滑峡冲积陆系
Paraglacial冲积landsystems包括三种主要的地貌，即碎屑锥、冲积扇和山谷填充物。所有这三种沉积物都可以被视为冰川消退后几个世纪或几千年内形成的冰川沉积物，但通常在之后发生河流侵蚀由于沉积物供应减少和/或基准面降低。对最近冰川消退的地形的研究表明，小型和中型的碎屑锥和冲积扇可能在几十年或几个世纪内形成、稳定和衰变(Broscoe和Thompson, 1969;巴兰坦,1995;哈里森和温彻斯特，1997)。例如，在加沃尔喜马拉雅，冰川退缩两百多年的发展是伴随着的paraglacial球迷由重加工的冰碛碎屑组成，但大多数现已停止堆积，并表现出扇头壕沟和河流侵蚀(Owen和Sharma, 1998)。然而，大多数关于滑峡冲积土地系统的研究都是在晚更新世冰川消褪后积累的扇和山谷充填物的背景下进行的，特别是在不列颠哥伦比亚省和阿尔伯塔省。
17.6.1晚更新世早期的滑峡扇全新世时代
Ryder (1971a)指出，不列颠哥伦比亚省残留的植被冲积扇的起源是支流山谷中的溪流和泥石流对冰川形成的沉积物(冰川河流沉积和冰川湖泊沉积)的再加工。地层证据表明，扇的聚集开始于冰川消退后不久，并一直持续到近地表的蜡层沉积后不久ka BP．由于局部基准面的降低，许多风扇随后被扇头挖沟或切开，尽管在基准面降低期间风扇继续堆积的地方，形成了嵌套的多级风扇。Ryder描述的滑塌扇由河流砾石和泥石流组成diamicton与偶尔插层的湖泊或风成沉积物。以碎屑流为主的扇往往具有较高的梯度，并且出现在小而陡峭的支流集水区的出口(Ryder, 1971a, b)。大多数扇的体积意味着支流剥蚀速率为0.25-2.0 m ka-1 (Church和Ryder, 1972)。
随后在阿尔伯塔省的工作(Roed和Waslyk, 1973;Kostaschuk等人，1986;Beaudoin and King, 1994)证实了Ryder发现的普遍性，尽管至少在某些情况下，粉丝的积累是偶发性的。对不列颠哥伦比亚省下西摩河谷扇沉积物的放射性碳测年表明，早于约11.4 ka BP开始，约9.0 ka BP基本完成，但在此期间，约10 ka BP开始重新开始沉积，并伴有气候变暖和降水减少;扇状沉积物中的富炭层表明，后期沉积事件可能反映了支流流域火灾引发的边坡失稳(Lian和Hickin, 1996)。下颊叶扇位于不列颠哥伦比亚省西南部，约8.3 km2，在约6.0 ka BP之前大致达到现在的尺寸，但在约1.3 ka BP之前沉积仍在间断进行。Friele等人(1999)计算出，在c. 6之前，这个风扇上积累了大约14 X 108立方米的沉积物。0 ka BP，但从那时起减少了一个数量级(~1.4 X 108 m3)。
特别令人印象深刻的伞扇出现在喀喇昆仑山谷和喜马拉雅山脉．自冰川消退以来，有大量的返工冰川沉积物由于泥石流和河流的冲刷，犁被埋在厚厚的扇沉积物之下。在喀喇昆仑的罕萨山谷，44%的谷底被冰川扇沉积物覆盖，而只有14%被完整的冰川生沉积物覆盖(李继军等，1984)，吉尔吉特山谷的底部同样被晚更新世的冰川扇所主导(Owen, 1989;德比郡和欧文，1990年;图17.10)。扇沉积物通常有几十米厚，这意味着冰川再沉积的规模确实很大。
大型滑峡扇的岩相结构往往比较复杂。Eyles和Kocsis(1988)表明，不列颠哥伦比亚省约11 ka BP至约7 ka BP期间积累的扇内沉积物主要为碎屑流沉积的双叠岩相(扇体积的48%)和片状泛洪砾石(37%)，间或夹杂着风成粉砂和片状冲砂沉积物。浅层砾岩相内的粗层理为0.2 ~ 3.0 m厚的多个泥石流单元的叠加，冲积砾岩相以块状、粗层理、分选差为特征，与浅层辫状河流近段相似。在喀喇昆仑的大型滑峡扇内，单个泥石流单元的特征是在其底部附近具有离散的剪切和明显的结构各向异性，其上表面通常覆盖着反映沉积后坡冲的细粉砂(Derbyshire和Owen, 1990)。该地区的部分扇体由少量厚厚的泥石流单元与河流沉积和冰川沉积互层组成，后者表明扇体的堆积时间较短冰川退缩．主要的泥石流沉积物由5-20米厚的薄片组成，覆盖面积达30平方公里。这些装置的巨大尺寸意味着流态化碎片的异常体积以灾难性的规模流动。
17.6.2滑峡谷充填
“山谷填充物”一词描述的是覆盖在谷底基岩上的未固结沉积物。山谷填充物的成分通常是复杂的，但在冰川地区通常是可能的
冲积扇
最近泛滥平原沉积物-包括河流沙和砾石，风成沙丘，泥石流和池塘沉积物
冰川侵蚀面
冲积扇细沟重新沉积为泥石流
I]泥石流瓣■■■:圆丘般的碛。■。■■直到
最近泛滥平原沉积物-包括河流沙和砾石，风成沙丘，泥石流和池塘沉积物
湖泊沉积物冰湖沉积物崖底阶地崖
冰川侵蚀面
峰顶高度(米)
5公里
图17.10喀喇昆仑山脉吉尔吉特河谷地貌及地表沉积物。山谷填充物的表面主要是大型滑峡扇。原地冰期沉积的露头极为有限。(改编自欧文(1989)。)
确定较低的冰期沉积序列，并在其上确定由泥石流、漫滩、冲积扇、湖泊和风成沉积组合而成的冰川沉积序列(Owen, 1989;图17.10和17.11)。
一个有趣的副冰谷填充序列沉积然后切口出现在弓河流域，弓河会流出落基山脉在阿尔伯塔省。在上山谷中，近端冲积沉积物的基底谷-充填沉积被多层块状叠积岩相覆盖，总最大厚度约30 m。这些直径呈片状结构，具有很大程度上符合层理接触，向下倾斜5-10°，Eyles等人(1988)将其解释为连续大量的滑峡泥石流的产物，这些泥石流改造了来自河谷上游和邻近斜坡的冰川河流和冰川湖泊沉积物。沿着山谷往下走，弓河两侧是砾石充填的梯田，其厚度从山边附近的30米减小到下游100公里处卡尔加里附近的10米。放射性碳测年表明，砾石堆积主要发生在11.5-10.0 ka BP，这是最后一次冰川推进到达山边的2000年后。Jackson等人(1982)因此将下游河谷中的砾石充填体解释为上游河谷中泥石流沉积的河流改造的产物，因此被称为“第二代”滑峡河流
滑峡冲积扇
伞裂碎屑锥
滑峡冲积扇
伞裂碎屑锥
原冰川/冰川地层界线
滑峡沉积相
I风成沉积物
．|冲积(漫滩)沉积物
冲积扇沉积
岩屑锥沉积
冰川/前冰川地层边界
冰川/前冰川沉积相h-冰川河流沉积相冰川湖泊沉积。直到
图17.11山谷填充物的冰川、原冰川和冰川成分(示意图)。沉积物单位通常较少。滑峡单元(特别是泥石流或冲积扇沉积物)和冰生沉积物的交织意味着在冰川消冰期间和之后迅速的滑峡再沉积。
存款。约4.6 ka BP以来，由于上游沉积物供应减少，弓河在其下游切入砾石充填体，切割了现在位于其河道两侧的阶地。
图17.12所示的弓河河谷堆积物模型绝不是滑坡带河谷堆积物的唯一可能序列(Owen, 1989)。湖泊和远端冰川湖泊沉积也可能构成冰川山谷填充物的主要组成部分(Clague, 1986)。例如，在不列颠哥伦比亚省的南汤普森山谷，在晚更新世仅100-200年的时间里就积累了一个厚达150米的远端冰川湖。在山谷附近，滑峡泥石流沉积阻断了湖泊
图17.12阿尔伯塔省弓河流域基于层序的滑峡河谷充填体发育模型。一)侵位在山区集水区上部的冰川泥石流沉积物的厚厚的堆积。B)河谷头泥石流沉积物的河流侵蚀和向下游更远的滑峡冲积体的沉积。C)河流切口和梯田由于来自上游的泥沙输入减少了冲积填充物。
近端山谷充填体:滑塌泥石流沉积
滑峡泥石流沉积的河流侵蚀
解剖了伞部残块锥
在支流入湖处沉积有韵律岩和砂体。湖泊排水后，湖泊沉积物的风成改造产生了覆盖阶地碎片的滑滑性黄土沉积物，河流切割穿过湖泊沉积物形成了泛滥平原(Roberts和Cunningham, 1992)。在瑞士的瓦伦泽山谷，山谷的填充物包括零星的直到存款依次被冰湖沉积物覆盖，然后是冰后湖泊沉积物，后者在横向上被三角洲沉积物覆盖，上面是沉积在两个主要的冰川扇下的冲积砾石。Müller(1999)计算出两个扇下的沉积物在约12.3 ka BP之前以平均70-100 mm年-1的速度积累，但此后的平均速度仅为3-4 mm年-1，认为在约12 ka BP之前的快速沉积是由于冰消后立即发生的强大泥石流对陡峭的支流山谷中的冰川生沉积物进行了再加工。
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