Питання розвитку рослинності і динаміки рослинних поясів в Українських Карпатах у зв’язку із зміною клімату вивчали С. Толпа (Tolpa, 1928), Г. В.Козій (Kozij, 1932, 1934; Козий, 1950, 1955, 1960), Д. К. Зеров (1950, 1952), О. Т. Артюшенко (1950), Д. К. Зеров і О. Т. Артюшенко (1961), О. Т. Артюшенко і Є. П. Ломаєва (1973) , С. М. Стойко (1969), С.М. Стойко, П.Р. Третяк та ін. (1982) П. Калинович (2003) та ін.
Предметом даного дослідження є стан і динаміка ВМЛ у голоцені.
Втуп. Карпати сформувались завдяки процесам альпійського горотворення йівходить до складу Середземноморської орогенічної зони разом з гірськими хребтами Піренеїв, Альп, Криму, Кавказу і Копетдагу
Початок утворення центральної осьові частини частини майбутньої гірської сторуди Карпат у вигляді орографічнї одиниці припадає на на палеоген (кінець еоцену — початок олігоцену) (30-35 млн. років тому), а кінець їх утворення — на неоген. Отже, фінальні епізоди формування Карпат з формуванням скибових покривів і неотектонічних рухів це НЕОГЕН (14–7 млн. років тому).
В той період над морем почали виступати окремі острівки, а згодом і цілі острови. Найбільшими з них були сучасні Чивчинські гори і Рахівський кристалічний масив. На північ і північний захід від цього масиву серед водних просторів все виразніше виступали контури Карпатських гір. Вони безперервно піддавались ерозії, однак горотворні процеси були активнішими. Тому в кінці палеогенового періоду на місці геосинкліналі вже чітко сформувались два гірських пасма, які відповідають теперішнім Зовнішнім Карпатам.
Зовнішні Карпати в той час були з двох боків оточені морем. Вісь гірського пасма проходила в межах сучасних Бескидів, Горганів і Буковинських Карпат. На північний схід від Зовнішніх Карпат, на території Передкарпаття, далі вирував морський басейн. На його дні відклались потужні осадові товщі внаслідок розмиву південно-західного крила Східно-Європейської (Руської) платформи та підвищеного гірського пасма Зовнішніх Карпат (до цієї частини Карпат належать Східні Бескиди, Скибові Ґорґани, Покутсько-Буковинські Карпати, Вододільно-Верховинські Карпати (Сянсько-Ріцька Верховина, Привододільні Ґогани, Бистрице-Селятинське низькогір'я) а також Полонинсько-Чорногірські Карпати (Полонинське пасмо, Свидовецько-Чорногірський та Гринявсько-Яловичорський масиви). Між Внутрішніми (до цієї частини Карпат належать Вигорлат-Гутинський хребет (Вулканічний хребет), Верхньотисинська улоговина, а також Рахівські гори і Чивчини (частини Мармароського масиву) і Зовнішніми Карпатами в кінці палеогенового періоду існував морський басейн. Він був останнім у межах Карпатських гір. За час його існування тут накопичилися потужні товщі піщаних відкладів.
Геологічний фундамент ряду середньогірних ландшафтів набуває подібного з нинішнім вигляду вже на початку верхнього міоцену (20 млн. років тому).
Становлення гірського рельєфу тривало протягом пізньоолігоценового- ранньоміоценового часу, до якого приурочують головну фазу складкоутворення, підняття флішових Карпат, зародження Передкарпатського прогину і Закарпатської западини (20-25 млн. років тому). Отже, на межі палеогенового і неогенового періодів настає остання фаза потужних горотворних рухів. Тривале прогинання змінилось активним підняттям. Осадова товща була зім’ята в складки. Процес горотворення супроводжувався численними розломами, які створювали сприятливі умови для вулканічної діяльності.
У міоцені в Закарпатті була досить активна вулканічна діяльність. У повітря виділялася велика кількість тепла, крім того воно забруднювалося вулканічним пилом і димом, зменшувалася кількість сонячної радіації, що досягала Землі. Це спричиняло локальне охолодження земної поверхні .
Горотвірні процеси активно протікали наприкінці неогену - на початку антропогену. Процес горотворення був перервний, але тривав аж до плейстоцену (1 млн. років тому), а в слабкому вигляді триває і в теперішній час.
У загальних рисах зміни клімату протягом плейстоцену можна охарактеризувати як чергування холодних періодів, пов’язаних із появою і розповсюдженням материкових зледенінь, і теплих міжльодовикових епох, які наставали після танення льодяного покриву. При тому в кожному подальшому міжльодовиків’ї клімат не повертався до своїх попередніх параметрів, а ставав трохи холоднішим [ Калинович Н. Історія розвитку флори та рослинности Українських Карпат // Праці Наукового товариства ім. Шевченка. – Л., 2003. – Т. XII: Екологічний збірник. Екологічні проблеми Карпатського регіону. – С. 18–28].
Схема чергувань періодів зледеніння і міжльодовикових епох виглядає так: зледеніння гюнц, міжльодовиків’я гюнц-міндель; зледеніння міндель, міжльодовиків’я міндель-рісс; зледеніння рісс, міжльодовиків’я рісс-вюрм; зледеніння вюрм, за яким іде теперішня голоценова міжльодовикова епоха.
Під час першого материкового зледеніння (ГЮНЦ) у Карпатах відбулося значне кліматичне охолодження. Деякі види в цей час зникли і у майбутньому вже не повернулися у гори. Це такі як: тсуга каролінська (Tsuga caroliniana), ялина витончена (Picea polita), бук збіжний (Fagus decurrens), магнолія (Magnolia), вишня персикова (Prunus persicoides), бархат японський (Phellodendron japonicum), клен японський (Acer palmatum).
Під час ГЮНЦ-МІНДЕЛЬСЬКОГО міжльодовиків’я серед хвойних у рослинних угрупованнях найбільше значення мали тсуга європейська (Tsuga europaea) і ялина звичайна (Picea excelsa), менше – золота модрина (Pseudolarix amabilis), серед листяних – вільха чорна (Alnus glutinosa) i вільха сіра (Alnus іncana); рідше траплялися граб звичайний (Carpinus betulus), дуб звичайний (Quercus robur), груша звичайна (Pirus communis), терен колючий (Prunus spinosa), аралія (Aralia), актінідія (Actinidia), ліріодендрон (Liriodendron).
РІССЬКИЙ ЛЬОДОВИК характеризувався тим, що доходив на нашій території найпівденніше – до Самбора. Снігова лінія в Українських Карпатах проходила на рівні 1000–1500 м. А в останню рісську епоху він не опускався нижче теперішньої Ярославської области Росії
За Г. В. Козієм (Козий, 1950) ВМЛ у першій підфазі останнього льодовикового періоду проходила приблизно на висоті 400-500 м н. р. м. У середній ялиново-сосновій підфазі з наявністю яскравих слідів потепління межа лісу проходила на висоті біля 700-800 м н. р. м. Третя фаза, яка є ніби повторенням першої підфази (але холодніша від неї), характеризується пониженням ВМЛ.
Виклад основного матеріалу. У теперішній час існують багаточисельні схеми поділу голоцену, що мають регіональний характер. На основі вивчення стратиграфії автохтонних голоценових відкладів і їх пилкових діаграм Д. К. Зеров (1950) дає схему розвитку рослинності Східної та Середньої Європи в післяльодовикові часи, де розділяє голоцен на три підрозділи: ранній, середній і пізній. Для Українських Карпат він виділяє три основні фази розвитку рослинності, а саме:
1. Фаза сосни з пануванням пилку сосни, - на думку автора переважно (Pinus mugo Turra). До сосни домішується береза (Betula), вільха (Alnus), верба (Salix) і смерека, кількість якої наприкінці фази помітно збільшується. Можливо в цей час значно більше була розповсюджена в Карпатах і сосна звичайна (Pinus sylvestris L.), що зустрічається зараз дуже рідко. Цю фазу Д.К. Зеров синхронізує з раннім голоценом.
2. Фаза широколистяно-смерекових лісів з пануванням смереки, до якої домішується в значній кількості (30-35%) пилок ліщини звичайної (Corylus avellana L.) і в меншій – пилок змішаного дубового лісу і вільхи. Фаза відноситься до середнього голоцену.
3. Фаза ялицево-буково-смерекових лісів ( Abieto-Fageto-Piceeta ), у складі яких ялиця біла ( Abies alba Mill ) іноді досягає 30%, бук лісовий ( Fagus sylvatica L.) 30% і смерека 60-70%. До цієї фази відноситься також розповсюдження граба звичайного ( Carpinus betulus L. ). Елементів дубового лісу і ліщини стає менше. Фаза синхронна пізньому голоцену.
У науковій ландшафтній літературі спостерігається відсутність єдності поглядів по важливих термінах, таких як «динаміка», «розвиток», «вік ландшафту». Щоб краще і повніше зрозуміти голоценовий період у «житті» ландшафтів Українських Карпат, необхідно коротко зупинитися на даних термінах.
Під віком гірського ландшафту розуміється тривалість його існування, починаючи з часу сформування основних (літогенних) властивостей найдавнішого виду з його морфологічними складовими. Геологічний фундамент ряду середньогірних ландшафтів набуває подібного з нинішнім вигляду вже на початку верхнього міоцену (Міллер,1974).
Багато географів, не вдаючись у теоретичні дослідження, вживають термін «динаміка» просто як синонім будь-якої зміни. Але до динаміки ПТК можна віднести далеко не всі зміни в часі, а тільки ті, які відбуваються у рамках одного інваріанту. Розвиток ж пов'язаний із зміною структури ПТК (Сочава, 1967).
Щоб простежити формування ВМЛ в історії розвитку гірських ландшафтів, автором був проведений ландшафтний аналіз спорово-пилкових діаграм С. Толпи (Tolpa, 1928), Г. В.Козія (Kozij, 1932, 1934; Козий, 1950, 1955), О. Т. Артюшенко (1950), С. І. Паришкури (1960) для торфовищ і грунтів Чорногори, а також власних спорово-пилкових досліджень боліт і торфовищ Свидовця.
Драгобратське болото знаходиться у карі, який лежить біля північного схилу г.Близниці на масиві Свидовець на висоті 1600 м н.р.м. Улоговина має видовжену форму, над нею піднімаються круті схили. На стінках карів зустрічаються відслонення корінних гірських порід, де концентрується значна кількість реліктових та рідкісних видів рослин. До стінок кару приурочені сніжники, які сприяють інтенсивному фізичному вивітрюванню, в результаті якого формуються розсипища.
Болото покрите осокою (Carex sp.). Площа болота збільшується за рахунок зростання озера. Довжина озера 50 м, ширина 30 м, глибина 1.1 м. Потужність досліджених відкладів 3, 50 м. Результати спорово-пилкового аналізу наведені у табл. і на рис. у профілі болота можна виділити три спорово-пилкових комплекси.
Перший спорово-пилковий комплекс (глибина 3,50-2,25 м) характеризується переважанням пилку Pinus (20-85%) зі значною участю Picea (5-43%). Зустрічається пилок Betula (2-8%), Alnus (2-7%). Спорадично зустрічається пилок Quercus (1-4%), Tilia (2-3%). Поодиноко відзначено пилкове зерно Ulmus. Чагарниковий ярус представлений пилком Corylus ( до 25%), Salix (2-13%), Juniperus (2%).
Пилок трав’яних рослин належить представникам таких родин і родів: Ericaceae, Poaceae, Cyperaceae, Artemisia і становить 9-17% по відношенню до загальної суми пилку. Спори ( Polypodiaceae – 17-42%, Sphagnum – 6-15%, Bryales – 1-7%, Lycopodiaceae – до 2%) становлять 18-35% по відношенню до загальної суми пилку. Переважанням пилку Pinus, Picea а також серед них трав родини Poaceae дає підставу вважати, що даний спорово-пилковий комплекс синхронний з відкладами раннього голоцену.
У другому спорово-пилковому комплексі (глибина 2,00–1,25 м) зменшується кількість пилку Pinus (8-18%), зате одночасно збільшується picea (33-69%), Alnus (5-11%). Появляється пилок Carpinus (1-6%), Fagus (1-4%), Acer (1%). Стає багатшим і різноманітнішим пилок Tilia (1-2%). Другий спорово-пилковий комплекс характеризується максимальним значенням пилку Corylus (9-32%). Спорадично зустрічаються пилкові зерна Ulmus, Acer. Пилок трав’яних рослин (16-18%) представлений Poaceae і Artemisia (до 1%). Спори представлені Sphagnum (21-40%), Polypodiaceae (13-25%), Bryales (3-8%), поодиноко зустрічаються спори Lycopodiaceae. Даний склад спорово-пилкового комплексу характерний для відкладів середнього голоцену.
У третьому спорово-пилковому комплексі (глибина 1,00-0,25 м) також переважає пилок Picea (48-71%), Fagus (11-28%), Abies (2-22%) з участю Pinus (7-18%), Alnus (3-15%), Carpinus (1-4%), Quercus (1-2%), Tilia (1-2%), Betula (1-2%). Поодиноко зустрічається Ulmus. Пилок чагарників складають пилкові зерна Salix (1-3%), Corylus (2-3%), Juniperus (1%). Пилок трав’яних рослин по відношенню до пилку дерев і чагарників складає 17-23% і належить в основному представникам родини Poaceae (2-5%). Спори (Sphagnum, Bryales, Licopodiaceae, Polypodiaceae) становлять 13-25% по відношенню до загальної суми пилку. Цей комплекс характеризується відкладами пізнього голоцену.
Болото Стіг знаходиться у ландшафті Свидовець на висоті 1300 м н .р .м. під однойменною вершиною. Характерною особливістю розміщення є те, що в даному місці проходить антропогенна ВМЛ і раніше дане болото було лісовим. Болото, як і Драгобратське, покрите осокою. У даному природному комплексі зустрічаються поодинокі пригнічені смереки висотою 1,5-2 м. Площа болота 0,3 га. Потужність відкладів 1,75 м. Результати спорово-пилкового аналізу наведені у табл. і на рис.
У цих відкладах виділяється спорово-пилковий комплекс, у якому домінує пилок Picea (42-55%) із значною участю Fagus (3-29%). Тут також помітна роль пилку Abies (2-12%), Pinus (2-7%), Alnus (2-11%). Пилок Betula складає 1-4%, Carpinus -1-3%, Quercus - 1-3%, Tilia - 2-3%, а пилок Ulmus, Acer зустрічається в незначній кількості.
Пилок чагарників складає Corylus (1-35%), Juniperus (1-5%), Salix (1-3%). Пилок трав’яних рослин представлений,в основному, пилком різнотрав’я. Спори відносяться до Polypodiaceae (2-6%), Bryales (1-6%), Sphagnum (3-8%) і поодиноко Lycopodiaceae. Ці відклади,виходячи з характеру спорово-пилкового комплексу відносяться до пізнього голоцену.
Болото Додяска, що знаходиться у ландшафті Свидовець на південному макросхилі г. Додяска (1510 м н.р.м.) , за спорово-пилковим аналізом дуже відрізняється від боліт, що знаходяться на північних макросхилах. Дане болото характеризується переважанням пилку Fagus з 9% у нижніх горизонтах до 55% у верхніх, Picea ( до 52% ), Abies (3-18%). До даних порід домішується Pinus (2-6%), Alnus (3-8%), Betula (2-6%). Кількість елементів дубового лісу незначна, а кількість пилку Corylus від 34% у нижніх горизонтах помітно зменшується до 2% у верхніх горизонтах. Пилок Juniperus становить 1-5%.
Пилок трав’яних рослин, по відношенню до пилку деревних і чагарникових рослин, складає 9-19% і належить в основному до різнотрав’я 6-18%. Спори в основному представлені Sphagnum (6-20%) і Polypodiaceae (1-15%).
Ландшафтний аналіз результатів спорово-пилкових досліджень відкладів Чорногори і Свидовця дав змогу прослідкувати динаміку ВМЛ.
З льодовиковою епохою тісно пов’язане виникнення у ландшафтах Горган греготів. Вони сформувалися на щільних ямненських, вигодських і скупівських пісковиках внаслідок інтенсивного морозного вивітрювання у верхньому плейстоцені в умовах затрудненого розвитку рослинності і грунту. Вже у середньому голоцені, коли лісові ПТК досягали максимальних гіпсометричних висот (1700-1800 м н. р. м.) у переважній більшості середньогірних ландшафтів, ВМЛ у багатьох ландшафтах Горган проходила на нижчих рівнях, де головним лімітуючим фактором були греготи.
Ранній голоцен (10 000-7 800 років тому) характеризується сухим континентальним кліматом. Клімат був ще достатньо холодним і континентальним, температура на 2–4 ℃ нижче за сучасну (за іншими даними – нижче лише на 1–1,5 ℃ за сучасну). У Карпатах ВМЛ становила 700–1 000 м н.р.м. Панували хвойні (сосни звичайна, сосна кедрова європейська, модрина європейська) та березові ліси.
У цей час, за даними Д. К. Зерова і О. Т. Артюшенко (1961), на території Європи були розповсюджені соснові (Pinetea sylvestris) та сосново-березові ( Pineto-Betuletum ) ліси. Спорово-пилкові діаграми нижніх горизонтів торфовищ Чорногори і Свидовця містять пилок сосни (до 82%), смереки (до 46% ), верби (до 14 %), вільхи ( до 10% ), берези (до 8%). Криві розподілу вільхи, берези на протязі всієї фази знаходяться приблизно на одному й тому ж невисокому рівні (біля 6% ).
У ранньому голоцені в Українських Карпатах домінувала сосна, очевидно гірська з домішкою сосни звичайної і сосни кедрової (Pinus cembra L.) (Зеров ,Артюшенко, 1961).
Березові ліски і кедрачі були розповсюджені у сучасному субальпійському поясі. Окремі екземпляри смереки, що росла групами у нижньому гірському поясі, досягали сучасної ВМЛ ( Козий, 1950).
Ранньоголоценовий період у «житті» ландшафтів Українських Карпат характеризується дальшим розчленуванням і денудацією полонинського рельєфу; згладжуються терасові схили річкових долин; тектонічні коливання сприяють активному врізанню рік у корінні породи і алювіальні відклади попередніх геологічних періодів; продовжується інтенсивний розмив нижньої частини схилів.
Якісно новим є формування II і I терас (2-3 і 0,5-1 м), які разом з післяльодовиковою III терасою утворюють днища долин - шосту висотну місцевість ( Миллер, 1974 ).
Домінування в нижніх горизонтах карпатських торфовищ пилку гірської сосни і наявність незначної кількості пилку деревних порід дає підставу припустити, що ВМЛ у ранньому голоцені приблизно проходила на висоті 800-1000 м н. р. м. ( рис.10; рис.11) . Висотні місцевості терасових днищ річкових долин і терасованих вторинно-лучних схилів міжгірських долин ( назви висотних місцевостей подаються за станом на сьогоднішній час ) були покриті лісами. Нижній ярус пологосхідчастих схилів висотної місцевості крутосхилого ерозійно-денудаційного лісистого середньогір’я теж був покритий лісом. Вся висотна місцевість понепленізованого альпійсько-субальпійського високогір’я і значна частина крутосхилого ерозійно-денудаційного лісистого середньогір’я були покриті переважно гірською сосною. Одним із підтвердження цього, що гірська сосна колись займала значно більші простори, ніж тепер, є знахідки нами її гілок і коріння у сідлі (1410 м н. р. м.) між Гомулом і Маришевською на глибині 40 см. На профілі видно, що щучникові лука (урочище 2 виду ) належить до розряду післялісових , зумовлених вирубкою лісу з метою розширення полонинських пасовищ. Безлісість заболоченого днища сідловини (урочище 3 виду) пояснюється локальним посиленням орографічних вітрів (ефект аеродинамічної труби). Але у ранньому голоцені даний ПТК був покритий гірською сосною, на це вказують знахідки її в горизонті Т2.
Сьогоднішній діапазон висот місцезростання гірської сосни є підтвердженням того, що в ранньому голоцені вона займала значну площу. Найбільш висотне поширення було виявлене нами на горі Піп Іван (2020 м) у Чорногорі. Найнижче місцезростання гірської сосни у Чорногорі – близько 900 м у 20 кварталі Говерлянського лісництва (Стойко, Тасєнкевич, Мілкіна та ін. 1982), у Горганах – на висоті 720 м в урочищі Черник (Чубатий, 1965).
Місцевість давньольодовиково-ерозійно субальпійського високогір’я була ще покрита льодовиками, які в ранньоголоценовий період досягали ще досить великих розмірів і займали днища карів.
Середній голоцен (7 800-3 300 років тому) характеризується більш м’яким і більш теплим та вологим кліматом. На протязі середнього голоцену відбувалося поступове підняття ВМЛ до максимальних висот (1700-1800 м н. р. м.).
Зміни кліматичних умов на протязі року були незначними, середньовічна температура вища за сучасну. Панували діброви за участю в’яза, ліщини, у склад шпилькових і шпильково-широколистяних лісів входила ялиця, ялина. Сосна кедрова поступово витіснялася ялиною, яка досягнула Карпатських вершин.
Результати спорово-пилкових досліджень показують, що у відкладах середнього голоцену у значній кількості зустрічаємо пилок смереки (70-75%). Хвою, шишки і гілки смереки Г. В. Козій (Kozij, 1934), а пізніше А. Сьродонь (Srodon, 1948) знаходили у відповідних шарах торфу у сідлі між Брескулом і Пожижевською на висоті 1750 м н. р. м.
Вершини і пригребеневі схили пенепленізованого альпійсько-субальпійського високогір’я були покриті гірською сосною. У цей час кількість пилку сосни різко зменшується з 82% у ранньому до 7% у середньому голоцені. У цій фазі спостерігається максимальне значення кількості пилку ліщини (до 34%), що свідчить про наявність у цей час підліску з ліщини. У кінці середнього голоцену появляється пилок бука і граба ( до 7%), що свідчить про пом’якшення клімату.
Місцевість давньольодовикового-ерозійного субальпійського високогір’я зберегла майже всі ознаки з раннього голоцену, тільки льодовики скоротилися до мінімальних розмірів, про що свідчать наймолодші стадіальні моренні відклади. У кінці середнього голоцену починає формуватися торфово-болотний підтип ландшафтної ВМЛ.
Пізній голоцен – поч. 3300 років тому, характеризується значною стабільністю кліматичних умов. Відбулося зволоження клімату і похолодання. У Карпатах почали панувати бучини і шпилькові (в основному за участю ялиці) -широколистяні ліси. Сосна кедрова європейська та сосна звичайна відступають на скельні розсипи із несприятливими грунтовими умовами. На початку середнього голоцену відбувалося часткове зниження ВМЛ до висот (1500-1600 м н. р. м.).
Різке збільшення пилку бука (з 2 до 55%) на південних макросхилах Чорногори і Свидовця і до 30% на північних макросхилах свідчить про пом’якшення клімату і збільшення вологості, що сприятливо відбилося на поширенні бука. Роль ялиці у формуванні ВМЛ Українських Карпат, як на північних,так і на південних макросхилах також різко підвищується – вміст її пилку у відкладах торфовищ і боліт коливається приблизно в однакових межах (10-20%).
Інша ситуація простежується із смерекою, пилку якої більше у торфовищах північної макроекспозиції (75%) у порівнянні з південною макроекспозицією (52%). Це дає підставу вважати, що на північних макросхилах Чорногори і Свидовця ВМЛ формувалась, в основному зі смерекових лісів, а на південних макросхилах була складена в одних місцях буком, в інших – смерекою. Знахідки гілок бука Г. В. Козієм (Козий, 1950) у торфовищі на сідловині Брескул–Понижевська (1750 м н. р. м.) на глибині 1,30 м від поверхні торфовища дозволяють припускати, що вже на початку пізнього голоцену бук займав значно вищі гіпсометричні рівні, ніж сьогодні.
Близько 3-4 тис. років тому льодовики повністю зникли з території Чорногори (Стойко, Третяк та ін. 1982). Улоговини,що звільнились з-під льодовикового покриву,підгачені кінцевими моренами. Вони поступово заповнювались водно-акумулятивними відкладами. У цей період почалося формування шлейфового підтипу ландшафтної ВМЛ. Адже раніше в умовах холодного високогірного клімату матеріали фізичного вивітрювання попадали на поверхню льодовика і разом з фірном переносились вниз. Що ж стосується продуктів вивітрювання, які затрималися на поверхні фірну, то вони швидко перекриваються потужними масами снігу, який випадав, утворюючи внутрішню морену. Таким чином, в області живлення льодовика уламковий матеріал на його поверхні нагромаджуватись не може. Лише нижче снігової границі продукти фізичного вивітрювання залишаються на поверхні льодовика, утворюючи бокову морену.
Отже, зміна кліматичних умов – один із вагомих факторів динаміки ВМЛ. Врахування даного фактору дає можливість правильно розв’язати ряд дискусійних питань. Найбільш цікавим і дискусійним є питання генезису полонин. Під полониною ми розуміємо гірсько-лучні ПТК, які розташовані над ландшафтною ВМЛ. Г. В. Козій (Козий, 1950) стверджує, що сучасний полонинський пояс утворився на місці зниклих лісів у результаті як природних причин, так і в значній мірі завдяки діяльності людини. К.А. Малиновський (1980) вважає, що сучасні полонини виникли під впливом дернового процесу, який обумовлений посиленням випасу худоби. Біловусники (Nardeta), які є третьою щільнокущовою фазою дернового процесу, що змінив кореневищну і нещільнокущову короткочасні фази, утворюють суцільну густу дернину, що перешкоджає відновленню лісу.
Полонини – це продукт рельєфу і клімату. А сучасні післялісові ПТК у зоні ВМЛ, які в народі називають прилуками, є результатом діяльності людини.
Якщо розглядати роль клімату у становленні ВМЛ з моменту формування самих ландшафтів до сьогоднішнього часу, то клімат у значній мірі визначав положення ВМЛ, але рельєф, як у геологічному минулому, так і в наші дні, коригує лісотворчу роль клімату.
У сучасний період розвитку рослинності Карпат, як вказують С. Толпа (Tolpa 1928), Г. В. Козій (Козий 1950, 1955), П. Д. Ярошенко (1951, 1956, 1960, 1961), відбувається прогресивне зниження ВМЛ як смерекових так і букових лісів. П. Д. Ярошенко (1961), П. Д. Ярошенко, В.О. Грабар (Ярошенко, Грабарь, 1969) висунули гіпотезу, що в Карпатах відбувається зниження не тільки ВМЛ, але й загальне зміщення вниз рослинних поясів. А. Сьродонь ( Srodon, 1948 ) прийшов до висновку, що на фоні загального зниження меж рослинних поясів спостерігається підвищення верхньої межі поясу букових лісів. Основною причиною цього явища ВМЛ у Карпатах більшість дослідників вважає похолодання клімату.
Доказом такого зниження Г.В. Козій (Козий, 1950) наводить такі аргументи:
1) знахідки в торфах, розміщених значно вище сучасної ВМЛ, макроскопічних решток різних деревних порід;
2) виразні ознаки лісового гумусу в грунтах субальпійського і навіть альпійського поясів;
3) супутники лісу чи лісових формацій, що залишилися за межами нинішнього ареалу своїх ценозів.
Пояснюючи зниження ВМЛ у Карпатах, П. Д. Ярошенко (1960) наводить на такі факти :
1) зростання гумідності та потепління клімату Середньої Європи;
2) наявність залишків відмерлих смерек і буків на верхній межі поширення деревної рослинності;
3) руйнівна дія снігових лавин та кам’яних обвалів, ерозія;
4) посилення процесів торфоутворення і заторфування грунтів смерекових лісів, опідзолення їх, а це в свою чергу є причиною наступу смерекових лісів на букові.
Г. Г. Галазій (Галазий, 1954), П. Л. Горчаковський (Горчаковский, 1954), В. І. Комендар (1955, 1957, 1960), В. Г. Коліщук (1958, 1960), К. А. Малиновський (Малиновский, 1966) та ін. наводять дані, які свідчать про те, що ВМЛ просувається вгору і пов’язують це з потеплінням клімату: зниження ВМЛ вважається результатом діяльності людини.
Більшість дослідників ВМЛ у горах Євразії (Галазий, 1954; Горчаковский, 1954 та ін.) спостерігали наступання верхнього лісового поясу на субальпійський. Крім того, вони (Галазий, 1954; Шиятов, 1962) встановлюють зв’язок верхньої полярної межі лісу з циклічністю клімату, чергуванням теплих і холодних фаз.
В Українських Карпатах, поряд з потеплінням клімату, спостерігається збільшення вологості і снігового покриву взимку. Сніг захищає субальпійські ПТК від руйнівної дії низькотемпературних зимових вітрів. Збільшення снігових мас у межах місцевості понепленізованого альпійсько-субальпійського високогір’я викликає посилення діяльності лавин, які впливають на структуру і динаміку лісових ПТК. Катастрофічні лавини часто знижують ВМЛ у ландшафті Чорногора і ландшафтах Горган, але це носить не випадковий характер, як це розуміє П.Д. Ярошенко (1960), бо ландшафтні умови, які спричиняють схід лавин, існують незмінними на протязі сотень, а то й тисяч років.
В.І. Комендар (1954), В. Г. Коліщук (1958, 1960) вказують на змикання рідколісся смереки, витіснення смерекою субальпійських чагарників і появу смерекового підросту вище сучасної фактичної ВМЛ.
К. А. Малиновський (1980) виявив наступ букових лісів на смерекові. Особливо інтенсивно це проявляється на багатих грунтах і повільніше на бідних, кам’янистих субстратах. Розширення площ сосняків спостерігається на галявинах, розсипищах, старих просіках серед високогірних лісів а також по дорогах на полонинах. Інтенсивно поширюється в субальпійському поясі і вільха зелена.
У результаті ландшафтних досліджень ВМЛ на протязі кількох років, які проводилися у різних видах ландшафтів Українських Карпат, було зібрано ряд фактів і проведено цілий ряд спостережень, які показують, що в динаміці ВМЛ спостерігаються дві протилежні тенденції: зміщення вгору ВМЛ, яке пояснюється загальним потеплінням клімату (це потепління спостерігається в Європі протягом останніх 200 років) з одного боку та прогресивне зниження ВМЛ, як наслідок дії антрогенних факторів – з другого боку.
За даними американських екологів С. Г. Спурра і Б. В, Барнеса (1984) перше тисячоліття нашої ери було відносно теплим, а період наростаючих холодів наступив біля 1300 р. і досягнув максимуму приблизно у 1800 р. Льодовики у Гренландії у період 900-1300 р. р. не були настільки потужними в порівнянні з наступною епохою. Льодовики в Альпах досягли максимального розвитку в період приблизно з 1600 по 1850 р., а пізніше стали скорочуватися, як і взагалі більшість льодовиків в інших частинах світу.
На протязі польових досліджень структури і динаміки приполонинських ПТК у зоні ВМЛ Українських Карпат нами ніде не було зафіксовано катастрофічного відмирання дерев у лісових ПТК. Наявність сухостою у деяких геокомплексах у зоні ВМЛ пояснюється ландшафтними умовами: зона контакту у стрій, заболочування ПТК, досягнення критичного віку деякими деревами, небувало суворою зимою ( низькі температури повітря, руйнівна дія зимових вітрів і т. д.) . Але основна причина сухостою – антропогенна діяльність.
ДЖЕРЕЛА
Байцар А. Л. Греготи Українських Карпат: генезис, поширення, морфологія / А. Л. Байцар, О. А. Третяк // Географія України (регіональні проблеми). Вісник Львів, ун-ту. Серія географічна. Вип. 21. 1998. С. 36—40.
Байцар А. Л. Еколого-географічні особливості верхньої межі лісу в Українських Карпатах / А. Л. Байцар, В. І. Біланюк, В. П. Матвіїв // Регіональні екологічні проблеми. Збірн. наук. праць. К., 2002. С.103–104.
Байцар А. Л. Кліматична верхня межа лісу в Українських Карпатах. Вісник Львів. ун-ту. Серія географічна. Вип. 35. Львів, 2008. С. 3-6.
Зеров Д. К. Болота УРСР. Рослинність і стратиграфія. К.: АН УРСР, 1938. 64 с.
Зеров Д. К. Нарис розвитку рослинності на території Української РСР у четвертинному періоді на основі палеоботанічних досліджень // Ботан. журн. 1952. Т. 9. № 4. С. 5–19.
Зеров Д. К., Артюшенко А.Т. История растительности Украины со времени максимального оледенения по данным спорово-пыльцевого анализа // Четвертичный период. Киев: АН УССР, 1961. Вып. 13–15. С. 300–322.
Ильинская И. А. Неогеновые флоры Закарпатской области УССР. Ленинград, 1968. 122 с. 17. Портнягина Л. А. Палинология и стратиграфия верхнесенонских-нижнеэоценовых отложений скибовой зоны Советских Карпат // Палинология кайнофита. М., 1973. С. 39–42.
Калинович Н. Історія розвитку флори та рослинности Українських Карпат // Праці Наукового товариства ім. Шевченка. – Л., 2003. – Т. XII: Екологічний збірник. Екологічні проблеми Карпатського регіону. – С. 18–28.
Jacob M. Uwaginadgornagranicalasu w GorganachCentralnych / M. Jacob // Sylwan. – T. LV. Ser. A. – 1937. – № 2. – S. 81–101; N 3. – S. 125–140.
Plesnik P. Hornahranicalesa / P. Plesnik. – Bratislava : Vyd. SAV, 1971. – 238 s.
Sokolowski M. O gornejgranicylasu w Tatrach / M. Sokolowski. – Krakow, 1928. – 188 s.
Środoń A. Górna granica lasu na Czarnohorze i w Górach Czywczyńskich. Kraków: Pol. Akad. Umiejętn., 1948. 92 s.
Чорногора
Динаміка ВМЛ в ландшафті Чорногора протягом голоцену
Динаміка ВМЛ в ландшафті Свидовець протягом голоцену
Легенда до картосхем
