NAPIS NAD ČLANKOM 4 | GEOGRAFSKI OBZORNIK • 2/2018 POLEDENITEV DINARSKEGA GORSTVA IZVLEČEK Najvišji predeli slovenskega dela Dinarskega gorstva so bili v pleistocenu poledeneli. Sledovi obsežne ledeniške erozije in akumulacije so se ohranili na Snežniku, medtem ko so bili na Trnovskem gozdu z ledom prekriti le najvišji predeli s severno ekspozicijo in večje kraške kotanje. Ugotovili smo, da je bila ravnovesna meja ledenikov na obeh planotah na nadmorski višini med 1220 in 1360 m, kar pojasnjuje odsotnost poledenitve v ostalih, nižjih delih Dinarskega gorstva. Ključne besede: geomorfologija, poledenitev, ravnovesna meja ledenikov, kras, Dinarsko gorstvo. ABSTRACT Glaciation of the Dinaric Mountains in Slovenia The highest sections of the Slovenian part of Dinaric Mountains were glaciated during Pleistocene. Traces of extensive glacial erosion and accumulation are preserved on Snežnik Mountain, while glaciation of Trnovski Gozd Plateau occupied only the highest, north-facing areas as well as large karst depressions. We established that the equilibrium line altitude on both plateaus was within the elevation range from 1220 to 1360 m, which explains an absence of glaciation in other lower sections of the Dinaric Mountains. Key words: geomorphology, glaciation, equilibrium line altitude, karst, Dinaric Mountains. Poledenitev Dinarskega gorstva v Sloveniji GEOGRAFSKI OBZORNIK • 2/2018 | 5 POLEDENITEV DINARSKEGA GORSTVA Avtorja besedila: MANJA ŽEBRE, dr. geografije Geološki zavod Slovenije, Dimičeva ulica 14, Ljubljana E-pošta: manja.zebre@geo-zs.si UROŠ STEPIŠNIK, dr. geografije Oddelek za geografijo, Aškerčeva 2, Ljubljana E-pošta: uros.stepisnik@ff.uni-lj.si Avtorji fotografij: MANJA ŽEBRE, UROŠ STEPIŠNIK, RENATO R. COLUCCI COBISS 1.03 kratek znanstveni prispevek K vartar je geokronološka enota oziroma perioda, ki se je pričel pred 2,58 milijona let (Cohen in Gibbard 2012). Zanj so značilni pred- vsem velika podnebna kolebanja, z njimi povezane poledenitve in ra- zvoj človeka (Bavec in Pohar 2009). Kvartar delimo na epohi pleistocen in holocen. Pleistocen se je pričel pred 2,58 milijona let in zaključil pred 11.700 leti. Zaključek pleistocena se ujema s pričetkom holocena, v obdobju katerega živimo še danes, čeprav znanstvena skupnost razmišlja o vpeljavi nove epohe, imenovane antropocen (Waters s sodelavci 2014), ki naj bi označevala obdobje v zgodovini našega planeta, v katerem imamo ljudje odločilen vpliv na stanje, dinamiko in prihodnost Zemljinega sistema. Pričetek antropocena, ki za zdaj še ni uradno opredeljena geološka enota, naj bi postavili na začetek industrijske revolucije v Evropi, to je okrog leta 1800. Izotopske raziskave sedimentov z oceanskega dna za zadnjih 2,6 milijona let nakazujejo 52 ledenih in vmesnih medledenih dob (Cohen in Gibbard 2012). Med najbolje preučenimi sta zadnja ledena doba (Last Glacial Cycle) ter višek zadnje poledenitve (Last Glacial Maximum – LGM). Zadnja ledena doba je definirana z obdobjem med približno 130.000 in 11.700 let pred sedanjostjo (Martinson s sodelavci 1987; Lowe s sodelavci 2008). Višek zadnje polede- nitve se nanaša na globalno največjo prostornino ledu (Hughes in Gibbard 2015) oziroma globalno najnižjo gladino morja (Lambeck s sodelavci 2014) v zadnji ledeni dobi. Ta tako imenovani globalni višek zadnje poledenitve sega v čas pred približno 21.000 leti (Mix, Bard in Schneider 2001; Waelbroeck s sodelavci 2009). T oda vse ledene gmote niso dosegle največjega obsega oziroma prostornine v času globalnega viška, kar je bilo na primeru Alpskih ledenikov nedavno pojasnjeno s spremenljivim režimom zračne cirkulacije (Monegato s sodelavci 2015). Časovno neenak največji obseg ledenikov med zadnjo lede- no dobo pomeni, da ima termin višek zadnje poledenitve prostorsko omejen kronostratigrafski pomen. Prav zato je bolj smiselno govoriti o lokalnem višku zadnje poledenitve, kadar ta ne sovpada z globalnim viškom (Hughes in Gib- bard 2015). Starejše kvartarne ledene dobe so predvsem zaradi neohranjenosti geomorfoloških in sedimentoloških dokazov ter premajhnega časovnega dosega nekaterih datacijskih metod slabše proučene. Velik del Alp in alpskega predgorja je bil v pleistocenskih ledenih dobah pre- krit z ledeniki (slika 1a). Območje Slovenije je bilo na jugovzhodnem robu tega obsežnega alpskega ledenega pokrova (slika 1b). Večje ledene gmote na ozemlju sedanje Slovenije so se nakopičile na območju Julijskih Alp, Karavank in Kamniško-Savinjskih Alp. Led iz Karavank in dela Julijskih Alp se je zbiral v Dolinskem in Bohinjskem ledeniku, ki sta vzdolž sedanjih Save Dolinke in Save Bohinjke segala do širše okolice Radovljice (Melik 1930; Kuščer 1955; Šifrer 1969; Šifrer 1992). Ledene gmote iz Julijskih Alp so se deloma zbirale tudi v Soškem ledeniku, ki je v času največjega obsega segal do Mosta na Soči (Brückner 1891; Tellini 1898; Penck in Brückner 1909; Winkler-Hermaden 6 | GEOGRAFSKI OBZORNIK • 2/2018 POLEDENITEV DINARSKEGA GORSTVA najvišje predele visokih kraških planot. Na območju Slovenije sta bili polede- neli le najvišji kraški planoti v Dinar- skem gorstvu Snežnik (Veliki Snežnik, 1796 m) in Trnovski gozd (Mali Go- lak, 1495 m). Prvi, ki je pisal o sledo- vih poledenitve na območju Snežnika, je bil Krebs (1924), pozneje pa so to območje preučevali Cumin (1927), Melik (1935), Pleničar (1956), Šifrer (1959), Marjanac, Marjanac in Mogut (2001), Žebre in Stepišnik (2015b) ter Žebre s sodelavci (2016; 2017a). Prvo delo, ki ugotavlja obstoj pleistocenske poledenitve na Trnovskem gozdu, je objavil Melik (1959). Pozneje so se z rekonstrukcijo obsega poledenitve na Trnovskem gozdu ukvarjali tudi Buser (1965), (Habič 1968), Kodelja, Žebre in Stepišnik (2013) ter Žebre, Stepi- šnik in Kodelja (2013). Rezultati naj- novejših raziskav kažejo, da je območje Snežnika prekrival ledeniški pokrov s površino vsaj 40 km 2 , iz katerega so se proti nižjim delom spuščali številni odtočni ledeniki. Najdaljši med njimi je segal do kraškega polja Gomance na nadmorski višini 900 m (Žebre in Stepišnik 2015b; Žebre s sodelavci 2016). Ledeniki na Trnovskem gozdu so imeli v primerjavi z ledeniki na Sne- žniku nekoliko manjše akumulacijsko zaledje; posledično je bila manjša tudi skupna površina poledenitve, ki je bila okrog 6 km 2 . Z majhnim ledeniškim pokrovom so bila prekrita le severna pobočja T rnovskega gozda, od koder je proti severu in severovzhodu odtekalo pet odtočnih ledenikov (Žebre 2015). Natančna časovna opredelitev obstoja ledenikov v zadnji ledeni dobi je tako na Snežniku kot Trnovskem gozdu za- radi pomanjkanja kronoloških podat- kov zaenkrat nemogoča. (Stojilković, Stepišnik in Žebre 2013; Stojilković 2016). Jezerski ledenik je po dolini navzdol segal vse do zaselka Kokre Fužine (Meze 1966), ledenik v dolini Kamniške Bistrice pa se je za- ključil na sotočju Korošice in Kamni- ške Bistrice (Šifrer 1961). Za razliko od obsežnega, v večji meri sklenjenega ledeniškega pokrova v Alpah, pa je bilo Dinarsko gorstvo v pleistocenskih ledenih dobah preo- blikovano z delovanjem posameznih manjših ledenikov, ki so prekrivali le 1931; Melik 1954; Šifrer 1964-1965), po nekaterih razlagah pa se je, vsaj v zadnji ledeni dobi, zaključil že v Bovški kotlini (Bavec s sodelavci 2004; Bavec in Verbič 2004; Bavec in Verbič 2011). Z območja Kamniško-Savinjskih Alp se je stekalo več dolinskih ledenikov, med katerimi so bili najdaljši Savinj- ski ledenik, ki je segal v bližino Luč (Meze 1966; Mioč 1983). Ta je bil po nekaterih interpretacijah razdeljen na tri manjše ledenike, ki so bili omejeni zgolj na stranske doline, torej Logar- sko dolino ter Matkov in Robanov kot Slika 1: Pregledna karta največjega obsega ledenikov v Alpah (a) in doslej znanega največjega obsega ledenikov na območju Slovenije v obdobju viška zadnje poledenitve (b) (Bavec in Verbič 2004; Žebre 2015; Žebre in Stepišnik 2015b). 0 20 40 10 km b a 2864 m 0 1 2 3 4 5 6 Ljubljana Maribor 0 40 80 120 20 km 14°V 15°V 16°V 46° S s 5° V 10° V 15° V 45° S Maribor Ljubljana Ledeniki 1 Kamniško-Savinjske Alpe 2 Sava Dolinka 3 Sava Bohinjka 4 Soča 5 Trnovski gozd 6 Snežnik nadmorska višina GEOGRAFSKI OBZORNIK • 2/2018 | 7 POLEDENITEV DINARSKEGA GORSTVA Namen članka je povzeti najpomemb- nejše rezultate geografskih in geoloških raziskav kvartarnih poledenitev na območju slovenskega dela Dinarskega gorstva in izpostaviti njihov pomen za razumevanje podnebnih in okoljskih sprememb. Osredotočamo se na visoki kraški planoti Trnovski gozd in Sne- žnik, ki sta bili po doslej zbranih po- datkih edini ledeniško preoblikovani dinarski planoti na območju Slovenije. Poledenitev Trnovskega gozda T rnovski gozd je visoka kraška planota v najsevernejšem delu Dinarskega kra- sa, ki se razprostira v zahodni Sloveniji, med Vipavsko dolino na jugozahodu in Idrijskim hribovjem na severovzho- du. Območje gradijo plitvomorske karbonatne kamnine Dinarske karbo- natne platforme Trnovskega pokrova mezozojske starosti, ki so narinjene na eocenske flišne kamnine Hrušiškega pokrova. V osrednjem delu Trnovske- ga gozda prevladujejo norijsko-retijski glavni dolomit, zrnat dolomit in dach- steinski apnenec. Narivna enota je raz- členjena s prelomi severozahod–jugo- vzhod ter njihovimi veznimi prelomi (Buser 1965; Buser 1973; Buser 1986; Janež, Čar in Habič 1997). Planota je sestavljena iz grebenov in vmesnih podolij ter uravnav. V njenih višjih delih in na severnih pobočjih Golakov je več velikih kraških kotanj (na primer Smrekova draga, Mojska draga, Mrzla draga), ob vznožju Go- lakov pa so širše uravnave (na primer Voglarska planota, Otliška planota). Celotno območje T rnovskega gozda je globoki raztočni kras. Globina nepre- žete cone na tem območju je več kot 500 m, v podzemlju pa se avtigene MORENA je greben, ki ga odloži ledenik v spodnjem, ablacijskem delu. Poznamo več vrst moren. Najbolj tipične so naslednje: • bočna morena je podolgovat nasip, ki nastaja ob boku ledenika, • čelna morena je navadno polkrožno oblikovan nasip ob ledeniškem čelu, • talna morena je pod ledenikom in nima oblike enotnega grebena, temveč se pojavlja v obliki nepravilnih zaplat. TIL je nesprijet in praviloma nesor- tiran sediment, ki ga premešča in odlaga ledenik. Sprijet til imenu- jemo TILIT. Ledeniške sedimente praviloma delimo na primarne in sekundarne. Primarni nastajajo v podlagi ledenika (talni til) ali ob njegovem taljenju (til taljenja). Sekundarni ledeniški sedimenti so tisti, ki so bili preoblikovani tudi z neledeniškimi procesi, kot so po- bočni, fluvialni in podobno. Eden izmed takih je tokovni til, ki je le- deniški sediment, v obliki masnega toka prestavljen na drugo mesto, pri čemer se delci usmerijo vzporedno s smerjo toka. Termin morena se praviloma uporablja za geomorfološko obliko, til oziro- ma tilit pa za sediment, ki gradi moreno. Slika 2: Primer značilne čelne morene pred ledenikom pod Montažem (foto: Renato R. Colucci). Slika 3: Primer tila na Orjenu v Črni gori, ki gradi bočno moreno (foto: Manja Žebre). 8 | GEOGRAFSKI OBZORNIK • 2/2018 POLEDENITEV DINARSKEGA GORSTVA kontah severozahodno od Smrekove drage (Kodelja 2012; Kodelja, Žebre in Stepišnik 2013; Žebre, Stepišnik in Kodelja 2013). Severna pobočja Trnovskega gozda so bila v hladnejših obdobjih pleistocena prekrita z ledeniškim pokrovom s po- vršino okrog 6 km 2 (slika 8a). Osrednji greben Golakov je bil v času poledeni- tve akumulacijsko območje ledenikov. Konte na grebenu so bile najverjetne- je do roba zapolnjene z ledom. Večina ledu iz kont je po severnih pobočjih Golakov odtekala v Črno drago, na planoto okrog Škrbine in v Smreko- vo drago, od koder je proti dolinama Belce in Trebuše odtekalo pet odtoč- nih ledenikov. Zaradi intenzivnih po- vode raztekajo proti številnim izvirom v podnožju planote. V podzemlju tako prevladujejo brezna vadozne cone (Mihevc 1995; Mihevc 1997). V okviru najnovejših raziskav obsega poledenitve Trnovskega gozda (Kode- lja 2012; Kodelja, Žebre in Stepišnik 2013; Žebre, Stepišnik in Kodelja 2013) so bili sledovi poledenitve iden- tificirani le severno od grebena Gola- kov, kar se ne sklada z raziskavami Ha- biča (1968), ki je predpostavljal, da so bili poledeneli tudi najvišji deli Čavna in Mrzovca. Vrhnji del Golakov in nje- gova severna pobočja so razčlenjena z obsežnimi ledeniškokraškimi kotanja- mi oziroma kontami, na katerih dnu in pobočjih so mestoma tili. Slednji se raztezajo na nadmorski višini od 1130 do 1310 m. Dno Črne drage je v celo- ti prekrito s tili, na njenem severnem pobočju pa je bočna morena, ki ima vrhnji del na nadmorski višini okrog 1210 m. Na severozahodnem pobočju Črne drage sta vzporedni bočni more- ni, ki se začneta na nadmorskih višinah 1190 in 1170 m, zaključita pa na nad- morski višini 1160 m. Po jugovzho- dnem pobočju Črne drage potekata nekoliko bolj izrazita grebena, daljši se začne na nadmorski višini 1250 m. Zaključita se tik nad ostrim pregibom v dolino Belce, na nadmorski višini 1140 m, pod njima pa je izoblikovan izrazit erozijski jarek. Na planoti okrog Škrbine so manjše zaplate tila. Tili so bili identificirani tudi v Smrekovi dragi (slika 5), kjer prekrivajo njen celoten severni rob do nadmorske višine 1250 m. Na vzhodnem obodu drage je boč- na morena, ki se prične na nadmorski višini okrog 1300 m in se zaključi nad dolino T rebuše. Tili so tudi v nekaterih bočnih in fluvialnih procesov, ki de- lujejo na strmih pobočjih obeh dolin, geomorfološki dokazi, ki bi dovolje- vali natančno določitev obsega odtoč- nih ledenikov, niso ohranjeni. Iz kont na grebenu Golakov je najverjetneje del ledu odtekal tudi proti jugu, kar nakazujejo nadmorske višine njunih obodov, toda tudi tu geomorfološki dokazi niso ohranjeni (Kodelja 2012; Kodelja, Žebre in Stepišnik 2013; Žebre, Stepišnik in Kodelja 2013; Žebre 2015). Povprečna ravnovesna meja ledenikov na Trnovskem gozdu, izračunana z metodo deleža akumu- lacijskega območja ledenika (50–80 %) (accumulation-area ratio), je bila v intervalu od 1280 do 1220 m (Žebre 2015). RAVNOVESNA MEJA LEDENIKA je meja med območjem akumulacije in ob- močjem taljenja ledenika. Na nadmorsko višino ravnovesne meje vplivajo lokalne podnebne spremenljivke (zimske temperature in poletne pada- vine) ter topografija površine ledenika in njegove podlage. Njeno kole- banje je pomemben pokazatelj podnebnih sprememb in omogoča rekon- strukcijo preteklega podnebja. Slika 4: Ravnovesna meja ledenikov (označena z modro črto) na gorskem masivu Cevedale v Italiji septembra 2011(foto: Renato R. Colucci). območje akumulacije območje taljenja območje akumulacije območje taljenja GEOGRAFSKI OBZORNIK • 2/2018 | 9 POLEDENITEV DINARSKEGA GORSTVA do katerih so prišli Žebre s sodelavci (2016; 2017) ter Žebre in Stepišnik (2015a), je v interpretaciji preteklih podnebnih in okoljskih sprememb, ki so podprte z geomorfološkimi, sedimentološkimi in geofizikalnimi dokazi. Žebre in Stepišnik (2015b), kot tudi Šifrer (1959) pred njima, ugotavljajo, da je razporeditev tilov na Snežniški planoti izjemno zanimiva, saj so more- ne na najnižji nadmorski višini na juž- ni strani, medtem ko je severna stran popolnoma brez sledov poledenitve. Osrednje nekdanje erozijsko območje Snežnika je razdeljeno na dve planoti. Severna planota, ki je na severu ome- jena z grebenom Malega in Velikega Snežnika, je razčlenjena s kraškimi kotanjami, v katerih se tili pojavljajo v obliki manjših zaplat. Južna planota Planinica dosega podobne nadmorske višine kot severna, tili pa prekrivajo le njen jugovzhodni del. Na severovzho- dni strani Snežniške planote se tili razprostirajo na nadmorski višini med planotasto površje Planinica. Preuče- vano območje je globoki raztočni kras z globino vadozne cone okrog 1000 m (Zupan Hajna 2007). Za to območje je značilna kraška bifurkacija proti jadranskemu in črnomorskemu po- vodju, ki je bila dokazana s številnimi testi sledenja voda (Habič 1989). Prve raziskave poledenitve (Krebs 1924; Cumin 1927) so obseg ledeni- kov omejevale na planoto pod vrhom Snežnika, pozneje pa so bili sledovi le- denikov odkriti tudi v nižjih predelih, vse do Gomanc na nadmorski višini 900 m (Melik 1935; Pleničar 1956; Šifrer 1959). Najnovejše geomorfo- loške raziskave (Žebre in Stepišnik 2015b; Žebre s sodelavci 2016) se z vidika prostorske dokumentacije ge- omorfoloških oblik bistveno ne razli- kujejo od Šifrerjevih (1959), ki jih je že v šestdesetih letih prejšnjega stole- tja razmeroma natančno identificiral, opisal in podal interpretacijo obsega ledenikov. Ključna razlika med Ši- frerjevimi dognanji in ugotovitvami, Poledenitev Snežnika Snežnik je visoka kraška planota v ju- gozahodnem delu Slovenije, ki obsega razmeroma širok pas med Javorniki na severozahodu in Gorskim kotar- jem na jugovzhodu. Geotektonsko območje Snežnika pripada Snežniške- mu pokrovu, ki je narinjen na seve- rovzhodno krilo brkinske sinklinale. Največji del Snežniške planote gradijo jurske in kredne kamnine (apnenci, dolomiti ter karbonatne breče). Nje- ne jugozahodne obronke gradijo pale- ocenski apnenci, v pobočju pod njimi pa so eocenski fliši (Šikić in Pleničar 1975). Snežniška planota je razčlenje- na z desnozmičnimi prelomi, ki imajo prevladujočo smer SSZ–JJV (Placer 1998). Kraška planota Snežnika je razčlenje- na s podolji, kopastimi vrhovi in obse- žnimi kraškimi kotanjami. Razdelimo jo lahko na dva dela, ki sta morfolo- ško ločena s serijo obsežnih kraških kotanj. Severno je planota pod Veli- kim Snežnikom (1796 m), južno pa Slika 5: Smrekova draga na Trnovskem gozdu je primer velike ledeniškokraške kotanje, ki jo imenujemo konta (foto: Uroš Stepišnik). 10 | GEOGRAFSKI OBZORNIK • 2/2018 POLEDENITEV DINARSKEGA GORSTVA POLEDENITEV DINARSKEGA GORSTVA pa ledenik, ki je pritekal z vzhoda, iz Gorskega kotarja (Žebre s sodelavci 2016). V proksimalnem delu večje- ga vršaja je bila najdena lopatica tura (Bos Primigenius), katere starost je bila z radiokarbonsko metodo določe- na na 18.700 ± 1000 let (Marjanac, Marjanac in Mogut 2001). Na zaho- dni strani Snežnika so morene odlože- ne na nadmorski višini med 1065 in 1270 m. V kraški kotanji Grda draga prekrivajo njena zahodna pobočja in segajo vse do dna na nadmorski višini 1130 m. Tili so tudi na Sviščakih in v Črni dragi. V Črnem dolu pa sta na nadmorski višini 1065 m ohranjena dva manjša grebena, ki se dvigata le 5 m nad z ledeniškorečnim gradivom prekritim dnom dola (Žebre in Stepi- šnik 2015b). Ledeniški pokrov na Snežniški pla- noti je prekrival vsaj 40 km 2 površja (slika 8b). Verjetno je bila površina poledenitve še nekoliko večja, vendar geomorfološki dokazi za poledeni- tev nekaterih planotastih predelov na nadmorski višini med 1200 in 1300 m niso bili najdeni. Severno akumu- lacijsko območje je bilo južno od vrha Velikega Snežnika, od koder je odte- kalo sedem odtočnih ledenikov. Naj- daljši, dolg okrog 4,5 km, je odtekal proti jugu in se zaključil na Goman- cah, na nadmorski višini 900 m. Južno akumulacijsko območje je bila planota Planinica, kjer pa natančen obseg ledu zaradi pomanjkanja geomorfoloških dokazov ni bil opredeljen. Povprečna ravnovesna meja ledenikov na Snežni- ku, izračunana z metodo deleža aku- mulacijskega območja ledenika (50– 80 %), je bila v intervalu od 1358 do 1238 m (Žebre 2015). 910 in 1340 m, kjer prekrivajo pobo- čja in obode kraških kotanj (Žebre in Stepišnik 2015b). Pobočja Praprotne drage so prekrita s številnimi more- nami na nadmorski višini med 900 in 1290 m, katerih grebeni dosegajo višino do 20 m (slika 6). Pod njimi se pričenjajo predledeniški vršaji, ki segajo vse do dna drage in ga v celoti prekrivajo. Sedimentologija teh vrša- jev ter višje ležečih moren je bila po- drobno preučena in dodatno potrjuje ledeniški izvor sedimentov, medtem ko so raziskave njihove časovne uvr- stitve z datacijskimi metodami še v teku (Žebre s sodelavci 2017b). Na vzhodni strani Snežnika so morene ohranjene na pregibu med Praprotno in Jelenjo drago, na nadmorski viši- ni med 1180 in 1080 m. Umikalne morene na jugovzhodni strani v celoti prekrivajo Valo in območje Klanske police, medtem ko serija moren v Jelenji dragi in na Čabranski polici najverjetneje pripada času največje- ga obsega ledenika, ki je prek nižjih pregibov odtekal proti vzhodu, glav- ni tok pa je bil usmerjen proti jugu, na kraško polje Gomance. Tam je le- denik odložil najnižje ležeče morene na celotni Snežniški planoti (Žebre in Stepišnik 2015b). Čelne morene so odložene v obliki skupine vzpore- dnih manjših grebenov, kar nakazuje osciliranje ledeniškega čela. Morene se zaključijo na nadmorski višini 920 m, pod njimi pa sta odložena predle- deniška vršaja, ki prekrivata preostali del polja in nakazujeta predledeniško okolje dveh ledenikov (slika 7). Z analizo izvora klastov je bilo ugoto- vljeno, da je večjega od vršajev odložil Snežniški ledenik, ki je na polje prite- kal s severovzhodne smeri, manjšega Slika 6: Tili, ki gradijo morene na zahodnih pobočjih Praprotne drage vzhodno pod Snežnikom. (foto: Manja Žebre). GEOGRAFSKI OBZORNIK • 2/2018 | 11 POLEDENITEV DINARSKEGA GORSTVA Trnovskem gozdu nekoliko nižja od tiste na Snežniku. Ta ravnovesna meja jasno nakazuje, zakaj preostale dinar- ske planote v Sloveniji niso bile po- ledenele, saj je za nastanek ledenikov potrebno dovolj veliko območje nad ravnovesno mejo, kjer prihaja do aku- mulacije snega in ledu ter s tem nasta- janja ledenikov. Glede na nadmorsko višino dinarskih planot in izračunano ravnovesno mejo bi manjšo poledeni- tev lahko pričakovali le še na Nanosu, katerega najvišji vrh dosega nadmor- sko višino 1313 m. Toda najvišji vrh je zelo blizu izračunane ravnovesne meje, kar pomeni, da je bilo akumu- lacijsko območje premajhno, da bi se razvile pomembnejše ledene gmote, ki bi na površju pustile geomorfološke prsti na njih predvideva, da časovno pripadajo višku zadnje poledenitve. Ledeniško preoblikovan relief v slo- venskem delu Dinarskega gorstva je bil prepoznan na Trnovskem gozdu in Snežniku. Na podlagi geomorfolo- ških dokazov je bil na T rnovskem goz- du največji obseg poledenitve določen na 6 km 2 , na Snežniku pa na40 km 2 . Na podlagi oblikovanosti površja v najvišjih predelih obeh planot bi pri- čakovali, da je bil obseg poledenitve nekoliko večji, a geomorfoloških sledi na terenu, ki bi to neizpodbitno potr- jevale, nismo našli. Ravnovesna meja ledenikov na obeh planotah se je gibala v intervalu 1220–1358 m, pri čemer je bila na Sklep Obseg preteklih poledenitev sloven- skega dela Dinarskega gorstva je bil razmeroma dobro preučen. Žal vse dosedanje raziskave poledenitev v Sloveniji temeljijo predvsem na veli- kemu številu geomorfoloških študij in premajhnem številu absolutnih geokronoloških analiz, kar velja tako za alpska, kot za dinarska območja. Glavni razlog za odsotnost datacij le- deniških sedimentov je poleg finanč- nih omejitev težavna uporaba absolu- tnih datacijskih metod v karbonatnih okoljih. Zato lahko trenutno govori- mo le o geomorfološko prepoznanem največjem obsegu ledenikov, za katere se na podlagi sorazmerno dobro ohra- njenih oblik moren in slabe razvitosti Slika 7: Predledeniški vršaj na Gomancah (a) in vpogled v sedimente, ki ta vršaj gradijo (b) (foto: Manja Žebre). 12 | GEOGRAFSKI OBZORNIK • 2/2018 POLEDENITEV DINARSKEGA GORSTVA POLEDENITEV DINARSKEGA GORSTVA Če upoštevamo doslej izračunane ravnovesne meje v širšem predelu Sredozemlja, potem ugotovimo, da je bila v slovenskem delu Dinarskega gorstva ravnovesna meja med najniž- jimi na območju Sredozemlja. Tudi v bližnjih Julijskih Predalpah je bila ravnovesna meja tamkajšnjih lokal- nih ledenikov, ki niso bili združeni z večjim Tilmentskim ledenikom, po- dobna tisti na Trnovskem gozdu in Snežniku (1130–1200 m) (Monegato 2012). Za vsa ta območja skupno, da prejmejo veliko količino padavin (več kot 3000 mm letno). Najverjetneje je bila ta tudi v obdobju poledenitev razmeroma visoka, kar je omogočalo razvoj ledenikov na tako nizkih nad- morskih višinah, z nizko ravnovesno mejo. T reba je omeniti, da so izračuni ravnovesne meje narejeni na podla- gi sedanje gladine morja, ki pa je za 120 m višja od tiste ob višku zadnje poledenitve. Takrat je bila obala Ja- dranskega morja približno 250 km južneje. Dinarski ledeniki so bili si- cer v primerjavi z večjimi alpskimi ledeniki majhni po površini, saj niso imeli dovolj velikega akumulacijske- ga zaledja, vseeno pa so pomembno vplivali na razvoj reliefa ter rastlinstva in živalstva. V podnožju poledenelih Alp in visokih dinarskih planot je prevladovalo borealno podnebje. Za- radi strmega padavinskega gradienta je bil z gozdnim drevjem poraščen le razmeroma ozek pas gorskih pobo- čij. V nižjih predelih je prevladovalo hladno polpuščavsko podnebje (Mo- negato s sodelavci 2015), zato so na območju jadranskega bazena obsežna nahajališča puhlice – drobnozrnatega vetrnega sedimenta, nastalega v času poledenitve. planote, kot se predvideva za nekatere predele Trnovskega gozda (na primer Mojska draga, Mrzla draga). sledi. Morda so bile na Nanosu v vi- šku zadnje poledenitve z ledom zapol- njene le večje kotanje v vrhnjem delu Slika 8: Največji obseg ledenikov na Trnovskem gozdu (a) in Snežniku (b) (vir podatkov: Žebre 2015; podlaga: medmrežje 1). 455000 460000 40000 45000 50000 1796 Sviš čaki Praprotna draga Gomance 410000 415000 95000 Mali Golak 1495 m Belca Trebuša a b ? ? ? 3 1 2 4 5 2 1 3 4 5 6 7 Gorski kotar 0 1 2 0,5 km 1 - Mrzla draga 2 - Mojska draga 3 - Smrekova draga 4 - Škrbina 5 - Črna draga 1 - Črni dol 2 - Črna draga 3 - Grda draga 4 - Jelenja draga 5 - Vala 6 - Čabranska polica 7 - Klanska polica nadmorska višina (m) 2864 0 Veliki Snežnik m s GEOGRAFSKI OBZORNIK • 2/2018 | 13 POLEDENITEV DINARSKEGA GORSTVA Viri in literatura 1. Medmrežje 1-1: http://gis.arso.gov.si/evode/profile.aspx?id=atlas_voda_Lidar@Arso (9.11.2015) 2. Bavec, M., Pohar, V. 2009: Kvartar.Geologija Slovenije. Ljubljana. 3. Bavec, M., T ulaczyk, S. M., Mahan, S. A., Stock, G. M. 2004: Late Quaternary glaciation of the Upper Soča River Region (Southern Julian Alps, NW Slovenia). Sedimentary Geology 165-3-4. 4. Bavec, M., Verbič, T. 2004: The Extent of Quarternary Glaciations in Slovenia. Developments in Quaternary Science 2-1. 5. Bavec, M., Verbič, T. 2011: Glacial history of Slovenia.Quaternary Glaciations - Extent and Chronology : A Closer Look. Amsterdam. 6. Brückner, E. 1891: Eiszeit-Studien in den Südöstlichen Alpen. Jahrsbericht der Geographisher Geselschaft von Bern 10-1. 7. Buser, S. 1965: Geološke razmere v T rnovskem gozdu. Geološki vestnik 37-1. 8. Osnovna geološka karta SFRJ. L 33-76, Gorica. Zvezni geološki zavod. Beograd, 1968. 9. Buser, S. 1973: Tolmac lista Gorica : L 33-78 : Socialisticna federativna republika Jugoslavija, osnovna geoloska karta, 1:100 000. Beograd. 10. Buser, S. 1986: Tolmac listov Tolmin in Videm (Udine) : L 33-64, L 33-63 : Socialisticna federativna republika Jugoslavija, osnovna geoloska karta, 1:100.000. Beograd. 11. Osnovna geoloska karta SFRJ. L 33-64, L 33-64. Zvezni geoloski zavod. Beograd, 1986. 12. Cohen, K. M., Gibbard, P . L. 2012: Global chronostratigraphical correlation table for the last 2,7 million years. Episodes 31-2. 13. Cumin, G. 1927: II gruppo del Monte Nevoso (Venezia Giulia). Roma. 14. Carta geologica delle T re Venezie. Foglio 25 “Udine”. Ufficio Idrografico Regio 629. Magistrato Acque di Venezia. Venezia, 1925. 15. Habič, P . 1968: Kraški svet med Idrijco in Vipavo. Ljubljana. 16. Habič, P . 1989: Kraška bifurkacija Pivke na jadransko črnomorskem razvodju. Acta Carsologica 18-1. 17. Hughes, P . D., Gibbard, P . L. 2015: A stratigraphical basis for the Last Glacial Maximum (LGM). Quaternary International 383-Supplement C. 18. Hughes, P . D., Gibbard, P . L., Ehlers, J. 2013: Timing of glaciation during the last glacial cycle: evaluating the concept of a global ‘Last Glacial Maximum’ (LGM). Earth-Science Reviews 125- 19. Janež, J., Čar, J., Habič, P . 1997: Vodno bogastvo Visokega krasa : ranljivost kraske podzemne vode Banjsic, T rnovskega gozda, Nanosa in Hrusice. Idrija. 20. Kodelja, B. 2012: Obseg pleistocenske poledenitve na T rnovskem gozdu : diplomsko delo. Ljubljana. 21. Kodelja, B., Žebre, M., Stepišnik, U. 2013: Poledenitev T rnovskega gozda. Ljubljana. 22. Krebs, N. 1924: Fragmente einer Landeskunde des innerkrainer Karstes. Beograd. 23. Kuščer, D. 1955: Beitrag zur Pleistozängeologie des Beckens von Radovljica. Geologija 3-1. 24. Lambeck, K., Rouby, H., Purcell, A., Sun, Y., Sambridge, M. 2014: Sea level and global ice volumes from the Last Glacial Maximum to the Holocene. PNAS 111-43. 25. Lowe, J. J., Rasmussen, S. O., Björck, S., Hoek, W. Z., Steffensen, J. P ., Walker, M. J. C., Yu, Z. 2008: Synchronisation of palaeoenvironmental events in the North Atlantic region during the Last Termination: a revised protocol recommended by the INTIMATE group. Quaternary Science Reviews 27-1. 26. Marjanac, L., Marjanac, T ., Mogut, K. 2001: Dolina Gumance u doba Pleistocena [The Gumance Valley during the Pleistocene]. Zbornik društva za povjesnicu Klana 6-1. 27. Martinson, D. G., Pisias, N. G., Hays, J. D., Imbrie, J., Moore, T. C., Shackleton, N. J. 1987: Age dating and the orbital theory of the ice ages: development of a high resolution 0–300,000 year chronostratigraphy. Quaternary Research 27-1. 28. Melik, A. 1930: Bohinjski ledenik. Geografski vestnik 5-6-1. 29. Melik, A. 1935: Slovenija : geografski opis. Ljubljana. 30. Melik, A. 1954: Slovenski alpski svet. Ljubljana. 31. Melik, A. 1959: Nova geografska dognanja na T rnovskem gozdu. Geografski zbornik 5-1. 32. Meze, D. 1966: Gornja Savinjska dolina. Nova dognanja o geomorfološkem razvoju pokrajine. Ljubljana. 33. Mihevc, A. 1995: The morphology of shafts on the T rnovski gozd plateau in west Slovenia. Cave and Karst Science 21-2. 34. Mihevc, A. 1997: Speleological properties of the area.Karst hydrogeological investigations in south-western Slovenia. Ljubljana. 35. Mioč, P . 1983: Tolmač za list Ravne na Koroškem, L 33-54. Beograd. 36. Mix, A. C., Bard, E., Schneider, R. 2001: Environmental processes of the ice age: land, oceans, glaciers (EPILOG). Quaternary Science Reviews 20-1. 37. Monegato, G. 2012: Local glaciers in the Julian Prealps (NE Italy) during the Last Glacial Maximum. Alpine and Mediterranean Quaternary 55-1. 38. Monegato, G., Ravazzi, C., Culiberg, M., Pini, R., Bavec, M., Calderoni, G., Jež, J., Perego, R. 2015: Sedimentary evolution and persistence of open forests between the south-eastern Alpine fringe and the Northern Dinarides during the Last Glacial Maximum. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 436-Supplement C. 39. Penck, A., Brückner, E. 1909: Die Alpen im Eiszeitalter. Wien. 40. Placer, L. 1998: Contribution to the macrotectonic subdivision of the border region between Southern Alps and External Dinarides. Geologija 41-1. 41. Pleničar, M. 1956: Geološki izlet na Snežnik. Proteus 19-1. 42. Stojilković, B. 2016: Glaciation of the Eastern Kamnik-Savinja Alps and dictionary of English-Slovene glaciological terminology. Ljubljana. 43. Stojilković, B., Stepišnik, U., Žebre, M. 2013: Pleistocenska poledenitev v Lograski dolini. Dela 40-1. 44. Šifrer, M. 1959: Obseg pleistocenske poledenitve na Notranjskem Snežniku Geografski zbornik 5-1. 45. Šifrer, M. 1961: Porečje Kamniške Bistrice v pleistocenu. Ljubljana. 46. Šifrer, M. 1964-1965: Kvartarni razvoj doline Soče med Tolminom in Ročinjem. Tipkopis. Ljubljana. 47. Šifrer, M. 1969: Kvartarni razvoj Dobrav na Gorenjskem. Geografski zbornik 11-1. 48. Šifrer, M. 1992: Geomorfološki razvoj Blejsko-radovljiške ravnine in Dobrav v kvartarju. Radovljiški zbornik 1-1. 49. Šikić, D., Pleničar, M. 1975: T umač za list Ilirska Bistrica: L 33-89 Beograd. 50. Tellini, A. 1898: Intorno alle tracce abbandonate da un ramo dell'antico ghiacciaio del Fiume Isonzo nell'alta valle del Fiume Natisone e sull'antica connessione tra il corso superiore dei due fiumi. Udine. 51. Waelbroeck, C., Paul, A., Kucera, M., Rosell-Melé, A., Weinelt, M., Schneider, R., Mix, A. C., Abelmann, A., Armand, L., Bard, E., Barker, S., Barrows, T. T., Benway, H., Cacho, I., Chen, M. T., Cortijo, E., Crosta, X., de Vernal, A., Dokken, T., Duprat, J., Elderfield, H., Eynaud, F ., Gersonde, R., Hayes, A., Henry, M., Hillaire-Marcel, C., Huang, C.-C., Jansen, E., Juggins, S., Kallel, N., Kiefer, T., Kienast, M., Labeyrie, L., Leclaire, H., Londeix, L., Mangin, S., Matthiessen, J., Marret, F ., Meland, M., Morey, A. E., Mulitza, S., Pflaumann, U., Pisias, N. G., Radi, T., Rochon, A., Rohling, E. J., Sbaffi, L., Schäfer-Neth, C., Solignac, S., Spero, H., Tachikawa, K., T uron, J.-L. 2009: Constraints on the magnitude and patterns of ocean cooling at the Last Glacial Maximum. Nature Geoscience 2-1. 52. Waters, C. N., Zalasiewicz, J. A., Williams, M., Ellis, M. A., Snelling, A. M. 2014: Stratigraphical Basis for the Anthropocene. London. 53. Winkler-Hermaden, A. 1931: Zur spät und postglazialen Geschichte des Isonzotales. Zeitschrift für Gletscherkunde 19-1. 54. Zupan Hajna, N. 2007: Barka depression, a denuded shaft in the area of Snežnik Mountain, southwest Slovenia. Journal of Cave and Karst Studies 69- 55. Žebre, M. 2015: Pleistocenska poledenitev obalnega dela Dinarskega gorstva. Doktorska disertacija Ljubljana. 56. Žebre, M., Jamšek Rupnik, P ., Jež, J., Mechernich, S. 2017a: Preliminary study of Quaternary deposits in the Praprotna draga depression (Snežnik Mountain). Razprave, porocila 24-1. 57. Žebre, M., Jamšek Rupnik, P ., Jež, J., Mechernich, S. 2017b: Preliminary study of Quaternary deposits in the Praprotna draga depression (Snežnik Mountain). T reatises, reports = 23rd Meeting of Slovenian Geologists. Ljubljana. 58. Žebre, M., Stepišnik, U. 2015: Glaciokarst landforms and processes of the southern Dinaric Alps. Earth Surface Processes and Landforms 40-11. 59. Žebre, M., Stepišnik, U. 2015: Glaciokarst geomorphology of the Northern Dinaric Alps: Snežnik (Slovenia) and Gorski Kotar (Croatia). Journal of Maps 60. Žebre, M., Stepišnik, U., Colucci, R. R., Forte, E., Monegato, G. 2016: Evolution of a karst polje influenced by glaciation : the Gomance piedmont polje (northern Dinaric Alps). 61. Žebre, M., Stepišnik, U., Kodelja, B. 2013: Sledovi pleistocenske poledenitve na T rnovskem gozdu. Dela 39-