Krytyczne uwagi na temat rekonstrukcji geometrii powierzchni lodowców w polskich Tatrach Wysokich

Krytyczne uwagi na temat rekonstrukcji geometrii powierzchni lodowców w polskich Tatrach Wysokich Jerzy Zasadni 1 Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 7, 2009 Critical remarks on reconstruction of surface geometry of glaciers in the Polish High Tatra Mts. Prz. Geol., 57: 607 613. Abstract.Thepaper presents critical remarks on reconstruction by Makos and Nowacki (2009). The authors worked out a model of ice-surface geometry and equilibrium line altitude (ELA) of glacier which existed in the Bia³ka Valley system (High Tatra Mts.) during the Last Glacial Maximum (LGM), utilizing mapped trimlines in accumulation areas and literature data about glacier extent in ablation areas. Some palaeoclimate implications from this study indicate LGM-modern temperature amplitude ca 5.5 C from ELA depression and prevailing southern atmospheric circulation pattern during the LGM in the Tatra Mts. The reconstruction does not comprise the whole former glacier system of the valley and therefore the use of arbitrary assumed accumulation area ratio (AAR) resulted in considerable error in determinations of ELA. It is concluded that ELA calculated for m a.s.l. was obtained with AAR 0.77 value instead of intended 0.65 0.67. Critical remarks also concern ice-surface geometry which is in some places inconsistent with glaciological conformities. The LGM modern temperature amplitude was calculated without considering precipitation changes between LGM and modern time and on the basis of questionable position of modern ELA position, therefore it can not be treated as a valuable one. Similarly, the thesis about southern atmospheric circulation is here discussed in detail. It is concluded that the evidences presented by Makos and Nowacki (2009) can not support nor contradict this thesis. It should be treaded as a speculation made under the influence of Alpine results. Keywords: palaeoglaciology, High Tatra Mts., equilibrium line altitude (ELA), glacier reconstruction Geomorfologia glacjalna i paleoglacjologia odgrywaj¹ szczególn¹ rolê w badaniach nad zlodowaceniami górskimi, gdy pomagaj¹ zrozumieæ skomplikowan¹ interakcjê miêdzy klimatem, rzeÿb¹ terenu i geometri¹ lodowców. Ze wzglêdu na to, i lodowce górskie stanowi¹ system bardzo czu³y na zmiany klimatyczne, w uk³adzie geometrycznym form i osadów lodowcowych s¹ zapisane informacje o warunkach klimatycznych i glacjologicznych podczas ich formowania. Odczytywanie tych danych jest podstaw¹ badañ paleoglacjologicznych. Obecnie w badaniach nad czwartorzêdem obszarów górskich, w celu uzyskania informacji na temat paleoklimatu lub te stratygrafii moren, powszechnie wykonuje siê rekonstrukcjê linii równowagi bilansowej lodowców (ELA equilibrium line altitude). W badaniach tatrzañskich znacz¹cy postêp w tej dziedzinie zosta³ dokonany dziêki pracom G¹dka (1998 i literatura tam cytowana). Kilka miesiêcy temu na ³amach Przegl¹du Geologicznego zosta³ opublikowany artyku³ autorstwa Makosa i Nowackiego (2009), w którym autorzy przedstawili rekonstrukcjê czêœci powierzchni lodowca wystêpuj¹cego w zlewni Doliny Bia³ki podczas maksimum ostatniego zlodowacenia (LGM Last Glacial Maximum). Do wykonia tego modelu po raz pierwszy w badaniach tatrzañskich zosta³a zastosowana komputerowa metoda modelowania powierzchni lodowców. Niestety, praca zawiera powa ne b³êdy metodologiczne oraz interpretacyjne. Ze wzglêdu na to, i z przedstawionych przez autorów artyku³u wyników badañ mo na wyci¹gn¹æ b³êdne wnioski odnoœnie do zlodowacenia Tatr oraz paleoklimatu ca³ego regionu, postanowi³em ustosunkowaæ siê do jego treœci. 1 Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Jagielloñski, ul. Oleandry 2a, 30-063 Kraków; jerzy.zasadni@uj.edu.pl Rekonstrukcja wysokoœci linii równowagi bilansowej (ELA) Jednym z najwa niejszych celów badañ paleoglacjologicznych jest okreœlenie, na jakiej wysokoœci znajdowa³a siê linia równowagi bilansowej lodowców (ELA), gdy obrazuje ona œcis³¹ relacjê miêdzy geometri¹ lodowców a klimatem. W badaniach alpejskich okreœlenie ELA paleolodowców jest tak e podstawow¹ metod¹ korelacji i stratygrafii moren (Gross i in., 1977; Maisch, 1982; Zasadni, 2007). Istnieje wiele metod rekonstrukcji ELA (Gross i in., 1977; G¹dek, 1998; Benn & Lehmkuhl, 2000). Za najbardziej wiarygodn¹ spoœród nich i zarazem umiarkowanie trudn¹ pod wzglêdem metodologicznym i technicznym uznawana jest metoda AAR (accumulation area ratio wspó³czynnika powierzchni akumulacji; Jania, 1997). Polega ona na za³o eniu, i linia równowagi bilansowej lodowca, czyli granica miêdzy obszarem akumulacji a ablacji, znajduje siê na poziomicy, która dzieli lodowiec w okreœlonej proporcji. Przyjêto, e w lodowcach dolinnych wystêpuj¹cych na œrednich szerokoœciach geograficznych stosunek powierzchni akumulacji do powierzchni ablacji wynosi2:1.oznacza to, e powierzchnia akumulacji tych lodowców jest dwukrotnie wiêksza od powierzchni ich ablacji, czyli powierzchnia akumulacji stanowi ok. 67% lodowca (AAR = 0,67). Taki wspó³czynnik AAR jest rekomendowany do stosowania w badaniach alpejskich (Gross i in., 1977; Kerschner & Ivy-Ochs, 2007), a w literaturze œwiatowej najczêœciej przyjmowany jest on w przedziale od 0,6 do 0,7 (G¹dek, 1998). Równie Makos i Nowacki (2009) zastosowali metodê AAR do obliczenia wysokoœci linii równowagi bilansowej lodowca. Jednak ze wzglêdu na to, i nie dysponowali rekonstrukcj¹ powierzchni ca³ego systemu lodowcowego Doliny Bia³ki (brak górnej czêœci lodowca Bia³ej Wody i lodowca doliny Waksmundzkiej; ryc. 1), uznali, e do okreœlenia po³o enia ELA bardziej odpowiedni bêdzie 607

wspó³czynnik AAR 0,4 0,5. Stosuj¹c ten wspó³czynnik obliczyli, e podczas LGM w Tatrach ELA znajdowa³a siê na wysokoœci 1430 m n.p.m. Zatem zosta³a podjêta próba dopasowania wartoœci wspó³czynnika AAR do czêœci systemu lodowcowego tak, aby wynik (czyli po³o enie ELA) by³ porównywalny do tego, jaki otrzymano by stosuj¹c typowy wspó³czynnik (0,65 0,67) w obliczeniach wykonywanych dla ca³ego systemu. Przyjêta przez Makosa i Nowackiego (2009) wartoœæ wspó³czynnika AAR nie zosta³a wyliczona na podstawie kryteriów naukowych, tylko wybrano j¹ arbitralnie. Paradoksalnie, aby mo na by³o w sposób obiektywny okreœliæ wielkoœæ zmniejszenia wartoœci tego wspó³czynnika, wpierw nale a³oby poznaæ geometriê ca³ego lodowca. Autorzy z³amali wiêc podstawow¹ zasadê rekonstrukcji ELA metod¹ AAR, wynikaj¹c¹ z za³o enia metody rekonstrukcja musi siê odnosiæ do ca³ego systemu lodowcowego (Behn & Lehmkuhl, 2000). Okreœlaj¹c zaproponowan¹ metodê jako metodê AAR 0,45, autorzy wprowadzaj¹ czytelnika w b³¹d, gdy taki zapis oznacza, e obliczono ELA zamkniêtego systemu lodowcowego, w którym obszar akumulacji zajmuje jedynie 45% powierzchni lodowca. Kolejn¹ konsekwencj¹ takiej metody rekonstrukcji ELA jest brak mo liwoœci porównania jej wyniku do wyników innych badañ prowadzonych z zastosowaniem ogólnie przyjêtych zasad metody AAR. Celem niniejszego artyku³u nie jest przedstawienie konkurencyjnego modelu lodowca i wartoœci ELA, a jedynie wskazanie, e korzystaj¹c z danych literaturowych (Mièian, 1959; Lukniš, 1973; W³odek, 1978; Klimaszewski, 1988) mo na z wystarczaj¹c¹ dok³adnoœci¹ okreœliæ w planie zasiêg pozosta³ej czêœci lodowca w Dolinie Bia³ki i dowieœæ, e Makos i Nowacki (2009) usytuowali ELA zdecydowanie za nisko. Bior¹c pod uwagê ca³y system lodowcowy doliny Bia³ki (ryc. 1) obliczy³em, e powy ej wysokoœci m n.p.m. znajduje siê 30,15 km 2 powierzchni lodowca, natomiast poni ej 8,8 km 2. ysa Polana 1000 sa = 8,8 km 2 sc = 30,15 km 2 sc:sa 3,4:1 AAR 0,77 sc = 1,5 km 2 sa = 0,3 km 2 ELA Dol. Waksmundzka B i D o l. k i a ³ 1100 sa = 8,5 km 2 ELA 1300 Œwinica sc = 9,5 km 2 Szpiglasowy W. granie i szczyty crests and summits 1700 Dol. Piêciu Stawów Polskich 1700 1500 Dol. Rybiego Potoku ELA Dol. Bia³ej Wody Szeroka Jaworzyñska sc = 11,25 km 2 zasiêg lodowca i poziomice na jego powierzchni glacier extent and ice-surface contour lines sc = 7,9 km 2 1800 czêœæ lodowca pominiêta w rekonstrukcji part of glacier not included in the recosntruction Rysy sa obszar ablacji ablation area Ganek sc obszar akumulacji accumulation area 0 1 2km Zadni Gerlach Ryc. 1. Próba okreœlenia wspó³czynnika AAR dla ca³ego lodowca Bia³ki przy za³o eniu, e ELA znajdowa³a siê na wysokoœci oko³o m n.p.m. Typowa wartoœæ wspó³czynnika AAR to 0,67 (sc : sa =2:1) Fig. 1. An attempt to determine accumulation area ratio (AAR) for the entire Bia³ka Glacier system assuming ELA ca. m a.s.l. Typical AAR value is 0.67 (sc : sa =2:1) 608

Gdybyœmy przyjêli, e ELA wystêpowa³a na wysokoœci m n.p.m., to w strefie akumulacji znajdowa³oby siê 77% powierzchni lodowca. Wówczas wartoœæ wspó³czynnika AAR wynios³aby 0,77, czyli by³aby o 10% wiêksza od typowej (AAR 0,67) dla lodowców plejstoceñskich i wspó³czesnych strefy umiarkowanej (Gross i in. 1977). Tak wysoka wartoœæ wspó³czynnika AAR mo e cechowaæ lodowce strefy tropikalnej o du ym gradiencie bilansu masy (Benn i in., 2005) lub lodowce strefy arktycznej o ekstremalnie ma³ych opadach 200 300 mm/rok (por. Gross i in., 1977; Kerschner & Ivy-Ochs, 2007). Zak³adaj¹c jednak wspó³czynnik AAR 0,67, typowy dla lodowców plejstoceñskich i wspó³czesnych strefy umiarkowanej (Gross i in., 1977), powy ej wyliczonej przez autorów ELA znalaz³oby siê oko³o 4 km 2 obszaru ablacji lodowca. Nale y te podkreœliæ, e w górnej czêœci Doliny Bia³ej Wody i Rybiego Potoku znaczny obszar zasilania lodowca zajmowa³y strome stoki i œciany skalne, stanowi¹ce obszar zasilania lawinowego, który dodatnio wp³ywa³ na bilans masy lodowca, a nie by³ brany pod uwagê w obliczeniach powierzchni akumulacji lodowca (np. pó³nocna œciana Miêguszowieckich Szczytów, Ganku, stoki masywu Szerokiej Jaworzyñskiej). Przez to ca³y system lodowcowy móg³ siê cechowaæ mniejszym od normalnego wspó³czynnikiem AAR (por. Benn & Lehmkuhl, 2000). Poniewa trudno by by³o oszacowaæ wartoœæ tej zmiany, nale a³oby przynajmniej za³o yæ, i wysokoœæ linii równowagi bilansowej lodowca obliczona na podstawie wspó³czynnika 0,67 jest wysokoœci¹ minimaln¹. Skutkuje to jeszcze wiêkszym niedoszacowaniem wysokoœci linii równowagi w rekonstrukcji przedstawionej przez Makosa i Nowackiego (2009). Nie podejmujê siê okreœlenia tej ró nicy, gdy obliczeñ móg³bym dokonaæ dopiero po wykonaniu dok³adnej rekonstrukcji ca³ego systemu lodowcowego, zgodnie ze wspomnianymi prawid³owoœciami glacjologicznymi. Jednak z grubsza oceniam, i niedoszacowanie ELA, które powsta³o na skutek b³êdnych za³o eñ rekonstrukcji, mo e byæ kilkakrotnie wiêksze ni przyjmowany b³¹d wyników AAR wynikaj¹cy z manualnej (subiektywnej) rekonstrukcji lodowców (± 20 do 50 m Patzelt, 1983; Kerschner i in., 2000). Rekonstrukcja lodowca Makos i Nowacki (2009) u yli manualnej metody rekonstrukcji lodowców, bazuj¹cej na rozmieszczeniu w terenie ci¹gów moren i podciosów lodowcowych (por. Zasadni, 2007). Powierzchnia lodowców zosta³a wygenerowana za pomoc¹ oprogramowania GIS. Metoda ta, w odró - nieniu od metod pó³automatycznych lub automatycznych, wykorzystuj¹cych prawid³owoœci glacjologiczne (G¹dek, 1998) i modele komputerowe (zob. Sailer i in., 1999; Plummer & Philips, 2003), jest w du ej mierze subiektywna jej wyniki zale ¹ od doœwiadczenia autora. Istnieje jednak kilka regu³, których zastosowanie u³atwia prowadzenie poziomic powierzchni lodowca (G¹dek, 1998): W strefie akumulacji powierzchnia lodowca jest wklês³a, natomiast w strefie ablacji wypuk³a. Wynika to ze specyfiki trajektorii ruchu lodowca w obszarze o dodatnim i ujemnym bilansie masy. W strefie akumulacji wyj¹tek od tej regu³y mo e nast¹piæ w tych miejscach, w których pod³o e lodowca jest wypuk³e i powoduje tensyjny ruch lodowca, a w strefie ablacji do odwrócenia formy powierzchni lodowca dochodzi na obszarach o wklês³ej powierzchni pod³o a lodowca. Natomiast w rekonstrukcji Makosa i Nowackiego (2009, ryc. 2) we wklês³ych formach kot³ów lodowcowych pod Szpiglasowym Wierchem i Miedzianym w Dolinie Piêciu Stawów Polskich i poni ej Mnicha w Dolinie Rybiego Potoku poziomice powierzchni lodowca wyginaj¹ siê w kierunku spadku, co oznacza, e wed³ug autorów modelu formy lodowca by³y w tych miejscach wypuk³e (ryc. 2). Wed³ug Makosa i Nowackiego (2009) wypuk³¹ formê mia³a równie czêœæ lodowca zajmuj¹ca ³ób Doliny Roztoki i Rybiego Potoku powy ej zrekonstruowanej ELA, czyli w strefie akumulacji. Ze wzglêdu na to, i przed rekonstrukcj¹ ELA nie jest znany zasiêg strefy akumulacji i ablacji, w celu otrzymania przybli onej zgodnoœci miêdzy bilansem masy a geometri¹ lodowca procedura konstruowania powierzchni powinna byæ co najmniej raz powtórzona po wytyczeniu ELA. Linia œrodkowa lodowca znajduje siê tam, gdzie lodowiec ma najwiêksz¹ mi¹ szoœæ i prêdkoœæ ruchu, czyli przewa nie po œrodku poprzecznego przekroju doliny. Linia ta ³¹czy punkty lokalnych ekstremów krzywizny poziomic powierzchni lodowca. Poziomice te s¹ zawsze prostopad³e do kierunku ruchu lodu i powinny byæ prostopad³e do linii œrodkowej lodowca. Jednak na mapie przedstawionej przez Makosa i Nowackiego (ryc. 2, 2009) na niektórych odcinkach lodowca trajektorie ruchu lodu s¹ skoœne do linii œrodkowych. Dobrze jest to widoczne w Dolinie Rybiego Potoku (ryc. 2), gdzie na wysokoœci pomiêdzy 1650 a m n.p.m. lodowiec p³ynie w kierunku prawego zbocza doliny, natomiast na wysokoœci od 1550 do m n.p.m. w kierunku lewego zbocza. Podobne uwagi odnosz¹ siê do przebiegu poziomic lodowca w Dolinie Roztoki (1450 1550 m n.p.m.) i w Dolinie Bia³ki wed³ug rekonstrukcji poni ej ujœcia Doliny Roztoki lodowiec siêga³ oko³o 25 m wy ej na prawym zboczu doliny ni na lewym. Taka dynamika ruchu lodowca jest wyj¹tkowo nienaturalna. Z pe³nym przekonaniem twierdzê, e mo na podwa yæ wiarygodnoœæ dyskutowanej rekonstrukcji, nawet jeœli by³aby ona poparta faktami terenowymi (jednak autorzy takich dowodów nie przedstawili). Istnieje okreœlona relacja pomiêdzy mi¹ szoœci¹ a spadkami powierzchni lodowca, któr¹ opisuje równanie na naprê enie œcinaj¹ce w stopie lodowca: ô = ñghf siná gdzie: ô naprê enie œcinaj¹ce, ñ gêstoœæ lodu, g przyspieszenie ziemskie, h gruboœæ lodowca, F wspó³czynnik kszta³tu doliny, á nachylenie powierzchni lodowca. Teoretyczne podstawy równania szczegó³owo przedstawili Jania (1997) i G¹dek (1998). Naprê enie œcinaj¹ce w stopie lodowca mo e wynosiæ od 50 do 150 kpa œrednio 100 kpa (G¹dek, 1998). Oznacza to, e w profilu pod³u nym lodowca zwiêkszenie jego mi¹ szoœci powinno byæ rekompensowane zmniejszeniem nachylenia powierzchni (i odwrotnie) tak, aby typowa wartoœæ ô by³a zachowana (Jania, 1997). Dlatego mam zastrze- enia do rekonstrukcji lodowca w Dolinie Roztoki, na wysokoœci miêdzy 1700 a 1450 m n.p.m (ryc. 2i3 609

1700 Przegl¹d Geologiczny, vol. 57, nr 7, 2009 Makos & Nowacki, 2009). Na tym odcinku, o d³ugoœci 1000 m powierzchnia lodowca obni a siê o 200 m, natomiast mi¹ szoœæ lodowca wynosi ok. 300 m (ryc. 2i3, Makos & Nowacki, 2009). Gdy przyjmiemy wspó³czynnik kszta³tu doliny F = 0,8 (zob. G¹dek, 1998), naprê enie œcinaj¹ce wyniesie w tym miejscu ok. 350 kpa. Natomiast nieco ni ej, tu przed po³¹czeniem siê lodowca Roztoki z lodowcem Bia³ej Wody, naprê enie to wyniesie jedynie 50 kpa. Trudno jest wyt³umaczyæ tak skrajne wartoœci ô na krótkim odcinku lodowca w prostym fragmencie Doliny Roztoki, nawet maj¹c na uwadze, e naprê enie œcinaj¹ce w stopie lodowca nie zawsze musi byæ zbli one do teoretycznej wartoœci 100 kpa. Z punktu widzenia dynamiki lodowca taki przebieg powierzchni lodowca nale y odrzuciæ. Warto zaznaczyæ, i autorzy rekonstrukcji nie wskazali dowodów przemawiaj¹cych za tak¹ rekonstrukcj¹ poni ej progu Doliny Piêciu Stawów Polskich. Najwiêkszego spadku powierzchni lodowca nale y siê spodziewaæ tu poni ej progu doliny, gdzie gruboœæ lodowca by³a zapewne mniejsza od proponowanej przez autorów rekonstrukcji. Niekonsekwencj¹ przedstawionego modelu geometrii tej czêœci lodowca jest tak e wyj¹tkowo du e zmniejszenie przekroju poprzecznego lodowca na prostym odcinku doliny, które mog³oby powstaæ jedynie w wyniku znacznego gradientu bilansu masy lodowca, tzn. w tym przypadku du ego tempa ablacji. Nale y podkreœliæ, i ELA zosta³a wyznaczona na wysokoœci oko³o m n.p.m., co oznacza, e prawie ca³y odcinek lodowca w ³obie Doliny Roztoki znajdowa³ siê w strefie akumulacji, a wiêc tam, gdzie masy lodu przybywa, a nie ubywa. Ponadto w profilu pod³u nym jêzora lodowca w Dolinie Bia³ki Makos i Nowacki (2009 ) wyznaczyli dwa odcinki o zwiêkszonym spadku (ryc. 2), lecz nie wskazali przyczyn morfologicznych (np. progów w dnie doliny), które upowa nia³yby do takiego przedstawienia powierzchni lodowca, dlatego nale y uznaæ je za b³êdy rekonstrukcji. POLSKA POLAND 0 1 2km ysa Polana 1100 1000 Tatry Tatra Mts. Rekonstrukcja lodowca wed³ug Makosa i Nowackiego (2009) Glacier reconstruction according to Makos and Nowacki (2009) granie i szczyty crests and summits podciêcia lodowcowe glacial trimlines zasiêg lodowca i poziomice na jego powierzchni glacier extent and ice-surface contour lines Dol. Waksmundzka 350 kpa 50 kpa 1300 Œwinica Elementy dodane przez autora Elements added by the autor 2000 wybrane obszary o wypuk³ej formie w strefie akumulacji selected accumulation areas with convex form trajektorie ruchu lodowca glacier flowlines 1900 1800 Dol. Piêciu Stawów Polskich Szpiglasowy W. Miedziane Mnich 1700 1500 Dol. Rybiego Potoku Dol. Bia³ej Wody linie œrodkowe lodowców glacier centerlines odcinki powierzchni lodowca o zwiêkszonym nachyleniu ice-surface section with steeper slope Mieguszowiecki Szczyt Wielki 1800 wartoœci naprê enia œcinaj¹cego w stopie lodowca 350 kpa basal shear stress value on the base of glacier Rysy Ryc. 2. Rekonstrukcja czêœci lodowca Bia³ki podczas LGM wed³ug Makosa i Nowackiego (2009) z zaznaczeniem elementów wskazuj¹cych na jej nieprawid³owoœci Fig. 2. Reconstruction of a part of the Bia³ka Valley glacier during LGM according to Makos and Nowacki (2009), supplemented with elements which indicate its erroneousness 610

Implikacje paleoklimatyczne Model lodowca i wyznaczona ELA pos³u y³y Makosowi i Nowackiemu (2009) do wyci¹gniêcia wniosków paleoklimatycznych. Na podstawie ró nicy po³o enia ELA podczas LGM ( m n.p.m.) i dziœ (2300 m n.p.m.) oraz gradientu temperatury (0,6 C/100 m) autorzy ci ocenili, i ró nica œrednich rocznych temperatur powietrza miêdzy wspó³czesnym klimatem a LGM siêga 5,5 C. Jak s³usznie stwierdzili, w obliczeniach nie uwzglêdnili zmiany sum opadów (a przecie podczas LGM suma rocznych opadów atmosferycznych mog³a byæ o wiele mniejsza) wiêc najprawdopodobniej wyliczona ró nica temperatur jest zani ona. Ponadto Makos i Nowacki (2009) za³o yli, e wspó³czeœnie granica wieloletniego œniegu (?ELA) znajduje siê na wysokoœci 2300 m.n.p.m., chocia w literaturze doœæ czêsto wysokoœæ tej granicy jest oceniana na 2250 do 2650 m n.p.m. (Vitásek, 1956; Lukniš, 1973; R¹czkowska, 2007). Wobec tego wyliczona ró nica poziomów ELA równie dobrze mog³aby wynieœæ 1250 m. Zak³adaj¹c kontynentalizm klimatu podczas LGM, charakteryzuj¹cy siê opadami rzêdu 500 mm/rok (czyli ponad 1000 mm mniej ni obecnie) i bior¹c pod uwagê fakt, e wp³yw wzrostu temperatury o 1 C na zmianê po³o enia ELA mo e byæ w pe³ni rekompensowany wzrostem opadów rzêdu 350 mm/rok (Ohmura i in. 1992), do wyliczonej przez autorów amplitudy nale a³oby dodaæ co najmniej 3 C. A jeœli przyjmiemy, e ró nica w po³o eniu ELA wynosi 1250 m, to amplituda temperatury mo e wynieœæ nawet 10 11 C. Dlatego wynik 5,5 C nie mo e byæ traktowany nawet jako przybli ony nie wnosi on nowych informacji o klimacie Tatr podczas LGM. Nale y dodaæ, i dysponuj¹c prostymi danymi paleoglacjologicznymi (np. o depresji ELA), œredni¹ temperaturê powietrza lub sumê opadów podczas danego etapu zlodowacenia mo emy okreœliæ jedynie wówczas, gdy znamy parametry jednego z tych czynników klimatycznych. Najczêœciej za pomoc¹ innych metod paleoklimatycznych (np. analizy palinologicznej lub oceny zmiany wysokoœci górnej granicy lasu) okreœlana jest œrednia paleotemperatura powietrza i na tej podstawie wyliczana jest wartoœæ sumy opadów (Kerschner i in., 2000; Kerschner & Ivy-Ochs, 2007). Wed³ug Makosa i Nowackiego (2009) identyczny stosunek powierzchni obszarów akumulacji lodowców Roztoki i Rybiego Potoku do ich objêtoœci jest dowodem na podobne natê enie ich zasilania. Jednak autorzy artyku³u nie wyjaœniaj¹, jak¹ informacjê zawiera geometria tych obszarów akumulacji o bilansie masy i natê eniu zasilania. Nale a³oby przecie odpowiedzieæ na kilka pytañ, np: jak silny musia³by byæ poziomy gradient opadów, aby determinowaæ odmienn¹ geometriê lodowców w s¹siaduj¹cych dolinach? Czy ewentualna ró nica w geometrii nie wykracza³aby poza granice dok³adnoœci rekonstrukcji paleolodowców? Jaki wp³yw na proponowany przez autorów stosunek morfometryczny ma topografia dolin? I czy podobieñstwo omawianych stosunków nie jest tylko przypadkiem? Abstrahuj¹c od wymienionych niejasnoœci, wyj¹tkowo niekonsekwentne jest za³o enie, e obliczona ELA charakteryzowa³a zarówno bilans masy strumienia lodu w Dolinie Rybiego Potoku, jak i w Dolinie Roztoki. W rzeczywistoœci obie czêœci lodowca mog³y mieæ linie równowagi bilansowej na ró nej wysokoœci, np. ze wzglêdu na inny udzia³ zasilania lawinowego. Natomiast wynik m n.p.m. (jak wykazano, b³êdnie oszacowany) jest tylko wartoœci¹ œredni¹ dla obydwu czêœci lodowca, co wynika z metody rekonstrukcji ELA. Dlatego dyskusja na temat indywidualnych cech tych obszarów jest bezcelowa. Tym bardziej, e w przypadku obszaru akumulacji w Dolinie Rybiego Potoku do obliczeñ brano tak e pod uwagê fragment lodowca Bia³ej Wody! We wnioskach Makos i Nowacki (2009) przedstawili koncepcjê o przewadze podczas LGM w Tarach po³udniowej cyrkulacji atmosfery, nawi¹zuj¹c do koncepcji stworzonej na gruncie badañ alpejskich. Obecnoœæ cyrkulacji po³udniowej w Alpach zosta³a stwierdzona na podstawie rekonstrukcji uk³adu kopu³ lodowych alpejskiego lodowca sieciowego. Kopu³y te podczas LGM znajdowa³y siê po po³udniowej stronie g³ównego wododzia³u, wskazuj¹c na przewa aj¹cy po³udniowy kierunek transportu wilgoci znad Morza Œródziemnego (Florineth & Schlüchter, 1998, 2000). Taki kierunek cyrkulacji najprawdopodobniej przetrwa³ do póÿnego glacja³u, a dok³adniej do najstarszego dryasu (Kerschner & Ivy-Ochs, 2007). W m³odszym dryasie kierunek cyrkulacji zmieni³ siê na zachodni i taki trwa do dziœ (Kerschner i in., 2000). Po³udniowa cyrkulacja by³a rezultatem rozbudowy l¹dolodów pó³kuli pó³nocnej, zwiêkszenia zasiêgu paku lodowego na Oceanie Atlantyckim i w efekcie przemieszczenia na po³udnie frontu polarnego oraz zwi¹zanej z nim wêdrówki pasa uk³adów ni owych nad Europ¹. Zmiana z cyrkulacji po³udniowej na zachodni¹ mia³a decyduj¹ce znaczenie dla rozwoju lodowców w Alpach. W Alpach Zachodnich lodowiec pó³pokrywowy rozwija³ siê tak e podczas przewagi cyrkulacji zachodniej (np. MIS 4), natomiast w Alpach Wschodnich zlodowacenie najwiêksze rozmiary osi¹ga³o jedynie podczas cyrkulacji po³udniowej (Florineth & Schlüchter, 2000). Udowodnienie, e podczas LGM Tatry znajdowa³y siê w zasiêgu oddzia³ywania po³udniowej cyrkulacji atmosfery, oznacza³oby silne relacje paleoklimatyczne Tatr z Alpami Wschodnimi. Chronologia zmian paleoklimatu w Tatrach by³aby porównywalna do stwierdzonej w Alpach Wschodnich. Przyjmuj¹c taki scenariusz, trudno by by³o na przyk³ad znaleÿæ paleoklimatyczne uzasadnienie tak znacznego rozprzestrzenienia stadia³u Bystrej w Tatrach (ok. 60 tys. lat; MIS 4), jak to podaje Lindner i in. (2003). Zagadnienie to by³o ju dyskutowane (Mojski, 2005). Za to lepsze uzasadnienie mia³yby chronologie glacjalne oparte na morfostratygraficznym dowi¹zaniu do schematu wschodnioalpejskiego (m.in. Klimaszewski, 1961; Lukniš, 1964; Baumgart-Kotarba & Kotarba, 1979, 1997; Kotarba & Baumgart-Kotarba, 1999). Wed³ug Makosa i Nowackiego (2009) na obecnoœæ po³udniowej cyrkulacji atmosfery w Tatrach podczas LGM wskazuj¹ dwa fakty: podobieñstwo natê enia zasilania obszaru lodowca w Dolinie Rybiego Potoku i Roztoki oraz podobna ELA lodowca Bia³ki (oceniona na m n.p.m.) do ELA lodowca Ma³ej ¹ki (1460 m n.p.m.), obliczonej przez G¹dka (1998). Nale y przez to rozumieæ, i podobna ELA lodowców oddalonych od siebie o ok. 13 km w kierunku równole nikowym wskazuje na brak gradientu opadów (zasilania lodowców) w kierunku W-E. Po pierwsze, dowód ten nie mo e falsyfikowaæ tezy o cyrkulacji pó³nocnej (bez wzglêdu na zasadnoœæ takiej tezy). Nale y wyraziæ te zdziwienie, i teza jest oparta 611

jedynie na negacji tezy odwrotnej, czyli by³ gradient S-N, bo nie ma dowodów na gradient W-E. Po drugie, ka da inna wartoœæ ELA trzeciego lodowca LGM pó³nocnego sk³onu Tatr, wed³ug proponowanego przez autorów za³o enia, mo e falsyfikowaæ tê tezê (brak gradientu W-E), jednak autorzy nie podjêli siê wykonania takiej rekonstrukcji. Z literatury wiemy, e ELA lodowców LGM liczone ró - nymi metodami wykazuj¹ trend malej¹cy ku zachodowi (Halicki, 1930; Klimaszewski, 1962). Natomiast autorzy bezpodstawnie przypisali ten trend wartoœci ELA lodowców póÿnoglacjalnych. Po trzecie, nie mo na wykluczyæ, i wybór wspó³czynnika AAR nie by³ intencjonalny, celem przybli enia wyników ELA rekonstruowanego lodowca do wyniku ELA lodowca Doliny Ma³ej ¹ki (G¹dek, 1998). Autorzy nie wskazali kryteriów wyboru tego wspó³czynnika. Po czwarte, jak ju wykaza³em, ELA lodowca Doliny Bia³ki (oko³o m n.p.m.) zosta³a obliczona dla wspó³czynnika AAR 0,77, natomiast G¹dek (1998) podaje œredni¹ wartoœæ ELA lodowca Ma³ej ¹ki (1460 m n.p.m.) obliczon¹ dla wspó³czynnika AAR 0,42 dla wspó³czynnika AAR 0,65 wysokoœæ ta wynosi 1307 m (G¹dek, 1998). Z tego wynika, e bior¹c pod uwagê zbli one wspó³czynniki AAR obydwu lodowców (0,65 0,67), ELA lodowca w Dolinie Bia³ki mog³a siê znajdowaæ nawet o 200 m wy ej od ELA lodowca w Dolinie Ma³ej ¹ki. Czy to mo e wskazywaæ na obni anie siê ELA lodowców w kierunku zachodnim podczas LGM, jak to sugerowa³ Halicki (1930) i Klimaszewski (1962)? Mo e jednak cyrkulacja by³a zachodnia? Warto mieæ na uwadze, i trend zmian po³o enia ELA jest mo liwy do przeœledzenia na próbie co najmniej kilkunastu do kilkudziesiêciu lodowców (Gross, 1983; Lamont i in., 1999; Kerschner i in., 2000; Carrivick & Brewer, 2004; Ballantyne, 2007). Obliczone metodami geomorfologicznymi ró nice wysokoœci ELA s¹siaduj¹cych lodowców o podobnej ekspozycji mog¹ siêgaæ nawet kilkuset metrów, gdy wysokoœæ ta zale y od warunków topoklimatycznych lodowców i obszaru ich zasilania zasilanie lawinowe, nawiewanie œniegu, pokrycie lodowca gruzem (Gross, 1983; Humlum, 1997; Benn & Lehmkuhl, 2000). Na przyk³ad w Alpach Ötztalskich linia regresji wartoœci ELA 102 lodowców o pó³nocnej ekspozycji wzrasta z pó³nocy na po³udnie o 250 m na odcinku oko³o 40 km (Gross, 1983), jednak wybieraj¹c z tego zbioru dwa przypadkowe lodowce, mo na wyci¹gn¹æ wnioski o odwrotnym gradiencie lub jego braku (ryc. 3). W tym przypadku pomijany jest b³¹d wynikaj¹cy z rekonstrukcji powierzchni paleolodowców, gdy operujemy danymi o lodowcach wspó³czesnych. Dodatkowo w Alpach Ötztalskich wystêpuje stosunkowo du y gradient ELA, co u³atwia œledzenie zmian. W odniesieniu do rekonstrukcji paleolodowców nie mo na mieæ pewnoœci, czy wyliczona na podstawie wybranej metody paleoglacjologicznej wartoœæ ELA: nie jest obarczona b³êdem rekonstrukcji lodowca; odpowiada rzeczywistej i czy wybrany wspó³czynnik AAR okreœla rzeczywisty przebieg zerowego bilansu masy lodowca; 612 ELA AAR 00,67 ELA AAR 0.67 m n.p.m. m a.s.l. 3300 3200 3100 3000 2900 2800 2700 2600 N 44 km 0,45 0,50 0,55 0,60 0,65 0,70 0,75 0,80 0,85 odleg³oœæ od pó³nocnego obrze enia Alp w stopniach szerokoœci geograficznej distance from the north fringe of the Alps in latitude degrees Ryc. 3. Linia regresji ELA (AAR 0,67) 102 lodowców o ekspozycji pó³nocnej (stan z 1969 r.), po³o onych wzd³u doliny Ötz (Oetz) w Alpach Wschodnich (Austria), wskazuj¹ca na znaczny poziomy gradient opadów od obrze enia Alp (N) w kierunku g³ównego wododzia³u alpejskiego (S). Wed³ug Grossa (1983) Fig. 3. Regression line of ELA (AAR 0.67) of 102 north-facing glaciers (the state for the year 1969) situated along the Ötz (Oetz) valley axis in the Eastern Alps (Austria), indicating notable horizontal gradient of precipitation from the northern fringe of the Alps (N) to the main Alpine divide (S). According to Gross (1983) obliczona (czy rzeczywista) ELA odpowiada klimatycznej granicy œniegu (por. Benn & Lehmkuhl, 2000; Ballantyne, 2007). Dlatego wartoœæ ELA pojedynczego lodowca nie powinna byæ traktowana jako dowód paleoklimatyczny bez poddania go rzeczowej dyskusji (por. Ballantyne, 2007). Nale y siê spodziewaæ, e wspó³czynnik AAR okreœlaj¹cy bilans masy lodowców Tatr Wysokich i Zachodnich mo e siê ró - niæ w³aœnie ze wzglêdu na odmienny typ rzeÿby tych czêœci Tatr, jednak metoda AAR nie oferuje nam obiektywnego dobrania tego wspó³czynnika do topografii konkretnego obszaru. Na przyk³ad lodowiec w Dolinie Ma³ej ¹ki podczas LGM najprawdopodobniej by³ znacz¹co zasilany œniegiem nawiewanym z rozleg³ego sp³aszczenia szczytowego Czerwonych Wierchów. G¹dek (1998) nie wzi¹³ tego pod uwagê w przeprowadzonej rekonstrukcji. Nie mo na dlatego wykluczyæ, i regionalna klimatyczna granica œniegu przebiega³a w tym czasie powy ej ELA 1460 m n.p.m., wyliczonej dla AAR 0,42 (G¹dek, 1998), gdy dziêki intensywnej akumulacji nawiewanego œniegu, nawet mniejsza wartoœæ wspó³czynnika AAR mog³a cechowaæ ten lodowiec podczas zerowego bilansu masy, czyli w równowadze z klimatem. Jednak oszacowanie iloœciowe efektu nawiewania wymaga³oby wprowadzenia wielu za³o eñ i u ycia zawansowanych metod obliczeniowych (por. Humlum, 1997; Plummer & Philips, 2003; Ballantyne, 2007). Wp³yw warunków anemometrycznych na zlodowacenie zosta³ opisany przez badaczy zlodowaceñ Sudetów (m.in. Traczyk & Engel, 2002). W badaniach Tatr nie poœwiêcono temu zagadnieniu wiele uwagi. W polskiej literaturze zwi¹zek miêdzy ELA lodowców a topografi¹ obszaru zlodowaconego szerzej przedstawi³ Jania (1997). Rekonstrukcja ELA lodowca Bia³ki nadal jest zagadnieniem otwartym, natomiast wartoœæ ELA lodowca Ma³ej ¹ki, w zale noœci od przyjêtego scenariusza, mo e wynosiæ od oko³o 1300 do ponad 1460 m n.p.m., dlatego wnio- S

sek o podobnej ELA tego lodowca i lodowca Bia³ki, jest zupe³nie nieuzasadniony. Nale y te stwierdziæ, i nie ma podstaw do tego, aby bazuj¹c na wynikach rekonstrukcji ELA dwóch lodowców tatrzañskich mo na by³o wyci¹gn¹æ wnioski o obecnoœci gradientu ELA lub jego braku. Dalsze rozwa ania paleoklimatyczne s¹ bezcelowe. Wnioski Zaproponowana przez Makosa i Nowackiego (2009) rekonstrukcja ELA, wbrew temu co sugeruj¹ autorzy, nie zosta³a sporz¹dzona zgodnie z zasadami metody AAR, gdy nie wziêto pod uwagê ca³ego systemu lodowcowego, a przedstawiona przez tych autorów próba dopasowania wspó³czynnika AAR do wybrakowanej czêœci lodowca okaza³a siê zawodna zamiast wartoœci 0,65 0,67 otrzymano wartoœæ 0,77 dlatego wynik rekonstrukcji ELA (oko³o m n.p.m.) jest zdecydowanie zani ony. Przedstawiony przez Makosa i Nowackiego (2009) model lodowca zawiera wiele b³êdów i sprzecznoœci. Rekonstrukcja ta nie powinna stanowiæ przedmiotu dalszych rozwa añ paleoklimatycznych. Oszacowany wzrost œrednich rocznych temperatur powietrza w Tatrach od LGM do dziœ o 5,5 C jest obarczony b³êdami obliczenia wysokoœci wystêpowania ELA i nie uwzglêdnia zmiany sum opadów. Na podstawie przedstawionych przez autorów argumentów nie mo na stwierdziæ podobnych wartoœci ELA dla dwóch lodowców tatrzañskich podczas LGM. Co wiêcej, wykazano, i ewentualne takie podobieñstwo nie mo e stanowiæ dowodu na brak horyzontalnego gradientu opadów, czyli przes³anki o kierunku przewa aj¹cej cyrkulacji atmosfery. Dlatego na podstawie przedstawionych przez autorów argumentów nie mo na wnioskowaæ o obecnoœci cyrkulacji po³udniowej w Tatrach podczas LGM. Te same argumenty nie mog¹ tak e takiej cyrkulacji zaprzeczaæ. Literatura BALLANTYNE C.K. 2007 Loch Lomond Stadial glaciers in North Harris, Outer Hebrides, North-West Scotland: glacier reconstruction and palaeoclimatic implications. Quatern. Science Rev., 26: 3134 3149. BAUMGART-KOTARBA M. & KOTARBA A. 1979 Wp³yw rzeÿby dna doliny i litologii utworów czwartorzêdowych na wykszta³cenie koryta Bia³ej Wody w Tatrach. Fol. Geograph., ser. Geographica-Physica, 12: 49 66. BAUMGART-KOTARBA M. & KOTARBA A. 1997 Würm glaciation in the Bia³a Woda Valley, High Tatra Mountains. Stud. Geomorph. Carpatho-Balcan., 31: 57 81. BENN D.I. & LEHMKUHL F. 2000 Mass balance and equilibrium line altitudes of glaciers in high mountain environments. Quatern. Int., 65/66: 15 29. BENN D.I., OWEN L.A., OSMATSON H.A., SELTZER G.O., PORTER S.C. & MARK B. 2005 Reconstruction of equilibrium-line altitudes for tropical and sub-tropical glaciers. Quatern. Int., 138 139: 8 21. CARRIVICK J.L. & BREWER T.R. 2004 Improving local estimations and regional trends of glacier equilibrium line altitudes. 86: 67 79. FLORINETH D. & SCHLÜCHTER C. 1998 Reconstructing Last Glacial Maximum ice surface geometry and flowlines in the central Swiss Alps. Eclogae Geol. Helv., 91: 391 407. FLORINETH D. & SCHLÜCHTER C. 2000 Alpine evidence for atmospheric circulation patterns in Europe during the Last Glacial Maximum. Quatern. Res., 54: 295 308. G DEK B. 1998 Würmskie zlodowacenie Tatr w œwietle rekonstrukcji lodowców wybranych dolin na podstawie prawid³owoœci glacjologicznych. Pr. Nauk. Uniw. Œl¹skiego, 1741: 1 152. GROSS G. 1983 Die Schneegrenze und die Altschneelinie in den österreichischen Alpen. Innsbrucker Geograph. Stud. 8: 59 83. GROSS G., KERSCHNER H. & PATZELT G. 1977 Methodische Untersuchungen über die Schneegrenze in alpinen Gletschergebieten. Z. Gletscherkunde und Glazialgeologie, 12 (2): 223 51. HALICKI B. 1930 Dyluwialne zlodowacenie pó³nocnych stoków Tatr. Spraw. Pañstw. Inst. Geol., 5 (3 4): 377 534. HUMLUM O. 1997 Younger Dryas glaciation in Söderåsen South Sweden: an analysis of meteorologic and topographic controls. Geografiska Ann., 79A (1 2): 1 15. JANIA J. 1997 Glacjologia (nauka o lodowcach). PWN, Warszawa. KERSCHNER H. & IVY-OCHS S. 2007 Palaeoclimate from glaciers: Examples from the Eastern Alps during the Alpine Lateglacial and early Holocene. Global and Planetary Change, 60 (1 2): 58 71. KERSCHNER H., KASER G. & SAILER R. 2000 Alpine Younger Dryas glaciers as palaeo-precipitation gauges. Ann. Glaciology 31 (1): 80 84. KLIMASZEWSKI M. 1962 Zarys rozwoju rzeÿby Tatr Polskich [W:] Tatrzañski Park Narodowy, Kraków, W. Szafer: 105 124. KLIMASZEWSKI M. 1988 RzeŸba Tatr Polskich. PWN, Warszawa. KOTARBA A. & BAUMGART-KOTARBA M. 1999 Problems of glaciation of the High Tatra Mountains-Josepf Partsch synthesis in the light of current knowledge. Z. Geomorphologie N.F., Supplement Band, 113: 19 31. LAMONT G.N., CHINN T.J. & FITZHARRIS B.B. 1999 Slopes of glacier ELAs in the Southern Alps of New Zealand in relation to atmospheric circulation patterns. Global and Planetary Change, 22: 209 219. LINDNER L., DZIER EK J., MARCINIAK B. & NITYCHORUK J. 2003 Outline of Quaternary glaciations in the Tatra Mountains: their development, age and limits. Geol. Quart., 47: 269 280. LUKNIŠ M. 1964 The course of the last glaciation of the Western Carpathians in the relation to the Alps, to the glaciation of northern Europe, and to the division of the central European Würm into periods, Geograficky Èasopis, SAV, 16 (2): 127 142. LUKNIŠ M. 1973 Relief Vysokych Tatier a ich predpolia. Vyd. Slov. Akad. Ved. Bratislava. MAISCH M. 1982 Zur Gletscher- und Klimageschichte des alpinen Spätglazials. Geograph. Helvet., 37 (2): 93 104. MAKOS M. & NOWACKI. 2009 Rekonstrukcja geometrii powierzchni lodowców z maksimum ostatniego zlodowacenia (LGM) w polskich Tatrach Wysokich (zlewnie Roztoki i Rybiego Potoku). Prz. Geol., 57: 72 79. MIÈIAN L. 1959 Geomorfologia a kvartér Bielovodske doliny vo Vysokych Tatrách. Acta geologica et geographica Universitatis Comenianae, Geographica, 1: 87 121. MOJSKI J.E. 2005 Ziemie polskie w czwartorzêdzie: Zarys morfogenezy. Pañstw. Inst. Geol. OHMURA A., KASSER P. & FUNK M. 1992 Climate at the equilibrium line of glaciers. Journ. Glaciol., 38 (130): 397 411. PATZELT G. 1983 Die spätglazialen Gletscherstände im Bereich des Mieskopfes und Arztal, Tuxer Voralpen, Tirol. Innsbrucker Geograph. Stud., 8: 35 44. PLUMMER M.A. & PHILLIPS F.M. 2003 A 2-D numerical model of snow/ice energy balance and ice flow for paleoclimatic interpretation of glacial geomorphic features. Quatern. Sc. Rev., 22: 1389 1406. R CZKOWSKA Z. 2007 Wspó³czesna rzeÿba peryglacjalna wysokich gór Europy. Pr. Geogr., 212: 1 252. SAILER R., KERSCHNER H. & HELLER A. 1999 Three-dimensional reconstruction of Younger Dryas glaciers with a raster-based GIS. Glacial Geology and Geomorphology. (http://ggg.qub.ac.uk/papers/full/1999/rp011999/rp01.html). TRACZYK A. & ENGEL Z. 2002 Glacjalna i peryglacjalna geomorfologia Karkonoszy. [W:] VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 IX 2002, Geomorfologia Sudetów Zachodnich. Przyr. Sudet. Zach., supl. 1: 5 22. W ODEK M. 1978 Czwartorzêd rejonu Doliny Waksmundzkiej w Tatrach. Biul. Inst. Geol. 306, Z badañ czwartorzêdu w Polsce, 21: 175 197. VITÁSEK F. 1956 Snè ná èára ve Vysokých Tatrách. Geografický Èasopis, 8 (4): 171 176. ZASADNI J. 2007 Osady póÿnego glacja³u i holocenu w dolinie Tuxer (Alpy Zillertalskie, Austria). S³upskie Pr. Geogr., 4: 171 190. Praca wp³ynê³a do redakcji 19.03.2009 r. Po recenzji akceptowano do druku 24.04.2009 r. 613