Лицам сугубо заинтересованным. Для остальных - просто флуд. Мерзлотное описание Памиро-Алая.
Памиро-Алайский район.
Это горная система, объединяющая хребты, расположенные на юго-востоке Средней Азии, к югу от Ферганской котловины: Алайский, Туркестанский, Зеравшанский, Гиссарский и их запад¬ные отроги, Памир, западные и юго-западные оконечности и от¬роги хребтов Петра Первого и Дарвазского. Памир - самое высокое горное сооружение Памиро-Алая и всего Советского Со¬юза. Горы Памира поднимаются выше 5-7 тыс. м. Границей Советского Памира является на востоке СарыпольскиЙ хребет, на юге Памир граничит с горной системой Гиндукуш.
Ярусность - главная особенность рельефа Памира. Горные поднятия Памира представляют собой систему мощных парал¬лельных хребтов широтного направления, восточная половина ко¬торых, как бы спаянная между собой на высоте 4000 м днищами широких пологих долин и бессточных котловин, образует Восточ¬ный Памир. На западе хребты отделены друг от друга узкими глубокими долинами рек, впадающих в Пяндж па уровне 1600- 1800 м. Западный Памир отличается от Восточного не только огромными относительными превышениями, но и большими аб¬солютными отметками. Он глубоко расчленен речными долинами, в результате чего относительные высоты хребта здесь в 2-3 ра¬за превышают восточнопамирские.
Горная система Алая закончила геосинклинальное развитие в верхнем палеозое в герцинскую эпоху складчатости. Горный рельеф существовал на Памире и до эпохи выравнивания, завершившейся в нижнем неогене. Современное высотное положе¬ние Памиро-Алая определено новейшими тектоническими движе¬ниями, возродившими горный рельеф. В настоящее время движение земной коры не прекратилось, о чем свидетельствует высокая сейсмичность. В строении Памиро-Алая принимают участие в ос¬новном палеозойские, сильнодислоцированные и часто метаморфизованные породы, прорванные разнообразными по составу ин¬трузиями. Горные хребты имеют антиклинальную структуру, ус¬ложненную многочисленными разрывными нарушениями.
Вертикальная поясность ландшафтов выражена на Памире менее четко, чем в других горных районах Средней Азии. Памир находится в субтропическом поясе, по громадный размах высот, вызывающий яркое проявление вертикальной климатической по¬ясности, приводит к тому, что климат большей части Памира очень суров. Он отличается исключительной континентальностью и сухостью, В северной и средней частях Восточного Памира вы¬падает менее 100 мм, а местами менее 75 мм осадков в год. В южной части Восточного Памира их количество несколько уве¬личивается - до 100-130 мм. В долинах Западного Памира к югу от Ванчского хребта среднегодовая сумма осадков колеблет¬ся от 90 до 260 мм, но на горных склонах увеличивается до 500 мм. К северу от Ванчского хребта количество осадков за¬метно возрастает. Северо-западный Памир вообще отличается значительной влажностью.
Максимум осадков на Западном Памире приходится на зим¬не-весенний период, лето здесь резко засушливое, В Восточном Памире максимум осадков поздневесенний и летний. Это связа¬но с особенностями циркуляционных процессов над Тибетом. Вы¬ше 3500 м в течение всего годэ осадки выпадают в твердом виде.
Климат Восточного Памира отличается суровостью: на высо¬те 3600 м средняя температура января -17,8°, а июля - всего +13,9°. В долинах Западного Памира температура выше: на вы¬соте 2100 м среднеянварская температура -7,4°, среднеиюльская +22,5°. О суровости климата свидетельствует незначительная продолжительность безморозного периода или его отсутствие во¬обще на высотах более 3700 м.
Снеговая линия на Памире расположена высоко и распре¬деляется неравномерно: в юго-западной части - на высоте 4000 м, а в восточной - на 5000-5200 м. Снежный покров на Памире очень неустойчив из-за большого числа ясных дней и вы¬сокой инсоляции. Испарение снега за зиму составляет более 50% от суммы твердых осадков.
Современное оледенение Памира охватывает почти 11% его площади и составляет 8041 км2. В северо-западной части Пами¬ра расположен величайший горно-долинный ледник Федченко длиной свыше 71 км. На Восточном Памире оледенение развито меньше, чем на Западном. Здесь преобладают небольшие скло¬новые ледники и фирновые пятна на водоразделах и плоских вершинах.
Отдельные части Памиро-Алая существенно отличаются друг от друга по климатическим условиям, - это одна из отличительных черт этой горной системы. Северная и западная части име¬ют менее континентальный климат, чем восточная, внутренняя часть. Снежный покров в высокогорье Гиссарского хребта состав¬ляет несколько метров. Глубокое расчленение хребтов Западного Памира, Гиссара и Алая препятствует застаиванию холодного воздуха зимой. Исключение составляет Алайская долина. На Во¬сточном Памире, напротив, широко распространены замкнутые котловины, в которых часто застаивается переохлажденный зим¬ний воздух, определяя крайне низкие среднегодовые температуры. Здесь же отмечается очень малая мощность снежного покрова, что в свою очередь способствует дальнейшему охлаждению грун¬та. В связи с изложенными особенностями годовая нулевая изо¬терма температуры воздуха располагается на севере и северо-западе Памиро-Алая на высоте 3000-3100 м, на крайнем юге поднимается до 3700-3800 м (Горбунов, 1978). Различия в про¬мерзании горных пород на периферии и во внутренних частях Памиро-Алая, связанные с разной мощностью снежного покрова и разной степенью увлажнения, на высотах более 5000 м исчеза¬ют, ибо снег здесь на крутых склонах практически отсутствует.
А. П. Горбунов (1978) предлагает мерзлые толщи Памиро-Алая разделять на кратковременно-, сезонно- и вечномерзлые (многолетнемерзлые). Кратковременное промерзание происходит в ночное время во всех высотных поясах, но оно проявляется по-разному, так как зависит от многих факторов, в том числе от растительного покрова, состава почвогрунтов, экспозиции и др. Кратковременномерзлые грунты представляют собой изменчивый во времени и пространстве поверхностный слой почв и грунтов, мощность которого обычно составляет 3-5 м. В низкогорье (1000-1500 м) и среднегорье (1500-2500 м) кратковременное промерзание поверхности происходит весной и осенью, а на уча¬стках, лишенных снежного покрова, и зимой. В среднегорье чис¬ло переходов температуры грунта через 0° заметно возрастает, заморозки на почве могут происходить и летом. В высокогорье (выше 3000 м) кратковременное промерзание становится типич¬ным для ночного времени в течение всего теплого периода, а вы¬ше 3800 м (4200 м на юге) ночное промерзание становится еже¬суточным в летний период. Выше 6500-7000 м оттаивание по¬верхности даже летом становится эпизодическим и лишь на скло¬нах южной экспозиции. Распределение снежного покрова оказы¬вает решающее влияние на характер кратковременного промер¬зания. Там, где снежный покров достаточно устойчив (по пери¬ферии горной страны), резко сокращается ночное промерзание грунтов. На бесснежных же склонах южной экспозиции внутрен¬них районов (на высоте 3700-3800 м) возможно дневное оттаи¬вание поверхности даже зимой.
В низкогорье как на заснеженных, так и обнаженных склонах глубина сезонного промерзания составляет первые десятки сан¬тиметров, а в среднегорье может достигать 2 м на участках с ма¬ломощным снежным покровом. В высокогорье же глубина сезонного промерзания достигает 2,5-3 м на высоте 3500 м и 4,5 м на высоте 3800 м. На высотах более 6000-6500 м сезонное про¬мерзание смыкается с вечной мерзлотой, а летом и днем оттаивает всего несколько сантиметров. Вечномерзлые грунты по их распространению разделяются также на островной, прерывистый и сплошной типы мерзлоты. А П Горбунов (1978) предлагает следующие критерия для вы¬деления этих типов. Нижняя граница островной мерзлоты определяется появлением массивов мерзлых грунтов на крутых скло¬нах северной экспозиции. Нижняя граница прерывистой мерзло¬ты - развитием ее на всех склонах, кроме склонов южной экс¬позиции, тогда как нижним пределом развития сплошной веч¬ной мерзлоты является ее появление на всех склонах. Естест¬венно, что и в поясе развития сплошной вечной мерзлоты могут и5ыть сквозные талики под крупными озерами, в зоне обводненных разломов, под крупными долинными ледниками. Достоверные данные о температурном режиме мерзлых толщ Памиро-Алая отсутствуют. А. П. Горбунов (1978), используя вы¬явленные для Тянь-Шаня зависимости между среднегодовыми тем пера ту рами воздуха я грунта на глубине 3,2 м и нулевых годовых амплитуд, считает, что на высоте около 6000 м темпера¬тура скальных пород составляет -11…-15°, а на высоте около
7000 м - -16… -20°.
Мощность мерзлых толщ замерена лишь в нескольких местах. Так, на высоте 3500 м (подножие Заалайского хребта) она рав¬на 20-30 м, на 4050 м (Аличурская долина) - 43 м, на 4840 м (скалы Северо-Аличурского хребта) - 360 м, на 4050-4100 м (рыхло-обломочные толщи у подножия Сарыкольского хребта) - 110 м. Следовательно, на уровне 6000-7000 м можно считать, что мощность вечномерзлых пород достигает многих сотен мет¬ров (Горбунов, 1978).
Изучение криогенного строения мерзлых пород Памиро-Алая сталкивается со многими трудностями. Наиболее изучены мерз¬лые озерные осадки верхнеплейстоценового и голоценового воз¬раста у оз. Каракуль. Высокая льдистость озерных отложений связана с сингенетическим промерзанием разжиженных осадков в субаквальных условиях. Субаэральное же промерзание озерных осадков в условиях крайней аридности климата Восточного Па¬мира не может привести к сколько-нибудь заметному льдовыделению. Для верхней части разрезов вечномерзлых озерных отло¬жений верхнеплейстоценового и голоценового возраста характер¬но наличие двух горизонтов: с наложенными и унаследованными криогенными текстурами. Горизонт с наложенными слоисто-линзовидными криогенными текстурами образован при сингенетиче¬ском промерзании слаболитифицированного мелководного осад¬ка. Формирование эпикриогенного горизонта с унаследованными криогенными текстурами происходит в результате процессов крайне медленного промерзания со стороны сингенетического го¬ризонта с наложенными криогенными текстурами.
Криолиты инъекционного происхождения (современные и ис¬копаемые) представлены ледяными ядрами сезонных и многолет¬них бугров пучения, широко развитых в осушаемых озерных кот¬ловинах (Ермолин, 1978). Современные инъекционные льды хо¬рошо выражены в рельефе, являются индикаторами водовыводящих таликовых зон тектонического происхождения и формиру¬ются при промерзании замкнутых подозерных и подрусловых та¬ликов. Ископаемые инъекционные льды, несмотря на большую мощность, в рельефе обычно не выражены и развиты в верхне¬плейстоценовых и голоценовых отложениях.
Жильные льды в вечномерзлых озерных осадках не обнару¬жены. Морозобойное растрескивание развито только в слое се¬зонного оттаивания из-за недостаточно низкой температуры на подошве слоя годовых колебаний. Это свидетельствует о стабиль¬ности мерзлотных условий с верхнего плейстоцена до настояще¬го времени (Ермолин, 1979). Промерзание моренных толщ верх¬неплейстоценового и голоценового возраста происходило в усло¬виях повышенной инфильтрации талых ледниковых вод. Высокая льдистость и однородность криогенного строения моренных на¬коплений свидетельствует о сингенетическом их промерзании (Горбунов, 1978). Основными типами подземных льдов в моренах являются лед-цемент, сегрегационные, термокарстово-пещерные и погребенные глетчерные льды.
Криогенное строение скальных массивов зависит от характера трещиноватости в них и гидрогеологических условий.
В связи с тем что степень изученности состава, строения и распространения мерзлых толщ Памиро-Алая все еще недоста¬точна, в настоящее время трудно судить об истории их форми¬рования и развития в верхнем плейстоцене и голоцене. Считает¬ся (Горбунов, 1978), что в голоцене среднегодовые температуры воздуха здесь почти не отличались от современных, а смещение границы вечной мерзлоты не превышало 150-200 м. Во время максимального развития ледников в верхнем плейстоцене сред¬ние летние температуры воздуха были на 3° ниже современной, и при условии такой же континентальности пояс вечной мерзло¬ты спускался на 600 м ниже, чем в настоящее время. Убедитель¬ных фактов, подтверждающих деградацию мерзлых толщ Пами¬ро-Алая, в настоящее время нет.
В высокогорье Памиро-Алая криогенные рельефообразующие процессы преобладают над эрозионными и гравитационными. В связи с этим криогенные формы рельефа имеют здесь широ¬кое распространение. Следует отметить, что морфология и раз¬меры криогенных форм на Памиро-Алае во многом сходны с аналогичными формами Тянь-Шаня.
Солифлюкция и связанные с ней формы на Западном Памире развиты чрезвычайно слабо, ибо природные условия здесь край¬не неблагоприятны для ее развития: на тех высотах, где сезон¬ное промерзание достигает значительной глубины, отсутствует (из-за большой крутизны склонов) мелкозем. В Восточном Па¬мире солифлюкция также развита незначительно из-за сильной аридности климата. Солифлюкционные формы развиты здесь преимущественно на склонах северной экспозиции на высоте от 3600-3900 до 4500-5000 м.
Довольно хорошо развиты, но менее распространены, чем на "Тянь-Шане, структурные грунты на Памиро-Алае, представлен¬ные многоугольниками, отсортированными полосами. В поясе распространения сезонного промерзания эти формы всегда круп¬ны и лучше развиты, чем в поясе кратковременного (суточного) промерзания. Развитию структурных грунтов, как и в случае с солифлюкцией, на Восточном Памире мешает засушливость кли¬мата, а на Западном - чрезвычайная расчлененность рельефа. В долинах рек, по берегам озер, на увлажненных поверхно¬стях низких террас довольно распространены формы, связанные с пучением. Мелкобугристые (кочковатые) формы на минераль¬ном субстрате - туфуры - имеют наибольшее распространение. Это невысокие (до 0,5 м) куполообразные взбугрения мохово-осоковой дернины. Поперечники основания туфуров равны 1- 2 м. Они располагаются, как и в других горных системах, скоплениями или параллельными рядами, а часто развиваются пополигональной сети, предопределенной морозобойным растрески¬ванием. В Алайском и Туркестанском хребтах туфуры формируются выше 2500 м, в Алайской долине - выше 2600, в долине Гунта, на западном Памире - выше 3200 м. В, таких же местах, а также вблизи выходов подземных вод часто образуются сезон¬ные бугры пучения. Особенно часто они приурочены к наледным полянам. Высота бугров в среднем не превышает 1,5 м при диа¬метре в основании 5-8 м. Особенно широко сезонные гидролак¬колиты развиты по долинам рек Музкола, Караджилги, Акджилги, Оксу. Они всегда распространены в пределах вечномерзлых рыхлосвязанных толщ и не опускаются ниже 3600-3700 м.
Наледи и переработанные наледными процессами участки до¬лин и урочищ - наледные поляны - широко распространены на Восточном Памире, меньше в Алайском хребте и почти отсутст¬вуют на Западном Памире и Гиссарском хребте.
Каменные глетчеры также развиты на Памиро-Алае, хотя их серьезное изучение только начинается. Дугообразные валы и ложбины на их поверхности, свежие фронтальные откосы свиде¬тельствуют о наличии активных каменных глетчеров в этой гор¬ной системе. На хребте Кичик-Алай насчитывается 177 камен¬ных глетчеров, приуроченных преимущественно к склонам север¬ной экспозиции. Наиболее крупные из них имеют длину 3,5- 4 км и спускаются до высоты 2800 м. Встречаются каменные-глетчеры на Гиссарском хребте.
Это горная система, объединяющая хребты, расположенные на юго-востоке Средней Азии, к югу от Ферганской котловины: Алайский, Туркестанский, Зеравшанский, Гиссарский и их запад¬ные отроги, Памир, западные и юго-западные оконечности и от¬роги хребтов Петра Первого и Дарвазского. Памир - самое высокое горное сооружение Памиро-Алая и всего Советского Со¬юза. Горы Памира поднимаются выше 5-7 тыс. м. Границей Советского Памира является на востоке СарыпольскиЙ хребет, на юге Памир граничит с горной системой Гиндукуш.
Ярусность - главная особенность рельефа Памира. Горные поднятия Памира представляют собой систему мощных парал¬лельных хребтов широтного направления, восточная половина ко¬торых, как бы спаянная между собой на высоте 4000 м днищами широких пологих долин и бессточных котловин, образует Восточ¬ный Памир. На западе хребты отделены друг от друга узкими глубокими долинами рек, впадающих в Пяндж па уровне 1600- 1800 м. Западный Памир отличается от Восточного не только огромными относительными превышениями, но и большими аб¬солютными отметками. Он глубоко расчленен речными долинами, в результате чего относительные высоты хребта здесь в 2-3 ра¬за превышают восточнопамирские.
Горная система Алая закончила геосинклинальное развитие в верхнем палеозое в герцинскую эпоху складчатости. Горный рельеф существовал на Памире и до эпохи выравнивания, завершившейся в нижнем неогене. Современное высотное положе¬ние Памиро-Алая определено новейшими тектоническими движе¬ниями, возродившими горный рельеф. В настоящее время движение земной коры не прекратилось, о чем свидетельствует высокая сейсмичность. В строении Памиро-Алая принимают участие в ос¬новном палеозойские, сильнодислоцированные и часто метаморфизованные породы, прорванные разнообразными по составу ин¬трузиями. Горные хребты имеют антиклинальную структуру, ус¬ложненную многочисленными разрывными нарушениями.
Вертикальная поясность ландшафтов выражена на Памире менее четко, чем в других горных районах Средней Азии. Памир находится в субтропическом поясе, по громадный размах высот, вызывающий яркое проявление вертикальной климатической по¬ясности, приводит к тому, что климат большей части Памира очень суров. Он отличается исключительной континентальностью и сухостью, В северной и средней частях Восточного Памира вы¬падает менее 100 мм, а местами менее 75 мм осадков в год. В южной части Восточного Памира их количество несколько уве¬личивается - до 100-130 мм. В долинах Западного Памира к югу от Ванчского хребта среднегодовая сумма осадков колеблет¬ся от 90 до 260 мм, но на горных склонах увеличивается до 500 мм. К северу от Ванчского хребта количество осадков за¬метно возрастает. Северо-западный Памир вообще отличается значительной влажностью.
Максимум осадков на Западном Памире приходится на зим¬не-весенний период, лето здесь резко засушливое, В Восточном Памире максимум осадков поздневесенний и летний. Это связа¬но с особенностями циркуляционных процессов над Тибетом. Вы¬ше 3500 м в течение всего годэ осадки выпадают в твердом виде.
Климат Восточного Памира отличается суровостью: на высо¬те 3600 м средняя температура января -17,8°, а июля - всего +13,9°. В долинах Западного Памира температура выше: на вы¬соте 2100 м среднеянварская температура -7,4°, среднеиюльская +22,5°. О суровости климата свидетельствует незначительная продолжительность безморозного периода или его отсутствие во¬обще на высотах более 3700 м.
Снеговая линия на Памире расположена высоко и распре¬деляется неравномерно: в юго-западной части - на высоте 4000 м, а в восточной - на 5000-5200 м. Снежный покров на Памире очень неустойчив из-за большого числа ясных дней и вы¬сокой инсоляции. Испарение снега за зиму составляет более 50% от суммы твердых осадков.
Современное оледенение Памира охватывает почти 11% его площади и составляет 8041 км2. В северо-западной части Пами¬ра расположен величайший горно-долинный ледник Федченко длиной свыше 71 км. На Восточном Памире оледенение развито меньше, чем на Западном. Здесь преобладают небольшие скло¬новые ледники и фирновые пятна на водоразделах и плоских вершинах.
Отдельные части Памиро-Алая существенно отличаются друг от друга по климатическим условиям, - это одна из отличительных черт этой горной системы. Северная и западная части име¬ют менее континентальный климат, чем восточная, внутренняя часть. Снежный покров в высокогорье Гиссарского хребта состав¬ляет несколько метров. Глубокое расчленение хребтов Западного Памира, Гиссара и Алая препятствует застаиванию холодного воздуха зимой. Исключение составляет Алайская долина. На Во¬сточном Памире, напротив, широко распространены замкнутые котловины, в которых часто застаивается переохлажденный зим¬ний воздух, определяя крайне низкие среднегодовые температуры. Здесь же отмечается очень малая мощность снежного покрова, что в свою очередь способствует дальнейшему охлаждению грун¬та. В связи с изложенными особенностями годовая нулевая изо¬терма температуры воздуха располагается на севере и северо-западе Памиро-Алая на высоте 3000-3100 м, на крайнем юге поднимается до 3700-3800 м (Горбунов, 1978). Различия в про¬мерзании горных пород на периферии и во внутренних частях Памиро-Алая, связанные с разной мощностью снежного покрова и разной степенью увлажнения, на высотах более 5000 м исчеза¬ют, ибо снег здесь на крутых склонах практически отсутствует.
А. П. Горбунов (1978) предлагает мерзлые толщи Памиро-Алая разделять на кратковременно-, сезонно- и вечномерзлые (многолетнемерзлые). Кратковременное промерзание происходит в ночное время во всех высотных поясах, но оно проявляется по-разному, так как зависит от многих факторов, в том числе от растительного покрова, состава почвогрунтов, экспозиции и др. Кратковременномерзлые грунты представляют собой изменчивый во времени и пространстве поверхностный слой почв и грунтов, мощность которого обычно составляет 3-5 м. В низкогорье (1000-1500 м) и среднегорье (1500-2500 м) кратковременное промерзание поверхности происходит весной и осенью, а на уча¬стках, лишенных снежного покрова, и зимой. В среднегорье чис¬ло переходов температуры грунта через 0° заметно возрастает, заморозки на почве могут происходить и летом. В высокогорье (выше 3000 м) кратковременное промерзание становится типич¬ным для ночного времени в течение всего теплого периода, а вы¬ше 3800 м (4200 м на юге) ночное промерзание становится еже¬суточным в летний период. Выше 6500-7000 м оттаивание по¬верхности даже летом становится эпизодическим и лишь на скло¬нах южной экспозиции. Распределение снежного покрова оказы¬вает решающее влияние на характер кратковременного промер¬зания. Там, где снежный покров достаточно устойчив (по пери¬ферии горной страны), резко сокращается ночное промерзание грунтов. На бесснежных же склонах южной экспозиции внутрен¬них районов (на высоте 3700-3800 м) возможно дневное оттаи¬вание поверхности даже зимой.
В низкогорье как на заснеженных, так и обнаженных склонах глубина сезонного промерзания составляет первые десятки сан¬тиметров, а в среднегорье может достигать 2 м на участках с ма¬ломощным снежным покровом. В высокогорье же глубина сезонного промерзания достигает 2,5-3 м на высоте 3500 м и 4,5 м на высоте 3800 м. На высотах более 6000-6500 м сезонное про¬мерзание смыкается с вечной мерзлотой, а летом и днем оттаивает всего несколько сантиметров. Вечномерзлые грунты по их распространению разделяются также на островной, прерывистый и сплошной типы мерзлоты. А П Горбунов (1978) предлагает следующие критерия для вы¬деления этих типов. Нижняя граница островной мерзлоты определяется появлением массивов мерзлых грунтов на крутых скло¬нах северной экспозиции. Нижняя граница прерывистой мерзло¬ты - развитием ее на всех склонах, кроме склонов южной экс¬позиции, тогда как нижним пределом развития сплошной веч¬ной мерзлоты является ее появление на всех склонах. Естест¬венно, что и в поясе развития сплошной вечной мерзлоты могут и5ыть сквозные талики под крупными озерами, в зоне обводненных разломов, под крупными долинными ледниками. Достоверные данные о температурном режиме мерзлых толщ Памиро-Алая отсутствуют. А. П. Горбунов (1978), используя вы¬явленные для Тянь-Шаня зависимости между среднегодовыми тем пера ту рами воздуха я грунта на глубине 3,2 м и нулевых годовых амплитуд, считает, что на высоте около 6000 м темпера¬тура скальных пород составляет -11…-15°, а на высоте около
7000 м - -16… -20°.
Мощность мерзлых толщ замерена лишь в нескольких местах. Так, на высоте 3500 м (подножие Заалайского хребта) она рав¬на 20-30 м, на 4050 м (Аличурская долина) - 43 м, на 4840 м (скалы Северо-Аличурского хребта) - 360 м, на 4050-4100 м (рыхло-обломочные толщи у подножия Сарыкольского хребта) - 110 м. Следовательно, на уровне 6000-7000 м можно считать, что мощность вечномерзлых пород достигает многих сотен мет¬ров (Горбунов, 1978).
Изучение криогенного строения мерзлых пород Памиро-Алая сталкивается со многими трудностями. Наиболее изучены мерз¬лые озерные осадки верхнеплейстоценового и голоценового воз¬раста у оз. Каракуль. Высокая льдистость озерных отложений связана с сингенетическим промерзанием разжиженных осадков в субаквальных условиях. Субаэральное же промерзание озерных осадков в условиях крайней аридности климата Восточного Па¬мира не может привести к сколько-нибудь заметному льдовыделению. Для верхней части разрезов вечномерзлых озерных отло¬жений верхнеплейстоценового и голоценового возраста характер¬но наличие двух горизонтов: с наложенными и унаследованными криогенными текстурами. Горизонт с наложенными слоисто-линзовидными криогенными текстурами образован при сингенетиче¬ском промерзании слаболитифицированного мелководного осад¬ка. Формирование эпикриогенного горизонта с унаследованными криогенными текстурами происходит в результате процессов крайне медленного промерзания со стороны сингенетического го¬ризонта с наложенными криогенными текстурами.
Криолиты инъекционного происхождения (современные и ис¬копаемые) представлены ледяными ядрами сезонных и многолет¬них бугров пучения, широко развитых в осушаемых озерных кот¬ловинах (Ермолин, 1978). Современные инъекционные льды хо¬рошо выражены в рельефе, являются индикаторами водовыводящих таликовых зон тектонического происхождения и формиру¬ются при промерзании замкнутых подозерных и подрусловых та¬ликов. Ископаемые инъекционные льды, несмотря на большую мощность, в рельефе обычно не выражены и развиты в верхне¬плейстоценовых и голоценовых отложениях.
Жильные льды в вечномерзлых озерных осадках не обнару¬жены. Морозобойное растрескивание развито только в слое се¬зонного оттаивания из-за недостаточно низкой температуры на подошве слоя годовых колебаний. Это свидетельствует о стабиль¬ности мерзлотных условий с верхнего плейстоцена до настояще¬го времени (Ермолин, 1979). Промерзание моренных толщ верх¬неплейстоценового и голоценового возраста происходило в усло¬виях повышенной инфильтрации талых ледниковых вод. Высокая льдистость и однородность криогенного строения моренных на¬коплений свидетельствует о сингенетическом их промерзании (Горбунов, 1978). Основными типами подземных льдов в моренах являются лед-цемент, сегрегационные, термокарстово-пещерные и погребенные глетчерные льды.
Криогенное строение скальных массивов зависит от характера трещиноватости в них и гидрогеологических условий.
В связи с тем что степень изученности состава, строения и распространения мерзлых толщ Памиро-Алая все еще недоста¬точна, в настоящее время трудно судить об истории их форми¬рования и развития в верхнем плейстоцене и голоцене. Считает¬ся (Горбунов, 1978), что в голоцене среднегодовые температуры воздуха здесь почти не отличались от современных, а смещение границы вечной мерзлоты не превышало 150-200 м. Во время максимального развития ледников в верхнем плейстоцене сред¬ние летние температуры воздуха были на 3° ниже современной, и при условии такой же континентальности пояс вечной мерзло¬ты спускался на 600 м ниже, чем в настоящее время. Убедитель¬ных фактов, подтверждающих деградацию мерзлых толщ Пами¬ро-Алая, в настоящее время нет.
В высокогорье Памиро-Алая криогенные рельефообразующие процессы преобладают над эрозионными и гравитационными. В связи с этим криогенные формы рельефа имеют здесь широ¬кое распространение. Следует отметить, что морфология и раз¬меры криогенных форм на Памиро-Алае во многом сходны с аналогичными формами Тянь-Шаня.
Солифлюкция и связанные с ней формы на Западном Памире развиты чрезвычайно слабо, ибо природные условия здесь край¬не неблагоприятны для ее развития: на тех высотах, где сезон¬ное промерзание достигает значительной глубины, отсутствует (из-за большой крутизны склонов) мелкозем. В Восточном Па¬мире солифлюкция также развита незначительно из-за сильной аридности климата. Солифлюкционные формы развиты здесь преимущественно на склонах северной экспозиции на высоте от 3600-3900 до 4500-5000 м.
Довольно хорошо развиты, но менее распространены, чем на "Тянь-Шане, структурные грунты на Памиро-Алае, представлен¬ные многоугольниками, отсортированными полосами. В поясе распространения сезонного промерзания эти формы всегда круп¬ны и лучше развиты, чем в поясе кратковременного (суточного) промерзания. Развитию структурных грунтов, как и в случае с солифлюкцией, на Восточном Памире мешает засушливость кли¬мата, а на Западном - чрезвычайная расчлененность рельефа. В долинах рек, по берегам озер, на увлажненных поверхно¬стях низких террас довольно распространены формы, связанные с пучением. Мелкобугристые (кочковатые) формы на минераль¬ном субстрате - туфуры - имеют наибольшее распространение. Это невысокие (до 0,5 м) куполообразные взбугрения мохово-осоковой дернины. Поперечники основания туфуров равны 1- 2 м. Они располагаются, как и в других горных системах, скоплениями или параллельными рядами, а часто развиваются пополигональной сети, предопределенной морозобойным растрески¬ванием. В Алайском и Туркестанском хребтах туфуры формируются выше 2500 м, в Алайской долине - выше 2600, в долине Гунта, на западном Памире - выше 3200 м. В, таких же местах, а также вблизи выходов подземных вод часто образуются сезон¬ные бугры пучения. Особенно часто они приурочены к наледным полянам. Высота бугров в среднем не превышает 1,5 м при диа¬метре в основании 5-8 м. Особенно широко сезонные гидролак¬колиты развиты по долинам рек Музкола, Караджилги, Акджилги, Оксу. Они всегда распространены в пределах вечномерзлых рыхлосвязанных толщ и не опускаются ниже 3600-3700 м.
Наледи и переработанные наледными процессами участки до¬лин и урочищ - наледные поляны - широко распространены на Восточном Памире, меньше в Алайском хребте и почти отсутст¬вуют на Западном Памире и Гиссарском хребте.
Каменные глетчеры также развиты на Памиро-Алае, хотя их серьезное изучение только начинается. Дугообразные валы и ложбины на их поверхности, свежие фронтальные откосы свиде¬тельствуют о наличии активных каменных глетчеров в этой гор¬ной системе. На хребте Кичик-Алай насчитывается 177 камен¬ных глетчеров, приуроченных преимущественно к склонам север¬ной экспозиции. Наиболее крупные из них имеют длину 3,5- 4 км и спускаются до высоты 2800 м. Встречаются каменные-глетчеры на Гиссарском хребте.