Льодовикові і водно-льодовикові рівнини пов'язані з плейстоценовими Думками, які кілька разів покривали Євразію і Північну Америку. Виникнення і розвиток льодовиків не пов'язане з ослабленням сонячної активності, більш логічні уявлення про розвиток оледенений в результаті взаємодії тектонічних підняттів з хіоносфери, збіг оледенений з хвилями тектонічної активності Землі.
Льодовикові і водно-льодовикові відкладення утворюють льодовиковий, або гляциально комплекс, який являє собою сукупність законо-мірно розташованих форм рельєфу і відкладень. Льодовиковий комплекс складається з: а) внутрішньої (проксимальної) зони, що представляє собою горбисту область, перш перебувала під льодовиком, складену дон-ної мореною з моренними озерами; сюди ж входить зона кінцевих морен, що фіксують положення краю льодовика і утворюють валообразние гря-ди, складені валуни-галькові матеріалом; б) зовнішньої (дистальної) зони зандрова рівнин, складених пісками, з ухилом в протилежний-ву від льодовика сторону. У тих випадках, коли ухил місцевості спрямований в бік краю морени або є перешкоди для стоку талих вод, перед кра-му утворюється Прильодовиково озеро, в якому відкладаються стрічкові гли-ни, рідше - супіщаний матеріал. Іноді уздовж краю кінцевих морен раз-віти поздовжні балки і долини льодовикового стоку (Західний Сибір).
Льодовикові або моренні відкладення, коротко звані мореною, - це скупчення несортованих уламків гірських порід - валунів, гальки, гравію, пісків, алевритів і глин, перенесених і відкладених льодовиком. Глинисті різниці характеризуються більшою ущільнення і малою пористістю, іноді Сланцеватая.
Моренні відкладення складають різні форми льодовикового рельєфу. У зоні тайги на морених суглинках в разі їх дренированности розвивають-ся високопродуктивні лісові суспільства, в яких деревні мезотроф (дуб, ялина, кедр) досягають найкращого росту.
Розрізняють холмисто-западинами рельєф основної морени з беспор-дочно розташованими пагорбами, озерами і болотами в западинах. На мо-корінних пагорбах розвиваються багаті продуктивні співтовариства - ялина-ники-рамені, широколиственно-хвойні купи, діброви, полідомінант-ва темнохвойная тайга Сибіру. У ЕвропейскойУкаіни зазвичай paспахіваются найбільш дренованих вершини і схили пологих горбкуватостей, нижні частини схилів, улоговини і западини між пагорбами залишені ш лісовими, луговими і болотними спільнотами, що надає ПТК клаптиково-плямистий зовнішній вигляд на аерофотографіях.
Більш крутосхильні пагорби утворюються в межах кінцево-моренних рівнин з паралельними дугоподібними зігнутими пасмами, роздільними зниженнями з долинами річок, озерами і болотами.
В межах основної морени може бути розвинений друмліни рельєф, з-який складається з витягнутих в напрямку руху льодовика довгасто-овальних пагорбів - Друмлін і рівнинним простором між ними. Поверхня друмліни складена матеріалом основної морени, часто име-ет тверде ядро з до четвертинних скельних порід, розташоване в го-лові друмліни, морений матеріал витягується в напрямку руху льодів позаду ядра.
У ЕвропейскойУкаіни на вершинах і схилах друмліни формуються ялинники з сосною кіслічних-чернично-зеленомошние, тобто свіжі і вологі сурамені в поєднанні зі злаково-бобово-різнотравні луками і беломошнікі на підзолистих грунтах. Простору між Друмлін зайняті черноольшаніков, іноді з домішкою ялини, і болотами з преобла-данием евтрофние фацій.
В межах Феноскандії часто розвинений своєрідний сельговий ланд-шафт. Сельге - це гряди, складені кристалічними породами бал-тійскій щита на схилах, прикриті льодовиковими наносами. Сельге ви-простягаються з північного заходу на південний схід, тобто в напрямку руху льодовика. Так само, як і друмліни, Сельге є екзарационниє фор-мами льодовикового рельєфу. На грядках зазвичай розвинені сухі бори, в поні-женіях між ними - озера і болота.
Розмірність Друмлін і сельг: висота - 5-45 м, ширина 50-400 м, котрі три-на - від сотень метрів до 2,5 км.
Водно-льодовикові форми рельєфу утворюються при таненні льоду і формуються водними потоками. Характерним для водно-льодовикових відкладень є їх перемитого, відносна бідність мінеральних д-ми речовинами і сортування залежно від швидкості потоків.
Ози - довгі (до декількох десятків км) звивисті крутосхильні вузькі гряди, складені галькою, гравієм, піском. Ширина 50-150 м, висота - 20-50 м. Утворені внутрільодовикових потоками талих вод. На вершинах озов розташовані лишайникові і вересові бори; в нижче-ниях між пагорбами і на схилах північної експозиції - сосняки зеленомошние і сфагнові.
Ками - водно-льодовикові горбисті форми рельєфу висотою 6-30 м, безладно розкидані у вигляді округлих або довгастих куполів, часто сплоскімі вершинами. Розділені зниженнями, іноді у вигляді біс-стічних улоговин, зайнятих озерами, болотами або заболоченими лісами. Схили пагорбів зазвичай круті. Ками складені сортувати косослоістимі пісками і супісками і покриті з поверхні малопотужними море-ними відкладеннями. На камах в европейскойУкаіни формуються дрени-рова фації з простими і складними суборами, в пониженнях - евтрофние і мезотрофние вологі і заболочені ліси, болота класу замкнутих і стічних западин.
Зандрові рівнини або зандри є плоскими або слабонаклонних-ними рівнинами, складеними частіше перемитого грубозернистими квар-кільцевими пісками, іноді гравієм, галькою, рідше супісками. Зандри распола-гаются за зовнішнім краєм кінцевих морен і представляють собою слив-шиеся пологі конуса виносу великого радіусу. Конуса виносу іноді досить чітко проглядаються на топографічних картах по на-накреслення горизонталей (зандри Баргузинской рівнини). До Зандра іноді відносяться верхні борові тераси річкових долин, по часу співпадають-щие з фазами плейстоценових зледенінь. ПТК Зандра домінують в ландшафтах Полісся - Прип'ятського, Мещерського, Київсько-Житомирської, Красноармейскского.
Структура ПТК залежить від віку зандрова рівнин, подальших процесів їх переробки, які впливають на рельєфи, геологічна будова і літологічний склад відкладень.
Зандри останніх оледенений европейскойУкаіни складені потужними пісками, гравієм і галькою, мають пологий рельєф, іноді з дрібної бугристостью і поширенням еолових форм (дюни, пагорби), великих болотних систем, борів різного зволоження.
Для Зандра північних районів характерні термокарстові або просадочні западини округлої форми, зайняті озерами або болотними урочищами.
Зандрові рівнини центру і півдня Російської рівнини на малопотужних пес-ках і супісках, підстилаються валунними мореними суглинками, мають по-логоволністий рельєф і майже суцільно розорані. У рослинному покриві нечисленних лісових масивів переважають широколиств-ні або ялинові складні суборами, а в місцях виходу морени на поверхню - діброви різного багатства в залежності від карбонатності морених відкладень.
Зандрові рівнини з піщаними відкладеннями на вапняках відрізняючи-ються хорошим дренажем, великі болота відсутні, а невеликі озера і болота утворюються в карстових воронках; ерозійно-гідрографічна мережа контролюється трещиноватостью подстилающих вапняків і отли-чає прямолінійністю і незграбністю вигинів. Потужні піски марки-ються сосновими лісами, а виходи вапняків або місця їхнього близького від денної поверхні залягання - ріллею.
У Житомирському Поліссі є ПТК зандрова рівнин на пісках, під-стілаемих корінними (сарматів) глинами. Ці рівнини мають полого увалистий рельєф, неправильніобриси заболочених нижче-ний, неорієнтовану дренажну мережу. Виходи глин на поверхню суцільно розорані, подекуди збереглися ясеневі діброви високою про- тивність. Там, де глини перекриті зандровимі пісками, в за-лежно від їх потужності, формуються бори і широколисті суборами.
При крайній бідності (дистрофні) зандрова рівнин для них харак-терни верещатники за участю мучниці, водянки, брусниці, чорниці, дроку, ялівцю, мохів та лишайників. Верещатникі приурочені до бідних, сильно підзолистих піщаних грунтів. Верещатникі є похідною, після пожежної, формою вологих борів.
Зандрові рівнини древніх зледенінь (наприклад, Дніпровського) мо-гут бути перекриті покривними, лесовидними суглинками або лессамі і тому родючі.
У Поліссі поширені торфовища з опуклою поверхнею і домінуванням в його центрі олиготрофних фацій з низькорослої сосною і березою, з потужною (в кілька метрів) торф'яної залежью.
Такі болота називаються короткими народними назвами - мшара, 6агон. У центральній частині таких болотних урочищ або їх систем преобла-дають оліготрофние фації з сосною і березою, покровом з сфагнуму і болотних чагарників. Окраїнні фації таких урочищ зайняті типовими низинними фациями з пануванням осок, вейника ланцетного і Лангсдорфа, пухівки багатоколоскова, хвоща і болотного різнотрав'я (Білокрилий-ника, шабельника і ін.), Низькорослими берізками.
Ділянки борів і верещатников на безплідних кислих піщаних грунтах, непридатних для землеробства, іменуються короткими народними термінами - боровина, Боровінка або мещернік.
У поліських ландшафтах часто зустрічається ПТК, який іменується центрально-українським народним словом - улоговини-Чівор. Це сирі за-болоченние балки стоку з пологими схилами, глибиною днища всього 0,5-1,0 м, шириною 50-200 м. Рослинність - чернольшанікі, Білоусова верболози і щучковие луки. У заболочених Чівор розвиваються, крім черноольшаніков, верболози, влажнотравно-осокові луки на перегнійно-глейовими і торф'яних ґрунтах.
Однією з різновидів водно-льодовикових рівнин є улоговини льодовикового стоку, заповнені, як правило, піщаними відкладеннями. Балки стоку формуються уздовж краю льодовика і орієнтовані попе-річок його руху. Стародавні балки стоку широко поширені на За-Падни-Сибірської рівнині і на рівнинах середньої Сибіру. Ці ПТК є-ються великими і складними утвореннями і можуть розглядатися як місцевості або навіть ландшафти.
Найбільш добре відомі стародавні балки стоку серед безлісих рівнин, які називаються стрічковими борами (Кулундинская, Мину-Синськая, Тувинская, Канская і ін. Рівнини). Балки стоку досить добре і різко окреслені на аерокосмічних знімках, мають різкі кон-трастние кордону - прямолінійні або плавно-слабоізогнутие, контури їх відмежовані взаємно паралельними лініями. Ширина рівнин-смуг становить 20-30 км і більше. При вивченні ландшафтів Сибіру по космічний-ного знімкам стародавні балки стоку були виявлені і в поясі тайги, вони зустрічаються в західній, центральній і східних частинах Західно-Сибірської рівнини. Характерно, що вони скрізь мають приблизно однаковий-ші ширину і орієнтацію. Як і зандрові рівнини, стародавні балки льодовикового стоку складені досить потужною товщею пісків, гравію і гальки, сильно заболочені, Заозер'я, покриті борами різного ув-лажненія.
У борах Мінусинської і Кулундинской степів в пісках балок розвинений дюнний і бархани рельєф. На вершинах дюн ростуть сухі і дуже сухі бори з підліском з жовтої акації, в покриві зустрічається ко-виль. Ці бори внаслідок їх сухості часто пошкоджуються соснової п'ядуна.
Стародавні балки стоку проходять по озерним на півночі і лесових рав-нінам на півдні. Контрастність кордонів балок стоку в смузі тайги пов'язана з тим, що болотно-соснові балки стоку змінюються щодо дрени-рова темно-хвойної тайгою; на півдні Західного Сибіру стародавні ложбі-ни, покриті сосновими лісами, межують з розораними лесових рівнинами.
Озерна-льодовикові рівнини широко поширені на північному заході Європейської частіУкаіни. Тут вони утворюють плоскі низькі і ниці ландшафти на стрічкових глинах. Равнинность і слабка водопроні-кливість стрічкових глин є причиною їх періодичної затоплюваних-мости навесні і в дощові сезони року. Плоский рельєф не забезпечує достатнього стоку і дренажу земель. У центральних частинах рівнин фор-міруются сирі і заболочені суборами, а в плоских западинах - мелкозем-лежня мезотрофние болота. Ближче до річок, в зв'язку з деяким улучше-ням дренажу, суборами змінюються сирими і вологими сураменямі. До до-Лінам річок примикає смуга дренованих частин рівнин з вологими рамен.
Прирічні частини озерно-льодовикових рівнин мають нахил до долини ре-ки, дрібну мережу балок і балок, дренуючих землі. Часто ці приречена-ні землі використовуються під ріллі, пасовища і сіножаті. Кращий, дренаж прирічкових рівнин визначається їх нахилом до річки і дренирующим впливав-ням їх улоговини і ложков.