Подводные покровные зандры и крупные долины стока талых ледниковых вод охватывают огромные площади морского дна. Они начинаются в приледниковой полосе и занимают всю перигляциальную зону шельфа на глубинах 50—200 м.
Типичные покровные зандры сформировались на шельфах Новой Англии, восточного и южного секторов Большой Ньюфаундлендской банки, южной части Северного моря, на Армориканской и Кельтской неритических равнинах, а также на Мурманской равнине. По данным буровых скважин, на североморском шельфе, Большой Ньюфаундлендской банке и в других районах дна покровные зандры сложены песками, гравелистыми песками, галечниками, мощность которых составляет 10— 30, местами 60 м и более.
Согласно данным по четвертичной геологии дна, текстура флювиогляциальных отложений представляет собой сочетание косой, горизонтальной, волнистой и других типов слоистости. На поверхности подводных покровных зандров наиболее рельефно выделяются крупные долины стока талых ледниковых вод. В большей своей части долины заложились по дочетвертичной гидрографической сети. Такие образования рельефа дна в литературе называют флювиогляциальными долинами. Они служили трассами стока как талых, так и речных вод, подпруженных ледником.
На большой Ньюфаундлендской банке обширные покровные зандры на глубинах 40—100 м сложены в основном сравнительно хорошо сортированными кварцевыми песками. На значительном удалении от берегов (до 150 км) можно проследить полосы флювиогляциальных гравелистых песков (до 10—50%) и гравийно-галечных отложений, в составе которых преобладают обломки докембрийских и палеозойских пород, характерных для полуострова Авалон. Эти терригенные осадки местами перекрываются биогенными карбонатными песками, возраст которых датирован радиоуглеродным методом около 17 тыс. лет. Поверхность песчаной равнины прорезается субпараллельными эрозионными долинами стока талых вод с широким плоским дном. Судя по данным сейсмопрофилирования, многие долины заложены вдоль до — и раннечетвертичных русел рек. Каналы с глубиной вреза 20—40 м начинаются в районе денудационных массивов Верджин и Истерн-Шол. Они сливаются на глубинах около 100 м в несколько магистральных узких, относительно глубоких (до 80 м) долин, устья которых располагаются у края шельфа. Система извилистых плоскодонных узких (0,4—1,5 км) ложбин простирается западнее банок Касон, Тэйл, Юго-Восточного мелководья.
Покровные зандры широко представлены на Атлантической прибрежной равнине и шельфе США. Они прилегают к висконсинскому поясу конечных морен. Согласно материалам опорного бурения, крупные реки Гудзон, Делавэр, Саскуэханна и другие, имеющие аномально широкие долины, формировались в плейстоцене мощными флювиогляциальными потоками, поступающими от Лаврентьевского ледникового покрова. Судя по данным сейсмопрофилирования, эти потоки достигали внешнего края шельфа, так как густая сеть каналов стока талых вод погребена под чехлом верхнечетвертичных осадков. Преобладающими отложениями затопленных зандров являются кварцевые мелко — и среднезернистые пески и гравий общей мощностью до 10—40 м. Песчаные зерна отличаются сравнительно хорошо окатанной формой и хорошей сортированностью. Примесь глинистых осадков в зандрах не превышает 7%.
В пределах Кельтской равнины покров песчаных зандровых отложении (в среднем 30—40 м) залегает на дочетвертичной эрозионной поверхности. Создавались эти зандры, вероятно, за счет поступления флювиогляциальных наносов со стороны Ирландского моря и Ла-Манша. Согласно материалам сейсмопрофилирования и данным грунтовых разрезов, можно заключить, что накопление кварцевых песков происходило в плейстоцене неоднократно, в том числе и в вюрмское время, когда базис эрозии был ниже современного на 250 и 120 м. Большие песчаные гряды северо-восточной ориентации, типичные для дна Кельтского моря, сформировались приливно-отливными течениями, видимо, в позднеледниковье.
Западнофранцузский шельф на глубинах до 190—230 м представляет собой зандровую и алювиально-зандровую пологоволнистую равнину. Реликтовые осадки армориканского шельфа включают флювиогляциальные и аллювиальные сортированные кварцевые пески (Мd = 0,2—0,49), гравелистые пески и галечники, а местами слои алевритов, обогащенных литоральными песками и детритом. Так, банка Рошбон на глубинах 10—50 м сложена средне — и крупнозернистыми песками и гравием, возраст которых, по радиоуглеродным датировкам, составляет 19—6 тыс. лет. Вскрытая на банке мощность вюрмских осадков достигает 5—15 м, голоценовых — 1—2 м. Детальным картированием, сейсмопрофилированием и грунтовыми съемками на армориканском и аквитанском шельфах прослежены полупогребенные речные долины Луары, Адур, Жиронды, Шаранты. Они развивались в субаэральные эпохи оледенений, пропуская через себя часть водно-ледникового стока европейских ледниковых покровов.
В Северном море, за пределами южной границы распространения Скандинавского и Британского ледниковых покровов, залегают мощные толщи гравелисто-песчаных, песчаных и местами глинистых осадков. В южной части североморского шельфа и далее в пределах Ла-Манша и Кельтского моря покров грубозернистых отложений достигает мощности 10—50 м, в погребенных долинах — 100 м. Материалы эхолотирования и сейсмопрофилирования позволили не только закартировать выраженные в топографии шельфа фрагменты древних долин, но и восстановить их погребенные притоки. В результате была выявлена сложно разветвленная система крупных долин стока талых ледниковых вод.
Покровные зандры встречаются не только во внеледниковой зоне морского дна. Сравнительно небольшие по площади подводные покровные зандры отмечаются в ряде областей шельфа, недавно освободившихся от ледниковых покровов. Так, на Мурманской равнине, простирающейся вблизи берегов Кольского полуострова на глубинах 60—200 м, закартирован песчаный покров мощностью 3—6 м. На его поверхности выделяется полупогребенный магистральный канал стока талых вод, устремленный к впадине Дьюпренна.
Южноисландская прибрежная зандровая равнина простирается узкой (7—15 км) полосой на глубинах до 100 м. Ее слагают темноцветные пески, гравийно-галечные и алеврито-песчаные отложения мощностью от 2 до 30 м. Она является продолжением полосы (4—30 км) приморских зандров, примыкающих к современным ледниковым покровам Ватнайёкюдль, Мирдальсйёкюдль и др. Вдоль края этих ледников находится несколько рядов конечных морен и флювиогляциальных конусов исторического (XVIII—XX вв.) времени. Активное таяние современных ледников в летний сезон вызывает развитие мощных водно-ледниковых потоков, обладающих большой скоростью (до 12—15 км/ч), насыщенных взвешенными наносами (до 5,1 г/л) и способных прорываться через береговые косы и бары в океан.
Для приморских зандровых равнин Южной Исландии характерны обширные конусы выноса, сложенные несортированными и неокатанными песчано-галечными отложениями с валунами и глыбами до 10 м. Они связаны с катастрофическими разливами приледниковых озер и талых вод во время периодических извержений подледниковых вулканов Гекла, Гримсвёгн и др. Расход воды в таких потоках, называемых йекудльхлейпами, достигает 200 тыс. куб. м/с, что превышает в несколько раз ежесекундный расход реки Амазонки. Как нам представляется, во время плейстоценовых оледенений шельфа, в частности в районах хребтов Кольбенсейн, Рейкьянес и Вестманнаэйяр, подобные подледниковые вулканические извержения создавали мощные водно-ледово-грязекаменные потоки.
Таким образом, во время оледенений на огромных площадях перигляциальной зоны североатлантического (между 45—55° с. ш. на европейском и 30—46° с. ш. на североамериканском) и других внеледниковых шельфов возникли характерные покровные зандры. Как уже отмечалось выше, покровные зандры выражаются плоскими равнинами, такими, как Североморская, Кельтская, Армориканская, Большая Ньюфаундлендская, Новоанглийская. Эти равнины сложены отложениями талых ледниковых вод, преимущественно сортированными косослоистыми песками с линзами гравия и гальки. Их общая мощность изменяется от 10 до 80 м. В минералогическом составе флювиогляциальных отложений морского дна наряду с преобладающим кварцем иногда присутствует роговая обманка. Зерна зандровых песков полуокатанные и угловатые. Покровные зандры североатлантического шельфа испытали несколько циклов субаэрального развития, о чем свидетельствуют несколько стратиграфических несогласий в четвертичном осадочном чехле. Несогласия (3—5) были установлены бурением шельфа, а также прослежены на большом расстоянии сейсмопрофилированием. Резкие границы несогласий обусловлены наличием гравелистых песков и галечниковых отложений. Все циклы эрозии, вероятно, были сопряжены с гляциоэвстатическими регрессиями. Перигляциальные явления могли происходить, видимо, при среднегодовых температурах от —2 до +5°С.
Явным признаком субаэрального развития перигляциальных равнин следует считать террасированность их поверхности. Большой спектр террас, например, наблюдается на востоке Большой Ньюфаундлендской равнины. Здесь выделяются 10—25-метровые клифы на глубинах в среднем 65-80, 110-130, 160-180, 220-240 и 280-300 м. У края новоанглийского шельфа, в районе палеодельты реки Гудзон, прослеживаются две молодые (висконсинские) береговые линии: Николса — на глубине 130 м и Франклина — на глубине 112 м. Абсолютный возраст верхней береговой линии датируется 18 тыс. лет. На западнофранцузском шельфе на глубинах 160, 140, 90, 30—40 м имеются фрагменты верхнечетвертичных береговых линий. Видимо, во время существования береговой линии на глубинах 30—40 м (абсолютный возраст — 6 тыс. лет) в центральной части этого шельфа возникли молодые конусы выноса рек Адур и Жиронда.
Итак, имеющийся геолого-геоморфологический материал позволяет полагать, что рельефообразование на перигляциальных равнинах континентального шельфа было связано главным образом с деятельностью мощных водно-ледниковых потоков. Их свободному стоку благоприятствовал уклон поверхности пластовых и аккумулятивных равнин от ледниковых покровов в направлении океана. По мере удаления от ледника в сторону бровки шельфа талые воды концентрировались в более или менее значительные потоки, которые обычно использовали дочетвертичную гидрографическую сеть.