Показ дописів із міткою Карпати. Показати всі дописи
Показ дописів із міткою Карпати. Показати всі дописи
неділя, 21 червня 2026 р.
неділя, 7 вересня 2025 р.
Динаміка верхньої межі лісу в ландшафтах Українських Карпат протягом голоцену (картосхеми й спорово-пилкові діаграми)
Верхня
межа лісу (ВМЛ) - це сукупний і динамічний організм, що знаходиться на межі
лісового поясу і високогір’я. Дослідження проведені у Карпатському регіоні
(Чорногора, Свидовець, Ґоргани, Полонина Боржава, Полонина Красна, Бескиди). У
високогір’ї Карпат встановлено такі типи верхньої межі лісу (ВМЛ): термічний,
вітровий, лавинний, орографічний, біотичний, торфово-болотний, ґреготний,
шлейфовий та антропогенний.
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. Верхня межа лісу в
ландшафтних комплексах Українських Карпат: реф. дис. ... канд. географ, наук. -
Львів, 1994. 22 с.
Байцар А. Л. Еколого-географічні та біоенергетичні особливості
верхньої межі лісу в Українських Карпатах // Експериментальна екологія. Методи, теорія,
практика. Вісник Західного центру екології. 1999. – Вип. 2. С. 45–51.
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.
Байцар А. Л. Торфово-болотна верхня межа
лісу в Українських Карпатах / А. Л. Байцар, В. П. Матвіїв // Природні комплекси
й екосистеми верхів’я ріки Прут: функціонування, моніторинг і охорона.
Матеріали наук.-практ. Регіон конф. Львів: Видавн. центр ЛНУ ім. Івана Френка,
2009. С. 136-138.
Байцар А. Л. Лавинна верхня межа лісу у ландшафті
Чорного- ра / А. Л. Байцар, А. С. Манько // Географія і туризм: Європейський
досвід. Матеріали IV міжнарод. наук. конф. Львів: Видавн. центр. ЛНУ ім.
Івана Франка, 2010. С. 11-14.
Байцар А. Л. Типи верхньої межі лісу в
Українських Карпатах та їх охорона // Вісник Львів. ун-ту серія географ.
Вип. 40. Частина І. Львів, 2012. С. 101–107.
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.
Козий Г. В. Четвертичная история Восточно-Карпатских лесов:
автореф. дис. … д-ра биолог. наук / Львовский научно-природоведческий
музей АН УССР, Львов. 1950.
Козій Г. В., Стойко С. М. Матеріали до вивчення рослинності Свидовецьких гір
// Укр. ботан. журн. – 1958. – 15, № 3. С. 37-48.
Коліщук В. Г. Сучасна верхня межа лісу в
Українських Карпатах. - К.: Вид-во АН УРСР, 1958. 47 с.
Комендар В. І. Соснове криволісся хребта Чорногора в Східних Карпатах //
Ботан. журн. АН УРСР. – 1954. – 11, № 3. С. 67-80.
Комендар В. І. Растительность горного хребта Черногора в Восточных Карпатах и ее значение в народном хозяйстве. Автореферат. К., 1954.
Комендар В. І. До питання про динаміку рослинних поясів у Східних Карпатах. — Ботанічний журнал АН УРСР, т. XIX, № 4, К , 1957.
Комендар В.І. Нові дані щодо класифікації та розвитку угруповань жерепняків
(Mugeta) в Українських Карпатах // Укр. ботан. журн. – 1960. – 17, № 6. С.
76-84.
Повний текст
Комендар В.І., Фодор С.С. Вересово-сфагнове болото в Закарпатській області УРСР //
Укр. ботан. журн. — 1960. — 17(3). С. 79—81.
Повний текст
Комендар В. И. Форпосты горных лесов. Ужгород, «Карпати», 1966.
Комендар В.І. Відновлення верхньої межі лісу в Карпатах / В.І. Комендар,
С.С. Фодор // Укр. ботан. журн. – 1987. – Т. 44, № 1. – С. 25–28.
Котов М.И., Чопик В.И. Основные черты флоры и растительности
Украинских Карпат // Флора и фауна Карпат. – М.: Изд-во АН СССР, 1960.
С.3 – 33.
Малиновський К. А. Рослинність високогір'я Українських Карпат. К.: Наук. думка, 1980. 280 с.
Малиновський К. А. Сучасний стан верхньої
межі лісу та приполонинної рослинності // Праці НТШ. T. XII. Екологічний
збірник. Екологічні проблеми Карпатського регіону. - Львів: НТШ, 2003. С.
66-80.
Міллер Г. П. Про четвертинне зледеніння Чорногори // Доповіді та повідомлення Львівського університету. – Вип. 9. – Ч. 2. 1961.
Стойко С. М. Типи верхньої межі лісу в
Українських Карпатах, її охорона та заходи ренутарілізацїї // Лісівнича
академія наук України. Наукові праці - Львів, 2004. С. 95-101.
Третяк П.Р. Деградація останнього зледеніння в Карпатах / П.Р. Третяк, М.П. Кулешко // Доп. АН УРСР, сер. Б. – № 8. – 1982.
Третяк П.Р. Вплив снігового покриву на формування рослинності в
Українських Карпатах / П.Р. Третяк // Праці НТШ. ім. Т. III. – Львів,
1999. С. 75–83.
Цыс П. Н. О древнем оледенении Карпат / П.Н. Цыс // Доп. і повідомлення Львів. ун-ту. – Вип. 6. – Ч. 2. – 1955. – С. 6–8.
Ярошенко П. Д. О природной динамике
верхней границы леса в Карпатах // Докл. АН СССР. - 1957. - №1. С. 141-144.
Kozij G. Wysokogórskie torfowiska północno-zachodniego pasma Czarnohory. Pamiętnik Państwowego Instytutu Naukowego Gospodarstwa Wiejskiego w Puławach 13. 1932. S.163–179.
Kozij G. Stratygrafja i typy florystyczne torfowisk Karpat Pokuckich // Pomętnik Państwowego Instytutu Naukowego Gospodarstwa Wiejskiego w Puławach, 1934. T. 15, z. 1. S. 162—226
Pawłowski S. Ze studiów nad zlodowaceniem Czarnohory. Prace Towarzystwa Naukowego Warszawskiego 3 (10). 1915. 1–60.
Romer E. Epoka lodowana Świdowcu. Rozpr. Akad. Um. Wydz. Mat.-Przyr., A. Krakоw. 1906. 71 s.
Fekete L., Blattny T. Az erdeszeti
jelentosegu fak es cserjek elterjedese a magyar allam teruleten. —
Selmecbanya, 1913.-1 Bd. — 793 old.; 2 Bd. 150 old.
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.
Hampicke M. Extensivierung der Landwirtschaft für den Naturschutz –
Ziele, Rahmenbedingungen und Massnahmen // Schr. R. Bayer. Landesamt Umweltsch.
1988. Bd. 84. S. 9–36.
Navrotskaya I., Syabryaj S., Bezusko L. et al. The Ugolsky massif —
a refuge of thermophilic flora in the Ukrainian Carpathians // Acta
Palaeobotanica, 1991. V. 31, № 1, 2. P. 261–272.
Szafer W. Plioceńska flora okoloc Czotsztyna. Warszawa, 1954. 238 s.
Świderski B. Geomorfologia Czarnohory. Wyd. Kasyim. Mianowskiego, Warszawa, 1937.96 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.Zapałowicz H. Roślinna szata gór Pokucko-Marmaroskich // Sprawozd. kom. fizjograf. — Kraków, 1889. 389 s.
Zapałowicz H. Dyluwialno-lodowy okresw KarpatachPokucko-Marmaroskichi w Patagonii. Kosmos 37: Lwów. 1913. S. 643–740. 
Чорногора
Чорногора
Динаміка ВМЛ в ландшафті Чорногора протягом голоцену
Динаміка ВМЛ в ландшафті Свидовець протягом голоцену
Легенда до картосхем
четвер, 9 березня 2023 р.
Четвертинне зледеніння Українських Карпат
В Українських Карпатах особливо багато слідів дії льодовиків можна побачити на північно-західних схилах Чорногірського хребта, слабше — на південно-західних схилах. Місцями кари збереглися і в Ґорґанах, зокрема під вершиною Грофи, а ще на гірських масивах Свидовець та Мармарош. Товщина льодовиків у карах Чорногори, Свидовця в період їх максимального розвитку досягала 200 м, довжина до 8 км (Чорногора).
Льодовики та снігова лінія
Льодовики – це велетенські рухливі маси природного льоду, які утворилися в процесі накопичення і подальшого перетворення твердих атмосферних опадів (снігу). Необхідними умовами для утворення льодовиків є холодний клімат і тверді атмосферні опади. У цих умовах відбувається поступове накопичення снігового покриву, оскільки кількість атмосферних опадів перевищує кількість талої снігової води. Льодовики в процесі свого руху здійснюють певну геологічну роботу: руйнують гірські породи, переміщують уламки і відкладають їх у місця розтавання льоду. Льодовик завжди був синхронний пониженню рівня моря.
Кожне просування льодовиків потребувало величезні об’єми води (товщина льодовиків сягала 1500 — 3000 м), що призводило до тимчасової регресії моря на 100 м. Під час інтергляціалу і відповідно трансгресії моря — вода заливає прибережний суходіл.
Клімат плейстоцену відзначався повторюваними льодовиковими циклами, під час яких континентальні льодовики в деяких місцях досягали 40-ї паралелі. Підраховано, що під час льодовикового максимуму 30% поверхні Землі було покрито льодом. Крім того, зона вічної мерзлоти простяглася на південь від краю льодовикового щита на кілька сотень кілометрів у Північній Америці та Євразії. Середньорічна температура на краю льодовика становила −6 °C; на краю вічної мерзлоти - 0 °C.
У північній півкулі багато льодовиків злилися в один. Кордильєрський льодовиковий щит покривав північний захід Північної Америки; на сході панував Лаврентійський льодовиковий щит. Віслинський щит покривав Північну Європу, а також більшу частину Великої Британії; Альпійський щит в Альпах. Розрізнені льодовикові щити простяглися по Сибіру та Арктичному шельфу. Північні моря були вкриті льодом.
Межа, вище якої сніг накопичується і не розтає протягом довгого часу, називається сніговою лінією, або сніговою межею. Нижче цієї межі сніг зберігається лише в холодний період року і зникає у теплий.
Висота снігової лінії залежить від кліматичних особливостей території, насамперед, співвідношення тепла і вологи, а також макро- і мезорельєфу. Вона є відображенням нижнього рівня хіоносфери в реальних умовах рельєфу земної поверхні. Снігова лінія розташована нижче в холодних та вологих районах і вище — в теплих та посушливих. В Антарктиці вона опускається до рівня моря, а в Арктиці розташована на кілька сотень метрів вище рівня моря. Найбільшої висоти снігова лінія досягає в сухих тропічних і субтропічних районах у літній період (на Тибетському нагір'ї та у Південноамериканських Андах до 6,5 км), на екваторі вона розташована на висоті 4,4 км.
Вище снігової лінії сніг розподіляється нерівномірно. У гірських районах схили, що повернуті назустріч пануючим вітрам, майже не мають снігу. На схилах, що захищені від вітру, сніг накопичується у великих кількостях. Снігові маси під дією сили ваги часто зриваються зі схилу, скочуючись униз. Це – снігові лавини. Вони захоплюють гірські породи, зрізають зі схилів лісові масиви, викликають велетенські руйнування. Вони мають місце у Карпатах і навіть у Кримських горах. У низинах вище снігової межі сніг може накопичуватися роками, перетворюючись у результаті у зернисту кригу – фірн (нім. firn – старий).
Фірн — перехідною стадією між снігом і льодовиковим льодом, утворюється в гірських областях, розташованих вище снігової лінії, і в полярних країнах, де атмосферні опади випадають переважно у вигляді снігу й за літо не встигають станути. Сніг перетворюється у фірн під дією сонячної радіації, відлиг, у результаті перекристалізації й сублімації водяної пари внаслідок неодноразового підтавання і наступного замерзання снігу під тиском вище лежачих шарів.
Сніжники — скупчення снігу і фірну в гірських місцях, захищених від вітру, які лежать протягом всього року. Розрізняють сезонний і постійний сніжники.
Товщина фірнового шару іноді перевищує 100 м. В основі фірнової товщі під впливом тиску окремі кристалічні зерна криги зливаються в одне, утворюючи суцільну глетчерну кригу (нім. gletscher – крига). На формування 1 м3 глетчерної криги витрачається до 11 м3 снігу. Область, де відбувається перетворення снігу у кригу, має назву область живлення.
Лід, що характеризується пластичністю, під дією гравітаційних сил розтікається у боки або спускається зі схилів у вигляді витягнутих «язиків», що мають назву льодовиків. Швидкість руху льоду є прямо пропорційною до маси льодовика.
Область, по якій відбувається рух льодовика, має назву область стоку. Якщо льодовикові потоки (язики) спускаються нижче снігової межі, вони починають розтавати. Льодовикові води часто живлять гірські річки.
Льодовиковий рельєф
Льодовиковий рельєф — форми земної поверхні, які утворюються внаслідок діяльності покривних і гірських льодовиків у сукупності з талими льодовиковими водами.
Розрізняють:
*екзараційні форми, утворені в корінних породах («баранячі лоби», «кучеряві скелі» — на рівнинах, троги, кари, ригелі — в горах);
*льодовиково-акумулятивні (моренні рівнини, горби, гряди та ін.);
*флювіогляціальні (зандрові рівнини, флювіогляційні тераси та ін.).
Льодовиковий кар (цирк) — велика чашоподібна западина, що має форму амфітеатру (у привершинній частині гір з крутими скелястими стінами і полого увігнутим днищем) і являє собою частину верхів'їв гірських долин, сильно розширених та змінених льодовиками. Дно такої заглибини завалене уламками гірських порід, а сніг у ній тримається навіть до середини літа. У деяких карах є торфовища чи гірські озера. Кари, які вже напівзруйновані зовнішніми чинниками, утворюють важкодоступні скелі.
Трог (від нім. Trog — «корито») — річкова долина з коритоподібним поперечним профілем, що утворилася в результаті проходження льодовика.
Ригель (від нім. Felsriegel — «скеляста поперечина») — поперечний скелястий уступ на дні льодовикової долини, що виникає на місці виходу твердих порід або при перепоглибленні долини; зумовлений посиленою дією льодовиків, які злилися в цьому місці. Ригель — це поперечна гряда корінних порід, оголена льодовиковою ерозією. Ригелі також відомі як кам'яні смуги, пороги та веррози. Вони зустрічаються в льодовикових долинах і часто асоціюються з водоспадами та зонами порогів, коли присутні струмки. Коли кілька ригелів складено в ряд, вони називаються льодовиковими сходами.
Карлінг — гірська вершина з
ширяючою формою, зрізана ретроградною льодовиковою ерозією .Льодовики, які
зазвичай утворюються в дренажних водах на боках гори, утворюють чашоподібні
улоговини, які називаються цирками. Ці льодовики мають обертальне ковзання, яке
стирає дно басейну більше, ніж стінки, і це спричиняє формування форми чаші.
Оскільки цирки утворюються внаслідок заледеніння в альпійському середовищі,
верхня стінка і хребти між паралельними льодовиками стають більш крутими і
чіткими. Це відбувається через замерзання/відтавання та масове вивітрювання під
поверхнею льоду.
Морени. Льодовики, як і річки, мають свої береги і ложе. Уламки гірських порід, що виорані льодовиком, захоплюються льодом, що рухається, утворюючи рухливий прошарок, який пересувається по ложу льодовика. Такі рухливі маси уламкового матеріалу мають назву морени. Нижню частину, що пересувається по дну льодовика, називають донною мореною, а бокові частини, що пересуваються по берегах – боковими моренами. Під час руху льодовика на його поверхні можуть накопичуватися уламки гірських порід, що впали з гірського схилу. Такі уламки утворюють верхню, або поверхневу морену.
Моренні відкладення складаються з різноманітного матеріалу – від найтонших часток до крупних валунів, діаметром 2–3 м і більше. Співвідношення між складовими морени можуть бути різними: в одних випадках переважають глини або суглинки зі включеннями крупних уламків (гравію, щебінки, валунів), у інших – суміш крупноуламкового матеріалу з глинистими і чистими пісками. Серед льодовикових відкладень можна зустріти як цілі купи валунів, так і окремі глиби.
Морена (англ. moraine, till, glacial drift; нім. Moräne f) — скупчення несортованого уламкового матеріалу, перенесеного і відкладеного льодовиками.
Морена берегова (англ. border moraine; нім. Ufermoräne f) — морена долинних льодовиків, відкладена у вигляді гряд або сходинок вздовж схилів долини при частковому або повному таненні льодовика. Берегові морени, розташовані одна над одною, називають терасами осідання. М.б. добре зберігається в умовах сухого континентального клімату, наприклад, на Памірі. У р-нах вологішого клімату перетворюється в комплекс земляних пірамід.
Морена бокова (англ. lateral moraine; нім. Seitenmoräne f, Randmoräne f) — скупчення щебеню та великих уламків гірських порід на околиці гірського льодовика нижче снігової лінії, яке пересувається вниз разом з льодовиком. М.б. тягнеться по краях льодовикового язика у вигляді валу. При таненні льодовика переходить у морену берегову.
Морена дислокована (англ. contorted drift, contorted till, disturbation till; нім. Stauchmoräne f, Staumoräne f) — морена, зім'ята у помітно виражені складки і розчленована льодовиком, який рухається, на насунені одна на одну лускуваті структури.
Морена донна (англ. bottom-moraine, ground moraine, subglacial moraine; нім. Grundmoräne f, Untermoräne f) — уламки порід, які переносяться всередині льодовика і в його основі. Після танення льодовика ця морена утворює великий і досить рівний шар моренного матеріалу. Син. — основна морена.
Морена кінцева (англ. frontal moraine, end moraine; нім. Frontalmoräne f, Endmoräne f) — уламковий матеріал, відкладений у вигляді дугоподібних гряд біля нижнього кінця долинного льодовика при його тривалому стаціонарному положенні.
УКРАЇНСЬКІ КАРПАТИ
Від раннього протерозою (близько 2,4—2,1 млрд років) до кайнозою включно виділяють 7–8 (за ін. даними – 4–5) Льодовикових періоди. Серед основних причин їхнього виникнення розглядають космічні (зміни інтенсивності сонячного випромінювання, обертання Галактики, орбітального руху Землі навколо Сонця та навколо своєї осі; хитання земної осі) та внутрішньоземні (загальне зменшення теплового потоку з глибин Землі, зменшення щільності атмосфери, певне розташування континентів відносно полюсів, зміни в циркуляції океанічних вод, падіння комет і вулканічні виверження з надзвичай. викидами пилу та попелу в атмосферу, тектонічні підняття значної частин земної поверхні вище снігогової лінії тощо) фактори. У час між Л. п. не існувало льодовикових покривів і постійного морського льоду біля полюсів, площа льодовиків була значно меншою, а клімат у високих і помірних широтах – м'якшим. Упродовж Л. п. чергувалися холодніші льодовикові та тепліші міжльодовикові епохи.
Установлено п’ять головних тривалих четвертинних зледенінь, що розділялися міжльодовиковими епохами. В Альпах вони дістали наступні назви: дунай, гюнц, міндель, рісс, вюрм. На Східноєвропейській платформі останнім трьом відповідають окське (міндель-II), дніпровське (рісс-I), московське (рісс-II) та валдайське (вюрм) зледеніння. Найбільшу територію вкривало дніпровське зледеніння. Один із язиків цього зледеніння спустився долиною Дніпра до широти сучасного м. Дніпро. Під час зледенінь у перигляційній зоні на території платформної України формувалися товщі лесів.
МІНДЕЛЬ, МІНДЕЛЬСЬКЕ ЗЛЕДЕНІННЯ (від назви р. Міндель – притоки р. Дунай) – третє тривале (після Дунаю і Гюнцу) плейстоценове (0,6-0,4 млн рр. тому) зледеніння (епоха) в Альпах. Відповідає Окському (Донському) зледенінню Східноєвропейської платформи, Ельстерському зледенінню Пн. Європи, Канзаському зледенінню Пн. Америки.
ОКСЬКЕ ЗЛЕДЕНІННЯ – ранньоплейстоценове покривне зледеніння Східноєвропейської платформи (близько 500-400 тис. рр. тому). На території України є найдавнішим. Поширювалося на пн.-зх. частину Передкарпаття, зх. Волинського Полісся та долину Дніпра до широти м. Черкаси. Власне льодовикові відклади трапляються переважно у западинах дольодовикового рельєфу у вигляді валунних суглинків основної морени потужністю 2,5-3,0 м. Склад водно-льодовикових відкладів – від галечників до суглинків і глин. Грубоуламкові утворення (10-15 м) поширені переважно у верхів’ї Дністра. О.З. відповідає ельстерському-II Пн. Європи, краківському території Польщі та міндельському-II Альп.
РІСС,РІССЬКЕ ЗЛЕДЕНІННЯ — передостаннє зледеніння (гляціал) Альп плейстоценової епохи. Датується по-різному від 300 000 до 130 000 років тому та від 347 000 до 128 000 років тому. Збігається із Заалеським гляціалом Північної Німеччини, Дніпровським (максимальним) зледенінням Східноєвропейської рівнини. Назву дали Альбрехт Пенк та Едуард Брюкнер, які назвали це похолодання на честь річки Рісс у Верхній Швабії у своєму тритомному творі «Альпи у льодовиковий період» (Die Alpen im Eiszeitalter), опублікованому в 1901—1909 роках.
ДНІПРОВСЬКЕ ЗЛЕДЕНІННЯ – максимальне материкове зледеніння у Східній Європі, що відбулося в середньому плейстоцені (близько 280–260 тис. рр. тому). Назву запропонував 1926 рос. геолог О. Павлов. Льодовик перекривав майже все Придніпров'я та значну частину бас. Прип'яті, у пд. напрямку він досягав гирла р. Ворскла (46° пн. ш.). Потуж. льоду на Пн., у центр. частині льодовик. щита досягала 3 км, побл. кінця льодовик. язика – 400–500 м. У розвитку дніпров. льодовика встановлено 3 гол. етапи: трансгресивний (наступаючий), регресивний (відступаючий) та стагнації (пасивне танення). Впродовж його існував суворий континентал. клімат, рослин. покрив був бідний (переважали ландшафти тундростепу та тундролісостепу), кількість опадів становила бл. 300 мм на рік. Дніпров. льодовик після свого відступу залишив товщу 3–5 м валунів, глини (морени), а також водно-льодовик. та озерно-льодовик. піски і суглинки, численні льодовикові форми рельєфу: ози, ками, друмліни, моренні гряди, кари (цирки), карлінги, троги.
ВЮРМ, ВЮРМСЬКЕ ЗЛЕДЕНІННЯ (від нім. Würmsee — озеро в Альпах, басейн Дунаю) — останнє (четверте) зледеніння (гляціал) в Альпах і Центральній Європі (115-10 тис. років тому). Вперше виділено Пенком і Брюкнером у 1909 р. Поділяється на три холодні стадіали: Вюрм-I (56-42 тис. рр. тому), Bюрм-II (33-30 тис. рр.), Bюрм-III (26-20 тис. рр.) та три помірно-холодні інтерстадіали: Bюрм-I/II (42-33 тис. рр.), Bюрм-II/III (30-26 тис. рр.), Ложері (20-16 тис. рр.). Також виділяють верхній або пізній Вюрм (16-10 тис. тому), який поділяють на три періоди зледенінь: Дріас древній (16-13 тис. рр. тому), Дріас середній (12,6-11,9 тис. рр.), Дріас пізній (10,9-10,0 тис. рр.).
Під час льодовикового максимуму Вюрмського заледеніння більшість країн Західної та Центральної Європи були вкриті холодними степами, а в Альпах переважали тверді льодовикові поля та гірські льодовики. Максимум цього зледеніння спровокував суттєве падіння рівня Світового океану (майже на 120 метрів).
Хроностратиграфічно відповідає Віслинському зледенінню у Північній Європі, Валдайському зледенінню у Східній Європі та Вісконсинському зледенінню у Північній Америці. Середньорічні температури за часів Вюрмського зледеніння на Баварському плоскогір'ї були нижче −3 ° C (на початок ХХІ сторіччя +7 ° C). Останній холодний період розпочався приблизно 115 000 років тому і закінчився 10 000 років тому.
ВАЛДАЙСЬКЕ ЗЛЕДЕНІННЯ – останнє покривне зледеніння Східноєвропейської рівнини (70-11 тис. років тому). Відповідає стадії пізнього вюрму Альп, віслинському зледенінню Пн. Європи та вісконсинському зледенінню Пн. Америки. В межах В. З. виділяють дві стадії: ранньовалдайську (калінінське або тверське зледеніння – 70-50 тис. рр.) і пізньовалдайську (осташківське зледеніння – 33-11 тис. рр. тому). Вони розділялися міжльодовиковою молого-шекснінською епохою. Центром зледеніння була Ботнічна затока. Товщина льоду досягала 3 км. Південна межа ранньовалдайського (тверського) льодовика простягалася з пд. заходу на пн. схід у напрямку: Брест – Мінськ – Лукомль – Чарея – Орша – Смоленськ – Твер – Кострома – оз. Кубенське. На території України під час В.З. в перигляційних умовах накопичувалися лесові та лесоподібні товщі.
Вперше думку про зледеніння Українських Карпат висловили Г. Як і Є. Горн в 1874 р. під час дослідження долин Пруту та Тиси. Весь період дослідження льодовикового рельєфу Українських Карпат хронологічно можна розділити на: довоєнний період (1874−1914 рр.); міжвоєнний період ( 1918−1939 рр.); післявоєнний період (1945 р.− наші дні).
Найяскравішими представниками довоєнного періоду були Г. Гасіоровський («Śladyglacyalnena Czarnohorze»), Є. Ромер («Epokalodowana Świdowcu») та С. Павловський («Zestudiównadzlodowaceniem Czarnohory»). Найбільшим вкладом у вивченняльодовикового рельєфу Українських Карпат у міжвоєнний період відзначається робота Б. Свідерського («Geomorfologia Czarnohory»).
Серед вчених, які працювали в післявоєнний період, варто відмітити П. Цися («О древнем оледенении Карпат») та Г. Міллера («Про четвертинне зледеніння Чорногори»). Також досить значна робота в цей період проводилася геоморфологічною партією науково-дослідного сектору Львівського університету.
Щодо еволюції поглядів на основні питання стосовно зледеніння Українських Карпат, то серед вчених побутувала думка про два зледеніння на території Українських Карпат (Ромер, Гасіоровський), які відносили до Ріссу та Вюрму; розмір плейстоценових льодовиків часто дуже перебільшували (46 миль − Як і Горн; 90 км − Запалович). В міжвоєнний період продовжила побутувати думка про два зледеніння (Козій, Свідерський), проте була висунута гіпотеза про Міндельське та Рісське зледеніння Українських Карпат (Свідерський). Ключовою ідеєю післявоєнного періоду стало одне зледеніння, проте з двома фазами (Цись, Міллер, Башеніна), яке було у Вюрмі. Більшість вчених цього періоду стверджували, що розмір льодовиків сягав від 2 до 8 км (Міллер, Ананьєв).
Загальноприйнятих абсолютних висот для високогірного рельєфу немає, вони коливаються залежно від географічної широти і положення снігової границі. Щодо альпійського рельєфу, то він зустрічається в горах різної висоти. Так, в Українських Карпатах з типовим середньогірним і низькогірним рельєфом, фрагменти альпійського рельєфу збереглися у середньогірних масивах: Мармароському, Свидовці, Чорногорі і Горганах. Цей рельєф є реліктом епохи плейстоценових зледенінь, коли снігова лінія в Українських Карпатах опустилася (Є.Ромер (1906); Іванов, 1956) до 1450-1500 м.
У масиві Чорногори зосереджені максимальні абсолютні висоти Українських Карпат. Альпійський рельєф зосереджений у привододільній частині хребтів поміж г. Говерлою 2061 м і г. Піп-Іван (Чорна Гора) - 2020 м. Відносні висоти на північно-східних схилах коливаються в межах 400-500 м, місцями досягають 1000 м і більше.
У Чорногірському масиві зосереджені всі вершини Українських Карпат, висота яких перевищує 2000 м (Петрос - 2020 м, Говерла – 2061 м, Ребра - 2001 м, Гутин Томнатик - 2016 м, Бребенескул - 2035 м, Піп Іван або Чорна Гора - 2020 м). На Чорногорі є близько 20 озер, які утворились на дні карів. Найбільші з них: Бребенескул, Нижнє та Верхнє озера в урочищі Озірний, Несамовите, Марічейка. Глибина озер не перевищує 3 метрів.
Давньольодовиковий рельєф Чорногори ділять на три групи (Свідерський, 1938). Основними формами альпійського рельєфу є льодовикові кари і трогові долини. На формування їх кожній групі великий вплив мали структурно-літологічні особливості окремих ділянок, через що льодовикові кари і долини відрізняються морфометричними показниками: абсолютними і відносними висотами, шириною і довжиною, крутизною стінок, мезо- і мікрорельєфом днищ карів і долин і т.п.
До першої групи відносять льодовикові долини, кари і нижні котли у верхівíях Заросляцького Пруту (потоки Заросляк, Брескулець, Арендаж). До другої групи належать долини Пруту Данцерського, Гаджини і Кізі. Третю групу складають верхівíя Дземброні і Погорільця.
Гірська група Свидівця сформувалася на своєрідному тектонічному вузлі, де стикуються декілька покривів: Дуклянський - Близницька і Лужанська підзони, Поркулецький – Білотисенська підзона і Чорногірський - Яловичорська (Говерлянська) підзона. Форми альпійська рельєфу зосереджені у північній частині гірської групи з найбільшими абсолютними висотамии у хребтах Свидовець, Апшинець, Урду-Флавантуч. На фоні вирівняних пригребеневих поверхонь контрасно виділяються численні куполоподібні вершини: г. Унгаряска (1707,8 м), г. Трояска (1702,6 м), г. Догяска (1761,7 м), г. Котел (1770,8 м), г. Стіг (1704,3 м), г. Близниця (1881 м) – найвища вершина Свидовецького гірського масиву.
Як і в масиві Чорногори альпійський рельєф у гірському масиві Свидівця приурочений до пригребеневої частини найвищих хребтів. Основними формами рельєфу, які його характеризують є кари, льодовикові долини, скелясті карові гребені, круті скелясті тилові і бокові стінки карів і т. п.
За даними досліджень геоморфологічної партії Львівського університету у 1965-1966 і 1968-1969 роках форми льодовикового рельєфу плейстоценових зледенінь, охарактеризовані на північних схилах від г. Темпа на Заході до полонини Менчил на сході, а також на східних і південно-східних схилах хребта Урду-Флавентуч з найвищою вершиною Близниця.
Е. Ромер (Romer, 1906) описав найбільші льодовикові кари (піді Близницею, Драгобратом, Труфанцем, Гропою, Трояскою, Воротескою, Кричунескою). Він висловив припущення, що товщина льодовиків у карах Свидовця в період їх максимального розвитку досягала 200 м, а довжина — 3 км, так що ПТК північних схилів найбільш високих вершин були з’єднані суцільним льодовиковим покривом. Так, між долинами Драгобрату і Труфанця розміщений широкий вал, що покривався льодовиком і нагромаджувався за рахунок двох карів. Льодовикові форми рельєфу (кари, нівальні ніші) дають підставу на основі реконструкці ВМЛ говорити про торфово-болотну межу лісу у недалекому минулому. Свидовецькі кари характеризуються плоским або чашовидним дном, де у поздовжньому профілі добре спостерігається нахил днищ. У багатьх карах є невеликі озерця, або понижені заболочені ділянки (кари Апшинецький, Герашаський Великий, Драгобратський).
За обрахунками Е. Ромера (1906) снігова границя у плейстоцені (час останнього зледеніння на Свидівці) була на висоті 1437 м (Апшинецькі льодовики), 1484 м (Ворожеські льодовики) і 1492 м (Близницькі льодовики). Усереднена висота снігової границі — 1450—1475 м. Днища карів є на абсолютних висотах 1460-1475 м для північних схилів і 1580—1600 м — на східних схилах. і є природним бар'єром для деревної рослинності.
На території Українських Карпат розміщені північно-західні відроги Мармароського масиву. Мармароський масив це високо піднята зона метаморфічного комплексу порід, яка утворилася протягом байкальської і герцинської складчастостей.
У рельєфі цим структурам відповідають Рахівські гори і Чивчини із бриловим альпійським рельєфом. Максимальна абсолютна висота 1936,2 м (г. Піп Іван). Вершина складена гнейсами і має пірамідальну форму. Відносні висоти досягають 600 1100 м. Переважають глибокі, часто ущелиноподібні долини, гострі гребені хребтів з конічними вершинами (г. Жербан, 1793,4 м).
Головний гребінь Чивчинських гір проходить через вершини Будичевська Велика (1677,9 м), Чивчин (1766,1 м), Лостун (1653,5 м), Коман (1723,6 м), Гнатася (1766,5 м). Амплітуда відносних висот 500-800 м. Переважають дуже круті і надзвичайно круті схили (25-35). Долини потоків мають вигляд ущелин у місцях виходу вапняково-доломітових товщ.
На схилах вершини Піп Іван Мармароський є рештки льодовикових карів. Погана їх збереженість пояснюється перш за все літологічним складом порід (гнейси), які беруть участь в будові вершини.
На схилах вершини Чивчин краще збереглися форми льодовикого рельєфу. У кількох кароподібних заглибинах розміщені невеликі озера.
Щодо зледеніння Горган, то найбільш правдоподібними є висновки Є.Ромера про те, що у плейстоцені тут могли утворитися порівняно невеликі фірнові поля, які не могли бути джерелом живлення льодовикових язиків. Сліди нівально-льодовикової обробки пригребеневих частин схилів збереглися у Скибових Горганах біля вершин Грофа, Попадя, Ігровище, Висока, Мала Сивуля, Лопушна (Велика Сивуля).
Література
Ананьев Г.С. Ледниковый рельеф и гляциальные отложения. – Геоморфология осевой зоны Восточных Карпат / Г.С Ананьев и др. – М.: Из-во МГУ, 1981.
Байцар А.Л., Третяк О. А. Греготи Українських Карпат: генезис, поширення та морфологія// Вісник Львівського університету. Серія географічна. Вип. 21. – Львів, 1998, с. 36-39.
Байцар А.Л.
Полонини Українських Карпат: генезис, поширення та морфологія / А.Байцар
// Вісник Львів. ун-ту. Серія географ. Вип. 29. – Львів, 2003. – С.
3–6.
Байцар А. Горгани, гретоти, цекоти в Українських Карпатах / А.Байцар // Проблеми геоморфології і палеографії Українських Карпат і прилеглих територій. Збірник наук. праць. – Львів, 2014. - С. 10-16.
· Байцар А., Манько А. Українські Карпати. Ґоргани, Ґреготи, Цекоти: генезис, поширення та морфологія // Modern science: innovations and prospects. Vol. 1. 2021. С. 180–187. (Закордонне періодичне видання). Режим доступу: https://sci-conf.com.ua/wp-content/uploads/2021/11/MODERN-SCIENCE-INNOVATIONS-AND-PROSPECTS-10-12.10.2021.pdf
Башенина Н.В. О роли блоковой морфотектоники в оледенении Советских Карпат / Н.В. Башенина – М.: Изв. ВГО, 1971. – Т. 103.– Вып. 2.
Иванов Б.Н. Следы оледенения Украинских Карпат. / Б.Н. Иванов – Уч. Зап. Чернов. Ун-та, серия Геолого-географ. – 1950. – Т. 8. – Вып. 2.
Ковалюх Н.Н. Геохронология нивально-гляциальных отложений среднегорья Украинских Карпат / Н.Н. Ковалюх, Л.В. Петренко, П.Р. Третяк // Бюро комис. по изучению четвертичного периода – 1985. – № 54.
Кравчук Я. Геоморфологія Полонинсько-Чорногірських Карпат: [монографія] / Я. Кравчук // Л. : ВЦ ЛНУ ім. Івана Франка, 2008. – 188 с. : іл. – (Серія Рельєф України). – Бібліогр.: С. 179–185.
Міллер Г.П. Про четвертинне зледеніння Чорногори / Г.П Міллер // Доповіді та повідомлення Львівського університету. – Вип. 9. – Ч. 2.– 1961.
Третяк П.Р. Деградація останнього зледеніння в Карпатах / П.Р. Третяк, М.П. Кулешко // Доп. АН УРСР, сер. Б. – № 8. – 1982.
Тыханич В.В. К вопросу геоморфологии Свидовца / В.В Тыханич // Докл. и сообщения Львовского отдела ГО УРСР. – Львов, 1965.
Цыс П.Н. О древнем оледенении Карпат / П.Н. Цыс // Доп. і повідомлення Львів. ун-ту. – Вип. 6. – Ч. 2. – 1955. – С. 6–8.
Щодра Ольга
Історична географія України від найдавніших часів до кінця XVIII століття:
навчальний посібник. — Львів, 2016.
Gąsiorowski H. Ślady glacyalne na Czarnohorze. Kosmos. Lwów. 1906.
E. Romer. Epoka lodowa na Swidowсu. Krakuw, 1906. 71 s.
Swiderski B. Geomorfologia Cżarnohory. Warszawa, 1937. 74 s.
Підписатися на:
Дописи (Atom)