断层崖崩积锥是分布在拉张构造地区断陷盆地边缘或以断层为边界的山前地带的一种混杂堆积物，也是断层崖经受剥蚀作用的产物。细而言之，年轻断层崖早期受到重力的影响，剥蚀过程表现为剥落作用，滑动作用和滑塌作用；晚期则受到冲刷作用，剥蚀过程表现为片蚀、细沟冲刷等。据观察断层崖崩积沉积物具有以下基本特征：（1）通常是一种固结的黏土、粉砂、砂和砾石的混合物，块状或成层性、分选性均不好，颗粒由下向上变细；（2）沉积在主断层的下部和（或）底部，并埋藏了断层崖自由面。在形态上成为楔形底层序列，每一崩积地层单位称为一个崩积楔；（3）每一崩积地层单位往往发育有土壤层，随后被较年轻的崩积物埋藏；（4）在主断层底部，崩积沉积充填在与断层崖相伴生的张性裂缝内（赵华等，2001）。
由上可见，断层崩积锥并不都是崩积物，而是坡面过程各种被蚀物质在坡脚处的汇合，是全坡面堆积过程的记录，而不仅是断层。故作者认为它是研究整个坡面地貌和堆积段的载体。
国内外断层崖崩积沉积物的研究现状表明，迄今为止，均主要侧重在正断层运动学的应用方面，而物质和结构基础沉积学研究不足。主要表现在：
（1）由于缺乏详细的断层崩积物的地层学研究，（1）往往很难正确地认识断层崩积物并区分其他的混杂陆源沉积物如流水沉积物，以及确定与其他沉积物之间的关系，从而导致划分崩积楔序列和由此而获得的断层作用事件序列的某些不确定性；（2）不易于根据崩积相中各部分的相对比例，或某一部分缺失等不同情况，客观地估算崩积楔厚度和由此获得的事件位移量；（3）当断层崖自由面暴露多种岩性时，很难从复杂的地层单位中准确地解释断层作用事件序列；（4）在土壤层不发育的情况下，未能从与土壤过程有关的地层学特征来识别崩积沉积作用的停止时间，从而有效地划分崩积楔序列。
（2）由于对断层崖崩积沉积物的沉积相研究不够，很难对区域内一条断裂带或不同断裂带的众多露头进行分析比较，确定他们的岩相组合、垂直岩相序列和侧向岩相关系，建立崩积沉积作用的相模式，寻求沿着这些断裂带共同的岩石学、地层学和构造学的关系，从而进一步解释区域断层崩积物的构造和沉积环境，以及断陷盆地的（也包括坡地）最近演化历史。
（第七节）冰缘区坡地堆积
一、冰缘区坡积概述
冰缘坡积与常态坡积有很多共同之处，也有其特殊之处。必须指出，在各类冰缘坡积物中，唯有粗粒冻融坡积物易与冰碛物相混淆，所以，曾有人称这种堆积物为“似冰碛”或“假冰碛”。但是来自斜坡上的堆积物地貌形态常常表现为泥流或石流阶地、石冰川、石河、泥流舌等，只要仔细观察，从地貌上也是可以与冰碛物区别开的。在这里要特别强调的是冻土区的冻结和融化交替而造成的蠕流作用是形成冰缘坡积的主因。
我国冰缘堆积物分布范围很广，也很有特色，如大兴安岭、小兴安岭、五台山、神农架、黄山、庐山等山地均有埋藏的古石海、石河与石流坡等。按定义，石海多分布在平坦地面上，坡度小于10°，堆积物没有明显的水平位移，棱角尖锐，物质来源于当地，完全缺乏细粒填充。因此，严格地说它不同于一般的混杂堆积物；但被埋藏后，特别是被黄土状细粒物埋藏后便成了次生的混杂堆积物了。比如，在京西百花山顶、长白山海拔1100m的山坡上均是如此。一般认为，石海系寒冻作用就地风化基岩生成，据现代太白山顶部拔仙台石海剖面所见，明显脱离基岩的岩块，深不过3—4m，往下只有寒冻裂缝，其最大伸展深度据说可达10m以上。我国陕西华山冬季冻结近3个月（11月15日—2月15日），甚至达5—6个月（10月—次年3月），4—5月始有融雪水活动，7—9月则受雨水冲刷，这些都会使冻融作用成为极具特色的外力地貌过程，促进上述各类堆积。
另据Poмaновскпu（1977）等研究，俄罗斯欧洲部分也存在广泛的类冰碛沉积物，时常被认为是冰碛物，从而人为地扩大了古冰川的作用范围。因为其中大量的类冰碛沉积是冻融蠕流作用改造了原先的洪—冲积盆地坡地沉积物，给成因判别工作造成困难。
他们应用了一些指标以划分冰碛与冻融蠕流堆积，有些指标判别意义不大，但有些则比较有意义。
西方学者在讨论坡地过程时，基本上离不开冰缘过程，原因是欧美大部分地区都正处于或曾有过冰缘环境。他们常用colluvium“坡积”一词形容由块体运动和表面冲刷形成在坡麓的堆积，但不包括流水堆积。并用“head”一词形容冰缘块体堆积（1），还强调坡地堆积厚度决定于坡地坡度，并举例指出在英国达特莫尔山顶基岩风化物厚0.7m，而冰缘（坡地）堆积（headdeposits）厚达2m，邻区BodminMoor高地，坡麓堆积厚3.5m（Bennettetal，1996）（图220）。对中国而言，也有很多类似情况，因为中国目前冻土范围虽不足国土四分之一，但在末次冰期时（1万—2万aBP）则冰缘范围占据国土近四分之三，它留下的冰缘堆积仍存在于现在的常态环境之下（图221）。
冰缘是一个区域加环境的概念，是由W.Lozinski在1909年第11届国际地质学会上发表《机械风化的冰缘相》（1910）一文中首次提出。是指冰川外围地区，有明显冻结和融化循环的气候条件，水以冰的形式存在于土层，这就是多年冻土区。但事实上，有很多符合上述条件的地区，如中国东北北部，并不属于任何冰川区的外围，因而“冰缘”一词则只限于有上述气候条件的地区，而与是否在冰川外围无关。与常态地区相比，只是强调了有地下冰存在于冻土中。全年有冻和融的周期循环。对坡地过程而言，在坡地上的冻结和融化过程就大大改变了常态环境下纯重力和坡面流水的地貌和堆积过程，从而也大大改变了坡地堆积过程和特征。坡地冻融过程可以发生在很小坡度的坡地上，譬如在冰缘区（即多年冻土区——作者注）平地上的石环地貌（也叫多边形地貌）是规则的几乎等边的多边形，而只要有任何小的坡度，就会被拉成长条形（图243）。所以只要有石环等多边形冰缘地貌发育的地段就已经不是坡地了，但由于多边形或石环的边缘和中心有差异冻胀分选作用，也会把有序沉积层挤压扰乱，而造成混杂堆积的景象，如内蒙古鄂尔多斯市西郊就有被扰动的剖面。
二、中国冰缘区的分布与坡积类型
1.分布区及其水热条件
我国现代多年冻土区面积约为215×104km2，占全国国土面积的22.3%，而季节冻土则为其2倍（周幼吾等，2000）。在这些地区的地表，均不同程度地进行着冻融过程。我国冰缘地貌主要分布在西部高山高原地区，属垂直带或高度带多年冻土的产物；地带性冰缘地貌则主要分布在东北地区。后者与阿尔泰山一样，均位于欧亚纬度冰缘带的南部边缘地区。在我国，由于地理位置的原因（位于欧亚大陆东南部中低纬度地区）和第四纪以来主要受东亚季风环流的影响，冰缘形态分布的范围在历次冰期中较现代要大，尤其在晚更新世末次冰期时达到最大规模（图221）。
1.现代冰缘区；2.晚更新世冰期时干旱区内因海拔较低未发育冰缘形态部分；3.东部兼有现代多年冻土和古今冰缘形态的山地：（1）长白山；（2）黄岗梁；（3）五台山；（4）太白山；（5）贺兰山；（6）马衔山。东部仅有古冰缘形态的山地：（7）泰山；（8）神农架；（9）梵净山；（10）台湾山地；瑏瑡庐山（1474m）；瑏瑢黄山（1841m）；瑏瑣天目山（1578m）；4.晚更新世晚期（3万—2万aBP）冻土南界和下界（崔之久等）；5.晚更新世晚期冻土南界（童伯良、周幼吾等）；6.晚更新世晚期冻土南界（杨怀仁、浦庆余等）由于我国国土广袤，气候类型和地形条件多种多样，又有纬度带和垂直带冰缘之分，冰缘地貌区水热条件十分复杂。在纬度带冰缘区的东北北部地区，冰缘的发育和分布明显受到大、小兴安岭山地高度因素的干扰；阿尔泰山区虽位于欧亚纬度带的南缘，但因其地势高耸，高度因素的影响更加明显，也可将其划归高度带冰缘山地。而青藏高原腹部地区（青南藏北高原）的冰缘虽属中低纬度高度带冰缘区，但因其南北跨越近5个纬度（按青藏公路沿线附近经线计算），因而气候上有纬度分异，南部为高寒半干旱，北部为高寒干旱，水热条件的不同使冰缘形态组合也表现出明显的纬度地带性（表25）。此外，受第四纪气候变化的影响，冰缘又有古今之分。所有这一切，导致了我国冰缘地貌和现象具有复杂的区域差异性和多样性。在现代冰缘形态中除个别极地特有类型（如极地多边形和现代冰楔）外，我国拥有各种各样的冰缘地貌和堆积类型（崔之久，1981）。
2.地貌作用与冰缘类型
我国冰缘地貌形态多达50种以上，按照主导作用，可将它们归纳为6类与冰缘堆积可大致配套的类型：
（1）寒冻风化重力作用类：如石海、冰缘岩柱（又称秃岩）、岩屑锥和岩屑坡等（照片210，照片211），为残积类。
（2）雪蚀—重力作用类：如高夷平阶地雪蚀洼地—岩屑锥（或泥流扇）、雪崩槽和雪崩锥等。
（3）融冻蠕流作用类：如石冰川、石河、泥流、鱼鳞状草皮等（图222）［李树德（冰川所）（1）等，1987］。
（4）热融作用类：热融滑塌凹地或沟槽等。
（5）冻胀作用类：如冻胀丘（冰丘）、冰锥、石环、石带、石条、冻胀石块、多边形土、泥炭丘、冰卷泥、古冰楔等（参阅本书第十三章（第三节））。
（6）冰缘流水作用类：如平底谷（dell）、不对称谷等。
以上冰缘类型绝大多数既是地貌形态，也是堆积类型，均有特殊的堆积结构。
在此，我们将欧美地区属于冰缘风力作用类的风蚀洼地、风蚀龛、风磨光石（wind polishedrocks）及风成沙丘和风成黄土等，不划归冰缘形态和冰缘沉积中，尽管在我国冰缘地区也存在这些现象。因为我国的冰缘环境不同于欧洲、北美。后者在冰期时存在大陆冰盖并在冰盖上空产生过强大的反气旋，强劲的干冷气流在春季较干季节将冰盖外缘（主要是南缘）地区的冰水沉积中的砂和粉砂吹扬起来再沉积，而形成冰缘风成沙与冰缘风成黄土，在基岩和砾石上形成风磨光面，并造成风棱石。这些无疑是“真正的”冰缘现象。然而，在我国虽然也存在着这些形态，但并非为多年冻土区所专有，也大量存在于我国干旱和半干旱地区，且它们混杂堆积属性不显。
三、冰缘坡地岩屑蠕动动力——针冰作用与寒冻风化
1.针冰及蠕动作用
大面积分布在山坡上部的石冰川、石流坡、石河、石条等的蠕动过程都是针冰的生成和融化导致的（图223）。这也是在冰缘环境下，山坡物质运动除滚动、坡面流水、融冻水流冲刷意外最重要的岩屑搬运动力。
组成石河的石块或其他在山坡上的石块，基本上都能被针冰顶托。因为贴着地面的一侧全部都会有针冰形成并随后融化，这就是冰缘石块顺坡蠕动的主因（图223）。
除石海、石河等还有大面积占据山坡的石流坡（照片210，照片211）。石块因相互融冻挤压，有时会立起如“石碑”；当众多条形或扁平石块向坡下倾倒时，就形成大面积叠瓦构造（照片212，照片213）。应该说，冰缘环境下除坡脚部分外，比较陡的（＞25°）坡地的整个地貌和堆积类型以及堆积构造等还是比较简单的（图222）。
在1974年邓巴的《地层学原理》（中译本）中就提到，美国华盛顿州卡斯卡特山脉守望山中新世地层中因冻融蠕流而造成的叠瓦构造。大量剥蚀的粗粒碎屑沿坡下泻，一般到达沉积盆地的边缘，在那里可堆成倒石堆角砾岩或泥流砾岩。夏普（Sharp，1969）对这种物质搬运的过程作了很好的分析，并指出倒石堆角砾岩——悬崖下的倒石堆所处位置，主要是重力决定的。一部分碎屑落下，滚下山坡，但是冻土和蠕动助长其移动，可把巨大石块从来源地带走1英里（1.61km）或2英里（3.22km）到达坡度变缓的盆地的边缘。
如果岩块是扁平状，它们就将沿坡下滑，并堆成具有陡的始倾角的粗糙层理（图224）。而大块板状石块趋于压在较细的碎石上面，随着缓慢地往下坡潜动就逐渐向后，即向来源地方向转动。在美国，沿犹他州的阿瓜利亚斯高原的南面、覆盖的熔岩巨大板状石块，长约1英里（1.61km），滑下斜坡时逐渐转动，最后，致朝来源地方向倾斜达60°。
2.寒冻风化
照片211是天山冰达坂一段被废弃的公路，该公路始建于1953年，到1958年过分水岭的一段已不能使用，后进行改道。此公路路面宽5.5m，照片显示的一段为顺地层走向也顺层面。寒冻风化在此高度有很高的风化速率，作者于1985年设立观测现场，照片211左下角的标杆已被滚石推倒，原有公路路面还剩2.5—3.5m，已被寒冻风化石块掩埋1m左右。
所有冰缘地貌与堆积皆出自寒冻风化，其主要过程是水灌入基岩裂隙冻结时体积膨胀（增加9%），久而久之，裂隙扩大，岩石破碎，并布满所有山头、山坡。再在前述针冰的作用下，在不同地貌部位就形成石海、石流坡、石河、泥流片、泥流阶地、泥流坡坎……所以，对寒冻风化的研究是一项基础工作，各大洲不同山地因为所处的地理环境不同，如海拔、纬度、坡向、坡度、降水、温度、年温差、日温差、冻融日数（每天有零上、零下气温变化的日数）等都会对寒冻风化剥蚀速率造成影响。
通过对比得知（表26），地处中纬的天山、阿尔卑斯山、塔特拉山、落基山具有较高的寒冻风化剥蚀率，即中纬高山冰缘环境更有利于基岩的寒冻崩解。这与这些地区温差大，有正、负温出现的日数多（冻融频率较高），冻融强度大，构造条件复杂是分不开的。相对来说，海洋性的极地环境基岩剥蚀的速率较小（朱诚，1992b）。
通过以上对比，得出以下认识：
（1）天山高海拔山区（3200—4000m）由于寒冻风化引起的基岩剥蚀速率，在哈希勒根达板的平均值为1.4mm/a，玉希莫勒盖达坂的平均值为11.5mm/a，冰达坂的平均值为0.18mm/a。