有一比较有代表性的冰川泥石流是在古班博格达河7号冰川其上部海拔4300m上，有一大型积雪洼地，下为一面积约0.2km2的悬冰川，冰舌末端为海拔3800m。在冰川上方的洼地中经常形成大型雪崩地，不仅从团体物质和水源两个方面补给冰川，而且有的雪崩体经冰川表面进一步滑动和坠落，在冰川下方形成新的雪崩锥。故雪崩期间，融水冲蚀冰碛物与雪崩岩屑，形成泥石流。雪崩锥及其冰川—雪崩泥石流锥共同组成一大型的堆积锥，高近百米，底宽约200m，坡度在30°—40°，石块的排列具有一定的规律性，平面多呈叠瓦状倾向于坡麓。
另在四工河林场下方的现代河床与河漫滩上，分布有一系列泥石流垄岗、扇形地、龙头堆积体等。垄长约100m、宽3—5m、高2—3m，扇形地长约200m、宽约100m，表面比降3°—5°，巨砾长径一般为0.8—1.2m，棱角鲜明。泥石流龙头高1.5—2m，大石块密集，有的巨砾还嵌入两树干之间。据此似可采集树木样，以判断此泥石流发生之年代。
博格达峰地区冰川泥石流之所以分布普遍、活跃，与本区地质、地貌、气象及冰川等因素密切相关。本区在地质构造上属于天山褶皱带中的博格达复背斜。由于新构造运动活跃，地震频繁，褶皱与断裂发育，所以岩层破碎，加之冰川冰缘等综合作用的结果，形成了大量的冰碛和冰缘沉积物，为冰川泥石流提供了丰富的固体物质来源。本区由于第四纪以来受抬升作用，山体高耸，加之古冰川与现代冰川的刨蚀以及流水作用等的侵蚀，地形陡峻，地表支离破碎，沟床急陡，从而为冰川泥石流的形成与运动准备了有利的地形条件。值得一提的是博格达峰地区的冰川在本区泥石流形成中起着直接的促进作用。据1981年观测得知，在已研究的亚大陆性冰川中，博格达峰地区的冰川温度最高，冰川活动性强，冰融水量大，加之有多处冰面湖和冰碛湖，它们的溃决往往为冰川泥石流的形成提供了充沛的水源。
总结博格达峰地区的冰川泥石流有以下特征。
1.分布类型与周期性
（1）分布较普遍，且多集中于山峰的南坡。南坡向阳，冰雪消融量大，受侵蚀强，地形更狭窄陡峻，所以南坡形成泥石流的条件比之北坡有利。
（2）类型较多：既有典型的沟谷型冰川泥石流，又有山坡型冰川泥石流；按物质来源划分，既有典型的完全由冰碛物和冰川融水所补给的冰川泥石流，也有完全由雪崩岩屑与雪崩雪融水所补给的雪崩泥石流，同时还有由两者共同补给的冰川—雪崩混合型泥石流；按冰川泥石流流态划分，既有黏性冰川泥石流，又有稀性冰川泥石流；按冰川泥石流体中固体物质组成不同划分，既有典型的泥石流，又有以砾石与砂粒为主而黏土含量较少的水石流。
（3）活动具有一定周期。经过对该区典型冰川泥石流的分析和通过地质、地貌以及植物标志的判断，冰川泥石流的活动具有一定的周期，即在暴发历史上具有高潮与低潮相间出现的特征。
2.沉积特征
（1）在地貌形态上多呈扇状、舌状或垄岗状堆积体，其中以堆积扇为主，而垄岗或舌状则以堆积扇为大骨架出现。
（2）冰川泥石流尤其是结构型冰川泥石流，细看在堆积中的砾石仍有一定的优选方位，特别是“龙头”部分的砾石最大、扁平而倾斜于上游方向，且倾角较大，多数在40°—50°。
（3）对冰川泥石流基质部分的粒度分析，发现水区各粒级平均含量除砾级高于冰碛物（泥石流为77.8%，冰碛为63.0%）外，其他各级含量均较冰碛物少。如泥石流的砂、粉砂、黏土含量分别为16.38%、3.87%、1.95%，而冰碛物则分别为21.83%、9.64%、5.53%。究其原因，一方面可能是因泥石流堆积物中的细粒部分被冰融水冲蚀掉；另一方面可能是因为泥石流土样采自南坡，冰碛物土样采自北坡，而北坡冰川远大于南坡，对冰碛物的研磨作用要大于南坡的小冰川。
冰川泥石流的活动是与冰川普遍处于退缩状态紧密联系的，而该区冰川泥石流与我国西藏东南部的冰川泥石流相比，规模要小，暴发频率要低，而且主要分布于南坡。而西藏东南部坡向对冰川泥石流的影响要小，在不同的坡向上冰川泥石流均很发育。虽然如此，博格达峰地区的冰川泥石流仍然不失为我国西北大陆性冰川地区分布最集中与活动最频繁的冰川泥石流。
冰川泥石流沉积并非始自第四纪，陆松年（1985）早已提到在晚古生代冰川沉积系列中有冰川泥石流沉积参与其中，在入湖或入海的相关冰川沉积物中就有相当数量的冰川泥石流沉积存在。
二、冰湖溃坝泥石流堆积
在本书堰塞湖溃坝堆积一章（第七章）中已以喜马拉雅山区为例论及此类堆积的环境与堆积特点。此节仅再以横断山为例作有限补充（陈瑞，1993），所不同之处是此区居住人口较多，村落受灾的危险性比喜马拉雅山区高。以迫隆藏布江上游一丈沟米堆弄巴为例，展现此类泥石流堆积特点。现代冰川区主峰6595m，沟口3595m，高差3000m，主沟纵比降63.5‰，由于山坡陡峻，构造破碎，降水频繁（1000mm/a左右），引起滑坡、崩塌、错落时有发生，全沟松散堆积物总量达6.6×108m3，源头冰川长11.2km，冰舌长3.9km，属海洋性冰川，径流模数较高（115.2/s·km2），占径流总数55.02%。溃决的冰碛堰塞湖长600m，宽320m，平均水深10.24m，一般储水量2.78×106m3。被溃决的冰碛堤平均高50m，宽80m，湖水因该冰川末端冰体崩塌，约36万m3水体崩落湖中，冰湖水面陡滩3—4m，致使坝体溃决。据计算最大溃决流量为1550m3/s，主洪峰过程约2h，溃决水体总量2.8×106m3，侵蚀的固体物总量约15×104m3，大部冲于迫隆藏布江中。溃坝带出的冰碛物在宽谷段先形成稀性泥石流，最大流速7m/s±，移动最大石块砾径3m×3m×4m，形成泥石流心滩（砾石滩）堆积物，厚1.5—2.5m。随后有岸坡冰碛物的崩塌加入，流体容重再次加大，使容重达到1.7t/m3（稀偏黏性泥石流），计算得知沟口最大流量约1100m3/s，属大型泥石流。进入江中以后，一部分物质被河水带走，其余则以坝拦断江水，堆积体高过10m，这就是阻塞块体立即被河水改造的泥石流透镜体。
三、一次暴雨泥石流实例及其堆积特征
中、低纬度区的泥石流均以暴雨泥石流为主，尤其是中国处在季风气候下，更是如此。但具体暴雨泥石流真实描述并不多见。
1963年夏，华北发生历史上罕见的大暴雨，在太行山前发生大规模暴雨泥石流。
其最大特点是在堆积物中出现了大量擦痕石（图584）。作者事后曾在地质科学院孙殿卿教授办公室见到何培元从太行山采集的泥石流擦痕石标本，记得孙先生手指擦痕（照片525）对作者说：“如果不是从太行山泥石流现场采回的擦痕石，很可能被当成是冰川擦痕了！”由此可见研究泥石流沉积特点对确认我国东部第四纪冰川问题是何等的重要。何培元、张志良（1981）在距此事件发生16a后发表了对此次泥石流活动的详细报道。应该说中国的泥石流基本上都是暴雨泥石流，只不过太行山之例有更系统的暴雨资料和具体的发生时间而已。他们以河北赞皇县的槐河为例，介绍了泥石流的特点、成因等问题，作者借此做简略介绍（张志良等，1981）。
区域水文气象概况（1）。槐河流域位于暴雨中心区域内。河北省第一次暴雨中心于1963年8月2日出现于赞皇县县城，日降雨量为142mm。8月4日暴雨中心移至槐河源头的菩萨岭，日降雨量为635mm，獐村日降水量达588mm。仅8月上旬獐村的降雨量达到1850mm，菩萨岭达1568mm，树滩达1552mm。赞皇县县城7—8月总降水量也达到1328mm。当时于赞皇县城测得槐河的最大洪峰流量为6000万m3，流速为4—7m/s，槐河的洪水总水量约为11.051亿m3。然而，此前该区年平均降雨量仅为500—600mm，8月的平均降雨量为150—200mm。一次暴雨雨量超过平时年降雨量的1—1.5倍。显然，这样巨大的降水是造成泥石流的主要原因。
太行山地区，特别是在中段山区，山高坡陡，在很多沟谷、坡沟之中常有规模不等的暴雨泥石流发生。这些泥石流大致可以分为两类：一类为被当地人们称为“水炮”
或“龙扒”；另一类则被称为“山洪”或“山洪暴发”。实地考察证实：前一类为在高山坡沟处由风化破碎的岩块、岩屑及泥砂所组成的残坡积物的“崩塌”和“坠落”形成真正意义上的泥石流；而后一种则为在较大的沟谷中由于暴雨的作用，使沟谷源头谷壁的残坡积物沿沟谷运动，在沟谷口形成“锥状”或“扇状”堆积体，在华北山区更常见的水石流。
小洪寨村位于槐河上游山区，该区地层由前寒武系的板岩、千枚岩、石英岩、大理岩、角闪岩等组成。岩石表层风化强烈，地形陡峻，沟谷狭窄。山地植被发育。小洪寨沟长1900m余，宽处有50m余，窄部仅2—3m。坡度6°—20°不等，最大达35°—40°。
沟谷源头由4—5个深为0.5—1m的碟形洼坑（即洼地）组成，每个洼坑的面积为2500—5000m2，它们都与主沟相连接。小洪寨的“水炮”即发生在支沟源头一坡沟的顶端海拔高程为850m。岩层顺坡倾斜，坡沟坡度为25°—350°。当暴雨降落山坡，雨水急速汇集于沟谷源头洼坑，已受强烈风化的岩块和残坡积物同雨混合。由于雨水的不断补充，这些物质在重力作用下沿着坡沟向下缓慢运移，最后运移至沟口堆积成扇状。该泥石流运移的长度约200m。
岩块的直径一般在0.5—1m，最大的岩块直径可达2—3m，堆积杂乱，棱角鲜明。
岩块和岩屑表面常有磨光的现象，并带有撞击坑、槽和清晰的条痕，谷壁的基岩表面同样有被摩擦的粗糙面和清晰的条痕。值得注意的是仅分布于沟谷的三个狭窄地段。显然，条痕、撞击坑和撞击痕的形成与谷地形态有着密切的关系。推测泥石流沿谷地向坡下方运动，运移至谷地窄狭地段受阻，而暂时停积，筑成一个“天然堤坝”堵塞沟谷。
然而沟谷上游地段下移的泥石流还不断运送而来，这时“天然堤坝”的负荷就不断加大，当这样的负荷加大到某一极限，天然堤坝“突然”崩坝，泥石流急速向谷地下游运动。就在这瞬时“崩坝”的短暂时刻，泥石流中岩块和岩块之间、泥石流中的岩块与谷底之间都产生了极强烈的相互摩擦、推挤、刻画及撞击等作用，这就是在谷地狭窄段造成很多条痕、洼坑和撞击痕的原因所在。岩块上条痕的特点为：
（1）条痕的个体形态细小者居多，长1—2cm，较长的有数厘米至几十厘米，宽0.5cm，深0.5—1mm。最为粗大的条痕长达70cm，宽3cm，深0.5cm。条痕边界外貌粗糙，很不匀称，横断面为不对称的V字形。条痕个体形态多种多样，有发丝状、棍棒状、针状、钉头状、锯齿状、弧状。条痕个体多为复合形态。此外，尚有形状不规则的撞击坑、撞击痕等。这一特点及其重要，因为冰川擦痕石上从未见有撞击痕或坑，因为冰川运动时冰内岩石块体均为缓慢接触，从无快速撞击的可能。
（2）条痕多呈组合特征。（1）条痕的多少与岩块的岩性相关。板岩的岩块上条痕多而鲜明，砂岩次之，千枚岩的岩块条痕细小而密集，常有较大的刻痕。花岗岩或较坚硬的石英砂岩岩块表面条痕极少，仅发现撞击的斑点痕迹；（2）在同类岩性的岩块表面条痕的多少和大小与岩块的大小有关，即大块的岩块表面条痕多而大，小块岩块表面则少而小；（3）岩块表面条痕的方向一般无定向性，条痕很少成组排列，有撞击坑和粗糙擦面伴生；（4）条痕在砾面上的伸展不随砾面曲度的变化而变化，即岩块表面不平，条痕呈断续或深浅不均的状态延伸；（5）沟谷裸露的基岩表面所刻划的条痕，其方向指向下游。基岩壁上的条痕尾部渐渐变细，并常常向下弯曲（表明“崩坝”时的情况）。张志良和何培元（1981）所描述泥石流擦痕特点，极为细致、明确，与冰川擦痕相比各具不同特征，如擦痕方向不一，很少成组并列出现，岩块表面不平时，擦痕呈断续状，并深浅不均。
这些都与冰川擦痕明显不同，后者擦痕多平行，成束出现，且均匀连续。可见，虽同为擦痕，但却明显不同（图584；照片525）。
小洪寨泥石流的末端为一3000m2面积的锥状堆积体，沉积厚度为2—8m，由锥顶到锥缘纵向坡度为8°—12°，由锥轴线向两侧的横向坡度为2°—5°，体积约2万m3。锥体在支谷中呈不对称的形态展布，锥尾偏向下游，锥顶堆积较厚，锥缘堆积较薄。锥面和其堆积剖面的岩块肉眼观察均呈杂乱无章的堆积。但砾组测量的结果表明，砾块扁平面（即ab面）主要倾向上游，长轴（即a轴）多平行或与流动方向斜交，图中箭头的方向为流动方向）。显然，砾组测定结果有助于划分泥石流的类型和探讨其成因（张志良等，1981）。
（第十二节）泥石流堆积成因误判实例
A.L.Washburn教授曾在美国华盛顿州云尼尔山下，向作者指认此处的泥石流堆积（照片526），20世纪60年代前曾被认为是冰川堆积。可见成因误判也是常有的事。
一、实例一：中国庐山泥石流堆积被误判为冰碛关于庐山及我国东部某些地区广泛发育的“混杂堆积物”（diamicton）的成因问题，自李四光先生（1947）提出冰川成因解，一直是国内外地貌、第四纪地质学界十分关注的问题（黄培华，1963a、b；柯莎尔斯基，1964；景才瑞，1980，1981；张林源等，1982；谢又予等，1981，1984；施雅风等，1982）。由于冰川、泥石流、熔岩流三者具有类似的物理特征（Johnson，1970），故三者的沉积物也会有类似特征。区别它们比较困难。欲正确认识其成因，研究现代冰碛物、泥石流堆积物和洪积物的沉积相特征及判别标志的工作，近年来已逐步开展，并取得初步成果，这也是“将今论古”的具体运用。
（一）粒度组成
从动力学角度研究不同成因沉积物的沉积过程已取得较大进展。人们发现，在冰碛物与以流水为搬运介质的一类沉积物之间，粒度特征具有明显差别。
李四光先生（1947）将庐山地区的大量第四纪沉积物称为“泥砾”。从上青山剖面，新华剖面等，均可见巨砾与黏土的混合物。李四光将这一类混杂堆积定为冰碛物。