Геоморфологія, як наука

Карри (шрати) - система гострих гребенів та виступів розділених вимоїнами і глибокими борознами (до 2 м). Вони характерні для районів відкритого (голого) карсту і є результатом роботи поверхневих вод.

Каррові поля - покриті каррами простори, як правило, відкриті, позбавлені рослинності вапнякові плато (Крим, Кавказ) та прибережна смуга деяких морів (Адріатичного та ін.) (рис. 37).

Терра-росса (лат. - «червона земля») - характерна для карстових ландшафтів Середземномор'я нерозчинна, переважно глиниста кора вивітрювання червоного кольору, яка накопичується на поверхні порід, що карстуються. При значних об'ємах вона здатна закупорити карри і, навіть, припинити процес протікання карсту.

Понори - отвори (канали), що утворюються в тріщинах в місцях просочування води в глибину, в результаті розчинення порід (рис. 38).

Карстові блюдця - це незначні заглиблення (переважно овальної або округлої форми) на земній поверхні, в місцях поширення карсту. У породах під карстовими блюдцями виникає досить значна кількість понорів, які й викликають просідання земної поверхні (рис. 39).

Карстові лійки - конусоподібні форми рельєфу, які мають округлу або овальну форму в плані з добре вираженою бровкою. Їх діаметр може становити від декількох сантиметрів до 130 м, а глибина - до 25м (рис. 40).

За походження розрізняють три типи лійок: 1) лійки поверхневого розчинення утворюються в гирлах понорів в результаті розчинення водою порід, що карстуються і розширення понора; якщо понори закупорюються нерозчинними глинистими породами, то в районах з вологим кліматом у лійках утворюються озера; такі лійки характерні для областей відкритого (голого) карсту; 2) провальні лійки виникають в результаті обвалювання покрівлі карстових печер; 3) лійки просочування формуються в результаті розчинення порід , що карстуються на глибині і механічного виносу водою піщано-глинистих частин з поверхневих горизонтів в більш глибокі через понори; при закупорені понорів збільшення таких лійок уповільнююється, або припиняється зовсім.

Сліпі яри - утворюються внаслідок злиття карстових лійок, розташованих в одну лінію.

Увала' - чудернацькі форми рельєфу глибиною близько 30 м, а шириною до 700 м, утворені з карстових лійок.

Карстові колодязі (провалля) виникають при розширені тріщин і понорів (внаслідок розчинення порід), або при обвалюванні склепінь підземних порожнин, дна лійок. Вони мають прямовисні стінки (Рис. 41, 42).

Карстові шахти - формуються в результаті подальшого розширення колодязів або успадковують глибинні тріщини і бувають як горизонтальними, так і вертикальними. Вони мають значно більшу глибину, ніж карстові колодязі.

Карстові улоговини утворюються в результаті злиття окремих декількох карстових лійок, іноді їх формуванню сприяють тектонічні рухи і розломи земної кори (рис. 44). Вони являють собою замкнуті або відкриті в 2-х напрямках плоскодонні зниження довжиною до 1000 м, глибиною - десятки метрів, а ширину мають у 2-5 разів меншу від довжини. Для більшості з них характерні круті схили і складне дно (Ай-Петрінська яйла в Криму).

Полья - замкнуті зниження великого розміру (до сотень кмІ), як правило, з крутими схилами висотою до кількох сотень метрів і плоским дном, над яким можуть височіти останці (рис. 45). Інколи по дну протікає тимчасовий або постійний водотік, що зникає в понорах. Для дна окремих польїв характерна наявність озер. Утворюються полья внаслідок злиття великої кількості карстових лійок та блюдець.

Печери - порожнини в поверхневих товщах земної кори різноманітної форми і розмірів, які сполучаються з поверхнею одним або кількома отворами.

Якщо печера має один вихід її називають сліпою, а якщо печера має виходи з обох боків - прохідною. Сліпі печери поділяють на холодні та теплі. Холодні печери мають вихід, який розміщується вище підземної порожнини, де застоюється холодне зимове повітря і навіть накопичується лід. У теплих печерах вихідний отвір розміщується нижче її підземної порожнини і тепле літнє повітря витісняє з неї холодне зимове повітря.

Виникають печери у товщах вапняків, гіпсів, кам'яної солі в результаті розширення тріщин, під дією підземних, зокрема ґрунтових вод.

Найдовшою карстовою печерою в світі є Флінт-Мамонтова (США, штат Кентукі) - 560 км, а на території України - Оптимістична (Тернопільська обл.) - 165 км. Найглибша карстова печера світу (Вороняча в Абхазії) має глибину 1680 м. До недавнього часу найглибшим вважалось провалля Резо-Жан-Бернар (Савойські Альпи, Франція), глибина якого 1602 м. Найглибшою карстовою печерою в Україні є Солдатська (Карабі-Яйла, Крим) - 500 м.

У печерах часто виникають натічні утворення, шляхом відкладу карбонату кальцію, гіпсу та інших солей, які приносяться водою з вище розташованих розчинних порід. Це: сталактити - бурульки, які звисають зверху; назустріч їм піднімаються сталагміти; з'єднуючись вони утворюють натічні колони - сталагнати (сталактони). Коли на стелі печери в один ряд розташовується уілька сталактитів, вони утворюють натічну занавіску.

Найдовший у світі сталактит (59 м) знаходиться в печері Куева-де-Нерья (Малага) в Іспанії, найвищий сталагміт (63м) - у печері Лас-Вільяс на Кубі, а найбільший сталагнат (39 м) - в печері Летючий Дракон у Китаї.

В умовах тропіків, внаслідок карстових процесів і явищ, формуються не лише лійки, колодязі, печери, шахти тощо, а й останцеві гори у вигляді башт, стовпів, піків та конусів, які часто покриті тропічним лісом. Крім того, тут зустрічаються улоговини досить значних розмірів.

Розділ 7. Гляціальна, флювіогляціальна та кріогенна морфоскульптура

7.1 Поняття про гляціальні процеси рельєфоутворення

Гляціальні (лат. «glacialis» - льодовикові) рельєфоутворюючі процеси зумовлені діяльністю льоду. Обов'язковою умовою для їх розвитку є зледеніння - тривале існування мас льоду в межах певної ділянки земної поверхні.

Це можливо лише в умовах «хіоносфери» (гр. «chion» - сніг та «sphбira» - шар) - частини тропосфери (області суходолу), в якій можливий постійний позитивний баланс низьких температур і твердих атмосферних опадів. Нижньою її межею є снігова лінія, вище якої можливе накопичення твердих опадів, а верхня межа не встановлена, оскільки на планеті відсутні гори такої висоти, де б її можна було відслідкувати.

Процес утворення льодовика проходить за наступною схемою:

Глетчерні льодовикові простори (зледеніння) поділяються на покривні або материкові (Антарктида, Гренландія та інші острови Північного-Льодовитого океану), гірські та проміжні (гірсько-покривні) (головним чином Скандинавія та о-ви Канадського арктичного архіпелагу)(рис. 49).

За часом існування зледеніння можна поділити на давнє та сучасне.

Давні зледеніння пов'язані з періодами глобальних похолодань в історії Землі. У такий час льодовики існували не тільки в високогірних та високих широтах, але й спускались на рівнини і покривали величезні площі в помірних широтах.

Основними причинами виникнення зледенінь були:

- астрономічні (періодична зміна положення Землі відносно Сонця, циклічність активності Сонця);

- внутрішньоземні (горотворення; переміщення літосферних плит; розширення Землі; вплив суперконтиненнтів, які мали місце в геологічній історії планети; зміни у надрах Землі);

- зміни газового складу атмосфери (зміна прозорості атмосфери внаслідок виверження вулканів, коливання рівня СО2, О2 тощо);

- зміна циркуляції вод Світового океану (перерозподіл теплих і холодних океанічних течій, коливання рівня тощо).

Найбільшого впливу на сучасний рельєф і сучасні ландшафти, особливо в Європі, Північній Азії та Північній Америці, завдали великі покривні зледеніння плейстоцену (середньочетвертинні).

Встановлено чотири плейстоценові епохи зледеніння, що розділялися теплими міжльодовиковими епохами, під час яких льодовики на рівнинах помірних широт зникали.

У різних регіонах світу плейстоценові зледеніння носять місцеві назви і відрізняються певними геоморфологічними, геологічними та палеогеографічними наслідками (табл. 1).

Таблиця 1 Епохи плейстоценових зледенінь

Центрами поширення льодовикових покривів у Євразії були Скандинавські гори, Кольський п-ів, Нова Земля, Полярний Урал, Таймир та шельф Баренцового моря, а у Північній Америці - Гренландія, о-ви Канадського Арктичного архіпелагу та Аляска.

Форми рельєфу, утворені льодовиками, постійно змінювались. Їх збереженість залежала від ступеня переробки процесами, що діяли у післяльодовиковий час. Найкраще збереглись утворення останньої льодовикової епохи, яка закінчилась 12 - 10 тисяч років тому.

Щодо зледеніння на території України, то існує думка, що територія нашої держави зазнала впливу двох епох плейстоценового зледеніння - Окської та Дніпровської. Відклади та рельєф Окського зледеніння сильно трансформовані і слабо ідентифікуються, а Дніпровське зледеніння залишило після себе багато геоморфологічних, геологічних та палеогеографічних пам'ятників.

В межах України існувало два «дніпровські» крижані «язики» різного розміру. Перший (малий або західний) був обмежений лінією кордон з Польщею - Мостиська - 10 км північно-західніше Львова - 15 км північно-західніше Луцька - Сарни - Дубровиця - кордон з Білоруссю.

Межа другого (великого, «дніпровського») проходила по лінії: Овруч - 20 км західніше Коростеня - Житомир - верхів'я річки Рось - 10 км південніше Богуслава - 20 км західніше Сміли - Олександрія - Дніпродзержинськ - Кобеляки - Гадяч - Білопілля - кордон з Росією (рис. 50).

7.2 Руйнівна діяльність льодовиків та утворені нею форми рельєфу

Формуючи гляціальний рельєф, льодовики виконують три види роботи: руйнують гірські породи, транспортують уламки та відкладають їх (часто досить далеко від місця утворення).

Процес руйнування гірських порід льодовиком називають екзарацією (лат. «exaratio» - виорювання). Розрізняють абразивну екзарацію і екзарацію відщеплення.

Абразивна екзарація - це руйнування гірських порід внаслідок тертя льоду і вмерзлих в нього уламків об підстилаючі породи. Завдяки їй утворюються тонкі продукти розтирання - «льодовикове борошно», а на породі утворюються поліровані поверхні, льодовикова штриховка («льодовикові шрами») та борозни (рис. 51).

Крім того, в процесі руху льодовика в його тілі утворюються особливі форми рельєфу - бергшрунди (нім «Bergschrund», від «Berg» - гора і «Schrund» - тріщина, розрив) (рис. 52), а між боковою частиною льодовика та схилом долини, по якій він рухається, завдяки впливу теплового потоку від скель, виникають улоговини (тріщини, щілини) танення, що отримали назву рандклюфти (нім «Rand» - край і «Kluft» - розщелина, розрив) (рис. 53).

Рандклюфт зазвичай утворюється на бокових частиних льодовика у тих місцях, де він близько підходить до освітлених і нагрітих схилів та починає танути, а бергшрунд формується при розриві сніжно-льодовиково схилу під дією сили тяжіння.

Екзарація відщеплення відбувається під дією горизонтально направленого тиску на виступи корінного ложа. При цьому можуть відламуватись і дуже великі уламки породи.

Результатом екзараційної діяльності є утворюється таких форм рельєфу, як кари, карлінги, троги, рігелі, улоговини, сельги, ванни виорювання, баранячі лоби та кучеряві скелі.

Кари («льодовикові цирки», «коррі» (Шотландія) - «крісло») - це кріслоподібні або чашкоподібні заглиблення у привершинній частині схилів гір, на рівні і вище снігової лінії, що утворюються під дією невеликих льодовиків, сніжників, морозного гіпергенезу в полярних та високогірних областях. Задні та бокові стінки карів круті, часто урвисті, дно полого увігнуте, зайняте льодом, багаторічним снігом або озером (рис. 54).

Пірамідальні, як правило, трьохгранні, гостроконечні вершини, що утворилися в результаті відступу внутрішніх стінок карів і врізання їх у гірський масив називаються карлінгами(рис. 55). У їх формування суттєву роль відіграє не тільки льодовикова екзарація, а й снігова коразія.

Троги (нім. «Trog» - «корито») - це коритоподібні, змінені льодовиком ерозійні долини в горах з широким, полого увігнутим дном і крутими схилами.

Поперечні скелясті пороги або сходи на дні трогів, відокремлені один від одного улоговинами, утвореними льодовиковим виорюванням, називають рігелями (нім. «Riegel» - «засув», «перепона») (рис. 57).

Сельги (фін. «Selkд» - кам'янисте пасмо) являють собою скелясті, згладжені і відшліфовані пасма, висотою понад 50 м, складені твердими породами. Сельги розділені западинами («ваннами виорювання»), які часто зайняті озерами, або болотами (рис. 58).

Баранячі лоби - це відполіровані льодовиком виступи кристалічних порід з асиметричними схилами. Довжина їх може коливатись від 10 до 100 м, а висота досягає 50 м (рис.59).

Кучеряві скелі («групи баранячих лобів») представлені комплексом скелястих виступів, складених кристалічними гірськими породами, які округлені та відполіровані льодовиком. Поверхня місцевості де є кучеряві скелі має хвилястий вигляд. Для них характерна також асиметрія схилів - пологі схили, обернені у бік льодовика, а більш круті - у протилежний бік.

7.3 Транспортуюча і акумулююча діяльність льодовиків та її морфологічні наслідки

Транспортуюча та акумулятивна діяльність льодовика пов'язана з перенесенням і відкладенням морени.

Морена (місцева назва, яка вживається в Швейцарських та Французьких Альпах) - уламковий матеріал, який переносить льодовик і в місцях танення відкладає його.

Внаслідок великого тертя моренні відклади являють собою подрібнену, дрібно землисту, глинисто-піщану, порошкоподібну масу з обкатаними уламками (іноді зустрічаються навіть валуни).

Морену, як правило поділяють на рухому та відкладену, які в свою чергу поділяються ще на ряд підтипів.

Рухома морена - це весь уламковий матеріал який рухається з льодовиком. Він може знаходитись на поверхні льодовика (бічна і серединна), всередині (внутрішня) і під льодовиком (донна) (рис. 61).

Відкладеною мореною називають уламки (валуни (окремі досить великих розмірів), галька, пісок, глина, суглинки тощо), які опинились на ложі льодовика під час його руху і танення

Розрізняють кілька підтипів відкладеної морени (кінцеву, берегову, основну) і відповідних форм рельєфу.

При тривалому стоянні льодовика вздовж нижнього нерухомого краю він нібито звантажує уламки і створює кінцеву морену. В рельєфі вона виражена кінцево-моренними пасмами, що являють собою прильодовикові вали і накопичення великої кількості горбів (рис. 62).

Уламковий матеріал, що залишається на схилах льодовикової долини називають береговою мореною. Найчастіше він розташовується у вигляді валів та пасм.

Основна морена - це потужний покрив уламкових відкладів, що утворюється при повному відступі льодовика, коли на оголеному ложі залишається донна, внутрішня і поверхнева морени.

В рельєфі вона виражена плоскими і горбистими моренними рівнинами. Моренні горби мають пологий схил, округлі обриси, іноді витягнуту форму, різноманітну висоту й безладно розташовані. У межах моренних рівнин зустрічаються також зниження зайняті озерами та болотами.

Напірні моренивиникають при інтенсивному наступі льодовика після його тимчасового відступу. Внаслідок цього відбувається деформація і перенесення раніше відкладеної кінцевої морени. Форми рельєфу, які при цьому виникають, називають гляціодислокаціями («Канівські гори», «Пивиха» (Градизьк)).

Серед моренних горбистих рівнин зустрічаються також друмліни та відторженці.

Друмліни - це витягнуті за напрямком руху льодовика асиметричні горби. Словом «Drumlin» їх називали спочатку в Німеччині, Франції та деяких інших країнах Європи. Вони мають висоту (5 - 45м), ширину (100 - 200) іноді до 400 м і довжину 2-3 км. Виникають друмліни в результаті зупинки крижаної маси перед виступом корінних порід або давніх льодовикових відкладів (рис. 66).

Відторженці являють собою брили гірських порід розміром від кількох до сотень мі, зірвані й перенесені льодовиком на десятки і сотні кілометрів від місця корінного залягання гірської породи.

7.4 Флювіогляціальна морфоскульптура

Флювіогляціальні форми рельєфу розглядають як окремий тип морфоскульптури, сформований в результаті відкладення гірських порід талими льодовиковими водами.

Найпоширенішими флювіогляціальними формами рельєфу є ками, ози (ескери) і зандри (зандрові рівнини, «викопні пустелі»). Рідше зустрічаються улоговини стоку талих льодовикових вод («прохідні долини») і сполучні улоговини («маргінальні канали»).

Ками (нім. «Kamm» - гребінь) - це невисокі (від 2-5 до 30 і більше метрів) округлі горби та їх групи часто із плоскими вершинами і крутими схилами (15-45?), що хаотично або в якомусь порядку поширені в областях колишнього зледеніння (рис. 68).

Утворюються ками поблизу відступаючого льодовика. Вони складені пісками, супісками та глинами з домішками грубоуламкової (гравійної) морени з горизонтальною та косою верствуватістю озерного типу.

Ози (швед. «еs» - хребет, пасмо) або ескери (ірл. «eiscir » пасмо, височина) являють собою витягнуті за напрямком руху льодовика, прямолінійні або звивисті пасма (вали), які нагадують залізничні насипи (рис. 69). Утворені вони потоками талих льодовикових вод. Ширина озів може коливатися від кількох до 150 м, дожина досягає до 30 - 40 км, а висота - до кількох десятків метрів. Складені ози головним чином піщаними, рідше гравійно-галечниковими відкладами.

Зандрові рівнини (ісланд. «sandr» - пісок) - плоскі або слабохвилясті низовинні рівнини, які утворились за зовнішнім краєм кінцевої морени. Вони сформовані широкими конусами виносу льодовикових потоків, що витікають з-під крижаного покриву, тому їх називають ще водно-льодовиковими рівнинами. Складені зандрові рівнини нагромадженням піщаних, гравійних та галечникових відкладів. П.А. Тутковський називав зандрові рівнини північної україни «викопними пустелями».

Улоговини стоку талих льодовикових вод являють собою зниження, по яких відбувалося стікання талої води як від краю льодовика, так і вздовж нього. Великі, шириною до 30 км, коритоподібні зниження поверхні, які служили каналами відведення надлишку талих вод на південь, одержали назву «прохідних льодовикових долин», а зниження (сполучні улоговини), розташовані вздовж краю льодовика, по яких з'єднувались між собою ланцюжки прильодовикових озер називають «маргінальними каналами».

7.5 Наукове та практичне значення вивчення льодовикових процесів і форм рельєфу

НАУКОВЕ ЗНАЧЕННЯ.Як частина сучасного морфогенезу (сукупності процесів, які змінюють земну поверхню), льодовикові процеси мають у ньому свою важливу частку. Навіть сьогодні вони поширені на значних площах земної поверхні та постійно змінюють рельєф полярних і високогірних областей, тому сучасні дослідження дозволяють одержувати нові дані про діяльність льодовиків. Це дозволяє глибше вивчати наслідки льодовикових процесів у минулому, відтворювати палеогеографічні обстановки тих часів, виразно розуміти роль покривних зледенінь у змінах природи і еволюції людини. Суттєво уточнюються також важливі космічні та астрономічні події, здатні викликати ритмічні етапи похолодань та потеплінь на Землі у минулому.З іншого боку, виникнення, функціонування і наслідки льодовикових процесів тісно пов`язані з іншими складовими довкілля - атмосферою та гідросферою. За умов інтенсивної господарської діяльності стан різних складових довкілля зазнав суттєвих змін, що може значно вплинути на перебіг льодовикових процесів у сучасну епоху та у майбутньому. Тому, науково обгрунтовані знання причин і механізмів сучасного і давніх зледенінь сприятимуть їхньому врахуванню людством і застереженню від небажаного розвитку. Частковим прикладом такого висновку можуть служити прогнози танення льодовикових покривів Гренландії та Антарктиди, що може призвести до суттєвого підвищення рівня океану і створення кризових ситуацій довкілля планети. Тому не випадково вже кілька десятків років багато країн світу проводять грунтовні дослідження усіх аспектів функціонування полярних регіонів на стаціонарних та пересувних арктичних і антарктичних станціях.

ПРАКТИЧНЕ ЗНАЧЕННЯ.

Здійснюючи значні перетворення земної поверхні і впливаючи на функціонування інших складових довкілля, льодовикові процеси і рельєф, утворений ними, мають практичне значення у трьох аспектах.По-перше, у результаті переміщення велетенських мінеральних мас по земній поверхні, а також унаслідок інтенсивної руйнівної та акумулятивної діяльності знання про льодовикові процеси і відповідну морфоскульптуру стають підставою для розшуку низки корисних копалин. І хоча сама по собі діяльність покривних льодовиків не створює розсипів корисних копалин промислового значення, а лише впливає на їхнє поховання, усе ж руйнування чи перевідкладення може сформувати льодовикові або водно-льодовикові розсипи.По-друге, розуміння гляціального морфогенезу і знання гляціальної морфоскульптури сприяють вирішенню низки завдань з інженерного використання рельєфу та відкладів льодовикового походження. Такими є завдання розміщення у рельєфі певних інженерних споруд (поселень, промислових об'єктів, комунікацій, об'єктів гідроенергетики тощо), вивчення сучасних льодовикових процесів і прогнозування їхнього розвитку для вжиття застережних заходів на випадок їх несприятливого розвитку, а також розробка спеціальних захисних споруд для забезпечення нормальної роботи гірських автошляхів, рекреаційних зон (високогірних курортів, гірськолижних баз) тощо.По-третє, льодовикові процеси і утворений ними рельєф земної поверхні виступають у довкіллі потужним екологічним чинником. Наприклад, зростаючий вплив господарської діяльності з часом призведе до змін у глобальних показниках атмосфери, гідросфери, літосфери та біосфери, що неминуче змінить режим перебігу льодовикових процесів. Тому, вирішувати назріваючі екологічні проблеми, не володіючи знаннями про ці важливі геоморфологічні процеси і льодовиковий рельєф, буде важко.

7.6 Кріогенна морфоскульптура

У формуванні кріогенного рельєфу (гр. «kryos» - холод, мороз та «genзs » - народжений) головну роль відігріє зміна теплового режиму ґрунтів, пов'язана з явищем сезонної та, особливо, багаторічної мерзлоти.

Сезонна мерзлота - це явище промерзання ґрунтового покриву на досить обширних територіях планети, які характеризуються значними показниками від'ємних зимових температур.

Багаторічна мерзлота (багаторічно мерзлі гірські породи) зустрічається більш як на 25% території суходолу, де промерзлий ґрунт ніколи за сучасних кліматичних умов не розтає (рис. 70). Потужність промерзлого шару коливається від кількох метрів до сотень, а іноді і тисяч метрів. Так, у Забайкаллі (хр. Удокан) вона досягає 900 м, у межах Канадського Арктичного архіпелагу (зокрема на о-ві Елсмір) - 1000 м, а у верхів'ї річки Марха (Західна Якутія) фіксуються масимальні на планеті значення багаторічної мерзлоти - 1400-1450 м.

Необхідно відзначити, що лід у мерзлих породах присутній в різних формах:

- у формі льодового цементу (замерзлі води у порах та капілярні води);

- у вигляді льодових включень;

- у вигляді великих льодових тіл (лінз або жил).

За умовами утворення породи багаторічної мерзлоти можуть бути сингенетичними або епігенетичними.

Сингенетичні багаторічно мерзлі породи утворюються одночасно з нагромадженням осадів на певній території, а епігенетичними є породи, що зазнали промерзання вже після свого нагромадження.

На поверхні багаторічних мерзлих порід знаходиться шар потужністю (1- 4 м), який влітку розтає, а взимку знову замерзає. Цей шар отримав назву діяльного (сезонно-талого) шару. Саме в цьому шарі і відбуваються різноманітні рельєфоутворюючі процеси та формуються специфічні форми рельєфу. Неодноразовий перехід води із одного фазового стану в інший надає товщі діяльного шару рухомості.

Для мерзлотних рельєфоутворюючих процесів важливе значення мають підземні або ґрунтові води. Вони поділяються на надмерзлотні, міжмерзлотні та підмерзлотні. Перші - циркулюють у діяльному шарі. Другі - утворюють всередині багаторічної мерзлоти лінзи або зони відтавання, так звані - «таліки». Вони бувають двох видів - не наскрізні й наскрізні. Через останні відбувається інфільтрація поверневих вод до глибоких водоносних горизонтів (рис. 71). Підмерзлотні води розташовуються під шаром багаторічної мерзлоти. Найбільша різноманітність деформацій мерзлих ґрунтів і відповідних форм рельєфу пов'язана з діяльністю надмерзлотних вод.

Найбільш важливими рельєфоутворюючими процесами в областях поширення багаторічної мерзлоти є соліфлюкція, термокарст, пучення (випинання), морозне розтріскування та сортування грунтів і термоабразія.

Соліфлюкація (лат. «solum» - ґрунт і «fluctio» - стікання) - повільне стікання, сповзання вниз по схилу відтанувших ґрунтів або гірських порід, що виникає під впливом почергового промерзання та відтавання, дії сили тяжіння, міграції вологи, антропогенного впливу тощо. Швидкість руху соліфлюкаційних опливів у середньому становить кілька сантиметрів за рік, а при катастрофічних опливаннях доходить до сотень метрів за годину.

Завдяки соліфлюкації утворюються різноманітні форми мікрорельєфу:

- тераси (фрагменти горизонтальних поверхонь на схилі),

- потоки (сліди спрямованого руху мас гірських порід),

- складки (результат зминання гірських порід),

- вали та пасма (наслідок фронтального сповзання порід),

- язики (незначні за довжиною потоки),

- шлейфи при підніжжі (результат нагромадження гірських порід за

тривалий час сезонного спливання),

- дрібні горби (рис. 72).

Термокарст (гр. «иЭсмз» - тепло і нім. «Karst» - карст) - процес танення підземного льоду, що супроводжується просіданням земної поверхні і утворенням від'ємних форм рельєфу - блюдцеподібних западин, лійок, підземних порожнин, великих округлих западин з плоским дном (аласів)(рис. 73). Розвивається термокарст внаслідок зміни температурного режиму окремих ділянок земної поверхні, викликаної природними та антропогенними причинами.

Пучення («випинання») - найбільш поширений тип деформації мерзлих ґрунтів, який полягає у збільшенні їх об'єму в результаті переходу води з рідкої фази до твердої. Додатні форми, що при цьому утворюються, називаються «горбами пучення», висота їх, як правило, не перевищує 3 м. Часто у вершинній частині вони розбиті радіальними морозобійними тріщинами.