ОтветыГос (1) / 34

Наконец, если уклон поверхности вообще препятствовал оттоку талых вод от края ледника, здесь временно возникали подпрудные приледниковые озера.

Широкое развитие в перигляциальной зоне песчаных отложений, которые, по-видимому, достаточно долго не были закреплены растительностью, способствовало образованию здесь эоловых (созданных деятельностью ветра) форм рельефа. Среди них особенно распространены древние материковые дюны.

Важным фактором рельефообразования является также многолетняя мерзлота. На обширных равнинных территориях Сибири, российского Дальнего Востока, Канады, где климат и сейчас суров, многолетнемерзлые грунты сохранились и продолжают оказывать большое влияние на процессы рельефообразования.

Мерзлотное (криогенное) рельефообразование.

Мерзлотой называют горные породы в мерзлом состоянии, то есть грунты, имеющие температуру не выше 0^оС и содержащие лед. Различают сезонную и многолетнюю мерзлоту.

В деятельном слое регулярно осуществляется переход пород из мерзлого в талое состояние и обратно, что находит выражение в криотурбации – перемешивании грунта, с которым связано образование специфических форм мерзлотного микрорельефа.

Подземный лед, являющийся неотъемлемым компонентом мерзлых грунтов, может находиться в них в различных формах – от порового и капиллярного до крупных ледяных линз и жил.

К основным мерзлотным (криогенным) процессам относятся: морозобойное растрескивание, морозная сортировка рыхлого материала, пучение и образование наледей, морозное выветривание, криогенный крип, солифлюкция, термокарст. Криогенез протекает главным образом в двух верхних элементах полярного покровного комплекса, причем наибольшая активность связана с деятельным слоем. Поэтому по размерам мерзлотные формы обычно невелики и относятся к микро- или мезорельефу. Они располагаются на поверхности более крупных форм, которые имеют тектоническое, эрозионное или другое происхождение.

Морозобойное растрескивание происходит при сильном и быстром охлаждении грунта, обычно в ясные зимние ночи. Глубина проникновения трещин не ограничивается деятельным слоем и может достигать 3-5 и более метров. Сеть морозобойных трещин, как правило, имеет упорядоченные очертания, образуя рисунок полигонов (четырех-, пяти- или шестиугольники), зависящий от простирания основных элементов рельефа в данном месте. Поперечник полигонов может составлять от десятков сантиметров до десятков метров. Наиболее крупные полигоны наблюдаются в пределах низменных приморских равнин, где более высокая влажность воздуха смягчает суточные температурные контрасты. Напротив, наиболее густая сеть трещин возникает в резко континентальных условиях.

В теплое время года морозобойные трещины заполняются водой и разжиженным грунтом. Осенью вода замерзает, образуя ледяные клинья (жилы), которые неоднократно нарастают и значительно расширяют трещины – до первых метров у поверхности. Давление растущих в ширину ледяных клиньев может привести к частичному выдавливанию вмещающего грунта вверх и образованию вдоль трещин валиков. Вогнутые полигоны преобладают в низинах, а выпуклые чаще встречаются на более высоких элементах рельефа.

Продолжающееся сингенетическое промерзание ведет ко все большему наращиванию ледяных жил. Крупные реликтовые жилы достигают десятков метров в глубину и доминируют в разрезах. Если полигонально-жильные льды вытаивают, то расширенные ими трещины заполняются минеральным грунтом – так возникают грунтовые жилы, представляющие собой псевдоморфозы по ледяным клиньям.

Морозобойное растрескивание часто дополняется морозной сортировкой неоднородных по механическому составу грунтов деятельного слоя. Результатом их совместной работы становятся каменные полигоны или, реже, каменные кольца. Процесс морозной сортировки представляется следующим образом. Мелкоземистые (песчано-глинистые) участки грунта обладают большой влагоемкостью и при замерзании значительно увеличиваются в объеме. При этом они как бы выталкивают более крупные обломки (щебень, гальку, валуны) к поверхности и по направлению к морозобойным трещинам. Многократное повторение замерзания-оттаивания постепенно приводит к отчетливо выраженной дифференциации грунта, которая обычно наблюдается лишь в верхней части деятельного слоя (до 0,5-0,8 м) и постепенно затухает с глубиной.

Сортировка материала происходит не только в глубине, но и на поверхности. Каменные обломки, "вымороженные" на сильно увлажненную, мелкоземистую и слабовыпуклую поверхность полигона, постепенно смещаются к его периферии, образуя вдоль трещин каменные валики (бордюры) высотой в первые десятки сантиметров.

Поперечник каменных многоугольников обычно составляет от 0,5 до 3-5 м. На склонах они сменяются вытянутыми вниз каменными полосами, которые, как и каменные многоугольники, имеют "корни" из крупнообломочного материала. Морозная сортировка, сопровождающаяся "вымораживанием" камней на поверхность, проявляется и в сезонно мерзлых грунтах: в Северной Европе и в России широко известны факты появления несколько лет на расчищенной пашне новых моренных валунов.

Если грунты деятельного слоя не содержат крупных обломков, механизм морозной сортировки приводит к образованию широко распространенной пятнистой (или медальонной) тундры. Пятна-медальоны располагаются внутри трещинных полигонов и имеют округлую или овальную форму, их поверхность глинистая и лишена растительности. Некоторые из таких пятен образуются в результате излияния на поверхность разжиженной глинистой массы, которая в ходе промерзания деятельного слоя оказывается местами под большим давлением.

Процессы криогенного пучения, связаны с замерзанием свободной воды, Различают сезонные и многолетние бугры пучения. Сезонные бугры пучения возникают при зимнем промерзании деятельного слоя: грунтовая вода в нижней его части оказывается под давлением (снизу находится мощная постоянная мерзлота) и вспучивает над собой верхний промерзший слой. В случае большого давления может произойти взрыв и излияние воды на поверхность с образованием грунтовой наледи. Сезонные бугры пучения невелики по размерам (высота обычно не более 0,5 м при поперечнике 2-3 м); в теплое время года ледяное ядро таких бугров вытаивает, и они разрушаются.

У многолетних торфяных бугров мерзлое ядро сохраняется летом благодаря низкой теплопроводности торфа; год от года они могут нарастать и достигают высоты в несколько метров. Они часто встречаются большими скоплениями и получили название "бугров-могильников". Летом мерзлота в "буграх-могильниках" вытаивает, но насыщенный водой глинистый грунт набухает и удерживает форму небольшого холма.

Наиболее крупные многолетние бугры пучения образуются в пределах низменных заболоченных участков, особенно на днище бывших озерных котловин, богатых грунтовыми водами. Их высота может достигать десятков метров при поперечнике основания в первые сотни метров – это единичные куполообразные холмы с довольно крутыми склонами и приплюснутой вершиной. Под торфяной оболочкой у таких бугров залегает ледяное ядро, с возникновением и ростом которого и связано вспучивание поверхности.

Эти крупнейшие многолетние формы пучения называют гидролакколитами - из-за сходства строения с лакколитами (разновидность интрузивных магматических структур). Часто используются также местные названия: якутское булгуннях и эскимосское пинго. Развитие гидролакколитов может продолжаться сотни лет, при этом годовой прирост составляет от сантиметров до десятков сантиметров. Склоны этих холмов часто расчленены глубокими радиальными трещинами, на вершине может быть кратерообразное углубление термокарстового или, реже, взрывного происхождения.

В отличие от форм пучения, наледи образуются в результате излияния воды на поверхность и ее замерзания там (а не в толще грунта) в виде более или менее обширного ледяного тела. Речные наледи возникают на мелководных участках русла, которые зимой быстрее промерзают. Значительное сужение живого сечения реки создает в этом месте сильный напор и приводит к взламыванию водой речного льда. Наледи чаще возникают на сравнительно небольших реках, особенно на горных реках с обильным подземным питанием. На крупных глубоких реках равнин наледи встречаются реже и достигают меньших размеров.

В течение одной зимы наледь может наращиваться неоднократными излияниями и достигнуть мощности в несколько метров. Площадь крупнейших наледей составляет десятки квадратных километров. Такие наледи (в Якутии их называют тарынами) стаивают лишь во второй половине лета. Они нередко играют роль естественных плотин, прорыв которых приводит к паводкам и сопровождается интенсивной эрозией.

Грунтовые наледи (наледи подземных вод) образуются в местах выхода на поверхность вод деятельного слоя или подмерзлотных вод. В первом случае наледи не достигают больших размеров и формируются только в начале зимы, пока деятельный слой еще не до конца промерз. Во втором случае источник питания постоянный (часто это сильные ключи, приуроченные к зонам тектонических разломов), и могут развиться очень крупные наледи, сравнимые по размерам и мощности с речными. Грунтовые наледи серьезно осложняют устройство и функционирование многих инженерных сооружений, особенно транспортных коммуникаций.

Морозное выветривание, солифлюкция и криогенный крип На плоских вершинах гор в лишенной растительности гольцовой зоне в результате активного физического (температурного и морозного) выветривания развиваются щебнисто-глыбовые каменные моря. Неравномерность криогенной денудации и различия в петрографическом составе подвергающихся выветриванию пород находят в рельефе отражение в виде столбообразных останцовых скал неправильной формы, получивших якутское название кигиляхов Более крупные вершинные останцы массивной формы называют тумпами.

На склонах каменные моря сменяются каменными реками, обломочный материал которых медленно перемещается вниз посредством криогенного крипа и морозной сортировки. Еще шире распространены в криолитозоне процессы солифлюкции. Они развиты на склонах различной крутизны и происхождения и активизируются в теплое время года, когда деятельный слой оттаивает, и его грунты длительное время пребывают в текучей консистенции. В зависимости от характера протекания солифлюкции на склонах возникают описанные нами ранее натечные солифлюкционные террасы, вытянутые вниз по склону солифлюкционные полосы или расположенные поперек к склону в его нижней части солифлюкционные валы.

Солифлюкция принимает участие и в развитии таких специфических форм гольцовой зоны как нагорные террасы. Эти террасы представляют собой серии выработанных в коренных породах пологонаклонных площадок шириной до сотен метров и высотой уступа от нескольких до десятков метров. Поверхность площадок покрыта чехлом рыхлого материала – глыбы, щебень, мелкозем - мощностью обычно в первые метры. По мнению многих исследователей, нагорные террасы являются продуктом альтипланации (вершинного нивального выравнивания): морозное выветривание, наиболее активное у подножия склона благодаря задержке там снега (морозный забой), разрушает твердые коренные породы, а роль солифлюкции заключается в сносе рыхлых продуктов выветривания. Однако относительно происхождения и развития этих ступеней существуют и другие точки зрения.

Термокарст заключается в оттаивании подземных льдов. Оно может быть связано с потеплением климата, ведущим к деградации многолетней мерзлоты, или с местными причинами, такими как отепляющее воздействие водоемов, крупные пожары, хозяйственная деятельность человека и т.д. Термокарстовые формы рельефа имеют просадочное происхождение: земная поверхность проседает над образовавшимися подземными полостями.

Морфологическое проявление термокарста зависит от общей льдистости мерзлых толщ и формы залегания подземных льдов. Кроме того, термокарстовый рельеф в большинстве случаев осложняется сопутствующими процессами: суффозией, солифлюкцией, эрозией. В зависимости от облика и размера различают термокарстовые блюдца, воронки, провалы, ложбины, озерные ванны, котловины и другие полые формы. Наиболее крупными среди них являются пологие котловины оседания, получившие якутское название аласов. Их поперечник может достигать нескольких километров, а максимальная глубина – 20-30 м. Аласы широко распространены на древних аллювиальных равнинах центральной и северной Якутии, понижения их днища обычно заняты озерами, а склоны нередко расчленены эрозионными рытвинами и оврагами.

Эрозия в криолитозоне обычно имеет значительную термическую составляющую (отсюда термин термоэрозия). За счет теплового воздействия текучей воды на мерзлые дно и берега рост эрозионных рытвин и оврагов часто происходит очень быстро. Закладываются эрозионные формы по трещинам полигональных грунтов и вдоль термокарстовых углублений. После вытаивания ледяных клиньев образовавшиеся рвы быстро расширяются водой, превращаясь в овраги, тогда как центральные части полигонов сохраняются в виде небольших холмов высотой в несколько метров. Такие холмы известны под якутским названием байджарахи. Сильно расчлененный бугристо-овражный рельеф байджарахов представляет собой своеобразный бедленд криолитозоны.

Развитие речных долин в криолитозоне обладает рядом характерных особенностей. Летом полноводность рек резко возрастает, соответственно возрастает и их эрозионная способность. Речные долины быстро расширяются, участки поймы превращаются в невысокие надпойменные террасы. Склоны речных долин, обращенные на север, летом протаивают слабее и поэтому дольше сохраняют свою крутизну, чем склоны южной экспозиции, на которых активнее протекает солифлюкция.

В береговых зонах морей и озер в криолитозоне абразионные процессы также имеют термическую составляющую, что позволяет говорить о термоабразии. У подножия абразионного уступа (клифа) за счет теплового воздействия воды на береговые подземные льды вырабатывается ниша вытаивания. Рост этой ниши приводит к обрушению уступа и его более быстрому отступанию, нежели в случае одной только механической абразии.

во время движения вниз ледники производят мощную эрозию, или экзарацию: выпахивают обширные ложбины и борозды в коренных породах, уничтожают почвенный покров. Весь эродированный материал они переносят с собой. Отложения, накопленные и переносимые ледниками, называют мореной. Морена перемещается ниже снеговой границы (выше которой сохраняется нетающий снег) и откладывается в т. н. области абляции.

Ледниковая эрозия может принимать различные формы. Вмёрзшие в тело ледника осколки при движении разрушают коренные породы и оставляют в них борозды, формируя ледниковый рельеф. Образовавшиеся таким способом штрихи, царапины и борозды называют ледниковой штриховкой. По её распространению и направлению учёные определяют границы древних оледенений и направление движения ледников. Когда вода замерзает вокруг недостаточно крепких горных пород, от них отделяются и удаляются при перемещении ледника крупные обломки и целые блоки. Если же горные породы под весом ледника и переносимой им породы обрушиваются с достаточно большой высоты, они дробятся на мелкие обломки. Ледниковая эрозия — главный рельефообразующий фактор многих горных районов. В верхних частях глубоких ледниковых долин расположены ледниковые цирки. Они имеют форму чаши с крутыми стенками и плоским дном. Часто цирки заполняются водой, образуя небольшие каровые озера. Цирки иногда окаймлены острыми гребнями. Когда три или более цирка образуются вблизи друг от друга, ледник формирует острые горные гребни, называемые аретами. Пожалуй, наиболее известный арет — это Маттехорн в Пеннинских Альпах. Ледниковые долины (троги) обычно имеют U-образный профиль, в отличие от V-образных речных долин. Фьорды встречаются на гористых побережьях, где долинные ледники некогда спускались в океан. Ими изрезаны берега Гренландии, Норвегии и Шотландии. Своеобразный рельеф формируется при передвижении ледников на границе пород различной твёрдости. Когда лёд проходит над твёрдыми коренными породами, он разрушает прилегающие осадочные слои, образуя покатые скалы — «бараньи лбы». Ледниковая эрозия оказала гораздо менее выраженное воздействие на рельеф равнинных территорий. Для этих регионов характерны аккумулятивные формы, созданные скопившейся мореной, такие как друмлины (вытянутые холмы, по форме напоминающие ложку выпуклой стороной кверху), зандровые равнины (сформировавшиеся у окраин ледников потоками талых вод) и другие.

Ледниковые формы рельефа - формы рельефа, созданные работой ледников в совокупности с талыми ледниковыми водами.

Зандры - равнинные поверхности, сформировавшиеся у окраин древних покровных ледников потоками талых вод. Зандры: - покрыты песками и галечниками; - развиты в местах древнего оледенения; - образуются из отложений подледниковых потоков.

Зандрами являются Припятское полесье и Мещерская низменность на Восточно-Европейской равнине.

Курчавые скалы - своеобразный тип рельефа, образованный скоплением "бараньих лбов". Курчавые скалы широко распространены в Карелии и в Скандинавии.

Моренный рельеф - аккумулятивный рельеф, созданный деятельностью ледников.

На равнинах различают: - холмисто-западинный рельеф основной морены; - моренные равнины - увалистые, волнистые или ровные поверхности, образованные основной мореной; - рельеф конечно-моренных гряд; - рельеф друмлин.

В горах моренный рельеф обычно представлен различными формами береговой морены, грядами конечных морен, холмисто-моренным рельефом.

Работа ледников - рельефообразующая деятельность горных и покровных ледников, состоящая в захвате частиц горных пород движущимся ледником, переносе и отложении их при таянии льда. Движущийся ледник оказывает сильное давление на подстилающие горные породы, выпахивает котловины на их поверхности, расширяет долины, по которым движется. В результате ледникового выпахивания и аккумуляции образуются ледниковые формы рельефа.

Торос - форма ледового рельефа; нагромождения льдин, образующиеся в результате сжатия ледяных полей морей, озер и рек, а также их давления на берега и на мелководные участки дна. Высота тороса достигает 10-20 м.

ФОРМЫ РЕЛЬЕФА ЛЕДНИКОВЫЕ (ГЛЯЦИАЛЬНЫЕ) — генетически связанные с деятельностью ледником. Каждому типу оледенения свойственны определенные Ф. р. л. В горах преобладают скульптурные формы, возникшие в результате совокупного действия разл. денудационных процессов: морозного выветривания, разъедающей деятельности фирновых снежников и гл. обр. ледникового выпахивания (экзарации) — кары , цирки , ригели , троги , курчавые скалы. В краевой зоне горных ледников развиты разл. аккумулятивные Ф. р. л. — морены боковые , срединные , продольные, конечные. У внешнего края ледниковых языков, в ледниковых долинах, развиты флювигляциальные террасы. В обл. развития покровных оледенений равнин скульптурные Ф. р. л. преобладают в обл. сноса, приуроченных к центрам материковых оледенений (напр., Карелия). Здесь широко развиты бараньи лбы, курчавые скалы, ледниковые борозды и друмлины и характерный сельговый рельеф. В периферических обл. покровных оледенений преобладают аккумулятивные Ф. р. л , образующие закономерные ледниковые комплексы, состоящие из моренного рельефа, ледниковых озер, конечных морен, зандров, огромных поясов краевых образований, состоящих из холмистого моренного рельефа, камов и озов , гляциодепрессий. Здесь широко распространены также эрозионно-аккумулятивные формы, связанные с деятельностью потоков талых ледниковых вод — ледниковые долины, маргинальные каналы, крупные ложбины ледникового стока, а также обширные впадины приледниковых озер.

ДРУМЛИНЫ [ирл. drumlin] — холмы продолговато-овального очертания, длиной 1—15 км, шириной от 100—200 м до 2—3 км и высотой 5—25 м, сложенные моренным материалом. Встречаются группами в краевой части обл. активного оледенения перед внутренним краем гряд конечных морен. Характерны для ледниковых языковых бассейнов, где они располагаются веерообразно. Длинные оси Д. расположены по движению льдов. Ядро Д. сложено коренными п. или древними ледниковыми отл. Существует несколько теорий происхождения Д.: 1). Д. возникают в результате остановки участков ледника у какого-либо препятствия — выступа коренных п. или древних ледниковых отл., вследствие чего происходит сгруживание моренного материала перед препятствием и за ним. Перетекающий сверху более чистый лед сглаживает эти отл. и придает им форму Д.; 2) Д. образуется в результате выпахивающей деятельности ледника при наступании его в обл. с ранее отложенной мореной.

ЦИРК — вогнутая форма рельефа, имеющая разл. происхождение: 1) ледниковый Ц.— котловина в горах в виде амфитеатра, замыкающая верхний конец ледниковой долины (трог ) и вмещающая фирн и лед, за счет которых питаются долинные ледники; 2) оползневый Ц.— котловина в виде амфитеатра, образующаяся на крутых склонах, в основании которых залегают пластичные п., обусловливающие развитие оползней.

ТРОГ [нем. Trog — корыто] — корытообразная, преобразованная ледником эрозионная долина в горах, имеющих совр. ледники или подвергшихся древнему оледенению. Согласно взглядам альпийских гляциологов, в поперечном сечении Т., выше оглаженных ледником склонов, располагается (на обоих склонах) наклонная к долине Т. более или менее выровненная площадка, иногда покрытая мореной , т. н. плечи Т., выше которых вновь продолжается некоторое время склон, со следами ледникового сглаживания и ледниковой штриховкой, который заканчивается бороздой сглаживания . Выше последней продолжается склон, лишенный следов обработки ледником. Установлено, что плечи Т. представляют не что иное, как днище более древнего Т. В продольном профиле Т. встречаются скалистые перемычки и ступени — регели. В верховье Т. замыкается цирком , в нижнем конце заканчивается конечной мореной максимальной стадии оледенения.

РИГЕЛЬ [нем. Rigel — преграда] — поперечный скалистый порог (или ступень), пересекающий ледниковую долину — трог. Образование Р. обусловлено выходом твердых п., резким усилением выпахивающей деятельности ледника после слияния с др. ледником, в результате чего образуются переуглубления дна трога или (по Шумилову) ступени, вымываемые талыми водами ледника в его конце; в этом случае число Р. свидетельствует о числе осцилляции ледника.

КАМЫ [нем. Kamm — гребень] — ледниковые аккумулятивные холмистые формы рельефа, беспорядочно разбросанные в виде округлых конусовидных куполов часто с плоскими вершинами, никогда не превышающими определенного уровня. Разделены понижениями, иногда в виде бессточных котловин, занятых озерами, или заболоченных. Склоны холмов обычно крутые — до 45°. Сложены отсор; тированными гравием, песками и супесями с горизонтальной и диагональной слоистостью озерного типа. Часто слоистость близ пересеяения с поверхностью склонов нарушена микросбросами. Согласно теории Флинта, К. возникают у края (внутреннего) материковых ледников в условиях их оегляциации. Здесь образуются обширные участки и глыбы льда мертвого, при таянии которых моренный материал перемывается и сортируется. Глинистые частицы выносятся водными потоками, а пески и галечники отлагаются в промежутках между глыбами мертвого льда — в ледяных озерах и пещерообразных внутриледниковых каналах и трещинах, возникающих в теле мертвого льда. При стаивании льда и спада уровня ледниковых озер песчаный материал, неравномерно отлагавшийся на поверхности льда и морены, постепенно приобретает беспорядочный холмистый рельеф. При вытаивании погребенных глыб льда возникают крупные просадки — бессточные котловины. В тех случаях, когда пески К. отлагаются в больших ледниковых озерах, формируются камовые террасы.

ОЗЫ [швед, asar] — гряды в виде узких извилистых валов с волнистой линией гребня длиной до 30—40 км, а с небольшими перерывами—до сот км (в Швеции и Финляндии). Ширина О. у основания 50—150 м, у гребня до 5 м, высота от 15 до 50, редко до 100 м; крутизна склонов 30—45°. Часто гряды расширяются в холмы — озовые центры. Иногда от О. отделяются ветви, протягивающиеся под углом к главному О. На поверхности О. и его краях встречаются глубокие воронки, т. н. озовые котлы. Часто параллельно О. располагаются продольные бессточные впадины, а также озовые долины. О. сложены флювиогляциальными галечниками и песками. В них часто встречаются скопления валунов. О., вытянутые в направлении движения льдов, называются радиальными, перпендикулярно — поперечными, или маргинальными (т. е. параллельными краю ледника). Последние имеют большую ширину и мощн. и часто трудноотличимы от конечных морен. Происхождение О. различно и выяснено еще недостаточно. Согласно одним взглядам, большинство радиальных и- часть поперечных О. представляют собой отл. русел потоков, текших в трещинах ледника, внутри ледника и под ним. После таяния ледника весь песчано-гравийно-галечный материал, скопившийся в ледяных руслах, оседал (проектировался) на поверхность донной морены; так возникали валообразные формы озовых гряд. По другим взглядам, О. — это дельтовые выносы ледниковых потоков, которые последовательно наращиваются по мере отступания края ледника. При длительных остановках края ледника смежные дельты сливаются и вдоль ледника образуются маргинальные О. Иногда О. приурочены к крупным ледниковым долинам и тянутся вдоль их склонов, часто переходя с одного берега на другой. В данном случае долины и О. образовались одновременно.

Криогенными называют геологические, физические, биохимические и другие процессы, происходящие в самых верхних частях земной коры и обусловленные сезонным и многолетним промерзанием и протаиванием увлажненных рыхлых горных пород, охлаждением мерзлых пород, и замерзанием подземных вод.

Направление и интенсивность криогенных процессов связанны с особенностями накопления четвертичных осадков, с тепловлагообменом в верхних горизонтах горных пород, с динамикой промерзания и протаивания.

Для процесса рельефообразования наиболее существенное значение имеют подземные воды и, прежде всего надмерзлотные, циркулирующие в пределах деятельного слоя, или СТС (сезонно-талый, слой) с которым и связаны главные геологические события в районах с распространением многолетней мерзлоты.

Среди мерзлотных процессов наибольшее распространение получили:

пучение и морозобойное растрескивание грунтов, образование жильных льдов, формирование полигональных форм на поверхности, склоновые процессы и термокарст.

Криогенные формы рельефа платформенных областей.

Комплекс криогенных форм рельефа обусловлен совокупностью процессов: морозобойного растрескивания, вымораживания, пучения, протекающий на фоне морозной денудации (разрушения).

Бугристо-западинный рельеф преимущественно низменных платформенных равнин: