Флювіогляційна ерозія та акумуляція
Тала вода- весь обсяг поверхневого стоку, що надходить до льодовиків з навколишніх районів. Рух талих вод може йти поналедникових,внутрішньолідникових,підльодовиковихімаргінальних(крайових)каналах. Головна риса цих потоків - мінливість, що визначається рухливістю льоду та мінливістю витрати талої води. Наслідком мінливості русел і витрат є різка нерівномірність швидкостей течії.
Долини стоку талих вод діляться на чотири групи: маргінальні канали, подледниковые канали, канали скидання (спіллвей) і кулі.
Маргінальні каналиеродуються потоками, наступними вздовж контакту гірських льодовиків з бортами долин, що вміщають, або паралельно краю льодовикового покриву на ділянках передполій, нахилених у проксимальному напрямку. При цьому в горах утворюються багатоярусні (ярусні) висячі долини, врізані в схили. У передпіллях льодовикових покривів маргінальні потоки виробляють широкі плоскодонні улоговини -прадолини.
Підльодовикові каналивиробляються потоками, наступними по підльодовикових тунелях. Такі канали представлені: ущелинами, що пропилюють долинні ригелі та надають V-подібну форму профілям льодовикових долин; тунельними долинами; висячими долинами з «горбатим» поздовжнім профілем та ін.
Туннельні долини- «сліпі», долини, що різко обриваються, врізані в льодовикові відкладення і підстилаючі їх корінні породи. Вони приурочені до периферичних зон покривних заледенінь і орієнтовані нормалі до льодовикового краю. Їхня звичайна ширина 1-2 км, глибина – до 100 м, довжина досягає 75 км. У типовому випадку мають круті схили та досить плоскі днища, покритірозсипами сферичних валунів. Поздовжні профілі тунельних долин ускладнені системами замкнутих улоговин, які часто вміщують озера. На днищах долин іноді розвинені ози, до їх дистальних кінців тяжіють флювіогляціальні дельти.
Долини з «горбатим» поздовжнім профілемперетинають вододіли областей заледенінь. Їх поздовжній профіль різко опуклий, з перевищенням середніх частин над початковими до 10 м. Вони виробляються потоками, що під сильним гідростатичним тиском.
Канали скидання (спіллвеї)асоціюються зі слідами льодовиково-підпрудних озер - стародавніми береговими лініями та озерними опадами. Вони зазвичай прорізають вододіли між великими річковими системами і мають великі розміри.
Кулі- ущелини, вироблені при миттєвих проривах великих підпрудних озер. Їх глибина може перевищувати 100 м, які системи надають ландшафтам видпорізаних земель.
Флювіогляційна акумуляція.
Основна маса матеріалу, що переноситься талими водами, складається з моренного матеріалу, а також продуктів руйнування ложа льодовика. Розміри уламків, що переносяться, варіюють від валунів до тонких мулів і глин.
При класифікації флювіогляціальних відкладень слід розрізняти матеріал, утворений в умовах безпосереднього контакту з льодовиком (на поверхні льоду), усередині льоду та під його товщею, і прогляціальний матеріал, відкладений за кордоном льодовика. Поля відкладень першого та другого типів часто об'єднані.
Для флювіогляціальних відкладень звичайні хороше сортування і груба шаруватість з текстурами флювіальних дюн і знаків брижів, що часто спостерігаються. За складом матеріал близький до місцевих морів. Частина валунів та гальки зберігає сліди льодовикової обробки. Пачки шарів з водяною текстурою часто перемежовуються злінзами моренного матеріалу. Різкі стрибки у розмірності уламків відбивають коливання витрат талої води. Характерна наявність обурення текстур, пов'язаних з витаюванням льоду, в контакті з яким йшла акумуляція матеріалу.
Ками– крутосхильні пагорби та короткі гряди областей древніх заледенінь; існують у двох видах:
1 - ізольовані крутосхильні пагорби. Варіюють від пагорбів заввишки кілька м до конічних пагорбів заввишки до 40-50 м. Практично завжди складені піщаним і гравійно-гальковим матеріалом, який у ядрах пагорбів зазвичай відносно добре шаруватий, а крайових частинах порушений обвально-зсувними структурами. У розрізах часто зустрічаються лінзи морени та великі штриховані валуни. Багато кам покриті чохлом перемитого моренного матеріалу.
2 – комплекси взаємозалежних форм, що утворюють ландшафти пагорбів та западин.
Ками утворюються декількома способами:
1 – основний, пов'язаний з флювіогляціальною та моренною акумуляцією на ділянках танення мертвого льоду. Шаруваті камові опади накопичуються в озерах між крижаними брилами, несортований матеріал стікає з залишкових льодовикових масивів, чохол з перемитої морени проектується з льоду або відкладається льодовиковими потоками. Великі ками, що притуляються до корінних схилів долин і мають плоскі поверхні, називаються камовими терасами;
2 - формування флювіогляціальних дельтових конусів перед фронтом малорухливих льодовиків, що закінчуються в прильодовикових озерах. Злиття конусів утворює лінійні комплекси асиметричних камів із довгими пологими дистальними схилами та короткими крутими проксимальними. Їхні висоти часто перевищують 100 м, ширина досягає 2 км. Такі комплекси називаютькамовими моренами.
3 – просідання та обваленняфлювіогляціального матеріалу, що відклався на поверхні мертвого льоду. Виникає безладно-горбистий рельєф камових пагорбів.
Ози– лінійно-витягнуті гряди водно-льодовикового походження, складені косослоістими пісками, гравієм та галькою. За своїм складом та будовою ози близькі камам, але загалом складені грубішим матеріалом.
Ози мають вигляд валів з крутими схилами та звуженими гребенями. Гребеневі лінії рівні або плавно ундулюють. Великі форми досягають висоти 100 м-коду і простягаються на сотні км; дрібні мають висоту 2-3 м та довжину сотні м – перші км.
Матеріал озів варіює від великих валунів до тонкого мулу та шаруватих глин. Особливо часто буває представлений пісками та галькою з косою шаруватістю, що дозволяє судити про напрямок руху води. У деяких випадках шари розташовуються у вигляді великих арок, піднятих у середині і знижуються у схилів.
Ози розташовані на днищах улоговин і долин, або приурочені до рівнин. У плані згинаються, меандрують, мало зважають на локальні нерівності рельєфу.
Формування озов пов'язане із заповненням внутрішньольодовикових тунелів та тріщин продуктами перемиву морени. Найбільші форми утворені шляхом дельтової акумуляції, що йшла біля виходів підльодовикових каналів у прогляціальні басейни.
Основна маса озів утворена цілком усередині льодовикових тунелів або у відкритих тріщинах-каналах, обмежених високими стінками мертвого льоду шляхом їх заповнення.
Зандриутворюються в результаті відкладення перед льодовиковим фронтом флювіогляціального матеріалу, що переноситься потоками талих вод і являють собоювеликі акумулятивні поверхні.
Розвиток зон зандрової акумуляції залежить від рельєфу: у горах нижче кінців льодовиків зазвичай спостерігаються вузькі смуги долинних зандрів; на відкритій місцевості виникають широкі андронові рівнини, які зазвичай утворюються за рахунок злиття флювіогляціальних дельт. Для зандрів обох типів характерні складні системи каналів, що сплітаються, грубий склад уламкового матеріалу і різкі сезонні коливання витрат води.
Зандрові поверхні мають круті поздовжні ухили, що сприяє їх швидкому та глибокому ерозійному розчленуванню та перетворенню на високі терасові рівні.