Сортування кам’янистого матеріалу й досі не має однозначного пояснення. Проте загальними ознаками, на думку більшості дослід­ників, воно виглядає так.

О сновним процесом, який є основою сортування матеріалу, пред­ставленого різними уламками, є процес виморожування. Його за­знають усі види уламків, проте найактивніше цей процес впливає на уламки найбільшого розміру. Саме вони найшвидше опиняються на поверхні завдяки замерзан­ню і таненню води у діяльно­му шарі. За такої ритмічної зміни агрегатного стану води відповідні зміни об’єму порід зумовлюють повільне, незнач­ними поштовхами «витискан­ня» уламків у бік найменшого опору — до поверхні. З появою на поверхні уламки починають просуватися до меж конкрет­ного полігона завдяки сезонній зміні агрегатного стану води.

Першими їх досягають улам­ки найбільших розмірів, утво­рюючи обрамлення, подібне на медальйон.

Рис. 78. Кам’янисті смуги (я), ка­м’янисті кільця (б) та кам’янисті багатокутники (в)

У формуванні зазначених форм рельєфу бере участь ще один про­цес — інволюція (від англ. involving — втягнення). Це утворення значної групи текстур (цим терміном позначають сукупність ознак будови гірських порід, зумовлених орієнтуванням і відносним розмі­щенням компонентів породи), які виникають не лише у консолідова­них породах, а й у пухких відкладах під впливом чергування про­цесів замерзання — танення. У найпростішому випадку механізм інволюції полягає в тому, що під час осіннього похолодання вода, яка міститься у діяльному шарі між покрівлею мерзлих порід і фронтом промерзання, зазнає такого кріостатичного тиску, що проривається на поверхню, виносячи із собою грунтову масу, переважно дрібнозерни­сту, яка замерзає у вигляді горба. Під час потепління такий земляний горб осідає і глиниста маса, винесена з глибини діяльного шару, опи­няється у центрі полігона. Тому на глибині діяльного шару гірські породи виявляються дислокованими, зі зміненим виглядом свого пер­винного розміщення і співвідношенням окремих частин. Отже, відбу­вається втягнення уламків, різних за розмірами, у процес мерзлотно­го деформування порід, внаслідок чого утворюються своєрідні тек­стури.

Кам’янисті смуги та смуги, складені дрібнозернистим мате­ріалом. Утворюються на спадистих поверхнях схилів, де зазначе­ні процеси ускладнюються повільною течією діяльного шару — соліфлюкцією. Під виливом останньої кам’янисті багатокутники на­бувають довгастої форми, витягуючись униз по схилу, а якщо він стрімкий — перетворюються на щебенисті й глинисті смуги, які чер­гуються між собою (рис. 79). Ширина смуг варіює від 5—10 см до 3 — 5 м.

112. 

113. Рис. 79. Соліфлюкційні язики і потоки на схилі

Форми спучування (гідролаколіти) та полії. Припускають, що вода, яка виступила на поверхні льоду, має замерзнути, утворивши нерівну, горбисту поверхню на попередньо рівній поверхні льоду. Саме так виглядає процес утворення форм, які російською мовою називають «наледь», а якутською — «тарин*. Проте у суворих умо­вах сибірських зим вода на поверхні льоду з’являється з інших при­чин, ніж в умовах України. Там узимку у разі сильних морозів (до -30 — 40°) на поверхню льодового покриву, утвореного на річці, або на поверхню її терас, або взагалі на поверхню поза долиною знизу виливається вода (з ріки чи з грунту), яка одразу замерзає. Повторю­ваність цього процесу зумовлює формування льодового пагорба, роз­міщеного у місці виливу води (у руслі, на терасі, під схилом, на ме­жиріччі тощо). Ця група форм рельєфу, поверхню якого складають льодові маси, є наземними поліями — водою, що виступила на повер­хню льоду.

У творення річкового полію починається зі спучування у вигляді пагорба на поверхні річкового льоду. Надалі він розтріскується, даю­чи вихід річковій воді, яка перебуває у русі внаслідок існування льо­дового покриву під динамічним тиском. Тріщини на поверхні па­горбів річкових поліїв зазвичай мають радіальне розміщення і шири­ну від кількох сантиметрів до 0,5 м. Після розтріскування поверх­ні пагорба вода повністю витікає з-під нього.

З настанням теплого сезону річкові полії руйнуються і фор­муються численні звивисті стру­мочки талої води, які розрізають тіло полію, причому танення відбувається не тільки згори, а й знизу, під впливом теплоти води, що збереглося в руслі. У цьому разі з-під товщі льоду подібно до фронтальної частини гірського льодовика витікає русловий потік (рис. 80), який промиває собі

Рис. 80. Полій на річці Сакукан (Ста­нове нагір’я), з-під гроту якого ви­тікає русловий потік (фото В. Сте- цюка)

шлях (у вигляді каньйона) під товщею льоду задовго до своєї появи на поверхні.

Ось як описує свої враження про огляд полію В. Стецюк. «Пря- | муючи руслом, розміщеним під кількадесятметровою товщею льоду, ] відчуваєш непередавані враження. Спочатку грот, по дну якого тече вода, весело видзвонюючи по галечнику в річковому руслі, має досить значний поперечник — близько 6 м. Сонячне світло майже відсутнє, проте деяка частина його все-таки досягає гроту й огортає все навко­ло прозорою синявою. Поперечник гроту-русла поступово зменшується, покрівля льоду притискає тебе до землі, чи точніше — води, сонячне проміння пронизує вже більшу товщу льоду, і потім ніби поринаєш у глибоко фіолетову пітьму. Бредеш навпомацки, намагаючись трима­тися дна руслового потоку, повільно пересуваючи ноги. Врешті-решт майже цілковита тиша, за винятком плюскотіння води, і дивна кольо­рова пітьма так лякають, що без вагань повертаєш назад і за деякий час знову радієш усім кольорам природи (долина Західного Сакука- ну, права притока р. Калар, Станове нагір’я, 1969 р.)».

Крім того, спостерігається явище замерзання підземних вод, які залягають відносно близько до поверхні. У такому разі льодове ядро у гірських породах зумовлює спучування поверхні, складеної міне­ральними масами, внаслідок чого формується виразне підвищення — пагорб. Для визначення цього явища вживають різні терміни: пагор­би спучування якути називають булгуньяхами, північноамериканські ескімоси — пінго, а науковці — гідролаколітами.

Під час формування пагорбів спучування спостерігається процес, подібний до утворення поліїв, проте у цьому разі прориву підземних вод на поверхню не відбуваються. Замерзання підземних вод призво­дить до спучування товщі гірських порід, розміщених над горизон­том підземних вод. Утворення деяких пагорбів має сезонний харак­тер, а їхнє льодове ядро руйнується упродовж наступного літа, тому такі пагорби належать до поліїв, сформованих підземними водами.

За умови, що виливу підземних вод не відбувається, виникають па­горби спучування, які існують упродовж тривалого часу, оскільки тем­пературний режим маси деформованих гірських порід і підземного льодового ядра є подібним на режим товщі мерзлих порід геокріо- літозони. Пагорби можуть сягати значних розмірів — до 20 — 40 і навіть 70 м заввишки і до 150 — 200 м у поперечнику. Вони характе­ризуються значною тривалістю існування: їх зростання відбувається упродовж десятків, а іноді — сотень років, такими самими тривалими є терміни природного руйнування.

114. 

115. б

За формою гідролаколіти зазвичай мають вигляд округлого чи овального куполоподібного горба (рис. 81, а) з досить крутими (40 — 50°) схилами та ледь приплюснутою вершиною. Іноді спостерігаєть­ся деяка асиметричність. Здіймаючись серед рівнинних просторів, такі горби виділяються на горизонті своїми різкими профілями з відстані, що становить десятки кілометрів.

За топографічним положенням великі гідролаколіти приурочені переважно до низовинних заболочених просторів, займаючи днища озерних котловин зі спущеними або повністю заповненими торфом озерами (рис. 81, б).

Форми, спричинені нівальиим вивітрюванням та альтипланацією. На схилах численних вершин гір Уралу та Південного Сибіру у так званій зоні гольців (округлі вершини гір Південного Сибіру часто позбавлені деревної і чагарникової рослинності. За відсутності грун- тово-рослинного покриву кристалічні породи, з яких вони складені, зазнають різких коливань температури, властивих гірським областям, тому відбуваються інтенсивні процеси температурного і морозного вивітрювання) можна спостерігати нагірні тераси, вироблені у ко­рінних породах гірських схилів, субгоризонтальні та горизонталь­ні ділянки яких зрізають гірські породи по одній площині, незва­жаючи на умови залягання їхніх структурних елементів. Схили, на яких розміщено кілька ярусів таких терас, мають ступінчастий ви­гляд. З ними часто морфологічно поєднується плоска, вершинна по­верхня гір, яка нагадує плато, з кількома невисокими останцями різ­ної величини.

Яруси нагірних терас не займають певного висотного рівня на схилах тієї самої вершини чи суміжних вершин, а розміщуються без­ладно. На узбережжі Чукотки (широта близько 69°), за спостережен­нями В. Обручева, вони спускаються до самого підніжжя гір. А на Яблоневому хребті Забайкалля (широта 51—53°), зона поширення терас розміщена на висотах між 1700 і 2500 м. Приблизно до такої самої висоти вона досягає на Становому нагір’ї (рис. 82).

Утворення нагірних терас характерне для висотної зони, якій властиві певні особливості клімату. На теренах Сибіру, Північно- Східного Сибіру і гір Південного Сибіру цю зону називають зоною гольців. Тут найактивнішими процесами формування рельєфу є мо­розне та ніваційне вивітрювання, до яких додається соліфлюкція, зу­мовлена присутністю на незначній глибині порід багаторічної мерз­лоти.

Нагірні тераси формуються на породах різного літологічного й петрографічного складу: магматичних, метаморфічних і осадових, проте на щільних скелястих породах тераси мають найвиразнішу морфо­логічну структуру. Так, у межах хребта Удокан, де зона гольців пред­ставлена гірськими породами магматичного і метаморфічного поход­ження, зокрема базальтовими покривами, нагірні тераси окреслені різким уступом (ухил до 40 — 50°), складеним великими уламками

(до 0,5—1,0 м у поперечнику) із майже горизонтальною поверхнею тераси.

Процес формування нагірних терас такий: місцем їхнього зарод­ження можуть бути первинні нерівності схилів гір, які виникають за різних причин: ніваційні незначні уступи по краях сніжників, місця зриву гірських обвалів, тектонічні уступи тощо. У таких місцях на певному рівні на схилі внаслідок морозного вивітрювання утворюється спочатку незначна за розмірами ніша, яка надалі поглиблюється і просувається всередину гірського масиву у вигляді задньої стінки кару під час гляціальних процесів. Цьому сприяє нагромадження в такій ніші снігу, який, танучи і надалі замерзаючи, зумовлює зволо­ження поверхні кристалічних порід, проникнення талих вод у тріщи­ни і зумовлює процес інтенсивного морозного вивітрювання. За відсут­ності цілорічного снігового покриву і наявності багаторічної мерзло­ти морозне вивітрювання є особливо інтенсивним. Таке місце назива­ють сніговим забоєм (за аналогією з нижніми або фронтальними частинами гірничих виробок — шурфів, свердловин, шахт, штолень тощо). У межах уступу, де відбувається просування і розширення площі нагірної тераси, кристалічні породи, які зазнають руйнування, завжди перебувають у «свіжому стані», не вкриті чохлом продуктів вивітрювання і тому легко зазнають подальшого перетворення. Ве­ликі уламки, утворені внаслідок руйнування, поступово сповзають до підніжжя уступу (під дією власної маси і сезонного або добового замерзання—танення діяльного шару порід багаторічної мерзлоти).

Слід зазначити, що діяльний шар в області поширення кристалічних порід має свої особливості функціонування. Це не водонасичеиий шар, а зона поширення поверхневих тріщин у кристалічних породах та зона ритмічного нагрівання —охолодження їхньої поверхні, вна­слідок чого на ній осідають краплі води, яка, замерзаючи, сприяє руху кристалічних уламків донизу. Причому біля підніжжя уступу їхній рух не припиняється.

Ділянка нагірних терас вище від зрізу корінних порід, ухил якої становить 3 — 5°, вкрита тонким (2 — 5 м) шаром продуктів вивітрю­вання, що вже на глибині від кількох десятків сантиметрів до 1,5 — 2,5 м скуті багаторічною мерзлотою. Верхній шар цього елювію, який тане влітку (власне, діяльний шар), забезпечує соліфлюкційний рух продуктів руйнування у напрямі ухилу поверхні (рис. 83). Поверх­невий уламковий матеріал зазвичай складається із гострокутного щебеню і брил з певною домішкою суглинистого матеріалу. Просува­ючись по поверхні нагірної тераси, уламковий матеріал, врешті-решт, опиняється на схилі і продовжує рух по ньому у вигляді колювіальних розсипів. Після досягнення днища найближчої долини біля підошви схилу формується потужний соліфлюкційний шлейф, складений уже добре переробленими уламками, зі значно більшим умістом дрібних фракцій уламків. Це — акумулятивна тераса, утворення якої пов’яза­не з процесом формування верхньої денудаційної нагірної тераси.

Згідно з даними спостереження, відбувається не тільки швидке регресивне зміщення («задкування») уступу терас і зростання їхньої

118. 

119. Рис. 83. Ілюстрація процесу утворення ніваційної заглибини (за W. Lewis, 1939)

ширини, а й поступове зниження поверхні. Останній процес значно повільніший унаслідок захищеності корінних порід шаром пухкого матеріалу. Припускають, що вершинні частини гір можуть таким чином зазнавати зрізування на всьому їхньому просторі, що зумов­лює утворення рівних поверхонь, які нагадують плато. При цьому серед рівних вершинних поверхонь (рівнів альтипланації) можна побачити останці знищених гірських мас у вигляді ізольованих острів­них височин з крутими, подекуди прямовисними схилами і плоскою вершиною. Альтипланація (від лат. аНш — високий; рІапаНо — вирівнювання) — формування плоских поверхонь на певній висоті. Згодом вони також зруйнуються. У літературі їх називають топами, або тумпами.

Термокарстові форми. Суть явища термокарстових процесів

І. Щукін (1964) трактує як танення підземного льоду, який міститься у пухких гірських породах, що супроводжується місцевим просідан­ням та утворенням знижень земної поверхні. Отже, подібність зі справжнім карстом простежується тільки у зовнішніх морфологіч­них ознаках (особливо тих, які стосуються поверхневого карсту), а суть процесів є різною.

Як і під час справжніх карстових процесів, так і під час термокар­стових з масиву гірських порід витісняється певний їхній об’єм, 1ЦО стає можливим завдяки переходу води з кристалічного стану в рідкий. Унаслідок пластичності, зумовленої присутністю надлишку води, змен­шується об’єм породи та її маса. Це виявляється у формуванні на земній поверхні компенсаційних знижень різної форми і розмірів, які, власне, і є формами термокарстових процесів. Тому основною причи­ною здійснення цих процесів є танення мерзлих пухких гірських порід.

Причинами, що зумовлюють танення мерзлих порід і виникнення просідань і провалів, є такі.

Кліматичні. Вони домінували па початкових етапах вивчення кріо­генних процесів у зоні поширення порід багаторічної мерзлоти. За­гальне потепління, підвищення середньорічної температури зазвичай спричинювало деградацію мерзлоти, що виявлялося, зокрема, у поси­ленні термокарстових процесів. Це явище є цілком імовірним і відбу­валося впродовж голоценового періоду завдяки нетривалим коли­ванням клімату. За таких умов локальне просідання певних ділянок могло зумовлюватися підвищеним умістом підземного льоду порівняно з навколишніми просторами, що було спричинене особливостями фор­мування гірських порід.

Пізніше виникла гіпотеза щодо розвитку термокарстових процесів. Зокрема у Центральній Якутії, за незмінної середньорічної темпера­тури повітря внаслідок посилення континентальності клімату, пов’я­заного із загостренням температурних контрастів літнього і зимового сезонів. У разі теплішого літа ставало можливим глибше сезонне танення порід, яке поширювалося дещо глибше діяльного шару, що і призводило до сильнішого просідання земної поверхні.

Мають значення також інші кліматичні чинники — щільність і висота снігового покриву, що змінюються з року в рік і призводять до виникнення умов, унаслідок яких зменшується глибина сезонного про­мерзання і збільшується глибина танення.

Місцеві. Вони порушують тепловий режим мерзлих порід і сприяють утворенню термокарстових форм рельєфу на обмежених ділянках. Прикладом можуть бути замкнені зниження рельєфу, де є різні за розмірами озерні акваторії. Вода у замкнених водоймах про­грівається швидше, ніж мерзлі мінеральні маси порід діяльного шару, і має теплоємність, яка вп’ятеро перевищує таку для сухих порід. Тому в будь-якій замкненій водоймі влітку нагромаджується набага­то більше тепла, яке зумовлює танення мерзлих порід, що є ложем водойми. Танення може поширюватися вглиб та вшир, захоплюючи сусідні ділянки із жильним льодом, що зумовлює злиття мерзлотних полігонів і значне розширення акваторій озер.

Техногенні. Виникають у разі порушення цілісності грунтового і рослинного покриву технічними засобами під час господарської діяль­ності в геокріолітозоні. Це призводить до застою талих вод у пер­винних мікроформах рельєфу, утворених пересуванням гусеничного транспорту, перетягуванням з місця на місце устаткування геологіч­них розвідувальних свердловин, прокладанням комунікацій без на­лежного врахування термічного режиму мерзлих порід тощо. Загаль­ним результатом є поступове сезонне збільшення площ, на яких відбу­вається просідання земної поверхні й формування озерних водойм, ерозійних процесів, термічної абразії тощо.

Термокарстові процеси можуть тривати впродовж різного часу. В одних випадках танення мерзлих порід може зупинитися через кілька сезонів, а утворені під час цих процесів озера почнуть заростати й перетворюватися на торфовища, в інших — розмерзання може трива­ти надто довго, що зумовить утворення таликів. Важливу роль у розвит­ку термокарстового процесу відіграє рельєф, зокрема тоді, коли маса талих вод, що нагромаджуються у термокарстовій котловині, має змо­гу вільно стікати, залишаючи западину сухою, при цьому не відбу- 280

рис. 84. Полігони, обмежені ва­ликами і зайняті талими водами (фото А. Уошборна)

в ається зігрівання мерзлих порід і їхнє танення призу­пиняється.

Форми термокарстових знижень є досить різномані­тними і залежать від бага­тьох чинників — літологіч­них, метеорологічних, гідро­логічних тощо.

Термокарстовий процес, розпочавшись під неглибокими озерцями центральних частин полі­гонів, обмежених валиками (рис. 84), поступово поширюється і на жильний лід, що спричинює виникнення значних за площею озер. Якщо таке озеро пізніше буде осушене, наприклад унаслідок його перехоплення регресивною ерозією ріки, остання дренує озерну во­дойму і воно перетвориться на плоске зниження розміром від де­сятків метрів до кількох кілометрів у поперечнику. У Большезе- мельській тундрі такі зниження називають хасиреями. Вони сполу­чені між собою річковими долинами, заповнюються талими водами на короткий час і весь теплий сезон вкриті луговою рослинністю.

У Центральній Якутії значно більші за розмірами озерні знижен­ня називають аласами. Слід зазначити, що западини такого типу мо­жуть виникати тоді, коли термокарстовий процес починається з та­нення жильного льоду. У районах із різко континентальним кліма­том полігональна мережа жильного льоду має чарунки розмірами від кількох до 10—15 метрів. За таких розмірів блоки полігонального рельєфу руйнуються так швидко, що танення мерзлих порід і руйну­вання валиків, які обмежують полігони, призводить до формування надто великих за розмірами западин у вигляді аласів. На певних стадіях цього процесу центральні частини полігонів перетворюються на окремі пагорби заввишки кілька метрів, які якути називають бай- джерахами.

Танення може зазнавати не лише суцільна товща мерзлих порід, а й окремі її складові — льодові жили і клини, гідролаколіти тощо, тому танення льодового ядра гідролаколіту, просідання й провал його склепіння у літній час також є термокарстовим явищем.

4.5.3. Практичне значення вивчення багаторічної мерзлоти

До недавнього часу дослідження мерзлотних явищ майже не про­водилися, тому в знаннях щодо цих процесів є чимало прогалин. Однією із причин для проведення наукових досліджень у геокріолі- тозоні була Друга світова війна, коли стало очевидним, що військово- стратегічні завдання щодо полярних областей, зокрема завдання бу­дівництва у високих широтах, не можуть бути вирішені без знання суті кріогенних процесів. Подальше протистояння під час «холодної війни» двох супердержав також посилило інтерес до кріолітозони. Додатковими стимулами вивчення кріогенних процесів стало відкриття тут багатющих родовищ корисних копалин (нафта і газ Західного Сибіру, Печорської і Вілюйської низовин, золото Забайкалля й Коли­ми, алмазів Якутії, мідних руд Удокану тощо). Досить значущими є родовища мінеральної сировини і в Північній Америці — нафта, газ і золото Аляски, руди Канадського щита тощо.

Тому практичне значення вивчення гірських порід багаторічної мерзлоти таке.

Детальні знання будови і термічного режиму порід сприяють вирішенню численних інженерних завдань будівництва промислових та цивільних споруд, прокладання комунікацій (зокрема, Байкало- Амурської магістралі в Росії), розвідування й експлуатації родовищ корисних копалин, використання лісових і гідроенергоресурсів, бу­дівництва злітно-посадкових смуг, військових об’єктів. Особливого значення набуває картографування поширення мерзлих порід різних типів — суцільного, переривчастого, спорадичного, а також точне ви­значення меж таликів, на яких інженерна діяльність може здійснюва­тися за найменших ризиків.

Вивчення таликів та їхньої динаміки сприяє розв’язанню низки гідрогеологічних проблем, оскільки вони є своєрідними «гідрогеоло­гічними вікнами», через які до водоносних горизонтів проникає у вигляді інфільтрації поверхневий стік.

Потреба досліджень зумовлена також попередженням шкідли­вих наслідків інженерної діяльності людини на полярних ландшаф­тах, які відзначаються надзвичайною вразливістю і, зазнавши пору­шень, відновлюються досить повільно. Тому визначення граничних значень тиску техногенної діяльності у таких регіонах має екологіч­не значення, оскільки дає змогу з’ясувати пороги, за якими стає не­відворотним несприятливий розвиток кріогенних процесів та інших складових довкілля геокріолітозони.

120. 

121. Рис. 85. Ланцюжок техногенних і наступних природних змін складових довкіл­ля тундри

У переліку зазначених проблем важливе місце відводиться рельє­фу та кріогенним процесам зони поширення порід багаторічної мер­злоти, оскільки їхня динаміка визначає багато особливостей функціо­нування інших складових довкілля (рис. 85).

А

4.6

Аридними (від лат. ап^и5 — сухий) називають геоморфологіч­ні процеси, які відбуваються у тропічних пустелях і напівпустелях з аридним кліматом і є виключно важливими для формування рельє­фу цих областей. Ці геоморфологічні процеси дістали назву не стільки за генетичним змістом, скільки за загальногеографічним. Крім еоло­вих процесів, які є наслідком існування специфічного вітрового режиму, в аридних областях Землі відбуваються й інші процеси, зумовлені сухістю повітря і відповідно значними добовими амплітудами темпе­ратур. Це — температурне вивітрювання з його пустельними ви­дозмінами, зокрема вибіркове (селективне) і хімічне вивітрювання за значною участю сольового. Перебіг ерозійних процесів відрізняєть­ся певною специфічністю. Відбуваються також процеси масового пе- реміщення чохла пухкого матеріалу, формування пустельних кірок і пустельної засмаги тощо.

Для прояву аридних геоморфологічних процесів необхідні перед­умови фізико-географічного й геологічного характеру. Серед них — невелика кількість атмосферних опадів, значна сухість повітря, часті й сильні вітри, відсутність або розрідженість рослинного покриву, інтен­сивне фізичне вивітрювання гірських порід, поширення досить тон­ких за гранулометричним складом продуктів руйнування (жорстви, пісків, алевритів чи їхніх слабозцементованих відмін). Наведемо ури­вок з повісті К. Паустовського «Кара-Бугаз» (1932), в якій метео-

ролог на Кара-Бугазі М. Ремізов так описував пустелю: «В пустыне нет ничего постоянного. Здесь все находится в непрерывном движе­нии, хотя, на первый взгляд, вы погружаетесь в мертвое царство не­подвижности. Движутся пески, стираются старые дороги, появляются и исчезают кибитки, каждый час меняются ветры, кочуют люди. Пес­чаные пустыни — единственные движущиеся пространства суши — это материки, взлетающие во время ураганов на воздух и создающие над далекими странами Европы необыкновенные цветовые эффекты, носящие имя закатов».

Крім пустель тропічних поясів еолові процеси поширені за пев­них сприятливих умов скрізь, де є пісок і вітер. Такими районами поширення «нетипових» еолових процесів є нагромадження пісків на морських узбережжях, пляжах і косах річкових долин, давніх вод­но-льодовикових рівнинах (зокрема, на Поліссі), у місцях, де піски не закріплені рослинним покривом. Прикладом поширення еолових процесів у межах України є також пониззя Лівобережжя Дніпра (Олешківські піски), численні коси на узбережжях Чорного й Азов­ського морів (Кінбурнська, Бердянська тощо). Такі випадки прояву еолових процесів є, по суті, азональними явищами.