作者也曾在关保德的指引下对罗圈层作专题考察（葛道凯等，1993），对其冰川成因深信不疑，因为它有一系列冰蚀地貌（磨光面等）和冰蚀微地貌（图3114）及砾石表面特征等统计值（表322—表324）（吴瑞棠等，1988），更有对冰川沉积从陆地到海洋的宏观系列描述。均充分显示了一整套从陆上到浅海的系列冰川沉积，并运用现代冰川沉积相概念作了比较系统的研究（葛道凯等，1993）。如前所述，同样利用冰川作用“配套”现象来观察冰川现象，在河南鲁山石门村现场，也得到很好的体现。
三教堂组石英砂岩面上，有罗圈冰碛层形成时留下的大面积冰川磨光面、擦痕和稍有起伏的羊背石（吴瑞棠等，1988，1991）（照片1315），以及被冰川前进剪切在底床上众多的横向新月形裂纹和凿口（图3114）。对应着厚层罗圈冰碛层及其中保有清晰擦痕的冰碛石，这一切都毫无保留地表明罗圈组沉积的冰川成因是可信的。同样，同时代位于长江三峡宜昌段的南沱冰碛层也完全可信，其冰碛层结构特征及布满擦痕的冰碛石（照片1316），均无可置疑说明其冰川成因。诚如吴瑞棠等（1988）所言，它不是只有一两条可以引起争议的证据，而是无可争议的证据。这比引起巨大争议的有关中国东部低山丘陵第四纪冰川作用的所谓证据要强千百倍。他们应该到河南鲁山石门沟和三峡南沱一带仔细看看六亿年的古冰川遗迹，再对照他们所谓的中国东部第四纪冰川遗迹（几万年—几十万年—百万年）便可知道有否可比性。当然，罗圈冰碛层所显示的并不是大陆冰川—冰川海洋沉积的全部亚相，但如同吴瑞棠等的描述，已基本显示了两期冰川进退之全过程及相应的冰川沉积序列。对比Eyles等（1992）的冰川沉积序列和罗圈冰川沉积序列，作者认为它可以作为此类冰川沉积的相模式看待，因为各种环境的亚相均出现于相应合理的位置。
三、冰川沉积模式与冰下融出过程
（一）冰川沉积模式与冰下融出过程
潮湿极地冰川和干旱极地冰川的沉积模式的划分虽然曾有力地推动过冰川沉积作用的研究，但要解释罗圈组中冰下推挤型交错层理的形成机制，有必要首先理解过渡类型冰川的沉积模式和过程。
Shaw（1979）针对潮湿极地冰川与干旱极地冰川间的过渡类型，提出了有别于二者的沉积模式，指出在永冻区气候的变化，能引起极地冰川的底部消融。在这类冰川中，冰面消融聚积的冰面碎屑，因阻挡太阳辐射，可抑制消融过程的进一步进行。当冰面碎屑达到多年冻土活动层厚度时，冰面消融便不再进行。结果处于熔点的底部的融出过程，便成为冰碛的主要沉积作用，其缓慢的沉积速率，导致碎屑在搬运中的许多特征被保存。进而形成独特的冰碛相和冰碛地貌。对于非严寒气候区，冰下融出和冰面融出的相对重要性，部分地取决于两种过程的相对速率和富碎屑冰层对于冰床的位置。强调冰下融出过程的上述模式能够较好地解释罗圈组块状杂砾岩中的大部分交错层理构造。
冰下融出过程的一个重要方面是大量融水的释放，这些融水必须从冰碛中排泄出去。一般情况下，融水首先沿冰晶体之间及冰与碎屑间的缝隙缓慢流动，逐渐地在相对纯净的冰区形成较大的空洞。随着融化过程的进一步进行，在薄层状的冰—碎屑分布区，空洞沿纯冰薄层不断增大，流水通过这些扩大的空洞时（几毫米高），侵蚀上覆和下伏的富碎屑冰体并在空洞的底部沉积略有分选的沉积物。因此随着富碎屑薄层中冰的全部融化，纯冰薄层最终被薄砂层所取代并与混杂沉积物形成互层。冰川底部富碎屑冰层的许多形态和构造特征很可能也随之保存下来。Shaw（1983，1985）认为混杂沉积层、分选层和碎屑间具有类似联系的冰碛物，可能有着相同的成因。
事实上，冰川底部富碎屑薄层中仍有极薄的纯冰条带发育，沿这些纯冰条带应有融水集中，但其本身可能不足以产生流动而对上覆和下伏富碎屑带进行侵蚀，故不会有分选的沉积薄层发育。但融水仍能溶解周围的灰岩和白云岩碎屑，并在其内形成CaCO3和CaMg（CO3）2富集。融水的化学分析表明，碳酸盐矿物是其主要的构成成分。这些富碳酸盐矿物的融水在纯冰条带/富碎屑冰带界面上再次结冰时，其中的碳酸盐矿物会沉淀在界面上形成钙质薄膜。融水复冰作用的反复进行，形成较厚的钙质纹层，结果在纯冰薄层被薄砂层取代的同时，富碎屑薄层中极薄的纯冰条带也被钙质纹层所替代。冰下融出碛中大砾石周围常见的钙质包壳，可能有着相同的形成机制（如天山乌鲁木齐河源区望峰冰碛层）。
冰川底部富碎屑冰层中融水空洞的进一步增大，有时能形成冰内河道并沉积纹层状的和有分选的沉积单元。类似的沉积体，在罗圈组中亦有发育但并不常见。
（二）冰下推挤型斜层理的沉积特征
1.沉积背景
罗圈组中的冰下推挤型斜层理，广泛发育于早期分出的块状杂砾岩中。其中，以石门沟剖面发育得最好，苗村剖面和上徐马剖面次之。
图3118是石门沟冰碛剖面岩性柱状图。剖面上罗圈组与下伏地层三教堂组石英砂岩（Pt3S）之间发育有良好的冰溜面。关保德等和吴瑞棠等（1988，1991）对此有详细的讨论。根据冰溜面上的各种破裂构造和磨蚀构造，推断当时该区的冰川流向自南向北。
石门沟剖面上，罗圈组有较好的成层性（图3118）。自下而上各层特征如下：
a层，为厚约1m的滞碛，露头上沿沉积倾向可连续追索1km以上，未见尖灭，但厚度有明显的变化。有密集的近水平剪切面，砾石组构有强烈的优选方向。扁平砾石的ab面有61%与冰溜面平行，近20%的ab面倾向冰川上游。
b层、c层和d层，分别厚2m、6m和3m，均为冰下融出碛。与下伏滞碛呈渐变关系，与上覆冰水沉积呈明显接触，其间呈渐变接触。岩性为黏土、粉砂、砂和各级砾石混杂而成的杂砾岩，无分选，与牵引流沉积形成鲜明对比。与下伏滞碛相比，其内黏土及粉砂含量较低，砂及细砾石（2—4mm）含量明显增加。砾径自—1—9均有发育，剖面所见最大砾径80cm以上。砾石成分以石英砂岩为主，白云质灰岩和页岩亦常见。
石英砂岩砾石及白云质灰岩砾石的表面上常有擦痕，并常见大砾石周边有钙质包壳发育。
b层、c层和d层的差异反映在沉积构造方面。b层和d层以发育冰下推挤型斜层理为特点，其沉积特征将在随后讨论。c层发育微弱的水平纹层，纹层由钙质薄膜及含砾砂岩薄层组成，层内局部夹有厚数厘米由碳酸盐胶结的杂砾岩水平条带。
e层，厚约3m，与下伏、上覆沉积接触明显。岩性为砾岩—含砾粗砂岩—粉砂质泥岩互层。发育互层层理和波痕交错层理，具向上变粗层序。为冰前或冰上湖滨沉积。
f层，厚约1.5m，厚度稳定。岩性为粉砂质泥岩。发育水平层理，常见落石构造和含砂砾岩透镜体。解释为冰湖或冰下水道沉积。
罗圈组之上，连续沉积了厚约16m的东坡组页岩（Z2d）。
2.沉积特征
罗圈组中部b层和d层中的冰下推挤型斜层理通常只发育孤立的单一层系。由图3120可看到层系上下界面基本平行。不同剖面上层系的厚度一般变化于1—5m。在苗村剖面上近10m。尽管斜层理沉积单元的物质组成主要为杂砾岩，但使斜层理得以显现的是断续的近平行展布的钙质和含砾砂岩倾斜纹层。纹层倾向多与冰川流向相反，这是它与牵引流形成的交错层理间的主要差异之一。纹层倾角变化于10°—30°。当斜纹层接近层系底部时，倾角逐渐变小，常沿切线方向收敛于底面上；当斜层理之上为弱成层的杂砾岩时，斜纹层沿相反的切线方向收敛于上层面，因而纹层呈S状（图3120，图3121）；若斜层理沉积单元之上为冰水沉积所覆盖，则斜纹层与上层面成角度相交，此时这一斜层理的形态酷似牵引流形成的板状交错层理。在石门沟剖面上，局部地区斜纹层呈现不对称的背斜形态，背斜轴面的倾向亦与冰川流向相反。在上徐马，因剖面方向与冰川流向近于垂直，纹层多沿近水平方向延伸，局部呈槽状。
河南鲁山石门沟剖面上斜层理单元中，砾石组构多数扁平砾石的长轴与斜纹层近于平行，ab面有明显的优选方向。对20mm以上扁平砾石ab面倾向的测量结果，可以看出其优选方向与斜纹层倾向相近，均倾向冰川上游。区内斜纹层主要由含砂的钙质薄膜和含砾砂岩组成。含砾砂岩纹层一般厚数毫米到数厘米，纹层上下界面极为明显，下界面上常伴有钙质薄层。局部地区含砾砂岩薄层产生变形，卷入其下的杂砾岩中。剖面上常见的另一种含砾砂岩体，其形状呈团块状，直径一般10—30cm。这些团块状含砾砂岩体，常沿同一纹层面断续分布。钙质的斜纹层一般薄于10mm，镜下观察表明斜纹层具有更细的纹层构造。单一的细纹层由整齐排列的针状方解石晶体组成，晶体的生长方向与细纹层面垂直，细纹层之间常分散有粉砂、砂和细砾石，颗粒周围细纹层发生弯曲，较大颗粒的周围常见一层由同类针状方解石晶体组成的包壳。
滞碛中亦见有钙质纹层，但与交错层理中的纹层相比厚度小，连续性差，而后者的纹层不仅厚度大，连续性好，而且纹层间呈近平行排列。
3.沉积过程
对现代冰川的观测表明，冰川自上游向下，其流动特征是不同的，冰川上游一般是伸张流，而在边缘带则为压缩流。在伸张流段，冰川底部的富碎屑冰层经流变作用形成富碎屑冰薄层和纯冰薄层的互层。在压缩流段，冰川底部的动力过程以挤压和推挤过程为特征。这一特征的动力过程能使冰川前缘的冰下富碎屑冰层和沉积物形成一系列的褶皱和剪切断裂。通常情况下底部的富碎屑冰层在接近冰盖边缘时迅速增厚。Bentleg根据低振幅的“P”波，推断出西南极地区饱含冰碛物的底部冰层具有600m以上的巨大厚度。当冰川（盖）在其边缘产生逆冲断裂时，厚的富碎屑冰层便会沿剪切面向上滑动，使原来近水平的富碎屑冰带产生倾斜和叠加，形成较为广布的富碎屑冰—纯冰倾斜薄互层。薄层倾向冰川上游，为冰下融出碛中斜层理的形成奠定了物质基础（Drewry，1986）。
潮湿极地冰川与干旱极地冰川间的一些过渡冰川，冰上融出过程是次要的，仅限于活动层内。随着冰体前缘运动的停滞和气温的变化。冰川底部逐渐达到熔点，冰下融出过程随之开始。自富碎屑冰层开始融出到推挤斜层理形成大致可分成4个阶段（图3124）：
阶段A，融出作用刚刚开始。富碎屑冰层仍为原始状态，其内富碎屑冰薄层与纯冰薄层呈互层状。冰川流向自左向右。
阶段B，在倾斜的纯冰薄层上，较多的融水侵蚀上覆和下伏的富碎屑冰薄层，带走细粒的黏土和粉砂，在顺薄层分布的融水空洞中，沉积略有分选的砾和砂纹层；富碎屑冰薄层内小的纯冰条带，不能产生足够的融水来改造周围碎屑，但融水的重复冻结和融化，将其内的CaCO3沉淀下来，形成顺纹层分布的钙质薄膜。
阶段C，随着融出过程的持续进行，当富碎屑冰层全部融化时，便会沉积出具交错层理构造的冰下融出碛。其中倾斜的纯冰薄层，演化为交错层理中的含砾砂岩斜纹层，富碎屑冰薄层则被发育钙质斜纹层的杂砾岩层取代。
