Sæsonmæssigt optøet lag (STS) - et lag af jord eller sten, der tøer op i den varme årstid, afgrænset nedefra af permafrost (PFR). I den videnskabelige litteratur bruges udtrykket aktivt lag ofte som et synonym for STS . Tykkelsen af det sæsonmæssigt optøede lag varierer fra nogle få meter (nær den sydlige grænse for udbredelsen af permafrost) til flere centimeter (polære ørkener) afhængigt af talrige geografiske, geologiske, menneskeskabte og andre faktorer. Den første klassificering af STS bør betragtes som den ordning, der blev foreslået af P. I. Koloskov (1946), hvor sorter af frossen jord blev skelnet "afhængigt af indflydelsen af klima, substrat, lokale forhold og ydre påvirkninger på det." [en]
I de mest alvorlige forhold i den arktiske tundra og arktiske ørkener, hvor de gennemsnitlige årlige temperaturer for permafrost er −10-12°C, er tødybden kun 10-20 cm. Ved permafrostens sydlige grænse når tødybden 2-3 m.
Den vigtigste faktor, der bestemmer tykkelsen af STS, er dens litologiske sammensætning, dispersion , fugtighed (isindhold). For eksempel på Tazovsky-halvøen (nord for det vestlige Sibirien) optøs sandjord til en dybde på mere end 1,5 meter, lerjord - med 60-90 centimeter og tørveområder - kun med 25-40 centimeter.
Snedække, som har lav varmeledningsevne, da en varmeisolator beskytter sten mod varmetab om vinteren. I det tilfælde, hvor sneen dvæler på jordens overflade efter begyndelsen af positive lufttemperaturer, er der forsinkelser i opvarmningen af sten. Påvirkningen af snedække på dybden af jordoptøning er forskellig. Efterhånden som snedækkets tykkelse øges, vender dets virkning flere gange. For at beregne den termiske effekt af snedække på dybden af jordoptøning er forskellige formler blevet foreslået, blandt hvilke den mest berømte er den forkortede formel for V. A. Kudryavtsev.
Vegetationsdække påvirker udviklingen af frosne sten gennem de resulterende ændringer i varmeoverførslen mellem jorden og atmosfæren [2] . I den sydlige tundra på Gydan-halvøen, i områder med et tykt (15-20 cm) mosdække, overstiger tykkelsen af STS således ikke 30 cm, og under medaljonpletter (helt uden vegetation) den øvre grænse. af permafrosten ligger i en dybde på omkring 1 meter. Under naturlige forhold sker ikke kun vegetationsdækkets indflydelse på udviklingen af frosne lag, men også sidstnævntes omvendte indflydelse på vegetationsdækket ( Tyrtikov , 1963). Vegetationens indflydelse viser sig især i ændringer i dybden af frysning og optøning, når plantesamfund ændrer sig. Ifølge A.P. Tyrtikov , inden for den sydlige tundra og det meste af den asiatiske skov-tundra, falder udviklingen af vegetation, og ødelæggelsen af vegetation øger dybden af jordoptøning, normalt med ikke mere end en meter. I dette område, efter ødelæggelsen af vegetation, øges termokarst , termisk erosion og jordskred processer ofte, søer, sumpe og andre aftagende landformer dannes.
Den kryogene struktur af STS er ekstremt forskelligartet, afhængigt af sammensætningen og fugtindholdet af jord, fryseforhold og andre faktorer. Fint spredt jord er af største interesse for videnskabelige og praktiske formål. Frysning af det aktive lag i sandet lerjord i den sydlige del af Gydan-halvøen er ledsaget af isfrigivelse og fører til dannelsen af forskellige kryogene schlieren-teksturer og bestemmer i sidste ende graden af jordhævning.
Den trelags kryogene struktur af STS observeres oftest. Den øvre iskolde horisont har en lagdelt kryotekstur , den midterste er en "tørret" horisont med en massiv tekstur og lav luftfugtighed (15-20%), og den nederste tynde (5-10 cm) med en ikke-netformet tekstur. Ofte observeres en tyk schliere (op til 10-15 cm) is ved grænsen mellem STS og IMF [3]