アクティブ層

永久凍土のある環境では、活動層は夏に解け、秋に再び凍結する土壌の最上層です。永久凍土の有無にかかわらず、すべての気候において、土壌の下層の温度は、周囲の温度の影響が最も大きい地表の温度よりも安定しています。つまり、長年にわたって、冬の冷却と夏の加熱（温帯気候の場合）の影響は、深さが増すにつれて減少します。^[1]

冬の気温が水の氷点下であれば、土壌に霜前線が形成されます。この「霜前線」は、凍った土壌と凍っていない土壌の境界であり、春と夏が来ると、土壌は常に上から下に向かって解凍されます。夏の加熱が冬の冷却を上回った場合、土壌は夏の間に完全に解凍され、永久凍土は存在しなくなります。これは、年間平均気温が 0 °C (32 °F) を超える場合に発生しますが、粗い質感の母材 (植生)があり、太陽にさらされている場所では、年間平均気温が 0 °C をわずかに下回る場合にも発生します。

凍った土壌を完全に解かすのに十分な熱がない場合、永久凍土が形成されます。この環境における活動層は、夏の間に解ける土壌の最上層から成り、一方、非活動層は、熱が浸透しないため一年中凍っているその下の土壌を指します。液体の水は活動層の下には流れることができないため、永久凍土環境は排水が非常に悪く、沼地になりがちです。

活動層の厚さは、表面の太陽熱加熱による永久凍土地域の 年間平均融解深度です。

したがって、活動層の厚さの主な決定要因は、夏の最高気温です。気温が 0 °C をわずかに上回るだけであれば、活動層は非常に薄くなります (エルズミーア島ではわずか 10 cm )。一方、非常に暖かい場合は、活動層ははるかに厚くなり (ヤクーツクでは約 2.5 m )、永久凍土が不連続で土壌の解凍が早く始まる場合は、活動層はさらに厚くなります (イエローナイフでは 5 m )。土壌の母材も重要です。砂質または砂利質の母材でできた土壌の活動層は、ローム質または粘土質の母材でできた土壌の活動層よりも最大 5 倍深くなることがあります。これは、粗い材料の方が土壌への熱伝導性が大幅に高くなるためです。

これは重要なことです。なぜなら、植物の根は活動層を超えて伸びることができず、その厚さによって制限されるからです。したがって、連続した永久凍土環境では、植物は浅い根を持つ必要があり、カラマツなどの特殊な種の樹木の成長が制限されます。不連続な永久凍土の地域では、ほとんどの針葉樹は容易に成長できます。

凍結撹乱は活動層で作用する支配的な力であり、活動層全体の組成を全体的に均一にする傾向があります。しかし、極寒の気候で風化の速度が低いため、永久凍土地域では母岩の違いによる土壌組成の変動が非常に顕著です。

有機物の分解速度が遅いということは、ゲリソル（永久凍土）が二酸化炭素のシンクとして非常に重要であることを意味します。この二酸化炭素と他の温室効果ガス（主にメタン）は、ほとんどのゲリソルに残る余分な有機物がゆっくりと分解して生成され、比較的暑い夏にはペレレトク層に混ざり、約5000年から6000年前のより温暖な時期にはその層の下に混ざります。この炭素の貯蔵は、永久凍土の融解が地球温暖化を加速させる可能性があることを意味し、炭素が最近の氷河期の最大期 より前から貯蔵されていた場合、その違いは非常に大きくなる可能性があると指摘する人もいます。

ペレレトクは、複数の夏に渡って凍ったままで、やがて解ける凍土の層である。^[2]ペレレトクは一般に永久凍土地帯に発生するが、永久凍土の下にある地域以外でも見られる。^[3]永久凍土は比較的永久に凍ったままの地面であるため、永久凍土とは区別される。ペレレトクと永久凍土の区別は普遍的に定義されているわけではないようで^[4]、実際、現場で両者を区別することは困難である。^[5]凍土は、凍っている期間に基づいて、1) 永久凍土 (永久に凍った状態)、2) ペレレトク (複数年凍った状態)、3) 季節的に凍った地面の 3 つの異なるタイプに分類されることがある。^[6]

ペレレトクは凍結期間が比較的短いため、特に涼しい夏や特に寒い冬のために異常に長い期間凍結したままになっている活動層の一部であると考えられます。^[7]

ペレレトクはロシア語で「夏を生き延びるもの」^{[7]を意味し、インターゲリソル[8]}としても知られています。

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