在中端的前段，有很多由泥石流堆积体形成的鲸背坝，可一直延伸到远端部分。鲸背坝长150m左右，形态类似由更新世冰期冰川形成的鼓丘。鲸背坝的顶和最宽处位于中端的下游段（这点与鼓丘不同）。鲸背坝主要由层理较差的砾石组成，多是发育较好的正粒级层，有些上覆一层不同厚度的富含泥质的无序粒层或一层薄的反粒级层沉积物，为碎屑支撑。鲸背坝形成于接近火山泥石流顶流且在顶流中发展，快速流形成于早期退水水流中。
远端阶段：
这一阶段流速快速降低，沉积物粒度也变小，中值粒径到前端下降到2.2，甚至2.3，但分选型增强。平原相与河道相的区别变小，前者扩大，后者收缩，鲸背坝不发育。
火山泥石流在远端前部转化为以流水作用为主的输出流——即水石流，故它有别于火山泥石流和一般的水流。它有以下沉积特征：（1）碎屑支撑的沉积缺少层理，是快速变化且无间断的沉积，而河流则发育交错层理；（2）反粒级；（3）低密度碎屑的粗尾，含有遭磨损的大木块，基质是砂状沉积，类似浮石中的基质；（4）浮石、木块等低密度碎屑集中在侧面边界；（5）分选型介于泥石流和流水沉积之间，中值粒径是2.5，而流水沉积的中值粒径是0.5—0.8。
（2）在垂直剖面上，火山泥石流可分为两种流体类型：顶流和底流。顶流沉积中含分散在基质中的中砾大小的碎屑。底流沉积中主要是碎屑支撑型的粗砾，所含基质与顶流中的一样。两种沉积类型的基质都是颗粒支撑结构，在两种沉积边界是由不连续动力塑造的表面，故形成鲸背坝。
3.火山泥石流的沉积物特征（Jandaetal，1981）
（1）火山泥石流物的粒度分布。
火山泥流沉积含中砾和更细的沉积物，其中砂和更粗的部分用筛析法分析，粉砂和黏土用Pipet分析。火山泥石流的分选很差，颗粒粒度分布通常有12—14级，如果不用中间级别的话，很难表明它的粒度分布。
（2）火山泥石流物的磨圆度。
颗粒磨圆度是区别火山泥石流沉积与其他重力沉积的有效方法，火山泥石流中的砾石磨圆度比相同搬运距离下的火山冲积物差，后者大颗粒可在搬运较小距离内磨圆。
底层中的棱角状粗碎屑大量分散在磨圆的河流沉积中，中等磨圆的颗粒沿途波动，不像河流冲积物那样有一定趋势。底层沉积颗粒比表层沉积中的磨圆差，反映底流沉积比表层紧密，底层中边界剪切力集中的地方比顶流沉积中的破碎度高。美国华盛顿州圣海伦斯山PineGreek期的第一次泥石流底层的“含球层”（ball bearingbed），含破碎颗粒比例更高。任何泥石流中所有粒级的碎石都是在这一层中含量最高（其中50%粒度是—4——5）。
火山泥流中的沉积物磨圆度还取决于原先颗粒圆度，磨圆的河流砾石聚集度和泥石流中的砾石磨圆两个过程同时进行。流体边界垂直带内，剪切应力集中，颗粒间相互旋转、滑动、摩擦，从所测磨圆度来看，磨圆度明显受侵蚀和破碎的影响。一些颗粒不平的表面受磨蚀和夹角受折断，结果球度增加，磨圆度也增加。
（3）火山泥石流中的碎屑岩石。
火山泥石流中的碎屑岩石有以下几种：
基性辉岩和橄榄岩基底：这是火山碎屑岩，被火山泥石流侵蚀。
浮岩，表明了泥石流与火山有关，向下游浮石含量增多，表示正常密度组成的沉积，较轻颗粒上浮而不易沉积。
圆丘状的低密度沉积：一些圆丘状的沉积由熔岩或角砾岩组成，密度低的能浮在泥流表层。6m的巨砾可以从表层突出来，蓝灰色棱柱状岩石，如粗砾和巨砾，在表层很明显，尽管它们在沉积物中的含量不到2%。
边带碎屑岩崩形成超基性岩屑：在底层中的不同颜色说明这些物质来源于不同部位的碎屑，最初倒塌发生在被基质覆盖和被5m厚的富含原生超基性岩的侧向沉积表层覆盖的大块岩石和岩崩区。底层下部的蓝灰色物质是原生超基性岩混在早期火山泥流中形成，接下来泥流物的主要来源是崩塌的更远部分，底层沉积再上部大岩块和基质的混杂体。最上部是火山泥石流后期形成的棕灰色底层，来源也是崩塌的超基性岩。
4.火山泥石流的边界特征
火山泥石流的边界或近边界，剪切应力非常大，泛滥平原相底部侵蚀很少，输送连续流的河道表现了很强的剪切力作用。有些地方发育底层，是河床相的重要特征，侵蚀很少。另一些地方，在原有的河流冲积物被修剪成石铺砌。
（1）火山泥石流侵蚀的石铺砌。
有些地方，密集的火山巨砾切入流体边界，形成类似于冰川砾石中的平石铺砌，叫石铺砌。尽管石铺表面未被冲蚀，但明显的是被底流中的巨砾刻蚀、冲击。石铺直接位于泥流沉积下部，无底层。
（2）底层——底泥层或底砾层。
底层是火山泥流底部一层物质明显更不同的层，一般厚10—25cm，形成于泥流上涨和高峰时期，是剪切力集中的先成河道的特征。根据近边界处的剪切量，分为三种类型：
缺粗碎屑的砂质底层：相对活跃的水流形成，大多受边界影响形成，一般在泛滥平原上。
有分散粗碎屑的底层：比上部沉积更紧密，多粒级分布，是含—5中砾的粉砂，至少是底部常见的反粒级，一般在河床相中。
碎屑支撑的砾质底层：即“含球层”（ball bearingbed），集中了分选好的，被侵蚀的破碎中砾。—3——4的中砾组成这一层的主要结构，含粉砂，这是大范围的火山泥石流的底层，常出现于河床相中，其中有直立的树桩，表明火山泥石流活跃，但持续时间短。
（3）反粒级。
反粒级开始于边界或底层内部，有时中间夹有未分选或弱分选的核（粗砾团块），以上其余部分为正常粒级。
（4）边界特征的成因及相互联系。
有些过程与边界特征有关，包括：（1）边界剪切应力集中，结果优先使粗颗粒上升形成反粒级；（2）剪切力集中在能量快速消失处，这里粗碎屑直接侵蚀河道；（3）压力膨胀导致摩擦力增强，使边界层碎屑破碎；（4）由于泥流内堵塞而边界转移，造成颗粒类型和强度不同。
（5）总结。
火山泥石流在发育过程中，沿程有三段：近端、中端和输出阶段。流体类型从火山碎屑流或碎屑岩崩转为泥石流，又转为集中水流，相应地形成了一些不同的沉积相：河床相、泛滥平原相、过渡相、输出相以及相关水流沉积。火山泥石流边界剪切力集中，形成两种类型的边界，一种是侵蚀作用的石铺，另一种是沉积作用的基底层（底泥层或底砾层）。
5.火山泥石流的沉积相模式
火山泥石流是火成碎屑沉积的重要方面，它具有自己独特的沉积特征，对这方面的研究也相对较为充分。
火山泥石流可以区分为如下一些类型：
河床相（laharchannelfacies）、泛滥平原相（laharflood plainfacies）、过渡相（transitionfacies）、外冲相（laharrunoutfacies）、相关流水沉积（lahar relatedstream flowdeposits）。
比较几个古代和现代的火山泥石流沉积，建立了火山泥石流的沉积相模式。每一个火山泥石流的沉积单元和它们相应的流体都代表该沉积体系中特定的流体过程和环境。
（1）河床相：火山泥石流河床相广泛存在，虽经后来的泥石流侵蚀，仍能局部暂时保存。河道越宽，保存则越好。识别河床相可确定古河道的位置和年龄，有些地方可见到它向侧方转变为泛滥平原相，表示了古河道的排列形状。
（2）泛滥平原相：火山泥石流的泛滥平原相是火山泥石流中分布最广泛的沉积单元，由相应的顶流在泛滥平原上沉积而成，广泛分布使它很易在地层记录中保存。
（3）过渡相：火山泥石流输出流可形成一些越岸沉积，在地层中老的沉积可夹在泛滥平原相中，表明一些老的火山泥石流的输出流可达离火山口80km以外，并淹没泛滥平原。输出相的特征是：（1）大型层状构造；（2）大部分沉积单元中视反粒级；（3）边界或近边界上局部有浮石和木块；（4）细粒分选在1.1—1.6的松散砂体。
（4）外冲相：外冲相的特征是底部由砂和细颗粒组成的细粒的沉积物，类似泥石流输出相，通常粒级（反粒级）向上变为多泥的较粗的分选差的泥石流沉积。外冲相可分为三个部分，下部砾石层，部分有原生层理的砂或细粒物质，上部一层为薄的泥质支撑的巨砾碎屑。
（5）与火山泥石流有关的流水沉积相：流水沉积直接与火山泥石流相联系，洪水通过侵蚀携带大量物质进入火山泥石流，输出流稀释形成的流水沉积类似于正常水流沉积，但可能含与火山泥石流有关的细颗粒、木炭和大量浮石。通常这些沉积在后来的洪水中被侵蚀作用大量重新搬运。沉积特征是层理清楚的砂，明显比输出流有更好的分选，大部分由火山泥石流后的水流沉积组成。
给出了典型火山泥石流的各种相的沉积特征图示，也反映了MountSt.Helens火山泥石流沉积相特征的综合表现。其最大特征是反粒级结构的普遍发育。
6.火山泥石流沉积的侧向分带性前文已述，火山沉积的动力与过程具有分带性，靠近火山口，以底部爆炸冲击波、炽热火山云为主，而远离火山口则以火山泥石流为主；相应的，火成碎屑沉积物也具有分带性，靠近火山口，以坠落、碎屑流、冲击波沉积为主，远离火山口，以火山泥石流沉积为主，再远以与火山相关流水沉积为主。
7.火山泥石流沉积模式
火山碎屑流动沉积物可成因于底部爆炸冲击波、炽热火山云、斜坡碎屑流以及火山泥石流等多种机制。
底部爆炸冲击波沉积物常发育大规模的交错层理，但是现在已描述的许多底部爆炸冲击波的特征与一些炽热火山云特征相似，这说明这两种作用形成的沉积物很难区分。这类沉积中的原生构造同在其他湍流、密度流沉积物中发现的那些构造很相似。
坡地泥石流沉积是坡地上碎屑液态化向下运动而沉积的，由于碎屑颗粒粒度、密度以及形状的影响，在碎屑运动过程中，由于颗粒的相互碰撞、换位等，使这类沉积中发育一些特有的粒度特征和厚度特征。
RSJ斯帕克斯等提出了陆上火山泥石流沉积物的一个“标准的”垂向层理序列模式。
一般从火山泥石流中沉积下来的层常是有粒序变化的或块状的。图577模式中的“流动单元”可再分为两个渐变的层（2a和2b）：2a是具有反粒序的颗粒较细的层，这一层厚度较小；而占“流动单元”90%以上的2b层，总体上浮岩碎屑的粒度向上增大，并且在顶部达到最大限度，而岩屑则集中在这一层的底部附近。浮岩的反粒序变化可用漂浮作用加以解释，即基质密度比碎块密度大些。
应该指出，这类沉积物是相当复杂的，许多地区的沉积并不符合这一“标准”
模式。
火山泥石流沉积物的侧向变化和垂向变化很复杂，顺流动方向往下，粒度和层厚可能减小，也可能增大。目前关于其向侧向变化的较全面的研究是N·塔赛等人（1978）关于诺兰达太古代火山泥石流的研究，可以归纳为两种截然不同的层型，它们具有不同的平均厚度、粒度以及原生构造。这两种层型中，A型比B型层厚，并且A型层中，层厚随搬运距离增大而增加；B型层中，层厚随搬运距离增大而减小；A型层中，绝大多数的构造都具有粒序变化，平行纹理少见。近源剖面中块状的层或反粒序层所占比例很高，相反远源区其剖面特征则是具有正常的粒级层，以及显示出平行文理的层较多，中间剖面则表明从近源相向远源相的过渡；B型层中的粒序变化也很常见，以正递变为主（图578，图579）。
关于这种相侧向变化的成因，N·塔赛等认为，B型层可能起因于密度较低的减速的湍流悬浮液（如浊流）的堆积，造成A型层的流动，大多数在远源区看来都是湍流成因的，但在较近源区，则几乎一半的沉积物来自片流悬浮液（如泥石流）的堆积。
由此可见不同的搬运机制作用于流动的不同阶段，这可能是由于流动速度增大而附加黏度减小所造成的。
代表两种不同堆积类型（A和B）的太古代水下火山泥石流沉积物，此类沉积物各层平均厚度和原生构造序列随着搬运距离的增大而有侧向变化。构造序列的频率分布是用百分数表示的，每个剖面的总数都是100%。
（第十一节）冰川与冰湖溃决泥石流堆积及
一次典型的暴雨泥石流堆积
一、冰川泥石流
最著名也是最有代表性的冰川泥石流是西藏波密地区的古乡冰川泥石流，自1964年暴发并通过同名电视节目传播而广为人知。据说当时规模巨大，影响深远，但事后对沉积特征研究并不多。
分布于高山冰川与积雪区边缘，固体物质主要由新老冰碛和雪崩岩屑所补给，水源依赖于冰雪融水及冰湖溃决水的泥石流称为冰川泥石流（邓养鑫，1983）。
天山博格达峰地区既是东天山现代冰川最集中和最发育的地区，也是现代冰川泥石流最活跃的地区之一。
在博格达峰地区，冰川泥石流主要分布于南坡古班博格达河现代冰川与雪崩锥的下方，其堆积物沿着主河两侧呈扇状、垄状及锥状形态展布。
在古班博格达河内有8处在成因与类型略有所差异的冰川泥石流。
在古班博格达河10号冰川终碛垄外侧的西南方，分布着一处从终碛垄的低洼部分向外侧古班博格达河河漫滩延伸的扇形地，有的是终碛垄经冰川融水冲蚀而形成的冰川泥石流堆积扇。扇面平均纵比降为8°。该冰川泥石流堆积扇上砾石的粒径一般为0.2—0.3m，由于搬远距离极短，所以磨圆度与冰碛石的磨圆度没有差异。上述各泥石流垄系最新发生的冰川泥石流堆积而成。
有的冰川泥石流堆积扇扇缘直达古班博格达河最大的冰湖之畔。扇轴的纵比降由上至下从18°渐变为14°、10°，最后降至5°。整个堆积扇上巨砾满布，坎坷不平。由于该冰川泥石流堆积物大量倾泻于冰湖中，从而使湖水受到推挤而偏位于对岸。
比较典型的一条冰川泥石流流域，自上而下划分为补给区、形成区、流通区、堆积区四个区段（图580）。由泥石流堆积扇上有无植物以及植物生长的程度、砾石的新鲜程度、土壤成熟度等指标判断，可将该冰川泥石流堆积物分为不同期，其中I、II期较老，位于堆积扇的中部与南侧，其上部长草甸；III、IV期其表面砾石新鲜。