GEOLOGIJA 45/1, 255–268, Ljubljana 2002 Matemati~ni model kot pomo~ pri oceni obsega mlaj{epleistocenskega dolinskega ledenika v Zgornjem Poso~ju New simple mathematical model to help evaluating the extent of the late-Quaternary valley glacier in the Upper So~a Region (NW Slovenia) Milo{ BAVEC1 & Slawek M. TULACZYK2 1Geolo{ki zavod Slovenije, Dimi~eva 14, 1000 Ljubljana, Slovenija 2Department of Earth Sciences, University of California Santa Cruz, Santa Cruz, CA 95064, USA Klju~ne besede: kvartar, glaciologija, poledenitev, ravnovesna meja ledenika, Zgornje Poso~je Key words: Quaternary, glaciology, glaciation, equilibrium line, Upper So~a Region, Slovenia Kratka vsebina Razvili smo enostaven matemati~ni model, ki omogo~a pribli`no oceno razse`nosti dolinskih ledenikov glede na topografske zna~ilnosti in velikost zaledja ledenika oziroma velikost njegovega redi{~a in tali{~a. Model temelji na glaciolo{kih kriterijih in kvantitativni analizi povr{ja in je popolnoma neodvisen od geolo{kih opazovanj. Zato je uporaben kot orodje za vzporedno preverjanje paleookoljskih rekonstrukcij v glacigenih okoljih, ki so sicer utemeljene na – mnogokrat te`ko interpretativnih – geomorfolo{kih in sedimentolo{kih podatkih. Predstavljen je primer uporabe modela na obmo~ju Zgornjega Poso~ja. Abstract A simple mathematical model was developed that enables an evaluation of a valley glacier extent independently of any geological data. Based on glaciological criteria and on quantitative analysis of the glacier’s accumulation-, and ablation-areas the model offers an opportunity for an independent test of paleoenvironmental interpretations that are traditionally based on (often vague and difficult-to-interpret) geomorphological and sedimentological information. The model is presented here through a case study from the Upper So~a River Region. Uvod @e od samih za~etkov modernega raziskovanja kvartarnih pojavov na Severnem Primorskem (Brückner, 1891) je v veljavi mnenje, da je dolinski so{ki ledenik do konca pleistocena segal vse do Tolmina oziroma Mosta na So~i. Po tak{ni interpretaciji, naj bi bil najdalj{i krak so{kega ledenika od Zadnje Trente do Mosta na So~i dolg kar dobrih 60 km in naj bi, vsaj v mlaj{em delu pleistocena, sledil topografiji, ki je bila prak-ti~no enaka dana{nji. Tak{en ledenik bi imel z vsemi svojimi kraki povr{ino pribli`no 270 km2 (meritev na podlagi modela). Novej-{e raziskave kvartarnih sedimentov in geo-morfnih tvorb (Bavec, 2000; Bavec 2001) so pokazale, da tak{na interpretacija mogo~e 20-255-268.p65 18. 09. 02, 23:08 255 Black 256 ni tako enozna~na. Nedvoumnih geomorf-nih oblik (~elnih ali bo~nih moren), ki bi dokazovale prisotnost ledenika v distalnih delih doline namre~ ni najti. Prav tako lastnosti kvartarnih diamiktov ka`ejo, da jih ve~ji del najverjeteneje ni bil odlo`en neposredno izpod/iz/z ledenika, pa~ pa je bil gla-cigeni material po odlo`itvi {e presedimen-tiran. Nadalje: akumulacijsko zaledje ledenika (redi{~e) je relativno nizko in majhno. Le redki vrhovi so vi{ji od 2300 m n.v., celotna akumulacijska povr{ina oziroma redi-{~e ledenika (nad 1400 m n.v.) pa je velika slabih 140 km2. Ob tem je so{ka dolina in s tem dno so{kega ledenika vrezana globoko v Julijske Alpe, tako da je nadmorska vi{ina predpostavljenega ~ela ledenika v Mostu na So~i na pi~lih 200 metrih nad morjem. Krak ledenika iz Zadnje Trente bi tako na primer kar 50 km tekel pod 600 m n.v. Izrecno poudarjamo, da se na{i dvomi o tak{nem obsegu ledenika opirajo na podobnosti kvartarne topografske oblikovanosti ozemlja z dana{njo. Vse nadaljnje izvajanje je tako utemeljeno na dana{nji topografski oblikovanosti ozemlja, ki je po na{em mnenju primerljiva le (vsaj) z mlaj{epleistocen-sko (sensu Bowen, 1978), in skoraj zanesljivo {e z zadnjim stadialom predzadnjega glaciala (MIS 6 in mlaj{e), zato lahko rekonstrukcije veljajo le za ta ~as. Nikakor ne moremo na isti podlagi graditi rekonstrukcije dogajanja v starej{ih delih pleistocena. Mlaj{epleistocenska oziroma zgornje-sred-njepleistocenska starost sedimentov blizu sedanjega dolinskega dna je dokazana tudi z datacijami v Bov{ki kotlini in v bli`nji okolici (npr. Ku{~er et al., 1974; Bavec, 2001). Uporaba rekonstrukcije za ves mlaj{i kvartar (kot ta pojem uporablja Wold -s t e d t (1969), ki vanj pri{teva celoten riss in würm – torej MIS 11 in mlaj{e) je zaradi pomanjkanja podatkov `e vpra{ljiva. Obseg mogo~ega ledenika smo rekonstruirali z enostavnim modelom, ki temelji na glaciolo{kih lastnostih ledenikov in je, razen pri dolo~anju vi{ine sne`ne meje, popolnoma neodvisen od geolo{kih opazovanj. Metodologija Izdelava modela mogo~ega obsega mlaj{e-pleistocenskih dolinskih ledenikov v Zgor- 20-255-268.p65 256 Black Miloš Bavec & Slawek M. Tulaczyk njem Poso~ju pleistocenu temelji na treh glavnih metodolo{kih sklopih. 1) Ocena vi{ine najni`je sne`ne meje in z njo ravnovesne meje ledenikov (sl. 1) – RML (eqiuibrium line altitude – ELA) v Zgornjem Poso~ju na podlagi podatkov iz jugovzhodne Evrope in Mediteranskega prostora, podatkov predhodnih raziskovalcev tega obmo~ja in ocene vi{in redkih ohranjenih krnic. Model temelji na predpostavki, da je vi{ina sne`-ne meje pribli`no enaka vi{ini ravnovesne meje ledenika (npr. Flint, 1971, 136). 2) Rekonstrukcija dolinskih ledenikov s privzeto predpostavko, da je stri`na napetost na bazi ledenika konstantna vzdol` njegovega celotnega vzdol`nega profila. Za vsak poljubno izbran polo`aj ~ela ledenika je potrebno izra~unati lo~en vzdol`ni profil. 3) Primerjava RML rekonstruiranih ledenikov z ocenjeno dejansko najni`jo pleisto-censko RML. RML rekonstruiranih ledenikov sem dolo~al z dvema metodama in sicer z razmerjem vi{in med glavo in ~elom ledenika (sl. 1) – RVG^ (toe to head altitude ratio – THAR) ter relativno velikostjo redi{~a – RVR (acumulation area ratio – AAR). Vi{ina najni`je pleistocenske ravnovesne meje ledenika (RML) v zahodnih Julijskih Alpah Ravnovesne meje (RML) nekdanjih ledenikov oziroma sne`ne meje v ~asu njihovega obstoja ni mogo~e neposredno meriti, zato jih moramo dolo~ati posredno. V uporabi je ve~ bolj ali manj natan~nih metod. Pregled podaja Meierding (1982). toe Sl. 1. Poimenovanje delov ledenika. Fig. 1. Denomination of glacier parts. 18. 09. 02, 23:08 Matemati~ni model kot pomo~ pri oceni obsega mlaj{epleistocenskega dolinskega ledenika … 257 1) Vi{ine krni{kih dnov je sorazmerno enostavno oceniti, vendar pa so ocene obi-~ajno zelo subjektivne (npr. Porter, 1964, 477). Glavna te`ava je v tem, da so krnice pleistocenskih ledenikov pogosto zelo slabo ohranjene, kar je {e posebej zna~ilno za krnice na manj{ih nadmorskih vi{inah. Pri slednjih se pravo krni{ko dno ponekod sploh ni razvilo, pa~ pa je konec krnice zaznamovan samo s spremembo gradienta podlage. Dno krnice obi~ajno le`i na ali tik nad sne`-no mejo (Flint, 1971, 136). 2) Vi{ina dosega poledenitve je srednja vi-{ina med vrhom najni`je gore z ledenikom in vrhom najvi{je gore brez ledenika na obravnavanem obmo~ju. Metoda je zelo subjektivna in najmanj zanesljiva med na{teti-mi, zato se uporablja le kot nekak{en izhod v sili, ko ostale metode niso uporabne (Port e r , 1977, 102). 3) Najvi{je pojavljanje lateralnih (bo~nih) moren je neposreden kazalec vi{ine, kjer akumulacija zamenja erozijo in kot tak{na neposredno nakazuje na vi{ino RML. Metoda je neuporabna tam, kjer so lateralne morene slabo ohranjene. 4) *Razmerje vi{in med glavo in ~elom ledenika – RVG^ je razmerje med (nadmorskimi) vi{inami glave, RML in ~ela ledenika. V primeru ocene RVG^ ledenika iz preteklosti, moramo najprej ugotoviti obseg ledenika. 5) *Relativna velikost redi{~a ledenika – RVR locira RML glede na razmerje povr{ine redi{~a proti povr{ini celotnega ledenika. Povr{ina ledenika mora biti znana. *Za uporabo RVG^ in RVR moramo obseg ledenika poznati vnaprej, zato v na{em primeru za dolo~itev sne`ne meje metodi nista uporabni. V obrnjeni smeri smo ju uporabili pri oceni mo`nosti obstoja modeliranih ledenikov dolo~enih dol`in, medtem ko je bilo potrebno za izdelavo modela vi{ino sne`ne meje dolo~iti na podlagi literaturnih podatkov, delno pa tudi na podlagi vi{ine krnic. Ker najbolj distalnih akumulacijskih geo-morfolo{kih tvorb, ki se obi~ajno uporabljajo v ta namen (npr. lateralnih ali kon~nih moren), v dolinah Zgornjega Poso~ja ni ali pa niso zadovoljivo ohranjene, smo se pri oceni vi{ine najni`je pleistocenske sne`ne meje in s tem RML oprli na objavljene podatke iz Alp in Mediterana ter na vi{ine redkih zadovoljivo ohranjenih krnic. Celotna metodologija dela pri izdelavi modela ledenika je zastavljena tako, da so vsi pribli`ki v prid »dol- 20-255-268.p65 257 Black gim« ledenikom. Enakega pravila smo se tako dr`ali tudi pri dolo~itvi vi{ine sne`ne meje. Ne glede na to, da smo izdelali model mlaj{epleistocenskega ledenika, smo se odlo-~ili za uporabo najni`je ugotovljene pleisto-censke sne`ne meje. Izlo~ili smo le najbolj ekstremno citirano vrednost. Vi{ina dana{nje sne`ne meje v Zahodnih Julijskih Alpah je ocenjena na pribli`no 2800 m n.v. (Messerli, 1980, 200), po Gamsovi oceni iz za~etka {estdesetih let pa na pri-bli`no 2700 m (Gams, 1960, 66). Glede na globalno oceno o zni`anju pleistocenske sne`-ne meje za 900 do 1000 m v primerjavi s sedanjo (Broecker & Denton, 1990), bi to postavilo najni`jo mejo na 1700 do 1900 m n.v. Broecker in Denton (1990) sta ocenila, da zni`anje sne`ne meje za 900 do 1000 m ustreza ohlajanju za 5 do 6 °C. ^e sledimo oceni, pridobljeni na podlagi modeliranja geotermalnih podatkov iz vrtin v Sloveniji (Rajver et al., 1998; Šafanda & Rajver, 2001), ki govore o temeperaturni razliki pribli`no 7°C med sedanjostjo in LGM, je torej zni`anje sne`ne meje v Sloveniji zna-{alo manj kot 1400 m. Tudi Messerli (1967, 72) je ocenil, da je bilo zni`anje sne`ne meje v Julijskih Alpah »ve~je od 1000 m«, vendar konkretno vi{ino würmske sne`ne meje tega obmo~ja predstavi le na karti in sicer med 1500 in 1600 m n.v. Würmsko sne`no mejo v Kamni{kih Alpah in na Svinji planini je ocenil na 1700 m (1967, 74). Brückner je najni`jo (würmsko) sne`no mejo na obmo~ju so{kega ledenika v pleistocenu postavil na 1300 m n.v. (Penck & Brückner, 1909, 1035, 1042), vendar velja pri tem opozorilo, da jo je ugotovil na 1400 m, potem pa zni`al z argumentacijo v smislu zaprtega logi~nega kroga: «^e bi postavili sne`no mejo na 1400 m, ledenik ne bi mogel obstajati, ker razmerje med conami ablacije in akumulacije ne bi bilo zadostno, zato je jasno, da je bila vsaj na 1300 m n.v. ali celo ni`je, tako kot na gori Campion, ki le`i nekako med Tagliamentom in So~o.« (Penck & Brückner, 1909, 1035). Z enako argumentacijo je lo~nico ve~-nega snega postavil tudi za ledenik vzdol` Tagliamenta (1300 m n.v.) in vzdol` Piave (1600 m n.v.) (1909, 1035, 1042). Njegovo oceno o vi{ini sne`ne meje je povzel tudi Melik (1954b, 232), ki je slednjo kasneje na isti vi{ini ugotovil tudi na Trnovskem gozdu (1959, 20). Tudi v primeru Trnovskega gozda sne`na meja ni bila ugotovljena neposredno, 18. 09. 02, 23:08 258 pa~ pa s sklepanjem na podlagi nadmorskih vi{in najni`je le`e~ih ~elnih moren (Melik, 1959, 16–23), za katere je Buser (1965, 128) kasneje na podlagi litolo{ke sestave ugotovil, da niso morene ampak nasipi gravitacijsko transportiranega materiala iz bli`nje okolice. @lebnik (1990, 290) je zapisal, da je bila sne`na meja v zadnji poledenitveni dobi pri nas na 1500 m. E . Schmid (1963, 109) je najve~je zni`anje pleistocenske sne`ne meje v Alpah ocenila na podlagi Woldsted-tove temperaturne krivulje (Woldstedt, 1962, 121) na 1200 m pod sedanjo. Nekateri podatki s {ir{ega obmo~ja Vzhodnih Alp ka-`ejo, da je zni`anje sne`ne meje v hladnem zadnjem poledenitvenem maksimumu (LGM) zna{alo pribli`no 600 m v primerjavi z malo ledeno dobo v 19. stoletju oziroma 700 do 750 m v primerjavi s sedanjostjo (Gross et al., 1977, 224; Van Husen, 1997, 114), kar bi jo na obmo~ju Julijskih Alp postavilo v (zelo hladnem) LGM na dobrih 2000 m n.v. Le redke krnice na obmo~ju Zgornjega Poso~ja so ohranjene v zadostni meri, da bi lahko natan~no ugotovili njihovo geometrijo in s tem vi{ino. Tako smo merili predvsem vi{ine nekaterih geomorfolo{kih oblik, ki bi lahko bile krnice ter vi{ine redkih lep{e ohranjenh krnic. Nad Bav{ico pod Malim Ozebnikom tako najdemo krnicam podobne uravnave na vi{ini 1420, 1570 in 1620 m n.v., nad Koritnico je tak{no uravnavo slutiti pod Kotovim Sedlom na vi{ini pribli`no 1850 m, na obmo~ju Zadnje Trente najdemo celo vrsto tak{nih oblik med 1900 in 2050 metri nadmorske vi{ine, najni`ji nivo krni{kega dna na Kri{kih Podih je na 1880 m n.v., tudi na obmo~ju med Kaninom in Rombonom ne najdemo nobenih krnicam podobnih oblik pod 1500 metri nad morjem, edino nad Lepe-no lahko pri Dupeljskem jezeru razen na 1470 metrih najdemo {e dokaj nizko topografsko obliko podobno krni{kem dnu na vi{ini 1350 m. Na podlagi navedenih podatkov smo se odlo~ili, da v modelu kot najni`jo sne`no mejo oziroma RML uporabimo nadmorsko vi{ino 1400 m. To nikakor ni natan~na ocena, je pa vi{ina, pod katero se sne`na meja v ~asu nastajanja opisanih kvartarnih sedi-mentov skoraj zanesljivo ni spustila. Po vsej verjetnosti je bila vi{ja, a smo se, zaradi prej omenjenega konzervativnega pristopa, v prid dolgim ledenikom torej, odlo~ili za slednjo. Vsi podatki, razen omenjenih ocen Brück- 20-255-268.p65 258 Black Miloš Bavec & Slawek M. Tulaczyk nerja (Penck & Brückner, 1909) in Melika (1954b, 1959) ter ene same geomor-fološke oblike pri Dupeljskem jezeru, kažejo na bistveno višjo snežno mejo. Rekonstrukcija vzdolžnega profila ledenika Izračun debeline ledenika na znani oddaljenosti od ledeniškega čela Za izdelavo modela možnega obsega ledenika je potrebno najprej rekonstruirati vzdolžne profile ledenikov različnih dolžin. Izdelava vzdolžnega profila temelji izključno na mehanskih lastnostih ledeniškega ledu oziroma mehanskih lastnostih stika med ledenikom in podago in je popolnoma neodvisna od geoloških opazovanj v Zgornjem Posočju. Temelj za rekonstrukcijo je osnovna enačba za izračun strižne napetosti rb na stiku ledenik - podlaga (Nye, 1952a, 85; 1952b, 104): j = p-g-h-sina kjer je (si. 2): r prostorninska masa ledeniškega ledu 900 kg/m3, g težnostni pospešek = 9.81 m/s2, h debelina ledu [m] in a naklon površine ledenika v stopinjah. Meritve na različnih ledenikih po svetu so pokazale da se strižna napetost tb na stiku dolinskega ledenika in podlage običajno giblje med 50 in 150 kPa. Nye (1952a, 86) je ob opazovanju šestnajstih alpskih ledenikov ugotovil, da se strižne napetosti gibljejo v mejah 49 - 151 kPa. V svojem naslednjem Sl. 2. Fizi~ni parametri ledenika uporabljeni pri modeliranju. X je horizontalna oddaljenost to~ke od ledeni{kega ~ela, z pa vi{inska razlika podlage. Ostale spremenljivke so razlo`ene zgoraj. Fig. 2. The model input values with x representing the distance to the glacier’s toe and z representing relative elevation of the base of the glacier in respect to the toe. Other variables are discussed above. 18. 09. 02, 23:08 hdh + hdz = It Pg dx 20-255-268.p65 Cyan 18. 09. 02, 23:08 259 hdh + hdz = It Pg dx 20-255-268.p65 Magenta 18. 09. 02, 23:08 259 hdh + hdz = It Pg dx 20-255-268.p65 18. 09. 02, 23:08 259 Yellow Matemati~ni model kot pomo~ pri oceni obsega mlaj{epleistocenskega dolinskega ledenika … 259 delu je na ledeniku Unteraar v Švici primerjal dejanski profil ledenika z izračunanim na podlagi znane debeline ledu in ugotovil najboljše prekrivanje rezultatov pri striž-ni napetosti 77 kPa (Nye, 1952b, 106). Robin in Weertman (1973) sta merila strižne napetosti na pulzirajočem (surging) ledeniku Finsterwaderbren na Spitzbergih in opazila, da se rb giblje med 70 kPa med zdrsom (surge) in 170 kPa v času tik pred zdrsom, ko je ledenik še primrznjen. Po Patersonu (1981, 86) je rb pod dolinskim ledenikom z laminarnim tokom med 50 in 150 kPa. Glede na omenjene podatke smo se odločili, da bomo pri izdelavi modela uporabil približno srednjo citirano vrednost rb = 100 kPa in vzporedno testirali še obnašanje modela za vrednosti 50 in 150 kPa. Strižna napetost rb tako v enačbi postane znana količina. Ob znani strižni napetosti je mogoče izračunati največjo debelino ledenika na poljubnem prečnem preseku vzdolžnega profila ledenika. Enačbo izpeljemo iz prej predstavljene osnovne enačbe za strižno napetost. j =pghsina Če privzamemo, da je za majhne naklon-ske kote (a) sin a = tg a, potem lahko strižno napetost izrazimo s količinami, merljivimi na terenu oziroma karti ter konstantami: j- =p.g-h- d(h + z) dx Nična točka oziroma izhodišče koordinatnega sistema našega modela je čelo ledenika, torej so mejni pogoji te enačbe h = 0 pri x = 0 in z = 0 pri x = 0. Integracijska konstanta C je torej enaka 0: 0 + 0 = 0=>C = 0 Debelino ledu na katerikoli točki (x, z) vzdolž profila ledenika lahko tako izrazimo: h2+2hz 2 T p- g x = 0 -2z± "1,2 2 T ___tt p- g \2=-z± z2 2-Tb pg Ker vemo, da x = 0 => h = 0, je rešitev kvadratne enačbe samo ena: Debelina ledeni{kega ledu je torej v naj-ve~ji meri odvisna le od oddaljenosti od lede-ni{kega ~ela in naklona povr{ja po katerem te~e. kjer je z vi{inska razlika med ~elom ledenika in to~ko ki je od njega oddaljena x metrov (sl. 2). Dalje velja: T = P-s A dh dz\ — + — dx dx) Zanima nas spreminjanje debeline ledenika vzdolž njegovega vzdolžnega profila, zato jo izrazimo: h(dh + dz) = —— dx p- g hdh + hdz = -!^dx Pg in po integraciji dobimo: h2 Jt + h-z pg ¦x + C Vzdol`ni profil so{kega ledenika in njegovih glavnih pritokov Izdelava vzdol`nih profilov temelji na znanih polo`ajih ledeni{kih ~el. Ker je pribli`en polo`aj ledeni{kega ~ela {ele kon~ni rezultat celotne rekonstrukcije, smo izdelali vzdol`ne profile za razli~ne poljubno izbrane polo`aje ~el in jih potem pri zadnjem koraku rekonstrukcije deduktivno izlo~ali. Izdelali smo profile vzdol` So~e in Koritnice ter glavnih dolin, ki se stekajo vanju in so najverjetneje dobavljale ledeni{ki led glavnemu ledeniku. Debeline ledu smo izra~unavali za vsak (predpostavljeni) krak ledenika na vsakih 500 m vzdol`nega profila za vsako (predpostavljeno) ~elo posebej (sl. 3, sl. 4). Mogo~a ~ela smo predvideli v Poljubinju pri Tolminu (ledenike, ki se kon~ujejo tam, smo ozna~ili s 20-255-268.p65 18. 09. 02, 23:08 X 2 ¦ X 2 259 Black 260 Miloš Bavec & Slawek M. Tulaczyk Poljubinj - Trenta - Zadnja Mojstrovka 30000 dolžlna/length (m) topografija/topography ' -SOkPa—~-100kPa ¦150kPa Sl. 3. Vzdol`ni profil ledenika med Poljubinjem in Zadnjo Trento (smer proti Zadnji Mojstrovki) za stri`ne napetosti 50, 100 in 150 kPa. Fig. 3. Longitudinal cross section of a glacier between Poljubinj and Zadnja Mojstrovka for the basal shear stress of 50, 100 and 150 kPa respectively. P), pri Srpenici (oznaka S), od tam vzvodno pa vsakih 5 km (oznake S-5, S-10, S-15...) do geografsko najvi{jih leg v spodaj navedenih smereh (slika 5). Ker so `e prvi izra-~uni za ~elo v Srpenici pokazali, da model ne dopu{~a ledenika, ki bi segal dlje, smo za ledenike distalno od tam (do Poljubinja) izdelali le en izra~un. Upo{tevali smo tri velikosti stri`ne napetosti in sicer 50, 100 in 150 kPa. Profile smo izra~unali za krake dolinskega ledenika v naslednjih smereh: Po-ljubinj (Srpenica) – Bav{ica – Mali Ozebnik, Poljubinj (Srpenica) – Koritnica – Mali Ko-ritni{ki Mangart, Poljubinj (Srpenica) – Mo`-nica, Poljubinj (Srpenica) – Koritnica – Ko-tovo Sedlo, Poljubinj (Srpenica) – Lepena – Vrh Duplja, Poljubinj (Srpenica) – Zadnjica – Bov{ki Gamsovec, Poljubinj (Srpenica) – Trenta – Zadnji{ki Ozebnik, Poljubinj (Srpe-nica) – Trenta – Vr{i~, Poljubinj (Srpenica) – Trenta – Zadnja Mojstrovka, Poljubinj (Sr-penica) – Zadnja Trenta – Prisojnik in Polju-binj (Srpenica) – Zadnja Trenta – Zadnji Pelc in jih »razlili« {e na obmo~ja, ki bi jih ti kraki ob znani debelini ledu {e zajeli. Vzvodno profili segajo do jadransko – ~rno-morske razvodnice oziroma do tam, kjer naklon podlage prese`e 60°, kar je po podatkih z danes poledenelih obmo~ij najve~ji naklon podlage, ki jo {e lahko pokriva ledeni{ki led (Meierding, 1982, 299). Kot primer predstavljamo izra~une za krak so{kega ledenika, ki za~enja v Zgornji Trenti. Zaradi sorazmerno velike povr{ine redi{~a na tem obmo~ju, smo proksimalni del ledenika razdelil na tri smeri: proti Zadnjemu Pelcu, Vr{i~u in Zadnji Mojstrovki. Na tem mestu predstavljamo zadnjega. Vsi ostali iz-ra~uni so zbrani v: Bavec (2001). Izra~unane profile smo prenesli na topografsko osnovo in tako dobili vpogled v topografske razse`nosti vsakega od modeliranih ledenikov (sl. 5). Ta rekonstrukcija je slu`ila tudi kot osnova za izra~unavanje povr{in modeliranih ledenikov. Primerjava RML rekonstruiranih ledenikov z ocenjeno najni`jo pleistocensko RML Pri dolo~anju najdalj{ih mo`nih modeli-ranih ledenikov smo se oprli na dve metodi in sicer RVR in RVG^. RVR in RV^G dolo-~ita vi{ino RML na vsakem od modeliranih ledenikov. Primerjava modeliranih RML z dejansko ugotovljeno da odgovor, kak{en ledenik (oziroma kak{na dol`ina ledenika) je v izbranem ~asu in prostoru lahko obstojal. RVR je v literaturi ocenjena kot ~asovno sicer zahtevna a najbolj uporabna in natan~na metoda (Meierding, 1982, 306), relativno dobre rezultate pa daje tudi RVG^. Razmerje vi{in med glavo in ~elom ledenika (RV^G) Razmerje ozna~uje dele` vi{ine ledenika, ki le`i pod RML: 20-255-268.p65 18. 09. 02, 23:08 260 Black 20-255-268.p65 Cyan 18. 09. 02, 23:08 261 20-255-268.p65 Magenta 18. 09. 02, 23:08 261 20-255-268.p65 18. 09. 02, 23:08 261 Yellow Srpenica - Trenta - Zadnja Mojstrovka (50kPa) Matemati~ni model kot pomo~ pri oceni obsega mlaj{epleistocenskega dolinskega ledenika … 261 0 5000 10000 16000 20000 25000 3O000 3G000 dolžinaflength [m] ---------------topografijaftopography S.......S-5 S-10 S-15 S-20 S-25 S-30 Srpenica - Trenta - Zadnja Mojstrovka (100kPa) ? 5000 10000 15000 20000 25000 30000 35000 dolžinaflength [m] --------------topografijaflDpography S.......S-5 S-10 S-15 S-20 S-25 S-30 Sl. 4. Vzdol`ni profili ledenikov s ~elom v Srpenici (S) in nadalje s ~eli vsakih 5 km vzvodno od Srpenice (S-5, S-10,...) ter glavo nad Zadnjo Trento pod Zadnjo Mojstrovko (za stri`ne napetosti 50, 100 in 150 kPa na bazi ledenika). Fig. 4. Longitudinal cross sections of glaciers ending wth a toe in Srpenica (S), 5 km upstream from Srpenica (S-5), 10 km upstream from Srpenica (S-10) etc. (For the basal shear stress of 50, 100 and 150 kPa respectively). 20-255-268.p65 261 18. 09. 02, 23:08 Black 20-255-268.p65 Cyan 18. 09. 02, 23:09 262 20-255-268.p65 Magenta 18. 09. 02, 23:09 262 20-255-268.p65 18. 09. 02, 23:10 262 Yellow 262 Miloš Bavec & Slawek M. Tulaczyk Sl. 5. Razse`nost modeliranih ledenikov vzvodno od Srpenice. Fig. 5. Modeled glaciers upstream from Srpenica. RVČG nadmorska vi{ina RML – nadmorska vi{ina ~ela ——————————————————————————————— nadmorska vi{ina glave – nadmorska vi{ina ~ela Najobičajnejše razmerje, ugotovljeno na dolinskih ledenikih, je 0.50 (Porter, 1964, 477; Meierding, 1982, 298). Ob znanem RVČG (RVČG = 0.5) lahko izračunamo nadmorsko višino RML modeliranega ledenika: n.v. RML = 0.5 ¦ (n.v. glave - n.v. čela) + + n.v. čela Kjer je glavo ledenika nemogoče določiti, si pomagamo z analogijo z današnjimi ledeniki. Led v njih namreč ne pokriva pobočij strmejših od 60° (Meierding, 1982, 299). Izjema so primeri, ko modelirana debelina ledu presega višino vrhov, ki obdajajo krnico (headwall). V takih primerih smo za višino glave izbrali višino teh vrhov. RVČG smo izračunali za vse dolžine modeliranih ledenikov za strižne napetosti 50, 100 in 150 kPa na stiku ledenik - podlaga (si. 6). Glede na RVG^ so lahko obstojali le ledeniki, ki imajo modelirano vrednost RML vi{jo od regionalne RML (1400 m). Spreminjanje stri`ne napetosti od 50 do 150 kPa bistveno spremeni debelino ledu (sl. 3, sl. 4), vendar pa se pri nadaljnjem izvajanju modela izka`e, da je ob uporabi RVG^ vpliv na postavitev RML minimalen (sl. 6). Relativna velikost redi{~a ledenika – RVR RVR posredno locira RML glede na razmerje povr{ine redi{~a proti povr{ini celotnega ledenika: RVR = povr{ina redi{~e ledenika ————————————————— povr{ina ledenika Empiri~no ugotovljene vrednosti RVR {i-rom sveta se gibljejo v zelo ozkem pasu. Tako B r a i t h w a i t e in M ü l l e r (1980), P e l f i n i 20-255-268.p65 18. 09. 02, 23:10 262 Black Matemati~ni model kot pomo~ pri oceni obsega mlaj{epleistocenskega dolinskega ledenika … 263 Srpenica - Koritnica - Kotovo sedlo S , *" s .•? 5 *'/ 1 '"' Ö 1300 a 125° j» 1200 I 1150 , -i-<^-— """ S-5 S-10 S-15 S-20 S-25 oznaka ledenlka/glacler denomination Srpenica - Koritnica - Mali Koritniški Mangart ---------------------RML/ELA (50 kPa) .....RML/ELA (150 kPa) RML/ELA (100 kPa) Srpenica - Zadnjica - Bovški Gamsovec ---------------------RML/ELA (50 kPa) .....RML/ELA (150 kPa) RML/ELA (100 kPa) Srpenica - Trenta - Zadnja Mojstrovka ---------------------RML/ELA (50 kPa) .....RML/ELA (150 kPa) RML/ELA(100kPa) Srpenica - Bavšica - Mali Ozebnik S-10 S-15 oznaka ledenlka/glacler denomination ---------------------RML/ELA (50 kPa) .....RML/ELA(150kPa) RML/ELA (100 kPa) Srpenica - Koritnica - Možnlca ---------------------RML/ELA (50 kPa) .....RML/ELA (150 kPa) RML/ELA (100 kPa) Sl. 6. Spreminjanje vi{ine RML v odvisnosti od dol`ine modeliranega ledenika na podlagi izra~una z RV^G = 0.5. Predstavljene so samo izbrane smeri. Popolni podatki v: B a v e c (2001). Fig. 6. ELA along the selected longitudinal cross section of a modeled glacier according to THAR=0.5. Complete data available in: Bavec (2001). 20-255-268.p65 18. 09. 02, 23:10 263 Black 264 Miloš Bavec & Slawek M. Tulaczyk (1994, 197) in Gross s sodelavci (1977, 224) ocenjujejo to razmerje na alpskih ledenikih na 2:1 (RVR = 0,67), Scott (1977, 113) je uporabil razmerje 0.6 ± 0.1 za ledenike v oregonskem Skalnem gorovju, najbolj pa se je v literaturi uveljavil predlog Porterja (1975), ki je na politermalnih ledenikih iz razli~nih svetovnih gorstev ugotovil vrednost 0.66±0.05. To vrednost smo uporabili tudi pri izdelavi na{ega modela. Modelirane debeline ledenikov razli~nih dol`in smo postavili v topografsko osnovo in tako dobili njihove povr{ine (sl. 5). Izmerili smo celotne povr{ine posameznih modelira-nih ledenikov, z RVR = 0.66 ± 0.05 dolo~ili povr{ino redi{~a, ki bi bila potrebna za njihov obstoj ter jo primerjali s povr{ino, ki je bila res na voljo za razvoj redi{~a (povr{ina nad RML = 1400 m n.v.). Glede na to metodo, je lahko obstojal samo ledenik, katerega re-di{~e je bilo ve~je ali enako razpolo`ljivi povr{ini zaledja (redi{~a) nad ocenjeno regionalno RML = 1400 m n.v. Vzvodno od S-10 se modelirani ledenik razdeli na dva kraka; so{kega in koritni{kega, zato je potrebno izra~unati povr{ine za oba kraka (sl. 7, sl. 8). Nizvodno od S-10 sta kraka zdru`ena v en ledeni{ki jezik. Tako kot pri postavljanju RML z RVG^, se tudi pri uporabi RVR iz- Redliča lednlkov vzdolž doline Soče/ Accumulation areas along Sofia river Redišča ledenikov vzdolž doline Koritnice/ Accumulation areas along Koritnlca river 8-5 8-10 8-15 8-20 S-25 S-30 oznaka ledanlka/glaclar denomination Sl. 7. Povr{ine redi{~ modeliranih ledenikov za RVR = 0.66±0.05 in primerjava z razpolo`ljivimi povr{inami redi{~a vzdol` doline reke So~e. Fig. 7. Acumulation areas of modeled glaciers along So~a according to AAR = 0.66±0.005 (RVR is AAR) compared to available accumulation area. ¦ površina nad 1400 m n.vJarea above 1400 m SRVR/AAR0.61 RVR/AAR0.66 SRVR/AAR0.71 Sl. 8. Povr{ine redi{~ modeliranih ledenikov za RVR = 0.66±0.05 in primerjava z razpolo`ljivimi povr{inami redi{~ vzdol` doline reke Koritnice (do S-10 vzdol` So~e). Fig. 8. Acumulation areas of modeled glaciers along Koritnica (and So~a downstream from S-10) according to AAR = 0.66±0.005 (RVR is AAR) compared to available accumulation ka`e, da je vpliv spreminjanja stri`ne napetosti na polo`aj RML minimalen. Zato predstavljam samo izra~une za stri`no napetost 100 kPa. Dolo~anje poledenelih in nepoledenelih obmo~ij je, kljub temu, da temelji na izdelanem modelu debelin, do dolo~ene mere subjektivno in kot tako podvr`eno potencialnim napakam. Zato smo rezultate dodatno preverili tako, da smo predvideli, da je bilo celotno Zgornje Poso~je vzvodno od @age pokrito z ledom in kot mogo~e redi{~e ledenikov upo{teval vso povr{ino zaledja nad 1400 m n.v. vzvodno od treh izbranih ~el; P, S in S–10 (tabela 1). Ker se nizvodno od @age povr{ina zaledja nad 1400 m hitro zmanj{uje, smo se za to obmo~je vseeno oprli na povr{ine modeli-ranih lednikov. V nasprotnem primeru bi bili rezultati namre~ {e bistveno bolj v prid kraj{im ledenikom. Predstavljamo izra~une za RVR = 0.61, to je za vrednost znotraj RVR = 0.66 ± 0.05, ki je najbolj v prid dolgim ledenikom. Ti izra~uni poka`ejo, da niti celotna povr{ina zaledja nad sne`no mejo (vi-{ina RML = 1400 m) ni zadostna za napajanje ledenika, ki bi segel do Bovca, kaj {ele do Tolmina (tabela 1). 20-255-268.p65 18. 09. 02, 23:10 area. 264 Black S-10 celotna površina (vzvodno od Bovca) total area (upstream of Bovec) 199.5 km2 površina razpoložljivega redišča (nad 1400 m n.v. vzvodno od Bovca) available accumulation area (above 1400 m a.s.l. upstream of Bovec) 95.05 km2 potrebno redišče (za RVR = 0.61) required accumulation area (for AAR = 0.61) 121.70 km2 S celotna površina (vzvodno od Zage) total area (upstream of Žaga) 287.52 km površina razpoložljivega redišča (nad 1400 m n.v. vzvodno od Zage) available accumulation area (above 1400 m a.s.l. upstream of Žaga) 104.18 km2 potrebno redišče (za RVR = 0.61) required accumulation area (for AAR = 0.61) 175.38 km2 P celotna površina (vzvodno od Zage + površina modela ledenika "P") total area (upstream of Žaga + area of the modeled glacier "P") 394.59 km2 površina razpoložljivega redišča (nad 1400 m n.v.) available accumulation area (above 1400 m a.s.l.) 136.70 km2 potrebno redišče (za RVR = 0.61) required accumulation area (for AAR = 0.61) 260.42 km2 20-255-268.p65 265 18. 09. 02, 23:10 Cyan S-10 celotna površina (vzvodno od Bovca) total area (upstream of Bovec) 199.5 km2 površina razpoložljivega redišča (nad 1400 m n.v. vzvodno od Bovca) available accumulation area (above 1400 m a.s.l. upstream of Bovec) 95.05 km2 potrebno redišče (za RVR = 0.61) required accumulation area (for AAR = 0.61) 121.70 km2 S celotna površina (vzvodno od Zage) total area (upstream of Žaga) 287.52 km površina razpoložljivega redišča (nad 1400 m n.v. vzvodno od Zage) available accumulation area (above 1400 m a.s.l. upstream of Žaga) 104.18 km2 potrebno redišče (za RVR = 0.61) required accumulation area (for AAR = 0.61) 175.38 km2 P celotna površina (vzvodno od Zage + površina modela ledenika "P") total area (upstream of Žaga + area of the modeled glacier "P") 394.59 km2 površina razpoložljivega redišča (nad 1400 m n.v.) available accumulation area (above 1400 m a.s.l.) 136.70 km2 potrebno redišče (za RVR = 0.61) required accumulation area (for AAR = 0.61) 260.42 km2 20-255-268.p65 265 18. 09. 02, 23:10 Magenta S-10 celotna površina (vzvodno od Bovca) total area (upstream of Bovec) 199.5 km2 površina razpoložljivega redišča (nad 1400 m n.v. vzvodno od Bovca) available accumulation area (above 1400 m a.s.l. upstream of Bovec) 95.05 km2 potrebno redišče (za RVR = 0.61) required accumulation area (for AAR = 0.61) 121.70 km2 S celotna površina (vzvodno od Zage) total area (upstream of Žaga) 287.52 km površina razpoložljivega redišča (nad 1400 m n.v. vzvodno od Zage) available accumulation area (above 1400 m a.s.l. upstream of Žaga) 104.18 km2 potrebno redišče (za RVR = 0.61) required accumulation area (for AAR = 0.61) 175.38 km2 P celotna površina (vzvodno od Zage + površina modela ledenika "P") total area (upstream of Žaga + area of the modeled glacier "P") 394.59 km2 površina razpoložljivega redišča (nad 1400 m n.v.) available accumulation area (above 1400 m a.s.l.) 136.70 km2 potrebno redišče (za RVR = 0.61) required accumulation area (for AAR = 0.61) 260.42 km2 20-255-268.p65 265 18. 09. 02, 23:10 Yellow Matemati~ni model kot pomo~ pri oceni obsega mlaj{epleistocenskega dolinskega ledenika … 265 S-10 celotna površina (vzvodno od Bovca) total area (upstream of Bovec) 199.5 km2 površina razpoložljivega redišča (nad 1400 m n.v. vzvodno od Bovca) available accumulation area (above 1400 m a.s.l. upstream of Bovec) 95.05 km2 potrebno redišče (za RVR = 0.61) required accumulation area (for AAR = 0.61) 121.70 km2 S celotna površina (vzvodno od Zage) total area (upstream of Žaga) 287.52 km površina razpoložljivega redišča (nad 1400 m n.v. vzvodno od Zage) available accumulation area (above 1400 m a.s.l. upstream of Žaga) 104.18 km2 potrebno redišče (za RVR = 0.61) required accumulation area (for AAR = 0.61) 175.38 km2 P celotna površina (vzvodno od Zage + površina modela ledenika "P") total area (upstream of Žaga + area of the modeled glacier "P") 394.59 km2 površina razpoložljivega redišča (nad 1400 m n.v.) available accumulation area (above 1400 m a.s.l.) 136.70 km2 potrebno redišče (za RVR = 0.61) required accumulation area (for AAR = 0.61) 260.42 km2 Tabela 1. Izra~un RVR za ledenik, ki se hrani iz celotne povr{ine nad sne`no mejo. Table 1. AAR for glaciers with acumulation areas equal to the total area above 1400 m a.s.l. Sinteza in ocena rezultatov modela Uporabljeni metodi za dolo~itev obsega lednika na podlagi znane RML sta si med seboj razli~ni. Metoda RVG^ obravnava vsak krak ledenika kot individualno telo, medtem ko RVR upo{teva stekanje krakov ledenika in zdru`evanje v enoten dolinski ledenik. Kljub razlikam, nekaj jih je potrebno pripisati tudi nenatan~nosti in uporabi nekaterih pribli`kov, pa obe metodi poka`eta, da produktivno zaledje oziroma sistem ledeni-{kih redi{~ v Zgornjem Poso~ju ni zadosti veliko, da bi napajalo ledenik, ki bi segal do Bovca, kaj {ele do Tolmina. Seveda lahko tak{no sklepanje velja samo za morfologijo oziroma topografijo, ki je v grobem podobna dana{nji in je, glede na lastnosti in starost sedimentov (Bavec, 2001), prevedljiva kve~jemu v ~as zadnjih dveh poledenitev. Vpra{ljiva je `e uporaba rezultatov modela za starej{i del predzadnje poledenitve, nikakor pa tega modela ne moremo uporabiti za rekonstrukcijo okolij v srednjem in starej{em kvartarju. Alpska topografija je v ~asu za kaj takega preve~ spremenljiva. To {e po- sebej velja za tektonsko aktivna ozemlja, tak-{na torej, kot je Zgornje Poso~je. Rezulati modela popolnoma neodvisno od geolo{kih raziskav poka`ejo nekatere zanimive namige o mo`nem obsegu lednika(ov) na topografiji, podobni dana{nji (tabela 2). 1) Ledenik vzdol` Trente je imel svoje ~elo nekje med Vrsnikom in vasjo Na Logu (nad 500 m n.v.). 2) Ledenik vzdol` Lepene je imel ~elo znotraj doline in sicer nekje nad 500 m n.v. 3) Ledenik vzdol` Bav{ice je imel ~elo znotraj doline, najverjetneje nekje na obmo~ju Zgornje Bav{ice (nad 500 m n.v.). 4) Ledenik vzdol` Koritnice ni segal dlje kot do Loga pod Mangartom (600 m n.v.). RVR sicer postavlja ~elo {e mnogo vi{je – na skoraj 1000 m n.v., vendar je ob tem potrebno pripomniti, da je bilo povr{ino redi-{~a v primeru Koritnice zelo te`ko dolo~iti in je tak{en rezultat lahko tudi posledica napake. 5) Ledenik v Mo`nici je bil majhen in kratek. Navedeni zaklju~ki imajo podlago izklju~-no v opisanem modelu. Res je, da se rezultati 20-255-268.p65 18. 09. 02, 23:10 265 Black oznaka ledenika/ glacier denomination dolina/ valley dol`ina ledenika (km)/ glacier length (km) Ali je ledenik obstojal? Has the glacier existed? za RVR = 0.66±0.05 for AAR=0.66±0.05 za RVGC = 0.5 for THAR=0.5 P SOCA 44 - 58.7 NE/NO NE/NO S SOCA 22.5 - 37.2 NE/NO NE/NO S-5 SOCA 17.5 - 32.2 NE/NO NE/NO S-10 SOCA 12.5 - 27.2 NE/NO NE/NO S-15 BAVŠICA 8.6 NE/NO NE/NO S-15 7.5 - 12.3 NE/NO NE/NO S-15 TRENTA 8.8 -22.2 NE/NO NE/NO S-20 BAVŠICA 3.6 DA/YES DA/YES S-20 KORITNICA 7.7 NE/NO NE/NO S-20 3.8 DA/YES NE/NO S-20 TRENTA 9.6 - 17.2 NE/NO DA-NE/YES-NO S-25 KORITNICA 2.7 NE/NO DA/YES S-25 TRENTA 4.6 - 12.2 DA/YES DA/YES S-30 ZADNJICA 4 DA/YES DA/YES S-30 TRENTA 3.2 - 7.2 DA/YES DA/YES S-35 TRENTA 2.2 DA/YES DA/YES 20-255-268.p65 Cyan 18. 09. 02, 23:10 266 oznaka ledenika/ glacier denomination dolina/ valley dol`ina ledenika (km)/ glacier length (km) Ali je ledenik obstojal? Has the glacier existed? za RVR = 0.66±0.05 for AAR=0.66±0.05 za RVGC = 0.5 for THAR=0.5 P SOCA 44 - 58.7 NE/NO NE/NO S SOCA 22.5 - 37.2 NE/NO NE/NO S-5 SOCA 17.5 - 32.2 NE/NO NE/NO S-10 SOCA 12.5 - 27.2 NE/NO NE/NO S-15 BAVŠICA 8.6 NE/NO NE/NO S-15 7.5 - 12.3 NE/NO NE/NO S-15 TRENTA 8.8 -22.2 NE/NO NE/NO S-20 BAVŠICA 3.6 DA/YES DA/YES S-20 KORITNICA 7.7 NE/NO NE/NO S-20 3.8 DA/YES NE/NO S-20 TRENTA 9.6 - 17.2 NE/NO DA-NE/YES-NO S-25 KORITNICA 2.7 NE/NO DA/YES S-25 TRENTA 4.6 - 12.2 DA/YES DA/YES S-30 ZADNJICA 4 DA/YES DA/YES S-30 TRENTA 3.2 - 7.2 DA/YES DA/YES S-35 TRENTA 2.2 DA/YES DA/YES 20-255-268.p65 Magenta 18. 09. 02, 23:10 266 oznaka ledenika/ glacier denomination dolina/ valley dol`ina ledenika (km)/ glacier length (km) Ali je ledenik obstojal? Has the glacier existed? za RVR = 0.66±0.05 for AAR=0.66±0.05 za RVGC = 0.5 for THAR=0.5 P SOCA 44 - 58.7 NE/NO NE/NO S SOCA 22.5 - 37.2 NE/NO NE/NO S-5 SOCA 17.5 - 32.2 NE/NO NE/NO S-10 SOCA 12.5 - 27.2 NE/NO NE/NO S-15 BAVŠICA 8.6 NE/NO NE/NO S-15 KORITNICA 7.5 - 12.3 NE/NO NE/NO S-15 TRENTA 8.8 -22.2 NE/NO NE/NO S-20 BAVŠICA 3.6 DA/YES DA/YES S-20 KORITNICA 7.7 NE/NO NE/NO S-20 LEPENA 3.8 DA/YES NE/NO S-20 TRENTA 9.6 - 17.2 NE/NO DA-NE/YES-NO S-25 KORITNICA 2.7 NE/NO DA/YES S-25 TRENTA 4.6 - 12.2 DA/YES DA/YES S-30 ZADNJICA 4 DA/YES DA/YES S-30 TRENTA 3.2 - 7.2 DA/YES DA/YES S-35 TRENTA 2.2 DA/YES DA/YES 20-255-268.p65 18. 09. 02, 23:10 266 Yellow 266 Milo{ Bavec & Slawek M. Tulaczyk oznaka ledenika/ glacier denomination dolina/ valley dol`ina ledenika (km)/ glacier length (km) Ali je ledenik obstojal? Has the glacier existed? za RVR = 0.66±0.05 for AAR=0.66±0.05 za RVGC = 0.5 for THAR=0.5 P SO^A 44 - 58.7 NE/NO NE/NO S SO^A 22.5 - 37.2 NE/NO NE/NO S-5 SO^A 17.5 - 32.2 NE/NO NE/NO S-10 SO^A 12.5 - 27.2 NE/NO NE/NO S-15 BAVŠICA 8.6 NE/NO NE/NO S-15 KORITNICA 7.5 - 12.3 NE/NO NE/NO S-15 TRENTA 8.8 -22.2 NE/NO NE/NO S-20 BAVŠICA 3.6 DA/YES DA/YES S-20 KORITNICA 7.7 NE/NO NE/NO S-20 LEPENA 3.8 DA/YES NE/NO S-20 TRENTA 9.6 - 17.2 NE/NO DA-NE/YES-NO S-25 KORITNICA 2.7 NE/NO DA/YES S-25 TRENTA 4.6 - 12.2 DA/YES DA/YES S-30 ZADNJICA 4 DA/YES DA/YES S-30 TRENTA 3.2 - 7.2 DA/YES DA/YES S-35 TRENTA 2.2 DA/YES DA/YES Tabela 2. Primerjava rezultatov dveh metod (RVR in RVG^) dolo~anja mogo~ega obsega ledenika. Table 2. Comparison of results for establishing the possible glacier extent according to AAR and THAR. dobro ujemajo tudi z doslej ugotovljenimi lastnostmi sedimentov in akumulacijskih geomorfnih tvorb (Bavec, 2001), vendar pa delo na tem podro~ju {e ni zaklju~eno in bi bilo postavljanje dokon~nih paleookoljskih rekonstrukcij zaenkrat {e prenagljeno. Zato predstavljamo model le kot predlog mo`nega re{evanja problema obsega poledenitev na dolo~enem obmo~ju; v tem primeru v Zgornjem Poso~ju. Summary Interpretation of the extent of Late Quaternary glaciation in the Upper So~a River Region from sediment properties is complicated by the fact that most of the analyzed diamicts contain some material that may have been glacially shaped (e.g., striated clasts), but that there is no other clear positive evidence for presence of Late Quaternary glaciers (such as moraines) in the Bovec Basin or downstream from it (Bavec, 2001). We therefore used simple glaciological modeling to provide additional constraints on the possible maximum extent of valley glaciers that may have formed in the Upper So~a River Region during the Late Quaternary. Glacier thickness was calculated along the axes of major valleys in the study area by assuming a spatially-uniform basal shear stress falling within the range of 100 kPa ± 50 kPa (Nye, 1952a,b; Robin & Weert-man, 1973; Paterson, 1981). Using this assumption (see fig. 2 for notations), ice thickness h(x) at a certain point along the glacier centerline (x) away from a glacier terminus (where z = 0) can be calculated by integrating the basic equation for basal shear stress, (tb): J =p-g-h-sina where r is density of glacier ice (ca. 900 kg/m3), g is gravitational acceleration (9.8 m/s2), to obtain: h z2 2 T p- g where z(x) is the bed elevation above the datum at the terminus. Calculating the glacier thickness we use the present-day longitudinal profile of river valleys as an approximation of the glacier bed elevation profile. Equation with assumed z(x) and tb permits us to model an approximate ice surface geometry (z(x) + h(x)) for any arbitrarily se- 20-255-268.p65 18. 09. 02, 23:10 x —z 266 Black Matemati~ni model kot pomo~ pri oceni obsega mlaj{epleistocenskega dolinskega ledenika … 267 lected position of glacier terminus along the valleys of the So~a and Koritnica rivers. The maximum hypothetical glacier terminus was set ca. 30 km beyond the western boundary of the Bovec Basin at an elevation of 200 m a.s.l. (P, Fig. 5). The next, shorter glacier was set to terminate at Srpenica (S, Fig. 5). A consecutive sequence of hypothetical glacier termini was then generated by going upstream from that point in steps of 5 km (marked S-5, S-10, S-15, etc., Fig 5) all the way to the most remote cirques in the hinterland. Having constructed the hypothetical glacier surface profiles, we can then estimate the position of the ELA that would be needed to provide sufficient accumulation area for the modeled glaciers. ELAs for all of the glaciers were calculated using two common criteria. The toe-to-head altitude ratio (THAR) places the ELA at a certain elevation according to an empirically determined ratio of the elevations at the toe and the head of a glacier (Fig. 6). The Accumulation-Area Ratio (AAR) places the ELA at a position that fits empirical ratios between accumulation and ablation areas of modern and past glaciers (Fig. 7, 8). We used most commonly established value of THAR for valley glaciers that equals 0.5 (Porter, 1964, 477; Meireding, 1982, 298). We adopted widely used value of AAR=0.66±0.05 (Porter, 1975; Braithwaite & Müller, 1980; Pelfini, 1994, 197; Gross et al., 1977, 224) in our calculations. Once the ELAs for the hypothetical glaciers have been estimated, we can test the feasibility of the considered glacier termini positions by comparing the hypothetical ELAs to the likely lowest regional ELA reached during the last glaciation. Due to either poorly preserved or missing geomorphological features (e.g., end moraines, lateral moraines, cirques), it is impossible to make a direct estimate of glacial ELA in the study area. The modern snowline in the Julian Alps is estimated to be at around 2800 m. a.s.l. (Messerli, 1967, 1978). Assuming that the ELA and snowline altitude are approximately equal we can take the commonly-observed ice-age snowline lowering of ca. 900-1000 m (Broecker & Denton, 1990), to infer that the full glacial snowline in our study area should have been at 1800-1900 m a.s.l. Lowering of glacial ELAs to 900-1000 20-255-268.p65 267 Black m is typically associated with a cooling of 5 – 6°C (Broecker & Denton, 1990). Independent geologic evidences inverted from the borehole data indicate that during the Last Glacial Maximum mean annual temperature in Slovenia was cooler by ~7°C (Raj ver et al. , 1998; Šafanda & Raj -ver, 2001), which would mean that the drop of the snowline in Slovenia could not have been larger than 1400 m. Several authors have proposed previously that full glacial snowlines were much lower than 1800 – 1900 m a.s.l. in southeastern Europe. For instance, Messerli’s (1967) map of snowline elevations in the Mediterranean region shows the ice-age snowline in the Julian Alps depressed to between 1500 and 1600 m a.s.l. Based on these published estimates and the elevation of poorly preserved cirque floors, we selected a value of 1400 m a.s.l. as the lowest reasonable ELA during the Late Quaternary. By comparing the THAR-, and AAR-bas-ed calculations of ELA for the modeled glaciers to the selected minimum last glacial ELA, we estimate the likely maximum extent of glaciers in the Upper So~a Region. A feasible glacier should have its calculated ELA higher than our estimate of the lowermost Late Quaternary ELA (1400 m a.s.l.) (Figs. 6, 7, 8). The modeling suggests that only relatively small glacier(s) could have existed in the upper valley stretches and the highlands surrounding them (Fig. 5, Table 2). Even extending the accumulation area to the whole area above ELA in the Upper So~a River Region does not allow valley glaciers to reach the Bovec Basin (Table 1). It seems likely that the bottom of the Bovec Basin was not covered by glaciers as well as the valleys downstream from the basin were ice-free during the late Quaternary. References Bavec , M., 2000: Analiza usmerjenosti klastov kot pomo~ pri dolo~anju in primerjavi geneze dia-miktov in diamiktitov v Bov{ki kotlini, Logu pod Mangartom in na Sto`ah. – Rudarsko-metalur{ki zbornik, 47, 235-243, Ljubljana. B a v e c , M. 2001: Kvartarni sedimenti Zgornjega Poso~ja. – 131 str., Ljubljana. Doktorska disertacija. Oddelek za Geologijo, NTF, Ljubljana. Bo wen , D.Q. 1978: Quaternary Geology. – Pergamon Press, 222 pp., Oxford. B r a i t h w a i t e , R . J . & M ü l l e r , F . 1980: On parameterization of glacier equilibrium line altitude. – IAHS-AISH, 126, 263–271. 18. 09. 02, 23:10 268 Milo{ Bavec & Slawek M. Tulaczyk Broecker, W.S. & Denton, G.H. 1990: The role of ocean atmosphere reorganizations in glacial Cycles. – Quat. Sci. Rev., 9, 305-341, Oxford. B r ü c k n e r , E . 1891: Eiszeit-Studien in den südöstlichen Alpen. – Jahresbericht der Geogr. Ges. Bern, 10, 156–164, Bern. B u s e r , S . 1965: Geolo{ke razmere v Trnovskem gozdu. – Geografski vestnik, 37, 123-135, Ljubljana. F l i n t , R . F . 1971: Glacial and Quaternary Geology. – John Wiley and Sons., 892 pp., New York. Gross, G., Kerschner, H. & Patzelt, G . 1977: Metodische untersuchungen über die Schneegrenze in Alpinen Gletschergebieten. – Zeit-schr. Gletsch. Glazialgeol., 12, 223–251, Innsbruck. Ku{~er, D., Grad, K., Nosan, A. & O g o r e l e c , B . 1974: Geolo{ke raziskave so{ke doline med Bovcem in Kobaridom. – Geologija, 17, 425-476, Ljubljana. M e i e r d i n g , C . H . 1982: late Pleistocene equilibrium line Altitudes in the Colorado Front Range: a comparison of methods. – Quat. Res., 18, 289–310, Seattle. M e l i k , A . 1954: Slovenski alpski svet. – Slovenska matica, 606 str., Ljubljana. Melik, A. 1959: Nova dognanja na Trnovskem gozdu. – Geografski zbornik, 5, 5–26, Ljubljana. M e s s e r l i , B . (1967) Die eiszeitliche und die gegenwärtige Vergletscherung im Mittelmeerraum. – Geogr. Helv., 3, 105 – 228, Zürich. M e s s e r l i , B . 1980: Mountain glaciers in the Mediterranean area and in Africa. – IAHS-AISH, 126, 197–211. N y e , J . F . 1952a: The mechanics of glacier flow. – Jour. Glaciol., 2, 82–93, London. Nye, J. F. 1952b: A comparison between the theoretical and the measured long profile of he Unteraar Glacier. – Jour. Glaciol., 2, 103–107, London. P a t e r s o n , W . S . B . 1981: The Physics of Glaciers. – Pergamon Press, 380 pp., Oxford. P e l f i n i , M . 1994: Equilibrium line altitude (ELA) variations recorded by Ortles-Cevedale gla- ciers (Lombardy, Italy) from little ice age to present. – Geogr. Fis. Din. Quat., 17, 197–206, Torino. Penck, A. & Brückner, E. 1909: Die Alpen in Eiszeitalter 3. – Chr. H. Tauchnitz, pp. 717-1199, Leipzig. P o r t e r , S . C . 1964: Composite Pleistocene snow line of Olympic Mountains and Cascade Range, Washington. – Geol. Soc. Am. Bul., 75, 477–482, Denver. P o r t e r , S . C . 1975: Equilibrium-line altitudes of late Quaternary glaciers in the Southern Alps, New Zealand. – Quat. Res., 5, 27–47, Seattle. P o r t e r , S . C . 1977: Present and past glacia-tion threshold in the Cascade Range, Washington, USA.: Topographic and climatic controls, and pa-leoclimatic implications. – Jour. Glaciol., 18, 101– 116, London. Rajver, D., Šafanda, J. & Shen, P.Y., 1998: The climate record inverted from borehole temperatures in Slovenia. – Tectonophysics, 291, 263–276, Amsterdam. Robin, G. Q. & Weertman, J. 1973: Cyclic surging of glaciers. – Jour. Glaciol., 12, 3– 18, London. Schmid, E. 1963: Zur alpinen Schneegrenze und Waldgrenze werend des Würmglazials. – Eiszeitalter und Gegenwart, 14, 107–110, Stuttgart. S c o t t , W . E . 1977: Quaternary glaciation and volcanism, Metolius River area. – Geol. Soc. Am. Bul., 88, 113–124, Boulder. Š a f a n d a , J . & R a j v e r , D . 2001: Signature of the last ice age in the present subsurface temperatures in the Czech Republic and Slovenia. – Global and Planetary Change, 29, 241-257, Amsterdam. Van Husen, D. 1997: LGM and Late-Glacial fluctuations in the Eastern Alps. – Quat. Int., 38/39, 109–118, Amsterdam. W o l d s t e d t , P . 1962: Über die Gleiderung des Quartärs und Pleistozäns. – Eiszeitalter und Gegenwart, 13, 115–124, Öhringen/Württ. W o l d s t e d t , P . 1969: Quartär. – Ferdinand Enke Verlag, 263 S., Stuttgart. @ l e b n i k , L . 1990: Vpliv geolo{kih dogajanj v pleistocenu na povr{inske in podzemne vode. – Geologija, 33, 289-298, Ljubljana. 20-255-268.p65 18. 09. 02, 23:10 268 Black