细粒土（亚黏土、黏土、淤泥、泥炭）中土楔和砂楔在—1.0——2.0℃即可能形成，形成冰楔要—4.0——5.0℃；粗粒土（中粗砂及砂砾石）中形成土楔需—3.0——5.0℃（Романовский，1977）的地温，形成冰楔要在—4.0——6.0℃或更低。若不考虑围岩岩性，一律套用—6.0——8.0℃，或采用—5.0℃重建楔状体形成时古气温和古今温差，其结果与实际情况有时不准。因此，以多边形楔状构造重建古温度环境应遵循的重要步骤是，首先依据多边形楔状体大小、形态特征、结构构造以及围岩变形确定属何种类型楔状体。然后，根据围岩岩性和图239，查得该类型状体形楔成时所需地温（指年均地温），之后再换算成古气温。当然，依上述程序得到的气温也并非古气温真值。但已更科学、可信（周幼吾等，2000）。
冰楔在平面上是多边形，在极地多边形直径可达几十米，在中、低纬高山区直径数米或更小。在内蒙古鄂尔多斯市郊可以看到大型冰楔内有小型冰楔。对原始堆积物而言和冰卷泥一样，它由于冻融作用破坏了原始水平层理显示出混杂堆积的特点。尤其值得指出的是这种混杂结构并不是在坡地，而是在平地上，可以说在通常状态下是不多见的。
乌玛冰楔位于大兴安岭西北角近临额尔古纳河，52°45′N、120°45′E，海拔300—400m。冰楔出露于额尔古纳河二级支流伊里吉奇河一级阶地上。
1990年6—8月在此发现7个冰楔体（童伯良，1993），其中5个冰楔顶宽1.0—3.3m，剖面上冰楔可见高度2.0m左右。冰楔冰体质地呈乳白色，具垂直层理。冰楔埋藏于地表以下1.6—2.0m，上覆草皮层和淤泥质泥炭层。围岩为富冰含砾粉砂土，具层状冻土构造，冰层与粉砂层互层。二者在近冰楔壁处因冰楔内冰体之膨胀向两侧施压而形成挠曲变形（图242）；远离楔壁则恢复水平状。
1.淤泥质泥炭；2.富冰含砾粉砂层已被挤压变形；3.粉砂；4.14C取样点前已提到，正常多边形构造土只发育在平坦地面，一旦地面不平则构造土会被拉长而变形，其剖面结构：
更显著的水平层理变形可进一步对照青藏高原上的众多实例。
青海玛多黄河源地区（海拔3300m±）的砂楔发育于板岩、炭质页岩风化壳或冰碛冰水沉积物中，随处均可看到，楔口宽50—150cm，深50—300cm，14C测年为（12300±100）aBP和（16340±245）aBP（潘保田等，1997）。
（八）泥石流团块
泥石流团块是常态坡积和冰缘坡积共有的结构之一。是坡积裙面上因雨水或小股地下水、积雪融水等使部分碎屑液化顺坡向下流动，因无后续水作供应，只能“半途而废”，停积在坡地中部。若出现在剖面中则为一透镜体，以及石冰川表面所见。昆仑山垭口北侧岩屑裙（或坡积裙）上部因小股泥石流形成的“团块”（4500m），下部坡积物略显斜层构造。
五、冰缘环境与冰缘坡积旋回
与常态环境下一样，坡积可以在剖面中重复多层，记录下环境的变化历史。对第四纪研究而言，既有古冰川遗迹也有古冰缘遗迹。当然，对于中国古冰缘作用，目前只追索到14万—15万aBP，不及对古冰川的追索已达80万aBP之久。而国际上是北美洲古冰川年代已达300万—350万aBP，格陵兰为700万aBP，南极3000万aBP，北欧、南美高纬度区也有百万年以上的冰川历史。中国已知最老冰期只有80万aBP，可能中、低纬度山地满足冰川发育条件对构造抬升有较大依赖，或许只有当构造抬升与全球气候变冷相耦合才能形成冰川，并进入冰期。是故，中国冰缘地貌与堆积的历史也很短暂，但冰缘作用的旋回性仍是很清晰的。图246为天山乌鲁木齐河源望峰道班剖面显示末次冰期冰碛堆积（c）而此前已有冰缘堆积（b），再前则为末次间冰期常态下的河流堆积。而末次冰碛堆积以后又是现代冰缘堆积。此剖面清晰显示冰川与冰缘在时间上的关系，即任一冰期来临时，首先进入冰缘环境，而冰期后冰川消失，再一次进入冰缘环境。因此，冰期前或早期时，冰期末期或冰退时还是冰缘环境，而到冰期盛时冰缘范围向外围扩大，向低海拔、低纬度延伸。是故冰缘期要大于和长于冰期。例如中国现代冰川面积6万km2，而中国现代冻土区（冰缘区）接近200万km2。但为什么迄今在报道中国震旦和石炭纪古冰川遗迹的地层中从未提到有古冰缘遗迹？在国际上也一样！
也许是关注不够！
冰缘环境和地貌过程除以上提到的以寒冻、冻融等过程外，还应有风和流水的作用，为欧洲冰缘环境、结构和堆积。故冰缘环境的全貌应是此图所示为全面。风积、冲积、沙丘等应有尽有，但已不属冰缘坡积范围。
更具体的坡积剖面，可参考乌鲁木齐河源大西沟望峰道班之坑探剖面，有多层坡积层与腐殖质层或黄色黏土层相间，表示坡积过程并非是连续的，其间有气候的相对干冷和暖湿的间断。
同时，坡积柱状图上也可看到，虽然此处的冰缘坡积有其与常态坡积不同之处，但也有相似之处。分层5和4有很好的成层性。5层坡积砾石层与4层腐殖质层相间，很有规律，此剖面所在海拔约3000m，现已非多年冻土带，此处冻融蠕流作用的下限也就是多年冻土下限，故此剖面所示堆积特点与前述常态坡地堆积很相似。
事实上，常态坡积与冰缘坡积在空间是贴近的，在时间上，常态与冰缘环境也是交替的。
照片133为川西泥巴山下一剖面，海拔3000m±，上层是冰缘坡积堆积，瘤状构造十分清晰，下层是很典型的泥石流堆积。相当于间冰期较暖湿的气候。这说明冰缘环境无论时间、空间其跨度都很大。同时冰缘环境也很易变、敏感，我们可以在太白山、五台山、吕梁山以及台湾高山（照片217）看到，末次冰期时之石流坡上，因冰后期气温上升，树线上升而长着茂密的针叶林。当时的冰缘环境已不存在了（照片217）。
考虑到现代和第四纪冰期时冻土和冰缘坡积发育的范围都很大，作者拟挑选两个实例比较系统地介绍冰缘坡积发育实况，一个是选择高纬度地区宽广平缓的坡地，一个是高山区陡峻的冰缘坡地。French等对北纬68°40′和西经138°51′的加拿大育空Barn山前山麓面的冰缘坡积作了较详细描述，基岩是Kingak页岩，从山坡坡麓处24°倾角到山麓面末端处为5°。山坡上石英砂岩造成的石海和岩突（Tors），这一山麓面经长期风化剥蚀，表面寒区风化壳，而在下部则为带很大砾石的（长径40cm）堆积物（图250），大部分是基岩页岩成为基质，而来自山坡的石英岩被夹杂其间（照片215），直径20—35cm。这些是寒冻坡积（cryogonicslopedeposits）类似英国人所说的“head”，即第四纪冰期时在中纬地区的冰缘沉积物。其特征是略显层状，石英砂岩块长轴在平面上有近似顺坡定向排列，没有看到流水堆积特征。其次，扁平面近似反倾，倾向上游。同时，缺乏有机物，且此类堆积物与冻胀土丘并存（earthhummocks）。
French认为此种冰缘堆积的环境，可能是第四纪气候波动与山麓坡地之间交替作用的结果（图251），强调了面状冲刷在冰缘环境下的作用。在现代干寒环境下也同样。
另一实例是日本高山的冰缘坡地堆积。
小泉（1992）对日本北部高山的末次冰期以来冰缘坡地过程和年代进行了研究，堆积物构造及各种堆积的垂直分布见图252，山顶部是石海，海拔2800m，全部由50cm以上巨砾形成沿整个浑圆山脊线分布。并指出坡地上部以10—20cm的流纹质角砾岩为主，中夹70cm以上的角砾，有埋藏腐殖质层，14C测年为（4500±70）aBP，此种角砾层覆盖地段长400m，高差140m。1875m处中—粗砾堆积厚度达数米，底部出露风化基岩。而坡上部则只有15cm左右厚。小泉最后以两张垂直分布图总结了该地区冰缘坡地堆积和地貌分布规律。
小泉以冰缘平滑斜坡的形成区为中心，通过对药师岳山周围末次冰期以来地形发育过程的研究，得出以下几点：
（1）由于在相当长的时间内斜坡上植物稀疏，发育冰缘砂砾地，斜坡土壤的反复冻融，使斜坡物质发生分选，粗粒物质多集中于斜坡表层，形成缺少基质而富含孔隙的碎屑层，另外由于叠加的泥流舌的掩埋，有时可见到各种沉积构造。土层中的冰透镜体可形成细粒层中的页理构造，粗粒层上覆粉砂层，下为细粒物质的逆沉积旋回构造。上述的沉积构造可作为判定古冰缘砂砾地的重要依据。
（2）本区的冰缘砂砾地，在4500aBP前后（新冰期，作者注），主峰西侧扩展到海拔2600m附近，其后气候变暖缩小至现在的位置。扩大的规模长约几百米，高差约100m。冰缘砂砾地的扩展，作为3000—3500aBP前后时间范围气候变冷的开端，形成于此寒冷期的可能性很大。
（3）根据主脊西侧的古冰缘平滑斜坡沉积物中含有大量由火山灰带来的火山玻璃，可以推断，在末次冰期最发育时，本区海拔2700m以下的山峰西侧广泛发育冰缘平直斜坡，冰川主要发育于东侧和西侧高于此海拔高度的地方。
（4）推测末次冰期晚期本区各种地形的发育区的垂直分布。海拔2500m以上为石海地形；海拔2100—2200m以上，广泛分布冰缘石流坡，由于冻融作用的影响，斜坡物质运移明显，促进了冰缘平直斜坡的形成；海拔1700—2200m，部分斜坡上缺少植物生长，正在形成冰缘平直斜坡。这种斜坡土壤冻结作用影响较小，主要是受高山泥石流和斜坡冲积作用的影响形成的。
最后，作者概括冰缘环境下，从山地到平地的所有冰缘地貌类型和沉积物为基础的山前地段。与French的育空地区基岩山麓面上和小泉日本高山的地貌和沉积相配合就会有对冰缘坡积堆积比较全面的了解。
