Восточно-Европейские равнины

                                                                 План:                   

1. Климат Восточно-Европейской равнины.
2. Многолетняя мерзлота и воды средней Сибири.
3. Геологическое строение Урала.
4. Многолетняя мерзлота. Современное оледенение.

    Список использованной литературы.

1. Климат Восточно-Европейской равнины

       На климат Восточно-Европейской равнины оказывают влияние ее положение в умеренных и высоких широтах, а также соседние территории (Западная Европа и Северная Азия), Атлантический и Северный Ледовитый океаны. Суммарная солнечная радиация за год на севере равнины, в бассейне Печоры, достигает 2700 мДж/м² (65 ккал/см²), а на юге, в Прикаспийской низменности, 4800-5050 мДж/м² (115-120 ккал/см²). Распределение радиации по территории равнины меняется по временам года. Зимой радиация  меньше, чем летом, и более 60% ее отражается снежным покровом. В январе суммарная солнечная радиация на широте Калининград — Москва — Пермь составляет 50 мДж/м² (около 1 ккал/см²), а на юго-востоке Прикаспийской низменности около 120 мДж/м² (3 ккал/см²). Наибольшей величины радиация достигает летом и в июле ее суммарные значения на севере равнины около 550 мДж/м² (13 ккал/см²), а на юге — 700 мДж/м² (17 ккал/см²).

       Круглый год над Восточно-Европейской  равниной господствует западный перенос воздушных масс. Атлантический воздух летом приносит прохладу и осадки, а зимой — тепло и осадки. При движении на восток он трансформируется: летом становится в приземном слое более теплым и сухим, а зимой — более холодным, но также теряет влагу. За холодное время года из различных частей Атлантики на Восточно-Европейскую равнину приходит от 8 до 12 циклонов. При их движении на восток или северо-восток происходит резкая смена воздушных масс, способствующая то потеплению, то похолоданию. С приходом юго-западных циклонов — атлантико-средиземноморских — на юг равнины вторгается теплый воздух субтропических широт. Тогда в январе температура воздуха может подняться до 5°-7°С и наступают оттепели.

      С приходом на Русскую равнину  циклонов из Северной Атлантики  и Юго-Западной Арктики связано  вторжение холодного воздуха.  Он входит в тыловую часть  циклона, и тогда арктический  воздух проникает далеко на  юг равнины. Арктический воздух  поступает свободно на всю  поверхность и по восточной  периферии антициклонов, медленно  передвигающихся с северо-запада. Антициклоны часто повторяются  на юго-востоке равнины, обусловленные  влиянием Азиатского максимума.  Они способствуют вторжению холодных  континентальных масс воздуха  умеренных широт, развитию радиационного  выхолаживания при малооблачной  погоде, низких температур воздуха  и образованию маломощного устойчивого  снежного покрова.

       В теплый период года, с апреля, циклоническая деятельность протекает  по линиям арктического и полярного  фронтов, смещаясь к северу. Циклональная  погода наиболее типична для  северо-запада равнины, поэтому  в эти районы с Атлантики  часто приходит прохладный морской  воздух умеренных широт. Он  понижает температуру, но в  то же время от подстилающей поверхности нагревается и дополнительно насыщается влагой за счет испарения с увлажненной поверхности.

       Циклоны способствуют переносу  холодного воздуха, иногда арктического, с севера в более южные широты  и вызывают похолодание, а иногда  и заморозки на почве. С юго-западными  циклонами связано вторжение  на равнину влажного теплого  тропического воздуха. Очень теплый, но сухой воздух формируется  в ядрах отрога Азорского максимума. Он может способствовать образованию на юго-востоке равнины засушливых типов погод и засух.

       Положение январских изотерм  в северной половине Восточно-Европейской  равнины субмеридиональное, что связано с большей повторяемостью в западных районах атлантического воздуха и меньшей его трансформацией. Средняя температура января в районе Калининграда составляет -4°С, в западной части территории России около -10°С, а на северо-востоке -20°С. В южной части страны изотермы отклоняются к юго-востоку, составляя -5...-6°С в районе низовьев Дона и Волги.

       Летом почти всюду на равнине  важнейшим фактором в распределении  температуры является солнечная  радиация, поэтому изотермы в  отличие от зимы располагаются  в основном в соответствии  с географической широтой. На  крайнем севере равнины средняя  температура июля повышается  до 8°С, что связано с трансформацией поступающего из Арктики воздуха. Средняя июльская изотерма 20°С идет через Воронеж на Чебоксары, примерно совпадая с границей между лесом и лесостепью, а Прикаспийскую низменность пересекает изотерма 24°С.

       Распределение осадков по территории  Восточно-Европейской равнины находится  в первую очередь в зависимости  от циркуляционных факторов (западного  переноса воздушных масс, положения  арктического и полярного фронтов  и циклонической деятельности). Особенно  много циклонов перемещается  с запада на восток между  55-60° с.ш. (Валдайская и Смоленско-Московская возвышенности). Эта полоса является наиболее увлажненной частью Русской равнины: годовая сумма осадков здесь достигает 700-800 мм на западе и 600-700 мм на востоке.

       На увеличение годовой суммы  осадков важное влияние оказывает  рельеф: на западных склонах возвышенностей  выпадает на 150-200 мм осадков больше, чем на лежащих за ними низменностях. В южной части равнины максимум  осадков приходится на июнь, а  в средней полосе — на июль.

       Зимой образуется снежный покров. На северо-востоке равнины его  высота достигает 60-70 см, а продолжительность  залегания до 220 дней в году. На  юге высота снежного покрова  уменьшается до 10-20 см, а продолжительность  залегания — до 60 дней.

       Степень увлажнения территории  определяют соотношением тепла  и влаги. Ее выражают различными  величинами: а) коэффициентом увлажнения, который на Восточно-Европейской  равнине изменяется от 0,35 в Прикаспийской  низменности до 1,33 и более на  Печорской низменности; б) индексом  сухости, который изменяется от 3 в пустынях Прикаспийской низменности  до 0,45 в тундре Печорской низменности;  в) средней годовой разностью  осадков и испаряемости (мм). В северной части равнины увлажнение избыточное, так как осадки превышают испаряемость на 200 мм и более. В полосе переходного увлажнения от верховьев рек Днестра, Дона и устья Камы количество осадков примерно равно испаряемости, а чем южнее от этой полосы, тем испаряемость все больше превышает осадки (от 100 до 700 мм), т.е. увлажнение становится недостаточным.

       Различия в климате Восточно-Европейской равнины влияют на характер растительности и на наличие достаточно ясно выраженной почвенно-растительной зональности. Б.П. Алисов, учитывая особенности радиационного режима и циркуляцию атмосферы (перенос воздушных масс, их трансформацию, циклоническую деятельность), выделяет на Восточно-Европейской равнине два климатических пояса — субарктический и умеренный, а в их пределах пять климатических областей. Во всех областях происходит увеличение континентальности климата к востоку. Это связано с тем, что в западных районах преобладают процессы, связанные с влиянием Атлантики и более активным циклогенезом, а в восточных районах сказывается влияние континента. Такая закономерность в изменении климата объясняется проявлением секторности.

2. Многолетняя мерзлота и воды средней Сибири.

       Вечная мерзлота - мерзлые горные  породы, характеризующиеся температурой  от 0 и ниже, содержащие в своем  составе лед и находящиеся  в таком состоянии в течение  длительного времени - от нескольких  лет до многих тысячелетий. 

       Зона многолетней мерзлоты простирается  до южных пределов Средней  Сибири и уходит за ее границы,  что существенно отличает среднюю  Сибирь от Западной Сибири. Мерзлота  как бы несет далеко на юг, в умеренные широты, полярные  условия формирования микрорельефа, роста растений, почвообразования  и водного режима. В результате  создаются противоречивые условия  развития органического мира  при холодных грунтах с холодными  грунтовыми водами и высокими  температурами почв и воздуха  летом. 

       Средней Сибири наблюдается вечная мерзлота за исключением южной ее оконечности. Граница спускается от 60 параллели реки Енисей до Восточного Саяна, огибает его и спускается почти до истока Ангары, далее поднимается по Предбайкальской впадине, северной части Северо-Байкальского нагорья, Патомского нагорья к низовью реки Оленька, вдоль Алданского нагорья до среднего течения реки Алдан поднимается до 60 гр. с.ш. и уходит по границе Средней Сибири на север (вдоль устья реки Лена по западной оконечности Верхоянского хребта.)

       В Средней Сибири находятся самые многоводные реки России, в отдельных районах имеется масса озер, в недрах есть воды не только в жидком, но и в твердом состоянии.

       Средняя Сибирь обладает хорошо развитой речной сетью. Это обусловлено значительной приподнятостью и разновысотностью территории, трещиноватостью горных пород, длительным периодом континентального развития, водоупорным эффектом многолетней мерзлоты, глубоким и длительным сезонным промерзанием грунтов. Мерзлота не только препятствует просачиванию влаги в грунт, но и сокращает испарение из-за низкой температуры речных и грунтовых вод. Все это определяет особенности водного баланса Средней Сибири - увеличение стока и прежде всего его поверхностной составляющей и уменьшение испарения по сравнению с аналогичными широтами Русской равнины и Западной Сибири.  

        Средняя густота речной сети превышает 0,2 км/км2 поверхности. Густота речной сети различна в западной, более приподнятой и лучше увлажненной, и восточной части. По уклонам и скорости течения, по строению долин реки Средней Сибири занимают промежуточное положение между горными и равнинными.

        В Средней Сибири расположена большая часть бассейнов рек Енисея и Лены. Кроме них, непосредственно в море впадают такие крупные реки, как Оленек, Анабар, Хатанга, Таймыра, Пясина. Многие притоки Енисея и Лены имеют значительную длину. Четыре из них (Нижняя Тунгуска, Вилюй, Алдан и Подкаменная Тунгуска) входят в число 20 крупнейших рек России. Немногим отстает от них по длине Ангара.

       Характерными чертами гидрологического режима рек Средней Сибири наряду с многоводностью являются исключительная неравномерность стока, краткость и мощность весеннего половодья и маловодность в зимний период, длительность ледостава и мощность ледовых образований, промерзание многих малых рек до дна и широкое развитие наледей. Все эти черты связаны с особенностями климатических условий страны - с ее резко континентальным климатом.

       По водному режиму реки Средней Сибири относятся к восточносибирскому типу. Основными источниками их питания являются талые снеговые и в меньшей мере дождевые воды. Доля грунтового питания очень невелика из-за широкого распространения мерзлоты и составляет от 5 до 10% годового стока. Лишь на крайнем юге она возрастает до 15-20%. Источники питания определяют и неравномерное внутригодовое распределение стока. От 70 до 90-95% годового стока приходится на теплый период (4-6 месяцев). Главная масса воды проходит во время короткого и бурного весеннего половодья. На юге это происходит в конце апреля, на большей части территории - в мае, а в Заполярье - в начале июня. Снега тают в течение двух-трех недель. Промерзшие грунты не впитывают талых вод, которые быстро сбрасываются в реки.

       Подъем воды в реках в период половодья составляет в среднем 4-6 м. А на главных реках, где много талых вод приносят притоки, половодье в нижнем течении достигает колоссальных размеров. С этим связан необыкновенно высокий уровень пойм на среднесибирских реках.

       В летне-осенний период дожди, таяние мерзлоты и наледей поддерживают уровень воды в реках, поэтому для Средней Сибири характерна не летняя, а зимняя межень, когда реки получают скудное питание лишь за счет подземных вод. Уровень воды в реках заметно понижается уже с первыми заморозками. Постепенное промерзание грунтов все более снижает поступление грунтовых вод в реки. Маловодье и замедление течения рек приводят к сильному переохлаждению речных вод и образованию мощного льда.

       Замерзание среднесибирских рек происходит весьма своеобразно. Лед сначала образуется не на поверхности воды, а на дне, на переохлажденной гальке, а затем поднимается к поверхности.

       Ледостав на реках большей части территории наступает в октябре, а южных реках - в начале ноября. Лишь стремительная Ангара местами остается свободной ото льда до декабря, а иногда и до января. Мощность льда на реках достигает 1-3 м. Мелкие реки промерзают до дна. На многих реках образуются ледяные перемычки на перекатах, в результате чего река превращается в цепь озер, приуроченных к речным плесам. Если вода в таких озерах насыщена кислородом, то они представляют собой «рыбные садки», при недостатке кислорода - загнивающие омуты.

       Ледоход на сибирских реках - грандиозное зрелище. Река несет огромные массы льда. На суженных участках речных долин образуются огромные ледяные заторы. Поднятый с перекатов лед несет вмерзшие в него гальку и глыбы траппов объемом 12-15 м3, т. е. весом более 30 т.

       Чрезвычайно распространенным явлением, особенно в северной части Средней Сибири, являются наледи. Воды наледей затопляют покрытые льдом русла рек, речные поймы и целые долины, образуя огромные ледяные поля. Из года в год наледи образуются на одних и тех же местах. Начинают возникать наледи в декабре-январе, а наибольших размеров достигают в марте. В это время мощность льда в наледях может составлять 3-4 м. Образование наледей связано с сужением живого сечения реки при промерзании аллювиальных наносов и возрастании мощности льда на поверхности реки. Вода течет, как в ледяной трубе, и при увеличении давления прорывается либо вверх - образуется речная наледь, либо вниз - подпирает грунтовые воды, которые поднимаются и изливаются по трещинам на поверхность поймы. Так возникает грунтовая наледь. Наиболее часто наледи образуются выше ледяных перемычек и там, где река разбивается на рукава среди обширных площадей галечников. Летом они постепенно тают и служат дополнительным источником питания рек. Крупные наледи могут сохраняться все лето.

       На больших реках с мощными аллювиальными отложениями, большой площадью живого сечения и достаточно глубоким залеганием мерзлоты наледи не развиваются.

       В Средней Сибири озер меньше, чем в Западной Сибири, и распространены они очень неравномерно. Большой озерностью отличаются Северо-Сибирская и Центральноякутская низменности, где преобладают небольшие и неглубокие термокарстовые озера. Крупные озера в котловинах ледниково-тектонического происхождения находятся на плато Путорана: Хантайское, Хета, Лама и др. Эти озера - глубокие, длинные и узкие. Самым крупным в Средней Сибири является озеро Таймыр, расположенное у южного подножия гор Бырранга. Оно занимает тектоническую котловину, обработанную ледником. Площадь озера 4560 км2, максимальная глубина - 26 м, а средняя - около 3 м.

       Около 75% территории Средней Сибири занимает Восточно-Сибирский артезианский бассейн. Он состоит из четырех бассейнов второго порядка: Тунгусского, Ангаро-Ленского, Хатангского (Северо-Сибирского) и Якутского. Артезианские воды являются напорными. Они залегают на различной глубине под толщей мерзлоты в коренных породах разного возраста. Среди подмерзлотных вод есть пресные, солоноватые и рассолы. Обычно с глубиной соленость вод возрастает. Наиболее минерализованные воды, часто представляющие собой рассолы с содержанием солей до 500- 600 г/л, приурочены к соленосным отложениям девона и нижнего кембрия.

      Многолетняя мерзлота затрудняет формирование и циркуляцию подземных вод, однако и в ее толще есть водоносные горизонты и линзы в пределах таликов. Чаще всего эти межмерзлотные воды приурочены к подрусловым и подозерным таликам. Надмерзлотные воды представлены грунтовыми водами деятельного слоя. Эти воды пополняются за счет атмосферных осадков и имеют минерализацию менее 0,2- 0,5 г/л воды. В холодный период надмерзлотные воды замерзают. Во время замерзания водоносного горизонта образуются бугры пучения и наледи.

3.    Геологическое строение Урала.

       В неоген-четвертичное время на  Урале наблюдались дифференцированные  тектонические движения. Происходило  дробление и перемещение отдельных  глыб на различную высоту, что  привело к возрождению гор. Западная мегазона, включая Уралтауский антиклинорий, почти на всем протяжении Урала более приподнята и характеризуется горным рельефом, тогда как восточная мегазона представлена пенепленом или мелкосопочником с отдельными горными массивами (восточные предгорья). Наряду с разрывными дислокациями, ведущую роль среди которых сыграли продольные разломы, на Урале проявились и широтные волнообразные деформации — часть аналогичных волн Восточно-Европейской и Западно-Сибирской равнин. Следствием этих движений явилось чередование повышенных (соответствующих гребням волн) и пониженных (соответствующих подошве) участков гор вдоль их простирания.

       На Урале отчетливо прослеживается  соответствие геологического строения строению современной поверхности. Для нее характерна продольно-зональная структура. С запада на восток здесь сменяют друг друга шесть морфотектонических зон. Каждая из них характеризуется своей историей развития и отложениями определенного возраста и состава, сочетанием полезных ископаемых и особенностями рельефа.

       Предуральский краевой прогиб отделяет складчатые структуры Урала от восточного края Русской плиты. Поперечными горстообразными поднятиями (Каратау, Полюдов Камень, Чернышева, Чернова) прогиб разделен на отдельные впадины: Бельскую, Уфимско-Соликамскую, Северо-Уральскую (Печорскую), Воркутинскую (Усинскую) и Каратаихскую. Наиболее глубоко опущены южные районы Бельской впадины. В Уфимско-Соликамской впадине мощность отложений, выполняющих прогиб, сокращается до 3 км, но вновь возрастает до 7-8 км в Воркутинской впадине.

       Прогиб выполнен толщей преимущественно  пермских отложений — морских  (в низах) и континентальных  (в верхней части разреза). В  Бельской и Уфимско-Соликамской впадинах в отложениях нижней перми (кунгурский ярус) развита соленосная толща мощностью до 1 км. К северу она замещается угленосной.

       Прогиб обладает асимметричным  строением. Наиболее глубок он в восточной части, где на всем его протяжении преобладают более грубые отложения, чем в западной. Отложения восточной части прогиба смяты в узкие линейные складки, часто опрокинутые на запад. Во впадинах, где развита кунгурская соленосная толща, широко представлены соляные купола.

       С краевым прогибом связаны  месторождения солей, угля и  нефти. В рельефе он выражен  низкими и возвышенными предгорными  равнинами Предуралья и низкими  грядами.

      Зона синклинориев западного склона (Зилаирский, Лемвильский и др.) непосредственно примыкает к Предуральскому краевому прогибу. Она сложена осадочными породами палеозоя. Наиболее молодые из них — карбоновые (преимущественно карбонатные) распространены в западной части, примыкающей к краевому прогибу. К востоку они сменяются сланцами девона, карбонатными толщами силура и довольно сильно метаморфизованными, со следами вулканизма отложениями ордовика. Среди последних встречаются дайки магматических пород. Количество вулканогенных пород возрастает к востоку.

       В зону синклинориев входит также Башкирский антиклинорий, соединяющийся своей северной оконечностью с антиклинорием Уралтау, а на юге отделенный от него Зилаирским синклинорием. Сложен он толщами рифея. По своему строению он ближе к структурам следующей морфотектонической зоны, но территориально расположен в данной зоне.

Полезными ископаемыми  эта зона бедна. Здесь имеются  лишь строительные материалы. В рельефе  она выражена короткими краевыми хребтами и массивами Урала, Высокой  Пармой и Зилаирским плато.

       Уралтауский антиклинорий образует осевую, наиболее высокую часть горного сооружения Урала. Он сложен породами доордовикского комплекса (нижнего структурного яруса): гнейсами, амфиболитами, кварцитами, метаморфическими сланцами и др. В антиклинорий развиты сильно сжатые линейные складки, опрокинутые на запад или на восток, что придает антиклинорию веерообразное строение. Вдоль восточного склона антиклинория проходит Главный Уральский глубинный разлом, к которому приурочены многочисленные интрузии ультраосновных пород. С ними связан большой комплекс полезных ископаемых: месторождения никеля, кобальта, хрома, платины, уральских самоцветов. С толщей рифейских отложений связаны месторождения железа.

       В рельефе антиклинорий представлен узким меридионально вытянутым хребтом. На юге он называется Уралтау, севернее — Уральский хребет, еще дальше — Поясовый Камень, Исследовательский и т.д. Этот осевой хребет имеет два изгиба к востоку — в районе Уфимского горста и Большеземельского (Усинского) свода, т. е. там, где огибает жесткие глыбы Русской плиты.

     Магнитогорско-Тагильский синклинорий протягивается вдоль всего Урала вплоть до побережья Байдарацкой губы. Он сложен осадочно-вулканогенным комплексом ордовика-нижнего карбона. Здесь распространены диабазы, диабаз-порфиры, туфы, разнообразные яшмы (зеленые, мясо-красные и др.), обширные кислые интрузивные тела (трахиты, липариты), кое-где очень сильно метаморфизованные известняки (мраморы). В приразломных зонах, ограничивающих синклинорий, встречаются интрузии ультраосновных пород. Все породы сильно рассланцованы. Часто породы подвергались гидротермальному изменению. Это — медноколчеданная полоса, где имеются сотни месторождений меди. К контакту гранитов с известняками нижнего карбона приурочены месторождения железных руд. Есть россыпное золото и уральские самоцветы (драгоценные и полудрагоценные камни).

       В рельефе данная зона представлена короткими хребтами и отдельными массивами высотой до 1000-1200м и выше, расположенными среди обширных понижений, по которым проложены долины рек.

       Урало-Тобольский, или Восточно-Уральский, антиклинорий прослеживается вдоль всего складчатого сооружения, но в состав Уральской горной страны входит лишь его южная часть, так как севернее Нижнего Тагила он скрывается под покровом мезокайнозойского чехла Западно-Сибирской плиты. Он сложен сланцевыми и вулканогенными толщами палеозоя и рифея, пронизан интрузиями гранитоидов преимущественно верхнепалеозойского возраста. Подчас интрузии имеют громадные размеры. С ними связаны месторождения железа высокого качества и золота. Здесь же прослеживаются короткие цепочки ультраосновных интрузий. Широко распространены уральские самоцветы.

       В рельефе антиклинорий представлен увалистой полосой восточных предгорий и Зауральским пенепленом.

       Аятский синклинорий входит в состав Урала лишь своим западным крылом на крайнем юге региона. Севернее и восточнее он перекрыт мезокайнозойским осадочным чехлом. Сиклинорий сложен сильно раздробленными и перемятыми отложениями палеозоя, прорванными магматическими породами разного состава, выступающими из-под покрова палеогеновых отложений. Здесь развиты узкие грабенообразные впадины, заполненные триасовыми и нижнеюрскими отложениями туринской и челябинской серий. С последней связаны месторождения угля. В рельефе Аятский синклинорий представлен как часть Зауральского плато.

       Таким образом, морфотектонические зоны Урала отличаются друг от друга геологическим строением, рельефом и набором полезных ископаемых, поэтому природно-зональная структура Урала прекрасно читается не только на геологической карте, но и на картах полезных ископаемых и гипсометрической.

4. Многолетняя мерзлота. Современное оледенение.

        Многолетняя мерзлота, представляющая  собой толщу многолетне-мерзлых горных пород, распространена на площади около 11,1 млн км2. Мерзлота мощностью не менее 200–500 м занимает Ямал, Гыданский полуостров, северную часть Средней Сибири (заходит несколько южнее широты г. Якутска) и преобладающую часть Северо-Восточной Сибири. Южнее среди многолетней мерзлоты встречаются острова талого грунта. Южная граница многолетней мерзлоты на Восточно-Европейской равнине проходит несколько южнее полярного круга, в Западной Сибири, на междуречье Оби и Енисея, опускается до 60° с.ш., а восточнее Енисея уходит на юг, к горам Южной Сибири, и окаймляет их с юга. Многолетняя мерзлота известна в горах Памира, Тянь-Шаня, Сихотэ-Алиня и Бол¬шого Кавказа.

       Многолетняя мерзлота – древнее  плейстоценовое образование, о  чем свидетельствуют находки  хорошо сохранившихся в ней  трупов мамонтов. Современные климатические  условия (холодная малоснежная  зима и короткое лето) в местах  ее распространения способствуют  сохранению этого реликта.  
       Температура многолетнемерзлых пород на севере полуострова Таймыра на глубине 15–20 м составляет около –12°С, при движении к югу она повышается, на южной границе своего распространения приближается к 0°С и даже становится положительной, достигая местами 2°С.  
В толще многолетнемерзлых пород, несмотря на отрицательную их температуру, нередко циркулируют пресные надмерзлотные, межмезлотные и под мерзлотные воды, которые связаны между собой водотоками. Иногда эти воды выходят в русла рек, что при суровых зимах приводит к образованию наледей.

       Многолетняя мерзлота оказывает  влияние на развитие отдельных  компонентов природной среды  и формирование ландшафтов в  целом. Она предопределяет появление  термокарстовых форм рельефа  на относительно ровных участках  и солифлюкционных (натечных) образований  на склонах с чехлом рыхлых  отложений. В местах ее развития  образуются гидролакколиты (бугры пучения), возникают полигональные формы вертикально направленными ледяными клиньями.

       На пространстве, захваченном многолетней  мерзлотой, распространены мерзлотные  типы почв. Их избыточное увлажнение  в нижней части профиля и  низкая температура в течение  вегетационного периода воздействуют  на функционирование корневой  системы растений, что отражается  на видовом составе растительности  и ее продуктивности, на состоянии  биоты, затрудняет возделывание сельскохозяйственных культур.

       Термокарстовые и гидродинамические  процессы, протекающие в многолетнемерзлых  породах, необходимо учитывать  при сооружении дорог, плотин, мостов, туннелей и т.д.

       Современные  ледники на территории России  занимают сравнительно небольшую  площадь -  около 60 тыс. км2. Тем не менее, значение их в природе и жизни человека велико. В них заключены большие запасы пресных вод, они – важнейшие источники питания многих рек в аридных районах. Основная площадь современного оледенения (56970 км2) приходится на острова российского сектора Арктики. Объем льда в ледниках Арктики в перерасчете на воду около 16 500  км3, что почти в четыре раза больше годового стока рек России. Граница питания арктических ледников лежит низко, на высоте 200-700 м. Преобладает покровное оледенение в виде ледниковых щитов и куполов с выводными ледниками. Крупнейший из ледниковых щитов находится на Северном острове Новой Земли. Его протяженность 340 км при ширине 70 км. Кромка щита частично находится на плаву, поэтому трудно точно установить береговую линию арктических островов. Средняя толщина льда в ледниковых покровах колеблется от 100 м на Земле Франса-Иосифа до 300 м на Новой Земле. Местами (Новая Земля) встречаются долинные и каровые ледники альпийского типа.   

 В умеренных широтах  распространены горные ледники.  Они начинают формироваться значительно  ниже климатической снеговой  границы. Климатическую снеговую  границу рассматривают как «уровень 365» (Г.К.Тушинский), на котором  снег на незатененной горизонтальной  поверхности лежит все 365 дней  в году. Вследствие различной  экспозиции  склонов и метелевого перераспределения снега ледники в горах начинают появляться на «уровне 220-260». Разница между климатической и реальной снеговой границей измеряется обычно сотнями метров, но местами превышает 1500 м (Камчатка – 1650 м).