Основные этапы развития современной криолитозоны

Начало интенсивного криогенеза верхних горизонтов литосферы северного полушария Земли в кайнозое связано с общим похолоданием климата в конце неогена. Наиболее древ-

13

ние следы многолетнего промерзания установлены на Северо-Востоке России в бассейне р. Колымы и на севере Чукотки А. В. Шером, Т. Н. Каплиной, А. А. Архангеловым и др. Они датируются поздним плиоценом (рис. 1.1). На Аляске анало-

Рис. 1.1. Возможные границы распространения криолитозоны в кайнозое (по

В. В. Баулину, Н. С. Даниловой, К. А. Кондратьевой):

/ —• в неогене — раннем плейстоцене; 2 — в среднем плейстоцене; 3 — в климатическом оптимуме голоцена; 4 — в климатическом оптимуме голоцена и позднем голоцене на глубине 70—200 м от поверхности; 5 — в настоящее-время

гичные свидетельства многолетнемерзлого состояния отмечены в породах возраста порядка 2 млн лет. Эти отложения нахо­дятся на низменностях, поэтому можно предположить, что мерзлые толщи в горах стали образовываться раньше. Таким образом, по современным данным формирование мерзлых толщ началось на Крайнем северо-востоке Евразии и северо-западе Северной Америки примерно в интервале 2,5—1,5 млн лет то­му назад. Выделяют четыре этапа развития криолитозоны, не­одинаковых по особенностям криогенеза литосферы.

Первый этап развития криогенеза литосферы охваты­вает время с конца плиоцена до начала верхнего плейстоцена (Qiii), т. е. более 1,5 млн лет. На этом этапе произошло не­сколько продолжительных циклов похолоданий и потеплений климата. Похолодания сопровождались оледенениями: горными в Восточной Сибири и покровными на части Западной Сибири^ в Европе и Северной Америке. За пределами ледниковых по­кровов на суше формировались многолетнемерзлые породы и криогенные явления. В раннем плейстоцене за время от 1,9— Л ,67 до 0,9—0,73 млн лет назад происходили значительные по­холодания климата, которые приводили к продвижению дале­ко к югу границы многолетнемерзлых пород. Так, в Западной

14

Сибири Ф. А. Каплянской и В. Д. Тарноградским псевдомор­фозы по повторно-жильным льдам установлены в долине Ир­тыша (58—59° с. ш.), там, где мерзлые толщи сейчас отсутст­вуют. Граница многолетней мерзлоты в этот период могла спускаться до 54—55° с. ш. В Восточной Европе южная грани­ца мерзлоты, по оценкам В. В. Баулина и др. (1981), достига­ла 60° с. ш., а по данным А. А. Величко — 57° с. ш.

В отложениях нижнего плейстоцена на Колымской низмен­ности А. В. Шером, Т. Н. Каплиной и другими установлены системы псевдоморфоз по повторно-жильным льдам, указыва­ющие на прогрессирующее понижение температур пород. От­дельные линзы озерных отложений в верхней части разреза олерской свиты имеют высокую льдистость и типичную для однократно промерзших осадков криотекстуру. Это указывает на непрерывное их существование в многолетнемерзлом со­стоянии с начала раннего плейстоцена. Синкриогенные песча­ные отложения с повторно-жильными льдами встречены Н. С. Даниловой и Т. П. Кузнецовой в разрезах высоких ниж­неплейстоценовых террас рек Вилюя и Лены. Эти и другие факты свидетельствуют о том, что с раннего плейстоцена в се­верной части Восточной и Средней Сибири существовали суро­вые климатические геокриологические условия и повсеместного оттаивания многолетнемерзлых пород с поверхности не проис­ходило. Косвенным подтверждением этого положения служат большие мощности криолитозоны (1000—1500 м) на севере Сибирской платформы. Среднегодовые температуры пород в этих регионах изменялись преимущественно в отрицательном диапазоне, и только под термокарстовыми озерами, под рус­лами рек формировались талики.

Особого упоминания заслуживают системы мощных первич­но-песчаных жил в отложениях высоких террас Лены южнее Якутска в районе устья р. Диринг-Юрях. Серия террас имеет цоколь высотой 120 м над уровнем Лены. Песчаные жилы вы­сотой до 4 м, шириной до 1—1,5 м и размером полигонов 6— 8 м заключены в красноцветных аллювиальных песках. Пере­крыты они также аллювием. Первично-песчаные жилы с отчет­ливой вертикальной слоистостью начинаются от горизонта вет-рогранников, срезающего деформированные слои вмещающих пород. Песчаные жилы и дефляционный горизонт по времени образования и генетически связаны между собой. Так, часть ветрогранников провалилась в морозобойные трещины, запол­ненные эоловым песком и мелким гравием. К горизонту дефля­ции приурочены многочисленные остатки примитивных камен­ных орудий, относимых Ю. А. Мочановым (1988) к ранней па­леолитической культуре. По положению в системе ленских тер­рас и палеомагнитным данным возраст этих артифаксов и пер­вично-песчаных жил по заключению Ю. А. Мочанова не менее 1,8 млн лет. По нашему мнению, указанные жилы свидетель­ствуют не только о суровых мерзлотных условиях с темпера-

15

турами пород не выше —5...—7°С, но и существенно иных,, по сравнению с современными, климатических условиях и осо­бенностях криогенеза. В настоящее время этот регион — один из центров зимнего сибирского антициклона с суровыми без­ветренными зимами и - снежным покровом мощностью 30— 40 см. На поймах рек и отмелях здесь образуются грунтовые жилы и повторно-жильные льды (III.3). В период формирова­ния первично-лесчаных жил зимой здесь господствовали силь­ные ветры, сносившие снег, приводившие к интенсивной де­фляции и переносу песка и гравия, которые и попадали в от­крытые морозобойные трещины. Такие жилы распространены в отложениях высоких террас Лены между устьями Вилюя и Олекмы, т. е. по очень широкому фронту. Это свидетельствует о существенно ином режиме циркуляции атмосферы, причины которого неясны.

В среднем плейстоцене (от 750—730 до 150—-ПО тыс. лет назад) колебания южной границы криолитозоны были весь­ма значительными (см. рис. 1.1). На Восточно-Европейской равнине, судя по грунтовым жилам и псевдоморфозам по по­вторно-жильным льдам, обнаруженным А. В. Богуцким, Г. П. Бутаковым, А. А. Величко и В. П. Нечаевым, многолет-немерзлые породы могли быть распространены в криохроны до 50° с. ш. В Западной Сибири и Северном Казахстане по сходным полигонально-жильным структурам, обнаруженным и изученным Ф. А. Каплянской, В. Д. Тарноградским, Л. М. Шмелевым, Б. Ж. Аубекеровым и Э. В. Чалыхьяном, южная граница многолетнемерзлых пород реконструируется по 49° с. ш. В средней Сибири, по данным Э. И. Равского, А. Я. Литвинова, Н. С. Шевелевой, С. П. Горшкова и других, мерзлые породы достигали южного горного обрамления. За­нимали они и все Забайкалье и Прибайкалье. Таким образом, в холодные периоды — криохроны среднего плейстоцена (са-маровское, московское время) мерзлота продвигалась далека на юг. На Восточно-Европейской и Западно-Сибирской равни­нах ее формирование сочеталось с покровными оледенениями. В теплые периоды — термохроны наряду с сокращением ледни­ковых покровов происходила деградация мерзлых толщ с юга. Так, для Западной Сибири во время тобольского и мессовско-ширтовского термохронов южная граница мерзлоты совпадала с современной или проходила несколько южнее. В то же время на севере Восточной Сибири происходило накопление высоко­льдистых субаэральных синкриогенных отложений с мощными повторно-жильными льдами так называемого «ледового ком­плекса» (III.3, IV.2).

Описываемый этап развития криолитозоны завершился в начале позднего плейстоцена, в казанцевское (микулинское) время. Этот период, длившийся примерно 30 тыс. лет, представ­ляет собой межледниковье (термохрон), которое многие иссле­дователи считают весьма теплым. Наибольшей деградации

16

подвергалась криолитозона Восточно-Европейской равнины. Так, в бассейне Печоры мерзлые толщи с поверхности протаи­вали, хотя и предполагается их сохранение в виде реликтового слоя. Сместилась к северу граница мерзлоты в Западной и Средней Сибири. В то же время в Центральной Якутии, на приморских низменностях Северо-Востока, в Западной Сибири севернее 66° с. ш. продолжалось накопление отложений «ледо­вого комплекса». Их формирование в казанцевское время сви­детельствует о более суровых геокриологических условиях, чем современные.

Таким образом, для первого этапа развития криолитозоны характерны следующие черты.

1. В конце плиоцена — начале плейстоцена происходили
образование и деградация мерзлых толщ на равнинах Евразии
соответственно в периоды оледенений (криохроны) и межлед-
никовья (термохроны). В начале раннего плейстоцена в север­
ной части субаэральных равнин и в горах Восточной и Средней
Сибири, а затем и Западной Сибири возникла и постепенно
увеличивалась к югу геокриологическая зона с постоянно су­
ществующими с поверхности многолетнемерзлыми породами.

2. Происходили колебания южной границы криолитозоны,,
смещавшейся к югу в криохроны и к северу в термохроны.

3. Сформировались две геокриологические зоны: северная и
южная. В северной процессы многолетнего криогенеза в
раннем и среднем плейстоцене протекали в условиях преиму­
щественно отрицательных температур пород. В результате
длиннопериодной динамики теплообмена на поверхности Земли
происходили колебания нижней границы криолитозоны. В юж­
ной зоне мерзлые толщи возникали в криохроны и дегради­
ровали снизу и сверху в термохроны. В переходной полосе
(подзоне) между северной и южной зонами в термохроны в
благоприятных условиях аккумулятивных равнин могли сохра­
ниться реликтовые мерзлые толщи. Таким образом, выделяются
два основных типа условий проявления многолетнего криоге­
неза литосферы в субаэральных условиях: преимущественно
непрерывный с колебаниями термодинамического уровня теп­
лообмена в отрицательном диапазоне; преимущественно пре­
рывистый с переходами уровня теплообмена в криохроны в
область отрицательных значений, т. е. чередование многолетне­
го протаивания и промерзания литосферы.

4. На севере низменных равнин (в европейской части, За­
падно-Сибирской, Северо-Сибирской, Восточно-Сибирской) име­
ли место трансгрессии и регресии Полярного бассейна. В ре­
зультате трансгрессий в их контурах формировались засолен­
ные отложения, а мерзлые толщи деградировали под дном
моря. При регрессиях происходили многолетнее промерзание
отложений и расширение криолитозоны к северу. Проникнове­
ние моря к югу при трансгрессиях постепенно сокращалось от
начала к концу рассматриваемого этапа.

17

Второй этап развития криолитозоны охватывает период от зырянского (валдайского, вюрмского) криохрона (Qin)

до раннего голоцена включительно (Qiv) (от 150—90 до 9,6—8 тыс. лет назад). Для этого этапа характерно господство суровых климата и геокриологических условий на большей ча­сти территории Северной Евразии и Северной Америки. На Восточно-Европейской равнине граница мерзлоты смещалась к югу до 48—49° с. ш. Это устанавливается по находкам псев­доморфоз по повторно-жильным льдам и остаточно-полигональ-ному микрорельефу, изученных А. А. Величко, В. В. Бердни-ковым и другими, а также по разнообразным следам мерзлоты в почвенно-лёссовых сериях. А. А. Величко и В. П. Нечаевым выделены три самостоятельных горизонта палеокриогенных де­формаций. При этом наиболее суровые геокриологические ус­ловия соответствуют самому верхнему (молодому) «ярослав­скому» горизонту с псевдоморфозами по повторно-жильным льдам высотой до 5 м. Следы глубокого сезонного промерзания и изначально грунтовые жилы обнаружены до побережья Чер­ного моря.

В Западной Сибири псевдоморфозы по жильным льдам опи­саны многими авторами до 52° с. ш., что свидетельствует овоз­можном положении южной границы мерзлоты на широте 47— 49°. Вся Сибирская платформа, Забайкалье и Прибайкалье бы­ли заняты многолетнемерзлыми породами. На приморских низменностях, в Центральноякутской низменности, в долинах Енисея, Ангары, в Северном Прибайкалье и Забайкалье на­капливался «ледовый комплекс» (IV.2). Анализ распростране­ния и мощностей повторно-жильных льдов в различных типах отложений, расчеты мощностей нестационарных мерзлых толщ и многие другие показатели свидетельствуют о том, что темпе­ратуры пород в сартанский и зырянский криохроны позднего плейстоцена были в Сибири на 8—12°, а в Европе на 12—15°С ниже, чем современные. Некоторое смягчение климата, повы­шение температур воздуха и пород и подвижка южной грани­цы мерзлых толщ к северу были в каргинское (брянское) вре­мя. Однако повсеместно геокриологические условия были более суровыми, чем современные.

Криохроны позднего плейстоцена отличались повышенной сухостью климата, что К. К. Марковым, А. А. Величко и дру­гими связывается с высокой ледовитостью морей, которая обусловила уменьшение испарения и снижение влажности ат­мосферы планеты. Оледенение Евразии, как покровное, так и горное, было меньше, чем в среднем и раннем плейстоцене, что связывается с низкой влажностью атмосферы и небольшим ко­личеством осадков. А. А. Величко объясняет сокращение разме­ров ледниковых покровов в конце позднего плейстоцена умень­шением твердых осадков, а не потеплением. На период 22— 18 тыс. лет назад по егореконструкциям приходится максимум

18

суровости климата и геокриологических условий. Этот период им назван «климатическим минимумом» плейстоцена, а терри­тория, занятая многолетнемерзлыми породами до 47— 48° с. ш., — «великой криогенной областью».

Размеры покровного висконсинского оледенения в Северной Америке были существенно более значительными, чем вюрм-ского (валдайского) в Европе. Под ледниковым покровом на­ходилась территория всего Канадского щита; мощное горное оледенение было на севере Кордильер. Субгляциальная крио-литозона существовала только на периферии ледниковых по­кровов, а промерзание пород щита происходило по мере со­кращения их размеров и мощности льда. Таким образом, воз­раст мерзлых толщ на Канадском щите насчитывает менее 12—10 тыс. лет.

Поздний плейстоцен — это время глобальной регрессии Ми­рового океана. Снижение уровня моря по сравнению с совре­менным оценивается в среднем примерно в 100 м. На макси­мум регрессии арктический шельф до стометровой изобаты был оголен. Вышедшие из-под уровня моря породы промерза­ли в условиях очень низких среднегодовых температур поверх­ности Земли (до —20...—25°С). На обширных пространствах оголившегося шельфа в восточном секторе Арктики формиро­вались отложения «ледового комплекса», которые теперь встре­чаются на Новосибирских и других островах окраинных морей Северного Ледовитого океана. Мощности криолитозоны на осу­шенной части арктического шельфа увеличивались от ранее су­ществовавшей береговой линии в сторону понижения абсолют­ных высот рельефа.

Мощности криолитозоны, сформировавшиеся в позднем плейстоцене, представляют особый интерес. На территории се­верной геокриологической зоны, образовавшейся на первом этапе, происходило наращивание мощностей в результате по­нижения температур пород. Увеличение не было одинаковым: в целом больше (до 150—200 м) при относительно малых исходных мощностях (300—400 м) и меньше (до 100 м) при больших (1000 м и более). Промерзли несквозные субаэраль-ные талики над реликтовыми толщами ранне- и среднеплейсто-ценового возраста в переходной подзоне. При отсутствии теп-лопотока снизу их промерзание происходило быстрее, чем фор­мирование мерзлых толщ соответствующей мощности на тер­риториях со сквозными таликами. В результате на южной гра­нице переходной подзоны мощности криолитозоны изменялись скачком. Южнее мощности мерзлоты зонально уменьшались к югу.

Третий этап развития криолитозоны включает главным образом средний голоцен (Qw, от 9,5—8 до 4,5—3 тыс. лет назад). Начавшееся 11—10,3 тыс. лет назад потепление приве­ло к деградации мерзлых толщ и резкому продвижению к се­веру границ ландшафтных зон (см. рис. 1.1). Этот этап разви-

19

тия природы называется климатическим оптимумом голоцена, начало которого не было полностью синхронно в разных ча­стях северного полушария (Хотинский, 1977). Климатический оптимум — это деградационный этап развития криолитозоны, наиболее ярко проявившийся в Северной Евразии, продолжи­тельностью в разных регионах 4—6 тыс. лет (рис. 1.2). За это

Рис. 1.2. Изменчивость климатических условий в голоцене (по

Н. А., Хотинскому, 1977):

I — атлантико-континентальный тип (Русская равнина); II — конти­нентальный тип (Сибирь); III — океанический тип (Камчатка, Саха­лин). 1 — температура, 2 — увлажненность

время южная граница распространения мерзлых толщ смести­лась к северу по сравнению с периодом максимального рас­пространения (18—20 тыс. лет назад) на 1—2 тыс. км и даже более. В европейской части России она проходила севернее По­лярного круга, в Западной Сибири — примерно по 68° с.ш., в Средней Сибири в бассейне р. «Лены поднялась до 60° с.ш., огибала с юга Байкальскую горную область и спускалась к по­бережью Тихого океана примерно до 61° с.ш. Таким образом, на третьем этапе южная граница находилась севернее сущест­вующей в настоящее время на 4—7°. Южнее этой границы мерзлые толщи преимущественно оттаяли с поверхности на раз­личную глубину. Сохранились только отдельные «острова мерзлоты» при наличии торфяников с поверхности. Севернее этой границы протаивали только массивы песков, породы под термокарстовыми озерами, на склонах южной экспозиции и т. п., т. е. в условиях «теплых» ландшафтов. С поверхности протаивали породы, имеющие в современных условиях средне­годовые температуры выше —3°С. Глубина протаявшего с по­верхности слоя увеличивалась с юга на север. Мерзлые тол­щи оттаивали не только с поверхности, но и снизу, причем тем значительнее, чем выше теплопотоки и ниже льдистость пород. Расчетами установлено, что в коренных породах к концу кли­матического оптимума полностью протаяли мерзлые толщи

мощностью менее 200—250 м. В тонкодисперсных отложениях аккумулятивных равнин с поверхности протаял слой от пер­вых десятков метров до 100—150 м. Протаивание происходи­ло и снизу. Так, в Западной Сибири при высоких тепловых по­токах к концу оптимума, с учетом запаздывания начала дегра­дации, протаяло до 100 м пород. Суммарное протаивание сни­зу, продолжавшееся и после окончания оптимума в настоящее время у подошвы реликтовых мерзлых толщ, может достигать 200 м.

Таким образом, к концу голоценового климатического опти­мума маломощные мерзлые толщи на юге криолитозоны про­таяли полностью, а севернее мерзлота оттаяла с поверхности. В результате образовался слой «реликтовой мерзлоты», кото­рый в настоящее время сохранился на севере Восточно-Евро­пейской платформы и Западно-Сибирской плиты, в тонкодис­персных отложениях со значительной влажностью (льдисто-стью), обладающих высокой тепловой инертностью. Такие же реликтовые мерзлые толщи известны и в некоторых тектониче­ских межгорных впадинах Забайкалья и Прибайкалья.

В границах зоны деградации оттаяли высокольдистые плей­стоценовые синкриогенные отложения и массивы подземных льдов в эпикриогенных дисперсных толщах. Это привело к пло­щадному развитию термокарста и посткриогенной инверсии рельефа. На севере криолитозоны на равнинах происходило активное развитие озерного термокарста. Возросли глубины сезонного оттаивания отложений по сравнению с современны­ми в 1,5—2 раза. Протаяли верхние части ледяных жил в по­лигональных системах, ослабли или приостановились криоген­ное растрескивание и рост повторно-жильных льдов. В конце позднего плейстоцена в связи с уменьшением размеров оледе­нения начались подъем уровня океана и затопление промерз­шей части арктического шельфа. Этот процесс продолжался и в климатический оптимум. Он сопровождался термоабразией берегов континента и островов, более обширных и многочислен­ных, чем в настоящее время.

Четвертый этап развития охватывает поздний голоцен и продолжался около 3—4,5 тыс. лет. Для него характерны более суровые климатические и геокриологические условия, чем в климатический оптимум. В начале этого периода проис­ходят аградация мерзлых толщ и продвижение к югу грани­цы распространения мерзлых толщ. Над реликтовыми мерзлы­ми толщами аккумулятивных равнин промерзание происходило быстрее и на большую глубину в силу их экранирующего вли­яния на внутриземной тепловой поток. В северной части зоны с частично протаявшими мерзлыми толщами произошло смы­кание новообразовавшихся и реликтовых многолетнемерзлых пород. Возникла полоса (подзона), входящая с юга в север­ную зону мощных мерзлых толщ, образовавшихся в плейсто­цене. Для этой полосы, называемой южной подзоной северной

21

геокриологической зоны, характерны отсутствие синкриоген-ных отложений, крупных включений подземных льдов, пони­женная льдистость пород, протаявших в голоценовый оптимум, утративших исходную льдистость, уплотнившихся, а затем вновь промерзших; непромерзшие или промороженные частич­но массивы песков, обычно представляющие собой бассейны над- и межмерзлотных грунтовых вод. На контакте реликто­вых и вновь образовавшихся мерзлых толщ встречаются не­промерзшие внутримерзлотные линзы пород, обычно водонос­ные.

Для северной подзоны северной геокриологической зоны ха­рактерно наличие в верхней части разреза мерзлых толщ син-криогенных отложений, образовавшихся в плейстоцене в очень суровых геокриологических условиях. Сократились глубины се­зонного протаивания отложений. Нижняя часть этого слоя пе­решла в многолетнемерзлое состояние, образовав переходный слой, отличающийся высокой льдистостью. Активизировался процесс криогенного растрескивания и роста повторно-жиль­ных льдов. Началось дренирование термокарстовых озер, об­разование аласов и хасыреев (III.7), сопровождавшееся про­мерзанием подозерных таликов. При промерзании несквозных таликов формировались инъекционные бугры пучения (булгун-няхи, сквозных — миграционные бугры и площади пучения.

Сформировавшиеся в позднем голоцене мерзлые толщи об­разуют южную геокриологическую зону с преимущественно прерывистым, массивно-островным и островным распростра­нением мерзлых толщ с поверхности. Наибольшая мощность от 200 м и меньше в регионах, сложенных скальными порода­ми, и 150 м и менее на аккумулятивных равнинах и в межгор­ных впадинах с мощными толщами дисперсных отложений. Многолетнемерзлые породы эпикриогенные, многократно про­мерзавшие и протаивавшие. Только на молодых аккумулятив­ных формах (высоких поймах, делювиальных шлейфах и др.) распространен маломощный слой позднеголоценовых синкрио-генных отложений, сформировавшихся на высокотемператур­ном (выше —3°С) многолетнемерзлом субстрате. Эпикриоген­ные мерзлые толщи, особенно на юге зоны, приурочены к мас­сивам торфяников и тонкодисперсных пород. При промерза­нии торфяников, особенно на Восточно-Европейской и Запад­но-Сибирской равнинах, сформировались многолетние миграци­онные бугры и площади пучения. Они часто подвергаются крио­генному растрескиванию, и к ним приурочены повторно-жиль­ные льды. Мощности мерзлых толщ, в южной зоне изменяются с севера на юг. Для Восточно-Европейской и Западно-Сибир­ской равнин характерно наличие реликтовой мерзлой толщи пород, образующей вместе с верхнеголоценовыми многолетне-мерзлыми породами так называемую «двухслойную мерзло­ту», распространенную не только в южной геокриологической зоне, но и за ее пределами.

22

Поздний голоцен не был монотонным этапом по своему климату и динамике геокриологических условий. Происходили периодические изменения природных условий. Эти изменения не были полностью синхронны в разных частях Северной Ев­разии. В европейской части и в Западной Сибири отчетливо проявились климатические колебания с периодом примерно 1800 лет (Шнитников, 1957). В развитии криолитозоны на этом этапе выделяются четыре фазы (Баулин, Чеховский, Су­хо дольский, 1988).

Первая фаза позднеголоценового похолодания продолжи­тельностью около 1000 лет имеет минимум на границе новой эры. Границы природных зон сместились к югу, промерзли не­сквозные талики на севере и обширные торфяные массивы, образовавшиеся в оптимум, на юге; начались криогенное рас­трескивание и рост повторно-жильных льдов на торфяниках. Вторая фаза — это время потепления климата с максимумом в конце первого тысячелетия. Глубины сезонного оттаивания по­род возросли, вытаивали жильные льды на торфяниках и акти­визировались термокарстовые процессы. Третья фаза знамену­ется похолоданием и прогрессирующим развитием мерзлых по­род на протяжении второго тысячелетия до XVIII в. включи­тельно. Граница мерзлоты сместилась к югу. Сократились раз­меры таликов, прогрессировали криогенное растрескивание и рост повторно-жильных льдов в торфяниках и минеральных грунтах, произошли затухание термокарста, развитие много­летних бугров и площадей пучения. Четвертая фаза началась с середины прошлого века. Максимум потепления падает на 50—-60 _гг< XX в., когда среднегодовая температура воздуха в Салехарде и Архангельске повысилась на 2°С по сравнению с серединой прошлого века. Смягчение климата привело к по­вышению температур пород, появлению деградационных типов геотемпературных кривых до глубины 50—90 м, увеличению мощности несквозных радиационно-тепловых таликов, ослабле­нию ряда криогенных процессов и интенсификации термокар­ста. На фоне общего деградационного развития геокриологиче­ских условий отмечаются и кратковременные интервалы интен­сификации и ослабления криогенных процессов, связанных с колебаниями, имеющими периоды от 80—90 до 5—6 лет. Вблизи южной границы они влияют на динамику маломощных мерзлых толщ, появление и исчезновение «несливающейся мерзлоты», а в пределах северной геокриологической зоны — на динамику температурного поля верхних горизонтов лито­сферы.

Глава II

ЗОНАЛЬНЫЕ И РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ И ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ПОРОД, ТАЛИКОВ, СЕЗОННОГО ПРОМЕРЗАНИЯ И ОТТАИВАНИЯ