Ледниковая и водно-ледниковая морфоскульптура, как современная, так и реликтовая, возникшая во время плейстоценовых оледенений, распространена в горах, а также на севере равнин Евразии и Северной Америки. Ледники способны производить денудационную и аккумулятивную работу. Соответственно выделяют экзарационную и ледниковую аккумулятивную морфоскульптуру. С талыми ледниковыми водами связано образование водно-ледниковых, преимущественно аккумулятивных форм рельефа.
Формы современного и плейстоценового горно-ледникового рельефа. В горах преобладают экзарационные и нивально-экзарационные формы рельефа (лат. nivalis – снежный): кары, скалистые гребни с пиками-карлингами, троговые долины.
Кары – вогнутые формы рельефа на склонах гор в виде амфитеатра с почти отвесной задней стенкой, более или менее крутыми боковыми склонами, полувогнутым днищем и скалистым порогом-ригелем в устьевой части (рис. 23). Высота задней стенки 200–300 м, ширина – 1–2 км. У деятельных каров, которые располагаются чуть выше снеговой линии, дно заполнено фирном и снегом. Образование кара начинается со стадии снежника в небольшом углублении на склоне горы, который не успел растаять за лето. В следующие годы идет накопление снега, его фирнизация и превращение в лед. Одновременно происходит морозное выветривание на границе льда со стенками и на днище. Летом в дневные часы снег и фирн подтаивают, вода проникает в трещины пород днища, ночью замерзает и разрушает их. Днем продукты выветривания выносятся ручейками талой воды из-под снега и перемещаются вместе со льдом, сползающим из кара. В результате кар углубляется, вгрызаясь в склон, и расширяется. Крупные кары называются цирками. Кары и цирки – нивально-гляциальные формы рельефа. Они чаще образуются на теневых склонах гор, где дольше сохраняются снежники, на подветренных защищенных склонах, где снег аккумулируется, а не сдувается, и в трещиноватых породах. Недеятельные кары – цирки располагаются ниже современной снеговой границы. Морфологически они выражены хуже за счет последующей денудации и часто засыпаны обломочным материалом (на Кавказе их называют полянами) или заняты мелкими озерами. Кары могут иметь несколько ярусов на склонах гор, образуя так называемые каровые лестницы. Это доказательство множественности оледенений и разной высоты снеговой линии в горах.
При расположении каров-цирков на противоположных склонах хребтов, постепенном отступании вглубь и сближении их задних стенок между ними создаются зубчатые скалистые гребни, увенчанные остроконечными пирамидальными вершинами – карлингами (гора Маттерхорн в Альпах).
Троги – эрозионно-ледниковые долины в горах (нем. Trog – корыто), т. е. бывшие речные долины, обработанные ледником, – расширенные, спрямленные, со своеобразным поперечным и продольным профилем. Троги имеют корытообразный поперечный профиль с широким пологовогнутым дном и крутыми бортами, выше перегибов которых расположены площадки, слабо наклоненные в сторону долины, – плечи трога (рис. 24). Они являются остатками днищ старых трогов, сохранившихся от предшествующих стадий оледенения. В долинах может быть несколько пар плеч, причем самые верхние из них – наиболее древние. Плечи трога вверху ограничены бороздой сглаживания, которая фиксирует границу заполнения долины ледником. Выше ее склоны неровные, не обработанные ледником. Продольный профиль троговых долин имеет ступенчатый характер за счет чередования пологих и крутых участков, а иногда даже имеющих обратное падение. Кроме того, на днище наблюдаются поперечные асимметричные скалистые пороги – ригели (нем. Riegel – преграда), которые образуются или при переуглублении долины вследствие усиленной выпахивающей деятельности ледника перед препятствием, или на месте трещиноватых пород. Углубления – котловины создаются и в местах сужения долины из-за увеличения мощности ледника и его давления на ложе. В плане троговые долины имеют сравнительно спрямленные очертания. Боковые троговые долины, в отличие от речных, являются висячими по отношению к главной долине, образуя в ее борту крутой уступ высотой 300 – 500 м – устьевую ступень. Она возникает либо за счет меньшей мощности и экзарации боковых ледников, либо нижние части боковых трогов оказались срезанными мощным основным ледником. Современные реки, текущие по боковым троговым долинам, образуют в устьях водопады (например, Йосемитский водопад на реке Иосемити-Крик в Скалистых горах США).
Кары-цирки, скалистые гребни и карлинги, а также троги типичны в горах, охваченных современным и плейстоценовым.и оледенениями. Этот комплекс форм получил название альпийского рельефа (рис. 25). Он встречается в горах разной высоты, как в молодых, так и в возрожденных, если их вершины лежат выше снеговой границы. Но у возрожденных гор наряду с альпийским рельефом обычно сохраняются фрагменты поверхностей выравнивания.
| 
|
| Рис. 23. Продольный разрез кара и карового ледника (по Р. Грэсвеллу) | Рис. 24. Поперечный профиль троговой ледниковой долины (трога) |
| |
| Рис. 25. Альпийский рельеф |
Аккумулятивные ледниковые формы рельефа в горах встречаются реже. К немногим из них относятся поперечные конечно-моренные валы, фиксирующие максимальное продвижение ледника и стадии его отступания. Они служат естественными плотинами подпрудных концевых моренных озер (Комо, Гарда в Альпах). Специфичными небольшими недолговечными формами рельефа являются земляные пирамиды высотой 8–10 м – конусы из моренного материала, увенчанные крупным валуном.
В предгорьях, у краев бывших ледников, большие площади занимают зандровые равнины (исл. sand – песок), возникающие за счет отложения песков с галькой и гравием из потоков талых ледниковых вод. Вверх по троговым долинам они обычно переходят во флювиогляциальные террасы вдоль рек, которые привязаны к стадиальным конечно-моренным валам.
Рельеф областей покровного плейстоценового оледенения на равнинах. В четвертичное время огромные пространства равнин на севере Евразии (особенно Европы) и Северной Америки неоднократно покрывались ледниками. На рисунке 26 показано распространение максимального среднечетвертичного оледенения: днепровского на территории Восточной Европы, самаровского в Западной Сибири, Иллинойс в Северной Америке. Однако на формирование моренного аккумулятивного рельефа, сохранившегося до сих пор, наибольшее влияние оказали предпоследнее московское оледенение (130–1 10 тыс. лет назад) и последнее валдайское оледенение, ранняя – калининская стадия которого длилась с 70 до 50 тыс. лет назад, а поздняя – осташковская – с 23 до 10 тыс. лет назад (см. рис. 138). На территориях за их пределами, испытывавших более ранние оледенения, осталась морена, которая является свидетелем ледниковых покровов, но специфического ледникового рельефа там не сохранилось – он переработан последующими эрозионными и другими денудационными процессами.
В области позднеплейстоценового оледенения (валдайского на Восточно-Европейской равнине, вюрмско-вислинского в Западной Европе, висконсинского в Северной Америке)наблюдается четкая зональность геоморфологических процессов и реликтовой ледниковой морфоскульптуры: в центрах оледенений, где ледник формировался и откуда он растекался, преобладала ледниковая денудация (экзарация), на периферии ледников происходила аккумуляция принесенного ледником материала, а вдоль края ледников возникли водно-ледниковые равнины.
Зона преобладающей ледниковой экзарации на равнинах Европы совпадает с Балтийским щитом. В Северной Америке ледник формировался в основном в пределах Лаврентийского (Канадского) щита, где обнажаются кристаллические породы.
Цокольным равнинам щитов древних платформ свойственно дробное расчленение поверхности, обусловленное разломной тектоникой. В целом здесь преобладает мозаичная сетчато-глыбовая структура: возвышенности соответствуют горстам, сводам, валам; низменности – зонам тектонических погружений. Структурные неровности поверхности повлияли на деятельность ледников: возвышенности подверглись интенсивной экзарации, а на низменностях сохранился аккумулятивный ледниковый и водно-ледниковый рельеф. Кроме того, ледник приспосабливался к простиранию структур, что нашло отражение в ориентировке созданных им экзарационных форм, таких, как котловины выпахивания. Они имеют форму желобов и возникают обычно на участках повышенной трещиноватости пород и в других ослабленных зонах. Многие котловины заняты озерами. Большинство сельг и озерных ванн в Фенноскандии имеют субмеридиональное простирание с северо-запада на юго-восток в соответствии с ориентировкой зон трещиноватости и направлением движения ледника.
Широко распространены также бараньи лбы – овальные куполовидные холмы с узким отполированным проксимальным склоном со стороны движения ледника и более крутым, расширенным, неровным противоположным дистальным склоном, с которого ледник срывал и уносил крупные обломки пород. Они достигают высоты до 50 м, длины – нескольких сотен метров. Бараньи лбы образовались за счет обработки ледником выходов твердых пород. Скопления их образуют волнистую поверхность, получившую название курчавых скал. Залитые морем, они образуют многочисленные острова – шхеры. Иногда отмечаются гряды напора (например, краевой комплекс Салпаусселькя на юге 
Финляндии).
В области экзарации своеобразна морфология речных долин: они узкие, продольный профиль их невыработанный, с быстринами, порогами, иногда с водопадами (Кивач в Карелии), рисунок в плане ломаный, коэффициент извилистости незначительный, на реки «нанизаны» озера. В целом в зоне экзарации ледник произвел лишь моделировку древнего денудационно-тектонического рельефа и не являлся решающим рельефообразующим фактором.
Морфоскульптура зоны преобладающей ледниковой аккумуляции сложная, мелкоконтурная, разная по происхождению. Наиболее широко распространен холмисто-западинный моренный рельеф (рис. 27). При пассивном таянии ледника морена неравномерным по мощности и разным по составу слоем проектировалась на подледное ложе, создавая холмы, между которыми образовались западины. Моренные холмы бывают различной высоты (от 3–5 до 20–30 м) и разных размеров в поперечнике (от нескольких десятков до первых сотен метров), неправильных очертаний, с меняющейся крутизной склонов. Западины заняты заболоченными лугами, болотами и озерами с лопастной по форме береговой линией, неровным дном и обилием островов.
Хорошо сохранились конечно-моренные гряды, состоящие нередко из нескольких параллельных дуг субширотного простирания, фиксирующих границу максимального продвижения и длительного стояния ледникового края, а также стадий его отступания. Высота гряд – десятки метров, длина – десятки – сотни километров. Гряды сложены опесчаненным суглинком, так как в краевой зоне ледник всегда сильнее обводнен и морена в той или иной степени перемыта. На расположение конечно-моренных гряд определенную роль оказал доледниковый рельеф: они часто приурочены к северным напорным склонам доледниковых возвышенностей (например, Валдайской, Клинско-Дмитровской гряд и др.).
Специфическими аккумулятивными формами рельефа являются друмлины – овальные холмы, длинная ось и более крутые склоны которых совпадают с направлением движения ледника. Высота их достигает 40 м, длина – 3 км, ширина – 1 км. Расположены они обычно группами. Друмлины с поверхности сложены мореной, которая нередко облекает выступы коренных пород, а иногда и водно-ледниковую 
«начинку».
Своеобразны моренные холмы с отторженцами – глыбами коренных, обычно твердых пород (известняков, песчаников, опок), перемещенных ледником на десятки–сотни километров от мест их первоначального залегания.
На участках активного повторного продвижения ледников образовались гляциодислокации – гряды и валы напора. Они сложены смятыми в мелкие складки (как бы гофрированы) рыхлыми моренно-водно-ледниковыми отложениями или местными «мягкими» коренными породами (например, Сещинские гляциодислокации в Брянской области).
В зоне ледниковой аккумуляции наряду с ледниковыми холмами и грядами широко представлены и водно-ледниковые формы рельефа: камы, озы, ложбины стока талых ледниковых вод, зандровые и озерно-ледниковые равнины.
Камы – округлые или овальные холмы в виде усеченного конуса с пологовыпуклой вершиной и прямыми склонами крутизной 20–25°, высотой от 3 – 5 до 30 – 50 м, диаметром десятки метров. Они сложены обычно слоистыми песками с линзами и прослоями гравия, гальки и алевритов. Встречаются группами, характерны для бортов палеодолин. Камы образовались из надледниковых и внутриледниковых озер при проектировании их отложений на подстилающие породы. Чередование отложений, разных по гранулометрическому составу, свидетельствует о сезонности и разной интенсивности таяния ледника. Камы легко опознаются на местности по внешнему облику и произрастающим на них сосновым лесам. Многие из них превращены в песчано-гравийные карьеры.
Озы – гряды, напоминающие по форме железнодорожные насыпи, сложенные косо-слоистыми водно-ледниковыми песками с прослоями гальки и гравия. Длина их – десятки километров при ширине в десятки метров, высота обычно не более 40–50 м, склоны, как правило, симметричные, крутизной до 30–40°. Гряды могут быть в плане относительно прямолинейными, извилистыми, иногда разветвляющимися. Озы образовались при проектировании на подледниковую поверхность русел надледниковых, внутриледниковых и подледниковых потоков, протекающих в ледниковых трещинах-тоннелях. Озы служат естественными насыпями для прокладки дорог. Песчано-гравийный материал озов используется для строительства.
В моренных ландшафтах многочисленны ложбины стока талых ледниковых вод – причудливо извивающиеся корытообразные понижения с плоскими днищами и невысокими (до 3–5 м) бортами. Днища их сложены водно-ледниковыми разнозернистыми песками, гравием и галькой. Крупные ложбины стока часто приурочены к погребенной доледниковой эрозионной сети. Днища их обычно заболочены, кое-где сохранились озера. В приречных частях в ложбинах стока заложились балки, которые их дренируют (например, вдоль рек Клязьмы, Истры и др.).
Есть в моренных аккумулятивных ландшафтах и водно-ледниковые равнины – озерно-ледниковые и зандровые, но они не играют здесь большой роли.
Озерно-ледниковые равнины, сложенные суглинками и алевритами, занимают различное гипсометрическое положение: они либо расположены на плоских центральных междуречьях с характерным центробежным рисунком современной эрозионной сети в виде логов, либо лежат на низком уровне вокруг современных остаточных (сохранившихся после стаивания ледника) озер. Для последних характерен центростремительный рисунок эрозионной сети, поскольку их поверхность понижается от периферии к центру.
Зандровые равнины, сложенные песками, с прослоями гравия и алевритов, всегда занимают гипсометрически низкое положение. Они обычно плоские, местами бугристые за счет последующего перевеивания песков, часто переувлажнены.
Речные долины в области аккумуляции валдайского оледенения разработаны лучше, чем в области экзарации. Они тяготеют к крупным ложбинам стока талых ледниковых вод или межхолмовым понижениям. В последнем случае они имеют четковидный облик в плане: расширения чередуются с узкими участками.
В области предпоследнего московского оледенения преобладают «вторичные моренные равнины» (по А.А. Борзову). На них лежит печать последующих эрозионно-денудационных процессов. Речные долины здесь более зрелые, имеют по две древнеаллювиальные надпойменные террасы и неширокие поймы, склоны долин расчленены балками.
С внешней стороны к границам ледниковых покровов примыкала перигляциальная зона (греч. peri – около и лат. glades – лед). Формирование ее рельефа происходило под непосредственным влиянием талых ледниковых вод. С ними связано образование зандровых равнин, которые непрерывными полосами разной ширины протягиваются вдоль границы валдайского и особенно московского оледенения (через Германию, Польшу, Полесье, Мещеру и низменное Заволжье). Зандровые равнины созданы многочисленными блуждающими потоками талых ледниковых вод, которые были перегружены песчано-гравийно-галечным материалом, выпадавшим в осадок. При свободном оттоке к югу (в Северной Америке, в Восточной Европе) они концентрировались в разобщенные радиальные потоки субмеридионального простирания в доледниковых долинах. С ними связано образование долинных зандров, которые в современных речных долинах рек Днепра, Оки, Москвы и др. представлены высокими флювиогляциальными террасами. При затрудненном оттоке к югу вдоль края ледника образовывались широкие ложбины стока, имеющие субширотное простирание. Они весьма характерны для Польши и Германии из-за встречного уклона поверхности от предгорий к северу (например, субширотные отрезки рек Вислы, Одры, Эльбы и др.). На зандровых равнинах впоследствии возникли эоловые формы рельефа в виде дюн, гряд, бугров, которые сейчас закреплены сосновыми лесами.
Озерно-ледниковые равнины возникли на месте бывших застойных приледниковых подпрудных озер, поэтому они сложены тяжелыми суглинками и ленточными глинами. Следы этих озер запечатлены в виде озерно-ледниковых террас, образовавшихся на месте их днищ, например вокруг озер Неро и Плещеево в Ярославской области (рис. 28). Эти равнины в настоящее время нередко заболочены, но при осушении становятся хорошими пахотными угодьями.
Во время валдайского оледенения в условиях сурового сухого климата в перигляциальной зоне протекали процессы, свойственные областям вечной мерзлоты. Поэтому в поверхностных суглинистых грунтах запечатлены морозобойные трещины, криотурбации (изгибы слоев) вследствие процессов промерзания и оттаивания, а местами сохранился и реликтовый полигональный рельеф. Среди озерных котловин нередки термокарстовые, большинство прежних озер превратилось в низинные болота.
С деятельностью ветров в пригляциальных зонах многие ученые связывают образование лёссов и лёссовидных суглинков на междуречьях и ныне заросших дюн на речных террасах.