Формы рельефа, обусловленные деятельностью льда и снега

Гляциальные рельефообразующие процессы происходят в результате деятельности льда. Основными условиями такого рельефообразования являются: наличие больших масс льда и снега; длительное время воздействия этих масс не рельеф. Это возможно при положительном балансе твердых осадков и преобладании отрицательных температур. Такие условия существуют на участках земной поверхности, находящихся в пределах хионосферы, которой называется часть тропосферы, находящейся выше границы снеговой линии.

Здесь твердые осадки сохраняются в течение года, т. е. их накопление преобладает над испарением. Положение снеговой линии зависит от климата. Так, в Андах снеговая линия в районе Магелланова пролива находится на высоте 900 м, а на широте южного тропика – на 6700 м.

Выше снеговой линии снег в результате многократного оттаивания и замерзания приобретает крупнозернистую структуру и превращается в фирн, который затем преобразуется в глетчерный лед, т. е. лед ледников.

Ледниками называют устойчивые по времени накопления льда на земной поверхности.

Ледник имеет две зоны: 1) аккумуляции, т. е. накопления; 2) абляции, где происходит расход льда при его таянии и испарении. Зона абляции находится в краевой части ледника.

Существуют два основных типа ледников: 1. Горные ледники; 2. Покровные, или ледники растекания.

Покровные ледники Гренландии и Антарктиды стекают в море через понижения в рельефе. Их называют выводными ледниками. При обламывании концов этих ледников образуются глыбы плавучих льдов, или айсберги.

Современные ледники занимают более 16 млн. км², или 11 % суши. Объем льда и вечного снега составляет на Земле 30 млн. км³. их полное таяние привело бы к повышению уровня Мирового океана на 60 м. самый большой ледниковый покров – Антарктический. Его площадь – 13,5 млн. км². В настоящее время ледники играют большую роль в рельефообразовании. Ещё большее их значение в эпохи оледенений, когда при похолодании климата резко увеличилось количество твердых осадков на Земле.

Движение ледников во многих случаях характеризуется неравномерностью. Это объясняется тем, что скорости движения льда зависят от многих факторов и в том числе от температуры, количества поступающей в ледник воды, атмосферных осадков и др. В результате деятельности ледников формируются гляциальные формы рельефа , а многолетние снежники формируют нивальные формы рельефа.

Ледники, двигаясь по склонам, образуют иногда довольно глубокие рытвины и котловины, часто сглаживают, выступы коренных пород, расширяют и углубляют существующие понижения. Они перемещают полученный при этом обломочный материал в направлении своего движения и отлагают его у края ледникового языка. Этот материал, переносимый ледником, называется движущейся мореной . Движущиеся морены могут быть донные, поверхностные и внутренние.

Донные морены есть у всех ледников. Они образуются при разрушении ледником своего ложа и находятся в нижней части толщи льда. Передвигаясь с ледником, обломочный материал донной морены в одних местах шлифует ложе ледника, а в других царапает и отщепляет от него куски горной породы, при этом сам материал морены от трения постепенно измельчается: валуны превращаются в щебень, гравий, песок и глинистые частицы.

Поверхностные морены представляют собой продукты разрушения (крупные обломки и щебень) горных склонов, скапливающиеся на поверхности ледника в виде гряд высотой иногда до 20-30 м и перемещающиеся вместе с ним. Материал поверхностных морен не подвергается такой сильной переработке, как материал донных морен, поэтому составляющие его обломки большей частью сохраняют угловатую форму и острые ребра.

Внутренние морены образуются в теле ледника при заполнении обломочным материалом трещин в толще льда, а также в результате вмерзания в лед некоторой части материала донной морены.

Лед, как и вода, двигаясь по поверхности, производит разрушающую работу, которая называется ледниковой эрозией, или экзарацией .

Встречающиеся на дне долины, по которой движется ледник, выступы горных пород под действием ледниковой эрозии постепенно сглаживаются, поверхность их полируется, и они превращаются в куполообразные холмы – «бараньи лбы» . В плане эти холмы имеют яйцевидную форму; склоны у них асимметричные: узкий склон, обращенный в сторону, откуда двигался ледник, – пологий и сглаженный, а противоположный, расширенный, более крутой и неровный. Размеры «бараньих лбов» колеблются от нескольких метров до нескольких десятков и даже сотен метров в длину и до 50 м в высоту. Чаще всего «бараньи лбы» встречаются группами.

Типичными формами рельефа горных стран, имеющих в настоящее время ледники или подвергавшихся оледенению в четвертичный период, являются цирки , или кары . Кары представляют собой углубления различных размеров в верхних частях склонов гор. Некоторые из них служат вместилищем для небольших ледников, другие бывают заполнены водой (озера), а третьи представляют собой сухие углубления, на дне которых обычно скапливается обломочный материал.

Ледники преобразуют форму долин, по которым они движутся. Такие долины называются трогами . Троги имеют U-образный (корытообразный) поперечный профиль, стенки у них крутые, но на некоторой высоте над дном трога они сравнительно резко меняют свою крутизну и выполаживаются. Продольный профиль трога ступенчатый; в верховье трога обычно расположен крутостенный кар с углубленным дном. Выступы на дне трогов напоминают пороги в русле реки и носят название ригелей.

Наряду с областями развития современного оледенения (полярные и высокогорные области) встречаются обширные пространства, где в настоящее время оледенений нет, но где они были в недалеком геологическом прошлом. Области древнего оледенения сохранили следы пребывания ледников. Чаще всего здесь встречаются на возвышенных водоразделах беспорядочные скопления довольно высоких холмов и гряд, чередующихся с заболоченными равнинными участками. Понижения между холмами заняты многочисленными озерами или густой сетью мелких рек. Холмы нередко расположены настолько близко друг к другу, что сливаются своими основаниями. Они имеют в поперечнике обычно 50-300 м при относительной высоте от 5 до 70 м и крутизне склонов 10-30 ⁰ . Очертания их округлые, иногда овальные, вершины большей частью куполообразные, реже плоские.

В областях, находящихся южнее границы максимального оледенения, деятельность ледника отразилась на формировании рельефа лишь косвенным путем. Она выразилась в образовании обширных песчаных зандровых равнин, расположенных исключительно в низинах, куда стекали талые ледниковые воды, отлагавшие здесь содержащийся в них материал. Это так называемые флювиогляциальные, или ледниково-речные отложения.

Морфологические типы ледников (по Д. Г. Панову).

Рельеф областей покровного плейстоценового оледенения

В четвертичное время на нашей планете наступило похолодание и в северном полушарии создались условия для формирования обширных покровных ледников.

Изучение современных покровных ледников в Гренландии и Антарктиде показывает, что в связи с их большой мощностью (до 4 км – в Антарктиде) подледниковый рельеф не оказывает существенного влияния на движение ледника. Оно происходит за счет растекания льда от центра ледяного щита к периферии в связи с разницей давления. В центре находится область питания и наибольшая мощность льдов.

Во время максимума четвертичного оледенения льдами было покрыто почти 30 % суши, в том числе огромные пространства в Северной Америке и Евразии. Центры наиболее мощных оледенений, при этом находились на Скандинавском полупространстве и в Канаде; менее мощные – в районе Урала, на северо-востоке Азии, а также в районе острова Новая Земля.

Большинством ученых выделяется 5 ледниковых и 5 межледниковых периодов, когда происходило потепление и таяние ледников. Это оледенения:

1) Березинское; 2) Окское; 3) Днепровское; 4) Московское; 5) Валдайское.

Наибольшую площадь в Европе занимал Днепровский ледник.

Рельефообразующая деятельность ледников плейстоценового времени включала в себя процессы: разрушения, переноса и аккумуляции материала. Их интенсивность была неодинаковой в разных частях ледника. Поэтому в пределах границ оледенений обычно выделяют три зоны:

1. Зону ледниковой экзарации, где преобладали процессы разрушения. Она находилась в центре оледенения, где отмечалась наибольшая мощность ледника.
2. Зону ледниковой аккумуляции, где преимущественно происходило накопление материала при таянии материка. Она располагалась на краю ледника.
3. Перигляциальную делювиально-гляциальную зону, в которой работу производили флювиогляциальные потоки, стекавшие от ледника на прилегающую территорию.

Зона ледниковой экзарации обычно, приурочена к древним щитам, где обнажаются докембрийские кристаллические породы. В Европе это Скандинавия и Карелия.

Выходы коренных пород здесь подверглись интенсивной ледниковой обработке. При этом скальные поверхности отполировались, все выступы сглаживались и покрывались царапинами.

Более крупными формами являются скалистые гряды с ледниковой обработкой, которые называются сельгами, а также вытянутые параллельно им ванны выпахивания, занятые в настоящее время озерами.

К более мелким формам относятся бараньи лбы, скопление которых образует рельеф «курчавых скал». Очень характерна морфология речных долин зоны экзарации. Реки здесь унаследовали от ледника долины с невыработанным, продольным профилем. Они имеют много порогов и быстрин. В этой зоне встречаются также и аккумулятивные формы: краевые ледниковые образования в виде параллельных гряд возвышенностей. Пример: южная Финляндия, где ледниковые образования протягиваются на расстояния 300 км при высоте от 100 до 200 м; озовые гряды, то есть похожие на железнодорожные насыпи, отложенные потоками, которые текли в трещинах ледника.

В зоне ледниковой аккумуляции преобладают аккумулятивные формы рельефа. Ее можно разделить на две подзоны: 1. основной морены; 2. конечной морены.

Подзона основной морены. Главные черты рельефа здесь определяются отложениями основной морены, образующей многочисленные холмы и разделяющие их западины. Такой рельеф получил название холмисто-западинного моренного рельефа. Среди холмистых форм выделяют: друмлины, камы и озы.

Друмлинами называют вытянутые асимметричные холмы длиной до 3 км, высотой от 5 до 35 м и шириной от 100 м до 3 км. Сложены друмлины моренным материалом. Их образование связано с заполнением обломками пор, трещин в краевой части ледника и отложениями их на поверхность земли при таянии льда.

Камы – это холмы округлой формы, длина которых составляет до нескольких сотен метров, а высота – до 200 м. В камах чередуются пласты отсортированной морены, что связано с образованием пустот при таянии ледника, которые заполнялись водой с принесенным моренным материалом. Здесь он откладывался с образованием горизонтальной слоистости.

По зернистости материала, отложенного в камах, можно восстановить климат межлелниковых и ледниковых периодов. Так, тонкозернистый материал соответствует более холодному климату и, наоборот, крупнозернистый – теплому. Нагромождение камовых холмов создает рельеф, называемый камовым рельефом.

Озы – это холмы, напоминающие железнодорожные насыпи. В своем рельефе озы повторяют все неровности доледниковой поверхности. Ширина озов – до 70 м. Сложены они отсортированным моренным материалом, имеют косую слоистость, что говорит о том, что они были отложены текучими водами, которые находились в трещинах ледника. Когда ледник полностью растаял – весь этот материал осел на доледниковую поверхность.

В зоне ледниковой аккумуляции встречаются также холмы-отторженцы, которые представляют собой огромные блоки коренных пород, оторванные от места их залегания наступающим ледником. Они были перенесены им на новое место и стали отторженными холмами.

Конечно-моренная подзона обычно прилегает к самой кромке края ледника. Ледниковый материал в ней совершенно не отсортирован. Это глины, пески, илы. В рельефе этой подзоны выделяют холмистые гряды, вытянутые вдоль края ледника. Высота и размеры гряд разные. Гряды вытянуты параллельно друг другу. Каждая из них образовалась в период длительного стояния ледника. Чаще всего эти гряды формировались на доледниковых поднятиях. Пример: Смолено-Московская и Валдайская конечно-моренные гряды.

Перегляциальная зона – третья зона в пределах оледенения, а точнее, полоса суши, непосредственно примыкающая к леднику. Название происходит от сочетания слов: «пери» – возле (греческий) и «гляцио» – лед (латинский).

В этой зоне создавались формы рельефа, связанные с деятельностью талых вод, растекавшихся от края ледника. При этом большое значение имел приледниковый рельеф. Талые воды формировали водораздельные зандры, а на удалении от ледника – долинные зандры. Сложены зандры галечником, гравием и песком. По мере удаления от края ледника зернистость материала уменьшается. На плоских равнинах формировались зандровые поля, сложенные мелкозернистыми песками. Пример: Белорусское Полесье.

В перегляциальной зоне часто встречаются ложбины стока талых ледниковых вод, шириной до 30 км. В современном рельефе это плоскодонные понижения с пологими склонами. Такие ложбины сформированы потоками, которые текли перпендикулярно краю ледника, а в некоторых случаях – параллельно. Пример: рельеф Северо-Таманской низменности.

Если в перегляциальной зоне земная поверхность имела понижения, то в них образовывались озера, где накапливался тонкозернистый материал. Поэтому толща зандровых отложений часто содержит в себе линзы озерных глинистых и песчано-глинистых отложений. По этим линзам в долинах рек часто образуются оползни. Пример: междуречье Дона – Воронежа представлено долинным зандром.

На прилегающих к леднику территориях представленных возвышенными равнинами, свободными от ледникового покрова, формировались арктические пустыни с промерзшими грунтами. Такой территорией в плейстоцене стала северная часть Среднерусской возвышенности. Граница вечной мерзлоты проходила через Днепропетровск и Вологду. Во время потеплений здесь происходило оттаивание грунтов и отмечались процессы течения грунтов. Поэтому в обнажениях современных оврагов и балок часто хорошо видны рифленые, гофрированные грунты.

Таким образом, скульптурные формы, созданные в плейстоценовое время ледником в настоящее время оказались в иных условиях. Формы эти подвергаются воздействию экзогенных процессов, в частности флювиальным. В разных районах подвергшихся оледенению, реликтовая морфоскульптура сохранилась в неодинаковой степени.

Гляциальный рельеф горных стран

Комплекс форм рельефа, созданный в горах под действием льда и снега называется альпийским рельефом.

Эти формы наиболее типичны для Альп, где впервые и были изучены. К ним относятся: кары, цирки и троги, представляющие собой единый генетический ряд гляциальных форм.

Кар – это чашеобразное углубление на склоне, с крутыми стенками и вогнутым дном. За свою кресло-подобную форму такое углубление названо кар, от шотландского «кресло».

Постепенно за счет ледника кар разрастается. Соседние кары могут слиться и образовывать более крупную форму – ледниковый цирк.

Следующая стадия развития горного оледенения – образование долинного ледника. Масса льда уже не умещается в цирке и начинает медленно спускаться по склону в долины. Горные долины, подвергшиеся воздействию ледника приобретают корытообразную форму, поэтому их называют трогами, от немецкого «корыто». Для них характерна большая спрямленность и сглаженность нижних частей склонов, а также отполированность выступов кристаллических пород, которые образуют так называемые бараньи лбы. Продольный профиль троговых долин часто неровный и представляет собой чередование крутых и пологих участков. Поперечные скалистые пороги троговых долин называют ригелями (от немецкого – «преграда»).

В поперечном профиле выделяются перегибы на склонах, получившие название плечи трогов.

Для горных стран, кроме описанных форм характерны: висячие троговые долины, каровые лестницы, т. е. уровни на склонах кар, образовавшиеся в результате колебаний снеговой линии в горах.

Аккумулятивные формы рельефа. Ледники совершают не только эрозионную работу. Весь материал, который они перемещают по склонам гор откладываются в местах абляции, в виде моренных отложений, которые образуют конечные моренные гряды. Эти гряды располагаются поперек троговой долины. Их бывает несколько и каждая из них соответствует определенной стадии таяния ледника, т. е. большей или меньшей его длине.

Такие гряды иногда возникают в устьях крупных каров и становятся своеобразными плотинами, около которых образуются высокогорные озера. Важным рельефообразующим фактором при таянии ледника, являются флювиальные воды, или, как их называют, флювиально-гляциальные потоки. За счет них за пределы снеговой линии выносится наиболее мелкозернистый (т. е. наиболее тонкий) материал, слагающий флювиально-гляциальные террасы по склонам речных долин, которые находятся ниже ледника.

Криогенные формы рельефа. Общие сведения

Формы рельефа, характерные для областей развития постоянной мерзлоты грунта, называют мерзлотными, или криогенными. Среди них наиболее развиты небольшие формы рельефа. По происхождению мерзлотные формы, учитывая физические особенности основных процессов рельефообразования, можно подразделить на несколько групп:

1. формы рельефа, созданные процессами солифлюкции;
2. формы рельефа, обусловленные термокарстовыми явлениями;
3. формы рельефа, связанные с образованием морозобойных трещин.

В условиях вечной мерзлоты поверхностные воды, попадающие в грунт за счет дождей и таяния снега, не могут проникать на большую глубину, а испарение воды здесь вследствие низких летних температур весьма незначительно. В связи с этим деятельный слой перенасыщается водой и превращается в подвижную вязкую массу – плывун, который медленно сползает по кровле мерзлого грунта в направлении уклона поверхности под влиянием силы тяжести. Это движение плывуна носит название солифлюкции.

В Восточной Сибири на низменных заболоченных пространствах вблизи высыхающих или зарастающих озер нередко встречаются бугры высотой до 40 м с поперечником основания 200-300 м, с крутыми склонами (40-45 ⁰) и плоской вершиной. Эти бугры известны под названием бугров выпучивания, или гидролакколитов, но нередко упоминаются также под названием булгунняхов (например, в Якутии). Образование булгунняхов связано с замерзанием межмерзлотных вод. Известны случаи, когда при замерзании происходили мощные «взрывы» булгунняхов.

Термокарстовые явления представляют собой процесс местного проседания поверхности почвы и образования отрицательных форм рельефа за счет вытаивания подземного льда, содержащегося в рыхлых горных породах.

В районах с отрицательными зимними температурами грунты зимой промерзают. Образуется сезонная мерзлота. Однако на 25 % суши еще существует и так называемая вечная мерзлота. Промерзший грунт здесь никогда не оттаивает в современных климатических условиях. Возникновение вечной мерзлоты связывают с резким похолоданием в четвертичное время, а современные условия способствуют сохранению вечной мерзлоты. Мощность промерзания грунтов колеблется от нескольких метров до тысячи метров – например в Якутии. Районы вечной мерзлоты находятся в северном полушарии в Северной Америке (Канада) и Евразии. В Европе граница вечной мерзлоты совпадает с Северным полярным кругом, а за Уралом она опускается до южной границы России и почти вся Восточная Сибирь и Дальний Восток находятся на территории с вечной мерзлотой.

В пределах зоны вечной мерзлоты выделяется несколько подзон:

1. Подзона сплошной мерзлоты с мощностью 100-500 и более м;
2. Подзона не сплошной мерзлоты, с мощностью промерзания до 25 м;
3. Подзона, представленная отдельными островами мерзлотных пород.

Вечная мерзлота существует в условиях резко континентального климата с холодной, продолжительной и малоснежной зимой. В породах здесь развиты различные типы льда: лед-цемент, который образуется за счет замерзания влаги в породах; ледяные тела, в виде линзовых жил.

В районах вечной мерзлоты основным рельефообразующим фактором является замерзшая подземная вода. При этом в летнее время верхний слой грунтов здесь оттаивает, а зимой – снова замерзает. Этот поверхностный слой называютдеятельным слоем. Его мощность от 1 до 4 м.

Основными рельефообразующими процессами в районах вечной мерзлоты являются:

1.  Пучение грунтов и образование наледей;

2.  Криогенное выветривание и морозное растрескивание грунтов;

3.  Морозная сортировка и солифлюкция.

Все эти процессы формируют различные микро- и мезоформы в зависимости: от характера поверхности, которая может быть плоской или наклонной; от характера почв и грунтов, которые могут быть щебнистыми, или илистыми, однородными или разнородными.

Среди мерзлотных морфоскульптур представлены положительные и отрицательные; аккумулятивные иденудационные формы. При этом характер рельефообразования определятся физическими свойствами воды. Так, при замораживании происходит увеличение ее объема и в почвогрунте возникает давление, которое вызывает разрушение породы и заметное поднятие почвы. При очень низких температурах грунты растрескиваются. Это процессы морозного пучения и растрескивания. Летом лед в глубинах тает, частицы почвы и мелкие камешки, поднятые вверх морозным пучением теряют опору и скатываются вниз по склону. Так формируется «структурный микрорельеф», представленный каменными многоугольниками, сетями, кольцами. Характер этих форм определяется системой трещин, образующихся при промерзании. В эти трещины и скатываются камешки по склону при оттаивании верхнего слоя, образуя многоугольники, кольца и т.д.

В однородных грунтах в трещинах образуются ледяные клинья, за счет которых рельеф приобретает волнистый характер.

В период оттаивания верхнего слоя происходит солифлюкция, то есть течение почвы и грунтов, находящихся на склонах. При этом большое количество рыхлого материала сползает по склону со скоростью от 3 до 11 см/сутки.

Если бугорок, возникший при пучении над линзой льда летом оттаивает, то он становится плоским. Так образуютсяпятнистые тундры. Наиболее крупные формы оттаивания – это тундровые полигоны. Они образуются на систему трещин, содержащих ледяные клинья. Крупные пяти, четырехугольные полигоны, ограниченные рвами – трещинами глубиной до 1 м, могут достигать нескольких десятков метров в поперечнике.

При переменном замерзании и оттаивании однородных глинистых грунтов могут образовываться глинистые пятна. Они округлой или неправильной формы, покрыты растительностью. Поверхность их плоская или слегка вспученная. Такой рельеф называется пятнистым. Эти пятна возникли в результате прорыва по трещинам жидких глинистых грунтов, зажатых между двумя слоями мерзлоты: сезонной и вечной.

В полярных странах встречаются полигональные формы рельефа, которые представляют собой правильные многоугольники, разделенные трещинами. В эти трещины проникает вода из нижних грунтов, которая замерзает, образуя ледяные клинья. Летом лед не успевает растаять, разбивая мерзлую породу на отдельные блоки.

Если грунты пластичные, то они выжимаются, образуя валики высотой до 75 см и шириной 1 м. Полигоны имеет ширину до 30 м.

Таким образом, все формы, связанные с накоплением льда и обломочного материала можно рассматривать как аккумулятивные формы рельефа. Среди положительных форм более крупного размера следует назвать гидролакколиты. Это бугры пучения высотой до 30 м и с диаметром у основания 200 м. Образование их связано с внедрением подземных вод между вечномерзлотной толщей и промерзшей частью сезонно-талого слоя.

Если подземные воды выходят на поверхность, то образуют наледи. Чаще это происходит в долинах рек. Летом крупные наледи не успевают растаять, что приводит к морозному выветриванию склонов речных долин.

Денудационные формы мерзлотного рельефа связаны с таянием льда и образованием просадочных форм. В местах, где рыхлые породы перемежаются с мощными прожилками льда могут развиваться процессы термокарста. При этом образуются: западины, карстовые озера, котловины. Так, в Якутии сформировались озерно-термокарстовые ландшафты. На склонах речных долин развиты термоэрозионные рытвины и овраги. Термокарст в ряде случаев развивается под влияние хозяйственной деятельности человека: после рубки леса, под пашней, при рытье котлованов и т.д. с оттаиванием вечной мерзлоты связаны термоабразионные и термоэрозионные процессы.

Термоабразией называется термическое воздействие морского волнения на берег. Термоэрозионные формы – это ложбины, овраги и долины, образовавшиеся в связи с термическим воздействием поверхностных вод.

Рельефообразование в районах вечной мерзлоты. Криогенная морфоскульптура, мерзлотный рельеф

В районах с отрицательными зимними температурами грунты зимой промерзают. Образуется сезонная мерзлота. Однако на 25 % суши еще существует и так называемая вечная мерзлота. Промерзший грунт здесь никогда не оттаивает в современных климатических условиях. Возникновение вечной мерзлоты связывают с резким похолоданием в четвертичное время, а современные условия способствуют сохранению вечной мерзлоты. Мощность промерзания грунтов колеблется от нескольких метров до тысячи метров – например в Якутии. Районы вечной мерзлоты находятся в северном полушарии в Северной Америке (Канада) и Евразии. В Европе граница вечной мерзлоты совпадает с Северным полярным кругом, а за Уралом она опускается до южной границы России и почти вся Восточная Сибирь и Дальний Восток находятся на территории с вечной мерзлотой.

В пределах зоны вечной мерзлоты выделяется несколько подзон:

1. Подзона сплошной мерзлоты с мощностью 100-500 и более м;
2. Подзона не сплошной мерзлоты, с мощностью промерзания до 25 м;
3. Подзона, представленная отдельными островами мерзлотных пород.

Вечная мерзлота существует в условиях резко континентального климата с холодной, продолжительной и малоснежной зимой. В породах здесь развиты различные типы льда: лед-цемент, который образуется за счет замерзания влаги в породах; ледяные тела, в виде линзовых жил.

В районах вечной мерзлоты основным рельефообразующим фактором является замерзшая подземная вода. При этом в летнее время верхний слой грунтов здесь оттаивает, а зимой – снова замерзает. Этот поверхностный слой называют деятельным слоем. Его мощность от 1 до 4 м.

Основными рельефообразующими процессами в районах вечной мерзлоты являются:

1.  Пучение грунтов и образование наледей;

2.  Криогенное выветривание и морозное растрескивание грунтов;

3.  Морозная сортировка и солифлюкция.

Все эти процессы формируют различные микро- и мезоформы в зависимости: от характера поверхности, которая может быть плоской или наклонной; от характера почв и грунтов, которые могут быть щебнистыми, или илистыми, однородными или разнородными.

Среди мерзлотных морфоскульптур представлены положительные и отрицательные; аккумулятивные и денудационные формы. При этом характер рельефообразования определятся физическими свойствами воды. Так, при замораживании происходит увеличение ее объема и в почвогрунте возникает давление, которое вызывает разрушение породы и заметное поднятие почвы. При очень низких температурах грунты растрескиваются. Это процессы морозного пучения и растрескивания. Летом лед в глубинах тает, частицы почвы и мелкие камешки, поднятые вверх морозным пучением теряют опору и скатываются вниз по склону. Так формируется «структурный микрорельеф», представленный каменными многоугольниками, сетями, кольцами. Характер этих форм определяется системой трещин, образующихся при промерзании. В эти трещины и скатываются камешки по склону при оттаивании верхнего слоя, образуя многоугольники, кольца и т.д.

В однородных грунтах в трещинах образуются ледяные клинья, за счет которых рельеф приобретает волнистый характер.

В период оттаивания верхнего слоя происходит солифлюкция, то есть течение почвы и грунтов, находящихся на склонах. При этом большое количество рыхлого материала сползает по склону со скоростью от 3 до 11 см/сутки.

Если бугорок, возникший при пучении над линзой льда летом оттаивает, то он становится плоским. Так образуются пятнистые тундры. Наиболее крупные формы оттаивания – это тундровые полигоны. Они образуются на систему трещин, содержащих ледяные клинья. Крупные пяти, четырехугольные полигоны, ограниченные рвами – трещинами глубиной до 1 м, могут достигать нескольких десятков метров в поперечнике.

При переменном замерзании и оттаивании однородных глинистых грунтов могут образовываться глинистые пятна. Они округлой или неправильной формы, покрыты растительностью. Поверхность их плоская или слегка вспученная. Такой рельеф называется пятнистым. Эти пятна возникли в результате прорыва по трещинам жидких глинистых грунтов, зажатых между двумя слоями мерзлоты: сезонной и вечной.

В полярных странах встречаются полигональные формы рельефа, которые представляют собой правильные многоугольники, разделенные трещинами. В эти трещины проникает вода из нижних грунтов, которая замерзает, образуя ледяные клинья. Летом лед не успевает растаять, разбивая мерзлую породу на отдельные блоки.

Если грунты пластичные, то они выжимаются, образуя валики высотой до 75 см и шириной 1 м. Полигоны имеет ширину до 30 м.

Таким образом, все формы, связанные с накоплением льда и обломочного материала можно рассматривать как аккумулятивные формы рельефа. Среди положительных форм более крупного размера следует назвать гидролакколиты. Это бугры пучения высотой до 30 м и с диаметром у основания 200 м. Образование их связано с внедрением подземных вод между вечномерзлотной толщей и промерзшей частью сезонно-талого слоя.

Если подземные воды выходят на поверхность, то образуют наледи. Чаще это происходит в долинах рек. Летом крупные наледи не успевают растаять, что приводит к морозному выветриванию склонов речных долин.

Денудационные формы мерзлотного рельефа связаны с таянием льда и образованием просадочных форм. В местах, где рыхлые породы перемежаются с мощными прожилками льда могут развиваться процессы термокарста. При этом образуются: западины, карстовые озера, котловины. Так, в Якутии сформировались озерно-термокарстовые ландшафты. На склонах речных долин развиты термоэрозионные рытвины и овраги. Термокарст в ряде случаев развивается под влияние хозяйственной деятельности человека: после рубки леса, под пашней, при рытье котлованов и т.д. с оттаиванием вечной мерзлоты связаны термоабразионные и термоэрозионные процессы.

Термоабразией называется термическое воздействие морского волнения на берег. Термоэрозионные формы – это ложбины, овраги и долины, образовавшиеся в связи с термическим воздействием поверхностных вод.

Литература.

1. Смольянинов В. М.  Общее землеведение: литосфера, биосфера, географическая оболочка. Учебно-методическое пособие / В.М. Смольянинов, А. Я. Немыкин. – Воронеж : Истоки, 2010 – 193 c.