Введение

Еще М. В. Ломоносов говорил, что российское могущество прирастать будет Сибирью и Северным океаном. Сейчас освоение Российского Севера идет полным ходом, поэтому далеко не простые природные условия региона должны быть хорошо изучены. Изучены в динамике их развития, чтобы понять их происхождение и выявить направленность будущего изменения. Главная особенность природы Российской Арктики и Субарктики — это существование криолитозоны [1, 2], повсеместное развитие вечной мерзлоты и своеобразных форм мезо- и микрорельефа, сформированных тепло- и массообменными процессами в мерзлых грунтах (так называемый мерзлотный, или криогенный, рельеф). Формирование мерзлоты началось 2,5 млн л. н., в начале четвертичного периода (плейстоцена), как реакция на начавшееся незадолго до этого резкое ухудшение климата и активизацию тектонической деятельности (неотектонический период) [3]. Колебательные изменения климата вместе с разноплановыми тектоническими движениями отражались в характере развивающейся мерзлоты, формируя разнообразные ее типы, и закреплялись в чертах мерзлотного рельефа.  Формировалось большое разнообразие (зональное и долготное) типов мерзлых пород и мерзлотного рельефа, которые сохраняли информацию о характере природных процессов в плейстоцене-голоцене и динамике климата. 

Актуальность данного исследования определяется тем, что выявление единой цепи природных процессов в их последовательной преемственности позволяет понять современные закономерности природы Арктики  и прогнозировать ее дальнейшее развитие. Это определит и экологическое состояние региона. Важность подобного исследования усугубляется еще и тем, что в современных представлениях о четвертичной геологической истории Российской Арктики и Субарктики нет единства мнений. Спор, например, о том, что покровные оледенения или морские трансгрессии преобладали в плейстоцене, продолжается многие десятилетия [4]. Мерзлотный рельеф — это результат процессов в мерзлых и замерзающих грунтах, постоянно происходящих в условиях холодного климата. В этом его генетическая связь с природными условиями районов устойчивого охлаждения, современными и в прошлом. Поэтому в мерзлотном рельефе прослеживается преемственность от древних эпох к современности, и он может рассматриваться как «свидетель» четвертичной истории Российской Арктики, содержащий в себе черты прошлых эпох. 

В данной статье делается попытка путем анализа мерзлотного рельефа, разнообразия его типов и основных закономерностей развития реконструировать плейстоцен-голоценовую геологическую историю Российского Севера с целями установить последовательный ход природных событий, приведших к современному облику региона, и выявить тенденции их дальнейшего развития.



Криолитозона и мерзлотный рельеф Российской Арктики

Вечная мерзлота Российской Арктики и Субарктики в своем распространении обнаруживает широтную зональность и долготную секторность (рис. 1), обусловленные общими природными условиями и особенностями развития   в четвертичный период.

Главная особенность — это резкое увеличение площади криолитозоны с запада на восток вслед за сменой морского климата континентальным. На карте хорошо видны зональная и долготная закономерности. С севера на юг выделены полярная, субполярная и бореальная зоны, а внутри них — океанический (западный) и континентальный (восточный) секторы. Хорошо видно расширение криолитозоны с запада на восток (от океанического более мягкого климата к континентальному суровому климату): южная граница, располагаясь примерно на широте Полярного круга в пределах европейского севера, заметно продвигается к югу в восточном направлении и в азиатской части России продвигается за ее пределы вплоть до Тибета. Поэтому в западном секторе выделена еще и суббореальная зона, где вечная мерзлота отсутствует и имеет место только сезонное промерзание грунтов, не имеющая аналога в континентальной области. Характер мерзлотного рельефа в целом подчиняется этим же закономерностям.

Анализ особенностей распространения разных типов мерзлотного рельефа выявляет условия их формирования. В нем по классификации А. И. Попова [1, 5] следует выделить три группы, в основе каждой из которых лежит один из двух главных процессов, формирующих данный тип рельефа. Поясним, что в мерзлых грунтах из‑за постоянно меняющейся температуры возникают физико-механические напряжения (сжатия — растяжения), приводящие, во-первых, к растрескиванию и, во-вторых, к пучению поверхности. На основании этого А. И. Поповым [5] выделены: 1) макроструктурный рельеф, предопределенный морозобойными трещинами под влиянием температурных градиентов «воздух — грунт»); 2) микроструктурный рельеф, предопределенный трещинами усыхания под влиянием влажностных градиентов в грунтах; 3) аструктурный рельеф, связанный не с трещинообразованием, а с миграцией воды к поверхности и ее пучением. А. И. Поповым выделены и стадии развития форм мерзлотного рельефа — стадии восходящего и нисходящего развития.

Это небольшое число факторов-причин формирует большое разнообразие форм мерзлотного рельефа, который будет рассмотрен ниже. Анализ рельефа следует проводить в долготном направлении, в котором наблюдаются наибольшие различия между западным и восточным секторами Российского Севера.



Западный сектор — север Западной Сибири и Европейский Север

Западная Сибирь — это регион, для которого характерно отчетливое проявление природной зональности , что связано с преобладанием равнинного рельефа и широтной дифференциацией поступления солнечного тепла. Среднегодовая температура грунтов изменяется с севера на юг — от   –9оС до –3оС в зоне тундр и лесотундры, от –3оС до 0оС в зоне северной и средней тайги. Криогенный рельеф повторяет эту зональность как в характере распространения его разных типов, так и в изменении стадий развития. На рис. 2 представлена совмещенная карта, где показана четкая приуроченность типов криогенного рельефа (по [5]) к природным зонам (по [6]), и это говорит о соответствии данной закономерности современному (голоценовому) тепловому развитию региона.

Одновременно следует отметить, что зональное распространение мерзлотного рельефа в ряде случав нарушается, и это отражает некоторые особенности развития рельефа региона во времени.

Анализ совмещенной карты на рис. 2 позволяет выявить важную закономерность: подавляющая часть форм мерзлотного рельефа подчиняется современной зональности. Так, наиболее распространенный макроструктурный полигональный рельеф развит только севернее Полярного круга, в зонах тундры и лесотундры. Его стадии развития тоже меняются с севера на юг. В самой холодной арктической тундре (севернее 70о с. ш.) имеет место полигонально-валиковый рельеф с полигонально-жильными льдами в стадии роста (рис. 3А) — формы восходящего развития, развивающиеся и в настоящее время. По мере движения к югу рельеф постепенно переходит в стадию нисходящего развития. В типичной тундре и частично в южной тундре распространен безваликовый полигональный рельеф (рис. 3Б), где ледяные жилы уже не растут, но и не деградировали, а находятся в стадии консервации. Еще южнее, в лесотундре и частично около границ южной тундры и северной тайги, преимущественно в торфяных массивах водоразделов имеет место полигональный рельеф в стадии нисходящего развития — плоскобугристые торфяники (рис. 3В) — сохранившиеся в виде плоских бугров полигоны на фоне вытаявшего по трещинам льда. В зоне тайги полигональные формы рельефа уже отсутствуют.

Среди макроструктурного рельефа на совмещенной карте (рис. 2) выделен как особый тип крупноблочный рельеф. Он тоже развит на всей площади севернее Полярного круга, но отличается от других форм макроструктурного рельефа тем, что в нем не прослеживается изменений стадий развития, связанных с современной зональностью. Эти формы распространены на самой высокой и древней в регионе среднеплейстоценовой (QII по последней стратиграфической шкале [7]) морской равнине и представляют собой полигоны-блоки размером до нескольких сотен метров в поперечнике и межблочными понижениями шириной до нескольких десятков метров (рис. 4).

Пространственные закономерности крупноблочного рельефа полностью отвечают геоморфологическому устройству региона. Последнее определено тектоникой, обусловившей в плейстоцене трансгрессии и регрессии Арктического океана и создавшей в Западной Сибири ступенчатый рельеф [9, 10, 11]. Ступени — это морские равнины, последовательно осушавшиеся в эпохи позднеплейстоценовой регрессии после максимальной трансгрессии в среднем плейстоцене (рис. 5).

На рис. 5 видно последовательное осушение морских равнин в позднем плейстоцене: сначала морская среднеплейстоценовая (QII2–4), затем морская   казанцевская QIII1, потом лагунно-аллювиальные зырянская QIII2 и каргинская QIII3, аллювиальная сартанская QIII4) и современная аллювиальная пойма QIV. На каждой из этих поверхностей после осушения развивались криогенные процессы и формировался криогенный рельеф в соответствии с климатом эпохи. На доголоценовых первичных морских равнинах после их осушения происходило морозобойное растрескивание, но из‑за отсутствия регулярного затопления водораздельной поверхности в трещинах не росли полигонально-жильные льды, а происходил процесс нивации (измельчение грунта под влиянием снежниковой влаги) и формировались грунтовые жилы [1, 8]. Однотипность крупноблочного рельефа на доголоценовых поверхностях во всех зонах тундры и лесотундре отражает и подтверждает тот факт, что в холодные эпохи плейстоцена имела место гиперзональность, когда на всех северных широтах существовал одинаково холодный климат (явление, отмеченное впервые в работе [12]). Отсутствие современной зональности в стадиях развития крупноблочного рельефа легко объясняется малой льдистостью среднеплейстоценовых отложений и отсутствием в них полигонально-жильных льдов, благодаря чему в голоценовое потепление рельеф сохранился в состоянии, близком к первичному.

Более молодые морские равнины позднего плейстоцена осваивались гидросетью, на них развивались периодически заливаемые пойменные и лайдовые поверхности. На этих поверхностях, и на минеральных, и на торфянистых грунтах, формировался полигональный рельеф с растущими полигонально-жильными льдами (восходящая стадия). В голоценовое потепление восстановилась зональность, и развитие криогенного рельефа оказалось разнонаправленным. Как уже показано на совмещенной карте (рис. 2), на Крайнем Севере сохранялись условия для развития полигонально-валикового рельефа с растущими ледяными жилами, в более южных районах тундровой зоны рост льдов прекратился, но рельеф еще не деградировал, а сменился безваликовыми полигонами с ледяными жилами в стадии консервации, еще южнее, в лесотундре, в торфяниках деградирующий полигональный рельеф с тающими ледяными жилами превратился в плоскобугристые торфяники.

Еще один тип структурного рельефа, не подчиняющийся современной природной зональности, — микроструктурный полигональный рельеф (рис. 6).

Это микрополигональный рельеф, представленный полигонами 1,5–3 м в поперечнике (пятнистая тундра), он развит практически повсеместно. Полигональность связана не с температурными градиентами и морозобойным растрескиванием, а с влажностными градиентами и возникновением трещин усыхания. Он встречается на безлесных участках водораздельных плато и их склонов, на минеральных грунтах, во всех зонах, поскольку формируется в широком диапазоне температур под влиянием местных условий.

Аструктурный рельеф — рельеф, не связанный с предварительным трещинообразованием. Он представлен разнообразными буграми пучения. Распространение этого типа рельефа, как видно из совмещенной карты на рис. 2, следует современной природной зональности, и это указывает на то, что данные образования связаны с современным, голоценовым, тепловым режимом региона. Этот рельеф возник, когда из‑за потепления в климатический оптимум увеличилась мощность слоя сезонного оттаивания и образовалось много грунтовой воды, которая при последующем похолодании мигрировала в промерзающих грунтах на обводненных и заболоченных пространствах к поверхности и формировала бугры пучения. При этом пучение появляется, только лишь начиная с широты южной тундры, где сезонноталый слой достигает заметной мощности. В южной тундре и лесотундре в аллювиальных, озерных и болотных отложениях формируются гидролакколиты — формы напорного пучения с ледяным ядром (рис. 7А).  В зоне северной тайги, преимущественно на торфяниках, развиты миграционные бугры пучения с ядром из высокольдистого грунта, сформированного миграцией грунтовой воды к фронту промерзания (рис. 7Б) [1, 5]. Сейчас эти бугры находятся в стадии деградации (формы нисходящего развития), но одновременно происходит и новообразование таких бугров на торфяных массивах с моховым покровом как реакция на современное потепление [13, 14]. Область развития бугристых форм рельефа простирается вплоть до южной границы вечной мерзлоты.

В результате можно сделать вывод, что пространственные закономерности аструктурного мерзлотного рельефа полностью соответствуют современной структуре теплообмена между грунтом и атмосферой. Аструктурный рельеф на доголоценовых поверхностях, скорее всего, отсутствовал.  Для него не было достаточного количества воды: слой сезонного оттаивания был невелик, вечная мерзлота была низкотемпературная. Он развился, как уже говорилось выше, в голоцене, после того как в период климатического оптимума образовалось много термокарстовых водоемов и болот.

Общий вывод из сказанного: выявленные типы криогенного рельефа и пространственная их закономерность указывают, во-первых, на прямую связь большей части форм рельефа с современным климатом и современной структурой теплообмена, а тем самым и на направленность его дальнейшего развития вслед за развитием климата; во-вторых, на связь некоторых его форм с прошлыми климатами и доголоценовой структурой теплообмена. Тем самым подтверждаются гиперзональный режим холодных эпох плейстоцена и последующий переход к нормальной зональности в голоцене.

Оценивая характер распространения мерзлотного рельефа в Западной Сибири, следует отметить, что на всех перечисленных разновозрастных равнинах региона этот рельеф занимает только верхнюю часть геологического разреза и представляет собой один верхний слой, подстилаемый морскими отложениями. На рис. 5 видно, что геологический разрез не меняется от поверхности вниз, и это значит, что мерзлотный рельеф каждый раз осваивал вновь сформированные осушенные морские равнины. Это подтверждает существование морского бассейна в течение большей части плейстоцена и постепенное формирование морских равнин в процессе отступания моря.

Еще один важный вывод из проведенного анализа — сохранившийся на всех геоморфологических уровнях разных возрастов и во всех типах отложений (морских, лагунно-морских и аллювиальных) полигональный рельеф, будучи антагонистом покровного оледенения, указывает на отсутствие покровного оледенения на севере Западной Сибири во все эпохи.



Европейский Север России, Большеземельская тундра

Здесь развиты те же, что и в Западной Сибири, генетические типы рельефа (рис. 8) [8, 14, 15].  Однако, поскольку этот район расположен несколько южнее и в нем имеют место более южные природные зоны, разнообразие форм рельефа здесь меньшее. Арктическая тундра отсутствует, большую часть территории занимает южная тундра, только в северо-восточной части района, выдвинутой к северу, присутствует типичная тундра.

Регион в своей равнинной части характеризуется низкой контрастностью рельефа и малыми климатическими изменениями. Разница в среднегодовых температурах воздуха здесь не превышает 3оС. Температуры мерзлых пород меняются обычно от 0 до –3,5 оС. Тем не менее зональность в характере криолитозоны имеет место и здесь. Пространственные закономерности вечной мерзлоты показаны в табл. 1.

Мерзлотный рельеф здесь тоже отражает климат и направленность тектонических движений в эпохи его формирования.

Макроструктурный рельеф представлен преимущественно крупноблочным рельефом (рис. 4). Это те же, что и в Западной Сибири, древние полигональные формы на междуречьях. Формировались на морской равнине в среднем плейстоцене. Они распространены в южной тундре и северной лесотундре. Общий вид поверхности   с крупноблочным рельефом показан на рис. 9. На поверхности блоков видны более мелкие полигональные структуры с грунтовыми жилами — последующие более высокие генерации.

Как и в Западной Сибири, распространение крупноблочного рельефа не подчиняется современной широтной зональности. Это свидетельствует об ином по сравнению с голоценом тепловом режиме грунтов в плейстоцене и служит дополнительным подтверждением гипотезы о гиперзональном характере климата холодных эпох того периода.

Геоморфологическая структура Европейского Севера, выявляя, как и в Западной Сибири, определенную высотную последовательность все более молодых сначала морских, а потом и аллювиальных равнин (от самой древней и высокой среднеплейстоценовой Роговской морской равнины до современной речной поймы), отражает последовательность морской регрессии моря, начавшейся в конце среднего плейстоцена – начале позднего плейстоцена [17, 18]. Это значит, что Европейский Север России, как и Западная Сибирь, большую часть плейстоцена находился в режиме трансгрессии полярного бассейна.

На осушавшихся с начала регрессии Арктического бассейна поверхностях формировались разные типы мерзлотного рельефа вслед за меняющимся климатом. На осушенной в конце среднего плейстоцена, еще в суровом климате, морской равнине сразу же происходили морозобойное растрескивание и образование полигональной сети. Поскольку регулярного затопления этой высокой поверхности не было, в трещинах не росли ледяные жилы, а происходил нивальный процесс, который измельчал грунт, формировал межблочные понижения и грунтовые жилы. Так создавался крупноблочный рельеф с грунтовыми жилами (рис. 4 и 9).

Более молодые морские равнины осушались в менее холодном на этих широтах климате, поэтому морозобойного растрескивания не происходило и, как следствие, не формировался полигональный рельеф с ледяными жилами. Этим объясняется отсутствие на доголоценовых поверхностях Европейского Севера полигональных систем с жильным льдом.

В условиях южного положения региона, притом отличающегося малым разбросом среднегодовых температур воздуха и грунтов, повышается значимость локальных факторов. Ключевую роль в этом отношении играют голоценовые торфяники (озерно-болотные отложения), широко распространенные на низких водоразделах. Их хорошо известный охлаждающий эффект, усиленный моховым покровом, создает аномально благоприятные условия для криогенеза. Именно на обширных торфяных массивах востока Большеземельской тундры протяженностью до нескольких километров и мощностью торфа до 4 м развит современный полигональный рельеф с маломощными ледяными жилами (рис. 10). Его формирование, как и становление самих торфяников, относится к голоценовой межледниковой эпохе [19, 20].

В распространении этого типа макроструктурного рельефа уже проявляется современная зональность, что говорит о его голоценовом возрасте. Полигональные торфяники развиты в южной тундре [20], в условиях сплошной вечной мерзлоты, главным образом в центральной и северо-восточной частях региона. Места их развития — плоские междуречья, низкие водоразделы и морские и речные террасы. Для них характерны температуры грунта от 0 до –3,5оС. Эти образования сейчас указывают на нарастание вечной мерзлоты вопреки наблюдаемому потеплению климата.

Южнее, при температуре грунтов 0 ÷ –2оС, полигональные формы имеют уже нисходящее развитие и представлены в виде деградирующих в голоцене плоскобугристых торфяников.

Микроструктурный рельеф — это, как и в Западной Сибири, «пятнистая тундра», отвечающая особым местным условиям и мало связанная с общей зональностью. Она характерна для верхних частей склонов и вершин холмов с их обычно разреженной растительностью и малой мощностью снега.

Аструктурный рельеф, как и в Западной Сибири, представлен формами пучения. Из‑за южного расположения района здесь имеют место в основном миграционные бугры пучения с ядром из льдистого грунта слоистой и базально-агрегатной текстуры. Бугры имеют небольшие размеры (преимущественно 2–3 м высоты и 20–50 м в поперечнике), но нередко достигают 12–15 м высоты и 100 м в поперечнике. Развиты в лесотундре и крайнесеверной тайге, то есть в тех же зонах, что и в Западной Сибири. Приурочены обычно к низким участкам озерно-аллювиальных и озерно-болотных равнин, наследующих тектонические депрессии.

Мерзлотный рельеф Европейского Севера, как и Западной Сибири, является важным свидетелем морской плейстоценовой трансгрессии в регионе. Он развит только в верхнем слое геологического разреза каждой из морских равнин и подстилается непосредственно морскими или лагунными отложениями. Это подтверждает мнение ряда исследователей [9, 17, 18], что большую часть плейстоцена регион развивался в морском режиме.

Еще одно свидетельство в споре о четвертичной истории региона — что крупноблочный рельеф, сохранившийся, хотя и в несколько редуцированном виде на древней поверхности холодной плейстоценовой эпохи, исключает существование покровного оледенения в равнинной части региона. Это касается всех эпох плейстоцена. Это видно и на карте (рис. 8): на Кольском полуострове и полуострове Канин нет полигональных форм рельефа, а восточнее они уже присутствуют. Это значит, что полуостров Канин являлся восточной границей распространения Скандинавского покровного ледника. Структурные формы криогенного микрорельефа на севере Кольского полуострова формировались уже в голоцене после исчезновения ледникового покрова.



Восточный сектор: Северо-Восточная Сибирь

Природа восточного сектора Арктики резко отличается от западного сектора.  Этот преимущественно горный регион характеризуется резко континентальным суровым климатом и антициклональным режимом. Такие условия в регионе установились еще в плиоцене, 5–7 млн лет назад, во время альпийского тектогенеза, когда поднятие Памиро-Гималайского горного пояса блокировало поступление в Северную Азию теплых воздушных масс с Индийского океана. Как результат — восточный сектор в течение всего плейстоцена развивался в континентальном климате и антициклональном режиме. Горный район восточного сектора Арктики и в настоящее время продолжает испытывать неотектоническое воздымание [21]. Равнины в регионе сложены аллювиальными, озерно-аллювиальными, озерно-болотными континентальными отложениями [22]. Морские отложения присутствуют только на некоторых северных островах — Новосибирских, Анжу и др.

Широтная зональность в регионе проявляется слабо, она подавляется высотной поясностью: северные типы ландшафтов по горным системам распространяются далеко на юг, создавая на обширных территориях однородно холодные условия, при которых среднегодовая температура воздуха остается низкой и почти не меняется от одной природной зоны к другой (табл. 2).

Суровость условий обусловливает в регионе преобладание таких криогенных процессов, как морозобойное растрескивание и, как следствие, формирование макроструктурного рельефа — полигонального рельефа с крупными ледяными жилами, так называемый ледовый комплекс (рис. 11). Развитая речная сеть и обилие паводковых вод, регулярно перекрывающих обширные поверхности, способствуют повсеместному развитию этого рельефа, не считаясь с природной зональностью.

Характерная черта региона — небольшой набор типов мерзлотного рельефа. Преобладает полигональный рельеф с ледяными жилами. Это связано с тем, что равнины Северо-Восточной Сибири из‑за, как уже говорилось выше, развитой речной сети в течение всего плейстоцена были областью аккумуляции. И в суровых климатических условиях во все эпохи происходил один и тот же процесс — активное морозобойное растрескивание грунтов. Ежегодные обширные половодья способствовали формированию мощных (до 35–40 м) сингенетических полигонально-жильных льдов. В каждую эпоху формировался ледовый комплекс с растущими ледяными жилами. При этом новые ледяные жилы, растущие в следующую эпоху, внедрялись в нижележащие жилы прошлой эпохи (рис. 12), оставляя их погребенными.

Формировалась толща, состоящая из перекрывающих друг друга однотипных слоев, отражающая однотипные условия осадконакопления (рис. 13). Формирование ледового комплекса продолжается и сейчас.

Все это говорит о том, что регион развивался в плейстоцене практически в одинаковых повышенно холодных условиях, при которых колебания климата слабо отражались на характере криогенных процессов. Это подтверждается и в работе [24].

Вторым типом мерзлотного рельефа в Восточной Сибири являются крупные термокарстовые котловины — аласы. Они образуются из‑за таяния участков ледового комплекса, когда при потеплении увеличившийся сезонноталый слой достигает глубины залегания полигонально-жильных льдов. Их образование происходило в голоцене, в эпоху климатического оптимума (около 5500 лет назад), когда среднегодовая температура воздуха в центральных и южных районах Якутии повысилась на 1–2оС, а в северных — на 2–3оС по сравнению с современной [25].  Надо сказать, что такое повышение температуры воздуха в столь суровом климате не слишком заметно, и аласы сформировались всего на 19% площади, занятой ледовым комплексом [25]. Причинами их образования, как вытекает из работы [25], являются сугубо местные условия — неравномерное накопление снежного покрова и лесные пожары. Они приводили к увеличению глубины сезонного оттаивания грунтов до верхних горизонтов ледового комплекса, и из‑за высокой льдистости грунтов в регионе формировались озера и болота — замкнутые котловины-аласы или вытянутые аласные долины.

Третий тип мерзлотного рельефа, развитый в регионе, — булгунняхи. Это высокие (до 30, реже 50 м) бугры напорного пучения (инъекционного генезиса) с крупным ледяным ядром. Формируются в зарастающих аласах, где много воды, при очередном похолодании и новом промерзании грунтов (рис. 14).

На равнинах Северо-Восточной Сибири широко развиты байджарахи — формы нисходящего развития. Это разрушающийся полигональный рельеф, где лед по трещинам вытаивает, а центры полигонов еще сохраняются, принимая вид «домиков» (рис. 15).

В распространении байджарахов не прослеживается какой-либо общей закономерности. Они образуются на любой широте под влиянием сугубо местных условий, как правило при разрушении ледового комплекса в открытых береговых обнажениях.

Подводя итог анализу мерзлотного рельефа региона, следует подчеркнуть, что он практически во все эпохи плейстоцена и голоцена находился в стадии восходящего развития. Формы нисходящего развития (аласы, байджарахи) занимают в регионе сравнительно небольшие площади и обусловлены местными факторами. Поверхности морских низких террас, дельт и пойм рек, так же как и днища аласов, всегда являлись и являются сейчас участками преобладающей аккумуляции осадков, поэтому главными рельефообразующими процессами были морозобойное растрескивание, формирование полигонального рельефа и сингенетический рост ледяных жил. На всех таких молодых аккумулятивных уровнях и сейчас формируется полигональный рельеф (полигоны 20–30, до 100 м в поперечнике). Характерным примером является Халерчинская тундра в низовьях р. Колымы (рис. 16).

Заключение

На основании выявленных пространственных закономерностей распространения мерзлотного рельефа представляется возможным уточнить ряд дискуссионных вопросов плейстоцен-голоценовой истории Северной Евразии.

Во-первых, с большой степенью определенности, можно утверждать, что западный и восточный секторы Северной Евразии развивались в принципиально разных режимах: западный — в режиме морской трансгрессии, а потому и морского осадконакопления, восточный — в континентальных условиях с озерно-аллювиальным осадконакоплением.

Во-вторых, климат в своей динамике проявлялся неодинаково в двух секторах. В западном секторе он испытывал значительные колебания, и это приводило к неоднократным в течение плейстоцен-голоцена изменениям теплового режима грунтов и характера теплообмена их с атмосферой. В восточном секторе климатические колебания были минимальными, и здесь в течение всего времени сохранялся стабильный, однородно холодный тепловой режим грунтов.

В-третьих, в связи с этим набор типов мерзлотного рельефа на равнинах двух секторов также формировался по-разному. В западном секторе, где сосуществовали области аккумуляции осадков, денудации (сноса осадков) и стабилизации накопления и сноса осадков, получили развитие практически все возможные формы криогенного рельефа. В восточном секторе в условиях повсеместной аккумуляции осадков и однородно сурового климата сформировался ограниченный спектр форм. На больших пространствах преобладает полигональный рельеф с крупными ледяными жилами, в меньшей мере — аласы (термокарстовые формы), булгунняхи (формы напорного пучения) и байджарахи (разрушающийся полигональный рельеф).

В-четвертых, в двух секторах Северной Евразии наблюдаются различия и в стадиях развития мерзлотного рельефа. В западном секторе четкая природная зональность отразилась в закономерном увеличении доли форм нисходящего развития по направлению с севера на юг. В восточном секторе такой закономерности не прослеживается. На всей территории региона сохраняется активность развития полигонального рельефа (формы восходящего развития). Формы нисходящего развития, такие как аласы и байджарахи, образуются на любой широте под влиянием сугубо местных условий.

В-пятых, на равнинах Северной Евразии покровное оледенение отсутствовало на протяжении всего плейстоцена. Оледенение горно-долинного типа имело место лишь в горных системах.
Таким образом, особенности распространения и развития мерзлотного рельефа позволяют реконструировать основные этапы природной эволюции Северной Евразии, подтвердить принципиальные различия между западным и восточным секторами региона и уточнить характер климатических и геоморфологических процессов, определявших формирование современного облика Арктики и Субарктики.