Zasiêg i geometria powierzchni lodowca Bia³ej Wody
podczas maksimum ostatniego zlodowacenia w Tatrach Wysokich
— odpowiedŸ na krytyczne uwagi
Micha³ Makos
1, £ukasz Nowacki
2Extent and surface geometry of Bia³a Woda glacier in the High Tatra Mts during LGM — an answer to critical remarks. Prz. Geol., 57: 614–618.
A b s t r a c t . This paper is an answer to the polemical article Critical remarks on reconstruction
of surface geometry of glaciers in the Polish High Tatra Mts. by Jerzy Zasadni in current issue of
Przegl¹d Geologiczny. The criticism concerns our paper on reconstruction of surface geometry of the last glacial maximum (LGM) glaciers in the Polish High Tatra Mts. (drainage basins of Roztoka and Rybi Potok), published in Przegl¹d Geologiczny vol. 57, no 1, 2009. The main objections of our opponent concern on our reconstruction of equilibrium line altitude (ELA), ice surface geometry and paleoclimatic interpretations. We present a new reconstruction of ice sur-face geometry within the drainage basin of Bia³a Woda during the last glacial maximum (LGM), including the part of a glacier previously omitted. The model of the glacier was made on the basis of detailed field mapping of glacial trimlines and analysis of digital elevation model (DEM) of the Bia³a Woda Valley. The glacier surface area was found to be 37,61 km2. We found ELA value for AAR = 0,67 to be consistent with previously calculated average ELA value of 1430 m a.s.l. for AAR = 0.4, 0.45 and 0.5. In turn, some uncertainties concerning ice surface geometry in ablation area may be best explained as due to inaccuracy of geomorphological data, whereas the well-established ice surface elevation within accumulation area does not show any theoretical errors. We also show that glaciological parameters (t values along the glacier profile), questioned by our opponent, are consistent with glaciological conformities. We want to admit that paleoclimatic interpretations of paleocirculation pre-sented in the ,previous paper was rather untimely.
Keywords: palaeoglaciology, High Tatra Mts., equilibrium line altitude (ELA), glacier reconstruction
Niniejszy artyku³ jest odpowiedzi¹ na zamieszczone w tym numerze Przegl¹du Geologicznego krytyczne uwagi Zasadniego (2009) dotycz¹ce wykonanego przez nas mode-lu lodowca z maksimum ostatniego zlodowacenia w pol-skich Tatrach Wysokich (Makos & Nowacki, 2009).
Rekonstrukcja wysokoœci linii równowagi bilansowej (ELA)
Przedstawiona przez nas rekonstrukcja powierzchni lodowca z maksimum ostatniego zlodowacenia w Tatrach Wysokich (Makos & Nowacki, 2009) zosta³a wykonana na podstawie szczegó³owego kartowania podciêæ lodowco-wych w zlewniach Roztoki i Rybiego Potoku. Szczególnie w górnych obszarach akumulacji lodu, czyli w obrêbie cyr-ków lodowcowych, uda³o nam siê wykartowaæ doœæ gêst¹ sieæ podciêæ, co prze³o¿y³o siê na dok³adny zapis geometrii powierzchni lodu w szczytowych partiach dolin. Mniej dok³adnie mo¿na by³o odtworzyæ zasiêg lodu w obrêbie ni¿ej po³o¿onych ¿³obów, dlatego do jego wyznaczenia pos³u¿y³y nam dane archiwalne (Klimaszewski, 1988; Bau-mgart-Kotarba & Kotarba, 1997). Nie odtworzyliœmy zasiê-gu lodu w s³owackiej czêœci zlewni Bia³ej Wody, gdy¿ nie kartowaliœmy w niej podciêæ lodowcowych. Uznaliœmy, ¿e rekonstrukcja lodowca Bia³ej Wody jedynie na podstawie danych archiwalnych by³aby ma³o dok³adna i trudno by³oby j¹ porównaæ do modelu, który zosta³ sporz¹dzony na podstawie szczegó³owego kartowania geologicznego w polskiej czêœci zlewni Bia³ki. Wed³ug Zasadniego (2009),
korzystaj¹c z danych literaturowych, mo¿na by³o z
wystar-czaj¹c¹ dok³adnoœci¹ odtworzyæ zasiêg lodowca w Dolinie
Bia³ej Wody i Dolinie Waksmundzkiej. Nasz adwersarz, korzystaj¹c z danych archiwalnych (Mièian, 1959; Lukniš, 1973; W³odek, 1978; Klimaszewski, 1988), wykona³ rekonstrukcjê lodowca w tych dolinach (Zasadni, 2009 — ryc. 1) i zak³adaj¹c, ¿e ELA znajdowa³a siê na wysokoœci 1400 m n.p.m. obliczy³, i¿ obszar akumulacji lodowca w Doli-nie Bia³ki zajmowa³ 30,15 km2, obszar ablacji — 8,8 km2, a powierzchnia ca³ego lodowca — 38,95 km2. Jednak wed³ug Lukniša (1973), powierzchnia tego samego systemu lodowcowego wynosi³a 33,69 km2. Co zatem oznacza
wystarczaj¹ca dok³adnoœæ i jaki b³¹d mo¿na uznaæ za
dopuszczalny?
Zasadni (2009) zarzuca, ¿e nasza rekonstrukcja ELA zosta³a sporz¹dzona niezgodnie z za³o¿eniami metody AAR, poniewa¿ bez znajomoœci topografii ca³ego systemu lodow-ca arbitralnie wybraliœmy wspó³czynnik AAR, nie maj¹c do tego podstaw naukowych. Autor krytyki, pos³uguj¹c siê w³asnym modelem lodowca (Zasadni, 2009 — ryc. 1), wyznaczy³ wartoœæ AAR = 0,77 dla ELA 1400 m n.p.m.
Niestety, nie wyjaœniliœmy tej kwestii w poprzednim artykule, ale wartoœci wspó³czynnika AAR nie przyjêliœmy arbitralnie, tylko oszacowaliœmy j¹ na podstawie danych Lukniša (1973) i w³asnych badañ. Od pola powierzchni ca³ego systemu lodowcowego Bia³ki (33,69 km2), wyliczo-nego przez Lukniša (1973), odjêliœmy pole powierzchni naszego modelu lodowca (24,44 km2). Z ró¿nicy tej wyni-ka, ¿e poza obszarem objêtym przez nasz model lodowiec zajmowa³ powierzchniê 9,25 km2
, co stanowi 27% powierzchni ca³ego lodowca Bia³ki.
Wiemy, ¿e do rekonstrukcji lodowców alpejskich reko-mendowana jest wartoœæ wspó³czynnika AAR 0,67 (Ker-schner i in., 1999; Ker(Ker-schner & Ivy-Ochs, 2008), a w M. Makos £. Nowacki
1
Wydzia³ Geologii, Uniwersytet Warszawski, al. ¯wirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa; michalmakos@uw.edu.pl
2
Pañstwowy Instytut Geologiczny, u. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa; lukasz.nowacki@pgi.gov.pl
opracowaniach dotycz¹cych lodowców wystêpuj¹cych w œrednich i wysokich szerokoœciach geograficznych stoso-wana jest w przedziale od 0,5 do 0,8 (Benn & Lehmkuhl, 2000). My jednak dysponowaliœmy danymi dotycz¹cymi 60%, 67% lub 75% obszaru akumulacji lodowca i dlatego proporcjonalnie zmniejszyliœmy wartoœæ wspó³czynnika AAR — do 0,4; 0,45 i 0,5. Przyjmuj¹c takie wartoœci wspó³czynnika AAR, nie chcieliœmy wprowadzaæ czytel-nika w b³¹d i nie stworzyliœmy, jak twierdzi Zasadni (2009), metody AAR 0,45, poniewa¿ nie rozwa¿aliœmy zamkniêtego systemu lodowcowego, którego obszar aku-mulacji zajmuje 45%. Warto podkreœliæ, ¿e stosuj¹c w obli-czeniach wspó³czynnik AAR o wartoœci 0,4; 0,45 i 0,5 otrzymaliœmy 3 wyniki wysokoœci po³o¿enia ELA — odpo-wiednio 1460, 1430 i 1402 m n.p.m. Ró¿nica pomiêdzy skrajnymi wartoœciami ELA tylko nieznacznie przekracza dopuszczalny b³¹d pomiarowy manualnej rekonstrukcji
lodowca (± 20 do 50 m — Patzelt, 1983). Dopiero w dalszych rozwa¿aniach przyjêliœmy, ¿e wartoœæ ELA rekonstruowanego lodowca wynosi oko³o 1400 m n.p.m. Dlatego nasuwa siê nam pytanie, dlaczego adwersarz prze-prowadzi³ symulacjê tylko dla jednej wartoœci ELA? Czy wartoœæ ELA 1460 m n.p.m. dawa³a wartoœæ AAR mniej odbiegaj¹c¹ od modelowej? Czy ta wartoœæ to 0,67?
Zmobilizowani krytycznymi uwagami Zasadniego (2009), pos³u¿yliœmy siê analiz¹ cyfrowego modelu Tatr Wysokich i wykonaliœmy rekonstrukcjê lodowca wype³-niaj¹cego s³owack¹ czêœæ Doliny Bia³ej Wody i Dolinê Waksmundzk¹, aby uzyskaæ model ca³ego systemu lodow-cowego Bia³ki (ryc. 1). Na podstawie tego modelu obliczyliœ-my, ¿e podczas LGM ca³kowita powierzchnia lodowca wynosi³a 37,61 km2. Zatem wed³ug naszych nowych wyli-czeñ powierzchnia lodowca by³a wiêksza od obliczonej przez Lukniša (1973) o prawie 4 km2, a wiêc brakuj¹ca czêœæ
1000 1100 1200 1200 1300 1350 1350 1350 1250 1250 1300 1300 1400 1450 1450 1450 1400 1400 1500 1600 1600 1600 1650 1700 1750 1700 1800 1800 2000 2000 2000 2100 2100 2100 2100 2200 2200 2200 2200 2100 2000 2100 2100 2100 2100 2000 2000 2000 2000 2000 2000 2000 2000 2000 2000 2000 1800 1800 1800 1800 1800 1800 1800 1900 1900 1900 1900 1900 1900 1900 1900 1900 1700 1700 1700 1700 1600 1600 1600 1550 1550 1550 1550 1500 1500 1500 1500 1050 1150 0 500 1000 2000 3000 4000m
wysokoϾ powierzchni lodu [m n.p.m.]
ice-surface elevation [m a.s.l.]
2200-2330 2000-2200 1800-2000 1600-1800 1400-1600 1200-1400 991-1200 podciêcie lodowcowe LGM LGM trimline izolinie powierzchni lodu [m n.p.m.]
isolines of ice-surface [m a.s.l.]
POLSKA
POLAND
S£OWACJA
SLOVAKIA
Ryc. 1. Rekonstrukcja powierzchni lodowców podczas LGM w Tatrach Wysokich — zlewnia Doliny Bia³ej Wody Fig. 1. LGM ice-surface reconstruction in the Polish High Tatra Mts — drainage basins of Bia³a Woda Valley
naszej poprzedniej rekonstrukcji to oko³o 13,2 km2
. Po podstawieniu do wzoru rekomendowanej wartoœci wspó³-czynnika AAR, czyli 0,67, otrzymaliœmy taki sam wynik ELA, jak poprzednio (Makos & Nowacki, 2009), to znaczy, ¿e ELA znajdowa³a siê na wysokoœci 1430 m n.p.m. Zatem podtrzymujemy wniosek, ¿e podczas LGM ELA lodowca wype³niaj¹cego zlewniê Bia³ki znajdowa³a siê na wysoko-œci pomiêdzy 1460 a 1400 m n.p.m. Konieczne jest nato-miast szczegó³owe wykartowanie form erozji glacjalnej w cyrkach lodowcowych w zamkniêciu Doliny Bia³ej Wody, którego wyniki umo¿liwi¹ dok³adne odtworzenie zasiêgu lodu w obszarze akumulacji.
Nie bêdziemy podejmowaæ dyskusji na temat rozwa-¿añ Zasadniego (2009) odnoœnie zasilania lawinowego.
Rekonstrukcja lodowca
Zastrze¿enia autora krytyki naszej rekonstrukcji lodowca wzbudzi³y przede wszystkim: a) zastosowanie manualnej metody rekonstrukcji, b) przebieg izolinii powierzchni lodu w obszarze akumulacji i ablacji oraz wynikaj¹cy z tego kierunek p³yniêcia lodu, c) mi¹¿szoœæ lodowca oraz spadki jego powierzchni.
Manualna metoda rekonstrukcji. Do odtworzenia
powierzchni lodowca zastosowaliœmy metodê manualn¹, poniewa¿ dysponowaliœmy licznymi danymi o przebiegu podciêæ lodowcowych i zasiêgu moren, które tak¹ rekon-strukcjê umo¿liwiaj¹. Metody automatyczne i pó³automa-tyczne, polegaj¹ce na okreœlaniu wartoœci naprê¿enia œcinaj¹cego w stopie lodowca, stosuje siê jedynie wów-czas, gdy brakuje odpowiednich danych geomorfologicz-nych, które s¹ podstawowym wskaŸnikiem do okreœlania zasiêgu lodowców. W celu jak najwierniejszego odwzoro-wania autentycznej geometrii lodowców nale¿y wykorzy-staæ wszystkie dane geomorfologiczne (Kerschner i in., 1999; Kelly i in., 2004; Ballantyne, 2007), a modele teore-tyczne stosowaæ na dalszym etapie prac (G¹dek, 1998; Kerschner i in., 1999). Naszym zdaniem rekonstrukcja powierzchni lodowców polegaj¹ca na przyjmowaniu z góry ustalonych wartoœci liczbowych naprê¿enia œcinaj¹cego w stopie lodowca (ô) odznacza siê wiêksz¹ doz¹ subiektyw-noœci ni¿ metody manualne, które bazuj¹ na obserwacjach terenowych, tym bardziej ¿e do sporz¹dzenia wiêkszoœci modeli wykorzystuje siê wspó³czesn¹ rzeŸbê terenu.
Przebieg poziomic powierzchni lodu w obszarze akumulacji i ablacji. Zgadzamy siê z autorem krytyki, ¿e
w kilku fragmentach naszej rekonstrukcji poziomice powierzchni lodowca przebiegaj¹ niezgodnie z za³o¿enia-mi teoretycznyza³o¿enia-mi. Jest to wynikiem pewnej niedok³adno-œci danych geomorfologicznych o zasiêgu lodu w ¿³obach lodowcowych w Dolinie Rybiego Potoku i Roztoki, któ-rych œciany s¹ mocno przeobra¿one przez ¿leby i sto¿ki piargowe. Zasiêg podciêæ lodowcowych oraz moren bocz-nych na tych stokach nie wszêdzie jest dobrze czytelny. Warto zwróciæ uwagê na fakt, ¿e w wy¿ej po³o¿onych cyr-kach lodowcowych (Dolina Piêciu Stawów Polskich, zamkniêcie Doliny Rybiego Potoku), gdzie zapis geomor-fologiczny jest wyraŸny, zrekonstruowana powierzchnia lodowca nie odbiega od za³o¿eñ teoretycznych (ryc. 1). Wystêpowanie wypuk³ych powierzchni lodu we wklês³ych formach cyrków lodowcowych mo¿e wynikaæ z dzisiejszej
topografii tych obszarów. W cyrkach pod Szpiglasowym Wierchem i pod Miedzianym wypuk³oœci te s¹ prawdopo-dobnie spowodowane obecnoœci¹ du¿ych sto¿ków piargo-wych, które wywieraj¹ wp³yw na ukszta³towanie rekonstrukcji powierzchni lodowca. W Dolinie Rybiego Potoku, na odcinku poni¿ej Mnicha w powierzchni lodu zaznacza siê wypuk³oœæ, która jest spowodowana kulmina-cj¹ pó³nocnego filaru Cubryny. Takie niezgodnoœci w geo-metrii rekonstruowanych powierzchni lodowców wystêpuj¹ równie¿ w modelach teoretycznych (por. Kerschner & Ivy-Ochs, 2008 — Fig. 3).
Naszym zdaniem w przedstawionym przez nas modelu du¿e i wymagaj¹ce uwagi odchylenia przebiegu poziomic i co za tym idzie niezgodnoœci kierunku p³yniêcia lodu znaj-duj¹ siê jedynie w Dolinie Roztoki na odcinku o stromym nachyleniu powierzchni lodowca i w Dolinie Bia³ej Wody poni¿ej wylotu Doliny Roztoki. Pozosta³e odchylenia od azymutu linii centralnej lodowca s¹ niewielkie. Podobne odchylenia wystêpuj¹ w bazuj¹cej na danych geomorfolo-gicznych rekonstrukcji Ballantyne’a (2007 — Fig. 10).
Mi¹¿szoœæ i spadki powierzchni zrekonstruowanego lodowca. Obliczone przez Zasadniego (2009) wartoœci
naprê¿eñ œcinaj¹cych w stopie lodowca wype³niaj¹cego Dolinê Roztoki na odcinku pomiêdzy 1700 a 1450 m n.p.m. (350 kPa) oraz tu¿ przed po³¹czeniem siê lodowca Roztoki z lodowcem Bia³ej Wody (50 kPa) sk³oni³y adwersarza do zakwestionowania poprawnoœci naszej rekonstrukcji. Zga-dzamy siê z Zasadnim (2009), ¿e naprê¿enia œcinaj¹ce w stopie lodowca, które wynikaj¹ ze stosunku mi¹¿szoœci do nachylenia powierzchni lodowca, powinny zawieraæ siê w przedziale od 50 do 150 kPa (G¹dek, 1998). Jednak, jak ju¿ wczeœniej wyjaœnialiœmy, nasza rekonstrukcja bazuje na danych geomorfologicznych i geometria powierzchni lodowca jest przez te dane determinowana, a przebieg pod-ciêcia lodowcowego na stoku Koziego Wierchu tu¿ przy wylocie Buczynowej Dolinki wyraŸnie œwiadczy o zasiêgu lodowca w tym miejscu (ryc. 1). Podciêcie to wykracza poza dzisiejszy próg Doliny Piêciu Stawów Polskich i nie wskazuje, aby powierzchnia lodu odznacza³a siê spadkiem wymuszonym przez ten próg. Nale¿y wyraŸnie zaznaczyæ, ¿e nasza rekonstrukcja obrazuje powierzchniê lodowca, który funkcjonowa³ w Dolinie Piêciu Stawów Polskich i w Dolinie Roztoki podczas maksimum ostatniego zlodowa-cenia w Tatrach, przy czym ówczesne ukszta³towanie den dolin nie jest znane. Zatem model lodowca wykonany na podstawie cyfrowego obrazu dzisiejszej topografii terenu mo¿e ukazywaæ pewne niezgodnoœci profilu pod³u¿nego doliny z profilem pod³u¿nym lodowca. Z przedstawionej przez nas geometrii powierzchni lodowca wynika, ¿e pod-czas maksimum ostatniego zlodowacenia próg Doliny Piê-ciu Stawów Polskich znajdowa³ siê w ni¿szej, NE czêœci doliny. Jak sugerowa³ Klimaszewski (1988), próg ten móg³ przebiegaæ w okolicy ostrogi skalnej u wylotu ¿lebu pod Krzy¿nem, czyli w odleg³oœci oko³o 1,1 km od dzisiejsze-go progu. Zak³adaj¹c takie ukszta³towanie dna doliny pod-czas maksimum ostatniego zlodowacenia, w strefie dzisiejszego progu powierzchnia lodowca powinna byæ nieznacznie nachylona, natomiast spadki tej powierzchni powinny siê zaznaczaæ w ni¿szej czêœci doliny. W³aœnie tak¹ geometriê lodowca obrazuje nasza rekonstrukcja. Zatem du¿a mi¹¿szoœæ lodu (oko³o 300 m) pomiêdzy dzisiejszym progiem Doliny Piêciu Stawów Polskich a
przypusz-czalnym progiem z maksimum ostatniego zlodowacenia (ryc. 2) wynika z póŸniejszego przeg³êbienia dna Doliny Roztoki i cofniêcia progu. Natomiast du¿a mi¹¿szoœæ lodu w strefie zwiêkszonego spadku powierzchni lodowca w Dolinie Roztoki, wed³ug naszego modelu wynosz¹ca 250–300 m (ryc. 2), powsta³a na skutek przeg³êbienia doli-ny poni¿ej progu. Wartoœæ naprê¿enia œcinaj¹cego w tej strefie, oszacowana przez Zasadniego (2009) na 350 kPa, jest typowa dla strefy progów skalnych. W rekonstrukcji lodowca w dolinie Gschnitz Kerschner i in. (1999) za³o¿y-li, ¿e w strefie progu poni¿ej pola firnowego wartoœæ ô wynosi³a 400 kPa, a mi¹¿szoœæ lodu w strefie najwiêkszego spadku powierzchni lodowca osi¹ga³a oko³o 250 m. Wyni-ka z tego, ¿e parametry lodowca zrekonstruowanego przez nas z zastosowaniem metody manualnej nie odbiegaj¹ od parametrów lodowca zrekonstruowanego przez Kerschnera i in. (1999) za pomoc¹ metody teoretycznej.
Jeœli zaœ chodzi o du¿o mniejsz¹ wartoœæ naprê¿enia œcinaj¹cego w stopie lodowca Roztoki w ni¿szej czêœci
doliny, gdzie ³¹czy³ siê on z lodowcem Bia³ej Wody, to nale¿y j¹ t³umaczyæ tym, ¿e w strefie tej by³a znacznie os³abiona si³a erozyjna lodowca Roztoki, gdy¿ by³ on pod-party przez lodowiec Bia³ej Wody. Os³abienie si³y erozyj-nej wp³ynê³o na zmniejszenie przeg³êbienia doliny, a to z kolei mia³o wp³yw na mi¹¿szoœæ lodu (ryc. 2). Wed³ug Kli-maszewskiego (1988) przyczyn¹ zmniejszenia si³y erozyj-nej lodowca Roztoki w strefie konfluencji z lodowcem Bia³ki jest bardzo w¹skie dno Doliny Roztoki w tej strefie (oko³o 50 m).
Zatem zarzuty Zasadniego (2009) dotycz¹ce spadków powierzchni lodowca Roztoki, jego mi¹¿szoœci oraz wyni-kaj¹cych z tego wartoœci naprê¿enia œcinaj¹cego w stopie lodowca s¹ ca³kowicie bezpodstawne.
Zgadzamy siê natomiast z adwersarzem, ¿e przedsta-wiony w naszym modelu uk³ad poziomic powierzchni lodow-ca w Dolinie Roztoki odbiega od za³o¿eñ teoretycznych. Wskazuje on na du¿y spadek powierzchni lodu i niezgodny z teoretycznym kierunek p³yniêcia lodu. Niezgodnoœci te
0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240 260 280 300 320 340 360 mi¹¿szoœæ lodu [m] ice thickness [m] 0 500 1000 2000 3000 4000m
Ryc. 2. Diagram mi¹¿szoœci lodowca Bia³ej Wody podczas LGM Fig. 2. Ice-thickness diagram of the Bia³a Woda glacier during LGM
mog¹ jednak wynikaæ ze skomplikowanej geometrii lo-dowca w strefie dawnego progu Doliny Piêciu Stawów Polskich.
Wnioski paleoklimatyczne
Zasadni (2009) zwróci³ uwagê na rozbie¿noœci w szaco-waniu wysokoœci wspó³czesnej klimatycznej granicy wiecz-nego œniegu w Tatrach. W literaturze ró¿ni badacze sytuuj¹ j¹ na wysokoœci od 2200 do 2650 m n.p.m. (np. Vitásek, 1956; Lukniš, 1973; Hess, 1996; R¹czkowska, 2007). Roz-bie¿noœci te wynikaj¹ z ró¿nych lokalizacji, w których ta wartoœæ by³a wyznaczana. Wed³ug Hessa (1996) klima-tyczna granica wiecznego œniegu w Tatrach w obrêbie sto-ków pó³nocnych przebiega na wysokoœci 2200 m n.p.m., a na stokach po³udniowych na wysokoœci 2350 m n.p.m. W odró¿nieniu od naszego adwersarza nie widzimy powo-du do tego, aby uznaæ te wartoœci za niewiarygodne, dlatego depresjê ELA okreœliliœmy w stosunku do œredniej wyso-koœci wyznaczonej przez Hessa (1996), czyli 2300 m n.p.m.
W poprzednim artykule w celu odtworzenia paleotem-peratury podczas maksimum ostatniego zlodowacenia w Tatrach Wysokich dla uproszczenia przyjêliœmy, ¿e ELA znajdowa³a siê na wysokoœci 1400 m n.p.m. (Makos & Nowacki, 2009), mimo ¿e wyliczona przez nas œrednia wartoœæ ELA wynosi³a 1430 m n.p.m. i konsekwentnie tê sam¹ wartoœæ powinniœmy przyj¹æ do obliczenia depresji ELA. Uprzednio we wnioskach napisaliœmy, ¿e w stosunku do po³o¿enia dzisiejszej linii równowagi bilansowej ELA (2300 m n.p.m.) wysokoœæ ELA podczas LGM by³a obni¿-ona o oko³o 900 m (Makos & Nowacki, 2009), obecnie, zak³adaj¹c, ¿e podczas LGM ELA znajdowa³a siê na wyso-koœci 1430 m n.p.m., ró¿nicê tê oceniamy na 870 m. Dlate-go podtrzymujemy wniosek, ¿e podczas LGM w Tatrach œrednia temperatura lata by³a o co najmniej 5,2º C ni¿sza ni¿ dzisiaj (Makos & Nowacki, 2009). Wskazana przez nas ró¿nica temperatur jest minimalna, poniewa¿ nie uwzglêd-nia sum opadów podczas LGM, które by³y zapewne du¿o mniejsze ni¿ obecnie, o czym wyraŸnie wspomnieliœmy w poprzednim artykule (Makos & Nowacki, 2009). Nie wie-my natomiast, czy suwie-my tych opadów wynosi³y 500 mm/rok, jak za³o¿y³ Zasadni (2009). Nie wiemy zatem, czy stosuj¹c zale¿noœæ Ohmury i in. (1992) do obliczonej depresji temperatury nale¿y dodaæ 3º C, mniej czy wiêcej.
Ca³kowit¹ racjê przyznajemy naszemu adwersarzowi, który skrytykowa³ nasz wniosek odnoœnie zmiany cyrkula-cji atmosferycznej w Tatrach. Rzeczywiœcie, aby potwier-dziæ lub wykluczyæ zachodni kierunek cyrkulacji atmo-sferycznej w Tatrach podczas LGM konieczne s¹ dalsze badania i zgromadzenie danych dotycz¹cych wiêkszej licz-by lodowców funkcjonuj¹cych po pó³nocnej i po³udniowej stronie Tatr. Nasz przedwczeœnie i nieco niefortunnie sfor-mu³owany wniosek wysnuliœmy na podstawie informacji zawartych w artykule Florinetha i Schlüchtera (2000) o cyrkulacji atmosferycznej w Europie podczas LGM. Auto-rzy tego opracowania stwierdzili, ¿e l¹dolód skandynawski by³ zasilany przez cyrkulacjê znad Morza Œródziemnego, sk¹d wilgotne masy powietrza przemieszcza³y siê na pó³noc od Pó³wyspu Apeniñskiego przez obszar Europy Œrodkowej po Skandynawiê: Koñcz¹c wyjaœniamy
rozbu-dowê l¹dolodu Fennoskandii jako wynik rozdzielenia siê szlaku sztormów nad Morzem Œródziemnym, w rezultacie
czego jedna odnoga tego szlaku zosta³a skierowana na pó³noc ku Skandynawii (por. Florineth & Schlüchter, 2000
— Fig. 6). Chc¹c zwróciæ uwagê na pewien aspekt paleo-klimatyczny napisaliœmy, ¿e wyniki naszych badañ potwierdzaj¹ ten kierunek cyrkulacji. Zgadzamy siê jednak z Zasadnim (2009), ¿e do wyci¹gniêcia takiego wniosku mieliœmy zdecydowanie zbyt ma³o danych.
Dziêkujemy Panu Jerzemu Zasadniemu za rzeczow¹ i cie-kaw¹ krytykê. Wiele rad i spostrze¿eñ adwersarza bêdzie pomoc-nych w dalszych pracach nad rekonstrukcj¹ zmian klimatyczpomoc-nych w Tatrach. Cieszymy siê tak¿e, ¿e mamy mo¿liwoœæ dyskutowa-nia o problemach glacjologii, paleoklimatologii oraz paleoge-ografii Tatr na ³amach Przegl¹du Geologicznego, co z pewnoœci¹ przybli¿y szerszemu gronu problematykê, któr¹ siê obecnie zaj-mujemy.
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. & KOTRBA A. 1997 — Würm glacia-tion in the Bia³a Woda Valley, High Tatra Mountains. Stud. Geomorph. Carpatho-Balc., 31: 57–81.
BENN D.I. & LEHMKUHL F. 2000 — Mass balance and equilibrium line altitudes of glaciers in high mountain environments. Quatern. Internat., 65/66: 15–29.
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 rekon-strukcji lodowców wybranych dolin na podstawie prawid³owoœci gla-cjologicznych. Pr. Nauk. Uniw. Œl¹skiego, 1741: 1–152.
HESS M. 1996 — Klimat. [W:] Przyroda Tatrzañskiego Parku Narodo-wego. TPN, Kraków–Zakopane.
IVY-OCHS S., KERSCHNER H., KUBIK P.W. & SCHLÜCHTER C. 2006 — Glacier response in the European Alps to Heinrich event 1 cooling: the Gschnitz stadial. J. Quatern. Science, 21: 115–130. KELLY M., BUONCRISTAINI J.-F. & SCHLÜCHTER C. 2004 — A reconstruction of the last glacial maximum (LGM) ice-surface geo-metry in the western Swiss Alps and contiguous Alpine regions in Italy and France. Eclogae Geol. Helv., 97: 57–75.
KERSCHNER H., IVY-OCHS S. & SCHLÜCHTER C. 1999 — Paleo-climatic interpretation of the early late-glacial glacier in the Gschnitz Valley, Central Alps, Austria. Ann. Glaciology, 28: 135–140. KERSCHNER H. & IVY-OCHS S. 2008 — Palaeoclimate from gla-ciers: Examples from the Eastern Alps during the Alpine Lateglacial and early Holocene. Global and Planetary Change, 60 (1–2): 58–71. KLIMASZEWSKI M. 1988 — RzeŸba Tatr Polskich. PWN, Warszawa. LUKNIŠ M. 1973 — Relief Vysokych Tatier a ich predpolia. Vyd. Slov. Akad. Ved., Bratislava.
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 Geol. Geograph. Universitatis Comenianae, Geographica, 1: 87–121.
OHMURA A., KASSER P. & FUNK M. 1992 — Climate at the equili-brium line of glaciers. J. Glaciology, 38 (130): 397–411.
PATZELT G. 1983 — Die spätglazialen Gletscherstände im Bereich des Mieskopfes und Arztal, Tuxer Voralpen, Tirol. Innsbrucker Geogra-phische Studien, 8: 35–44.
R¥CZKOWSKA Z. 2007 — Wspó³czesna rzeŸba peryglacjalna wyso-kich gór Europy. Pr. Geogr., 212: 1–252.
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. 2009 — Krytyczne uwagi na temat rekonstrukcji geome-trii powierzchni lodowców w polskich Tatrach Wysokich. Prz. Geol., 57: 607–613.
