倘若是同时沉积，如水下泥石流的水道浊积岩、冰碛、火山泥石流都可能是此种情况，多数将得不到反映流动环境的内部迹象，但泥石流基质能有微流动结构（见第五章（第五节））。
（四）胶结物和孔隙的结构
胶结物是指砾石和基质以外的化学沉淀物质，通常是结晶的或非晶质的自生矿物，它对颗粒起胶结作用，使之变成坚硬的岩石。黏土矿物也可以对碎屑起胶结作用，但由于其本身多为同期沉积物，与沉积作用过程直接关联，而把它归为基质的一部分。
在未成岩的混杂堆积中，胶结物含量很少。在混杂沉积岩中，常见的胶结物有二氧化硅、碳酸钙、菱铁矿、赤铁矿和磷酸盐等，其中二氧化硅胶结物可以是蛋白石、玉髓或石英，碳酸钙胶结物有方解石及白云石。
在混杂沉积中，当黏土物质较多时，胶结作用可以通过黏土矿物的重结晶而完成；黏土物质较少时，通常是通过孔隙水的化学物质沉淀而进行胶结。由于胶结物是化学沉淀物质，故可以按照其结晶程度、晶粒的相对大小和绝对大小、分布的均匀状况以及胶结物本身的组构特征等进行描述。
孔隙是各种混杂沉积的重要组成部分，它是未被颗粒、基质以及胶结物占据的空间。在碎屑岩中，孔隙可能充以气体，如氮气、二氧化碳或类气体；也可以被液体充满，如水、石油、矿化溶液等；还可以同时存在于气相或液相环境中。
孔隙可以分为两类：在沉积后立刻出现的原生孔隙，以及在沉积作用之后由于各种变化形成的次生孔隙。
原生孔隙：主要是粒间孔隙，是指由于碎屑颗粒组成的格架之间的空间。原生孔隙与沉积作用过程有一定关系，如乌鲁木齐河源一号冰川的冰上融出碛中，砾石间呈支撑型，基质很少，孔隙大，孔隙度可达40%以上；而冰下融出碛中，砾石间被基质充填，孔隙度很低。混杂沉积由松散堆积经埋藏、压实和胶结作用等过程，到形成岩石时，原生孔隙已经显著降低。通常分选好的沉积物比分选差的沉积物有更高的孔隙度。
绝大多数的次生孔隙，是在有效埋藏达到相当深度时产生的（成岩中期以后），一般是非硅酸盐类的组分。例如，碳酸盐矿物及氯化物矿物溶解的结果。对于溶解性比较差的硅酸盐矿物和其他矿物，例如氧化物类，可以被易溶矿物交代或被溶解，由此产生次生孔隙。其次，岩石的破碎和收缩作用也可能造成次生孔隙。
三、混杂堆积的颜色
颜色是沉积岩一个直观的、很重要的标志。对它的研究不仅具有理论意义，也有很大的实用意义。混杂堆积的颜色更是如此。混杂堆积之颜色以杂色者居多，多数取决于母岩，少数取决于后期风化，在露头上常常可以看见混杂堆积中的一些堆积构造是由颜色变化而显示出来的。
根据成因，可以把颜色分为原生色与次生色两大类。原生色则又可分为继承色与自生色两种。继承色取决于碎屑物质的颜色，如砾级和砂级碎屑颗粒的颜色。自生色取决于原生沉积矿物或成岩矿物的颜色，如含砾泥岩、泥质砾岩基岩中如果含有Fe3+，就会呈红色或黄褐色。次生色是在后生作用或风化作用过程中原生色发生次生变化而形成，如紫色含砾泥岩中，由于局部地方的Fe3+还原成Fe2+，而使岩石变成绿色。原生色的特点是，在同一层内常常是稳定不变的；而次生色则常呈斑点状或沿裂隙孔洞分布，它可以切过层面，在风化带发育，在自然界中，常见的是原生色和次生色都有的混合色。
自生色和次生色往往是由色素造成。色素含量一般不多，通常只有百分之几，甚至小于1%，但它对岩石颜色的影响很大。常见色素为铁质化合物和游离碳。
Fe2+和Fe3+含量比例不同，可以出现不同的颜色。红色或紫色决定于铁的氧化状态。
当含水的氧化铁作为色素时，沉积物呈现褐黄色。随着时间的流逝，在成岩后生期，含水氧化铁逐渐脱水，从而过渡为砖红色—红色—紫红色。紫色除与氧化铁有关外，也可能与氧化锰和含土状萤石有关。
绿色主要为Fe3+还原成Fe2+的结果，或因Fe3+/Fe2+比率较低之故；但当沉积物中含有Fe3+/Fe2+比率很高的硅酸盐矿物（如伊利石、海绿石、绿泥石）时，也可表现出绿色，代表弱氧化或弱还原的介质条件。蓝色、青色是硬石膏、天青石、石膏、岩盐等特有的颜色，有时蓝色是由蓝铁矿和蓝铜矿引起的。
大多数岩石的颜色由暗灰色变为黑色，是因为存在有机质（碳质、沥青质）、分散状硫化铁（黄铁矿、白铁矿）。这些物质含量越高，颜色就越深，表明岩石形成于还原或强还原状态下。当研究对象为黑色或灰黑色时，一定要分辨出它的色素究竟是碳质、沥青质还是细分散硫化铁物质，因为它们代表了不同的形成环境。习惯上，人们把颜色变深归因于有机碳含量的增加，但是，变黑与有机碳的百分含量并不是密切相关的。
颜色的分布由以下几种原因引起：（1）有机质中碳的比例，随同存在的有机分子的构造而变化。例如，虽然泥炭和油页岩都富含有机质，但都呈褐色；（2）细分散的硫化铁和黄铁矿、白铁矿以及胶黄铁矿和胶白铁矿，使沉积岩染成黑色，也可能是暗色低碳岩石的成因；（3）沉积物可以含有其他色素，因此部分掩盖了岩石中的有机碳的黑色。
岩石的颜色除与其成分有关外，还与粒度、干湿状况有关，粒度越小，相应的颜色要显得深些，湿的标本要比干的色深一些。
（第二节）混杂堆积的动力过程、搬运介质与沉积构造
一、动力过程
本节只讨论外动力作用混杂堆积的动力特征，但地球上任何一种堆积都是各种动力过程共同作用的结果，只不过优势动力不同而已。
（一）冰川动力过程
1冰川内部变形
冰川的动力过程是指冰川在其本身的塑性和重力作用下，沿着山坡凹处或从高处中心向四周低处运动的过程，根据冰川的规模可以把冰川动力过程分为线状的和面状的。
由积雪变质经过不同方式的成冰作用而形成的冰川冰是多晶固体。目前国际上普遍认为英国冰川学家格林提出的格林定律较好地描述了冰川变形的性质，即：ε＝Kln。式中，ε是应变率，l是施加于冰样上的剪切应力，K是一个取决于温度的常数，n是绝对值大于1的指数。这个公式的意思是对冰川施加一定的剪切应力，冰川冰的应变率很快变成恒定，随剪切应力的增加，应变率将十分敏感地以三次方的速度增加。温度越高，冰的变形越快。
温性冰川底部的剪切应力最大，运动速度也最快，因此整个冰川几乎是靠底部冰层的快速变形拖着向下运动的。而冷冰川底部是冻结在基岩石上的，是靠冰晶晶面在重力作用下相互错动、拼接做塑性变形的。
奈伊曾提出，宏观上可以把冰川冰看做是屈服应力为1bar的完全塑性体。这就是说，当剪切应力低于1bar时，冰川冰不运动，一旦剪切应力达到1bar（屈服点），则冰川冰按完全塑性体的特征作无限制的形变。冰川冰的真正性质实际上更趋近于完全塑性体。从而人们现在把冰川冰叫做准塑性体。作为准塑性体，冰川冰本身对基岩几乎是没有侵蚀力的。
运动着的冰川，不管其厚度与坡度如何变化，底部剪切应力总是接近于常数。冰川中任何一点的剪切应力的公式为：l＝ρghsinα。式中，ρ为冰的密度，g是重力加速度，h是冰川在该点的厚度，α是冰面坡度。既然剪切应力lbar为常数，那么冰川厚度h和冰面坡度α就存在着一种可以互为补偿的关系。即冰川要维持不断地变形，冰面坡度大的地段可以有较小的厚度，而坡度小的地段必须有较大的厚度。事实上正是如此，冰床和缓或平坦的段落，冰川流速减慢，厚度增加，形成冰川冰的前后挤压，即压缩流，为侵蚀强化的地区。当冰床陡峭（如冰瀑），则冰川变薄，运动快，形成冰川的纵向拉伸，及伸张流，侵蚀相对减弱。冰川一般总是有起伏的，冰面也因此有起伏，从而在纵断面上形成压缩流与伸张流的交替。冰川谷具有冰盆和冰坎交替的特征，其根本原因即在于此。
20世纪70年代末，研究冰川地貌过程的Boulton等（1979）提出了冰川底部存在易于发生变形的冰碛，在冰川重压下发生的变形会对冰川运动做出重要的贡献。但这种运动的必需条件是冰下的冰碛层是充水的，特别是当具有很高的孔隙水压力时，含细粒物质较多的冰碛极易变形。最近我们也发现在天山一号冰川底部含冰的岩屑层有变形，同时有沿剪切面的滑动。冰面的运动应大部分归因于这种发生在冰碛物中的运动（变形）。这就是说，冷冰川下的冰碛的变形在冰川运动中也应予以考虑（埃克迈依等，1987）。
2冰川底部滑动机制
冰川运动完全是由于冰川本身的重量产生的剪切应力所引起的，是冰川的内部变形，包括蠕变直到断裂的一切过程，形成各种页理、褶曲流变构造和裂隙、剪破裂面、断层等现象。这是冷底冰川和暖底冰川所共有的运动过程和现象。但是，对于暖底冰川来说，还存在着底部滑动，大量的地质地貌作用正是由冰川底部滑动完成的。在暖底冰川总的运动速度中其所占的比例可变化在10%—90%，而在冷底冰川（大陆性冰川）中所占比例不大于10%，因而也就决定了冰川侵蚀能力的大小。
公认的冰川滑动机制有三种：（1）强化的底部蠕变；（2）压融—复冰作用；（3）水膜滑动。
所谓强化的底部蠕变是因障碍物的阻塞而在上游方剪切应力增大，故应变速率相应增大，运动速度加快，并发生绕流现象。障碍物体积越大这种机制越显著。
所谓压融—复冰作用是冰温接近熔点，在障碍物上游方发生的压力融化和下游方因压力释放重新冻结而发生的复冰作用。沿冰床滑动的冰川遇到障碍物时，迎冰面因剪切应力集中而促进压融作用，产生的融水有利于增加滑动速度，背冰面因压应力降低而重新冻结，即复冰作用。复冰作用不仅可以俘获岩屑，而且能造成对基岩的拔蚀作用。磨蚀作用使迎冰面呈流线型，产生以粗粉砂级为主的岩粉；拔蚀作用使背冰面被挖掘成锯齿参差状，向冰川提供巨大的岩块。冰川规模愈大，底部滑动的距离愈长。磨蚀作用造成的岩粉愈多，故冰碛物粒度频率曲线上4—5处的峰值愈高，而冰碛物中大量粉砂与岩块共存原因在此。
所谓水膜滑动指的是冰川底部与冰床间有水膜出现时，减小摩擦而促进滑动。如果水膜增厚甚至充满空穴并形成有浮力的冰下水体时，冰川滑动速度将急剧增加，甚至出现灾难性的冰川前进，即所谓冰川阵性的原因之一。冰川底部的水可来自冰底融化（地热、摩擦），也可以是融水下渗，甚至是雨水，还有流量达每秒几立方的巨大溪流（夏季）直接流入冰川底部。
3冰川内部流路
不管冰川运动速度有多大，纯冰是没有侵蚀能力的。冰川具有侵蚀能力主要在于冰川中含有相当数量的岩屑，它们是冰川进行侵蚀的工具。
冰川内部的碎屑的流通道路称为流路。某些流路与冰床一度或始终保持接触，在这个流路上，冰床、岩屑有相互摩擦撞击的机会（包括剪切面），侵蚀作用得以进行。某些流路始终不与冰床接触，只能进行搬运，不能进行或很难进行侵蚀。因此，把前者叫做积极流路，后者叫做消极流路（图1310；照片35—照片37，照片313）。沿积极流路被挟持前进的岩屑在冰床上受阻或相碰撞、摩擦而对冰床和岩屑本身进行形态及表面的加工，形成羊背岩、鲸背岩、磨光面、刻槽、擦痕、擦面等大大小小的冰蚀形态，同时也造成磨蚀作用的产物——粉砂。毫无疑问，这些构成只能在温底冰川中产生，而与底部冻结在一起的冷底冰川是没有侵蚀力的。
（二）山地冰川运动中冰蚀和冰积的动力过程（图15，图111）
山地冰川冰体的黏度很高，密度082—092t/m3，运动速度很慢，只有2—100m/a。
因为冰川冰表现为固体或伪塑性体运动，以强大的动力携带粗粒和细粒物质到冰前堆积，碎屑物质基本上没可能在冰体内部发生重力分异和分选，因而冰碛物中碎屑颗粒大小混杂，无分选。
山地冰川侵蚀、搬运和沉积中的动力过程主要有：
（1）拔蚀过程。冰川冰在冰床上前进时，遇到冰床上突起物（羊背石、冰坎等），在其迎冰面处受阻形成一定的压缩流，为承压带，而背冰面为伸张流是压力释放带。压力释放可以导致岩体的破碎；同时在张裂隙发育处，因迎冰面的融水到背冰面重新冻结，破碎岩块与冰体冻结在一起，随着冰体前进，岩块便被撕裂，脱离母岩而被拔蚀成为粗大冰碛石的主要来源。
（2）磨蚀和剪切过程。在冰床或冰川前端的剪切面中，碎屑与基岩或者碎屑彼此之间相对运动，可相互磨蚀、磨平、擦划和刻蚀，使砾石成为扁平，并有磨光面和平行长轴的擦痕，同时也是产生粉砂碎屑的主要过程，故冰碛中粉砂成分很高（照片313，照片316）。
（3）推挤、挤压过程。冰川底部在上覆压力的作用下存在强大的挤压作用，底部碎屑在挤压下变得致密，空隙减小。大的砾石在运动时调整其方位以适应冰川推挤力的作用，形成长轴方向与冰川运动方向基本一致的组构特征，并在砾石上形成平行于长轴的擦痕。特别是迎冰面处，碎屑在推挤力的作用下形成扁平面倾向上游的叠瓦状排列的优势方位。冰川前缘的终碛在冰川前进中受到推挤，可形成前进型终碛垄。
（4）消融和流水过程。在冰面、冰底、冰前和死冰区，夏季冰川消融很强烈，可出现线状和片状水流，形成冰面泥石流。这些水流也可以使沉积物具有流水改造的特征：细粒较少，多为较粗大的砾石，在一些大砾石的背面，有沉积层理发育很好的砂透镜体。
（5）斜坡过程。斜坡过程包括碎屑沿冰面斜坡产生滚动、滑动、蠕动和流动，它是冰川环境中分布最为广泛的一种动力过程。在侧碛和终碛的形成过程中，斜坡过程产生的滚动、滑动可使冰碛中出现似斜层构造。
（三）泥石流的动力过程和特征
沉积特征是沉积环境和动力过程的反映，反过来说，沉积环境和沉积动力过程决定了沉积物的沉积特征。要分析冰碛和泥石流混杂堆积的异同，首先要了解泥石流运动的动力过程（吴积善，1981；钱宁等，1984，1986；倪晋仁，1991）。
泥石流的密度为132—253t/m3，流速为1—15m/s，是泥石流堆积出现混杂特征的根本原因。泥石流中的水分和细粒物质构成黏度高的结构性浆体，是搬运介质，其两相流可顶托大颗粒碎屑；快速运动流体中的紊动、扰动及层流流速差造成的剪切力，都可以携带粗大砾石向下游运动，使堆积物中大小混杂。另一方面，泥石流地貌过程表现为大冲大淤、运动距离短、发生时间短，使堆积物中没有分选的机会。