随浆体浓度的增加，流变曲线从属于牛顿体范畴的直线型（Cv＜0.2的样品）逐步转化成先呈弯曲状后呈直线状变化的宾汉体范畴，Cv≤0.2，浆体中细颗粒几乎不发生连接，平均粒径曲线和定向度变化曲线也表明其中颗粒产生显著的沉积分选和定向，相当于正常流水沉积环境中沉积物的特点。Cv＝0.3时，稍稍弯曲的流变曲线说明浆体中部分细颗粒已产生一定程度的连接。经电子显微镜观察，细颗粒多以絮团形式连接，致使颗粒的沉积分选和定向受到一定程度的减弱，但基本特点仍和Cv≤0.2时相似，大约相当于洪水和稀性泥石流沉积环境中沉积物的特点。此外，在Cv≤0.3时，颗粒的定向度高，且在剪切前后无什么差异，颗粒的定向主要由重力产生，光学薄片分析显示构造上为层理特征，结构上为颗粒支撑。Cv≤0.4时流变曲线强烈弯曲，τ0值猛增，反映大部分细颗粒已相互产生连接。经电子显微镜观察，其连接形式多为密实的网格形式，部分为絮团，粗颗粒均匀地被这种结构的浆体包裹，形成杂基支撑结构和块状构造。平均粒径—深度曲线和定向度曲线也同时反映出颗粒在垂向上OR＝—R2.颗粒定向度曲线；εm.紊动能量示意曲线；x.样点纵向等比距；y.样品垂向等比距；A—G.构造类型；L.层流；I.过渡流；T.紊流；样点无沉积分选和定向，重力的作用为浆体的黏滞力所抵消。但是当浆体被剪切后，颗粒定向度显著增加，电子显微镜观察显示颗粒定向良好，部分细颗粒形成流动纹层。
因此，在泥石流沉积物发育杂基支撑结构、浆体为紧密的网格结构时，亦即在黏性泥石流情况下，颗粒的定向主要是由剪切力作用完成，理论分析和观测结果是一致的。
方小敏（1987）指出由公式（1）和图529可知，剪应力的减小意味着泥石流的上部将首先产生一层剪应力小于浆体黏滞力的无变形的块体［Johnson（1970）称之为流核（raft）］，泥石流的快速停止，也就是流核快速向底部扩大，最后整个泥石流体成为一个大的流核块体而“冻结”于河床上。在流核内部，原先可以悬浮的巨砾因流核内部的运动变形停止而产生下沉，如果巨砾含量较多，巨砾间便形成格架接触，直到泥石流停止。如果巨砾含量较少，在泥石流沉积的初期，巨砾就沉积在沟口而脱离了泥石流主体。还必须指出一些砾石虽然可以下沉，但它们受到泥石流体静切力（比计算不沉粒径时所采用的浆体静切力要大得多）阻碍，其下沉速度是较慢的。又由于泥石流体中水分的损失而使泥石流体的静切力显著增加，因此下沉就更加困难。野外可以观察到泥石流呈舌状整体式沉积，沉积后仍保持它运动时的结构特征，剖面无沉积分选层次，砾石呈相互支撑和半支撑状态。
从流态来看，泥石流沉积，是由紊流经层流变化到蠕流，然后到停止的过程。流态的变化应导致微构造的变化。可是在泥石流头部，尽管沉积中流态的变化非常大，但在微观上难以找到层流和蠕流所形成的构造痕迹。而微构造和气孔的有规律分布，说明是受运动中流态和动力学的影响。但是，对于一些容重很高黏度较低的黏性泥石流以及容重和黏度都较低的黏性产生轻微的沉陷，形成贴边构造或半环状构造，且流纹不明显、不连续（因缺少细颗粒）。但是其他构造单元的特征和各种流动构造的痕迹仍是十分清晰的。
绕流和分流构造的发育，反映浆体中粗颗粒和细粒浆体之间仍存在一定的相对运动。细粒浆体运动较快，遇到粗颗粒时就产生绕流，并在粗颗粒后方还可能产生一定范围的紊动，形成粗颗粒背流区。这与具有结构强度的层流在绕过球体后流线的分布形式和所形成的涡流区现象极为相似。事实上，绕流运动在各个层次上都会产生，粗粒浆体中细粒浆体绕流粗颗粒，粗粒浆体又作为一个整体绕流更大的砾石，它们所组成的泥石流体又可以绕流巨砾，在宏观上形成各种流线构造。产生绕流的力源，是由于不同粒级的颗粒在泥石流剪切运动中，对剪切作用所产生抵抗力的不同，颗粒越细，越易受剪切运动，其速度也就较快。
如宏观构造一样，根据对微构造的特征和形成机理的探讨，采用成因—形态分类法也可对泥石流微构造进行分类。首先，依据微构造的形成机理和时间将其划分成同生构造和准同生构造两大类。同生构造指泥石流在搬运和沉积过程中所形成的构造。准同生构造指泥石流沉积后到干硬之前，由重力、压力和脱水等后期作用所形成的构造。同生构造中，再依据构造的形态特征划分出各构造类型并结合习惯予以命名。准同生构造中也同样依照构造的形态特征划分出类型并予以命名。
四、泥石流石英砂的表面结构特征
泥石流堆积物含有大量的泥质与巨石。在细粒级的石英砂的表面常留下了似冰川或源地物质的特征，如多棱角、具平整的解理面、擦痕及贝壳状断口等。
泥石流石英砂粒与原始的冰川石英砂粒的外形特征有类似之处，如尖棱状的外形和贝壳状断口等，但两者的区别也十分明显。首先，泥石流石英砂粒的贝壳状断口远比冰川石英砂粒发育，断口常十分密集分布，在一个棱尖有6—7个之多。其次，泥石流连续撞击刮削形成的擦痕与冰川挤压形成深而直的擦痕有明显的差异。这是由于泥石流运动特征决定了石英砂粒之间有更多的碰撞机会所致。第三，其尖锐的外形并不与因冰川挤压而造成的平整解理面、翻卷薄片、压碎和变形的解理薄片相伴生，当然更不会有因固定研压而造成的深坑。泥石流石英砂粒更类似于刚脱离母岩的风化碎屑，保持光洁的平面和众多的贝壳状断面等。形象比喻很像是一些微型的旧石器（砍砸器和刮削器）西藏波密泥石流堆积中的石英砂（尖角的外形，显示多棱角的特点并伴生碰撞坑）。泥石流石英砂粒表面还独具平直而光滑的刮削器和平行弧状的刮痕，是其他成因的石英砂所没有的（谢又予等，1980）。
（第六节）泥石流（气下）堆积相模式
泥石流的研究已有较长的历史了，然而，迄今国内外尚未建立公认的泥石流相模式。这主要是因为对泥石流沉积体本身研究不够，大部分人认为这是仅一种“杂乱无章”的沉积体而已。对于任何一种类型沉积物研究深度与广度评价的重要标志就是该类型的相模式是否建立了。相模式的建立将成为这一类沉积物对比的标准，为预测以及对环境作出合乎逻辑的解释提供基础。因此高度概括一种沉积物的相模式是沉积学者努力追寻的目标（拉斯特，1982）。
的确，泥石流沉积较之海洋、湖泊、河流、风砂等有序沉积是杂乱多了。但它还是有其特特殊规律可循。作者通过多年在甘肃、陕西、川西、云南等地对各种泥石流剖面的岩性、沉积构造、相序列及其他相标志的深入研究，已将复杂的沉积序列归纳为能够反应泥石流沉积规律的相模式。在应用中也都得到了较为理想的结果。
一、方法及标志
1.采用方法
由于地层沉积序列、露头情况以及研究者的侧重点、方法、经验等不同，故做出的相模式也不同。表示相模式的方式也就不同，如理想化的相序、图解、立体图和各种方程等。为了减少这些差异所带来的人为因素影响，应该采用一种科学的方法建立相模式。概率统计学中的马尔柯夫链对具有很好的垂直剖面的地层沉积相模式的建立比较适用。因此，笔者采用此法对实测的第四纪泥石流沉积剖面进行了分析、概括，并用以建立相模式。
2.分层的标志
仔细观察甘肃武都、云南蒋家沟、陕西、川西等地区巨厚的泥石流沉积剖面，就会发现剖面是由不同的层（相）所组成。为使所统计出的相模式更为合理、更有普遍性、更具概括性，实测时选择了不同地区的剖面。其中符合统计学要求的有：甘肃武都地区全家沟的3个纵剖面和3个横剖面，小墩崖的1个横剖面；甘—川公路426km处的2个横剖面以及陕西眉县鹦鸽嘴附近的1个横剖面。这些剖面的特点是：
（1）都发育在现代泥石流活动区域，对其成因没有争议。
（2）厚度大，一般都在15m以上，最厚30m。层数多，大多可分出40—50层。
（3）剖面清晰，剖面中各层间的接触关系清楚。
值得指出的是划分沉积类型是整个工作中最重要的一环。野外详细地划分各种相，充分对比这些相的特征，了解它们在泥石流体中的空间位置以及沉积时间的先后，才可得到反映沉积环境的最正确的信息，以建立可靠的相模式。这里必须掌握一个原则，即这些相必须要有明确的地质意义，同时要符合马尔柯夫链计算要求。如过去人们对同一层泥石流的碎屑是下粗上细、还是下细上粗，即粒序，有争议。实际上因观察的剖面不同及观察点位置的差异，两种情况都可能出现。作者对9个泥石流剖面进行实测时也注意到这个问题。笔者对泥石流沉积体中同一层的上、下砾石砾径有较明显变化的层进行了细分层，即分为：粗砾泥石流层和细砾泥石流层。这里粗砾、细砾的砾径没有固定的标准，只要同一层上、下砾径有较大的变化就分开。这是为更好地讨论泥石流粒序问题而划分的。然后从统计学的角度研究它们之间的层位关系。
通过对剖面的结构、构造、粒度、层与层之间关系的分析，可以把剖面中的各种相划分为6种不同的类型。它们在空间上不同的排列组合便构成了泥石流沉积体。结合甘肃武都地区全家沟左岸泥石流剖面（图532），现将各相特征分析如下：
A相——粗砾泥石流层这种层在剖面中的厚度最大，是泥石流暴发后沉积的主体，有不同表现形式（可以表现为混杂砾石层和悬浮变粒级层，图530中的各厚层）。它具有连续的粒度组成，以砾石为主，从黏土到大漂砾都有，分选极差。含有各种反映泥石流流动特征和沉积特征的结构与构造。如载荷构造、石线构造、叠瓦构造、袋状构造、环状构造、悬浮结构、支撑结构、叠置结构等。砾石的扁平面多倾向上游。
A1相——细砾泥石流层同A层一样为一次泥石流暴发形成的沉积体。较之A层砾径较小，含细粒物质明显增多。厚度较小（图532，A层之上的A1层）。
B相——表泥层是泥石流停积后，细粒物在一些低洼地或平整地上上浮铺垫而成。而在稀性泥石流地区，表泥层可能是在泥石流停滞下来后由泥浆漫流而成。特点是：由砂、粉砂及黏土组成，与下部层逐渐过渡。部分层中可见到小蜗牛及植物根系（图532B层；照片518，照片519）。
C相——冲刷层在泥石流沉积以后较长时间内，其顶部受流水冲刷改造而成。顶部的细粒物质被搬运走后残留粗砾物。流水对砾石进行了一定程度的改造，成为具叠置或镶嵌结构的冲刷砾石层，厚度以小股水流冲刷深度为限，一般厚20—30cm。下界平整，小于20—30cm的砾石发育叠瓦构造，孔隙度大、松散、略与冲积扇堆积中的筛滤沉积层相似。它在剖面中具有沉积间断的意义，是泥石流活动过程中有较长时间停歇的代表层。
D相——底泥层是泥石流初始阶段铺床过程所形成的。一般厚10cm左右，由砂、黏土组成，随下伏界面起伏，干涸后十分坚实。与下伏层有一个明显的界线。一些底泥层中可见树叶、枝以及草等植物体被卷裹在层中。D相一般呈波状起伏，当A相堆积而受挤压时常发生变形，迫使D相减薄、增厚或缺失。这种变形有时是与基底（如冲积层）表层同时发生的（照片513—照片515）。
E相——泥层由于甘肃、陕西等地区黄土较发育，因此在剖面中时常可见到由泥流堆积而成的泥层。它是泥流堆积主体部分，它与泥石流体在含泥、含石量上有很大的差别。
二、相模式的建立
作者主要根据拉斯特（1982）和Warker（1979）所介绍的方法建立相模式。熊黑钢等（1991）结合甘肃武都全家沟左岸剖面（图532）有下述几个步骤。
（1）仔细观察对比典型剖面、分层并进行实测后，建立柱状剖面图。分析各层间的关系，做出相关系图（图533）。说明剖面中相与相之间的关系（图533中的数字表示相之间变化的数目）。
（2）根据相之间变化的数目，建立观察到的相关系矩阵（表512）。
（4）利用方程
rij＝niN—nj式中：ni是i相出现的数目，nj是j相出现的数目，rij是i相转变j相的随机概率，N是所有相出现的总数。此方程可用于各种情况。
求出随相序列的转移概率（表514）。这是根据所有相变都是随相的假设作出的一种转换概率矩阵，概率只取决于各相的绝对丰度。
（5）用观察概率减去随机概率，即Pij减rij得到一个差矩阵。
（6）用差值矩阵（表515），根据比随机更常出现的相变对观察到的相关系图进行简化，建立新的相关系图。很高的正值（相变比相是随机的常见得多）在图中用双线箭头表示，只是比随机稍微常出现一些的相变用虚线箭头表示，而单线箭头表示粗线与虚线之间的中间相变。
（7）用新的相关系图，作出充分反映剖面的优选相序图。
（8）取0.09为界线值，舍去差值小于0.09的相变。再考虑相之间的接触关系、厚度等作出剖面反映地方性泥石流沉积特征的模式。
1.标准相模式的建立
用上述方法笔者共做出了9个满足统计要求的地方性相模式。对比这些地方性相模式可以看出，它们大同小异。其中以CDAB组合最为常见。一次完整的泥石流沉积包含了DAB三层。而C层是经过较长时间流水冲刷后形成的。A相与A1相关系的统计结果是A1相常出现在A相之上，说明泥石流沉积以正粒序为主。统计中泥流层常出现在C层之上、D层之下。但由于其仅在黄土区出现，没有普遍意义，因此笔者在标准相模式中没有将它列出。综合、概括统计出的9个地方性的相模式，并结合25个层总数较少、厚度较小实测剖面的相变规律，得出了标准的泥石流沉积相模式（图537）。它由C、D、A、B4个相组成，代表一次包含泥石流沉积及后期各个阶段动力过程的沉积物。
这一模式是作者解释环境及其沉积过程的基础。
2.泥石流扇的环境模式
