当水下沉积物堆积体失稳后，经过滑动、滑塌形成泥石流且具有较高流速时，在泥石流体的上下界面上随之出现两个主剪切面，此时流体上部有一无相对位移而结构稳定的流核，整个流体表现为滑动流的流态特征。若泥石流体在尚未演变为另一种流态之前沉积下来，则会形成块状的、无递变的、无组构的混杂堆积体。若泥石流体继续向下游高速运动，泥石流体之上的水体将逐渐进入流体上部，并使其黏度降低，此时泥石流体会出现分层现象。流体上层逐渐转变为以紊动流为主，粗大碎屑开始向上层的下部集中；流体下层在上层影响下黏度亦有所降低，其流态转变为以扰动流为主，颗粒间的离散压力增强，驱使大的碎屑向下层的上部移动，结果使泥石流体中碎屑的分布呈现出下部为反向递变、上部为正向递变的特征（张学义等，1988）。
随着搬运距离和流速的进一步增大，紊动流逐渐成为整个泥石流体的主要流态类型，使牵引流作用的重要性将逐渐增加。
李思田认为（1988）在深海环境中，当稀性泥石流冲出海底峡谷，进入较为平缓的深海平原之后，由于坡度减小，由重力分力形成的剪切力也随之减小，泥石流会逐渐停止运动，沿流向方向依次形成杂基支撑的混杂砾石层、反向到正向递变的砾石层、递变砾石层和具层理的递变砾石层。在气下条件下，稀性泥石流停积下来之后会发生分解，固体物质沉降，一部分液体被挤出泥石流体之外而消失。水下稀性泥石流则不尽相同，在固体物质沉降后，从泥石流体内排挤出来的浆体将进入上层流体，使上层流体的负载强度骤然增大。由此必然导致快速卸载作用，沉积迅速地从底向上进行。水下稀性泥石流进入沉积区后，其流动层的厚度从底和顶两个方向同时减薄，随着粗粒物质的依次沉降、流体层厚度的变薄，而流速的降低，最终逐渐演变为砂质浊流，并沉积出砂质浊积层。因此，水下稀性泥石流的沉积过程是一个连续的、渐变的重力流沉积过程，它与浊流为相互过渡关系。Taira和Scholle（1979）在研究了几个鲍马层序的磁性和颗粒的方位之后提出“在研段是由泥石流作用沉积的，这种泥石流作用逐渐过渡为浊流”。
三、水下泥石流沉积相与环境
Wlaker（1979）指出水下泥石流沉积可以出现于多种环境。海底峡谷、海底扇和冰海环境是水下泥石流最为活跃的地区。在古代碎屑沉积层序中，已知复理石盆地和冰海沉积层序中有许多水下泥石流沉积的实例。
海底峡谷的长度变化很大，通常与大陆边缘的类型有关。如切割加利福尼亚大陆边缘的峡谷长不超过20km，而发育在宽广的Trailing edgemargin的峡谷可达数百千米长。
峡谷的坡度通常与其长度有关，短的峡谷坡度陡，长的峡谷坡度缓、深度小。
海底峡谷中的沉积物多种多样，从粗大砾石滑塌沉积到极细粒的、发育良好纹层的远洋沉积都有。对于块体重力搬运作用而言，海底峡谷是其最活跃的地区之一，这里既是沉积物流通区即通过它向海底扇供给沉积物，又是粗碎屑的沉积区。泥石流沉积物通常分布在峡谷轴部、峡谷壁底和支峡谷附近，平面上呈长条状或鞋带状，在横向上与其他滑塌成因的沉积物相互穿插（图560）。剖面中，泥石流沉积呈透镜状，不能在侧向上长距离追溯，在垂向上常与滑塌沉积共生，并夹有薄层浊积层和远洋及半远洋沉积层。泥石流沉积的类型可能主要与物源和搬运距离有关。
海底扇发育于海底峡谷通向大洋盆地的谷口附近。海底扇是在海底峡谷通至大陆坡下部的地方由陆源沉积物沉积而成的。和在气下一样海底扇几乎总是出现在海底峡谷谷口附近，但其大小却非常不同，一般直接与海底峡谷的长度有关。海底扇的坡度与其大小有关，大扇坡度缓，小扇坡度陡。由海底峡谷至海底扇缘的纵向剖面上，其坡度总体上是由上游向下游逐渐变缓的。
扇谷中的沉积作用类似于海底峡谷中的沉积作用，也类似于气下泥石流谷地中的沉积作用，沉积物要比相邻地区中的沉积物粗。这些粗粒沉积物主要是由稀性泥石流、黏性泥石流、滑塌作用和浊流沉积的，其中稀性泥石流是最主要的沉积作用。随着稀性泥石流沿谷地流态的变化，常依次沉积杂基支撑的混杂砾岩、反向至正向递变砾岩、递变砾岩和具层理的递变砾岩。许多稀性泥石流沉积发育有典型的向上变细层序（似鲍马层序），厚可达几十至百米。
由于稀性泥石流是阵性的事件沉积，其发育的位置经常转移，因而在剖面中呈现为一系列砾石和砂的透镜状沉积层，其间被粉砂、泥和少量浊积砂分隔开。黏性泥石流沉积和滑塌沉积也是扇谷内常见沉积物，它们主要出现在扇谷的上游和扇谷底的边缘。这是由于扇谷壁往往呈陡坡常常失稳而发生滑塌作用。
像在气下一样，大多数水下扇谷的两侧均有发育良好的天然堤，有的高达几十米。
天然堤的成因是由于稀性泥石流主体沉积后，造成上层流体发生越岸作用的结果。天然堤和天然堤后地区主要由薄层浊积层组成。
扇中区的主要特征是扇谷分叉为许多扇中水道，这些分流水道向下游方向逐渐变浅，直至消失。水道内主要为砾质砂岩和块状砂岩沉积物，这是稀性泥石流与浊流过渡阶段的产物。在扇中下游和水道沉积物之上发育的主要是细粒递变沉积物。由于扇中分流水道经常迁移，因此往往发育有多个上叠的扇叶朵体，扇中区的沉积剖面则可能由多层次的、向上变细的层序组成（Walker，1979）。
韵律性互层的远端扇沉积向上渐变为成套的上叠扇砂，其中的砂层向上变厚。再向上，依次覆盖了有水道的上叠扇沉积物和孤立地扇顶水道沉积，其中还含有以向上变细为特征的透镜体单元（Walker，1979）扇缘区是一个平缓的坡面，无水道。薄层的高密度浊积岩层为其主要的沉积类型。
浊积砂岩层呈席状，上下层面平行，可长距离连续分布。浊积砂岩层之间是细粒的远洋及半远洋沉积物。海底扇之外主要是细粒远洋及半远洋沉积物，夹有薄层的低密度浊积层。
进积的海底扇会形成一个典型的向上变粗层序（图561）。完整的活动海底扇叶朵体的进积层序包括：（1）泥岩；（2）扇缘相和中部相的砂岩；（3）扇顶相的厚层粗粒层序。
一个海底扇沉积剖面可由若干层序组成。每个层序可有数百米厚，由泥岩层、砂岩层和砾岩层组成。这些三相一组层序中的每一个层序均代表扇的活动部分（砂岩和砾岩）进积到不活动部分（泥岩）上的完整层序。在整个进积层序中，沉积作用过程发生着系统的变化。从不活动扇相的低密度浊流，经过扇缘相和扇中相的高密度浊流，变成扇顶相的稀性泥石流、黏性泥石流、滑塌及其他块体流作用等。
由此可见，Walker向读者展示的是一个从有序沉积（浊积岩）向无序的混杂沉积逐渐过渡的全过程，展示了“有序”与“无序”之间既区别又不可分割的关系。
（第九节）气下和从气下进入水下的泥石流复合堆积——以东北晚中生代断陷
盆地泥石流沉积为例
泥石流堆积类型很多，可以出现在任何环境下，如在川西昔格达湖相层中有大量来自西侧谷坡的坡面泥石流体呈不规则透镜状穿插在不同层位的湖相层中。这既非气下也非水下类型，而是先气下再水下的复合类型，可以在现场看到湖相层多种褶曲变形。更大规模和更老的场景同样出现在陕西咸阳唐王陵砾岩沉积体系中，气下的唐王陵砾岩（照片524）大面积分布。具备种种泥石流堆积特征，对此曾有冰川成因说，但作者在现场观察整个砾石层中的砾石无任何冰川作用痕迹。砾石层从陆地到海洋连续出现，继而从砾岩演变为含较多砾石团块的砂岩。此已进入水体，因为泥石流团块边缘相不规则，呈散开状，再演变到含较少砂砾团块的砂质页岩，然后是页岩中含延展性较好的砂砾层，最后是灰岩层构成一个完整的从陆到海的沉积系列。
作者以为，发生在东北中生代断陷盆地内的泥石流堆积与煤层，也处在类似环境，只不过气下泥石流是进入到沼泽煤田和湖中，没有演变成像唐王陵砾岩那种沉积系列。
至少是先气下、后水下的复合系列，具有很好的代表性。故以李思田（1988）、张学义等（1988，1998）研究成果为主，作以下介绍。
对古代泥石流堆积的认识完全依靠地质特征的认识，因当时的地貌条件已无从捉摸，所以要困难得多。李思田等对此有很全面而独到的见解（李思田，1988）。
这些盆地具有相同或相似的裂陷—充填演化历史。经历了初始充填沉积、持续充填沉积和末期迅速充填沉积三个阶段。其中，持续充填沉积阶段又可分为早期湖进退积和晚期湖退进积两个亚阶段（李思田，1988）。
一、断陷盆地与泥石流沉积体系
东北晚中生代断陷盆地充填沉积体系的发育及其空间配置模式。在盆地充填沉积体系中，泥石流相十分发育，其中有气下也有水下环境，而且不同沉积体系中的泥石流相具有不同的特征。
1.冲积扇（气下）泥石流相
冲积扇泥石流相通常是源于盆地之外山区的碎屑，搬运到山麓沉积而成。也还有一种扇体沉积物是再滑塌型泥石流相，系先期扇体沉积物发生滑塌、破碎、再搬运所形成泥石流沉积物。
冲积扇泥石流在盆地的初始充填沉积阶段、持续充填沉积阶段的晚期湖退进积亚阶段，以及末期迅速充填沉积阶段均有发育。扇顶和扇中通常是其沉积的主要部位，但有些泥石流可一直进积到扇缘部位，乃至进积到冲积扇前湿地的沼泽及泥炭沼泽的部位（图568）。
泥石流冲积扇与下伏沉积物呈明显的冲蚀—铲刮关系（图563）。每一泥石流事件的沉积厚度多数十厘米至数米，泥石流沉积组合的厚度则可达数十米。
扇体沉积物中之再滑塌型泥石流相往往以块状砂质砾岩为主，砾石含量为25%—50%。除花岗岩、变质岩、火山岩等硬质砾石外，砂质、粉砂质等准同生沉积也占相当比例。
2.扇三角洲从气下进到水下的泥石流相
根据结构特征，扇三角洲水下泥石流可分为黏性泥石流相和稀性泥石流相（李思田，1988）。
稀性泥石流多由黏性泥石流稀释转化而成，其沉积物的主要特点是砾石含量多在40%以下，通常表现为绿灰—浅灰色砂质砾岩、含砾杂砂岩及含砾细粒砂岩。每次事件中稀性泥石流的沉积厚度多在0.30m以下，其中顶部常见不清晰的交错层理，表明已开始向牵引流沉积过渡。稀性泥石流相在扇三角洲水下部分极为发育，湖水的稀释作用是黏性泥石流向稀性泥石流→牵引流转化的重要因素。
3.湖底滑塌—泥石流相
这种类型的泥石流相发育在盆地持续充填沉积阶段早期湖泊体系较深湖积中。它与冲积扇沉积物再滑塌泥石流相的成因相似，但由于湖底沉积物粒度细，泥质比例大，质点间黏滞力强，湖底同沉积断裂活动是影响湖底斜坡和产生湖底滑塌泥石流的根本因素。湖底滑塌泥石流相常与岩层强烈揉皱但仍保持连续性的变形层共生。变形层主要出现在滑塌泥石流相的下伏层位中，其成因可能与泥石流运动过程中对下伏沉积物的拖曳作用有关。在气下泥石流底部也可见到同样情况，如甘肃武都白龙江岸剖面（图513）及江西庐山海会寺瓷土矿剖面（赵良政，1989）。此外，向湖心方向，湖底滑塌泥石流相可渐变为浊积岩相。阜新盆地沙海组第四段的泥石流相可作为这种类型的典型代表。
4.网状河道坍塌—泥石流相
网状河道发育于断陷型聚煤盆地具同沉积盆缘断裂一侧，时间上处于持续充填沉积阶段的晚期湖退进积亚阶段。
网状河道坍塌泥石流相在铁法盆地大兴矿区发育最为典型（图565）。河道坍塌泥石流相中，砾石含量为40%—70%，砾石成分以湿地坍塌的粉砂质、细砂质、泥质准同生碎屑为主，此外尚有占砾石总量约1/5的煤屑。砾石大小混杂，无定向性，最大直径达45cm，多呈次棱角状，其次为扁饼状、条带状、塑性变形等不规则状。砂泥杂基的粒度概率曲线为倾斜程度较小的多段式。该泥石流相与下伏河道正常沉积的具明显层理的含砾砂岩呈突变冲刷关系。在与之相邻的煤层中可见较多的泥石流砂质飞溅物。
可见，我国东北部晚中生代断陷盆地不同沉积体系发育着不同特征的泥石流相，正确识别泥石流相类型，可以查明其所在盆地大体时空格局，进而指导找矿。
5.泥石流沉积相与煤田
张学义等（1988）在“中国东部中生代断陷盆地沉积、构造演化与聚煤规律”研究工作中，接触了大量的冲积扇沉积物。查明泥石流是冲积扇的三种主要沉积类型（泥石流沉积、扇面河道沉积、漫流沉积）之一。大量事实证明，泥石流的发生、发展对断陷盆地的聚煤作用有重要影响。由于泥石流的发生有其特别的地理环境与条件，往往可以成为在此类盆地中寻找煤、气田的指向标志。
大兴矿在建矿和投产后，尤其是在采掘生产中，揭示出一种前所未有的地质现象，在煤田和矿井地质学中也从未论述过。有的认为，是沿煤层的裂隙，后期充填的砂岩，称其为“砂岩墙”；有的认为是内充填杂乱无章的角砾岩，称其是“陷落柱”；也有的称其为“石隔”；还有的叫做“石头包”；甚至还称为“火成岩体”等，说法不一。张学义等在对现代泥石流和古代泥石流进行比较研究后，对铁法矿务局大兴矿出现的这种地质现象以将今论古的方法，进行宏微观综合岩性特征及粒度分析，并应用古水流分析沉积参数和相模式法，采用多手段研究，最终确定为混杂堆积之一——泥石流体。
二、泥石流的沉积特征
铁法煤田大兴矿井下揭露的泥石流体，系沟谷型泥石流。
从平面上看，沟谷型泥石流体的几何形态是弯曲的、总体曲度不大的带状，沿东南—西北向展布。
在横剖面上，从井下揭露的情况看，泥石流沉积的宽度与下伏河道沉积之宽度总体变化于4—9m，泥石流沉积之两侧均被煤层所围限，两者间呈参差状，局部略呈凹凸的弧状接触。
在垂向上，泥石流沉积与下伏河道的牵引流沉积呈渐变过渡关系或不明显的冲刷关系。
从演化看，晚期的泥石流基本沿袭前期沟谷发育，但由于泥石流的侵蚀作用很强，在侧向上表现出相对于早期河道位置有一定程度的偏移。
