由于石英砂表面特征的专属性不好，所以在这里采用了特征颗粒百分比的方法来进行定量分析（陈丽华等，1986）。此方法是Bull（1979）发展起来的。该方法将石英砂表面特征归纳为27种（在这里归并为25种）：（1）叠瓦状破裂断块（imbricatebreakcblocks）；（2）贝壳状断口（conihodalfractares）；（3）直撞击坑和擦痕（straightgroovesandscratches）；（4）弯撞击坑（curvedgrooves）；（5）随机定向擦痕（randomlyorientdescrat ches）；（6）平行阶梯状断口（semi parallelstep likefractare）；（7）弧状台阶（arc shapedsteps）；（8）曲脊（meanderingridges）；（9）不规则定向V型撞击坑（V shaped，irregularlyorienfdeimpactpits）；瑏瑠裂缝衍生的小断口（smallfractarescausedbyacrackpropagation）；瑏瑡棱角状外形（angularoutline）；瑏瑢次棱角状外形（sub angularoutline）；瑏瑣次圆状外形（sub roundedoutline）；瑏瑤圆球状外形（roundedoutline）；瑏瑥小的起伏（＜0.5μm）（lowrelief）；瑏瑦中等起伏（≈0.5—1μm）（mediumrelief）；瑏瑧大的起伏（＞1μm）（highre lief）；瑏瑨方向性溶蚀坑（crystallographicallyorientedetchpits）；瑏瑩不规则的小麻坑表面（irregular，finelypittedsurface）；瑐瑠网状结构和成岩溶蚀（anastomosingpatternanddia genticetching）；瑐瑡光滑的无特征表面（smoothfeaturelesssurface）；瑐瑢结晶增长—非晶质或隐晶质（crystallographicovergrowths amorphousorcryptocrysfalline）；瑐瑣自形晶增长（euhedralcrystalgrowth）；瑐瑤撕裂特征（zipreature）；瑐瑥星状裂缝和化学形成的裂缝（starcracksandchemicallytormedcracks）。
以这25种表面特征从上至下顺序排列作为纵坐标，横坐标为含有某种特征的颗粒占全部被分析颗粒的百分比，然后作图，即可得出特征颗粒百分比曲线。
（3）分析结果。由上述3条曲线可看出：
a.水石流混杂颗粒外形以棱角为主，占61%；次棱角状颗粒占39%；无次圆和圆球状颗粒。河流颗粒外形以次棱角为主，占61.5%，棱角状颗粒占22%，次圆颗粒占11%，圆球状颗粒占5.5%。泥石流冲刷层颗粒外形以次圆为主，占61.5%；棱角状颗粒占7.5%。从颗粒外形看，颗粒外形以水石流冲刷层最好。
b.在水石流沉积中，92%的颗粒表面有结晶学增长的特征，同时92%的颗粒上有化学溶蚀作用形成的裂缝和坑，还有46%的颗粒表面有曲脊存在。而河流沉积的石英砂中，只有11%的颗粒上有化学作用形成的裂纹，而有39%的颗粒表面有撞击坑贝壳状断口，这是由于河流中石英砂颗粒经常处于搬运状态，表面经常受到撞击、磨蚀的缘故。泥石流冲刷层中的石英砂颗粒与河流有相似之处，由图555可看出冲刷层石英表面39%的颗粒表面有撞击坑。
c.由图553可看出，河流的78%的颗粒表面具有不规则的小麻坑。这些小麻坑是由于石英砂经常受到力量不大的撞击和摩擦造成的，因为如果力量太大，则可能把砂粒撞碎。在水石流冲刷层中，亦有40%的颗粒表面具有这种不规则的小麻坑。
若将段家河冷水沟石英砂表面结构特征与黏性泥石流相比，二者在结构特征上具有相似性。据方小敏（1987）研究，黏性泥石流石英砂表面结构特征反映碰撞作用显著多于磨蚀作用。泥石流石英砂多为棱角状的不规则或极不规则的外形和较规则的多面体几何外形，这种外形实际上表明了泥石流的石英砂较少受到改造作用。化学结构非常发育，或部分保存完好。方小敏认为（1987），棱角状不规则颗粒外形、多面体外形+大型撞击坑+平整解理断口+保持完整的化学作用特征是黏性泥石流的标型结构组合。冷水沟石英砂的这种表面结构特征组合表明，该沟水石流由黏性过渡而来，在沉积时是水石流。冷水沟水石流的物质来自右2沟，与主沟汇合后成水石流，再经搬运约300m，出沟口沉积下来。
四、水石流的构造特征及沉积类型
黏性泥石流由于是浆体作为搬运介质，属于结构两相流，因而具有一些特殊的构造特征，如环状流线构造、袋状流线构造、石线构造及载荷（塑性）变形构造。在沉积模式上具有底泥层、混杂层、表泥层、冲刷层等（崔之久等，1990）。下面我们来分析一下水石流的构造特征。
（1）石线构造。
在水石流中，同样存在石线构造。巨大砾石排列成行，出现在水石流堆积体的底部。根据在北京山区的野外观察，这种石线构造的形成有两种可能。其一是水石流在运动过程中，巨大砾石在底部以滚动或滑动的方式前进，成为水石流当时的主流线或流核的标志。其二是多次堆积的结果。
北京山区水石流沟谷从上游至下游分布的大片水石流砾石心滩，使人想到形成石线的另外一种可能性，即是多次堆积作用的结果。如前所述，这种沿沟谷分布的水石流心滩堆积，对于同一片心滩来讲粒径大小相当。若是粗大巨砾，其堆积厚度一般与粒径相当，而且堆积位置一般都在比较平缓的地方，也就是说大致在同一水平位置上。其下可能是早期的水石流堆积，孔隙可能被后期洪水作用充填，或被后期水石流所掩埋。由于各次水石流的粒径大小不同，而每次水石流堆积缺乏底泥层与表泥层，这样各次水石流之间的界限便不明显。多次堆积作用的结果，在剖面上看来，粗的巨砾层便成了石线。
（2）沉积类型。
沟谷型水石流主沟床中是以水石流心滩堆积为主，坡面水石流和沟谷纵比降大的支沟水石流是以扇形地的堆积为主。从山坡支沟下来的水石流一进入主沟床，由于坡度骤然减缓，于是大部分物质便堆积下来形成扇形地。从剖面上来讲，由于这种堆积是一种卸载式的堆积，没有分选，大小混杂，其下部与流水作用形成的流水沉积相相接触。水石流的沉积缺乏底泥层与表泥层，因为水石流没有铺床过程。而水石流即使在沉积的当时有表泥存在，也会很快被后期洪水给改造掉。据野外观察，水石流堆积体的表面都很干净，几乎没有黏土淤泥层。
（3）水石流混杂层及大型砂砾透镜体。
这是水石流沉积所特有的性质。如怀柔县喇叭沟门乡前喇叭沟北辛店的水石流巨砾之间由流水作用形成的粗砂透镜体，最厚处为50cm，红色主要成分是石英和正长石，粒径约1mm，分选良好，有很好的水平层理。其中也间杂着一些小砾石，粒径在5cm以下，主要成分为花岗岩。
类似这种砂砾石透镜体在水石流的沉积中非常多见，这是由于水石流的暴发周期较长，暴发时堆积水石流所带来的粗大砾石。而平常则由流水占据沟道，洪水带来的相对细小的碎屑沉积下来，且具有较好的水平层理和分选性。流水长期作用的结果，便在水石流堆积体之间形成了大量的透镜体。
在北京山区，由于泥石流的堆积具有随机性，即堆积区经常变动，导致了其沉积剖面厚度不大以及难以划分出一定的相序来。
水石流的堆积若经常地在同一地点进行，是可以划分出很好的相序的。例如，挪威西部的Hornelen盆地Karlsbaret扇的例子（Larsenetal，1978）。该扇位于盆地边缘，主要由于水石流堆积形成，其间普遍有些洪水堆积及盆地泛滥沉积。该扇具有倒转结构，即颗粒由下至上变粗。该扇可以划分为5个主要的沉积相。
D相，是整个扇体最粗、厚度最大的部分，靠近扇顶，分选不好，颗粒分布多峰，由水石流形成。C相和B相是经过洪水改造而成，成分是砂和粗砂，粒度分布双峰，具有倒转结构。A相和E相则是盆地静水沉积和泛滥沉积。剖面上一个完整的旋回是：底部A相或E相，向上变为C相或B相，顶部是D相。这表明了这样的沉积过程，即一次暴雨水石流过后，盆地积水，形成静水沉积。之后，积水退去，形成盆地泛滥沉积。
然后，由形成扇的支流洪水对这些沉积进行改造，直至下一次大暴雨来临，再次形成水石流堆积，完成一个旋回。
综上所述，在此列表对水石流的发展特征和沉积特征作一总结，并与黏性泥石流进行对比。
（第八节）水下泥石流沉积相
关于泥石流机理的知识主要来自气下泥石流的研究和有关的理论工作（崔之久，1981，1983）。而人们对水下泥石流地质意义的认识，最早开始于对意大利亚平宁山脉北部晚白垩世—中新世复理石中泥石流沉积物的研究，但对其发育机理和沉积过程的理解始终建立在气下泥石流研究的基础上。非洲西北海岸外岛发生的大规模由滑坡引起的水下泥石流也十分引人注目（Tallingetal，2007；Wienetal，2007）。根据气下泥石流研究的最新进展，结合近年来人们对水下重力流作用认识的不断丰富，本书将水下泥石流沉积相分为水下黏性泥石流相和水下稀性泥石流相两种类型。
一、水下黏性泥石流相
其沉积特征与气下黏性泥石流相似，岩性可由含砾泥岩变化到含少量泥质的砾岩。
沉积物内部无层理构造；碎屑分选差，粒级范围可从粗砂到巨砾；碎屑主要呈基质支撑结构；碎屑组构杂乱或无组构，局部可见碎屑长轴发育反向递变（李思田，1988）。
水下黏性泥石流沉积的顶底界面通常为明显界面。沉积层的上覆和下伏沉积物为静水或深水环境中其他过程的产物，如深海泥岩、浊积岩等。
水下黏性泥石流发育和沉积的机理可以用气下泥石流的机制进行圆满的解释。在这一过程中，黏土—水悬浮体的密度决定泥石流的搬运能力。Hampton已指出，只要有2%—20%的黏土即能支撑砂的沉积物。并断言，如果只考虑结构标志，则砂质泥石流与其他作用过程所沉积的砂可能难以区别。我国对现代气下泥石流作用过程的研究也证明了这一点。因此，对古代水下泥石流沉积的鉴别应更多地从机理的角度进行分析，而不能仅仅依靠结构标志。
对古代深海碎屑序列中和现代深海环境中，黏性泥石流沉积是已经识别出来的泥石流沉积物的主要类型。已知在现代深海环境中，它们能够移动数百千米，覆盖面积达数千平方千米。
二、水下稀性泥石流相
在深海环境的混杂沉积物中，除滑塌沉积和黏性泥石流沉积外，还广泛发育着以碎屑为基质的砾石层，曾被归其为其他块体流过程的产物。或称其为滑塌浊积层（岩）、有人称为颗粒流沉积物、粗粒浊积层等。Walker（1979）认为这种沉积物只有两种可能的成因，即不是碎屑大规模整体运动（泥石流），就是碎屑悬浮在水道底之上的流体中。根据对气下泥石流研究的最新进展的比较，作者将此类沉积物归为水下稀性泥石流沉积。
水下稀性泥石流沉积的岩性可由含砾砂岩变化到砾岩，与黏性泥石流沉积的区别在于泥质含量低。Walker（1979）通过对加拿大魁北克省加斯佩半岛奥陶系和寒武系剖面的研究，识别出4种从有序到失序的堆积类型（图557）：（1）杂基支撑的混杂砾岩：
内部无层理构造，砾石分选差，无组构，无递变理象；（2）反向到正常的递变砾岩：砾岩层下部具反向递变，砾石层上部为正向递变，砾石可见叠瓦构造，砾石ab面具倾向上游的优势方向，a轴优选平行流向；（3）递变砾岩：砾岩层下部不发育反向递变，全层具正向递变构造，发育叠瓦构造和优选碎屑组构的特征；（4）有层理的递变砾岩：除发育正向递变、叠瓦和优选碎屑组构的特征外，砾岩层上部可见交错层理，反映牵引流作用在层的上部的重要性逐渐增加。
据李思田（1988）研究，水下稀性泥石流沉积的底界面经常是冲刷面，有时为明显界面，其成因可能与气下稀性泥石流的“拉槽”过程类似。从图558可以看到冲刷面之上为块状砾岩或砾质砂岩（A），组构可有可无，可见叠瓦构造、反向递变和正向递变等特征。块状砾岩或砾质砂岩之上是块状或具隐平行层理的中粗砂岩，泄水构造常见（B）。向上演化为具交错层理的中粗砂岩（C）。再向上则以平行层理细砂岩为特征（D）。层序的顶部为具水平纹层的细砂岩和粗砂岩互层（E），其特征与典型的薄层砂质浊积岩类同。水下稀性泥石流沉积层序之上可被滑塌层、黏性泥石流沉积层、浊积岩层或静水沉积所覆盖。在地层剖面中，水下稀性泥石流沉积的层序经常发育不全，并常与水下黏性泥石流沉积和滑塌沉积形成不规则的互层（图556），也是一种混杂堆积综合体的表现。
李思田（1988）、张学义等（1988）指出水下稀性泥石流沉积的岩相类型和沉积层序可从稀性泥石流的发育过程上进行较好的解释。早期的研究认为，泥石流搬运巨大颗粒的能力主要来自颗粒间的离散压力和基质强度。实际上，泥石流体同时具有多重支撑和搬运机制（如拖曳、滚动、滑动、悬浮等）才造成不同粒级颗粒的大小混杂。泥石流体流态分为滑动流、蠕动流、扰动流与紊动流及波动流（阵流）。
