ОтветыГос (1) / 34

№ 34 Ледниковый и мерзлотный рельеф

Ледниковые (гляциальные) рельефообразующие процессы связаны с деятельностью ледников – естественных скоплений льда на земной поверхности, способных двигаться. Эти процессы оказывают очень большое влияние на развитие рельефа в областях с нивальным климатом, то есть в полярных областях и в высокогорье умеренных и низких широт. Ледниковый морфогенез в большинстве случаев существенно дополняется рельефообразующей деятельностью талых ледниковых вод, которая осуществляется как в пределах ледников, так за их границами.

В фазу наступания ледник производит наибольшую разрушительную работу. Совокупность процессов ледниковой денудации называют экзарацией или ледниковым выпахиванием. Экзарация складывается из корразии (царапания, шлифовки, истирания) ледником своего ложа, которая осуществляется благодаря переносимому в донной части ледников обломочному материалу, и различных гляциодинамических воздействий. Последние особенно эффективны при движении ледника по ослабленным (сильно трещиноватым, рыхлым) породам и заключаются в отрыве и уносе льдом отдельных обломков и целых блоков грунта, а также в скалывании, выдавливании и т.д.

В фазы стационарного положения и отступания ледника им производится по большей части аккумулятивная работа, которая заключается в откладывании ледником морены и водноледниковых осадков.

Ледниковый перенос осуществляется на расстояния в десятки, сотни и даже первые тысячи километров. При этом ледник способен переносить не только очень крупные обломки (валуны и глыбы), но даже целые блоки горных пород, имеющие объем в тысячи кубических метров. Такие перемещенные блоки называют отторженцами.

В области питания ледника преобладают экзарация и вынос морены. Эти процессы не прекращаются и в области абляции, но там в целом доминирует уже аккумулятивная деятельность. В области абляции наиболее полно проявляются и водноледниковые процессы. Потоки талых вод в краевой зоне ледника текут как по его поверхности, так и внутри и под ледником. Они обладают большой эрозионной и переносящей способностью, особенно текущие под напором внутриледниковые и подледниковые потоки. Покинув ледник, талые воды растекаются в перигляциальной (то есть приледниковой) зоне и откладывают там большую часть перемытой морены.

Различают два основных типа ледников суши: горные и покровные. Горные ледники занимают отрицательные формы рельефа в горах тех стран, где для их формирования выпадает достаточно атмосферных осадков. В России они распространены на Кавказе, в северной части Уральских гор, в высоких горных хребтах и массивах Сибири и Дальнего Востока (вулканические хребты Камчатки, Алтай, хребет Черского и др.). Горные ледники с одной стороны создают многочисленные формы высокогорного рельефа, а с другой, - сильно зависят от них, определяющих их форму, а также направление и скорость (за счет уклона ложа) движения льда. Окружающие ледник скалистые склоны являются обильным источником обломочного материала, который преобразуется в морену. По этой причине удельный вес морены в строении горных ледников выше, чем у покровных. Особенно различается количество поверхностной морены: у горных ледников она может покрывать большую часть поверхности, тогда как покровные ледники ее почти не имеют (в частности, боковая морена есть только у горных ледников).

Покровные ледники значительно мощнее горных и занимают гораздо большую площадь: из общей современной площади ледников суши в 16,3 млн. км² (10,9% всей площади суши) на покровные приходится более 15,9 млн. км². В настоящее время покровные ледники развиты только в полярных областях нашей планеты.

Покровные ледники имеют форму очень пологих слабовыпуклых щитов (типичным является уклон в 3-5 м на 1 км; лишь по краям он превышает 10 м на 1 км), которые полностью или почти полностью перекрывают подстилающий рельеф коренных пород. Большая мощность (максимальная мощность антарктического ледникового покрова достигает 4,5 км, гренландского – 3,4 км) позволяет им погребать под собой даже крупные горные массивы, например, горы Гамбурцева в Антарктиде.

Влияние каменного ложа на движение ледника начинает ощутимо сказываться только возле края щита, где его мощность уже значительно меньше. Отдельные скалы, как бы "протыкающие" здесь ледник (на самом деле они льдом обтекаются), называются эскимосским словом нунатак.

Многократность четвертичных оледенений, охватывавших приблизительно одни и те же территории, не могла не отразиться на характере ледникового рельефа. Каждый последующий ледник уничтожал или самым серьезным образом деформировал на площади своего распространения рельеф предыдущего оледенения.

К этому необходимо добавить, что ледниковый и водноледниковый рельеф (особенно аккумулятивный) вообще обладает невысокой стойкостью, он достаточно быстро видоизменяется и разрушается под влиянием других субаэральных литодинамических процессов, которые активно действуют в межледниковые эпохи. На протяжении некоторого времени после отступания ледника с данной территории здесь еще сохраняется мерзлота и протекают присущие ей рельефообразующие процессы. В частности, происходит солифлюкционное сглаживание склонов. Еще позднее ледниковый рельеф становится подверженным воздействию прочих склоновых, эрозионно-аккумулятивных и других процессов и постепенно теряет свой первичный облик.

Следствием вышесказанного является плохая сохранность следов ранних оледенений. От первых двух (возвращаясь к классической схеме четырех оледенений) покровных ледников остались главным образом морена и заполненные ею, а также другими отложениями ложбины ледникового выпахивания. Морена, которая сохранилась на поверхности (не была погребена более поздними наносами), к настоящему времени уже в основном размыта, и о ее существовании говорят лишь эрратические валуны и глыбы. Так называют самые крупные обломки, перенесенные ледником далеко от места исходного залегания пород, из которых эти валуны и глыбы состоят.

Наиболее же полный и хорошо сохранившийся комплекс всех связанных с четвертичными покровными ледниками форм рельефа можно наблюдать только в пределах последнего оледенения.

(косвенное влияние- колебания уровня Мирового океана, не менее 100-120 м понижением уровня моря. Как следствие, резко изменялась география побережий, на осушенном шельфе начинали действовать различные субаэральные рельефообразующие процессы, в том числе ледниковые. Этим объясняется широкое развитие типичных форм рельефа суши (особенно бросается в глаза разветвленная сеть подводных речных долин, обычно "продолжающих" устья рек) на современном шельфе. Другой пример связан со смещением на юг (в северном полушарии) и общим сужением внеполярных природных зон Земли. Это привело к изменению широтной поясности формирования морфоскульптуры. Многие ныне аридные области в ледниковые эпохи становились гумидными, и наоборот)

Рельефообразование, связанное с горными ледниками.

Основными экзарационными формами рельефа, возникшими под воздействием горных ледников, являются кары и троги. Кары служат вместилищем для каровых ледников или для области питания (фирнового бассейна) долинных ледников и растут вследствие развития ледника. Этот процесс протекает следующим образом. Прежде всего, в углублении не слишком крутого горного склона выше снеговой линии накапливается снежник, и в его нижней части снег преобразуется в фирн. Такие фирновые пятна можно рассматривать как зачаточную форму оледенения, хотя они еще не обладают собственным движением.

Дальнейшие накопление и метаморфизация снега сопровождаются интенсивным морозным выветриванием (нивацией), которое приводит к расширению и углублению первоначальной ниши. Обломочные продукты выветривания выносятся талыми водами, а позже – и течением льда. С этого момента речь идет уже о полноценном леднике, продолжающем свое развитие. По мере увеличения мощности льда днище кара все меньше подвергается морозному выветриванию: ледяная толща служит хорошим теплоизолятором. Боковые стенки, напротив, продолжают отступать, разрушаемые как нивацией у подножия, так и склоновыми процессами (обвалами и осыпанием). Иначе говоря, кар быстрее растет в ширину, нежели вглубь. Ледником обломочный материал выносится из кара, а также осуществляется по-видимому не очень сильная экзарация.

Растущий кар все более приобретает характерную креслообразную форму: три крутые высокие скалистые стенки амфитеатром окружают пологовогнутое сглаженное днище, которое с четвертой стороны открывается (с невысоким порогом или без него) в долину. Разросшиеся кары нередко распадаются по своей периферии на более мелкие кары второго порядка, отделенные друг от друга скалистыми отрогами.

При условии обильного снегового питания кары активно развиваются на разных склонах и становятся преобладающей формой горного рельефа выше снеговой линии. Со временем между соседними карами остаются только узкие острые хребты и одиночные пики – карлинги . Рельеф приобретает иззубренный, остроконечный облик, типичный для современного горного оледенения. Такой рельеф называют альпийским. При дальнейшем развитии каров разделяющие их хребты и карлинги постепенно разрушаются, и образуется эквиплен – поверхность денудационного нивального выравнивания, требует длительного времени и возможно только в условиях стабильного климата и малоамплитудных тектонических поднятий.

При устойчивом во времени положении снеговой линии кары разных склонов образуют один более или менее выдержанный по высоте ярус. Наличие в горах нескольких разновысотных ярусов каров, так называемых каровых лестниц, является неопровержимым свидетельством депрессии (снижения) снеговой линии в четвертичном периоде. Они уже отчасти деформированы склоновыми процессами и заняты каровыми озерами и альпийскими лугами. Иногда в пределах одного склона можно наблюдать сверху вниз всю последовательность заполнения каров: ледник-озеро-луг.

Другая крупная форма рельефа, происхождение которой связано с экзарационной деятельностью горных ледников - трог. Трогами называют ледниковые долины, то есть долины, по которым спускаются из области питания языки ледников. Бывает и так, что ледник целиком расположен в троге – это так называемые ледники туркестанского типа. Они питаются за счет снежных лавин с окружающих склонов, которые поднимаются выше снеговой линии. Трогами становятся долины эрозионного или тектонического происхождения, которые изначально имеют V-образный поперечный профиль. После обработки ледником поперечный профиль долины приобретает характерный для трога U-образный или корытообразный вид.

На склонах трогов отчетливо выделяется борозда сглаживания, выше которой ледник не касался каменного склона и, следовательно, не деформировал его. Ниже борозды сглаживания склоны повсеместно несут следы обработки ледником: отполированные скальные выступы, царапины и шрамы, оставленные донной мореной (ледниковая штриховка).

Плечо трога представляют собой наклонную к долине площадку склона, заканчивающуюся сверху бороздой сглаживания. Чаще всего их рассматривают как результат переуглубления древней долины (эрозионной или ледниковой) и связывают эти события с чередованием ледниковых и межледниковых эпох четвертичного периода.

"Висячий" характер боковых долин главного трога является следствием разной мощности льда. В главной долине ледник значительно мощнее и поэтому выпахивает гораздо сильнее, чем менее мощные языки впадающих в него ледников-притоков.

Верхнее окончание трога также имеет вид высокой ступени. Вероятно, механизм ее образование аналогичен: слияние здесь сразу нескольких ледниковых потоков приводит к скачкообразному увеличению массы льда и, следовательно, его экзарационной способности.

Аккумулятивный рельеф горных ледников, возникший после их схода, весьма разнообразен, но отличается в целом меньшими размерами, чем экзарационные формы. По большей части он сложен мореной. На днище трога (поскольку к трогам приурочена зона основной аккумуляции горных ледников) образуется беспорядочный холмисто-западинный рельеф основной морены, то есть морены, отложившейся на площади бывшего ледника – в противоположность конечной морене, которая сформировалась за его пределами.

Черты пластики этого рельефа обусловлены неравномерным отложением морены: донной и спроектированными на нее внутренней и поверхностной. Скопления морены, которые возникли еще на поверхности и внутри тающего ледника (в трещинах, углублениях, между блоками мертвого льда), обращаются в холмы и бугры. Отдельные моренные конусы могут достигать высоты 10-ти и даже более метров. Напротив, на месте участков более чистого льда образуются западины моренного рельефа. Свою лепту вносят и термокарстовые процессы, связанные с постепенным вытаиванием погребенных под обломочным материалом линз льда.

Лишившись ледяного цоколя, гряды боковой и срединной морен в общем сохраняют свою морфологическую выраженность. При быстром и скачкообразном таянии ледника его боковые морены откладываются на склоны трога в виде моренных террас оседания. и они весьма похожи на речные. Размыв моренных террас атмосферными осадками (то есть сверху) приводит к образованию довольно высоких (до 10-15 м) земляных пирамид. Как и ледниковые столы, эти пирамиды несут на своей вершине глыбу, которая защищает грунт "ножки" от размыва. Однако земляные пирамиды могут возникать не только на морене, но и на других несортированных рыхлых породах, содержащих крупные обломки (например, на селевых конусах).

Дугообразные в плане гряды конечных морен, имеющие высоту в десятки метров и расположенные поперек трогов, нередко служат естественными плотинами, выше которых образуются неустойчивые (значительные сезонные колебания уровня воды, частые прорывы, которые приводят к образованию опасных селей) озера. В строении одного конечно-моренного пояса обычно несколько параллельных гряд - из-за осцилляции края ледника. Во время коротких, но быстрых подвижек вперед края ледника здесь же могут возникать напорные валы гляциодислокаций, состоящие из морены и перемятых ледником коренных пород.

На протяжении одного трога обычно наблюдается несколько поясов конечных морен, которые соответствуют стадиям задержки края ледника при его последнем отступании. Моренный рельеф слабоустойчив к денудации и весьма быстро теряет первоначальную резкость форм.

Водноледниковые образования для горных ледников менее характерны и не столь распространены, как у покровных ледников. Из значительных по размерам форм упоминания заслуживают флювиогляциальные террасы, которые сложены материалом конечных морен, перемытым талыми ледниковыми водами (обычно это галечники с песчаным заполнителем). Каждая из флювиогляциальных террас прослеживается вверх по долине до соответствующего ей пояса конечных морен: самая верхняя на склоне терраса – до самого низкого по долине (следовательно, самого древнего) пояса и т.д.

Рельефообразование, связанное с покровными ледниками.

Различают зоны преобладающей ледниковой денудации и преобладающей ледниковой аккумуляции, а также примыкающую к последней с внешней стороны перигляциальную зону.

Зона преобладающей ледниковой денудации соответствует области питания ледника . У последнего четвертичного оледенения на севере Европы она в целом располагалась в пределах Балтийского кристаллического щита. В этой зоне экзарационный рельеф является типичным. Однако есть здесь и аккумулятивный ледниковый рельеф. Более того, аккумулятивный рельеф зоны преобладающей ледниковой денудации отличается наилучшей сохранностью, так как здесь он самый молодой – сформировался во время последнего (и окончательного) отступания ледника.

В пределах зоны преобладающей ледниковой аккумуляции точно так же присутствует не только аккумулятивный, но и экзарационный рельеф. Его образование относится главным образом к стадиям наступания ледника. Но в общем в пределах этой зоны аккумулятивный ледниковый и водноледниковый рельеф явно доминирует. Зона преобладающей ледниковой аккумуляции соответствует области абляции и простирается в южном направлении до границ последнего оледенения. Наконец, перигляциальная зона валдайского оледенения частично перекрывает зону преобладающей аккумуляции предыдущего, более мощного, московского оледенения.

Экзарационный рельеф покровных ледников не столь контрастен, как рельеф альпийского типа. Кажущийся парадокс (покровные ледники гораздо мощнее горных) объясняется сплошным, фронтальным характером воздействия покровных ледников, которые обтачивали сразу все каменное основание, а не отдельные его участки. В Карелии и Финляндии широко распространен сельговый рельеф. Сельгами обычно называют скалистые гряды, сложенные кристаллическими породами. Они имеют высоту в десятки метров, крутые склоны и сглаженные вершины, чаще всего покрытые сосновым редколесьем. Сельги разделяются ложбинами с корытообразным поперечным профилем, которые, как правило, заняты системой небольших озер и соединяющих их проток, а также болотами.

Речная сеть с признаками чрезвычайной молодости, когда речные долины только начинают формироваться. Чем старше ледниковые ландшафты, тем меньше их заозеренность и более развиты речные долины. Сокращение площади озер есть результат их постепенного спуска (благодаря проникновению пятящейся эрозии рек), а также заполнения наносами и превращения в болота.

Характерной чертой сельгового рельефа является его ориентированность: гряды и ложбины расположены не хаотично, но вытянуты в определенном направлении. В частности, в южных районах Карелии и Финляндии отчетливо выражено направление с северо-запада на юго-восток.. Сельговый рельеф имеет двоякое происхождение: денудационно-тектоническое и ледниковое. Общий структурный план и основные черты гряд и ложбин предопределены системой глубинных разломов и трещиноватости пород. Функция ледника свелась к дальнейшему выпахиванию ложбин (они приурочены к зонам повышенной трещиноватости) и обтачиванию гряд.

Менее крупные денудационные формы с отчетливыми следами экзарации носят название "бараньих лбов". Они имеют вид асимметричных, односторонне сглаженных холмов. Скопление "бараньих лбов" образует так называемый рельеф "курчавых скал". (с ледниковой штриховкой).

Крупнейшими экзарационными формами, созданными ледником в менее прочных, чем кристаллические, осадочных породах являются ложбины ледникового выпахивания. Они формировались там, где ледник встречал на своем пути понижение рельефа, заполненное рыхлыми осадками (обычно речную долину). В этом случае экзарационный эффект возрастал как за счет большей мощности льда над долиной, так и за счет податливости подстилающих пород.

Другие ложбины ледникового выпахивания приурочены к выступам коренного ложа, которые становились препятствием для движения льда. Роль таких фронтальных препятствий на северо-западе Восточно-Европейской равнины, к примеру, играли протяженные структурно-денудационные уступы куэстового типа (глинты): Балтийско-Ладожский, Валдайско-Онежский и другие.

Холмисто-западинный рельеф основной морены покровных ледников , как и подобный ему беспорядочный холмистый рельеф на дне трогов, образовался в результате неравномерного распределения морены в теле ледника и вытаивания (уже после отложения морены) глыб погребенного льда. Он особенно типичен для краевых зон оледенения и часто примыкает с проксимальной (обращенной к леднику) стороны к поясу конечно-моренных гряд. Мощность основной морены обычно колеблется в пределах от 5 до 20 м. Неправильных очертаний холмы расположены беспорядочно, иногда группируются в пологие увалы; неглубокие, часто бессточные впадины заняты небольшими озерами и болотами.

Основной мореной могут быть выстланы с поверхности и весьма ровные первичные равнины. Они образуются при равномерном отступании ледника по уже выровненному подстилающему рельефу. Вторичные моренные равнины есть результат переработки аккумулятивного ледникового рельефа флювиальными и склоновыми процессами; их можно встретить за пределами распространения последнего оледенения.

Разновидностью холмисто-моренного рельефа являются также друмлины. Они имеют вид вытянутых по направлению движения ледника овальных холмов, длина которых колеблется от сотен метров до 2-3 км, ширина – от 150 до 400 м, высота – от 5 до 45 м. Продольный профиль друмлинов часто асимметричный: более крутым чаще является склон, обращенный к леднику; однако бывает и наоборот. Друмлины обычно встречаются большими группами, находящимися непосредственно позади (с проксимальной стороны) пояса конечных морен. Они широко распространены в странах Балтии, на севере Германии, в Ирландии, США.

Форма друмлинов говорит о том, что уже после отложения морены они некоторое время продолжали обтекаться льдом. В строении некоторых друмлинов под мореной наблюдается выступ коренных пород. Он играл роль препятствия, возле которого ледник сгружал переносимый обломочный материал.

Конечно-моренные гряды покровных ледников образовались таким же образом, как и краевые морены горного оледенения: за счет "конвейерного эффекта" накопления морены при длительных задержках края ледника, а также благодаря его осцилляциям, которыми были созданы напорные дислокации и как правило не одна, а несколько параллельных гряд .

Ширина пояса конечно-моренных гряд обычно колеблется от нескольких до десятков километров.

Самые крупные пояса конечных морен соответствуют наиболее длительным задержкам края ледника (в максимум распространения или уже в период отступания) в данном регионе. Изгибы конечно-моренных гряд в плане повторяют фестончатые очертания бывшего края ледника.

Пояса конечных морен часто являются важными водоразделами. Самый молодой пояс конечно-моренных гряд, Салпаусселькя, сформировавшийся во время последней задержки деградировавшего валдайского оледенения, служит огромной естественной плотиной, удерживающей от стока в южном и юго-восточном направлении систему озер внутренней Финляндии . Единственный крупный прорыв Салпаусселькя – впадающая в Ладожское озеро река Вуокса – образовался лишь около 5 тыс. лет назад.

Среди водноледниковых аккумулятивных форм рельефа, которые распространены как в зоне преобладающей ледниковой аккумуляции, так и в зоне преобладающей ледниковой денудации, наиболее характерными являются озы и камы. Озы представляют собой узкие длинные, часто извилистые гряды. Они могут пересекать котловины и долины, подниматься на холмы, то есть имеют все признаки наложенных форм, не считающихся с неровностями ландшафта. Длина озов может достигать десятков километров, ширина – обычно первые сотни метров, высота – десятки метров. Они часто имеют выраженный гребень и крутые склоны: до 30^о и больше. Иногда озы сливаются друг с другом подобно водным потокам. В целом ориентировка у них такая же, как у сельг, ложбин ледникового выпахивания и друмлинов – по направлению движения ледника .

Сложены озы флювиогляциальным материалом: песками, гравием, галечниками, валунами. Обломки заметно окатаны, с косой слоистостью. Большинство признаков указывает на то, что материал озов накапливался на дне русел потоков талых вод на поверхности ледника, внутри него или под ледником.

По другим представлениям озы образуются из конусов выноса потоков талых вод, которые ежегодно удлиняются (со скоростью порядка первых сотен метров в год) по мере отступания края ледника.

Камы имеют вид холмов куполовидной формы с высотой обычно в первые десятки метров и довольно крутыми склонами (до 15^о и больше). Для них типичны округлые профили вершин или плоские вершинные поверхности. Камы распространены там же, где и озы, и встречаются как поодиночке, так и группами. В последнем случае они очень напоминают холмисто-западинный рельеф основной морены с той разницей, что сложены камы другим субстратом: не мореной, а слоистыми песками, супесями, суглинками, то есть лимногляциальными отложениями. Слоистость, как правило, горизонтальная или наклонная. Это говорит о том, что осадконакопление происходило в достаточно спокойной водной среде, не в условиях потока.

Встречаются также камы флювиогляциального строения: они сложены тем же материалом, что и озы, но имеют облик камов. Формирование таких камов связывают с расширениями потоков талых вод в теле ледника.

Лимногляциальными осадками сложены и родственные камам камовые террасы. Накопление их материала происходило в водоемах, которые были заключены между глыбами мертвого льда с одной стороны и повышениями рельефа коренных пород – с другой. После стаивания льда к склону причленяется терраса с очень неровным внешним краем, отражающим характер так называемого ледникового контакта, то есть края таявшей массы льда. Камовый рельеф обычно несет многочисленные следы изменения термокарстовыми процессами: здесь широко развиты бессточные западины и воронки, образовавшиеся в результате вытаивания погребенных остатков льда.

Рельеф перигляциальной зоны покровных ледников формировался во многом под влиянием деятельности талых вод. В тех случаях, когда приледниковая поверхность имела уклон от края ледника, ничто не препятствовало свободному оттоку воды, и происходило развитие зандров. Так называются располагающиеся с внешней стороны конечных морен пологонаклонные равнины, сложенные с поверхности слоистым флювиогляциальным материалом: песками, гравием, галькой. Зандры состоят из отдельных, частично пересекающихся (это нередко придает их поверхности волнистый характер) конусов выноса потоков талых вод и образуют обычно сплошную полосу непостоянной ширины вдоль края ледника.

Мощность зандров и крупность их частиц закономерно убывают от края ледника; в этом же направлении поверхность песчаных равнин имеет слабый уклон. На поверхности зандров часто можно наблюдать неглубокие блюдцевидные впадины (золли), заполненные водой или торфом. Они имеют термокарстовое происхождение: флювиогляциальные наносы порой отлагались поверх еще не до конца растаявших глыб льда.

Долинными зандрами называют вытянутые языки песчаных равнин, приуроченные к понижениям долин, по которым потоки талых вод могли проникать далеко от края ледника. Сейчас остатки таких зандров представлены высокими террасами голоценовых речных долин. Поля зандров широко распространены в Северной Германии, Польше, белорусско-украинском Полесье, подмосковной Мещере и т.д. В современном ландшафте они часто заболочены (подстилающая водоупорная морена) и покрыты сосновым лесом.

Если талые ледниковые воды в связи с уклоном поверхности могли оттекать только в одном направлении - вдоль края ледника – то развивались соответствующие ложбины. Их называют древними долинами стока вод вдоль края ледника. Такие долины особенно четко выражены в пределах Северо-Германской и Польской низменностей, где отток талых вод происходил на запад.

Эти долины использовались также водами рек, путь которым преграждал ледник. Долины имеют ширину от 3 до 25 км и неглубокий врез – по мере отступания ледника к северу его талые воды покидали старую долину и начинали разрабатывать новую ближе к фронту отступающего льда. Таким образом, подвижность края ледника не позволяла долинам стока вод достаточно углубиться. В современном рельефе они представляют собой плоскодонные нечетко выраженные понижения, заполненные флювиогляциальными наносами и аллювием и частично используемые нынешней речной сетью.