在水中，被搬运的岩石碎屑相互撞击、摩擦的机会十分频繁，棱角状的碎屑很快被磨圆，因此，可以根据球度、磨圆度、扁平度等指标，来区别沉积时流水的动态及搬运距离的远近。冰川冰是一种特殊的流体（完全黏滞流或假塑性流），处于冰川中的岩石碎屑很难磨圆。冰川学的研究证明，即使是处于压力熔点的温底冰川，冰的流变也主要是通过多晶体的冰川冰内部的滑动，特别是沿基面的滑动来实现的。冰晶之间的界面是如此的复杂，要实现粒间滑动及晶体方位的大幅度调整，是很困难的。处于冰川冰中的岩石碎屑被冰所包围、限制，其活动性同样也不是很大的。冰中岩石碎屑相互接触、摩擦的机会，比在流水中少得多，因此，许多进入冰川的岩屑，虽然经过很长距离的搬运，仍然保持着原来的棱角状态，这是众所周知的。
但是，冰川中的岩屑对周围的冰川冰来说，毕竟是一种异物，其运动方式、速度与周围的冰川冰有所不同，这就为冰屑的形状、表面结构的改造带来了机会。首先，是其容重比冰大好几倍，从理论上讲，在冰中应发生缓慢的下沉运动，更重要的是，岩石碎屑的强度比冰要大得多，如花岗岩的抗压强度比冰大130倍，抗剪强度大40倍，特别是冰川深处围压升高，冰的强度大大降低，这种差别就更大了。因此，冰川冰很容易绕过冰中的岩屑前进，特别是岩屑受阻或质量增大时，更是如此。当冰川沿冰床作底部滑行时，大的石块受冰床阻力很大，速度很慢，小的岩屑随冰前进，速度要快得多，这样，就形成冰中大小碎屑的相对运动，总的趋势是较小的碎屑追赶较大的碎屑（图15）。
应该指出，这种滑动除了主要发生在冰川底部外，也发生在冰川的压缩流段落形成的众多剪切面或冲断层上。前者是冰川的底部滑动，后者是冰川剪切面滑动。这就是冰川作块体运动的两种主要方式，沿着滑动面岩石碎屑向前或向上运动。岩石碎屑在这种情况下，底部受到强有力的摩擦（与岩床），并发生相对运动而相互摩擦。底部摩擦是改造冰碛石形态的主要动力，其结果是形成摩擦面（简称擦面）。主擦面一般平行于冰碛石的ab面，并且，由于在冰川这种很稳定的层流里只有轴平行流向时才能使砾石获得最大的稳定性，因而主擦面上的主要一组擦痕常常是平行a轴的，这与冰碛组构研究揭示的a轴定向性最强的这一规律完全一致。除了主擦面外，冰碛石受阻后可能发生方位变化或转动，这就会造成新的擦面或辅助擦面。如果各个擦面发育都很好时，冰碛石将表现为三棱石这样的典型四面体或五面体形状。
大小碎屑相对运动则会产生三种结果：第一，当两个石块首尾相接时，大石块受压的尾部边缘会形成贝壳状断口，或因岩性脆弱而破裂，有时见裂而不碎散的现象；第二，小石块的前端撞击在大石块上，则会产生辐射形的裂口；第三，当大量的小岩屑滑过大石块的顶面和侧面时，形成流线型的顶面及平行的或略具辐散形的擦痕，棱角钝化和在边缘上形成擦痕，这种情况颇似羊背石的形成机制，是大漂砾较长期在冰床上受阻和很少移动的状况下形成的，磨光面主要出现在顶部和侧面，底面反而粗糙不平。有的冰碛石以擦面、擦痕为主，显示出受底部摩擦作用。有的冰碛石以流线型擦痕为主，显示了顶部摩擦为主导作用。根据经验统计，冰碛石大多数是以擦面、擦痕为主，这与进入流水（河、海）的岩石碎屑被磨圆的情况完全不同，就这种区别来说，我们可以把冰川改造岩屑形态的特点称为“优先磨平作用”，而把流水改造岩屑形态的特点归结为“优先磨圆作用”（李吉均，1982）。
概括起来，冰碛石至少必须同时具备擦面和擦痕才有典型意义，而且擦痕的大部分是平行于砾石a轴的。
冰川擦痕可以有几种形态，典型的是窄而直或近乎平直的刻痕，它清楚地刻入砾石的表面，类似的还有颤痕和帚状痕。另一种是“丁”字形擦痕，它是一端较宽而深，并向另一端逐渐变窄变浅的一种刻痕。从砾石上擦痕的组合性质来看，可以有四种类型：平行的、近平行的、杂乱的和格状的。
泥石流砾石上也频见擦痕，但擦痕多平行c轴，是其在底部滚动时产生的，有自身特点（张志良等，1981；李坪等，1966）。
混杂沉积中，砂级颗粒的表面特征，可以通过电子显微镜来研究。冰碛石英砂表面具有近源和新近风化的一般石英砂特征，但因受到冰川研磨，贝壳状断口和平行解理面更为发育。Krinsley等（1973）认为，细粒冰川砂（小于200μm）受冰川研磨并不趋于圆化，仍然保持顺解理面裂开的平整形态，即使受到后期风化，也仍旧保留原始特征。
总之，冰碛石英砂具有五个方面的表面特征（谢又予等，1981，1983）：（1）贝壳状断口和不规则断块；（2）平整的解理面和翻翘薄片，有时顺解理面形成阶步。请注意，莫将经后期改造过的解理面当做石英砂表面的擦痕；（3）易碎和变形的解理薄片；（4）黏附的扁平石英颗粒；（5）个别圆形刻“坑”和“痕”。
泥石流石英砂与冰川砂的表面特征，在多具有贝壳状断口上是相似的，但前者更为发育。根据大量镜下观察，我们发现泥石流石英砂大多为尖锐外形，没有冰川砂所具有的因挤压而由平行解理面变成翻转薄片和解理薄片，也见不到因研磨而成的“坑”与“痕”。此外，泥石流冲刷层中的石英砂有较为明显的水下磨光面。
对于古代的混杂沉积岩来说，应用这种方法来研究它们搬运与沉积特征的可靠性尚不能肯定，因为成岩后生作用无疑也有很大影响。
4碎屑颗粒的组构
所谓组构，是指沉积物中碎屑各轴间的方位，其显示可以是“面”，也可以是“轴”。如长轴（轴）有明显优势方向，或短轴（轴）呈线状排列等。
也有定义为组构指沉积物中碎屑、砾石的空间分布关系或沉积物颗粒表面结构及粒间接触关系。
组构发育好坏以及不同形式，取决于：（1）搬运动力和沉积过程对砾石的控制程度；（2）砾石形状，即砾石有能够稳定的受力面，以及砾石各个受力面（稳定受力）有差异（值）。一句话，abc轴长度有差别，才会有良好表现，等轴则不行；（3）时间。如果快速堆积，就没有发育组构的时间，故混杂堆积中以泥石流和冰碛以及冰缘坡积、滑坡中组构发育较好。同时，还有微结构，即颗粒气孔、胶结物等单元物质的相互关系，只是非肉眼可以看见而已。
混杂堆积物中，最好的组构见于泥石流的细粒物中，介于较大颗粒（粒径03—05mm）之间的细粒物，以前者作为边界，呈长轴相互平行的定向排列，或在细粒物进入孔洞（粒径02—03mm）时，长轴沿流动方向排列成环状，在冰碛中一般不易见到，但在被强烈挤压的、位于羊背石背面空隙中的碎屑物（图387），长轴也呈定向排列，在滑坡的滑面部位，也可见到类似现象。
5冰碛砾石组构
砾石组构是指砾石a轴和ab面的产状，在平面上或空间中的存在状态，反映沉积物搬运的动力特征。在冰川滞碛中，a轴主要平行于流向，ab面平行地面，倾角一般小于10°，而倾向不定。天山博格达山北坡（邓晓峰等，1983）和乌鲁木齐河源的滞碛即如此（崔之久，1981），冰下融出碛组构发育较次于滞碛。作者依乌鲁木齐河望峰冰碛剖面中所见，a轴走向与槽谷朝向，即冰流方向基本一致，ab面倾角小于30°，无优势方位。南美安第斯山、芬兰、格陵兰南部（Westetal，1956）、祁连山的疏勒南山（武安斌，1980）和博格达峰（邓晓峰等，1983）的冰上融出碛的ab面、a轴的走向和倾向都是多变的。如望峰冰碛剖面中，冰上融出碛的a轴和ab面，倾向在100m多的距离内出现3次较大变化，即NW→NE→NW，几乎是随地而异（马秋华，1984），博格达山的观察亦是如此（邓晓峰等，1983），这是由于冰上融出碛的最终停积，是冰碛石顺冰前斜坡滚动、滑动的结果，受局部地形的影响所致，而与冰舌走向关系不密切。
组构如果是顺水流方向定向排列的，就可成为古流水的指示标志。通常使用的指向组构标志包括砾石、砂砾和生物化石等组分颗粒的定向排列。扁平砾石或长轴状砾石的排列与水流方向密切相关，它们常常平行或垂直于水流方向，而且在不同的沉积环境下其砾石的排列方向和方式各有所不同。
在河流环境中，经常可以见到扁平砾石最大扁平面的倾斜方向与水流方向相反，即呈迎流式叠瓦状排列。之所以形成这种排列形式，是由于水流施加在叠瓦状颗粒上的力是一种牵引力。这种力的作用方向与水力学上的上举力相反，它将颗粒压向水底。
（二）基质的结构
在混杂沉积中，基质由直径小于2mm的砂、粉砂和黏土所组成。基质是混杂沉积的重要组成部分，其含量常常占混杂沉积的20%—70%。基质主要为同生沉积物，其结构特征包含有混杂沉积形成过程的大量信息，是混杂沉积相研究中必不可少的内容。
各类混杂沉积中，基质的粒度分布有许多共同之处。它的粒度区间宽，各粒级含量均较低，频率曲线有时呈双峰或多峰，反映出分选极差的特点。相对而言，由于冰川磨蚀和搬运中，岩屑被粉碎到一定大小的颗粒之后，便不会无限地变细，故而冰碛物中的基质在40—55区间相对集中。泥石流等其他混杂沉积，一般不具备这种特征，但由于影响这一特征的因素很多，规律就不是一成不变的。
对于冰碛物，基质的粒度成分受岩性、冰川搬运距离（即被研磨的多少）和规模（研磨的强度）的影响很大，故在各地的表现不尽相同，欲据此判别混杂堆积的成因存在困难。比如，加拿大落基山的Athebaske冰川冰碛中，富含黏土和粉砂，这与该冰川两侧均为灰岩、白云岩和页岩有关。乌鲁木齐河源1号冰川距现代冰川仅400m的小冰期冰碛，其频率曲线的峰值为—1—+1的砂砾级；而距现代冰川末端10km余的望峰冰碛，频率曲线的峰值在4—5处，即符合一般冰川研究极限值4—5级特别发育的规律。
又如，念青唐古拉山卢高曲流域的冰碛粒度随冰川规模而变化，大的山麓冰川粉砂含量达到1466%，中等规模的山谷冰川为1125%，小的冰斗冰川则为514%（郑本兴，1985）。
在实际工作中，利用粒度统计参数和散点图以及C—M图，不仅可以消除一部分偶然因素，而且能够更好地反映出搬运介质和环境的信息，能够比较有效地区分某些主要混杂堆积类型。如，运用这些方法可以区别（图12）冰碛和洪积物，也可以区别冰水沉积和河流沉积。在C—M图上，冰碛、泥石流沉积和河流沉积界限最为明显（邓养鑫，1983；吴瑞棠等，1991）。
粒度分析能否有效地判别混杂堆积的成因，应该根据具体情况而定。武都泥石流堆积中，基质粒度平均频率曲线的峰值在6—7范围之内，西藏东南部冰碛和贡嘎山现代冰川剪切面泥带，粒度平均频率曲线峰值为4—5，而庐山羊角岭泥砾的峰值亦在6—7，且较武都泥石流更高，参考其他比较资料，可以判别后者为泥石流堆积。
早在1963年Bull就指出，泥石流中的粗碎屑有分选，而细粒物质无分选。如，美国西部Arroyociervo扇形地1958年爆发泥石流，从采集的7个样品中发现，在3/4英里（1207km）距离内，粗粒级的粒径从18mm减少到3mm，中粒径从022mm减少到012mm，而黏土含量却几乎相同（Bull，1963）。
基质中砂与粉砂和黏土的相对含量以及二者之间的关系，与物源和沉积作用过程有密切关联。根据基质中砂粒与粉砂和黏土的相互关系，我们把基质结构分为三种类型：
黏土支撑结构：基质以粉砂和黏土为主，砂粒呈悬浮状态，均匀分布于粉砂和黏土之中。
黏土充填结构：基质以砂粒为主，多数砂粒彼此以点相接触，黏土和粉砂充填在砂粒之间的孔隙之中。
紧密接触结构：基质主要由砂级颗粒组成，砂粒间彼此镶嵌，粉砂及黏土含量很低。
混杂沉积中基质结构的类型和均匀程度，都可能为其成因解释提供有益的信息。
如，坡积物和黏性泥石流堆积中，基质均多为黏土支撑结构，但坡积物中的局部还会有黏土充填结构和紧密接触结构的基质发育，而紧密接触结构基质的发育，则多与牵引流的改造有关。
实验室分析显示，在黏性泥石流流体的基质中，随着砂含量的增加，基质有效黏度和起始剪切力急剧增大（吴积善，1981）。
（三）混杂堆积的结构类型和砾石饱和度
混杂堆积的结构类型和砾石饱和度参见图19。根据混杂堆积中砾石间相互接触的情况及其与基质的关系，一般能够分出四种结构类型（吴积善，1981）：
悬浮型，指砾石在基质中彼此互不接触而呈悬浮状，砾石含量（按体积或重量）小于25%，属极不饱和型（为副砾岩）。
支撑型，介于悬浮型与叠置型之间，指砾石在基质中相互以点接触呈支撑状，砾石含量在25%—50%，属于不饱和型（部分为副砾岩，部分为正砾岩）。
叠置型，砾石间有较多的点和面相互接触，显示出彼此叠置状，基质充填于砾石间的孔隙中，砾石含量在50%—75%，属基本饱和型（为正砾岩）。
镶嵌型，砾石间接触较紧密，呈相互镶嵌状，基质含量少，只以膜状充填于砾石间的缝隙中，砾石含量大于75%，属饱和型（为正砾岩）。
实验分析表明，在黏性泥石流流体中，存在着四种类似的结构类型，即由悬浮结构到镶嵌结构，泥石流流体的容重、黏度和起始剪切力均呈增大的趋势（吴积善，1981）。
据野外观察所见，黏性泥石流沉积、冰碛中的滞碛和火山口附近的碎屑堆积，多为悬浮型，如混杂砾石层、悬浮递变层等。水石流、稀性泥石流沉积中，常见叠置型和支撑型结构，而大多数冲积砾石层则为镶嵌型结构。在冰碛中，悬浮型主要出现在大陆冰盖的滞碛和冰下融出碛中；山谷冰川中，冰下融出碛因为富含细粒物质，表现为支撑型与叠置型，冰上融出碛为大孔隙的支撑型，而无悬浮型。
同时基质的结构也很重要，比如，细的基质与粗的碎屑是否同时沉积，还是后期充填？倘若是后期充填，则有两种情况发生，一是先粗后被细粒充填，如，泥石流进入河、湖后被改造以及河床蚀余堆积、火山碎屑堆积、水上融出碛、崩塌、塌陷块体以致震积岩的孔隙被充填，皆属此类。二是先细粒后被掺入粗屑，如火山熔岩入海带来的砾石以及火山喷发时，火山弹掉进火山灰中，见长白山天文峰剖面（照片124）。