又称成层岩屑。这是冰缘区坡麓处一种很独特的沉积物，是一套层理好、韵律性很强的斜坡堆积物。多数学者认为是重力、冻融蠕流和风力的综合作用的结果。刘耕年、崔之久等（1997）认为，岩屑大体分为两类：一类为风雪沉积，主要形成于气候比较湿润、地形起伏和缓的环境中；另一类主要表现为粒度、颜色和厚度上的韵律，多分布于气候比较干旱的环境。后者在坡度较大的坡麓多有发育。其典型者见之于昆仑山和玉龙山。如在昆仑山小南川的成层斜坡堆积物，有15°左右的倾斜，估计厚达10m，仅在表层的1.54m部分，即有302个单层，151套韵律。它构成晚更新世冰水阶地后缘山麓岩屑裙。粗粒层厚3—5mm，成分来自山坡上方的基岩（灰色石英片岩），碎屑呈鳞片状，全部平行坡面呈定向排列，粒径一般为2—3mm，长轴与坡向一致，有时扁平碎屑也呈现反倾现象。细粒层厚1—2mm，为浅色砂层。
在0.25—0.5mm的粒径中，磨圆度达到4级者约占40%。经扫描电镜观察，有些磨圆砂粒表面有碰撞碟形坑，有些则保留原水下环境形成的光滑面。表明一部分砂粒经过长距离的风力搬运，一部分为风力就近再搬运的冲洪积砂粒。此剖面已被厚30—50cm的冻融泥流层所覆盖。根据上述层位关系和保存完好的情形，作者认为它形成于全新世早期或中期，其上的泥流盖层可能是17—18世纪小冰期产物。韵律反映了季节变化规律，粗粒层可能属于春末夏初由积雪融化形成的片流所为，细粒层则形成于风力强盛的干季。
上述昆仑山小南川之成层坡积韵律性之好甚至可与冰川湖泊沉积的纹泥媲美，其年层之薄、之均匀只能是季节差异的产物。类似的沉积在欧洲早有研究，都证明是研究气候变化的良好载体。同样的沉积在玉龙山大具盆地南缘阿尔泰山布尔津河上游神仙湾东岸等也有保留。但唯一需要注意的是，此种成层坡积有几大特点，（1）坡度和缓，在15°左右；（2）能在任一层位偶尔看到从山坡上下来的单体石块。以前述小南川成层坡积为例，其层面上时而夹有长达十余厘米的扁平石块，或出现小的砂砾透镜体夹层；（3）全剖面有时会有成层坡积层变更角度而出现切层现象，说明堆积期间曾有短暂中断；（4）成层坡积有若干层次粗粒层与若干层次细粒层互层现象，转换突然，说明年际或十年际之间有过气候的突然变化；（5）整个剖面底部砾石层层理不好，粒径大，比较杂乱，向上层理渐变平行完好，粒径变细。通过以上几个特点可以与其他类似有序的成层沉积相区别。
（五）包卷或卷筒构造
包卷或卷筒构造是冰缘坡积中最具代表性的一种后期叠加构造，原本顺坡成层的表皮层因冻融过程而产生顺坡蠕动，主要由于表层蠕动快，下层蠕动慢，就出现此种现象。从包卷构造中可以看到表层土因为蠕动较快，已在前缘被卷入土下，以图234为例，表层土为（1），砾石层为（2），则此处表土层（1）已变为（3），并倒置在前缘坡下的表层土上。照片215是作者在加拿大极地所摄，照片所示和图234之描述完全一样。它是冰缘坡地堆积最为特殊的堆积构造之一，有相当的专属性，与冰卷泥和冰楔造成的局部转动应易于区分。
看到此种向下方的草皮包卷是发生在整个坡上，且“前仆后继”，使坡地出现一系列阶坎，在地貌上视其规模分别称为泥流阶地或泥流坡坎。
（六）坡面块石蠕动的定向排列——叠瓦构造及其与冰川表皮构造之区别
冰缘坡积广为分布的是松散层中的叠瓦构造，坡地面上部，石块叠瓦角度较小，与坡地面交角不大，在20°±，而在坡面下部一点（图236左、中部分）因有下部石块阻挡，其上侧叠瓦角度加大，为45°—50°，反映叠瓦构造有宏观上分层现象；在（b）上也有同样反映，上部布满石块的表层与下部石块稀少的土层中的石块也有与（a）类似情况。
表层的顺坡蠕动造成叠瓦构造也影响到下部基岩表面，造成基岩表层不稳定现象，这在工程地质上是坡面不稳定的重要标志之一。在我国东部之中、高山如秦岭、神农架、太白山、长白山，甚至江西庐山山顶（照片213）等均可看到，其中大部分是现代坡地冻融过程作用的结果，并非是古冰缘现象。一般道路、隧道洞口位置等遇此现象均需加以防护。
1.砾石；2.水平深棕色砂层；3.蠕动土层；4.深黄色含砂砾层；5.白色玫瑰图示50块砾石长轴走向；6.黑色玫瑰图示200长轴延伸方向混杂堆积与环境（1）土层表面；（2）疏松碎屑层；（3）和（4）冻土活动层；（5）地下水；（6）碎石及板状长石砂岩在第四纪地质学界也曾为此引起其成因争论，有人认为这些是冰川表皮构造，即冰川铲刮地面时留下的拖曳或揉皱构造。可以对这两种说法进行区别，如（1）冰缘叠瓦现象是很表层的，一般不超过0.5m厚度；（2）是阴坡较多；（3）同一山区相似高度广布。而冰川表皮构造则是：（1）深度较大，真正受冰川底部挤压而变形的可深达数米，在松散上可达十余米；（2）冰川表皮构造挤压变形构造带伴有剪切和断裂，且只反映该具体冰川之流向，只能是各单个山谷冰川所为；而不会在同一山区各相关坡面到处都是。
上层冻融蠕流砾石层之结构显示它们均来自基岩，造成一定的定向排列在斯匹茨卑尔根岛的冻土层表层也有类似定向剥离（Budel，1977），它同时显示这也是一个寒区基岩风化壳的剖面特征。
（七）冰卷泥（periglacialinvolution）与冰楔（icewedge）冰卷泥或称冻融褶曲。自从裴文中先生（1956，1957）报道了在哈尔滨黄山和内蒙古扎赉诺尔“冰滑作用”遗迹以来，冰卷泥这种现象陆续在我国现代多年冻土地区以外都有报道。如发现于内蒙古萨拉乌苏组内的两期小型冰卷泥，时代分别晚于27—24kaBP和5.0—2.3kaBP。它们高40—60cm，长＜1m，大多为0.5—0.8m，褶曲两翼对称。山西大同东北部天镇（40°30′N，114°10′E）（杨景春等，1983）、河北阳原虎头梁（吴子荣等，1982）均有晚更新世末期的冰卷泥。后者发育于泥河湾组地层接近地面处，褶曲内钙质结核14C年代为（27675±745）aBP。在河北怀涿盆地南部温泉屯乡（40°21′N，115°24′E，海拔502m）拔河10m的II级阶地剖面也有冰卷泥，褶曲层中无机14C年龄为（19250±500）aBP、植物有机14C年龄为（11030±150）aBP、动物有机14C年龄为（10970±300）aBP（黄兴根等，1985；董光荣等，1985）。
青藏高原上很多地方都分布有冰卷泥，如藏南日喀则II级阶地（海拔3900m）和昆仑山北翼纳赤台（海拔3600m）II、III、IV级阶地均有。共和盆地以共和组湖相地层为基座的黄河高阶地（海拔3040m）距地表下7.2m和19m处分别有冰卷泥遗迹。
青海湖周围（如南岸和西北岸等地）高出湖面10m左右湖滨阶地均出现了末次冰期形成的冰卷泥（潘保田等，1989，1992，1997）。
下更新统地层中的冰卷泥遗迹也发现于青藏高原。一处是昆仑山垭口（4650—4980m）厚达600m以上的河湖地层中，有3层冰卷泥；另一处是喜马拉雅山中段聂聂雄拉山口（4900m），古达梯湖地层中深2m、45m和64m处也有3层冰卷泥。
冰卷泥是原始堆积层因后期冰缘气候作用而叠加的混杂堆积结构，由于它的作用可以把原来有序堆积变成局部的无序堆积，扰乱了层间结构。
利用古冰缘遗迹重建古环境，进而确定古冻土分布界线，在国外已得到广泛应用。
早在1909年波兰学者Lozinski就确认了古冰缘的古气候意义，随后德国波舍曾对欧洲平原古冰缘进行过深入研究，并以土楔、砂楔及其伴生的冻融褶皱分布确定出晚更新世玉木冰期最盛期欧洲平原古冻土南界。俄罗斯学者也曾利用多边形楔状构造等古冻土遗迹，建立了晚更新世以来前苏联境内冻土历史演变阶段，同时根据现时西西伯利亚冻土南界与多边形脉冰分布相差5—6个纬度，在中亚山地二者相差2—4个纬度，以及冰楔假型分布，确定了各阶段多年冻土南界位置（Flint，1968；Washburn，1969，1979）。
近年来我国各地相继发现多边形楔状构造及冻融褶皱等古冻土遗迹。周幼吾指出（1980，2000），多边形楔状构造包括土楔、砂楔、冰楔、冰楔假型（也称化石冰楔）四种类型。它们是确定冻土存在的可靠标志，但它们各自形成条件以及所反映的温度环境有较大差异。俄罗斯学者Poмaнoвский（1977），通过野外观测及室内研究，总结提出来多边形楔状构造开裂并由土楔演变成冰楔与围岩岩性、含水量、地温三者之间的相互关系（图239）。由图中可见，不同地层中楔体开裂并形成土楔、砂楔及冰楔所需地温相差甚大。一般而言，岩性粒度愈粗，含水量愈小形成土楔及冰楔要求地温愈低。