ГЕОМОРФОЛОЖКА ДЕЙНОСТ НА ЛЕДА

Ледът – водата в твърдо, кристално състояние, съществува на Земята в две обстановки:

• на повърхността – планински и равнинни /континентални/ ледници, изучавани от глациологията

• в повърхностните хоризонти на земната кора – подземен лед и вечно замръзнали почви /вечна замръзналост/, изучавани от криолитологията.

ГЛАЦИАЛНИ ПРОЦЕСИ И ФОРМИ НА РЕЛЕФА

Глациалните релефообразуващи процеси и форми на релефа са резултат от дейността на ледовете. Задължително условие за протичането на глациални процеси е заледяването, т.е. продължително съществуване на ледени маси на дадена територия от земната повърхност.

Съществуват два типа природен лед – воден и снежен. Водният лед възниква в резултат на замръзването на водите на сушата или в океана. Снежният лед се образува в резултат на метаморфизма на снега. В резултат на многократното замръзване и размръзване и налягането снегът придобива едрозърнеста структура и се превръща във фирн. Фирнът в процеса на по-нататъшно преобразуване се превръща в глетчерен лед, т.е. в лед на ледниците на сушата.

Условия за образуване и подхранване на ледниците. Типове ледници

Ледникът представлява природна ледена маса на земната повърхност, която има предимно атмосферен произход. Под действието на силата на тежестта тя тече вискозно-пластично под формата на поток, система от потоци, куполи (щитове) или плаващи плочи.

Ледниците са продукт на взаимодействието между релефа и климата. Те се образуват предимно от сняг, но частично могат да се състоят и от воден лед (напр. шелфовите ледници на Антарктида). Воден лед може да присъства и в планинските ледници в резултат на замръзването на дъждовни води или води от топенето на повърхността на ледника, в пукнатините и кухините вътре в ледника, но главен източник на подхранване са твърдите атмосферни валежи.

Ледниците възникват над снежната граница, но в резултат на динамиката те се спускат и под нея.

Снежна граница (линия) – нивото, линията над която годишният приход на твърди валежи е по-голям от разхода за изпарение и топене. Височината на снежната граница се определя от много фактори:

• атмосферна циркулация, определяща валежните количества;

• радиационни условия и температура на въздуха, определящи количеството на твърдите валежи и интензивността на топене на снега и леда;

• абсолютна и относителна височина на планините, степен на разчлененост и ориентация на планинските хребети спрямо посоката на влажните въздушни потоци.

Най-ниско положение снежната граница заема на Антарктида , където почти по цялата периферия на ледената шапка лежи на морското ниво. В Арктика нивото на снежната граница е до няколко стотин метра. В средните широчини в условията на морски климат тя е в границите между 500 и 1000 м (Тихоокеанското крайбрежие на Северна Америка). В субтропиците, тропиците, сухите континентални райони (Тибет, Андите) достига 6000-6700 м над морското ниво.

В зависимост от баланса на твърдата фаза (сняг, фирн, лед) ледникът се дели на област на акумулация или област на подхранване, където се извършва натрупването на снега, неговото уплътняване, кристализиране и превръщането му във фирн и лед, и област на аблация (разходна област) – чрез топене и изпарение. Двете области се разделят от границата на подхранване. Главно перо на разход в планинските ледници е топенето под влияние на слънчевата радиация и топлината от въздуха, а в ледниковите покрови на Антарктида и Гренландия – откъсването на айсберги.

Скоростите на движение на леда в различните ледници, в различните им части и през различно време от годината се колебаят от няколко метра до стотици метри в година при вискозно-пластично течение и до стотици метри в ден при блоково хлъзгане. В даден конкретен ледник обикновено се съчетават и двата типа на придвижване в най-различни пропорции и с най-различни скорости на придвижване на леда.

Формата и размерите на ледниците са различни. Поделят се на два основни типа:

• планински (стичащи се ледници)– формата и движението им се определят от релефа на вместилищата, които заемат и наклона на леглото. Заемат предимно отрицателните елементи на релефа в планините. Движението на леда се осъществява под действието на силата на тежестта надолу по склона.

• ледникови покрови и куполи или континентални ледници (разливащи се ледници) – заемат площ от млн. км², погребвайки под себе си дори планинския релеф. Като цяло имат изпъкнала форма и ледът в тях е с такава дебелина, че припокрива изцяло неравностите на релефа под леда, Течението на леда в тях се определя от наклона на повърхността на самия ледник – от центъра, където дебелината е най-голяма, към периферията (Антарктида, Гренландия и др.).

Съществуват и преходни, от планинския към континенталния тип, ледници – мрежест, предпланински и норвежки (ледена шапка) тип ледници. Мрежестият тип (о-в Шпицберген) се характеризира с мрежа от ледникови долини с ледникови куполи на вододелите, редуващи се със стърчащи над леда отделни скали и остри гребени – нунатаки (ескимоски „нуна“ – единичен, „так“ – връх). Предпланинския се среща рядко и само в области със обилно снежно подхранване (Аляска). Ледниците от този тип се спускат по планински долини на предпланинската равнина, където се сливат в единна ледена маса (Маласпина). Ледниците от норвежки тип се наблюдават на платовидни върхови повърхности, където се образуват изпъкнали ледени шапки. Ледът от шапките се разтича във всички посоки и достигайки края на платото се спуска на отделни езици.

Покривното заледяване е характерно за Арктическия и Антарктическия климатични пояси. Най-големи площи покривните ледници заемат в Антарктида (85,3%) и Гренландия (12,1%).

Покривните ледници на Гренландия и Антарктида се стичат към морете през пониженията от крайбрежния релеф. Такива ледени потоци се наричат изходящи ледници. В резултат на отчупването от краищата на извеждащите и шелфовите ледници на огромни блокове се образува плаващ лед – айсберги.

Размерите на ледниците варират в широки граници – от десети от квадратния километър (каровите ледници напр. в Полярен Урал) до милиони квадратни километри с дебелина от няколко метра до няколко километра.

В зависимост от температурното състояние също се делят на две групи:

• топли (изотермични или умерени) – в тях, на дълбочина под нивото на сезонните колебания, температурата на леда постоянно е близо до точката на топене на лед под налягане

• студени (полярни) – в тях, под нивото на сезонните колебания, температурата винаги е под точката на топене на леда под налягане.

Ледниците, веднъж възникнали, след това сами създават благоприятни условия за по-нататъшното си развитие и съществуване. Достигайки големи размери те оказват обратно въздействие върху климата. Ледниците на Антарктида и Гренландия представляват гигантски хладилници на Земята, оказващи влияние на климата и атмосферната циркулация в глобален аспект.

Размерите и скоростта на хоризонталното придвижвана на ледниците варират - нарастват или намаляват, което се изразява в спускането (настъпването) или отдръпването на ледниковите езици. Причина за това могат да бъдат измененията на климата (принудителни колебания) или нарастването на напреженията в ледената маса (релаксационни колебания), породено от продължителното натрупва на лед в подхранващата област. (Общата маса на леда в ледниковата система не се изменя. В горните части повърхността на ледника се понижава, а в долните де издува и ледниковият език се придвижва надолу по долината няколко километра.) С тези изменения е свързано образуването на акумулационни ледникови форми, каквито са морените

При своето движение ледниците извършват денудационна, транспортна и акумулационна дейност. Разрушаването на скалите, изнасянето на разрушения материал и денудационното преобразуване на постилащата повърхност се нарича ледникова ерозия или екзарация. Тя се осъществява в резултат на огромния натиск на ледника върху изпъкналите неравности, при което се откъртват скални късове, и в резултата на триенето на ледника и замръзналите в него скални късове в постилащата повърхност. Всичко това води до изравняването и полирането на леглото и/или на неговото надиране и набраздяване – ледникова щриховка.

Форми на релефа, образувани от планинските ледници

В планините образуването на ледниците започва със стадия на снежник или фирново петно. В пониженията на склоновете, малко над снежната линия, се натрупва сняг, който не може да се разтопи през лятото. Следващата година тук се натрупва ново количество сняг и т.н. Натрупващия се сняг постепенно се превръща във фирн, а след това и в лед. Наличието на устойчива ледена маса обуславя интензивното развитие на мразовото изветряне на дъното и на стените на негативната форма. Разрушаването на скалите под действието на снега в полярните и високопланинските райони се нарича нивация (nivis - сняг). Необходимо условие за протичането на нивацията е колебанието на температурата около 0⁰ и постъпването на разтопени води. Разтопените води през лятото обезпечават отстраняването на изветрелите продукти от дъното на пониженията. В резултат на това дъното става по-дълбоко, а стените по-стръмни. С течение на времето на мястото на понижението се образува подобна на чаша дълбока форма с вдлъбнато дъно и стръмни до отвесни склонове. Такава, подобна на кресло форма, се нарича кар (corrie ['kɔri] – шотл. кресло). Ледникът навлиза в нова фаза на развитие – каров ледник.

Постепенно карът нараства в резултат на отстъпването на стените под действието на мразовото изветряне, гравитационните склонови процеси и ледника, който отстранява постъпващия от склоновете късов материал. Карите постепенно нарастват, съединяват се и образуват значително по-голяма и сложна форма - циркус. Карите и циркусите са резултат от разрушителната дейност на ледника и склоновите процеси.

Карите и циркусите най-често са основен източник на подхранване на долинните ледници. В резултат на частичното сливане на съседни циркуси в релефа се запазват отделни скалисти остри гребени и върхове – карлинги. Циркусите, карлингите и скалните гребени са най-типичните форми на релефа в съвременните планини, подложени на заледяване. Такъв релеф е получил наименованието алпийски.

Нарастването на циркусите в страни може да доведе до разрушаването (срязването) на скалните гребени и карлингите до нивото на фирновия басейн на циркуса и до образуването на еквиплен – вид педиплен, надморската височина на който се определя от нивото на снежната граница в конкретна планина.

През плейстоцена снежната граница многократно е променяла положението си в резултата на заледяванията с различна интензивност и тектонските движения. Поради това в планините са образувани серии от циркуси, разположени в няколко височинни пояса. В днешно време те се намират в различен стадий на развитие. Най-високите и най-млади са заети от ледници, а най-ниските и най-стари, загубили морфоложкия си контраст, са заети от езера или планински ливади.

Следващият стадии на развитие на планинското заледяване е образуването на долинен ледник. С натрупването на лед в циркуса ледената маса започва бавно да се стича по склона. За пътища на придвижване ледът обикновено използва ерозионни форми. Повърхността на долинните ледници се характеризират със специфичен комплекс от форми на релефа. В долинните ледници се наблюдават област на подхранване и аблация. Областите на подхранване обикновено са кари или циркуси. Повърхността на ледника в областта на подхранване има вдлъбната форма, което е резултат от подхранването на крайните части от падащите по склоновете лавини. Хидрографската мрежа, възникваща в резултат на топенето на повърхността на ледника през лятото, има центростремителен характер. Вдлъбнатата повърхност на ледника намира отражение и в рисунъка на хоризонталите на топографските карти. От повърхността на ледника към съседните скали хоризонталите прехождат плавно и са обърнати с изпъкналата си част към задната стена на циркуса.

На дебелите фирнови и снежни полета в подхранващата област на ледниците от ниските ширини се срещат оригинални форми, получили названието „снегове на каещите се“. Под влиянието на инсолацията снежната или фирновата маса придобива вид на многобройни стоящи една до друга наклонени конични фигури, наподобяващи тълпа от поклонници в бяло. На височина достигат до 5-6 м.

Вследствие движението на каровите ледове по склона в тиловата му част се образува пукнатина, паралелна на горния край на ледника – бергшрунд. В нея попада голяма част от склоновия материал , за сметка на който се образува дънната и вътрешната морена.

Областта на аблация се характеризира с изпъкнала повърхност, тъй като топенето на ледника протича по-бързо на границата със склоновете в сравнение с централните части. Това намира отражение в очертанията на хидрографската мрежа (напомняща центробежен тип) и на хоризонталите – при прехода от склоновете на повърхността на ледника се образува рязка пречупка , изпъкналата част е насочена към края на ледника. Отбелязаните особености на хоризонталите позволяват по топографската картна да се определя границата на фирновата линия (долната граница на фирновата покривка на ледника), границата между областите на подхранване и аблация, която съответства на снежната линия.

Повърхността на ледника в областта на аблация се характеризира с комплекс от форми на релефа. Преди всичко това са различни по размери и ориентация пукнатини:

• напречни – образуващи се на стръмните участъци от леглото на ледника, предизвикващи ледопад;

• диагонални – свързани с различната скорост на движение на централните и периферните части на ледника;

• радиални – наблюдават се на разширените краища на ледника в следствие на разливането му.

Широко развитие на повърхността на ледника в областта на аблация имат страничните и средните морени, а краищата му могат да бъдат покрити с непрекъсната покривка от морени. Наличието на повърхността на ледника на късове с различна големина може да доведе до образуването на ледникови маси (едър къс, задържащ топенето на ледника под себе си, остава издигнат на околната повърхност върху ледена основа) и ледникови чаши (дребните късове допринасят за по-бързото топене на леда под тях, поради това те потъват в леда).

Долинните ледници оказват съществено въздействие върху дъното и склоновете на пониженията, по които се придвижват. Ерозионните долини, преработени от дейността на ледника, придобиват коритовидна форма, поради което ги наричат трогове. Троговете са характерен елемент от алпийския релеф с екзарационен произход. Троговете притежават и други особености, отличаващи ги от ерозионните долини. За тях е характерна по-голяма праволинейност, огладеност на долните части на склоновете, полировка на разкриващите се здрави кристалинни скали, образуващи на склоновете и на дъното характерни форми – овчи чела. Овчите чела имат асиметричен надлъжен профил – склоновете срещу течението на ледника (проксимални) са по-полегати в сравнение с противоположните – дисталните. На повърхността им се наблюдават ледникови драскотини, белези, щриховка.

Надлъжният профил на троговите долини е неравен, с редуване на полегати и стръмни, а понякога и с обратен наклон, участъци. Напречните скални прагове (стъпала) се наричат ригели (нем. Rigel – преграда). Образуването на ригелите е свързано с неравномерността на екзарационния процес, която в повечето случаи се определя от литологията и степента на напуканост на скалите.

В напречния профил на троговете се отделят своеобразни прегъвки на склоновете, известни като трогови рамене. Това са наклонени към долината заравнени площадки, понякога покрити с морена. Завършват с бразда на заглаждане над която склоновете нямат следи от ледникова обработка.

Съществуват различни гледни точки за произхода на троговите рамена. Някои приемат, че те са остатъци от склоновете на речни долини, под които (раменете) те са били удълбани и получили по-голям наклон в резултат на екзарационната дейност на ледника. Според други това са остатъци от днища на по-стари трогове. Трети приемат, че троговите рамене са резултат от интензивните нивални процеси, протичащи на контакта на ледника със долинните склонове и водещи до подрязването и отстъпването на склоновете над повърхността на ледника.

Няма единно мнение и по въпроса за образуването на троговите долини. Участието на ледника не подлежи на съмнение, но по различен начин се разглежда неговата роля в този процес. Едни изследователи признават способността на ледника да се врязва интензивно в дълбочина и да образува самостоятелни екзарационни форми. Други считат, че ледниците са способни само да шлифоват и заглаждат неголемите неравности на своето дъно и само да видоизменят формите създадени от други процеси. Наблюдаваният характер на съчленяване на троговите долини свидетелства в полза на гледната точка първата група. Така например, в типичната речна система всички долини на притоците се съединяват с главната долина на едно ниво, в троговете страничните долини обикновено са висящи. Преудълбаването на главната долина лесно може да се обясни изхождайки от способността на ледника да провежда интензивна екзарационна дейност – по-мощният ледник на главната долина е вкопал своето легло по-дълбоко от по-маломощните ледници на страничните долини.

Характерна особеност на троговата долина е неравния хълмист релеф на дъното, който се обуславя от неравномерното наслагване на основната морена, а също така от наличието на няколко пояса с крайни морени. На склоновете на трога се срещат тераси представляващи съхранили се странични морени, наподобяват речни тераси, вид псевдотераси.

Всички елементи на типичната ледникова долина са добре изразени само в младите трогове (неотдавна освободени от ледника) или в долини, склоновете на които са изградени от устойчиви на изветрянето и плоскостния смив скали. В планините, изградени от лесно разрушими скали (напр. глинести шисти), троговете много бързо губят своята морфоложка изразителност. Силно променят напречния профил на троговете сипеините конуси и наносните конуси на временните потоци и лавините, образуващи се в подножието на стръмните им склонове. Тези процеси могат да придадат коритообарзен прфил и на долини, които не са били подлагани на дейността на ледниците.

Обломъчният (късов) материал, попадащ върху ледника от планинските склонове или замръзнал в него в резултата на екзарацията на леглото, се нарича морена (местно название, употребявано във Френските и Швейцарските Алпи). Морените биват дънни, образуващи се на контакта ледник-скално легло, странични – натрупан по края на ледника материал от планинските склонове, средни – образуващи се при съединяването на страничните морени на два или повече ледникови езика в един. В долния край на ледника, където той се топи, се натрупва късов материал под формата на дъгообразни валове, повтарящ в план очертанията на края на ледника – крайна (челна) морена. При интензивно топене и отдръпване на ледника се образуват няколко крайни морени, маркиращи етапите на отстъпване на края на ледника. При това се оголва дъното на трога, покрито с дънна морена, върху която се проектират страничната, средната и вътрешната морена. Образува се неравен хълмист релеф.

При интензивно настъпване бързо движещият се ледник въздейства на отложената по-рано крайна морена, деформира я и я придвижва пред себе си. Така се образува напорна морена. Те са изградени от материал с различна големина, нагънат и напукан подобно на тектонски деформации. Такива нарушения в залягането на моренните наслаги се наричат глациодислокации.

Валовете на крайните морени представляват естествени стени, над които се образуват (ако краят на ледника е отстъпил) езера (Цюрихското езеро, Комо, Гарда). Тяхното ниво рязко се колебае в зависимост от интензивността на топенето на снега и леда или проливни дъждове. Ако водата не успява да инфилтрира през крайната море, нивото на езерото се повишава. В резултат на скъсването на стената и размиването на изграждащия неспоен късов материал се образуват сели.

Образуването на ледниковия релеф е резултат не само на екзарационната и акумулационната дейност на ледника. В резултат на неговото топене възникват водни потоци, които също извършват определена геоморфоложка дейност. Тези потоци и образуваните от тях ерозионни и акумулационни форми на релефа се наричат флувиоглациални. Те се наблюдават на повърхността на ледника, вътре или под него, пренасят много късов материал и го акумулират или в края на ледника или в каналите по които протичат.

При отстъпването на ледника водно-акумулационните образувания, възникнали върху него или вътре в него, се проектират върху дънната морена. Водно-акумулационните наслаги и крайната морена могат да заемат големи пространства, особено при покривните заледявания. В резултат на оттока на стопените ледникови води се образуват флувиоглациални тераси , които (ако се проследят нагоре по долината) се съчленяват с определени , съответстващи им по възраст стадиални крайни морени. Наслагите на терасите се образуват в резултат на размиването и преотлагането на морената.

В планините, които се издигат над снежната граница, едновременно с екзарационната дейност на леда протича и процес на алтипланация – нивално заравняване на върховите части. Съвкупната дейност на нивацията, солифлукцията и гравитационните процеси предизвиква при определени тектонски условия заравняване на върховете и образуване върху склоновете на стъпаловидно разположени високопланински тераси. Представляват площадки с размери от няколко метра до няколко километра, ограничени със стръмни откоси с височина от един до няколко метра. Площадките имат слаб наклон и са покрити със скални късове с различни размери. Образуват се на склонове, изградени от твърди скали. В условията на интензивно тектонско издигате такива повърхности може и да не се образуват. Но и в много високи планини абсолютната височина на повечето върхове обикновено не надхвърля определено ниво. Предполага се, че нивалните процеси и изветрянето поставят граница на растежа на планинските върхове, което се нарича върхово денудационно ниво или ниво на върховете. Пределното нарастване на планините във височина, т.е. положението на върховото денудационно ниво зависи от редица фактори:

• скорост на тектонското издигане;

• климатът, определящ съвкупността и интензивността на денудационните процеси;

• устойчивостта на скалите.

Форми на релефа образувани от континенталния ледник

Континенталните ледници, за разлика от планинските, обхващат цели острови и континенти. В резултат на голямата дебелина, релефът под леда не оказва съществено влияние на разпространението на ледника и на характера на неговата повърхност. Повърхността им е слабо изпъкнала подобно на щит. Разпространени са в арктическия и антарктическия климатични пояси, където снежната граница се спуска до морското ниво или е малко над него. Движението в континенталния ледник се осъществява радиално – ледът се разтича от центъра на щита към периферията в резултат на различното налягане. В централната част се намира областта на подхранване, където приходът на твърди валежи е по-голям от разхода за изпарение и топене. В следствие на това се увеличава дебелината на ледниковия покров. С отдалечаването от областта на подхранване аблацията се увеличава, дебелината на ледника намалява и периферните участъци на ледника започват да се приспособяват към релефа. В зависимост от съотношението на разходната и приходната част на баланса на ледника, краищата му осцилират.

Повърхността на ледника обикновено е разбита от пукнатини, възникващи по различни причини – влияние на релефа на ледниковото легло, различна скорост на движение на отделните части на ледника и др. Водите от топенето на повърхността на ледника през лятото разширяват и задълбочават пукнатините. Образуват се канали на повърхността на ледника с дълбочина десетки до стотици метри. Водите от топенето образуват канали и тунели във вътрешността на ледника и под него. Те се намират под голямо налягане и движението им е напорно, поради което извършват активна ерозионно-акумулационна дейност.

В историята на земята са съществували периоди на глобално захлаждане, когато ледниците са се спускали в равнините и са покривали огромни територии в умерените ширини. Най-голямо въздействие върху съвременния релеф и съвременните ландшафти са оказали големите плейстоценски континентални заледявания, особено в Европа, Северна Азия и Северна Америка. По времето на максимума на разпространение Кватернерният ледник е покривал повече от 40 млн. км². Установени са няколко ледникови епохи, разделени от топли междуледникови периоди, през които ледниците от равнините на умерените ширини са се оттегляли. В различните страни тези заледявания имат различни наименования. Геоморфоложките, геоложките и палеогеографски данни свидетелстват за следните континентални заледявания:

На европейската част на Русия – березинско, окско, днепровско, московско, калиниско, осташковско (последните две – валдайско).

Европа - Еелстерско, заалско, (вартско), висленско, бранденбургско.

Северна Америка - Небраско, Канзаско, Илинойско, Уйскънсинско.

Главен център на Кватернерните заледявания в Европа е Скандинавия, където дебелината на леда е достигала почти 5 км.

Степента на съхранение на ледниковите наслаги и релеф зависят от степента на преработката им от последвалите процеси.

В областите на древните заледявания се наблюдава определена зоналност на геоморфоложките процеси, чиито черти намират отражение в съвременния релеф. Достатъчно ясно се разграничават зона с преобладаваща ледникова денудация (екзарация) и зона с преобладаваща ледникова акумулация.

Зона с преобладаваща ледникова денудация

В Европа обхваща най-северните територии на Скандинавия, Северен и Полярен Урал

Разкриващите се на повърхността скали са подлагани на интензивна ледникова обработка. Образуват се верижни възвишения със ледникова обработка – селги, и простиращи се паралелно на тях негативни форми, издълбани от ледника, заети днес от езера или блата. Към по-малките форми се отнасят „овчите чела“ или мутонирани скали, чиито струпвания образуват т.нар. „къдрави скали“. На склоновете на селгите и овчите чела се наблюдава ледникова щриховка, като по направлението на драскотините може да се определи посоката на движение на ледника. С посоката на движение на ледника съвпада и посоката на простиране на селгите и пониженията между тях.

Морфологията на речните долини в тази зона също се характеризира със своя специфика. Те са недълбоко врязани, имат неравен надлъжен профил, с много прагове и бързеи, но липсват по-големи водопади – следствие от заглаждащата дейност на ледника. В плановите им очертания се редуват широки и тесни участъци - протоци, съединяващи съседни езера.

По морфоложки различия в областта с преобладаваща ледникова денудация може да се отдели централна ледникова зона и зона с интензивна екзарация. Първата (низинни и издигнати равнини) се характеризира с относително слаба екзарационна дейност. Втората съвпада със склоновете на ледения щит.Зоналните различия са усложнени от влиянието на геоложкия строеж и релефа върху релефообразуващата дейност на ледника.

В тази зона се наблюдават и акумулационни форми. Пример за подобни акумулационни ледникови и водно-ледникови образувания са добре изразените две, на места, три паралелни вериги от крайни ледникови образувания в южната част на Финландия с дължина около 300 км. Наречени са Северна и Южна Салпауселке. Изградени са от ледникови и водно-ледникови наслаги и представляват асиметрични плосковърхи възвишения с относителна височина 80 м. Абсолютната им височина е между 100 и 220 м. Те са оказвали подпиращо влияние на повърхностния отток, насочен на юг.С това се свързва и големият брой езера на север от Салпауселке и малкият им брой на юг.

Северно от тези вериги, а на някои места и южно от тях, се срещат тесни, приличащи на железопътни насипи, праволинейни или криволичещи форми – ози. Наблюдават се по протежение на десетки, а с прекъсвания и на стотици километри. Ширина до 150 м и повече, височина 50, рядко до 100 м. Ъгъл на наклона на склоновете – 35-40⁰. Озите биват радиални, изтеглени са по направление движението на ледника и перпендикулярно-напречни (маргинални) – паралелни на края на ледника). Последните имат по-голяма ширина и дебелина и често трудно се различават от крайната морена. Разположението на озите няма никаква зависимост от съвременния релеф. Те могат да пресичат селгите или да преграждат езерата. Разглеждат се като флувиоглациални акумулационни форми. Свидетелство за това е изграждащият ги материал, представен от пясъци със коса слоестост, гравели и чакъли, често се срещат и струпвания на валуни. Произходът им е недостатъчно изяснен. Радиалните и повечето от напречните ози се разглеждат като наслаги от потоци в пукнатините, вътре в ледника и под него. След стопяването на ледника, натрупаният в леглата на потоците материал се е проектирал върху повърхността на ледниковото легло. Според друго виждане озите са делтови наслаги на ледниковите потоци, които последователно са нараствали с отстъпването на ледника. По време на пордължителни задържания на ледника близки потоци са се сливали и така са се образували маргиналните ози. При съвременните ледници няма типични примери за образуване на ози.

Зона с преобладаваща ледникова акумулация

Тя е привързана към долните части на склоновете на ледените щитове и ниските периферни части на ледника. Отражението на релефообразуващата дейност на ледника е различно в зависимост от продължителността на преработване на ледниковия релефа от други екзогенни процеси и въздействието на всяко следващо заледяване. Т.е. колкото по-младо е заледяването, толкова по-добре се е съхранил образуваният от него релеф.

Спецификата на дейността на най-старите плейстоценски заледявания (березинското и окското) се състои в тяхното настъпване върху силно разчленен доледникова повърхност. Това е оказало влияние върху посоката и скоростта на движение на ледовете и водно-ледниковите потоци. В епохите на настъпване ледниците даже и в периферните си части са извършвали значителна разрушителна дейност. Те са вдълбавали съществуващите понижения в релефа (най-често речни долини), където екзарационната дейност на леда е била най-голяма във връзка с по-голямата дебелина на леда и по-слабо споените материали, изграждащи пониженията. В резултат на това са образувани дълбоки долиноподобни понижения, дъното на които се е разполагало на десетки и стотици метри под съвременното морско ниво. Днепровско-Двинска долина (на територията на Беларус) от -44 до -128 м, Нарвско-Неманска – от -80 до -140 м. В преобразуването на ледниковото легло съществена роля са играли водите от топенето на ледника. Стичайки се по пониженията на дъното в условията на голям хидростатичен напор, те са създавали дълбоки ерозионни понижения. Особено благоприятни условия за водна ерозия са се създавали пред положителните форми на пътя на ледника. Това се подкрепя от привързаността на най-дълбоките и дълги долиноподобни понижения към подножията на стръмните склонове на структурните плата и възвишения. (глинт – дълъг стръмен откос на структурно плато, образуван в резултат на денудацията. Пр. Балтийско-Ладожский варовиков глинт). Дъната на долините са на ниво -100, -150 м, а дължината им достига стотици километри.

С ледниковата дейност е свързано образуването на глациодислокации, чужди за конкретната територия скални блокове и някои акумулационни форми на междуречията, намиращи отражение и в съвременния релеф.

С епохата на деградация на ледника е свързано запълването на екзарационно-ерозионните понижения и нивелировката на дълбоко разчленения доледников релеф. Поради това по-младите ледници (днепровски, валдайски) са настъпвали върху по-заравнена повърхност.

В зоната на ледниковата акумулация основни типове релеф са хълмистите възвишения на крайните и напорните морени и плоските акумулационни равнини на основната морена. Срещат се и форми от водно-ледниковата акумулация.

В леглата на под-ледниковите и вътрешно-ледниковите реки се е наслагвал песъкливо-чакълест материал, който след топенето на леда се е проектирал върху постилащата повърхност под формата на дълги, тесни, виещи се верижни възвишения, наричани ози.

На мястото на топенето на претоварените с морени участъци от неподвижния, т. нар. мъртъв, лед са се образували куполовидни хълмове със стръмни склонове – ками. Изградени са от слоести лимно-глациални наслаги пясъци, глинести пясъци и песъкливи глини. Слоестостта е хоризонтална или слабо наклонена – показва, че отлагането на слоевете е ставало във достатъчно спокойни води, а не в условията на поток. Имат заоблени или плоски върхове. Разпространени са там, където и озите, и се срещат поединично и на групи.

Други характерни форми, резултат на ледниковата акумулация, са друмлините. Те представляват издължени хълмове, единият склон на които е къс и стръмен, а другият – полегат и дълъг. Друмлините са ориентирани по посока на движението на леда и са изградени от моренен материал. Дължината им достига до 2-3 км, широчината – от 150 до 400 м, а височината от 5 до 50 м. Предполага се, че са денудационно-акумулационни форми, образувани в пукнатините на крайните части на активно движещия се ледников език при участието на напорни явления.

В зоните на акумулация често се срещат чужди по своя състав за местните скали големи валуни, явно пренесени от древния ледник. Те се наричат ератически валуни. Ледниците могат да подхванат и пренасят и огромни скални блокове с размери до стотици метри на големи разстояния.

В периглациалната зона главна роля за формирането на релефа са играли флувиоглациалните потоци и мразовите процеси. Флувиоглациалните реки с различни размери са образували зандри и отточни долини на водите от топящия се лед.

Зандрите са акумулационни наслаги предимно от пясъчен материал, образувани в края на континенталния ледник от мощни потоци от стопения ледник. Те формират или обширни полегати вълнисти равнини, изградени от алувий и езерни наслаги, или пясъчни тераси в речните долини – долинни зандри.

Отточните долини на водите от топящия се ледник са образувани от флувиоглациални потоци и имат различни размери – от малки долини с плоски дъна, в днешно време обикновено безотточни и наподобяващи суходолията, до големи долини. Едни от тях имат радиална посока от ледника на юг, а други се разполагат успоредно на края на ледника, отбелязвайки стадиите на отстъпването му. Обилният пясъчен материал във флувиоглациалните наслаги, разредената растителност в периглациалната зона и силните ветрове, духащи от ледниковия щит, са обусловили активното еолично пренавяване на крайледниковите пясъци и формирането на континентални параболични дюни. За разлика от пустините, те имат изпъкнала по посока на вятъра дъга и крила, насочени срещу вятъра, тъй като най-подвижната част на дюните е била средната, слабо укрепена част. Вътрешният склон на дюната е полегат, а външният – стръмен.

Мразови (криогенни) процеси и релеф

Т нар. замръзналост представлява скали и почви, намиращи се в замръзнало състояние с температура не превишаваща 0^о С. Почвите, замръзващи през зимата и размръзващи през лятото, се наричат сезонно замръзналост, а неразмръзващите – вечна или многогодишна замръзналост. Най-обширни площи вечна замръзналост се намират в Сев. Америка (Канада) и Северна Евразия. Дебелината им достига до 1000 м. През топлия период на годината най-горният слой на замръзналите скали с дебелина до 4 м се размразява. Това е т. нар. деятелен слой. При замръзването на почвите и скалите в тях се образуват различни форми на леда – лещи и жили.

Мразови процеси се наричат процесите на преминаване на почвата и скалите от замръзнало в размръзнало състояние и обратно и предизвикваните от това физични, физико-химични и геолого-геоморфоложки изменения и деформации. Те се поделят на криогенни – процеси обусловени от замръзването и посткриогенни – процеси предизвикани от размръзването на почвите.

Сред криогенните процеси най-голямо значение има издуването, предизвикано от увеличаването обема на почвите при замръзването на съдържащата се в нея вода. В резултат на издуването се образуват неголеми могили с височина до няколко метра. При стичането на вода в районите на издуване в могилите се образува ледено ядро. Такива могили се наричат хидролаколити (булгуняхи в Якутия, пинго в Канада). Те достигат на височина до 50-70 м и диаметър в основата няколко стотин метра.

Друго важно следствие от замръзването на скалите е мразовото пукнатинообразуване – напукване на повърхностния слой в резултат на неравномерното изменение на обема му и издуване при замръзване. По пукнатините в почвата навлиза вода, която замръзва и образува специфични ледени жили и клинове - вертикални тела, стесняващи се в долния си край.

При топенето на леда жилата се замества от ситнозем, попадащ в пукнатината отгоре и образуващ почвени клинове – текстура, характерна за замръзващите наслаги.

Пукнатинообразуването и издуването създават характерен за замръзващите райони микрорелеф – структурни или полигонални почви. Такива са правилните полигони – 4, 5, 6 – ъгълни, петна-медальони – глинести петна от 0,5 до 1-2 м диаметър с плоска или силно нахълмена повърхност. Участъците от тундрата с подобен релеф се наричат петниста или медальонна тундра.

Големите полигони, ограничени от всички страни с мразови пукнатини, запълнени с лед, вода или ситнозем, достигат до десетки метри в диаметър и образуват т.нар. полигонална тундра.

На повърхностите със смесен каменисто-ситноземен състав при замръзване и размръзване се извършва сортировка на материала. Големите късове (чакъли, понякога валуни и блокове) се концентрират по границите на полигона или медальона. Образуват се каменни многоъгълници със слабо изпъкнала централна част, изградена от ситнозем и ограничена от каменен вал. На склоновете се преобразуват фестони и каменни полоси, изтеглени надолу по склона.

Посткриогенните геоморфоложки процеси се обуславят то топенето на съдържащия се в почвите лед, преместването им от водата и измененията в обема им. На наклонените повърхности преовлажнените почви преминават във вискозно-пластично състояние и започват да се стичат надолу по склона. Този процес се нарича солифлукция – почвотек.

В зависимост от състава на почвите, тяхната наситеност с вода, наклона на склона, растителната покривка, течението се извършва с различна скорост и се образуват различни мезо- и микроформи:

- солифлукционни тераси – наклонени площадки със стръмен челен откос с височина от 0,5 до 5-6 м.

• солифлукционни потоци и полоси, простиращи се линейно надолу по склона;

• солифлукционни валове и вериги – напречни, дъговидни издигания на склоновете с височина до 3 м.

При неравномерното топене на леда в почвата се извършва слягане и пропадане на повърхността, наричани термокарст. Формите образувани по този начин външно наподобяват форми от повърхностния карст – фунии, блюдца, езерни вани.

Течащите на повърхността дъждовни води и водите от топенето на леда извършват значителна ерозионна дейност, наречена термоерозия. В резултат на термоерозията се образуват оврази, долове, неголеми долини. На териториите с широко разпространение на жилен или пластов лед термокарстът и термоерозията създават силно разчленен хълмисто-овражен релеф, подобен на бедленда в аридните райони.

На морските и езерните брегове, изградени от замръзнали скали, активно протичат процесите на термоабразия и образуването на ниши в резултат на размръзването и термоабразионни клифове. Развитието на термоабразионните брегове се подчинява на общите закономерности на развитие на бреговата зона, но протича много бързо за сметка на топенето на ледниците и жилния лед

В алпийските зони се образуват специфични форми от криогенните и пост криогенните процеси. Там повърхностите са изградени от плътни скали, а продуктите на изветрянето са едри - блоков и чакълест материал. На плоските планински върхове, особено характерни за голцовата зона на Сибир, се образуват каменни разсипи и полета – натрупвания от огромни блокове, празнините между които са запълнени с лед. По склоновете от тези каменни морета тръгват блокови и чакълесто блокови полоси – каменни реки или куруми, бавно пълзящи надолу.

Характерни форми са голцовите тераси – серии от полегати наклонени площадки с ширина до няколко стотин метра, ограничени от външната страна със стръмен откос с височина от няколко метра до десетки метри. Предполага се, че те се образуват и нарастват за сметка на отстъпването на откоса под действието на денудацията и мразовите процеси. Други изследователи допускат, че най-активно се развива терасната площадка под действието на солифлукцията и ерозията, а откоса се образува при постепенното снижаване на терасата.

Голцова зона – височинен ландшафтен пояс над границата на гората и алпийските ливади, характеризиращ се с преобладаване на физическо (предимно мразово) изветряне и образуване на чакълесто-блокова покривка.