geo13 OVITEK.qxd 18.10.2006 7:34 Page 1 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 A GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 VR[J T ZNA^ILNA OBLIKA DOLOMITNEGA POO DOLEC K DOLEC KOT ZNA^ILNA OBLIKA BLA@ KOMAC ISBN 961-6568-70-1 DOLOMITNEGA € /20 13 POVR[JA 4.793 SIT 9 6 1 6 9 8 7 8 0 7 8 6 5 BLA@ KOMAC pred_zalist.qxd 18.10.2006 7:42 Page 1 Blà Komac Naziv: dr., mag., univerzitetni diplomirani geograf, znanstveni sodelavec Naslov: Geografski in{titut Antona Melika ZRC SAZU, Gosposka ulica 13, Ljubljana, Slovenija Faks: +386 (0)1 425 77 93 Telefon: +386 (0)1 470 63 57 E-po{ta: blaz.komac@zrc-sazu.si Medmrèje: http://www.zrc-sazu.si/giam/blaz.htm Rodil se je leta 1974 v [empetru pri Novi Gorici. Maturiral je v Tolminu leta 1993.V Ljubljani je leta 2000 diplomiral, leta 2003 magistriral in leta 2005 doktororiral. Od leta 2000 dela na Geografskem in{titutu Antona Melika Znanstveno- raziskovalnega centra Slovenske akademije znanosti in umetnosti.Trenutno se ukvarja predvsem s fizi~no geografijo, zlasti geomorfologijo, geografijo naravnih nesre~ in geografskimi informacijskimi sistemi. Njegova bibliografija obsega ve~ kot 90 enot. Leta 2001 ga je Vlada Repub- like Slovenije imenovala v strokovno skupino za oceno ogroènosti naselja in izvajanje ukrepov ob plazu in drobirskem toku v Logu pod Mangartom. Leta 2004 je bil upravnik, od leta 2005 pa je urednik znanstvene revije Acta geographica Slovenica/Geografski zbornik. Je tajnik Geomorfolo{kega dru{tva Slovenije. Med letoma 2001 in 2005 je bil ~lan izvr{nega odbora Ljubljanskega geografskega dru{tva. Od leta 1997 do leta 2000 je vodil geografske tabore v okviru Dru{tva mladih geografov Slovenije. Leta 2000 je dobil Pre{ernovo nagrado za {tudente Univerze v Ljubljani, leta 2004 pa pohvalo Zveze geografskih dru{tev Slovenije. GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 DOLEC KOT ZNA^ILNA OBLIKA DOLOMITNEGA POVR[JA Blà Komac 2 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 DOLEC KOT ZNA^ILNA OBLIKA DOLOMITNEGA POVR[JA BLA@ KOMAC LJUBLJANA 2006 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 DOLEC KOT ZNA^ILNA OBLIKA DOLOMITNEGA POVR[JA Blà Komac © 2006, Geografski in{titut Antona Melika ZRC SAZU Urednik: Drago Perko Recenzenta: Milan Oroèn Adami~, Karel Natek Fotografi: Matej Gabrovec, Blà Komac, Matija Zorn Lektorica: Damjana Pintari~ Prevajalec: Wayne J. D. Tuttle Oblikovalec: Drago Perko Izdajatelj: Geografski in{titut Antona Melika ZRC SAZU Za izdajatelja: Drago Perko Zalònik: Zalòba ZRC Za zalònika: Oto Luthar Glavni urednik zalòbe: Vojislav Likar Ra~unalni{ki prelom: SYNCOMP d. o. o. Tiskarna: Tiskarna Ljubljana d. d., Ivan~na Gorica Naklada: 400 izvodov Naslovnica: Dolec v Polhograjskem hribovju. Avtor fotografije na naslovnici je Blà Komac, na predlistu Helena Dobrovoljc, na zalistu pa Milan Oroèn Adami~. Izid publikacije je podprla Agencija za raziskovalno dejavnost Republike Slovenije. CIP – Katalòni zapis o publikaciji Narodna in univerzitetna knjìnica, Ljubljana 911.2:551.435(497.4) 551.435:552.543(497.4) KOMAC, Blà Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja / Blà Komac ; [fotografi Matej Gabrovec, Blà Komac, Matija Zorn ; prevajalec Wayne J. D. Tuttle]. – Ljubljana : Zalòba ZRC, 2006. – (Geografija Slovenije ; 13) ISBN-10 961-6568-70-1 ISBN-13 978-961-6568-70-8 229142272 4 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 DOLEC KOT ZNA^ILNA OBLIKA DOLOMITNEGA POVR[JA Blà Komac UDK: 551.435(497.4) COBISS: 2.01 IZVLE^EK Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja V knjigi je opisana zna~ilna reliefna oblika dolomitnega reliefa v Sloveniji, imenovana dolec ali dolek. Poglavju o temeljnih zna~ilnostih povr{ja na dolomitu in temeljnih zna~ilnostih dolca sledi ob{irno poglavje o morfolo{kih zna~ilnostih dolca s poudarkom na analizi naklonov vzdol`nih prerezov in iz tega izhajajo~im predpostavkam o genezi dolcev. Na podlagi morfometri~ne in statisti~ne analize je bila izdelana morfolo{ka tipologija dolcev. Knjiga se posve~a genezi dolca. To je poligenetska konvergentna reliefne oblika, torej lahko nastane na razli~ni kamninski podlagi in v razli~nih razmerah s povsem razli~nimi geomorfnimi procesi. S kvalitativnimi metodami, na primer geomorfolo{kim kartiranjem, in kvantitativnimi metodami, na primer datiranjem, so bili dokazani intenzivni sodobni ali polpretekli geomorfni procesi. Vrednoteneje rezultatov z geoelektri~nimi raziskavami je potrdilo tezo o pomenu recentnih geomorfnih procesov. KLJU^NE BESEDE geomorfologija, geomorfni procesi, reliefne oblike, dolec, meritev elektri~ne upornosti, 14C datiranje, dolomit, Slovenija ABSTRACT Dell as a characteristic form of dolomite relief In this book a dell, a characteristic relief form in Slovenian dolomite regions, is described. A dell is a trough-shaped valley or a flat floored small valley on dolomite areas. The chapter about basic characteristics of dolomite relief and basic characteristics of trough-shaped valleys is followed by extensive chapter about morphological characteristics of a trough-shaped valleys, with special regard to dell lon-gitudinal section analysis. Based on that the morphological typology of trough-shaped valleys is stated. The book also deals with the dell genesis. Trough-shaped valleys are polygenetic convergent relief forms as they may exist on different bedrock and are shaped by different geomorphic processes. Recent intensive geomorphic processes have been proved by qualitative (geomorphological mapping) and quantitative (absolute dating) methods. The assumption of the importance of recent geomorphic processes was confirmed by geoelectrical measurements as well. KEY WORDS geomorphology, geomorphic processes, relief forms, dell, 14C dating, electric resistance measurement, dolomite, Slovenija 5 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac VSEBINA PREDGOVOR .......................................................................................................................................................................................................................................................... 8 UVOD .................................................................................................................................................................................................................................................................................. 9 1 DOLOMITNI RELIEF V SLOVENIJI ................................................................................................................................................................................ 11 1.1 DOLEC – RELIEFNA OBLIKA NA DOLOMITU ................................................................................................................................ 13 1.2 DOLEC V TUJIH JEZIKIH .............................................................................................................................................................................................. 14 2 OBMO^JA Z DOLCI ............................................................................................................................................................................................................................ 16 2.1 @IBR[E .................................................................................................................................................................................................................................................... 20 2.2 SELO .......................................................................................................................................................................................................................................................... 20 2.3 METNAJ, STI[KI POTOK IN POLJANE ...................................................................................................................................................... 23 2.4 RAKITNA ................................................................................................................................................................................................................................................ 28 2.5 POGLAVITNE ZNA^ILNOSTI RELIEFA PREU^EVANIH OBMO^IJ ................................................................ 28 3 MORFOLO[KE ZNA^ILNOSTI DOLCA .................................................................................................................................................................. 31 3.1 HIPSOMETRI^NA KRIVULJA .................................................................................................................................................................................. 31 3.2 GRAFI^NO IN RA^UNSKO DOLO^ANJE ZNA^ILNIH NAKLONOV .............................................................. 31 3.2.1 DOLCI V @IBR[AH .............................................................................................................................................................................................. 35 3.2.2 DOLCI NA RAKITNI ............................................................................................................................................................................................ 36 3.2.3 DOLCI V SELU PRI POLHOVEM GRADCU ...................................................................................................................... 37 3.2.4 DOLCI NA POLJANAH PRI STI^NI .............................................................................................................................................. 37 3.2.5 DOLCI PRI METNAJU ...................................................................................................................................................................................... 37 3.3 ANALIZA FREKVEN^NE RAZPOREDITVE NAKLONOV .................................................................................................. 37 3.4 RAZVR[^ANJE DOLCEV V SKUPINE PO RAZLI^NIH PARAMETRIH ...................................................... 42 3.5 UKRIVLJENOST DOLCA ................................................................................................................................................................................................ 51 3.6 GENETSKA OPREDELITEV NAKLONOV .............................................................................................................................................. 60 3.6.1 NAKLONSKI RAZRED POD 2° ............................................................................................................................................................ 60 3.6.2 NAKLONSKI RAZRED 2,0–6,9° ........................................................................................................................................................ 60 3.6.3 NAKLONSKI RAZRED 7,0–11,9° ...................................................................................................................................................... 60 3.6.4 NAKLONSKI RAZRED 13,0–19,9° .................................................................................................................................................. 61 3.6.5 NAKLONSKI RAZRED 20,0–33,9° .................................................................................................................................................. 62 3.6.6 NAKLONSKI RAZRED 34,0–44,9° .................................................................................................................................................. 62 3.6.7 NAKLONSKI RAZRED NAD 45,0° OZIROMA NAD 55° .................................................................................... 62 3.7 ANALIZA NAKLONSKIH PRAGOV .................................................................................................................................................................... 63 3.8 RAZMERJE MED NAKLONOM IN GEOMORFNIMI PROCESI – TERMODINAMI^NO RAVNOVESJE .............................................................................................................................................................. 64 3.9 TEORIJA KAOSA IN GEOMORFOLOGIJA ............................................................................................................................................ 70 3.9.1 TEMELJNE PREDPOSTAVKE TEORIJE KAOSA ...................................................................................................... 72 3.10 GEOGRAFSKE PARADIGME O RAZVOJU RELIEFA ........................................................................................................ 75 3.10.1 VPLIV EROZIJE NA OBLIKOVANJE POBO^IJ .................................................................................................... 77 3.11 ANALIZA ELEKTRI^NE UPORNOSTI GRADIVA V DNU DOLCEV ................................................................ 79 3.11.1 METODA ...................................................................................................................................................................................................................... 81 3.11.2 MERITVE ELEKTRI^NE UPORNOSTI ............................................................................................................................ 83 4 GENEZA DOLCA .................................................................................................................................................................................................................................... 88 4.1 PERIGLACIALNA GEOMORFOLOGIJA .................................................................................................................................................... 88 4.1.1 PERIGLACIALNI DOLEC ............................................................................................................................................................................ 89 4.1.2 PERIGLACIALNA IN DOLOMITNA OBMO^JA V SLOVENIJI .................................................................. 96 6 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 4.2 POGLAVITNI GEOMORFNI PROCESI V DOLCU .................................................................................................................... 101 4.2.1 PREPEREVANJE ................................................................................................................................................................................................ 101 4.2.2 DENUDACIJA .......................................................................................................................................................................................................... 103 4.2.3 POLZENJE .................................................................................................................................................................................................................. 105 4.2.4 EROZIJA .......................................................................................................................................................................................................................... 107 4.2.5 KOROZIJA .................................................................................................................................................................................................................... 108 4.2.6 AKUMULACIJA ...................................................................................................................................................................................................... 112 4.2.7 PODZEMSKO SPIRANJE PREPERELINE IN DROBIRJA ........................................................................ 113 4.2.8 RECENTNO PREOBLIKOVANJE DOLCEV .................................................................................................................... 114 4.2.9 RAZVOJ DOLOMITNEGA RELIEFA IN PRETAKANJE VODE .............................................................. 115 5 DATIRANJE KOT METODA ZA DOLO^ANJE INTENZIVNOSTI GEOMORFNIH PROCESOV ................................................................................................................................................................................................ 122 5.1 METODE DATIRANJA ...................................................................................................................................................................................................... 122 5.2 NAJDI[^E LESA IN REZULTATI 14C ANALIZE ............................................................................................................................ 122 5.3 MO@NI VZROKI NASTANKA NANOSA .................................................................................................................................................... 127 5.3.1 ZASUTJE KOT DELO ^LOVEKA .................................................................................................................................................. 127 5.3.2 HLADNA PREDHOLOCENSKA ALI HOLOCENSKA OBDOBJA (MALA LEDENA DOBA) ............................................................................................................................................................................ 128 5.3.3 ANALIZA USMEREJNOSTI KAMNINSKIH DELCEV IN INTERPRETACIJA PREMIKANJA GRADIVA .......................................................................................................................................................................... 131 5.3.4 HIPOTEZA O NASTANKU NANOSA NAD FOSILNO PRSTJO .......................................................... 132 6 RAZPRAVA IN SKLEP .................................................................................................................................................................................................................. 135 7 SEZNAM VIROV IN LITERATURE ................................................................................................................................................................................ 145 8 SEZNAM SLIK .......................................................................................................................................................................................................................................... 155 9 SEZNAM PREGLEDNIC ............................................................................................................................................................................................................ 162 10 PRILOGA .................................................................................................................................................................................................................................................... 164 11 SUMMARY ................................................................................................................................................................................................................................................ 170 7 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac PREDGOVOR Dojemanje ~asa v geomorfologiji zahteva od ~loveka izjemne napore, saj je razkorak med nekaj desetletji ~love{kega ìvljenja in tiso~letji kot temeljno enoto geomorfolo{kega ~asa ogromen, tèko razum-ljiv in {e tèje viden v pokrajini. Velika klimatska nihanja in tektonski premiki v toku ~asa sproàjo nastajanje vedno novih reliefnih oblik, ki se za~enjajo in izoblikujejo na predhodnih generacijah oblik iz nekih drugih, bolj ali manj druga~nih ~asovnih obdobij. To ustvarja navidezno kaoti~ne razmere v konkretni pokrajini in potrebno je veliko znanstvene radovednosti ter prizadevnosti, da se dokopljemo do sprejemljivih razlag izoblikovanosti povr{ja in, kar je {e tèje, do tehtnih argumentov o na~inih in intenzivnosti delovanja preteklih in sedanjih geomorfnih procesov. Dodatne teàve povzro~a {e sou~inkovanje najrazli~nej{ih geomorfnih procesov na istem prostoru in v istem ~asu, enkrat usmerjeno v šenotna prizadevanja’ za ustvarjanje skupnih oblik, drugi~ v izrazito škonfrontacijo’, ko eni procesi v hitrih zamahih sproti uni~ujejo, kar drugi ustvarjajo v drobnih, dobesedno vsakodnevnih korakih. Povr{je na dolomitnih kamninah je specifi~en primer prepletanja in sou~inkovanja dveh velikih skupin geomorfnih procesov: denudacijskih in fluvialnih procesov, povezanih s povr{inskim in deloma podpo-vr{inskim odtekanjem padavinske vode, ter kra{ke korozije v bolj ali manj topnih karbonatnih kamninah. @e v preteklosti so nekateri avtorji ugotavljali, da bi lahko bili ravno dolci, zelo pogosta, vendar ne posebno markantna oblika dolomitnega povr{ja, klju~no za razumevanje preteklega in sedanjega razvoja tega povr{ja, saj pri njihovem nastajanju sodelujeta obe omenjeni skupini geomorfnih procesov. Avtor monografije se je v okviru podiplomskega {tudija zelo poglobljeno lotil prav preu~evanja dolcev z namenom, da ugotovi njihove temeljne morfometri~ne in morfodinami~ne zna~ilnosti, potrebne za preverjanje izhodi{~ne hipoteze: ali so dolci recentne reliefne oblike ali so rezultat druga~nih podnebnih razmer v pleistocenu. Ugotovitev, da so dolci sicer nastajali tudi v hladnej{i preteklosti, da pa so dokazano tudi rezultat sou~inkovanja recentnih geomorfnih procesov, je zelo pomembna v {ir{em kontekstu nadaljnjega razvoja slovenske geomorfologije, saj so tovrstna morfodinami~na in morfoge-netska preu~evanja v skladu s prevladujo~imi trendi v mednarodnih geomorfolo{kih krogih. Samo èlimo si lahko, da bi rezultati poglobljenega preu~evanja dolcev, predstavljeni v tej knjigi, spodbudili nova raziskovanja zapletenega, vendar izzivalno privla~nega dana{njega geomorfnega dogajanja, predvsem pa da bi si lahko s pomo~jo novih raziskovalnih metod zastavljali nova in nova vpra{anja o skrivnostnem svetu okoli nas. Karel Natek 8 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 UVOD V slovenski geomorfolo{ki literaturi je malo znanstvenih in strokovnih del o dolomitnem povr{ju, ~eprav ta kamnina prekriva priblìno 2500 km2 ali dobro desetino dràvnega ozemlja. Dolci so zanimiva reliefna oblika: dolomit je kot karbonatna kamnina podvrèn zakrasevanju, pa tudi denudacijsko-erozijskim procesom (Zogovi} 1966; Komac B. 2004). Dolomitni relief z dolci obsega priblìno 177 km2 (Gabrovec 1994; 1995a). Ime dolec izhaja iz izraza dol, dolina. Toda dolec se od doline razlikuje, saj kljub dolinasti zasnovi v njem ni stalnega povr{inskega vodnega toka. Dolec so v geomorfolo{ki literaturi è ve~krat opisali (Gams 1968; Gams in Natek 1981; Gams, Natek in ^erne 1981; Gabrovec 1994), redko pa so se spu{~ali v njegovo genezo. Iz definicije dolca (angl.: a dell) v Geomorfolo{ki enciklopediji izhaja, da je relief z dolci na dolomitu nastal pretèno v hladnem podnebju (Fairbridge 1968). Dolcu podobne reliefne oblike niso zna~ilne le za dolomitno povr{je, pogoste so na granitu, apnencu, kredi, pe{~enjaku, laporovcu, puhlici, prodnih terasah ali glini. Dolci na dolomitu se razlikujejo od periglacialnih dolcev, ki so nastali na razli~nih kamninah, in jih v tujini opredeljujejo z angle{kim izrazom dell ali nem{kim izrazom die Delle (Tuckfield 1986; Pécsi 1989). Po nekaterih znakih pa sklepam, da je dolec recentna reliefna oblika, ki nastaja tudi v geomorfolo{ki sodobnosti (Komac 2003a; 2003b), {tevilna vpra{anja glede geneze dolca pa so {e odprta. Izkazalo se je, da je dolec klju~na za razumevanje (sub)recentnega geomorfnega razvoja povr{ja na dolomitu zaradi specifi~nosti dolomitnega povr{ja, zlasti zaradi zakrasevanja in denudacijsko-erozijskih procesov. Na podlagi teh ugotovitev bo zato mogo~e sklepati tudi na intenzivnost geomorfnih procesov na do sedaj malo preu~enem re~nem ali fluvialnem reliefu. Teoretske predpostavke sem preverjal z opazovanji in meritvami na terenu ter na ta na~in nadaljeval è za~ete raziskave (Komac 2003a). Posvetil sem se prostorski raz{irjenosti dolcev na izbranih obmo~jih v povezavi z reliefnimi, litolo{kimi, strukturnimi in drugimi dejavniki, izmeril in analiziral vzdol`ne in pre~- ne prereze ter naklone dna dolca primerjal z rezultati morfolo{ke analize okoli{kega povr{ja. Izbrane dolce in njihovo okolico sem geomorfolo{ko in geolo{ko-strukturno kartiral in ugotovil navezanost dolcev na prelomne geolo{ke strukture (Komac 2003b). Raziskave sem omejil na ozemlje Republike Slovenije, saj je dolomitno povr{je pri nas raznoliko in razvito v velikem {tevilu litolo{kih tipov. Raznolikost dolomitnih obmo~ij pove~ujejo tektonska pretrtost in {tevilni litolo{ki prehodi med dolomitom in apnencem ter dolomitom in laporovcem ali glinavcem. Veliko pozornost sem posvetil preu~evanju drobne izoblikovanosti povr{ja, pokazatelju recentne mor-fodinamike. Preu~il sem vpetost dolcev v geomorfni sistem. Pri delu sem si pomagal s petindvajsetmetrskim digitalnim modelom vi{in, tako imenovanim interferometri~nim radarskim digitalnim modelom vi{in InSAR DMV 25 (O{tir in ostali 2000) in s programskimi paketi Idrisi (2005), TAS (Lindsay 2002), OxCal (2005) in StereoNett (Duyster 1998). Raziskave sem dopolnil z geoelektri~nimi meritvami in radioogljikovo analizo starosti nanosa dolomitnega drobirja. Odgovoriti sem èlel zlasti na naslednji vpra{anji: • vpra{anje opredelitve (Pojmovanje dolca kot periglacialne reliefne oblike je v tujini druga~no od poj-movanja dolca na dolomitnem povr{ju pri nas. Vpra{anje je, ali so po obliki podobne tvorbe na razli~nih kamninah res enakega nastanka ali gre le za konvergentni razvoj?) in • vpra{anje geneze (S katerimi geomorfnimi procesi in v kak{nih razmerah nastajajo na razli~nih kamninah podobne reliefne oblike? Ali potekajo na dolomitnem povr{ju specifi~ni geomorfni procesi oziroma ali se dolec razlikuje od ustrezne periglacialne reliefne oblike?). Odgovore sem iskal v dveh smereh, saj enake reliefne oblike nastanejo z razli~nimi geomorfnimi procesi, isti geomorfni proces pa v druga~nih razmerah vodi k nastanku razli~nih reliefnih oblik. Eno od temeljnih vpra{anj je, ali gre v primeru dolomitnega reliefa z dolci za divergentni ali za konvergentni razvoj. Do konvergence ali pojava, pri katerem razli~ni vzroki privedejo do enakih u~inkov, pride zaradi razli~nih razlogov. Re~ne terase na primer nastanejo zaradi podnebnih sprememb, spremembe erozijske 9 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac baze, tektonike ali spremembe rabe tal. Pri divergentnem razvoju podobni vzroki in procesi vodijo do razli~nih u~inkov v pokrajini (Schumm 1991, 59–66). Fosilna reliefna oblika se v dana{njih razmerah lahko razvija v isti smeri kot v preteklih fazah razvoja, pri ~emer danes podobne reliefne oblike ustvarijo tudi drugi geomorfni procesi kot v preteklosti. Lahko pa v sedanjih razmerah potekajo povsem druga~ni geomorfni procesi, ki fosilno reliefno obliko mo~no spremenijo. Po nekaterih dosedanjih raziskavah je dolec nastal v periglacialnih razmerah. To je tudi hipoteza, ki sem jo posku{al ovre~i. Delovna hipoteza je, da so dolci na dolomitnem reliefu rezultat delovanja recentnih geomorfnih procesov. Dolec je namre~ pogost na dolomitnih in dolomitiziranih apnencih, pa tudi na drugih kamninah na periglacialnih obmo~jih, kjer nastaja s sufozijo (Geografija 2001, 534). Dolcu podobne majhne doline s ploskim dnom nastajajo tudi v terciarnem gri~evju vzhodne Slovenije z usadi. Relief z dolci je rezultat nenehnega sou~inkovanja geomorfnih procesov na reliefno, kamninsko, hidrogeografsko in geolo{ko mo~no spremenljivi dolomitni podlagi. Na vpra{anja sem odgovoril z de-tajlno analizo prvin pokrajine, ki so pomembne za geomorfologijo. Izkazalo se je, da je dolec na dolomitnem povr{ju zaradi podvrènosti koroziji, pretrtosti in zrnavosti kamnine doìvel druga~en razvoj kot na drugih kamninah. Na polònem dolomitnem reliefu je pomembna korozija, na strmih dolomitnih pobo~jih s plitvo prstjo pa prevladata denudacija in erozija (Habi~ 1968). V raziskavi sem se oprl na razli~ne paradigme, znane v geomorfolo{ki literaturi. Z njihovo celovito obravnavo in primerjavo sem pri{el do novih in uporabnih rezultatov. Med pomembnej{imi pristopi so splo{na sistemska teorija (Strahler 1992), teorija nelinearnih sistemov (Phillips 1999), klimatska geomorfologija (Büdel 1977), tektonska geomorfologija (^ar 2001), re~na ali fluvialna geomorfologija (Summerfield 1996) ter kra{ka geomorfologija (Habi~ 1968). 10 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 1 DOLOMITNI RELIEF V SLOVENIJI Dolec (Gabrovec 1994, 1996a; Komac 2003a; 2003b) oziroma dolek (Gams 1968; Gams in Natek 1981, 23; Gams, Natek in ^erne 1981; Gams 2003) ali doli~ (Geografija 2001, 69) je zna~ilna oblika dolomitnega reliefa. Dolomit je sedimentna karbonatna kamnina, dvojna sol magnezijevega karbonata (CaMg(CO ) ) 3 2 in kalcijevega karbonata (CaCO ), ki sta v razmerju 45,72 % : 54,28 %. 3 ^isti apnenec vsebuje 56,0 % CaO in 44,0 % CO , dolomit pa vsebuje poleg 30,41 % CaO in 47,74 % 2 CO {e 21,85 % MgO. Razmerje med magnezijevi in kalcijevimi ioni zna{a v utènih merah 1 : 3,14. 2 Obi~ajno je v dolomitu nekaj ve~ kalcijevih kot dolomitnih ionov, saj v kristalnih plasteh kalcijevi ioni pogosto zamenjajo magnezijeve. Dolomit ima specifi~no teò 2,8–2,9 g/cm3 in je s trdoto 3,4–4 nekoliko tr{i mineral kot kalcit. Dolomit kristalizira v trigonalni rombi~ni singoniji, kar pomeni, da ima tri razli~ne osi s tremi simetrijskimi ploskvami ter eno tri{tevno in tri dvo{tevne osi. Kamnina je tudi poroznej{a od apnenca (Bosse in ostali. 1996; Ford in Williams 1996; Gregora~ 1995; Ogorelec in Rothe 1992). Dolomiti vsebujejo poleg kalcijevega in magnezijevega karbonata tudi druge snovi: kalcit, sljudo, anhidrit, okside, kemi~ne elemente (Pb, Fe, Mn, Na, Sr), minerale glin (kaolinit, montmorillonit, illit), kremen in bituminozne snovi. @elezovi ioni zaradi podobne velikosti pogosto nadomestijo kalcijeve in magnezijeve ione v kristalni strukturi dolomita. Zato ima dolomit pogosto ve~ èleza kot kalcit in je rde~kaste, pa tudi bele, sive, rumenkaste, rjave ali rònate barve. Barva se spremeni ob oksidaciji dvova-lentnega èleza (Fe2+) v trovalentno (Fe3+). Gregori~eva (1964, 55) je za dolomite na ozemlju med [kofljico in Grosupljem ugotovila, da vsebujejo 1,62–7,35 % netopnega ostanka oziroma povpre~no 2,41 %. Dolomit najpogosteje nastane iz apnenca z dolomitizacijo. Ve~ina dolomita na Slovenskem je nastala s poznodiagenetsko dolomitizacijo, ki poteka po sedimentaciji in lahko obsega velike povr{ine (Gams 1974, 75). V zgodnjediagenetskih dolomitih se ohranijo vse teksture, poznodiagenetski dolomiti pa so kristalasti, gosti in imajo zelo majhno efektivno poroznost. Dolomitni kristali so veliki do 100 µm, prvotna tekstura kamnine je povsem zabrisana. Kemi~na formula nastanka dolomita je Ca2+ + Mg2+ + 2(CO 2–) → CaMg(CO ) za nastanek primarnega 3 3 2 dolomita in 2CaCO + Mg2+ → CaMg(CO ) +Ca2+ za drugotno dolomitizacijo oziroma dolomitizacijo apnen-3 3 2 ca v dana{njih razmerah (Lapidus in Winstanley 1990: Ogorelec in Rothe 1992; Bosse in ostali 1996). Dolomit lahko klasificiramo genetsko ali pa glede na mineralno strukturo. Genetska klasifikacija razlikuje apnenec, dolomitizirani apnenec in dolomit. Ve~ina dolomita na Slovenskem spada med »dolomitizirane Preglednica 1: Genetska klasifikacija karbonatnih kamnin glede na stopnjo dolomitizacije in delè glinastih primesi (Zogovi} 1966, 15–16; Rauch in White 1977, 390). delè kalcita delè dolomita apnenec 0–25 75–100 dolomitizirani apnenec 25–50 50–75 apneni{ki dolomit 50–75 25–50 dolomit 75–100 0–25 delè laporastih oziroma glinastih primesi delè karbonata (dolomita) dolomit 0–20 80–100 dolomitni laporovec 20–40 60–80 dolomitno-glinasti laporovec 40–60 40–60 dolomitna glina 60–80 20–40 glina 80–100 0–20 11 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac apnence« oziroma »apneni{ke dolomite«. »^isti dolomit« v tej klasifikaciji pomeni kamnino, ki je kot dolomit è nastala. S strukturno klasifikacijo vrsto kamnine opredelimo glede mineralno zgradbo oziroma delè kalcitnih in dolomitnih mineralov. Izraz »dolomitni apnenec«, ki ozna~uje strukturo, moramo razlikovati od izraza »dolomitizirani apnenec«, ki ozna~uje genezo. V Dinaridih, ki obsegajo tudi jùno Slovenijo, so dolomiti pogosti. Od 150 vzorcev je bilo 4/10 vzorcev dolomita, v ostalih 6/10 pa je {lo za razli~ne prehode med apnencem in dolomitom. Ve~ kot 3/4 vzorcev je pripadalo dolomitu in dolomitiziranemu apnencu (Zogovi~ 1966, 28). Preglednica 2: Strukturna klasifikacija karbonatnih kamnin glede na razmerje med kalcitom in dolomitom (prirejeno po: Zogovi~ 1966, 28). vsebnost vsebnost {tevilo vzorcev delè vzorcev CaMg(CO ) v % CaCO v % 3 2 3 dolomit 95–100 0–5 58 38,41 dolomit z nizko vsebnostjo kalcita 75–95 5–25 59 39,07 apneni{ki dolomit 50–75 25–50 21 13,91 dolomitni apnenec 25–50 50–75 8 5,30 slabo dolomitni apnenec 5–25 75–100 5 3,31 Glede na litolo{ke zna~ilnosti poznamo ve~ vrst dolomita. Kristalni dolomit je zelo pogost. Sestavljajo ga romboedri~ni kristali z majhno koli~ino cementne mase in mozai~no kristalno strukturo, kjer se kristali prilegajo drug drugemu. V oolitnem dolomitu so okrogli ali elipsoidni ooliti velikosti 0,75–1 mm povezani z drobnozrnatim cementom. Poznamo tudi dolomit s singenetsko reliktno strukturo, organo-geni dolomit, dolomit z epigenetsko inkrustacijsko strukturo (Zogovi} 1966, 17). Posebna skupina so prelomne kamnine, ki nastajajo na dolomitu, kot so kataklasti~na glina, milonitna moka, milonitni zdrob in milonitna bre~a (Lapanje 2000, 32). Dolomit je na Slovenskem pogosta kamnina. Skupaj z apnencem obsegata skoraj polovico dràvnega ozemlja. Gams (1974) je ocenil, da dolomitna ozemlja obsegajo okrog 8 % slovenskega ozemlja oziroma 1600 km2. Kot drugje ocenjuje Gams (1983), je povr{ina dolomitnih ozemelj morda celo nekoliko ve~ja (14,4 %). Novej{a raziskava Gabrovca (1994) kaè, da dolomit prekriva 2500 km2 ali 11,7 % dràvnega ozemlja. Razlike v ocenah so posledica metodolo{kih razlik, pestre geolo{ke sestave ozemelj, kjer se dolomit in apnenec menjavata na zelo kratke razdalje ter {tevilnih sedimentolo{kih prehodov med dolomitom, apnencem, laporjem in drugimi kamninami. Na nekaterih obmo~jih se dolomit tèko lo~i od apnenca, ker je dolomitizacija potekala v ozkih pasovih. Prehodi med obema kamninama so jasnej{i v smeri plastovitosti kot pa horizontalno. V Sloveniji so priblìno tri ~etrtine povr{ja v nadmorskih vi{inah pod 500 m. Obenem je v teh vi{inah kar 95 % dolomitnega ozemlja. Tudi povpre~ni nakloni povr{ja so vi{ji za celotno slovensko ozemlje kot za dolomitna obmo~ja (7° : 1°). V naklonskem razredu 0–10° je 70 % dràvnega ozemlja in 95 % dolomitnih ozemelj, v naklonskem razredu 10–20° pa je 16 % dràvnega ozemlja in 3 % dolomitnih ozemelj. Dolomit se pojavlja prakti~no v vseh geolo{kih obdobjih, vendar je zaradi specifi~nih sedimentacij-skih razmer v nekaterih obdobjih pogostej{i kot v drugih. Najpogostej{a srednjetriasni in zgornjetriasni dolomit. Krednega in jurskega dolomita je na Slovenskem manj in sta pogosta na Dolenjskem, Notranjskem in Primorskem. Dolomit v jugozahodni, jùni in jugovzhodni Sloveniji pripada tako imenovanemu obmo~ju dinarskega dolomita, kot ga je poimenoval Zogovi~ (1966), in se razteza od Bosne in Herce-govine prek Karlovca do Novega mesta ([kerlj in ostali 1975). Glede na stratigrafsko lego razlikujemo dvanajst poglavitnih tipov dolomita in sicer srednjepermski dolomit, plastovit zgornjepermski dolomit, spodnjetriasni drobnozrnat in skladovit skitijski dolomit, spodnjetriasni masiven anizijski dolomit, spodnjetriasni zgornjeladinijski dolomit, zgornjetriasni karnijski dolomit, 12 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 masiven dolomit cordevolske podstopnje karnija, plastovit dolomit julske in tuvalske podstopnje karnija, zgornjetriasni glavni dolomit, zgornetriasni skladovit ba{ki dolomit, jurski zrnat dolomit ter kredni bituminozen in zrnat dolomit. Poleg omenjenih najdemo na Slovenskem {e dolomit iz permokarbona oziroma karbona, prodniki in delci iz starej{ih dolomitov pa se pojavljajo tudi v oligocenskih konglome-ratih in miocenskih sedimentih ter kvartarnih nanosih. Gabrovec (1995b, 224) je izra~unal, da je delè dolomitnih obmo~ij v Sloveniji najve~ji na dinar-skem krasu (20 %), sledijo alpske in predalpske pokrajine (15 %). V subpanonski Sloveniji in na Primorskem je 5 % dolomitnih povr{in, v Ljubljanski kotlini pa preostala 2 %. Ker so dolomitna obmo~ja na povr{ini manj skalnata od apnen~astih, so bolj primerna za kmetijsko obdelavo. Na dolomitu so njive pogostej{e kot na apnencu, prav tako travniki, na apnen~astih obmo~jih pa so pogostej{i pa{niki. Tudi gozd je na dolomitu pogostej{i kot na apnencu. V dnu dolcev so bile v preteklosti zaradi debelej{e prsti pogoste njive, na pobo~jh pa travniki, ki se danes zara{~ajo. Povr{ine, ki se zara{~ajo, obsegajo ve~ji delè dolomitnih kot apnen~atih povr{in. Leta 1994 je bilo na dolomitnih obmo~jih v Sloveniji 55,78 % gozdov, 20,29 % travnikov, 9,97 % njiv, manj pa sadovnjakov (1,19 %) in vinogradov (0,60 %). Preostali delè so obsegala mo~virja (0,01 %) in nerodovitne povr{ine (3,76 %); (Gabrovec in Kladnik 1997, 40; Urbanc 2002; Petek 2005). 1.1 DOLEC – RELIEFNA OBLIKA NA DOLOMITU Po Slovenski kra{ki terminologiji (1973, 5) je dolek »… plitva, do nekaj metrov globoka odprta suha dolinica, navadno v smeri najve~je strmine na pobo~ju, pogosta zlasti na dolomitih in dolomitiziranih apnencih …« Je majhna reliefna oblika, podobna plitvi in podolgovati ter ozki in globoki suhi dolinici. Ima konkaven pre~ni prerez in strma pobo~ja. Obi~ajno poteka v smeri najve~je strmine. Zgoraj se za~ne s plitvo vdolbino, je ozek in plitev, navzdol se {iri in poglablja. Ponekod je usmerjen pre~no na pobo~je zaradi navezanosti na tektonske linije ali na ostanke starega drenànega omrèja (Mihevc 1986, 211–212; Komac 2003a, 91). Dolec je obi~ajno samostojna reliefna oblika, ki obsega del pobo~ja, ali pa je z drugimi povezan v razvejen, dendriti~ni sistem. Je brez stalnega povr{inskega vodnega toka, zato ga Gams in Natek (1981, 23) opredelita kot fluviokra{ko reliefno obliko. Po tem ga tudi razlikujemo od dolinic ali grap, za katere je zna~ilen ob~asni ali stalni povr{inski vodni tok (Gams 1968, 81). Dolci so pogosti v povirjih in na robu planot (Goudie 2004, 237–238), kjer se »… navadno poglabljajo v pobo~je nad izviri potokov …« (Gams in Natek 1981, 23). Navzdol se prevesijo v grapo s stalnim vodnim tokom ali pa se izte~ejo v ravnini, preidejo v kra{ki dol ali vrta~o. Na strmem pobo~ju je dolec kratek in plitev, na polònem pa dolg in globok. Dno je mokrotno, v njem rastejo vlagoljubne rastline, saj se v njem nabira gradivo, ki pada s pobo~ij. Ponekod so zaradi razlik v trdnosti podlage, litolo{kih ali strukturnih razlik ali razlik v intenzivnosti geomorfnih procesov v dnu dolca konveksni pregibi (Mihevc 1986; Komac 2003b). Izraz dolek za reliefno obliko na dolomitu je v slovensko geomorfolo{ko literaturo uvedel Gams (1968, 81). Povzel ga je po Badjuri (1953, 205), ki navaja sinonime doli~, dolec, podolnica, dolinka, dol~ek. Izraza dolica in dola~a povzema po Pleter{niku. Dolek ima poleg è opisanega {e en pomen: v ljudski govorici pomeni reliefno obliko v visokogorskih pokrajinah, to je konto ali krnico (nem.: Hockhar) oziroma »… globoko pusto dnja~o podolgaste zaokroène oblike …« (Badjura 1953, 206). Po SSKJ je dolek alpi-nisti~ni izraz, ki pomeni »… raven ali rahlo nagnjen svet, ki je na eni strani odprt proti {e nìji dolini …« Za geomorfolo{ko rabo je definicija pre{iroka, saj ne opi{e njegove velikosti. Izraz so v geomorfolo{ki literaturi uporabili {e Gams in Natek (1981), Gams, Natek in ^erne (1981), Mihevc (1986) in Gams (2003). Na geomorfolo{ki karti okolice Litije je izraz kra{ki dolek (Gams in Natek 1981; Gams, Natek in ^erne 1981). Beseda dolec je pomanj{evalnica besede dol, ki je po SSKJ starinski izraz za dolino, po Slovenski kra{ki terminologiji (1973, 5) pa so doli »… razli~ne povr{inske vdolbine …« Priblìno 30–50 metrov 13 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac globoke in 500–1000 metrov velike globeli iz triasnega apnenca in dolomita v osredju Kr{kega hribovje imenujejo doli (Habi~ 1983, 13). Na Krasu dol pomeni udornico. Dolec pomeni po SSKJ majhno dolino, enako dolinica. Izraz dolec na Notranjskem pomeni udornico. Iz njega izhajajo krajevna imena v okolici Sti~ne, to so Dovc, Udovc, V dolcu (Gabrovec 1994, 7). Izrazoslovje niti v strokovni literaturi niti v splo{ni rabi v razli~nih slovenskih pokrajinah ni enotno. Gabrovec (1996a) je na podlagi dosedanje rabe imen v geomorfolo{ki literaturi predlagal uporabo izraza dolec za zna~ilno reliefno obliko na dolomitu in tej rabi se pridruùjem. Po SSKJ je izrazu dolec enakovreden izraz dolinka (kra{ka dolinka), ki po Habi~u (1968) pomeni dolec ali ve~jo suho dolino. V notranjskem dialektu je dolinka obdelana vrta~a in pomanj{evalnica za vrta~o, to je vrta~ica. Po leksikonu Geografija (2001, 69) se za to reliefno obliko uporablja tudi izraz doli~, ki po SSKJ pomeni »… majhno dolino, zlasti v gorah …« Slovenski izrazi dolina, dol, dolinka in dolec, razlikujejo reliefne oblike le po velikosti, ~eprav gre lahko za genetsko povsem razli~ne oblike. Pri rabi omenjenih izrazov je potrebna previdnost, saj jih je v praksi tèko razlikovati. Po velikosti jih lahko razvrstimo od najve~je do najmanj{e: • dolina; • podolje ali niz dolov in manj{a podolnica; • dol ali manj{a dolina oziroma kotanja in {e manj{a dolica; • dolinka ali manj{a dolina na pobo~ju; • dolec ali dolek, to je kratka dolina na pobo~ju brez stalnega vodnega toka, in manj{i dol~ek; • doli~ ali majhna dolina v gorah. Genetska razvrstitev reliefnih oblik je glede na izrazoslovje nemogo~a, saj so {tevilne od njih poli-genetske. V Sloveniji so ob~na imena dolec, dolek ter dol in dolina velikokrat uporabljena kot toponim, ledinsko ime ali ime doma~ije. Navajam nekaj primerov z dolomitnih ozemelj. Obmo~je z dolci v @ibr{ah pri kmetiji Tumle, je imenovano Doline. Jùno od Rovt je pri kmetijah Dolenc in Dol~an zna~ilno ledinsko ime raz~lenjenega pobo~ja V dolu, nad njim pa je vrh, imenovan Dovc. Obmo~je pri Preski nad Kostrev-nico se imenuje Dol, drugo pa V dolini. Med Cerovico in Lupinico so zna~ilna ledinska imena Dovc, Dolne in V dolini. Severozahodno od Poljan pri Sti~ni sta Dula in Dol~ek. Pri vasi Bel~ji Vrh je ledinsko ime Dovc. Jùno od Metnaja je pri zaselku Potok ledinsko ime Dovc. Za strma razjedena pobo~ja v pretrtem dolomitu, so pogoste resave. Od tod zna~ilni imeni Resje ali Resenik. V Registru zemljepisnih imen (Register 2005) je zabeleènih 2262 imen s ~rkovno zvezo »dol«, 1586 imen s ~rkovno zvezo »Dol«, 13 imen s ~rkovno zvezo »dula«, 58 imen s ~rkovno zvezo »Dula«, 62 imen s ~rkovno zvezo »dovc« in 61 imen s ~rkovno zvezo »Dovc«. Beseda »dolec« je v registru omenjena 12 krat. 1.2 DOLEC V TUJIH JEZIKIH V slovenskem jeziku pogosto nimamo ustreznih izrazov, s katerimi bi opisali tuje izraze, zlasti ker imajo nekateri od njih genetsko konotacijo in ozna~ujejo reliefne oblike, ki so povsem razli~ne od dolca. Zato moramo primerljive tuje izraze uporabljati previdno. Izrazi pove~ini opisujejo reliefne oblike, nastale s periglacialnimi procesi, na primer denudacijo, soliflukcijo in pobo~nimi procesi v òjem pomenu besede. Nem{ki ustreznik izraza dolec die Delle pomeni »… kotanjasto, plitvo depresijo brez stalno teko~e vode, … ki deluje kot zbiralec vode in usmerja denudacijo oziroma erozijo. V njej pogosto potekajo pobo~- ni procesi, na primer polzenje …« (Lesser in ostali 1984, 117). Pécsi (1964) imenuje pobo~ne procese v periglacialnem okolju derazijski. Mi{ljena je erozija, dè- na erozija, povr{insko spiranje, soliflukcija in delovanje snènice ali pluvionivacija (Pécsi 1996, 47). Z derazijskim procesi nastanejo poleg derazijskih dolin {e derazijska slemena, terase in reliefne stopnje, v sipkih ali nevezanih kamninah in sedimenti ter na obmo~jih z manj prepustno preperelo in pretrto kamnino pa tudi dolci (Csámer 2003). 14 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Periglacialne dolce v angle{kem jeziku imenujejo dell, dry valley, derasional valley, corrasional valley (Penck 1972; Pécsi 1966) v nem{kem jeziku die Delle (Penck 1972), die Tilke, das Muldentälchen (Fairbridge 1968), v francoskem jeziku delle, valleé en berceau, to je obvisela dolina, valleé de dérasion, to je derazijska dolina, in valleé séché, to je suha dolina, podobna reliefna oblika pa je valleé sus-pendée (Pécsi 1966, 137–138). Na Madàrskem uporabljajo izraz derazijska dolina ali deráziós völgy (Mac 1969, 183), v hrva{kem jeziku pa je pogost izraz vlaka (Slovenska kra{ka terminologija 1973). V hrva{ki Istri izraz dolac pomeni vrta~o. Navodilo za izdelavo geomorfolo{ke karte v merilu 1 : 100.000 izraz dolec prevaja kot Delle in ga razlikuje od strmih derazijskih dolin ter plitvih koritastih derazijskih dolin (Gams in ostali 1985, 21). Za opis dolcev na dolomitnem povr{ju bi bilo verjetno bolje uporabljati nevtralna opisna angle{ka izraza, kot sta trough-shaped valley in flat floored small valley (D’Orefice in Graciotti 2005). Dolcu podobna reliefna oblika je dambo, ki je zna~ilen za subtropske pokrajine. Nastane v povirjih dolin in nizkem reliefu z biokemi~nim preperevanjem. Dambo ima zna~ilno majhen naklon dna (2°) in nastane z raz{iritvijo povr{inske re~ne mreè (Goudie 2004, 220). 15 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 2 OBMO^JA Z DOLCI V Sloveniji obsega relief, na katerem se vrta~ast dolomitni svet prepleta s svetom z gladkimi pobo~- ji in pobo~ji z dolci, priblìno 177 km2 ozemlja (Gabrovec 1995a, 15). Za to je ve~ razlogov, saj povr{je na dolomitu pogosto ni zakraselo in na njem nastajajo linearne reliefne oblike. Stalni povr{inski vodni tokovi pa so na dolomitnem povr{ju zaradi kra{kega zna~aja bolj izjema kot pravilo: primer so doline ve~jih rek, ki pre~kajo dolomitna obmo~ja. Dolci so zelo pogosti v dolini Mirne (47; v oklepajih so navedene strani iz: Topole 1998), v hribovju na obmo~ju Selc, Hudih Raven in Raven nad [entrupertom, med Zgornjimi Mladeti~ami in Poljem pri Krmelju (35, 46). Dolci so poleg suhih dolin in amfiteatrskih koncev dolin pogosti v ^ate{kem gri- ~evju (16), Mirnskem gri~evju (17), Trebanjskem in [entrupertskem gri~evju (19), Dolskem hribovju (26), [entupertskem hribovju (27) ter Krmeljski kadunji (35). Lep primer senoètnega dolca je ob poti iz Zalega Loga na Ratitovec (30; v oklepajih so navedene strani iz: Gabrovec 1994). V Polhograjskem hribovju so {tevilni dolci lepo razviti v najvi{jih predelih na strmih pobo~jih z naklonom 25° v okolici Sela pri sveti Jederti in pri Gabr{ah (33). Badjura (1953, 205) omenja {tevilne dolce na glavnem dolomitu v Dolenjskem podolju med Grosupljem in Sti~no. Dolaste reliefne oblike razlikuje po velikosti od dolinke prek dolka do doli~a. Kot primer dolinke izpostavlja »… ko{eninast vise~ dolec npr. med Obolnim (776 m) in Blatarjem …«, kot primer dol~ka pa »… ko{eninast tesnej{i dolec med Gori~ico in Kovki (685 m) nad Metnajem …« (37). Dolci so zelo pogosti v Rovtarskem hribovju (46), v valovitem planotastem reliefu iz cordevolskega dolomita Geomofrne oblike na @ibr{ah Kartografija: Blà Komac © Geografski In{titut Antona Melika ZRC SAZU 2002 Kartiranje: Blà Komac, dr. Joè ^ar 650 LEGENDA x x 650 700 dolec 240/20 Klavàr x x x prelom x razpoklinska cona G M A J N A izohipsa 220/20 vodotok x 250/20 Koren sedlo 230/30 izvir (zajet) nadmorska vi{ina m [ ] 240/30 650 D O L I N E 250/20 nagib kamninskih plasti x 700 Jane{ konkaven rob/pregib Smole konveksen rob/pregib 650 675 v Klavàr Doma~ija 240/20 c DOLINE Toponim Smolevc Vrh 650 0 650 315 45 prelomi, razpoke 270 90 kamninske plasti x 225 135 x Tumle 230/20 180 x x 0 0,5 km Podlaga: 625 675 700 700 Geodetska uprava RS; TTN 1:5.000 Slika 1: Dolci so pomembna reliefna oblika na @ibr{ah (Komac 2003a). 16 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Slika 2: Geomorfolo{ka skica Kali{~a (Gabrovec 1994, 94). v Turja{ki pokrajini (57), zna~ilni pa so tudi za Raduljsko hribovje, zlasti za obmo~je med [tatenber{ko dolino in ^e{njicami pri Trebelnem, kjer so dolci pogosti »… na gosto naseljenih prisojnih pobo~jih …« (52). Podrobno so bili geomorfolo{ko kartirani dolci pri Selu v Polhograjskem hribovju (89), v okolici Kali{- ~a (93) in Kure{~ka v Krimsko-Mokr{kem vi{avju (98). Polòni in plitvi dolci raz~lenjujejo povr{je Ravnika pri Logatcu in @ibr{ (Mihevc 1979; Komac 2003a). Dolci so pogosti na pobo~jih z naklonom priblìno 20° v okolici Rakitne in Glinic. Na zemljevidu Rakitne, ki ga je v prvem opisu dolkov oziroma dolcev pri nas objavil Gams (1968), je vrisanih petnajst dolcev. Dolec je pogosta reliefna oblika na dolomitnem povr{ju v okolici Litije. Gams in Natek (1981, 23) uporabita izraz dolek oziroma kra{ki dolek in ga ozna~ita na geomorfolo{kem zemljevidu okolice Litije v merilu 1 : 100.000, vendar vsi dolci zaradi majhnosti niso vrisani. V tujini literatura pove~ini opisuje periglacialne dolce. Pécsi (1996) je objavil geomorfolo{ki zemljevid Madàrske, na katerem so vrisani tudi dolci. Pogosti so na jugozahodu Madàrske jùno od Blatnega jezera in na severovzhodu dràve v Potisju. Videti je, da so te reliefne oblike veliko ve~je od Slika 3: Geomorfolo{ka skica Kure{~ka (Gabrovec 1994, 98). 17 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Slika 4: Dolci so na Rakitni na pobo~jih Nova{ke gore in @upanovega vrha. Pu{~ica ozna~uje enega od dolcev (Gams 1968, 80). dolcev na dolomitnem povr{ju pri nas. Dolci so tudi na skrajnih jùnih obronkih Karpatov v Budimpe- {ti. Starkel (1966) je opisal dolce v pore~ju reke San na jugovzhodnem Poljskem pri Rzeszóvu. Mac (1969, 183) opisuje dolce na vznòju gorovja Giurghiu-Harghita. V hribovju Somogy jùno od Blatnega jezera so »… severna pobo~ja strma, jùna pa prekriva debela plast puhlice, ki jo raz~lenjujejo {iroki in plitvi dolci …« (Pécsi 1996, 52). Tuckfield (1986) je objavil {tudijo dolcev na obmo~ju New Forest v Hampshireju v Angliji, Young (1986) pa razpravo o geomorfolo{kem razvoju dolcev, v dnu katerih so na planoti Woronora v Novem jùnem Walesu v Avstraliji nastala mo~virja. Dolci so zna~ilnost krednih pokrajin v Hertfordshireu, Wiltshireu in Hampshiru v Angliji (Sparks in Lewis 1957; Small 1964; Tuckfield 1986). Periglacialni dolci so zna~ilni tudi za severno obrobje Alp, nastali so tudi na krednih apnencih. Slika 5: Dolci so na dolomitnem povr{ju v okolici Litije pogosta reliefna oblika. Na zemljevidu so dolci ozna~eni s pu{~ico (Gams in Natek 1981). 18 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 19 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Za podrobnej{o preu~itev sem izbral {est dolomitnih obmo~ij z dolci v Sloveniji, in sicer @ibr{e v Rovtarskem hribovju (oznaki A in C), Selo v Polhograjskem hribovju (oznaka B), Metnaj v Posavskem hribovju (oznaka D), pobo~je nad dolino Sti{kega potoka v Posavskem hribovju (oznaka E), obmoj~e severno od Poljan pri Sti~ni v Posavskem hribovju (oznaka F) ter Rakitno v Krimskem hribovju (oznaka G). 2.1 @IBR[E @ibr{e so razmeroma ozko, do 750 m visoko sleme v jùnem delu Rovtarskega hribovja, ki se razteza med dolino Reke na vzhodu, Loga{kim poljem na jugu, Notranjskim podoljem na vzhodu in @ejsko dolino na zahodu. Vmesne doline se zajedajo v planotast svet, ki z najvi{jimi vzpetinami sega do vi{i-ne 750 m. Dolinska dna so 500 m visoko. Obmo~je sestavlja zgornjetriasni glavni dolomit, geolo{ka sestava okolice pa je zanimiva zaradi pokrovne zgradbe. Dolci so v Rovtarskem hribovju pogosti v zatrepih erozijskih grap in manj{ih dolin, na slemenih in na robovih planote. Pogosto so med seboj povezani in se navzdol nadaljujejo v grape (Buser 1976; Mihevc 1979; Premru 1982). 2.2 SELO Polhograjsko hribovje leì med Rovtarskim hribovjem na jugozahodu, Poljansko dolino na zahodu in severu, Ljubljansko polje ga omejuje na vzhodu, na jugu pa meji na Ljubljansko barje. Pokrajina obse-20054. ZORN, 15.A TIJ MA Slika 6: Dna dolcev v @ibr{ah so ploska zaradi debele plasti prepereline in intenzivne obdelave. Na soto~ju dveh dolcev je bila do pred kratkim njiva, danes pa je obmo~je namenjeno pa{i. 20 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 435.500 435.750 436.000 436.250 89.250 Klavàr 650 Koren A08 A07 A05 A04 89.000 A01 650 A02 DOLINE 675 Smole A02 A02a A06 C07 C06 vc 50/40 70/60 675 A03 A01 C03 50/40 C04 60/80 88.750 30/85 C02 700 C01 C05 30/85 Tumle 10/80 ^RETE@ 88.500 600 625 650 675 435.500 435.750 436.000 436.250 435.500 435.750 436.000 436.250 Slika 7: Zemljevid dolcev v @ibr{ah. Dolci so prikazani z vijoli~asto barvo, gozd s temno in travnik s svetlo zeleno, njive z rjavo, vode z modro, kamnolom s sivo in petindvajsetmetrske izohipse z oran`no barvo. Krogec ozna~uje lego najdi{~a lesa, opisanega v petem poglavju. ga priblìno 300 km2. Dolci so pogosti v najvi{jem delu hribovja v pore~ju Selanovega potoka v okolici [piklja (885 m), zahodno od To{~a (1021 m) ter v vzhodnem delu hribovja. Odpornej{i anizijski in ladinijski srednjetriasni dolomit leì na tem obmo~ju na permskih kremeno-vih pe{~enjakih. Dolomit je zaradi narivov mo~no pretrt, tektonska plo{~a je razkosana v posamezne bloke. V strm dolomitni relief se zajedajo povirne doline, grape in dolci. Na stiku dolomita in vododr`nih 21 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac C OMA BLÀ K Slika 8: Dolci v Selu imajo gladka strma pobo~ja. V ozadju je bazen za lovljenje erodiranega gradiva, ki ga je pred desetletji postavilo Podjetje za urejanje hudournikov. Slika 9: Dolci pri Selu v Polhograjskem hribovju (prirejeno po: Gabrovec 1994, 90). 22 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 C OMA BLÀ K Slika 10: Severozahodno in severno od Metnaja so dolci nastali v zaledju dolov na pobo~jih Kolka. Dolce prera{~a gozd, doli pa se pod vasjo stekajo v kra{ke kotanje blizu roba planote nad dolino Sti{kega potoka. plasti so {tevilni izviri, vode so v pe{~enjaku oblikovale {iroke doline (Rakovec 1939, 109; Grad in Ferjan~i~ 1976). 2.3 METNAJ, STI[KI POTOK IN POLJANE Na dolomitu so {tevilni dolci na pobo~jih doline Sti{kega potoka, na robu uravnave pri Metnaju, in severno od Poljan pri Sti~ni. Obmo~je leì na stiku dinarskih pokrajin na jugu in Posavskega hribovja na severu. Za dolomitna obmo~ja v Posavskem hribovju so zna~ilne globoko vrezane grape in doline. Ena od njih je dolina Sti{kega potoka, ki se pri Ivan~ni Gorici pridruì Vi{njici, ta pa ~ez Muljavo odteka proti Krki. V okolici Sti~ne prevladujeta zgornjetriasni zrnati dolomit in skladoviti dolomit, v dolini Sti{kega potoka pa so zrnati dolomit, srednjetriasni apnenec ter dolomit z roènci in laporovcem (Buser 1994). V podolju na stiku Posavskega hribovja in dinarskih pokrajin so pogoste {iroke doline s ploskim, uravnanim in zaradi ilovnate prepereline mokrotnim dnom. Ilovica se je v podolju med Grosupljem na zahodu in Novim mestom na jugovzhodu ohranila v debelih slojih. Domnevamo, da je korozijski ostanek raztopljenih karbonatnih kamnin (prim. Gregori~ 1964, 1969), deloma pa je tudi tektonskega izvora (Zupan 1989). Pliokvartarna ilovica s su{enjem razpoka. Ob padavinah voda skozi razpoke lahko dose- è skalno podlago. Ko pa se ilovica zasiti z vodo, nabreka in postane zelo slabo prepustna. Ob dalj{em deèvju zato voda odteka predvsem povr{insko. V kotanjah, prekritih z ilovico, so ponekod pogoste poplave (Gros 1999, 258). 23 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Slika 11: Dno dolca severno od Poljan pri Sti~ni se spodaj raz{iri in postane zaradi obilice prepereline plosko. Dolci se nazadnje zdruìjo v {irok dol s ploskim dnom, imenovan Dula. C Na pobo~jih dolca so drevesa zvita zaradi OMA polzenja prepereline. BLÀ K C OMA BLÀ K Slika 12: V srednjem delu dolca severno od Poljan pri Sti~ni so pobo~ja strmej{a kot zgoraj in dno òje, pogosti so izdanki kamnine. 24 575 600 625 600 650 675 650 625 575 550 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 600 484.500 485.750 486.000 94.000 575 K o 600 D20 l k D12 D11 625 600 D13 e D16 650 93.750 D15 675 D17 POD KOLKAM D14 D19 D18 D05 D21 D10 D09 D08 D04 D01 D06 D07 D02 D03 650 93.500 625 NA CESTI Prne 5 550 7 93.250 5 600 484.500 485.750 486.000 Slika 13: Zemljevid dolcev severno od Metnaja. Dolci so prikazani z vijoli~asto barvo, gozd s temno in travnik s svetlo zeleno, njive z rjavo, vode z modro in petindvajsetmetrske izohipse z oran`no barvo. 25 575 643 550 525 500 475 450 425 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 425 484.750 485.000 485.250 Metnaj 93.000 575 Sti~na REBER 643 550 160/30 E04 E05 Pintarjev 52 dol 5 92.500 E06 160/90 E02 n 500 e b 170/85 60/60 r a E03 g 100/50 v o 265/80 475 k { E01 o J 450 220/80 92.250 E01 425 DOVC A P N E N C E Potok 92.000 425 484.750 485.000 485.250 Slika 14: Zemljevid dolcev severno od doline Sti{kega potoka. Dolci so prikazani z vijoli~asto barvo, gozd s temno in travnik s svetlo zeleno, njive z rjavo, vode z modro in petindvajsetmetrske izohipse z oran`no barvo. 26 600 625 700 650 750 675 650 725 625 700 600 Na koritu Drnovc 575 600 625 GEOGRAFIJ 675 A SLOVENIJE 13 650 482.750 483.000 600 600 Kukl~ek 625 625 700 700 F09 F02 650 95.250 650 7750 5 675 675 0 80/80 NA [KRLEH F03 F09 F07 F02 F01 F06 F08 F06 F04 300/85 F05 F04 ROJE 95.000 55/20 KOTEL 650 650 [IROKI HRIB 7725 DOL^EK 25 625 625 7700 0 DULA 0 600 600 94.750 Ga~e Na kor Na ko itu ritu Drnovc Drnovc 575 575 600 600 5 2625 675 675 6 94.500 Hrastje 650 650 ZA MO^ILOM 482.750 482.750 483.000 483.000 Slika 15: Zemljevid dolcev severno od Poljan. Dolci so prikazani z vijoli~asto barvo, gozd s temno in travnik s svetlo zeleno, njive z rjavo, vode z modro in petindvajsetmetrske izohipse z oran`no barvo. 27 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 2.4 RAKITNA Rakitna je plitvo, 2 km2 veliko kra{ko polje na nadmorski vi{ini 800 m. Sestavlja ga norijsko-retijski dolomit. Do 1000 m visok obod kra{kega polja se na severovzhodu povzpne na slemenast [panov vrh, na jugozahodu pa slemenasta Nova{ka gora Rakitno lo~i od nìje leè~ega Ljubljanskega barja. Na severozahodu in jugovzhodu je nad kotanjo priblìno 20 m visok rob. Po mokrotnem dnu te~e Rakitni{- ~ica in ponika v Ponikvah na severu polja. Pobo~ja oboda so konkavna in z izjemo {tevilnih dolcev malo raz~lenjena (Gams 1968). 2.5 POGLAVITNE ZNA^ILNOSTI RELIEFA PREU^EVANIH OBMO^IJ Preu~evana obmo~ja segajo od nadmorske vi{ine 375 m do nadmorske vi{ine 1012 m. povpre~na nadmorska vi{ina je 422 m. Okolica Poljan je v nadmorskih vi{inah 375–775 m, okolica Sti{kega potoka v nadmorskih vi{inah 395–740 m, na Rakitni se dolci raztezajo na pobo~jih v nadmorski vi{ini 450–995 m, v @ibr{ah sega obmo~je preu~evanja 525–725 m visoko in v Selu pri Polhovem Gradcu 390–1000 m. Izstopata Rakitna z nizkim deleèm povr{ja pod 500 m in dolina Sti{kega potoka z najvi{jim deleèm povr{ja v nadmorski vi{ini 500–600 m. Iz vi{inske razlike med najvi{jimi in najnìjimi deli preu~evanih obmo~ij lahko predpostavimo intenzivnost geomorfnih procesov. Najvi{ja vi{inska razlika je v Selu (620 m) in na Rakitni (544 m), sledijo Poljane s 400 m, Sti{ki potok s 344 m in @ibr{e z 202 m. Obmo~ja z dolci imajo nekatere skupne reliefne poteze. Dolci so na pobo~jih, pove~ini se za~ne-jo tik pod slemenom. Na Rakitni in pri Selu so dolci na dolgem pobo~ju vzporedni, drugod, pa so sredi{~no usmerjeni in se stekajo v dol ali dolino. Pogosto so povezani v obliki drevesaste strukturo. Tak{ni so C OMA BLÀ K Slika 16: Dno dolca na pobo~ju Nova{ke gore je {e ekstenzivno obdelano. 28 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 G1 Ponikve G2 G8 G3 G7 Novaki G4 G5 G6 N ova{ka g ora Slika 17: Zemljevid dolcev na Rakitni. Dolci so prikazani z vijoli~asto barvo, gozd s temno in travnik s svetlo zeleno, vode z modro, kamnolom s sivo in petdesetmetrske izohipse z oran`no barvo. 29 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac v @ibr{ah, nad dolino Sti{kega potoka in severno od Poljan pri Sti~ni. Dolci v Polhograjskem hribovju so vzporedni. Vzporedna organiziranost je zna~ilna za strma pobo~ja in za obmo~ja pretrte kamnine vzdol` tektonskih linij. Dolci so pove~ini nastali na zrnatem dolomitu, na skladovitih dolomitih so redkej{i in pove~ini usmerjeni vzdol` pretrte kamnine ob prelomih. Dolci so pogosti na strmih pobo~jih ali na robovih planot, pod katerimi je dolina s stalnim vodnim tokom. Tako je nad dolino Sti{kega potoka, pri Poljanah in v Polhograjskem hribovju. Na takih obmo~jih so dolci strmi in gosto razpredeni. Drugje, na primer v @ibr{ah, imajo dolci majhen naklon dna. Pobo~ja dolcev so na polònem povr{ju polòna, na strmih obmo~jih pa so dolci globlji, pobo~ja pa imajo naklon 30–40°. Tudi oblika dolca je do dolo~ene mere odvisna od naklona obmo~ja. Na razvoj dolca vplivajo relativna vi{inska razlika obmo~ja, velikost zaledja, dolìna dolca in dolìna njegovih pobo~ij (Fairbridge 1968, 251; Mihevc 1986, 213; Komac 2003a, 102). Poseben primer je obmo~je severno od Metnaja, kjer voda iz dolcev odteka v dol in ponika na dnu kra{ke kotanje na robu planote. Tudi na Rakitni so dolci usmerjeni proti ponikvam v dnu kra{kega polja, ki ga zapolnjuje obilo gradiva. Dolci na Rakitni in severno od Metnaja so plitvej{i od dolcev na drugih obmo~jih, kar je posledica manj{e intenzivnosti geomorfnih procesov zaradi ve~je bliìne erozijske baze in manj intenzivnega spiranja v podzemlje. V dnu dolcev je obi~ajno do nekaj metrov debela preperelina, posledica pobo~nih procesov in korozije. Preperelina je ponekod è tako debela, da v njej poteka na primer polzenje. Preperelina je deloma nastala in situ s preperevanjem, pove~ini pa je bila v dno prenesena z vi{jih leg, zlasti s pobo~ij. Dno dolca je v pre~nem prerezu konkavno, saj se na stiku dna s pobo~ji useda pobo~no gradivo. Razlikujemo dolce s ploskim dnom in konkavnim prevojem v pobo~je ter dolce z ravnim dnom in ostrim pregibom na prehodu v pobo~je (Gams in Natek 1981, 55). Ravno dno dolca je v nekaterih primerih posledica ~lovekove dejavnosti, podobno kot na krasu (Gams 2003). Po poselitvi in izkr~enju gozda je ~lovek skromno prst prst prenesel s strmih pobo~ij v dno dolca in na ta na~in pridobil obdelovalno povr{ino ugodnega naklona nekaj stopinj. Pobo~ne procese je spodbudilo tudi oranje njihovega dna (Sparks in Lewis 1957, 3 in 35). Plosko dno pa je lahko tudi posledica drugih geomorfnih procesov na manj odpornih kamninah, kot so ilovica, tuf, pe{~enjak in laporovec. Tak{ne kamnine so pogoste v vzhodnih v gri~evnatih in hribovitih pokrajinah Slovenije. Na teh obmo~jh nastajajo ob prepojenosti prepereline z vodo usadi in manj{i zemeljski plazovi. Gradivo se hipoma premesti v nìjo lego in obstane v dnu dolinice. Ker zaradi majhnega zaledja v zgornjem delu dolinic pogosto {e ni povr{inskega vodnega toka, ki bi odna{al gradivo, dobi dno zna~ilno plosko obliko (Natek 1989b; 1989c). V okolici Litije, kjer so {tevilni dolci, je razmerje med povr{ino dna dolin in vmesnimi gmotami v pre~- nem prerezu odvisno od neotektonskega dviganja ali mirovanja. Na obmo~jih mirovanja so doline {ir{e in zavzemajo najve~ji delè. Razmerje med povr{ino slemen in dolin je 0,75 : 1, 2 : 1 in 1,9 : 1 (Gams in Natek 1981). V Mirnski dolini je gostota dolin (1900 m km–2), od tega dolin s stalnimi vodotoki (666 m km–2), dolin z ob~asnim tokom (498 m km–2), suhih dolin (233 m km–2) in grap ter dolcev (822 m km–2). Podatek je za namen te raziskave problemati~en, saj so dolci in grape zelo razli~ne reliefne oblike. Reliefni obliki sta zdruèni, ker jih na zemljevidu v merilu 1 : 25.000 ni bilo mogo~e razlikovati (Topole 1998, 61). 30 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 3 MORFOLO[KE ZNA^ILNOSTI DOLCA 3.1 HIPSOMETRI^NA KRIVULJA Podobno kot doline so dolci zgoraj obi~ajno strmej{i kot spodaj. Hipsometri~na krivulja pokaè razmerje med razli~no visokimi deli pore~ja glede na povr{ino oziroma pove, kolik{en delè povr{ja {e ni bil erodiran. Delè vi{ine pore~ja je prikazan kot funkcija povr{ine posameznega vi{inskega pasu. Oblika krivulje se s ~asom spreminja in preide iz konveksne prek premo~rtne, dokler ne postane v zgornjem delu konkavna. Je relativna mera za primerjavo morfolo{kih zna~ilnosti razli~nih obmo~ij (Schumm 1977, 69–71). Scheidegger je iz razmerja med povr{ino in nadmorskimi vi{inami relief razdelil na visoko aktivni, srednje aktivni in nizko aktivni (Verbi~ 1991; Hrvatin in Perko 2006). Krivulja je najbolj uravnove{ena na @ibr{ah in Selu pri Polhovem Gradcu. V Poljanah in Sti{kem potoku izkazuje intenzivne recentne procese, na Rakitni pa dvojnost zaradi neskladnega razvoja uravnanega povr{ja brez povr{inskega vodnega odtoka s kra{kega polja. Hipsometri~ni integral, izra~unan iz hipsometri~ne krivulje, je na 3 km2 velikih obmo~jih na Poljanah zna{al 53,57 %, na Rakitni 67,27 %, na Selu 46,45 %, pri Metnaju 47,62 % in v @ibr{ah 52,13 %. Povpre~no je bil 53,41 %. 3.2 GRAFI^NO IN RA^UNSKO DOLO^ANJE ZNA^ILNIH NAKLONOV Ker so dolci majhne reliefne oblike in na topografskih zemljevidih niso v celoti prikazani, lahko spoz-namo zna~ilnosti dolcev le s terenskim delom. Slabosti takega pristopa so morebitna tèka dostopnost obmo~ij zaradi prevelike strmine, kru{ljivosti terena, prepovedi ali lastni{tva (vojska) in dolgotrajnost meritev. Zajem podatkov obsega le to~ko ali linijo, kakovostni ploskovni podatki, pridobljeni s terenskim delom, pa so zelo redki. Analiziral sem sedemdeset vzdol`nih in pre~nih prerezov dolcev. S prerezom povr{ja zajemamo podatke z ene ~rte vzdol` dna dolca ali pre~no nanj. Izmerjeni prerezi morajo biti primerljivi, zato meritve potekajo pravokotno na padnico pobo~ja. Zaradi zahteve po enotni razdalji med meritvami je slabost metode kratka dolìna merilnih naprav. Terenska metoda zagotavlja natan~nost podatkov ± 1° za naklon in ± 0,2 m za vi{ino (Goudie 1981, 62–63). Prerez pobo~ja merimo z merilnimi letvami, z instrumenti, sestavljenimi iz pokon~nega in vodorav-nega dela, z Abneyjevo letvijo ali s pantometrom, ki sem ga za merjenje naklonov dna dolcev prvi~ uporabil v @ibr{ah (Komac 2003b). Sestavljata ga navpi~ni aluminijasti letvi dolìne 2 m, povezani s pre~nima vodoravnima aluminijastima letvama. Spodnja je dovolj visoko, da omogo~a meritve na neravnem povr{- ju, zgornja je v vi{ini o~i. Ob strani je na navpi~ni letvi kotomer z 0,5° razdelkom in libelo. Letve so pritrjene z vijaki v pravokotnik. Ko se prilagaja povr{ju iz pravokotnika nastane trapez. Natan~nost meritev je odvisna od natan~nosti kotomera in dolìne vodoravnih letev. Pri merjenju se ni potrebno sklanjati, meri en merilec. Merjenje oteùje gosta podrast. Hitrost merjenja je 0,5–1 km h–1. Iz izmerjenega naklona in znane dolìne z uporabo trigonometri~nih funkcij (kosinus) izra~unamo vi{insko razliko med spodnjim in zgornjim delom prereza. Prerez pobo~ja prikaèmo s ~rto ali v obliki histograma, ki ga razdelimo na elemente. Ker se izmerjeni nakloni hitreje spreminjajo kot naklon pobo~ja, podatke zgladimo z metodo drse~ih sredin. Naklone lahko {e prikaèmo v frekven~ni razporeditvi in izra~unamo posamezne statisti~ne parametre, kot so aritmeti~na sredina, mediana, modus in podobno. Najpogostej{i naklon imenujemo zna~ilni ali karak-teristi~ni naklon. [tevil~no ga izrazi modus (Goudie 1981, 65). Na podlagi prerezov lahko sklepamo na geomorfne procese. Young (1961, 126) razlikuje zna~ilne in mejne naklone. Zna~ilni nakloni so najpogostej{i na pobo~jih, na dolo~enih kamninah, v dolo~enih podnebnih razmerah ali pokrajini. Prvi jih je omenil Savigear (1952, citirano po Young 1961) pri preu~evanju pobo~ij v jùnem Walesu. Mejni nakloni so genetsko opredeljeni in se ob njih spremeni geomorfni 31 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Selo Sti{ki potok – Metnaj 1 1 0,9 0,9 0,8 0,8 0,7 0,7 0,6 0,6 0,5 0,5 0,4 0,4 delè vi{in (%) delè vi{in (%) 0,3 0,3 0,2 0,2 0,1 0,1 0 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 delè povr{ja (%) delè povr{ja (%) Poljane Rakitna 1 1 0,9 0,9 0,8 0,8 0,7 0,7 0,6 0,6 0,5 0,5 0,4 0,4 delè vi{in (%) delè vi{in (%) 0,3 0,3 0,2 0,2 0,1 0,1 0 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 delè povr{ja (%) delè povr{ja (%) @ibr{e Povpre~je 1 1 0,9 0,9 0,8 0,8 0,7 0,7 0,6 0,6 0,5 0,5 0,4 0,4 delè vi{in (%) delè vi{in (%) 0,3 0,3 0,2 0,2 0,1 0,1 0 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 delè povr{ja (%) delè povr{ja (%) Slika 18: Vrednosti hipsometri~nega integrala za posamezna obmo~ja in povpre~je, izra~unano za vsa obmo~ja. 32 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Slika 19: Pantometer sestavljata para premi~no spetih aluminijastih palic. Naklon povr{ja 2005 dolo~amo iz naklona vodoravne palice z libelo 3. in kotomerom, ki sta pripeta na navpi~no , 31.C palico. Naprava je visoka 2 m in {iroka 1,5 m. OMA V ospredju je na njivi erozijsko merilno polje, BLÀ K izdelek Matije Zorna. 120 100 80 60 ulativni delè (%) 40 kum 20 0 1 3 5 7 9 11 13 15 17 19 21 23 25 27 29 31 33 35 37 39 41 43 45 47 49 51 naklon povr{ja (stopinje) dmv-@ibr{e dmv-Stpotok dmv-Selo dmv-Poljane dmv-Rakitna dol-@ibr{e dol-Stpotok dol-Selo dol-Poljane dol-Rakitna Slika 20: Izmerjena (dol) in izra~unana (dmv) kumulativna frekven~na razporeditev naklonov na obmo~jih preu~evanja. 33 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 10 9 8 7 6 5 delè (%) 4 3 2 1 0 0 3 6 9 12 15 18 21 24 27 30 33 36 39 42 45 48 naklon (stopinje) @ibr{e Selo Metnaj Poljane Rakitna % VSE % VSE-BSP Slika 21: Frekven~na razporeditev naklonov, pridobljena z meritvami. Polna ~rna ~rta ozna~uje meritve brez slemen in pre~nih prerezov, rde~a ~rta pa vse meritve. S tanj{imi ~rtami so prikazane meritve po posameznih obmo~jih. proces – dolo~ajo razpon naklonov, znotraj katerih potekajo dolo~eni geomorfni procesi. Götzinger (1907; citirano po Young 1961) je ugotovil, da erozijska in denudacijska pobo~ja lo~i mejni naklon 45°. Tricart (1957; citirano po Young 1961) je predlagal uvedbo izraza naklonski prag. To je naklon, pod katerimi ne potekajo dolo~eni geomorfni procesi. Koncepta zna~ilnih in mejnih naklonov se lahko prekrivata (Maw 1866; citirano po Young 1961). Dolo~en naklon je pogosto hkrati zna~ilen, najpogostej{i, in mejni. Upo{tevati moramo oba koncepta in presoditi, kateri je v danem primeru ustreznej{i. Mejne naklone sem najprej dolo~il z grafi~no metodo na podlagi pogostosti dolo~enega naklona, nato {e statisti~no. Iz izmerjenih naklonov sem izra~unal ukrivljenost povr{ja. Ta parameter pove, kako se naklon spreminja v odvisnosti od dolìne loka. Povr{je na podlagi ukrivljenosti razdelimo v konkavne, premo~rtne in konveksne elemente. Geomorfna vloga ukrivljenosti {e ni v celoti znana, vendar je velika, saj vpliva na stekanje ali raztekanje vode na pobo~jih (Young 1972, 162; Hrvatin in Perko 2002). V @ibr{ah sem izmeril 15 vzdol`nih in tri pre~ne prereze, v Selu 13 vzdol`nih in enega pre~nega, v Metnaju 21 vzdol`nih in tri pre~ne, {tiri vzdol`ne prereze nad dolino Sti{kega potoka, devet vzdol`nih prerezov severno od Poljan pri Sti~ni ter osem vzdol`nih in en pre~ni prerez na Rakitni. V Selu sem izmeril tudi tri prereze vzdol` slemen med dolci. Iz razporeditve naklonov sem sklepal na prevladujo~e geomorfne procese. Iz frekven~ne razporeditve izstopajo nakloni 7°, 20°, 15°, 24° in 27° ter 10°, 5°, 33° in 40°. V dnu dolcev zasedajo majhen deleòbmo~ja z naklonom nad 36°. Pri vi{jih naklonih potekajo zelo intenzivni geomorfni procesi, zato ima povr{je na dolo~enem mestu le kratek ~as visok naklon. Po pre-teku tega ~asa se naklon ustali pri 31–36°, na pobo~ju se pri posipnem naklonu vzpostavi ravnovesje. Nakloni 20–25° so zna~ilni za dna dolcev severno od Poljan pri Sti~ni. Pri teh naklonih se proìjo zemeljski 34 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 6 5 4 3 delè (%) 2 1 0 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44 46 48 50 naklon (stopinje) povpre~no VSE VSE-BSP Slika 22: Frekven~na razporeditev naklonov po obmo~jih, pridobljena z digitalnim modelom vi{in 25 krat 25 m. S ~rno barvo je ozna~eno povpre~je, s tanj{imi obarvanimi ~rtami so prikazane meritve po posameznih obmo~jih. plazovi in poteka polzenje. V dnu dolcev pa so najpogostej{i nakloni 6–9°, ki so zna~ilni za Rakitno in @ibr{e. Slika 23 prikazuje odvisnost naklonov povr{ja od nekaterih mònih oblikotvornih geomorfnih procesov ter odvisnost reliefnih oblik od naklona povr{ja. Prikazani so zna~ilni ali najpogostej{i nakloni in nakloni, ki so pomembni z vidika geomorfnih procesov. Najpomembnej{i geomorfni procesi, ki oblikujejo dolec, so polzenje, denudacija, soliflukcija in plazenje. Soliflukcija poteka priblìno pri naklonih 2–25°, prav tako poteka polzenje od 2° dalje. Denudacija je zna~ilna zlasti za naklone 2–20°, nad 28° prevlada linijska erozija. Plazenje je zna~ilno za naklone 10–15° do naklona posipnega kota. Glede na podlago imajo meli{~a naklon 28–36°, pri nas najpogosteje 32–33° (prim. Klimaszewski 1981). Izmerjeni nakloni dolcev se razlikujejo od naklonov {ir{ega obmo~ja, izra~unanih z digitalnim modelom vi{in. Povpre~ni naklon povr{ja, izra~unan z digitalnim modelom reliefa, je v @ibr{ah 12,4°. Najnìji naklon je 0°, najvi{ji 38°. Najpogostej{i naklon je 9°, iz razporeditve izstopajo {e nakloni 11° in 6° ter 20° in 23°. Izstopajo naklonski razredi 7–8°, 12°, 20–26°. Naklonov nad 15° je malo in presene~a nizek delè povr{- ja z naklonom nad 30°. Glede na slednje in glede na lego dolcev tik pod slemenom domnevam, da so dolci drugotna reliefna oblika, ki nekdaj enotna pobo~ja raz~lenjujejo v dolinasto-slemenasti relief. 3.2.1 DOLCI V @IBR[AH Dolce na @ibr{ah sem glede na naklone njihovega dna razvrstil v dve skupini. V prvo spadajo dolci z oznakami 1, 2, 6 (povpre~ni naklon dna dolca 8°), v drugo dolec 3 s povpre~nim naklonom 11° in dolec 8 z naklonom 6,4°. V tretji skupini s povpre~nim naklonom dna 18,5° sta strma dolca 2a in 4 35 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac ravnina dolec dolina grapa stena 7 6 7 naklon dna dolcev 5 10 20 zna~ilni nakloni 5 15 (%) 4 24 27 3 delè 3 6 13 razlikovalni 33 2 nakloni 1 22 1 29 40 2 0 36 0–1,9 2–5,9 6–12,9 13–21,9 22–28,9 29–35,9 36–45,9 46–89,9 naklon (stopinje) denudacija, ovna soliflukcija udacija plosk plazenje udacija den (erozija) linijska den polzenje padanje akti~no (meli{~e) pr ni procesa Slika 23: Frekven~na porazdelitev naklonov v dnu dolcev, predpostavljeni proces in reliefna oblika (po virih iz poglavja 4. 9). (Komac 2003b, 29). Izmerjeni nakloni v dnu dolcev se od povpre~nih naklonov na {ir{em obmo~ju najbolj razlikujejo pri vrednostih 7°, 13°, 15–16°, 26°, 30–32° in 34–36°. Razlika je najve~ja pri naklonu 34°, sledita naklona 32° in 36°. Velike razlike so {e pri naklonih 31°, 35° in 15°. 3.2.2 DOLCI NA RAKITNI V dolcih na Rakitni izstopajo naklonski razredi 5–7°, 10° in 15–16° ter 20°. Zna~ilna je nizka zastopanost naklonov nad 21°. Na naklon dolcev na Rakitni je bolj vplivala denudacija kot erozija. Dolci se na Rakitni kon~ajo na ravnini oziroma v plitvih zakraselih kotanjah, zaradi ~esar je vi{inski gradient majhen. Pobo~ja na drugi strani slemena strmo padajo proti Ljubljanskemu barju in na teh pobo~jih dolci prehajajo v erozijske grape. Povpre~ni naklon povr{ja, izra~unan z digitalnim modelom reliefa, je na Rakitni 10,8°. najnìji naklon je 0°, najvi{ji 50°. Frekven~na razporeditev je trimodalna. Najpogostej{i naklon je 2°, iz razporeditve izstopajo {e nakloni 5° in 10° ter 34–35°. Izmerjeni nakloni v dnu dolcev se od povpre~nih naklonov na {ir{em obmo~ju najbolj razlikujejo pri vrednostih 0–2°, 5–7°, 10–11°, 15–16°, 33–34° in 36°. Razlika je najve~ja pri naklonu 1°, sledita naklona 6° in 11°. Izstopajo {e nakloni 0°, 5° in 15°. 36 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 3.2.3 DOLCI V SELU PRI POLHOVEM GRADCU Dolci v Selu so po legi podobni dolcem nad dolino Sti{kega potoka. Leìjo nad potokom, ki na spodnjem koncu dolcev sproti odna{a gradivo. Za dolce je zna~ilen visok delè naklonov 32–37°, kar je znak intenzivnih geomorfnih procesov in nenehnega vzpostavljanja ravnovesja pri posipnem kotu. Vi{ki frekven~ne razporeditve naklonov so pri 18–22°, 25° in 9–12°. Tudi majhen delè naklonov pod 12° je posledica intenzivnih geomorfnih procesov. Povpre~ni naklon povr{ja, izra~unan z digitalnim modelom reliefa, je v Selu 25,2°. Najnìji naklon je 0°, najvi{ji 44°. Najpogostej{i naklon je 31°, iz razporeditve izstopata {e naklona 20° in 23°. Izmerjeni nakloni v dnu dolcev se od povpre~nih naklonov na {ir{em obmo~ju najbolj razlikujejo pri vrednostih 1°, 3–4°, 8°, 10–12°, 15°, 28° in 34°. Razlika je najve~ja pri naklonu 4°, sledita naklona 1° in 3°. Velike razlike so {e pri naklonih 10°, 12° in 15°. 3.2.4 DOLCI NA POLJANAH PRI STI^NI Dolci na Poljanah po frekven~ni razporeditvi naklonov mo~no odstopajo od drugih obmo~jih. Vi{ek razporeditve je pri 23°, drugotna vi{ka sta pri 27° in 20°, pomembni so {e nakloni 7°, 11° in 32–34°. Pogosta so pobo~ja, na katerih se je è vzpostavilo ravnovesje. Naklonski razred 20–28° imajo pobo~- ja, na katerih je pomemben proces plazenje. Dolci v Poljanah imajo glede na druge dolce bolj zaobljeno konkavno dno, kar je posledica intenzivnega nasipanja gradiva s pobo~ij, v dnu dolcev so pogoste stopnje. Gradivo v dnu dolcev pri naklonu nad 15–20° postane mobilno, prihaja do polzenja. Povpre~ni naklon povr{ja, izra~unan z digitalnim modelom reliefa, je v Poljanah 18,0°. Najnìji naklon je 0°, najvi{ji 40°. Najpogostej{i naklon je 18°, iz razporeditve izstopajo {e nakloni 13°, 22° in 31°. Izmerjeni nakloni v dnu dolcev se od povpre~nih naklonov na {ir{em obmo~ju najbolj razlikujejo pri vrednostih 24°, 27–28°, 34–35° in 38–40°. Razlika je najve~ja pri naklonu 40°, sledita naklona 38° in 39°. Velike razlike so {e pri naklonih 24°, 28° in 27°. 3.2.5 DOLCI PRI METNAJU Za dolce pri Metnaju je zna~ilno, da je vi{ek naklonov v razredu 24–28°, kar je posledica plazenja. Velik delè povr{ja ima naklon posipnega kota, za razliko od dolcev v Selu je nekoliko ve~ji delè nì- jih naklonov (8°). Na strmih bregovih dolcev (nad 32°) poteka cev~enje, ki skupaj s polzenjem in plazenjem pripomore k hitremu zniànju naklonov do naklona posipnega kota. Pomemben naklonski razred je pri 20–28°. V dnu tak{nih dolcev ali njihovih delov poteka polzenje prepereline, ki je ponekod na debelo zasula dno. Povpre~ni naklon povr{ja, izra~unan z digitalnim modelom reliefa, je v Metnaju 16,6°. Najnìji naklon je 0°, najvi{ji 41°. Frekven~na razporeditev je trimodalna. Najpogostej{i naklon je 10°, pogosti so nakloni 8–11°, iz razporeditve izstopajo {e nakloni 15–16° in 27°. Izmerjeni nakloni v dnu dolcev se od povpre~nih naklonov na {ir{em obmo~ju najbolj razlikujejo pri vrednostih 4°, 6°, 27°, 33–35° in, podobno kot pri Poljanah, 37–40°. Razlika je najve~ja pri naklonu 40°, sledita naklona 38° in 39°. Velike razlike so {e pri naklonih 33°, 34° in 35°. 3.3 ANALIZA FREKVEN^NE RAZPOREDITVE NAKLONOV S pantometrom izmerjene naklone sem primerjal z razporeditvijo naklonov v okolici dolcev, pridobljeno z digitalnim modelom reliefa velikosti 25 krat 25 m. Za obe razporeditvi sem izra~unal χ2 (hi kvadrat), ki je statisti~no orodje, s katerim ugotovimo, ali sta razporeditvi podobni ali ne, oziroma ali je razporeditev slu~ajna (M. Komac 2003). Metoda testira-nja χ2 temelji na primerjavi dejanskih (izmerjenih) in pri~akovanih (teoreti~nih) frekvenc pojavov – v tem 37 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac primeru naklonov. Primerjal sem frekven~no porazdelitev naklonov, pridobljeno z meritvami na terenu in frekven~no porazdelitev naklonov, pridobljeno z analizo digitalnega modela vi{in. Ve~ja kot je razlika med opazovanimi in pri~akovanimi frekvencami pojavov, ve~ji je χ2 in ve~ji je vpliv opazovane spremenljivke na pojav. Slabost metode je, da primerja rezultate linijskih terenskih meritev z ploskov-nimi podatki digitalnega modela reliefa, na katerem so nekateri dolci vidni, manj{i pa ne. Vrednosti χ2 so na @ibr{ah in Selu prenizke za potrditev statisti~ne pomembnosti razlik med izmer-jenimi in izra~unanimi vrednostmi, drugje (Poljane, Sti{ki potok, Metnaj in deloma Rakitna) pa je bila ugotovljena statisti~no pomembna razlika med podatki. Med vrednostmi χ2, izra~unanimi za vsak posamezen naklon, sem izlo~il nadpovpre~ne, in jih opredelil kot naklonske pragove. Izmed petdesetih razredov jih ima osemintrideset nadpovpre~no vrednost χ2. Ti nakloni so primerljivi z zaporedjem mejnih naklonskih pragov, ki temeljijo na geomorfnih procesih (Demek in ostali 1972, 57). Med nadpovpre~nimi vrednostmi je najbolj izstopal naklon 34°, sledila sta naklona 35° in 15°, tema {e nakloni 1–2°, 4°, 6–8°, 10–11°, 16°, 27–28°, 31–33° in 36–40°. Nakloni 1°, 38° in 40° so mo~no izstopali na vsaj dveh obmo~jih. Po pomenu so sledili nakloni 0°, 2–7°, 10–12°, 15–16°, 32°, 34°, 36°, 39° in 45°. Najnìji prag je pri naklonu 2°. Sledi prag pri 7°, po intenzivnosti izstopata pragova pri 24° in 27°, ter pri 45° in 49°. Sledijo naklonski pragovi pri 12–13° in 15–16°. Izrazit prag je pri posipnem kotu, ki se razlikuje glede na vrsto in vlànost gradiva (33–40°). Preglednica 3: Naklonski razredi (nakloni v stopinjah) za posamezna obmo~ja preu~evanja, razpon spodnjih meja naklonskih razredov in skupna lestvica naklonskih pragov, prilagojena za preu~evana dolomitna obmo~ja; s ~rtami so lo~eni nakloni na dolomitnih obmo~jih. Selo Sti{ki potok Poljane Rakitna @ibr{e razpon skupna lestvica okraj{ana spodnjih meja naklonskih skupna lestvica naklonskih pragov, naklonskih razredov prilagojena za pragov, prilagojena preu~evana za preu~evana dolomitna dolomitna obmo~ja obmo~ja 0,0–0,9 0,0–3,9 0,0–23,9 0,0–0,9 0,0–6,9 0,0 0,0–1,9 0,0–1,9 1,0–3,9 4,0–5,9 24,0–27,9 1,0–5,9 1,0–4,0 2,0–6,9 2,0–6,9 4,0–7,9 8,0–9,9 6,0–26,9 6,0–10,9 7,0–12,9 6,0–8,0 7,0–12,9 7,0–12,9 10,0–14,9 11,0–14,9 13–15,9 10,0–13,0 15,0–27,9 15,0–19,9 16,0–25,9 15,0–16,0 13,0–23,9 13,0–19,9 20,0–33,9 20,0–24,0 24,0–26,9 20,0–24,9 28,0–33,9 27,0–33,9 28,0–33,9 26,0–31,9 26,0–28,0 27,0–33,9 25,0–32,9 34,0–44,9 34,0–38,9 34,0–39,9 34,0–35,9 32,0–35,9 32,0–34,0 34,0–39,9 33,0–44,9 45,0–89,9 40,0–89,9 40,0–89,9 36,0–89,9 36–89,9 36,0–40,0 40,0–44,9 45,0 45,0–48,9 45,0–89,9 Young (1961, 129) je iz vrhov v frekven~ni razporeditvi naklonov na glinavcih predlagal naklonsko lestvico 3–4°, 9–10°, 23–25°, iz vrhov v frekven~ni razporeditvi naklonov na pe{~enjakih pa: 4–5°, 13–15°, 28–29°. Opozarja, da ob nekaterih zna~ilnih naklonih izstopajo nakloni, povezani s krajevno geomorf-no zgodovino. Natek (1983, 50 in 67) je za slovenske razmere priredil lestvico naklonskih razredov (Demek in ostali 1972, 57), v katerih potekajo dolo~eni geomorfni procesi. Predlagana je naslednja lestvica: 0–2°, 3–6°, 7–12°, 13–20°, 21–32° in nad 33° (45°, 55°, 90°), ki je pomembna za geomorfologijo in razumevanje 38 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Preglednica 4: Vpliv odpornosti podlage na naklon pobo~ij (Klimaszewski 1981, 198). povpre~ni naklon v stopinjah vrsta kamnine in procesa 1–3 uravnano povr{je 6 podnòje pobo~ij iz skladovitih apnencev 9 podnòje pobo~ij iz masivnih apnencev 13 pobo~ja na apnencih, oblikovana s soliflukcijo 18 pobo~ja na skladovitih apnencih, oblikovana z zmrzalnim preperevanjem 26 pobo~ja na masivnih apnencih, oblikovana z zmrzalnim preperevanjem 31 ravnovesno pobo~je, na katerem se odlagajo kamninski delci razvoja povr{ja. ^eprav {e ne poznamo natan~no vseh mehanizmov in procesov, smo do dolo~ene mere è uspeli zdruìti spoznanja. Tako so razli~ni avtorji pri{li do podobnih ugotovitev z opazovanjem geomorfnih procesov in reliefnih oblik. Nekatere ugotovljene naklonske razrede lahko lahko poveèmo z geomorfnimi procesi. Za ve~ino geomorfnih procesov poznamo zgornji in spodnji naklonski prag, pri katerem se sproìjo, nastanejo ali prenehajo. Naklonski ali geomorfni pragovi so odvisni od lastnosti kamnin in vrste prevladujo~ih geomorfnih procesov, obenem pa vplivajo nanje. Vpliv odpornosti kamninske podlage na naklon pobo~ij je predstavil Klimaszewski (1981, 198). Iz literature poznamo {tevilne opredelitve naklonskih pragov, pomembnih za geomorfne procese. Pomembni so nakloni posipnega kota 30–35°, pri katerih se na pobo~jih odlaga gradivo in nastajajo meli{~a. Za vi{je naklone, posebej za naklone nad 45°, so zna~ilni graviklasti~ni procesi, npr. padanje, vendar {ele povr{je z naklonom nad 55° nedvoumno imenujemo stene. Pri vi{jih naklonih so geomorfni procesi intenzivni in hitri, zato jih làje razlikujemo. Pri nìjih naklonih se v odvisnosti od krajevnih, podnebnih in drugih razmer pri istih naklonih prepletajo razli~ni geomorfni procesi, zato je njihova opredelitev problemati~na. Zemeljski plazovi se proìjo è pri 10–15° (Komac 2003), soliflukcija poteka pri naklonu 10–20°, lahko tudi pri nìjem (Fairbridge 1968, 1031). Polzenje poteka è pri naklonu 5° (Fairbridge 1968, 689; Penck 1972, 80). Geomorfni procesi preoblikujejo povr{je, dokler ni naklon povr{ja nìji od 2–3°, oziroma dokler naklon nekega obmo~ja v celoti ni nìji od 5°. Pri tem naklonu preneha destruktivno preoblikovanje povr{ja (Penck 1972, 98). 35 50 45 30 40 25 35 30 20 25 delè (%) 15 delè (%) 20 15 10 10 5 5 0 0 0–1,9 – – 02 5,9 – – – 06 11,9 12 19,9 20 32,9 nad 33 0 2,9 – 03 5,9 – – – 56–90 06 15,9 16 35,9 36 55,9 Slika 24: Frekven~na razporeditev naklonov Slika 25: Frekven~na razporeditev naklonov dolcev po slovenski naklonski lestvici dolcev po tako imenovani svetovni naklonski (Natek 1983, 50 in 67). lestvici Demeka in ostali (1972, 57). 39 40 Dolec k Preglednica 5: Nekatere vrste pobo~nih procesov na kopnem (Zorn in Komac 2002, 14–15). na~ini premikanja opis premikanja vrste pobo~nih vsebnost hitrost opis sediment ot zna~ilna ob gradiva procesov vlage premikanja tok Delci se pomikajo po pobo~ju polzenje nizka izjemno do zelo Gibanje je po~asno in o~em neprepoznavno. – neodvisno drug od drugega po~asno in ne kot sprijeta gmota. lika dolomitnega po Tok je zna~ilen za nesprijete soliflukcija visoka izjemno do zelo Premikanje z vodo nasi~ene prsti po stalno – sedimente in preperelino. po~asno zamrznjeni podlagi. blatni tok izjemno po~asno do Tok drobnega materiala (nad 80 % glinastih sediment visoka zelo hitro delcev), nasi~enega z vodo. Tok se vede blatnega kot viskozna teko~ina. toka drobirski tok visoka zelo hitro Tok drobno- in debelozrnatega materiala sediment (20–80 % gradiva je ve~jega od pe{~enih drobirskega vr{ja delcev). toka (debrit) plazenje Gradivo se pomika v blokih. usad zmerna po~asno Manj{e plazenje obsega (nekaj m3) plazovina Zna~ilno je za preperelino in travno ru{o in do 1 m debelo plast nesprijete sedimente ter trdne prepereline. Premika se v enem kamnine. kosu in skoraj brez deformacij. zemeljski plaz nizka do po~asno do Gmota zdrsne po pobo~ju po drsni ploskvi, ki poteka zmerna zelo hitro po meji med dvema plastema in je vzporedna s pobo~jem, ali pa zdrsne debelej{a plast, ki se premakne po ve~ drsnih ploskvah polkròne oblike, ki niso vzporedne s pobo~jem. Ve~ina gmote ostane nepreme{ane. kamniti zdrs nizka zelo po~asno do Zdrs trdne kamnine po eni ali ve~ pobo~ni gru{~, izjemno hitro nezveznostih. Pozneje ponavadi zaradi prevrnjeni bloki morfologije pobo~ij preide v padanje. (meli{~e) padanje Gradivo prosto pada v zraku. skalni odlom nizka izjemno hitro Gradivo prosto pada ali se prevra~a po pobo~ju. pobo~ni gru{~, Zna~ilno za trdne kamnine. Pri razlikovanju med obema vrstama premikanja prevrnjeni bloki gre le za kvantitativno opredelitev koli~ine gradiva. (meli{~e) skalni podor nizka izjemno hitro Mejna vrednost je pri nekaj tiso~ m3. Blà K omac GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Preglednica 6: Nakloni in zna~ilni geomorfni procesi (Demek in ostali 1972, 57; Natek 1983, 50 in 67). slovenska lestvica prilagojena lestvica geomorfni procesi naklonov (stopinje; naklonov za dolomitna Natek 1983) obmo~ja (stopinje) 0,0–1,9 0,0–1,9 Odna{anje gradiva je {ibko in pretèno ploskovno. Za~etek soliflukcije. Zaradi po~asnega odtekanja voda zastaja na povr{ju. 2,0–5,9 2,0–6,9 Odna{anje gradiva je zmerno. Dejavna je soliflukcija. Denudacija je mo~na, vendar na splo{no {e ploskovna. Krajevno è nastanejo erozijski jarki ali erozijskìlebi~i. Na neporaslih povr{inah, kot so njive, je mòna erozija prsti. V gozdu poteka polzenje prepereline. 6,0–11,9 7–12,9 Odna{anje gradiva je mo~no. Mo~na je tudi soliflukcija. Ploskovna in linijska denudacija potekata na njivah in tudi na travnikih, kjer je mònost erozije prsti. Pri 12° je mejna vrednost nagnjenosti povr{ja, nad katero se talni horizonti ne morejo v celoti izoblikovati. Na teh obmo~jih je moèn nastanek usadov. 12,0–19,9 13,0–19,9 Ploskovno odna{anje je zelo mo~no in prehaja v linijsko. Tudi v gozdu je mo~na erozija prsti. Pri naklonu 20–25° je zgornja meja soliflukcije. Usadi so pogosti. 20,0–31,9 20,0–24,9 in Denudacija in erozija sta izredno mo~ni. Tudi v gozdu prevladujejo linearni 25,0–32,9 procesi. Velika je mònost erozije prsti in nastanka usadov. 32,0–44,9 33,0–44,9 Pri 32° je naravni posipni kot v na{ih razmerah za labilne nesprijete ali odtrgane delce. Zaradi zelo mo~ne denudacije na povr{ju ni ve~ sklenjene odeje prsti in prepereline, na povr{ju je skalna podlaga. Potekajo graviklasti~ni (pobo~ni) procesi. nad 45 45,0–48,9 Stena. Vsak odlu{~eni delec pod vplivom tènosti pade navzdol. in nad 49,0 Prst nastane in se obdrì le izjemoma, v za{~itenih legah. Ugotovitev, pri katerem naklonu se na dolo~eni kamnini sproìjo geomorfni procesi, je pomembna tudi z narodnogospodarskega vidika. Geomorfni procesi so pove~ini po~asni, toda njihov vpliv na ~lovekove dejavnosti je zelo velik. Pomembno je zlasti za poselitev, gospodarstvo in prometne povezave. Nekatere procese lahko lahko predvidimo è z morfolo{ko analizo povr{ja, druge pa ugotovimo le s terenskim opazovanjem. V naslednjih poglavjih sta prikazana mòna uporaba meritev naklona za morfolo{ko analizo povr{ja in pomen posameznih naklonskih pragov za razvoj povr{ja. 40 35 30 25 20 delè (%) 15 10 5 0 Slika 26: Frekven~na razporeditev naklonov 0–1,9 2 4,9 – 5 9,9 – – – – – 10 17,9 18 29,9 30 44,9 45 90 dolcev po Parsonsovi naklonski lestvici (Parsons 1988). 41 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 3.4 RAZVR[^ANJE DOLCEV V SKUPINE PO RAZLI^NIH PARAMETRIH Dolce sem v skupine razvrstil na dva na~ina. Prva razdelitev upo{teva le frekven~no razporeditev naklonov dna dolca, druga {e nekaj drugih dejavnikov, ki so pomembni za geomorfni razvoj (Parsons 1988, 33). Dva na~ina sem uporabil tudi zaradi kontrole rezultatov. Razvr{~anje sem opravil s programom Statistica z Wardovo metodo in z metodo sredin ter z upo{tevanjem ekvlidske razdalje. Podobnost med dolci sem ra~unal na temelju evklidske razdalje, pri kateri se razlike med spremenljivkami pred se{tevanjem kvadrirajo. Za razvr{~anje v skupine sem uporabil hierarhi~no Wardovo metodo. Rezultat postopnega zdruèvanja sem grafi~no predstavil z drevesom zdruèvanja ali dendrogramom. Vi{ina to~ke, ki jo imenujemo raven zdruèvanja, je sorazmerna meri razli~nosti med skupinama. Wardova metoda najprej izra~una povpre~je za vsako spremenljivko v okviru vsakega objekta ali skupine. Nato se za vsak objekt ali skupino izra~una kvadrirana evklidska razdalja do skupinske sredine. Razdalje se pri vseh objektih in skupinah se{tevajo. Ob vsakem koraku se zdruìta objekta ali skupini z najmanj{im porastom skupnih vsot kvadriranih medobjektnih ali medskupinskih razdalj (Ward 1963; citirano po Frantar in Hrvatin 2005). Metoda sredin se od Wardovega hierarhi~nega razvr{~anja v skupine razlikuje po tem, da je potrebno pri slednji prej dolo~iti {tevilo razredov. Zato sem jo uporabil za kontrolo rezultatov prve analize. Parsonsov predlog dejavnikov sem nekoliko prilagodil in nekaterih spremenljivk nisem uporabil. Uvedel sem nekatere nove, ki predstavljajo velikost prereza, njegovo obliko, naklon in vijugavost: • dolìna dolca; • projekcija dolca na navpi~no ravnino; • projekcija dolca na vodoravno ravnino; • dolìna ravne ~rte, ki povezuje za~etek prereza z njegovim koncem; • razdalja od slemena do mesta najve~jega naklona; • delè razdalje od slemena do mesta najve~jega naklona v primerjavi z dolìno dolca; • ukrivljenost vdol`nega prereza dolca; • lega mesta najve~jega naklona, izraèna kot odstotek S1; • masa prereza; • oblika zgornjega dela prereza; • povpre~ni naklon [y = arcsin (projekcija dolca na navpi~no ravnino/dolìna dolca); y = arctan (projekcija dolca na navpi~no ravnino/projekcija dolca na vodoravno ravnino)]; • najve~ji naklon dna dolca; • vrednost koeficienta b v ena~bi (y = a + bx); • najmanj{i naklon dna dolca; • delè dolìne prereza po naklonskih razredih (0°, 2°, 7°, 13°, 20°, 34°, 45°, 55°, 90°); • determinacijski koeficient; • {tevilo sprememb ukrivljenosti vzdol` prereza; • standardna napaka ocene linearne ena~be (y = a + bx); • povpre~na vrednost razlike naklonov med sosednjimi segmenti prereza oziroma koli~nik med dolìno dolca in dolìno ravne ~rte, ki povezuje za~etek prereza z njegovim koncem; • delè konkavnih segmentov; • delè premo~rtnih segmentov; • delè konveksnih segmentov. Poglejmo si temeljne ugotovitve. Povpre~ni naklon dna dolcev je 18,45°. Mediana je pri 18,18°. Povpre~- na izmerjena dolìna dna dolcev je 213 m (39–581 m), na horizontalno ravnino projicirana dolìna pa 202 m (36–573 m). Povpre~na vi{ina med spodnjim delom dolca in slemenom je 60 m (12–124 m). Najvi{ji naklon je povpre~no na 41 % dolìne dolca merjeno od slemena navzdol. To pomeni razdaljo 79 m. Dna dolcev so pove~ini konkavna. Izmed 51 izmerjenih prerezov je 36 ali 70 % konkavnih. V vdol`- ni smeri prevladujejo konkavni segmenti s 43,7 % dolìne. Konveksnih segmentov je 28,8 %, premo~rtnih pa 27,6 %. Ukrivljenost se povpre~no spremeni na vsake 3,7 m, v povpre~nem prerezu kar 85 krat. 42 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Preglednica 7: Delè (%) naklonov v dnu dolcev po posameznih obmo~jih po naklonskih razredih. 0–2° 2–7° 7–13° 13–20° 20–34° 34–45° 45–55° 55–90° @ibr{e 2,47 27,33 36,55 16,48 15,34 1,82 0,00 0,00 Selo 0,71 1,58 8,56 35,26 48,82 4,94 0,14 0,00 @ibr{e-jug 1,00 8,19 25,79 23,54 37,56 3,69 0,23 0,00 Metnaj 2,45 4,45 12,14 28,12 47,01 5,50 0,21 0,11 Sti{ki potok 0,06 3,65 16,91 21,84 45,14 11,41 0,81 0,19 Poljane 0,75 4,21 11,17 21,40 57,07 5,40 0,00 0,00 Rakitna 1,48 21,10 29,76 30,60 17,16 0,16 0,00 0,00 Povr{je z naklonom 0–2° obsega povpre~no komaj 1,5 % dolìn dolcev, povr{je z naklonom 2–7° pa 9,6 % dolìn dolcev. Povr{je z naklonom 7–13° obsega povpre~no 19,1 % dolìn dolcev, povr{je z naklonom 13–20° ~etrtino dolìne dolcev. Z 39,8 % je najpogostej{i naklon 20–34°. Povr{ja z naklonom 34–45° je 4,8 %, povr{ja z naklonom nad 45° pa 0,2 %. Na naslednjih slikah je predstavljena frekven~na razporeditev naklonov po obmo~jih preu~evanja, ki so ozna~eni z velikimi tiskanimi ~rkami. Oznaka »vse« pomeni frekven~no razporeditev vseh izmerjenih naklonov, oznaka »brez sp« pa frekven~no razporeditev naklonov za dna dolcev brez upo{tevanja naklona slemen in pre~nih prerezov. Dolce glede na naklone razvrstimo v dve skupini. V prvi skupini sta @ibr{e in Rakitna s prevlado naklonskega razreda 7–13°, v drugi pa ostala obmo~ja, v katerih prevladuje naklonski razred 20–34°. Najvi{ji nakloni dna imajo dolci pri Poljanah, najnìjega pa dolci v @ibr{ah. 70 60 50 40 delè (%) 30 20 10 0 0–2 2–7 7–13 13–20 20–34 34–45 45–55 55–90 naklonski razaredi (%) Ward-1 Ward-2 Ward-3 Ward-4 Ward-5 K-sredina-1 K-sredina-2 K-sredina-3 K-sredina-4 K-sredina-5 Slika 27: Frekven~na razporeditev naklonov po obmo~jih preu~evanja v odstotkih po naklonskih razredih. 43 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 60 50 40 30 20 10 0 0–2 % 2–7 % 7–13 % 13–20 % 20–34 % 34–45 % 45–55 % 55–90 % A-01 A-02 A-02A A-03 A-04 A-06 A-08 Slika 28: Frekven~na razporeditev naklonov po naklonskih razredih v @ibr{ah pri Logatcu na severni strani slemena. 70 60 50 40 30 20 10 0 0–2 % 2–7 % 7–13 % 13–20 % 20–34 % 34–45 % 45–55 % 55–90 % B-01 B-02 B-04 B-06 B-08 B-10 B-12 Slika 29: Frekven~na razporeditev naklonov po naklonskih razredih v Selu pri Polhovem Gradcu. 44 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0–2 % 2–7 % 7–13 % 13–20 % 20–34 % 34–45 % 45–55 % 55–90 % C-01 C-01 C-02 C-02 C-03 C-03 C-05 C-06 C-07 C-05 C-06 C-07 Slika 30: Frekven~na razporeditev naklonov po naklonskih razredih v @ibr{ah pri Logatcu na jùni strani slemena. 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0–2 % 2–7 % 7–13 % 13–20 % 20–34 % 34–45 % 45–55 % 55–90 % D-01 D-02 D-04 D-05 D-11 D-12 D-13 D-15 D-16 D-17 D-18 D-20 Slika 31: Frekven~na razporeditev naklonov po naklonskih razredih nad vasjo Metnaj pri Sti~ni. 45 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0–2 % 2–7 % 7–13 % 13–20 % 20–34 % 34–45 % 45–55 % 55–90 % E-01 E-02 E-03 E-05 E-06 E-04 Slika 32: Frekven~na razporeditev naklonov po naklonskih razredih nad dolino Sti{kega potoka pri Sti~ni. 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0–2 % 2–7 % 7–13 % 13–20 % 20–34 % 34–45 % 45–55 % 55–90 % F-01 F-02 F-03 F-05 F-06 F-07 F-08 F-09 Slika 33: Frekven~na razporeditev naklonov po naklonskih razredih severno od Poljan pri Sti~ni. 46 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 70 60 50 40 30 20 10 0 0–2 % 2–7 % 7–13 % 13–20 % 20–34 % 34–45 % 45–55 % 55–90 % G-01 G-03 G-04 G-06 G-08 Slika 34: Frekven~na razporeditev naklonov po naklonskih razredih v Rakitni. Z razvr{~anjem v skupine z Wardovo metodo sem glede na è navedene prilagojene Parsonsove parametre oblikoval pet skupin. V prvi skupini je petnajst dolcev, in sicer A-02a, G-04, D-18, C-05, A-04, B-04, C-06, D-04, E-05, B-02, D-02, E-06, D-05, E-04 in D-20. V drugi skupini, ki je med preo-stalimi {tirimi najbolj oddaljena od ostalih treh, je devet dolcev, in sicer A-01, A-02, C-02, G-06, D-01, G-03, E-01, F-01 in G-08. V tretji skupini je osem dolcev, in sicer A-06, A-08, B-10, C-07, F-02, F-07, B-12, F-06. V ~etrti skupini je deset dolcev, in sicer B-01, F-09, F-08, B-06, E-03, B-08, F-05, D-13, D-17 in F-03. V peti skupini je devet dolcev, in sicer A-03, C-01, G-01, C-03, D-12, E-02, D-11, D-16 in D-15. Prva skupina ima najnìji povpre~ni naklon (12,7°), druga in tretja skupina imata naklon 16°, ~etrta in peta skupina pa 22°. Standardni odklon je pri vseh skupinah priblìno enak (7°), koeficient variacije je najvi{ji pri prvi skupini (54), pri drugi skupini je 45, pri tretji 44, pri peti 40 in pri ~etrti 30. Glede frekven~ne razporeditve naklonov izstopa prva skupina z vi{kom v razredu 7–13°. Druga in tretja skupina imata primarni vi{ek v naklonskem razredu 20–34°, izrazit je vi{ek v naklonskem razredu 7–13°. Peta in ~etrta skupina imata zelo izrazit vi{ek v naklonskem razredu 20–34°. Skupine se razlikujejo tudi po dolìni dolcev. Dolci v prvi skupini merijo povpre~no 425 m, v drugi skupini 246 m, v tretji skupini 240 m, v ~etrti skupini 171 m in v peti skupini 79 m. Dolci prve skupine so najvi{ji (85 m), sledijo dolci druge skupine (71 m), tretje in ~etrte skupine (65 m) ter pete skupine (28 m). Najstrmej{i odsek je povpre~no na 40 % dolìne dolca, merjeno od slemena navzdol. Ta odsek je najblìje slemenu v tretji skupini (6 %), sledi prva skupina, kjer leì najstrmej{i odsek na prvi ~etrtini dolìne dolca, sledi peta skupina z 2/5 dolìne, ~etrta skupina s 3/2 dolìne in druga skupina, kjer leì najstrmej{i odsek na 7/10 dolìne dolca. Po pri~akovanjih prevladuje v vseh dolcih konkavna ukrivljenost. Konkavnost je najvi{ja v prvi in tretji skupini dolcev (nad polovico meritev), pri katerih je premo~rtnih odsekov nekaj manj kot konveksnih. Za drugo in ~etrto skupino je zna~ilna enaka raven konveksnih in premo~rtnih odsekov, konkavnih 47 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac odsekov je priblìno 2/5. Posebej izstopa peta skupina z najvi{jimi deleì konveksnih in premo~rtnih odsekov in najnìjimi vrednostmi konkavnih odsekov (35 %). Dolce sem razvrstil v pet skupin tudi z metodo sredin, pri kateri je potrebno prej dolo~iti {tevilo razredov, v katere naj razvrsti pojav. Zaradi làje primerjave rezultatov sem izbral isto {tevilo razredov, kot ga je program samodejno dolo~il z Wardovo metodo. Metnaj: Wardova metoda Metnaj: metoda sredin 0 0 2 2 D D D12 D11 D12 D11 D13 D13 D16 D16 D15 D15 D17 D17 D05 D05 D18 D21 D19 D14 D19 D21 D18 D04 D04 D01 D01 D07 D06 D02 D06 D07 D02 D03 D03 Sti{ki potok: Wardova metoda Sti{ki potok: metoda sredin 575 575 643 643 550 550 E04 E04 E05 E05 525 525 E06 E06 E02 E02 500 500 E03 E03 475 475 E01 E01 450 450 E01 E01 425 425 425 425 1. skupina 2. skupina 3. skupina 4. skupina 5. skupina Slika 35: Primerjava razvrstitve dolcev glede na prilagojene Parsonsove parametre v pet skupin z Wardovo metodo in z metodo sredin. Slike so paroma razporejene po obmo~jih. 48 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 V prvi skupini je sedem dolcev (A-01, C-02, D-01, E-01, F-01, G-03, G-08), v drugi skupini 13 dolcev (A-02, A-03, B-06, C-01, C-03, D-11, D-12, D-15, D-16, E-02, E-03, G-01, G-06), prav toliko v tretji skupini (A-06, A-08, B-08, B-10, B-12, C-07, D-13, D-17, F-02, F-03, F-05, F-06, F-07), enajst v ~etrti skupini (A-04, B-01, B-04, C-05, C-06, D-04, D-18, E-05, F-08, F-09, G-04) in sedem v peti skupini (A-02A, B-02, D-02, D-05, D-20, E-04, E-06). Poljane: Wardova metoda Poljane: metoda sredin 600 600 625 625 700 F09 F02 700 F09 F02 650 95.250 650 95.250 750 750 675 675 F03 F03 F09 F09 F07 F07 F02 F01 F02 F06 F01 F06 F0 F08 8 F06 F04 F06 F04 F05 F05 F04 F04 95.000 95.000 650 650 725 725 625 625 700 700 600 600 94.750 94.750 Drnovc Drnovc 575 575 600 600 675 625 675 94.500 625 94.500 650 650 482.750 483.000 482.750 483.000 Rakitna: Wardova metoda Rakitna: metoda sredin G1 G1 G8 G8 G3 G3 G7 G7 G4 G5 G5 G6 G6 1. skupina 2. skupina 3. skupina 4. skupina 5. skupina Slika 36: Primerjava razvrstitve dolcev glede na prilagojene Parsonsove parametre v pet skupin z Wardovo metodo in z metodo sredin. Slike so paroma razporejene po obmo~jih. 49 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Prva skupina ima najnìji povpre~ni naklon (12°), druga skupina ima povpre~ni naklon 16°, tretja skupina ima povpre~ni naklon 18°, peta skupina 19° in ~etrta skupina 21°. Standardni odklon je pri vseh skupinah priblìno enaka (7°), koeficient variacije je najvi{ji pri prvi skupini (58), pri drugi skupini je 43, pri tretji 38, pri peti 37 in pri ~etrti 42. Tudi izra~un z metodo sredin je izpostavil prvo skupino z vi{kom v naklonskem razredu 7–13°. Izstopa druga skupina z vi{kom v naklonskem razredu 13–20° in skoraj enakim deleèm meritev v naklonskem razredu 20–34°. Podobna je frekven~na razporeditev tretje in pete skupine z izrazitej{im vi{kom v naklonskem razredu 20–34°. Ta naklonski razred je najbolj izrazit v ~etrti skupini, kjer doseè 56 %, drugi naklonski razredi so manj zastopani. Skupine se razlikujejo tudi po povpre~ni dolìni dolcev. Dolci v prvi skupini merijo povpre~no 448 m, v drugi skupini 251 m, v tretji skupini 218 m, v ~etrti skupini 112 m in v peti skupini 170 m. Dolci prve skupine so tudi najvi{ji (89 m), sledijo dolci druge skupine (69 m), tretje skupine (66 m) in pete (42 m) ter ~etrte skupine (50 m). Najstrmej{i odsek je povpre~no na 43 % dolìne dolca, merjeno od slemena navzdol. Ta odsek je najblìje slemenu v prvi in tretji skupini (18 %), sledita ~etrta in peta skupina (51 % in 56 % dolìne) ter druga skupina, kjer leì najstrmej{i odsek na 7/10 dolìne dolca. @ibr{e: Wardova metoda @ibr{e: metoda sredin 89250 89250 650 650 A08 A08 A04 A04 89000 89000 A01 650 A01 650 A02 A02 675 675 A02 A02 A02a A06 A02a A06 C07 C06 C07 C06 675 675 A03 A03 A01 A01 C03 C03 C04 C04 88750 88750 C02 700 C02 700 C01 C01 C05 C05 88500 88500 600 625 650 675 600 625 650 675 435500 435750 436000 436250 435500 435750 436000 436250 Selo: Wardova metoda Selo: metoda sredin 1. skupina 2. skupina 3. skupina 4. skupina 5. skupina Slika 37: Primerjava razvrstitve dolcev glede na prilagojene Parsonsove parametre v pet skupin z Wardovo metodo in z metodo sredin. Slike so paroma razporejene po obmo~jih. 50 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Po pri~akovanjih v vseh dolcih prevladuje konkavna ukrivljenost (45 % izmerjenih odsekov), sledijo konveksni odseki dolcev (28 %), najmanj je premo~rtnih odsekov (27 %). Konkavnost je najvi{ja v prvi skupini dolcev (52 %) in najnìja v peti skupini (37 %). Konveksnost je najvi{ja v peti skupini in najnì- ja v prvi skupini. Premo~rtni odseki so najpogostej{i v peti skupini, najmanj jih je v prvi skupini. Wardova metoda se je izkazala kot primernej{a, saj je bolj v skladu s stanjem v naravi, kar prikazujejo naslednje slike. 3.5 UKRIVLJENOST DOLCA Ukrivljenost povr{ja iz podatkov o naklonih in razdaljah med merilnimi to~kami izra~unamo po ena~bi:Cab = [(α – β)/0,5] · [(da + db) · 100], v kateri gr{ki ~rki ozna~ujeta naklon v radianih, d pa dolì- no pobo~ja v dveh zaporednih segmentih a in b. Pri zveznih meritvah jo izra~unamo tudi po ena~bi Cc = [100 · (Φa– Φb)]/[(0,5 · da) + dc + (0,5 · db)], v kateri gr{ka ~rka Φ ozna~uje naklon dveh zaporednih segmentov (a in b), ~rka d dolìno treh zaporednih segmentov a, b in c. Izra~una dajeta podobne rezultate (Young 1972, 143). Glede na naklon razdelimo pobo~ja v segmente, glede na ukrivljenost pa v enote. Enote povr{ja, v katerih potekajo enaki ali podobni procesi, homogeni po vrsti in intenzivnosti, imenujemo morfogenetske enote. Morfogenetske enote od sosednjih lo~ijo zvezni pregibi ali o~itnej{i prehodi ali robovi. Morfogenetske enote pokrivajo celotno povr{je, tako da noben del ne ostane zunaj njih. Iz morfologije povr{ja, predvsem iz razmerja med konkavnimi in konveksnimi geomorfnimi oblikami, ter naklona sklepamo na prevladujo~e procese. Pobo~ja so konkavna, konveksna ali premo~rtna. Konveksni in konkavni pobo~ni pregibi dolo~ajo krajevno erozijsko bazo in s tem vplivajo na razvoj povr{ja. Obmo~je med pregiboma je od okolice pove- ~ini neodvisen sistem, saj se reliefne oblike razvijajo od spodaj navzgor. Pobo~je pod pregibom se razvija neodvisno od pobo~ja nad njim (Penck 1972, 129). Posamezen pobo~ni prerez odseva le genezo konkretnega mesta in ga ne moremo posplo{evati (prim. Penck 1972, 130 in 195). Zato se lahko zelo razlikujejo tudi blìnja obmo~ja. Primer so nekaj deset metrov oddaljena in povsem razli~na slemena med dolci pri sveti Jedert v Polhograjskem hribovju. Dolec ima v zgornjem delu kratek poloèn in konveksen del, ki se spodaj izte~e v konkavno pobo~- je. Zna~ilno zaporedje se ponavlja v vzdol`nem prerezu. Dolec nastane na nagnjenem reliefu, vendar ne na prevelikih strminah. Njegov zgornji del je pod slemenom ali pregibom pobo~ja. Z oddaljevanjem od zgornjega dela dobi dno zaradi manj{e intenzivnosti geomorfnih procesov konkavno obliko. Pogosto je v dnu dolca debela plast prepereline, tudi prst je v dnu debelej{a kot na pobo~jih. Dolce sem glede na ukrivljenost razvrstil v skupine s pomo~jo Wardove metode razvr{~anja. Analizo sem opravil glede na delè konkavnih, konveksnih in premo~rtnih izmerjenih 1,5 m dolgih enot glede na dolìno dolcev. V prvi skupini so dolci, ki imajo 17 % konveksnih, 16 % premo~rtnih in 66 % konkavnih Preglednica 8: Dolci, razvr{~eni v skupine glede na deleùkrivljenosti. skupina oznake dolcev 1 A-01, G-01, A-06, B-10, A-02, A-04, B-12, D-01 2 A-08, B-04, E-01, F-01, B-06, G-08, G-03, B-08 3 A-02a, F-05, D-02, G-04 4 B-01, F-03, C-07, F-08, F-07, C-05 5 A-03, C-01, F-02, D-15, D-04, D-17 6 D-11, G-06, D-12, D-16, D-13, E-05, F-09, E-03, F-06 7 E-02, B-02 8 E-04, C-03, C-06, D-18, C-02, E-06, D-05, D-20 51 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac enot. V drugi skupini so dolci s 26 % konveksnega dna, 27 % premo~rtnega dna in 46 % konkavnega dna. V tretji skupini je delè konveksnih enot 34 %, konkavnih enot 35 % in premo~rtnih enot 37 %. V ~etrti skupini imajo dolci 41 % konveksnih enot, 35 premo~rtnih enot in le 24 % konkavnih enot. Nasploh prevladujejo konkavne enote, ki obsegajo 44 % dolìne povpre~nega dolca, manj je konveksnih, ki obsegajo 29 % dolìne povpre~nega dolca, in premo~rtnih z 28 %. Konkavne enote obsegajo 11–45 % dolìne povpre~nega dolca, konveksne enote 16–43 % dolìne povpre~nega dolca in premo- ~rtne enote 19–72 % dolìne povpre~nega dolca. V prvi skupini je osem dolcev. Zanje je zna~ilen majhen delè konveksnih enot (10–19,9 %), majhen delè premo~rtnih enot (20–29,9 %) in velik delè konkavnih enot (nad 60 %). Preglednica 9: Dolìna dolcev po ukrivljenosti v prvi skupini v odstotkih. dolec konveksne enote premo~rtne enote konkavne enote A-04 16,39 11,48 72,13 A-01 17,77 18,60 63,64 D-01 19,59 15,88 64,53 B-10 16,17 18,56 65,27 A-06 16,46 17,07 66,46 B-12 19,05 12,93 68,03 A-02 15,77 14,41 69,82 G-01 18,00 20,00 62,00 Preglednica 10: Dolìna dolcev po ukrivljenosti v drugi skupini v odstotkih. dolec konveksne enote premo~rtne enote konkavne enote F-01 25,96 18,58 55,46 D-05 29,03 45,16 25,81 F-03 28,17 34,51 37,32 B-01 27,88 33,65 38,46 D-13 28,32 30,09 41,59 A-03 25,36 31,16 43,48 F-09 29,79 29,79 40,43 D-12 29,89 28,80 41,30 E-05 29,09 29,09 41,82 D-15 29,17 26,79 44,05 F-02 27,61 28,22 44,17 C-01 27,27 27,97 44,76 D-04 25,42 28,81 45,76 D-17 26,23 27,87 45,90 F-06 29,41 24,27 46,32 G-03 24,38 24,74 50,88 B-06 25,00 22,41 52,59 G-08 25,10 22,01 52,90 B-08 21,05 25,44 53,51 E-01 24,49 20,75 54,76 B-04 22,41 22,41 55,17 A-08 20,69 21,84 57,47 52 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Za dolce v drugi skupini je zna~ilno, da je priblìno ~etrtina njihove dolìne konveksna, nekaj ve~ kot ~etrtina premo~rtna in nekaj manj kot polovica njihove dolìne konkavna. V tretji skupini je {estnajst dolcev z izena~enim deleèm konveksnih (34 %), premo~rtnih (31 %) in konkavnih (35 %) enot. Preglednica 11: Dolìna dolcev po ukrivljenosti v tretji skupini v odstotkih. dolec konveksne enote premo~rtne enote konkavne enote F-05 37,82 26,05 36,13 A-02A 36,67 26,67 36,67 G-04 33,33 28,79 37,88 D-02 34,48 27,59 37,93 G-06 30,34 28,63 41,03 D-11 30,59 28,24 41,18 D-16 30,06 28,22 41,72 E-03 32,79 24,59 42,62 E-06 36,11 38,89 25,00 C-02 35,63 37,25 27,13 E-04 36,11 41,67 22,22 E-02 36,67 32,22 31,11 C-05 32,95 35,23 31,82 F-07 34,52 30,36 35,12 C-07 32,47 31,82 35,71 F-08 30,68 31,82 37,50 V ~etrti skupini je pet dolcev s prevlado konveksnih enot (41 %) nad premo~rtnimi (35 %) in konkavnimi (24 %). Preglednica 12: Dolìna dolcev po ukrivljenosti v ~etrti skupini v odstotkih. dolec konveksne enote premo~rtne enote konkavne enote B-02 41,18 29,41 29,41 C-06 43,08 33,85 23,08 D-18 40,54 35,14 24,32 D-20 40,54 35,14 24,32 C-03 40,23 40,81 18,97 V @ibr{ah imajo dolci na severovzhodni strani slemena pretèno konkavno dno, dolci v jugozahodni legi pa imajo konveksnega. Konveksnost je posledica ve~je izrazitosti kamninske osnove v dnu dolcev oziroma tanj{e prepereline zaradi ve~jega naklona. Dolci so na jùni strani slemena tudi plitvej{i kot na severnem pobo~ju. Pri Metnaju so dolci manj konkavni. Le {tirje imajo priblìno polovico konkavnih enot, pri dveh je njihov delè manj{i od ~etrtine. Dolci nad Sti{kim potokom imajo zgoraj izena~en delè konveksnih, premo~rtnih in konkavnih enot, spodaj pa prevladajo konkavni. V dolcih pri Poljanah prevladujejo konkavne (50 %) in premo~rtne (30 %) enote, trije pa imajo izena~en delè konveksnih, premo~rtnih in konkavnih enot. Dna dolcev v Selu so zaradi intenzivnih geomorfnih procesov pretèno konkavna. Dva imata nad 50 %, druga dva pa nad 60 % konkavnih enot. 53 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Metnaj: Wardova metoda @ibr{e: Wardova metoda 89.250 650 D20 D12 D11 A08 D13 D16 A04 D15 89.000 A01 650 D17 A02 D05 675 D21 D19 D18 A02 D04 A02a A06 D01 C07 C06 D07 D06 D02 675 D03 A03 A01 C03 C04 88.750 700 C01 C05 C02 88.500 600 625 650 675 435.500 435.750 436.000 436.250 Sti{ki potok: Wardova metoda dolec glede na ukrivljenost 575 zgornjega in spodnjega dela 643 550 E04 E05 525 E06 E02 500 E03 Rakitna: Wardova metoda 475 E01 450 E01 425 G1 425 G8 G3 G7 Poljane: Wardova metoda G4 G5 600 G6 625 700 F09 F02 650 95.250 750 675 F03 F09 F07 F02 F01 F06 F08 F06 F04 F05 F04 95.000 650 725 Selo: Wardova metoda 625 700 600 94.750 Drnovc 575 600 675 625 94.500 650 482.750 483.000 Slika 38: Dolci, razvr{~eni v skupine z Wardovo metodo glede na delè (%) konveksnih, premo~rtnih in konkavnih enot. Povpre~ni deleì konveksnih, premo~rtnih in konkavnih enot za posamezno skupino so v tem vrstnem redu in lo~eno s po{evnico navedeni v legendi. 54 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 245,00 50 prevladujo~e prevladujo~e 232,75 konveksno konkavno 220,50 45 208,25 196,00 40 183,75 171,50 35 ih 159,25 naklon 147,00 30 134,75 122,50 25 110,25 98,00 20 naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr 85,75 73,50 15 61,25 dno dolca 49,00 10 36,75 24,50 5 12,25 0 0 1,5 16,5 31,5 46,5 61,5 76,5 91,5 106,5 121,5 136,5 151,5 166,5 181,5 196,5 211,5 226,5 241,5 razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih Slika 39: Grafi~ni na~in dolo~enja ukrivljenosti vzdol`nega prereza dolca (glej prilogo 10). Ker s to metodo nisem mogel opredeliti genetskega pomena ukrivljenosti, saj delè vrste ukrivljenosti ni~ ne pove o razporeditvi konveksnih, premo~rtnih in konkavnih enot v dnu dolca, sem za kontrolo uporabil {e grafi~no metodo. Postopek dolo~anja je prikazan na sliki 39. Prereze dolcev sem glede na spremembe naklona razdelil na tri do osem delov, za katere sem ugotavljal povpre~no ukrivljenost oziroma spremembe naklona. Premo~rtna enota ima enakomeren naklon, konkavna enota ima ve~ji naklon v vi{ji legi kot v nìji legi, konveksna enota ima z niànjem nadmorske vi{ine vi{ji naklon. Dolce sem nato z Wardovo metodo razvrstil v pet skupin ali tipov. Preglednica 13: [tevilo razli~nih tipov dolcev. tip opis {tevilo I zgoraj konveksni in spodaj konkavni dolci (konveksno-konkavni) 28 II zgoraj konkavni in spodaj konveksni dolci (konkavno-konveksni) 12 III zgoraj premo~rtni in spodaj konkavni dolci (premo~rtno-konkavni) 6 IV zgoraj premo~rtni in spodaj konveksni dolci (premo~rtno-konveksni) 3 V zgoraj konveksni in spodaj premo~rtni dolci (konveksno-premo~rtni) 3 V Poljanah prevladujejo dolci tipa I, ki so zgoraj konveksni, spodaj pa konkavni. To je znak raz~lenjevanja povr{ja, s katerim gladko pobo~je prehaja v dolasto–slemenasto. Dva dolca pa sta zgoraj konkavna in spodaj konveksna. V @ibr{ah prevladujejo dolci, ki so zgoraj premo~rtni, spodaj pa konkavni. To je povezano z mo~- nej{im korozijskim delovanjem vode v nìjih legah, kjer je v dnu dolcev ve~ prepereline. V zgornjih delih je prst plitvej{a, potek dolcev pa je neposredno povezan s kamninsko sestavo. Dolci so blìje slemenu 55 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac tip I tip II N = 28 N = 12 tip III tip IV N = 6 N = 3 tip V tip VI N = 3 N = 0 Slika 40: Tipi dolcev glede na ukrivljenost zgornjih dveh enot. [tevilka ozna~uje {tevilo dolcev posameznega tipa. tudi konveksno-konkavne oblike. V nìji legi sta dolca, ki imata zgoraj obi~ajen konkaven prerez, spodaj pa sta konveksna. Obvisela sta namre~ nad dolcem, v katerega se stekata. Dolci nad dolino Sti{kega potoka so konveksno-konkavni. V osrednjem delu je dno ponekod premo~rtno. Nad Metnajem so dolci v zgornjem delu konveksno-konkavni in premo~rtno-konkavni. Eden je premo~rt-no-konveksen, drugi pa konkavno-konveksen. Dolca sta v razvoju zaostala za dolcem, v katerega se stekata. Dolci v Selu pri Polhovem Gradcu imajo kljub na videz zelo podobni legi dokaj razli~ne prereze. Le v dveh se lahko vzpostavlja ravnovesje med znièvanjem povr{ja, preme{~anjem gradiva po pobo~jih in dnu dolca ter odna{anjem gradiva v potoku. Ta dva dolca sta konveksno-konkavna. Dva pa sta obvisela nad glavno dolino in imata konkavno-konveksen oziroma premo~rtno-konveksen prerez. 56 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Metnaj: Wardova metoda Selo: Wardova metoda D20 D12 D11 D13 D16 D15 D17 D05 D21 D19 D18 D04D01 D D06 D02 07 D03 delè konveksnih, premo~rtnih in konkavnih segmentov 17/16/66 26/27/46 34/31/35 41/35/24 Poljane: Wardova metoda Sti{ki potok: Wardova metoda 600 625 700 F09 F02 575 650 95.250 750 675 F03 643 F09 F07 F02 F01 F06 550 F08 F06 F04 E04 E05 F05 525 F04 95.000 E06 E02 650 500 E03 725 625 475 E01 700 450 E01 600 94.750 425 Drnovc 575 600 675 625 94.500 650 425 482.750 483.000 @ibr{e: Wardova metoda Rakitna: Wardova metoda 89.250 650 A08 A04 G1 89.000 A01 650 A02 675 A02 A02a A06 G8 C07 C06 G3 675 A03 G7 A01 C03 C04 G4 G5 88.750 700 C01 C05 C02 G6 88.500 600 625 650 675 435.500 435.750 436.000 436.250 Slika 41: Dolci glede na prevladujo~o ukrivljenost. 57 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Tudi dolci na Rakitni se zelo razlikujejo drug od drugega. Eden je konveksno-konkaven, prav tako eden konkavno-konveksen, dva pa sta celo konveksno-premo~rtna. Kot kaè, so pobo~ni procesi na Rakitni razmeroma {ibki in ima voda poglavitno vlogo pri preoblikovanju pobo~ij Nova{ke gore. Na kra{- ki odtok v dnu kra{kega polja bolj neposredno navezani dolci doìvljajo danes druga~en razvoj kot tisti, na katerih se je v dnu è vzpostavilo ravnovesje. Najpogostej{i so dolci s konkavnostjo v spodnjem delu (34), manj je dolcev, ki so spodaj konveksni (15), le trije dolci so spodaj premo~rtni. V zgornjem delu je najve~ dolcev konveksnih (31), dvanajst je konkavnih in devet premo~rtnih. Konkavni zgornji del je zna~ilen za enaintrideset dolcev, konkavni spodnji del pa za dvanajst dolcev. Konveksni zgornji del je zna~ilen le za tri dolce, konveksni spodnji del pa za petnajst dolcev. Ukrivljenost dolcev je tesno povezana z oblikovanostjo reliefa okolice dolcev oziroma pobo~ja, na katerem so nastali kot drugotna reliefna oblika. Dolci tipa I so najpogostej{i. Podobni so dolcem tipa V, le da konveksnemu zgornjemu delu navzdol sledi konkaven del namesto premo~rtnega, ki je ravnovesno pobo~je. Zgornji del je pri vseh dolcih tega tipa enoten. Najve~ tak{nih dolcev je severno od Metnaja, pri Selu pri Polhovem Gradcu, nad dolino Sti{kega potoka in pri Poljanah pri Sti~ni. Trije tak{ni dolci so {e v @ibr{ah. Ta tip je podoben tipu III. Razlikujeta se po zgornjem delu, za oba je zna~ilno konkavno pobo~je pod najvi{jim delom. V spodnjem delu dolca tega tipa lahko slutimo podoben razvoj. Premo~rtne enote so v ravnovesju. Te dolce oblikujejo korozija in pobo~ni procesi, predvsem polzenje in ob~asni usadi ali zemeljski plazovi. Za dolce tipa II je zna~ilen konkavni spodnji del, nad katerim je konveksni srednji del. Zgornji del je konkaven. Ta tip je naslednja faza razvoja dolcev tipa I, kjer je konveksni zgornji del è v celoti pre-B_02 B_10 D_05 D_13 D_16 D_17 E_03 F_02 F_09 A-04 F-07 E-02 B_01 B_04 A-06 D_20 G-01 F_01 D-12 E_04 G_08 D_01 A_02a A-06 B-08 A_03 B_06 D_02 C-02 D-11 D_04 D-12 D_15 G-01 D_18 G-02 E_01 F_03 E_06 Slika 42: Dolci tipa I. Prikaz je shematski, Slika 43: Dolci tipa II. Prikaz je shematski, dolìna posameznih odsekov ne odgovarja dolìna posameznih odsekov ne odgovarja dolìni v naravi, poudarjeno je zaporedje enot. dolìni v naravi, poudarjeno je zaporedje enot. 58 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 {el v konkavnega. Zgoraj je pomembno preperevanje, verjetno tudi korozija, spodaj pa na nastanek konkavnih delov vpliva erozija. Moèn je vpliv polzenja in ob~asnih zemeljskih plazov. Tak{ni dolci so v @ibr{ah in na Rakitni, v Selu, pri Metnaju in pri Poljanah. Dolcev tipa III je le {est (A-01, A-02, C-01, C-03, F-06, F-08). Ti dolci so zgoraj premo~rtni, navzdol sledi konkavni del, temu premo~rtno-konkavno-konveksni del, spodaj je premo~rtni del. Premo~rten spodnji del je v ravnovesju. Morfolo{ki vpliv recentnih geomorfnih sprememb sega navzgor do priblì- no polovice teh dolcev. Ponekod v spodnjih delih je povr{inski vodni tok oblikoval manj{o dolino ali grapo. Vi{je je zna~ilen prehod iz zgornjega premo~rtnega dela v spodnji konkavni del. Pregib je posledica poru{enega ravnovesja in vzpostavljanja novega. Temeljni geomorfni procesi sta najverjetneje korozija in erozija spodaj. Dolci tipa III so na @ibr{ah in pri Poljanah pri Sti~ni. Za dolce tipa IV je zna~ilen premo~rtni zgornji del. Ta del dolca je è uravnove{en. Pred spremembami ga varuje konveksnost v srednjem delu, ki se navzdol nadaljuje v konkavno oziroma premo~rtno pobo~je. Podobno kot za tip III je dolec tipa IV v fazi degradacije. Dolci tipa IV so v Selu, nad dolino Sti{kega potoka in pri Poljanah. Dolca v Selu in nad dolino Sti{kega potoka sta spodaj konkavna, kar je posledica erozije v dnu dolin, v kateri se stekata dolca. Dolec v Poljanah je spodaj premo~rten, {e niè pa konkaven. To je posledica pove~ane intenzivnosti razvoja dolca v zadnjem ~asu, kar je posledica zakrasevanja oziroma pove~anja gradienta voda, ki se po dolcu navzdol stekajo v kotanjo pri vasi Metnaj, od tam pa podzemno proti dolini Sti{kega potoka. Mòna vzroka pove~anja gradienta sta recentna tektonika ob sti{kem prelomu in korozija (prim. Smart 1988; Phillips in Walls 2004; Schlunegger in Schneider 2005). Za dolce tipa V je zna~ilno, da so zgoraj konveksni, v sredini premo~rtni in spodaj konkavni. V tej skupini so dolci C5, G3 in G4. Konkavnost v spodnjem delu je posledica zadenjske erozije ob~asnih povr{inskih vodnih tokov. Nastanek konkavnosti je povezan s stekanjem vode po obilnih padavinah, ko se v spodnjem delu zbere dovolj vode, ki je sposobna erozije in transporta. Moèn vzrok so {ibki izviri, ki napajajo spodnje dele dolcev. Premo~rtni del kaè na to, da se je v osrednjem delu dolcev v pretekli dobi za razliko od tipa I è vzpostavilo ravnovesje. Recentni procesi dolec spreminjajo in vzpostavljajo novo ravnovesje. Dva taka dolca sta na Rakitni in eden na jùni strani @ibr{. C_03 F_06 C_01 F_05 A_02 A_01 F_08 B_12 E_02 Slika 44: Dolci tipa III. Prikaz je shematski, Slika 45: Dolci tipa IV. Prikaz je shematski, dolìna posameznih odsekov ne odgovarja dolìna posameznih odsekov ne odgovarja dolìni v naravi, poudarjeno je zaporedje enot. dolìni v naravi, poudarjeno je zaporedje enot. 59 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Slika 46: Dolci tipa V. Prikaz je shematski, C_05 G_03 dolìna posameznih odsekov ne odgovarja G_04 dolìni v naravi, poudarjeno je zaporedje enot. Dolci posameznega tipa so si podobni v zgornjem delu, navzdol se razlike ve~ajo. To je razumlji-vo, saj njihova degradacija ali progradacija z razli~nimi procesi potekata od spodaj navzgor. Poenostavljen prikaz najbolj primerljivih zgornjih odsekov dolcev prikazuje slika na strani 87. 3.6 GENETSKA OPREDELITEV NAKLONOV 3.6.1 NAKLONSKI RAZRED POD 2° Pri 2° je spodnja meja, pri kateri {e potekajo destruktivni geomorfni procesi, pomen vode kot geomorfnega dejavnika se mo~no zmanj{a. Na ravninah je {ibko odna{anje gradiva in prevladuje ploskovno odna{anje. Pojavi se soliflukcija. Zaradi po~asnega odtekanja voda zastaja na povr{ju (Natek 1983). Te povr{ine obsegajo priblìno sedmino povr{ine Slovenije. V gradbeni{ki stroki povr{ine projektirajo z najmanj{im naklonom, ki omogo~a odtekanje vode. Uporabljeni naklon je odvisen od vrste in rabe povr{in., spodnja mejna vrednost pa je pri 1,8° (Geometrijski elementi … 2003; Temeljni pogoji … 2003). 3.6.2 NAKLONSKI RAZRED 2,0–6,9° Pri naklonu 2–7° je odna{anje gradiva zmerno. Denudacija je mo~na, le ponekod nastanejo erozijski jarki ali erozijskìlebi~i. Erozija je mòna na njivah (Natek 1983). Pri 5° je pomemben prag za dèno erozijo, ko se zaradi delovanja dènih kapelj navzdol pomak-ne 60 % delcev (Finlayson in Statham 1980, 123–124 in 174). Pri naklonu 5–25° je zelo dejavna soliflukcija, na katero sicer pomembneje vplivata vlànost in temperatura (Klimaszewski 1981, 197 in 236–244). Soliflukcijska pobo~ja v Belgiji imajo naklon 6° in v arkti~nih razmerah pa 5–7° (Tuckfield 1986, 39). Polzenje prsti poteka v gozdu è nad 3° s hitrostjo 0,2–67 cm3 cm–1 a–1 ali povpre~no 6,8 cm3 cm–1 a–1 (Klimaszewski 1981, 229; Martin 2000, 3). 3.6.3 NAKLONSKI RAZRED 7,0–11,9° Na povr{inah z naklonom 7–11,9°, ki obsegajo priblìno dvanajstino Slovenije, je mo~no odna{anje gradiva. Na njivah potekata denudacija in erozija, erozija je mòna tudi na travnikih. Pri 12° je mejni naklon, nad katerim se prst ne more v celoti izoblikovati in njen prerez (profil) ni polno razvit (Natek 1983). 60 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Razmerje med intenzivnostjo padavin in infiltracijo je verjetno eno od temeljnih za razvoj povr{ja (Phillips 2003, 17). Razmerje vpliva na procesni prag, od katerega je odvisen naklonski prag. Nad 12° se na pobo~jih zaradi hitrega povr{inskega odtoka zmanj{a infiltracija vode v podlago. Do 12° je razmerje med naklonom povr{ja ter erozijo in odto~nim koli~nikom premo, nad 12° pa postane obratno sorazmerno. Na to razmerje vplivata naklon in tekstura prsti. Z nara{~anjem naklona se v prsti pove- ~uje delè pe{~enih delcev (Cerdà in García-Fayos 1997, 78). Za ta naklonski razred je zna~ilna soliflukcija, moèn je nastanek usadov (Natek 1983). Mejni naklon 13° je zna~ilen za soliflukcijska pobo~ja na apnencih (Klimaszewski 1981, 198 in 288). Odna- {anje je na pora{~enih pobo~jih z naklonom 20° trikrat ve~je od odna{anja na pobo~jih z naklonom 10°. Odna{anje na pobo~jih z naklonom 30° je 1,2-krat ve~je od odna{anja na pobo~jih z naklonom 20° in 3,6-krat ve~je od odna{anja na pobo~jih z naklonom 10°. Na golih pobo~jih z naklonom 20° je odna- {anje 1,6-krat ve~je od odna{anja na pobo~jih z naklonom 10°, odna{anje na pobo~jih z naklonom 30° pa je 2,2-krat ve~je od odna{anja na pobo~jih z naklonom 20° in 3,7-krat ve~je od odna{anja na pobo~- jih z naklonom 10° (Klimaszewski 1981, 274). 3.6.4 NAKLONSKI RAZRED 13,0–19,9° Na povr{inah z naklonom 13–19,9°, ki obsegajo priblìno desetino povr{ine Slovenije, je ploskovno odna{anje zelo mo~no in prehaja v linijsko. Pri naklonih 10–30° nastajajo erozijski jarki in erozijske grape, po katerih voda v nìje lege prenese obilo gradiva. V gozdu je mo~na erozija prsti, pogosti so usadi (Natek 1983). Pri 15° je v na{ih razmerah spodnja meja za nastanek zemeljskih plazov (Komac M. 2003). Na pojav zemeljskih plazov naklon vpliva z 21,2 % (Komac M. 2004, 242). V oligocenski sivici, andezitnem tufu in spodnjemiocenskem pe{~enjaku v Voglajnskem gri~evju so se usadi najpogosteje proìli pri naklonih 16–20°. ^etrtina usadov se je sproìla pri naklonu 11–15°, petina pa pri naklonu 21–25°. Skoraj 40 % usadov se je sproìlo na pobo~jih z naklonom nad 21°. Malo Preglednica 14: Razporeditev usadov glede na naklon pobo~ij v Voglajnskem gri~evju (Natek 1989c, 51). naklon v stopinjah delè pojavov (N = 325) 0–5 0,0 6–10 3,7 11–15 24,6 16–20 32,0 21–25 20,3 26–32 13,5 nad 32 5,9 Preglednica 15: Razporeditev usadov glede na naklon pobo~ij v Halozah (Natek 1989b, 12). naklon v stopinjah delè pojavov (N = 2598) 0–12 0 13–18 1,1 19–24 9,3 25–30 36,0 31–36 44,3 nad 36 9,2 61 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac usadov je na polònih pobo~jih z naklonom do 10° (Natek 1989a, 51). Na miocenskem laporovcu v Halozah je leta 1989 skoraj polovica usadov nastala pri naklonih 31–36°, dobra tretjina pa pri naklonih 25–30° (Natek 1989b, 12). Zna~ilen proces za ta naklon je tudi polzenje, zaradi katerega nastanejo razpoke, natrgana in stopni~asta travna ru{a ter grbinasto povr{je, drevesa pa se krivijo tudi na zelo polònih tleh z naklonom manj kot 15° (Radinja 1983, 72). Na periglacialnih obmo~jih je pri naklonu 15° spodnja meja, pri kateri poteka spiranje povr{ja z snè- nico ob taljenju snega. Naklon 18° je zna~ilen tudi za pobo~ja na plastovitih apnencih, ki jih je preoblikovalo zmrzalno preperevanje (Klimaszewski 1981, 198 in 288). 3.6.5 NAKLONSKI RAZRED 20,0–33,9° Denudacija in erozija sta pri naklonu 20–33,9° izjemno mo~ni. Tudi v gozdu prevladujejo linearni procesi. Velika je mònost erozije prsti in nastanka zemeljskih plazov (Natek 1983). Ta obmo~ja obsegajo priblìno desetino povr{ine Slovenije. Pri naklonu 20–25° je zgornja meja, do katere poteka soliflukcija. Pri naklonu 25° poteka polzenje s hitrostjo 5 mm a–1. Naklon 26° imajo pobo~ja na masivnih apnencih, preoblikovana z zmrzalnim preperevanjem (Klimaszewski 1981, 198). Pri naklonu 25° je pomemben prag za dèno erozijo, saj se kar 95 % razpr{ene vode usmeri po pobo~ju navzdol (Finlayson in Statham 1980, 123–124 in 174). 3.6.6 NAKLONSKI RAZRED 34,0–44,9° V na{ih razmerah je pri 32° naravni posipni kot za labilne nesprijete ali odtrgane delce in mejni naklon za skalne podore. V Belgiji je naklon posipnega kota 31°, zelo podoben kot na arkti~nih obmo~jih (30–32°; Klimaszewski 1981, 197 in 198), v su{ni Arizoni (30–35°; Bryan 1925; citirano po Young 1961) ali na pe{- ~enjakih in laporovcih v jùnem Walesu (32°; Savigear 1952; citirano po Young 1961). Ravnovesni naklon za grobo- in srednjezrnate peske je 30–38°, za drobnozrnate 28–35°, za glinaste 15–24°, za pe{~eno-glinaste 15–24°, za srednje pe{~ene 12–22°, za tèke gline 8–20° in za ilovice 5–17° (Klimaszewski 1981, 204). Ravnovesni naklon meli{~ je 30–33°. Na glinavcih so manj nagnjena (26–29°) kot na apnencih (32–36°), gnajsu (34°), kristalinskih kamninah (36°) ali granitu (40–43°) (Klimaszewski 1981, 213–214). Nad tem naklonom zaradi zelo mo~ne denudacije na povr{ju ni ve~ sklenjene odeje prsti in prepereline, zato je pogosto vidna ìvoskalna podlaga. Potekajo graviklasti~ni ali pobo~ni procesi (Natek 1983). Ta obmo~ja obsegajo priblìno 3 % Slovenije. Pobo~ja z naklonom 30–40° nastanejo na obmo~jih mo~ne erozije, zlasti zaradi spodkopavanja pobo~ja z erozijskim delovanjem rek ali premikov nestabilnih pobo~ij z zemeljskimi plazovi. Ravnovesje se hitro vzpostavi pri naklonih pod 30°, kjer se pobo~ja ustalijo za dalj{i ~as (Young 1961). Pri naklonih 30–45° so pogosti blatno-gru{~nati ali drobirski tokovi (Komac 2001). 3.6.7 NAKLONSKI RAZRED NAD 45,0° OZIROMA NAD 55° Tak{en naklon imajo genetsko mlada pobo~ja, ki v Sloveniji obsegajo priblìno 100 km2 povr{ine. Zna~ilna so za obmo~ja tektonskega dviganja ali mo~ne erozije. Zna~ilna procesa sta podiranje in padanje (skalni podori). Zaradi tènosti na teh obmo~jih vsak odlu{~eni delec pade navzdol, zato prst nastane in se obdrì le izjemoma ali v za{~itenih legah (Natek 1983). Zelo strmo pobo~je z naklonom nad 55° ali 65° (20–40° v pe{~enjaku) imenujemo stena ali klif, ~e ga spodkopava reka ali morje (Klimaszewski 1981, 208). Na strmih pobo~jih, ki jih ne varuje rastje, ima dèna erozija velik vpliv na spro{~anje in transport gradiva. Dèna erozija je odvisna od intenzivnosti padavin, njihovega trajanja in pogostosti. Razmerje 62 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 med transportno sposobnostjo geomorfnih procesov in variabilnostjo dènih padavin je zelo ob~utljivo na spremembe strìne napetosti snovi oziroma na napetostne pragove. Pri tem so zelo pomembni izjemni padavinski dogodki (Kusumastuti 2005). Zemeljski plazovi nad 50–60° ne nastajajo ve~ (Martin 2000, 5). 3.7 ANALIZA NAKLONSKIH PRAGOV Analiziral sem podatke o mejnih naklonih, ki jih navajajo Demek in ostali (1972), Natek (1983), Parsons (1988), Klimaszewski (1981) ter Püspöki in ostali (2005). Najpogostej{i so nakloni posipnega kota (32–36°), naklon 9–10°, 24–27°, 1°, 5° in 20°. Nekateri nakloni, ki smo jih ugotovili z meritvami naklonov v dnu dolcev, so podobni naklonskim pragomovo, ki so jih dolo~ili razli~ni avtorji z meritvami na razli~nih obmo~jih. Zaporedje naklonov je v~asih zelo podobno geometri~nemu zaporedju, ki ga imenujemo Fibonaccijevo zaporedje, in se ravna po ena~bi y (x) = y –1(x) + y –2(x); y (x) = 0, y (x) = 1, y (x) = 1. n n n 0 1 2 Imenovano je po Leonardu Pisanu Fibonacciju (1170–1250) in je zanj zna~ilno, da prva dva ~lena (1, 1) nasledijo drugi tako, da je vsak naslednji enak vsoti prej{njih dveh (1, 1, 2, 3, 5, 8, 13 …). Zanimivo je, da so ~leni zaporedja v istem medsebojnem razmerju, ki je blizu vrednosti 1,618 (Koshy 2001). Fibonaccijevo zaporedje je posledica nelinearnih procesov in je zna~ilno za ìvi svet. Omogo~a kar najve~jo izrabo prostora pri rasti posameznih delov rastlin. Iz matemati~no ugotovljene zakonitosti ne morem sklepati, da je Fibonaccijevo zaporedje temelj za rast rastlin. Rastline pri rasti le teìjo h kar najve~ji mòni izrabi razpolòljivega prostora. ^e rast sledi Fibonaccijevemu zaporedju, je prostor najbolj u~inkovito izrabljen. Zato je Fibonaccijevo zaporedje v naravi pogostej{e pri nìjih {tevilih. Iz tega na~ela izhaja na~elo simetrije. Zato ni tako presenetljivo, da je simetrija pogosta v fizikalnem svetu, saj so simetrije vtkane v fizikalne zakone, ki vladajo vesolju. Simetrija je v naravi zakrita in je vidna na primer pri {koljkah (Field in Golubitsky 1992, 9). Tokunaga (2003, 164) pa je pri analizi prostorske organiziranosti pore~ij ugotovil, da imajo posamezni deli pore~ja, projicirani na dvodimenzionalno ravnino, podobne lastnosti kot enodimenzionalni tako imenovani kvazikristali (Al Cu Fe ), ki pri rasti sledijo Fibonaccijevemu zaporedju (Boeyens 2003). 65 20 15 [ ] cm Bloki: 100 100 cm 100–50 cm 90 50–20 cm 20 cm 80 70 60 50 40 30 20 10 Slika 47: Premiki razli~no velikih skalnih 0 0 5 10 15 20 25 30 [°] blokov v cm v odvisnosti od naklona povr{ja (Klimaszewski 1981, 252). 63 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Zakonitostim teorije kaosa sledita tudi razvoj in prostorska razporeditev prsti (Phillips 1995a, 57; Dunlap 1997, 121; Baas 2002, 313). Isto zakonitost naj bi ugotovili tudi pri debelini klimazonalnih prsti med Karskim morjem in Karakumsko pu{~avo v Turkmenistanu. Debelina humusnega A horizonta v pu{~avski prsti je bila 5 cm, v sivo-rjavi prsti 8 cm, v polpu{~avski rjavi prsti 13 cm, v svetli kostanjevo rjavi prsti 21 cm, v temni kostanjevo rjavi prsti 34 cm, v obi~ajnem ~rnozjomu 55 cm in v alkalnem ~rnozjomu 89 cm (Stepanov 2004). Na sliki 47 je prikazano razmerje med premikom razli~no velikih skalnih blokov po pobo~ju v cm (ordinata) in naklonom v stopinjah (abscisa) v Chambeyronu v francoskih Alpah. Velikost pike pomeni velikost kamninskih blokov (20 cm, 20–50 cm, 50–100 cm in 100 cm). Meritve so potekale od leta 1947 do 1963. Posebej izstopa naklon 32–33°, sledi naklon 15°, temu naklon 8°. Po velikosti premikajo~ih se blokov izstopata {e naklona 21° in 12°. Na sredini razreda 13–21° so intenzivni premiki skal v obmo~ju 15–18°. Püspöki in ostali (2005) so s statisti~no analizo razmerij med trdnostjo kamnin in naklonom povr{- ja ugotovili zna~ilne naklone 2,3°, 5,7°, 9,1°, 12,4° in 23,7°. Ustrezni ~leni Fibonaccijevega zaporedja se povrpre~no razlikujejo le za 0,2° (2°, 5°, 13° in 21°). Preglednica 16: Naklonski razredi (nakloni v stopinjah) po razli~nih virih in Fibonaccijevo zaporedje (Klimaszewski 1981). Demekova naklonska slovenskim razmeram Parsonsova naklonska prilagojena naklonska Fibonaccijevo lestvica (Demek in prilagojena Demekova lestvica (1988) lestvica za dolomitna zaporedje ostali 1972, 57) naklonska lestvica obmo~ja (Natek 1983) 0,0–2,9 0,0–1,9 0,0–1,9 0,0–1,9 0,0–1,9 3,0–5,9 2,0–6,9 2,0–4,9 2,0–6,9 2,0–7,9 6,0–15,9 7,0–11,9 5,0–9,9 7,0–12,9 8,0–12,9 12,0–20,9 10,0–17,9 13,0–19,9 13,0–20,9 16,0–35,9 21,0–32,9 18,0–29,9 20,0–32,9 21,0–33,9 36,0–55,9 33,0–90,0 30,0–44,9 33,0–44,9 34,0–54,9 45,0–89,9 55,0–88,9 56,0–90,0 45,0–90,0 Preglednica 17: Primerjava Fibonaccijevega zaporedja in povpre~nih vrednosti naklonskih pragov iz literature (Klimaszewski 1981). Fibonaccijevo zaporedje 0 1 1 2 3 5 8 13 21 34 55 89 povpre~ne vrednosti naklonskih pragov 0 1 – – 3 5 9 12–14 20 32–35 45 90 Ve~je odstopanje pri vi{jih naklonih je posledica ve~jega vpliva razlik v odpornosti podlage (kamninska sestava) na u~inek geomorfnih procesov in ve~je intenzivnosti geomorfnih procesov pri velikih naklonih. Toda kljub ve~anju absolutnih razlik z ve~anjem naklona ima enaka sprememba naklona pobo~- ja na polònem pobo~ju ve~jo teò kot na strmem (Young 1972, 150–151). 3.8 RAZMERJE MED NAKLONOM IN GEOMORFNIMI PROCESI – TERMODINAMI^NO RAVNOVESJE Ker je bila analiza opravljena le na rezultatih, ki so bili pridobljeni z meritvami v nekaj dolcih, ne moremo trditi, da gre za enozna~en zakon pri oblikovanju povr{ja. Zanimiva pa je tènja geomorfnih procesov po vzpostavljanju naklonskega ravnovesja, ki se pribliùje geometri~nemu zaporedju. 64 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Ravnovesje v geomorfnem sistemu vzpostavljajo negativni povratni procesi. Vsak geomorfni proces poteka le nad dolo~enim naklonom, pod njim le v izjemnih primerih. Ko naklon povr{ja preide naklonski prag, se (lahko) spremeni poglavitni ali prevladujo~i geomorfni proces, ravnovesje se poru{i in vzpostavi se novo. Geomorfni procesi teìjo k najve~jemu mònemu u~inku, k ~im u~inkovitej{i organiziranosti. Urejenost ali oblikovanost povr{ja je stranski produkt geomorfnih procesov. Raznolikost povr{ja lahko razloìmo s poznavanjem geomorfnih procesov, zna~ilnih za dolo~en naklon. To je mogo~e izraziti z ena~bami. Naklon je v matemati~nem smislu odvod nadmorske vi{ine in prikazuje spremembo nadmorske vi{ine na enoto razdalje (Perko 2002, 86). Merimo ga v stopinjah (°), odstotkih (%), radianih (rad) ali v metrih z razmerjem abscise in ordinate (m m–1). Re~ni relief ima z ve~jo nadmorsko vi{ino praviloma ve~ji povpre~ni naklon (Perko 2001, 115). Na takih obmo~jih so geomorfni procesi intenzivnej{i kot v nìjih legah, kar je posledica rezultante sil, delujo~ih na pobo~je ali gradivo. Grafi~ni prikaz Fibonaccijevega zaporedja je zelo podoben krivuljam hiperboli~nega kosinusa (cosh) in hiperboli~nega sinusa (sinh), ki sta definirana z ena~bama cosh = ½ (ex – e–x) in sinh = ½ (ex + e–x). x x Eksponentna krivulja (y = ex) ter sinusoidna (y = sin ) krivulja sta povezani z ena~bo eix = cos + isin . x x x Na povezavo krivulj hiperboli~nega sinusa in hiperboli~nega kosinusa z eskponentnimi krivuljami opozarja dejstvo, da hiperboli~ni sinus pri visokih vrednostih x eksponentno nara{~a ex/2. Eksponentno zaporedje je v naravi pogosto. Zna~ilno je za radioaktivni razpad elementov, umirja-nje nihanja. Tudi hitrost nastajanja prsti je odvisna od njene globine in upada po inverzni eksponentni funkciji. Nastajanje prsti ali preperevanje je najhitrej{e, kjer ni prsti (Braun in ostali 2001; Heimgasth in ostali 2000; 2001; oba citirano po: Phillips 2005b, 263). ^e izra~unamo inverzne eksponentne vrednosti (x–1) razmerja med zaporednimi ~leni Fibonaccijevega zaporedja in jih se{tejemo z originalnimi vrednostmi, dobimo verìnico ali verìno ~rto, ki pri nizkih vrednostih x niha okrog srednje vrednosti, pri visokih pa eksponentno nara{~a do neskon~nosti. Kri-vulji hiperboli~nega kosinusa in hiperboli~nega sinusa dobimo s se{tevanjem dveh eksponentov, tako da ena krivulja nara{~a, druga pa upada. Pri tem krivulja hiperboli~nega kosinusa ori{e ploskev z najmanj{o povr{ino pri dani dolìni krivulje, kar predstavlja stanje najmanj{e energije v sistemu (Fibonacci numbers 2000; Differentiating 2005). K temu pa so usmerjeni geomorfni procesi, ki v geomorfnem sistemu nenehno posku{ajo vzpostaviti stanje z najnìjo mòno energijo. Prvi zakon termodinamike govori o ohranjanju energije. Drugi zakon termodinamike, ki je znan tudi kot entropijski zakon, pa ugotavlja, da prihaja pri dovajanju in pretvarjanju toplote ali energije v mehansko delo do nepovratnih toplotnih izgub. Ker toplota prehaja v okolico, ni mogo~e narediti toplotnega stroja, ki bi vso prejeto toploto pretvoril v delo (Kili} 1986, 234). V fiziki je entropija »… razpolòljivost notranje energije snovi za spremembo v mehansko delo …« Obenem je tudi »… funkcija stanja, ki se med adiabatno spremembo ne spremeni pod pogojem, da je sprememba dovolj po~asna, da ima celot-na snov enak tlak oziroma enako temperaturo …« (Kladnik 1989, 213). 80 cosx coshx sinhx 0 sinx Slika 48: Krivulja hiperboli~nega kosinusa –80 in hiperboli~nega sinusa (prirejeno po: –5 0 5 Differentiating 2005). 65 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 Fibonaccijevo zaporedje svetovna Natek Parsons Komac Simpson 1953 Gotzinger 1907 Bryan Penck 1924 Savigear 1952 MacGregor Young Young Passarge 1914 Reniger 1954 Klimaszewski 1956 Tada-Oya 1957 Mac Gregor (1959) Richter 1960 Miller 1960 Grimm 1961 Haase 1962 Kopp 1962 Macar 1962 Klimaszewski 1963 Kugler 1964 Kom. Kart. Geomorf. 1968 Klimaszewski 1981 Klimaszewski 1981 Seret 1967 naklonski koti meli{~ glede na kamnino Slika 49: Primerjava lestvic naklonskih pragov razli~nih avtorjev s Fibonaccijevim zaporedjem (Klimaszewski 1981, 196–197). Primer za to je sprememba tlaka s spreminjanjem prostornine, ki poteka ob pomikanju vzdol` dane adiabate. Pri tem se entropija ne spremeni. Entropija pa se spremeni, ~e prestopimo z ene adiabate na drugo, »… tako da izotermno (in zelo po~asi – reverzibilno) dovedemo toploto …« Ker je kvocient toplote in temperature, pri kateri toploto dovedemo, da preidemo z ene adiabate na drugo, neodvisen od temperature in zato enak za razli~ne prehode med adiabatama, ga lahko izberemo kot merilo za razliko entropij obeh adiabat. Kvocient je enak ne glede na to, po kateri izotermi prieidemo z ene adiabate na drugo. Entropija je aditivna, razlike pri spremembah snovi se se{tevajo: ∆S = ∆S + ∆S … 1 2 (Kladnik 1989, 213–214), torej je entropijska sprememba dolo~enega telesa enaka B ∆Q ∆Q ∆Q dQ 1 + 2 + … + n = (Kili} 1986, 237). ∫ T T T T 1 2 n A Ena~bo lahko enostavneje zapi{emo kot: S – S = ∆S = Q/T. 2 1 Entropija snovi se pove~a, ~e snov prejme toploto, in zmanj{a, ~e jo odda. Merimo jo v enoti J K–1 (Joul na Kelvin). Izra~unamo lahko le spremembo entropije snovi, ne pa njene absolutne vrednosti. Podobno je na primer mogo~e izra~unati le spremembo potencialne energije, njeno absolutno vrednost pa dolo~imo po dogovoru. Entropija pa je tudi mera nereda, razsipanja ali razpr{itve energije (Plut 1991, 12). Z izgubami, enakomernim razporejanjem ali razpr{evanjem energije v izoliranem sistemu nara{~a nered, zmanj{ajo se energijski gradienti, procesi potekajo z vedno manj{o intenzivnostjo. Sistem obi~ajno hitro preide iz neravnovesnega v ravnovesno stanje, stopnja sprememb pa nato upada s ~asom. V geografiji je entropija pomaga razloìti atmosferske procese, re~ne tokove ter pobo~ne procese. V uravnove{enem ali urejenem sistemu je vsa energija enakomerno razporejena, entropija maksimalna, razpolòljive proste energije ni ve~. V takih razmerah so vsa mòna energijska stanja enako 66 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 p adiabati Q1 T1 S1 T2 T1 S2 izotermi Q2 T2 Slika 50: Carnotova kròna sprememba, ki opisuje adiabatni prehod med dvema izotermama ob po~asnem dovajanju toplote, pri ~emer se spremeni entropija sistema V (Kladnik 1989, 215). verjetna. Geomorfni procesi opravljajo le delo, pri katerem se porabi kar najmanj energije (Rigon in ostali 1994; citirano po: Phillips 1995b, 311). Energijski tokovi, pretvarjanje energije in njena prostorska razporeditev so pomembni tudi pri razvoju pobo~ij. Z vidika entropije so nepovratni vsi procesi, pri katerih nastopi trenje, prav tako so nepovratni vsi naravni procesi, pri katerih prihaja s pozitivnimi povratnimi loki do nepovratnih sprememb. Entropija pri nepovratnih procesih nara{~a in pomeni razpr{evanje snovi ter degradacijo struktur in organizacije. Naravni procesi teìjo k najvi{ji entropiji ali homogeni razporeditvi energije, kjer ni ve~ mogo~e oprav-ljati dela, in niso ve~ mòni razli~ni procesi. Entropija je zato mera sprejemljivosti ali negotovosti in verjetnosti v slu~ajnostni razporeditvi ali v sistemu (Plut 1991, 13–15 in 18). Prehod dolo~enega sistema iz neravnovesnega stanja v ravnovesno stanje je pravzaprav prehod iz stanja, ki se lahko uresni~i na manj{e {tevilo na~inov, v stanje, ki se lahko uresni~i na ve~je {tevilo na~inov – je verjetnej{e. S tem je povezana nepovratnost {tevilnih fizikalnih procesov. Velja, da je S – S = ∆S ≥ 0, kar pomeni, da entropija v nepovratnih procesih raste. Porast entropije nakazuje smer B A procesov, ki potekajo v sistemu. Ker se termodinami~ni procesi v naravi odvijajo v smeri porasta entropije in ker termodinami~ni sistemi vedno teìjo k najverjetnej{emu stanju, velja ena~ba S = k · logΩ. S ~rko k je ozna~ena Boltzmannova konstanta, s ~rko Ω pa {tevilo mikroskopskih stanj, na katere se lahko uresni~i sistem v danih makroskopskih termodinami~nih razmerah, za katerega je zna~ilna entropija, ozna~ena s ~rko S. Ta ena~ba je osrednja misel statisti~ne mehanike (Kili} 1986, 235; Boltzmann constant 2005), saj prek Ω povezuje mikroskopsko raven sistema z njegovim makroskopskim stanjem, ki ga ozna~uje S. Obenem je tudi eden od klju~ev za razumevanje razmerja med geomorfnimi procesi, ki delujejo na mikro-ravni (na primer preperevanje), in reliefnimi oblikami, ki se razprostirajo na makroravni. »… Energija obstoji v naravnih sistemih na dveh ravneh: v makroskopskih merilih, v katerih lahko pre{tevamo in merimo vsakdanje predmete, in v mikroskopskih merilih, v katerih se ne{teti atomi pre-rivajo v neurejem gibanju in niso merljivi druga~e kot z neko povpre~no koli~ino – temperaturo … Celotna energija v mikro merilih bi odtehtala energijo v makro merilih, vendar je v klasi~nih sistemih to termi~no 67 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac gibanje izolirano in neuporabno. Merila ne komunicirajo med seboj … V kaoti~nih ali skoraj-kaoti~nih sistemih (pa) pride do prehoda med makro merili in mikro merili …« (Gleick 1991, 243). Tudi po Prigoginovi teoriji razpr{enih struktur imajo pri razvoju sistema veliko vlogo energijska nihanja, ki so povod za procese, ki vodijo v smeri ve~je organiziranosti. Tako se v sistemu z regulacijskimi mehanizmi vzpostavi ravnovesno stanje. ^e so regulacijski mehanizmi preve~ u~inkoviti, nevtralizirajo u~inke okolja in sistem postane stabilen. ^e na sistem vplivajo zunanji dejavniki ali spro{~ena notra-nja energija, sistem reagira s spremembo energijskega stanja. Sprememba povzro~i »… red onstran fluktuacij …«, kar pomeni, da je sistem na dolo~eni ravni spremenljiv, na drugi pa urejen. Odprte sisteme s temi zna~ilnostmi imenujemo disipativne ali razpr{ene strukture: »… Klasi~na termodinamika vodi h konceptu ravnovesnih struktur, kot so kristali. Benardove celice so prav tako strukture, toda so zelo druga~ne. Da bi poudarili zvezo smo uvedli izraz razpr{ene strukture, ki je v razmerah, ko se struktura in red sre~ujeta z razpr{itvijo in odpadom, na prvi pogled paradoksen. V klasi~ni termodinamiki so odvajanje toplote jemali kot izgubo, v Benardovi celici pa izguba postane vir reda (…) Neravnovesno stanje oja~i vpliv tènosti. V Benardovi celici bi bil v ravnovesnem stanju vpliv tènosti zaradi debeline sloja teko~ine komaj nekaj milimetrov zanemarljiv, toda v neravnovesnem stanju postanejo vidni makroskopski tènostni vplivi … Zelo majhna tènostna polja lahko vodijo do nastanka vzorcev …« (Prigogine in Stengers; citirano po Brown 2005). Tako imenovana razpr{itev energije v takih sistemih ohranja ravnovesje in omogo~a razvoj sistema (Plut 1991, 15). Tipi~na razpr{ena sistema sta na primer re~ni sistem in sistem zemeljskih plazov na dolo~enem obmo~ju (Phillips 1995b, 310). Ob pove~anju toka energije ali snovi sistem preide nestabilna stanja in se ustali na novi ravni, za katero je zna~ilna bolj kompleksna struktura. Pojav spontane vzpostavitve reda imenujemo samoorganiziranost. Samoorganiziran kompleksni naravni sistem se razvija v smeri neravnovesnega kriti~nega stanja, ki ga na pobo~jih ozna~uje naklonski prag. Stanja tak{nega sistema ne moremo razumeti le s poznavanjem njegovih delov. Samoorganiziranost se lahko pojavi na prostorski in ~asovni ravni (Viles 2004, 944). Slika 51: ^e na sliki ne bi bilo meril (geolo{ko kladivo meri priblìno 33 cm, svin~nik 11 cm), bi si lahko predstavljali, da prikazuje spodnji del stene nekje v Alpah in meli{~e pod njo. V resnici prikazuje prelomni stik med dvema dolomitnima plastema. Zgornja je mo~no pretrta, C gradivo se spodaj useda, nastalo je majhno OMA meli{~e z naklonom priblìno 32°. BLÀ K 68 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Geomorfni sistemi so pogosto samoorganizirani (Phillips 1995b). Primer je povr{je, na katerem s~asoma nara{~ajo vi{inske razlike (Hugget 2004, 178; Phillips 1995b, 318). Krivulja naklonskih pragov je eksponentna. Iz tega izhaja, da so naklonski pragovi med seboj neka-ko povezani, sklepamo pa lahko tudi na to, da dolo~ene geomorfne oblike oblikujejo procesi na razli~nih ravneh, so torej neodvisne od merila (Phillips 1995b, 309). Na razmerjih temelji na~elo samopodobnosti, znano iz fraktalnih struktur. Po teoriji kaosa prepro-sta pravila razloìjo procese, ki vodijo sistem kompleksnemu vedenju sistema na vi{ji ravni (Gleick 1991; Klinkenberg 2004, 407). To na~elo lahko predstavim na primerih iz geomorfologije. Zna~ilnosti fraktalov imajo obale, re~ja, povr{je in reliefne oblike (Gao in Xia 1996, 184–188) Erozija v skalnati obali spontano oblikuje nepravilno obalno ~rto. Geometri~no nepravilno oblikovana obala zadu{i morske valove in zmanj{a njihovo povpre~no amplitudo. To vodi do vzajemnosti in samo-stabilizacije v razmerju med amplitudo valov in nepravilno oblikovano obalo. Kompleksen dinami~en sistem na stiku zemlje in morja vodi do nastanka fraktalne obale s fraktalno dimenzijo 4/3. Fraktalna geometrija ima vlogo morfolo{kega privla~nostnega dejavnika ali atraktorja. Ta pa je neposredno povezan z geometrijo, ki je zna~ilna za pronicanje vode (Sapoval, Baldassarri in Gabrielli 2005). Fraktalne lastnosti so odvisne od geomorfnih procesov ter litolo{ke in strukturne sestave, manj pa od podnebja (Gao in Xia 1996, 186). Sklepamo lahko da se povr{je oziroma dno dolca samoorganizira glede na naklonske pragove, ki razmejujejo razli~ne in/ali razli~no intenzivne geomorfne procese. Naklonski pragovi so eden od znakov organiziranosti povr{ja, saj je »… pragovno vedenje pogosto v naravnih sistemih in po definiciji ustvarja nelinearnost …« (Phillips 2003, 9). Geomorfne oblike se obi~ajno razvijajo v smeri kriti~nosti ali nesta-bilnega stanja blizu dolo~enega praga (Phillips 2003, 10). Z nadaljnjimi raziskavami bi morali ugotoviti mehanizme, ki pripeljejo do tak{nega stanja. Samoorganizirani sistemi se notranje spreminjajo oziroma organizirajo ne glede na vnose energije ali snovi od zunaj. Za samoorganiziran sistem so zna~ilni razli~ni nadzorni mehanizmi. Posledica vzpostavljanja ravnovesja so zna~ilni pokrajinski vzorci – reliefne oblike. Nekateri samoorganizacijski procesi vodijo k raznosmernosti ali divergenci, drugi pa pojave v sistemu spodbujajo h konvergenci ali stekanju (Fonstad in Marcus 2003, 282). Iz povedanega sklepam, da je vzdol`ni prerez dolca samopodoben in teì k ravnovesju, ki ga odra- àjo naklonski pragovi. Povr{je v razli~nih naklonskih razredih na podoben na~in preoblikujejo isti ali povsem druga~ni geomorfni procesi, vendar ima vsak naklonski razred druga~no energijsko raven. S po-ve~anjem energijskega ali snovnega toka sistem preide nestabilna stanja in se ustali na novi ravni, za katero sta zna~ilni bolj kompleksna struktura in nìja poraba energije. Dolci so konvergenten samoorganiziran sistem. K oblikovanju enotne, globalne ali konvergentne reliefne oblike vodi niz zelo razli~nih procesov. S poznavanjem celote (reliefne oblike) ne moremo napovedati vedenja njenih delov. Opi{e-mo lahko strukturo celotnega sistema, iz njegovih posameznih delov pa ne moremo sklepati na celoto. Odzivi geomorfnega sistema na spremembe okolja so kompleksni. Vrezovanje vodotoka je lahko posledica razli~nih zunanjih vzrokov, kot so podnebne spremembe, tektonski dvig obmo~ja ali znià- nje erozijske baze. Primer iz geomorfologije so re~ne terase, ki lahko nastanejo zaradi zunanjih (vrezovanje vodotoka v poplavno ravnico) ali notranjih sprememb v sistemu. Do vrezovanja najprej pride v spodnjem delu. Erozija zadenjsko napreduje in ko erozija doseè zgornji del pore~ja, struga prevaja vedno ve~je koli~ine gradiva. Gradivo se odlaga v spodnjem delu pore~ja. Re~ni pritoki se nazadnje prilagodijo novi erozijski bazi, koli~ina prenesenega gradiva upade. Takrat znova nastopi erozijska faza. Kompleksen odziv pore~ij nadzorujejo negativne povratne zveze, pri ~emer sistem obi~ajno preide prag in doseè dinami~no ravnovesno stanje na novi ravni. Ravnovesje se v geomorfnih sistemih vzpostavlja vedno znova. Razvoj reliefa je dinami~no nestabilen ali kaoti~en. Posledica tak{nega razvoja je, da so lahko v eni in isti dolini sledovi razli~no dolgih in intenzivnih erozijskih ter akumulacijskih dogodkov (Schumm 1977, 7 in 75–76). Drugi primer iz geomorfologije je dolgoro~no napredujo~e preperevanje pobo~nega gradiva. Zaradi notranjih vplivov geomorfni sistem preide prag in nastopijo pobo~ni procesi. V su{nih obmo~jih nastopijo 69 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac geomorfni procesi v dnu dolin po dolgem obdobju usedanja gradiva. Tak{en sistem po dolo~enem ~asu brez zunanjih vplivov preseè dolo~en prag in preide v nestabilno fazo z intenzivnimi geomorfnimi procesi. Prehod prek praga v novo stanje je odvisen od lastnosti gradiva in naklona povr{ja. Tako je nastanek erozijskih jarkov v dnu dolin v polpu{~avskih obmo~jih Arizone, Nove Mehike, Wyominga in Colorada je povezan z naklonom dolinskega dna, v katerih nastajajo (Schumm in Hadley 1957; citirano po Schumm 1977, 78). Geomorfni sistem preseè prag tudi zaradi zunanjih vplivov. @e majhna sprememba zunanjih dejavnikov povzro~i velik odziv sistema. Primer je izostati~ni dvig Zemljine skorje zaradi dolgotrajne erozije in denudacije. Za kaoti~ni razvoj povr{ja je zna~ilno, da se majhne za~etne razlike v sprva homogenem povr{ju s~asoma pove~ujejo. Kaoti~nost je zna~ilna za {tevilne geofizikalne pojave, kot so razvoj pore~ij, prsti in pobo~ij. Kaoti~nost je povezana z entropijo in s samoorganiziranostjo povr{ja. Nekaoti~en razvoj reliefa pa zmanj{uje za~etne razlike in pove~uje homogenost (Phillips 1995a, 57–58). Urejenost kaoti~nega sistema je prikrita in vidna le na ravni sistema. Njegov razvoj usmerjajo atrak-torji, ki dolo~ajo mòna stanja sistema. Tak{en sistem se vede nestabilno, a ne slu~ajno. Pri tem se zunaj pojavijo vzorci, ki vklju~ujejo kaoti~ne vzorce z nìjih ravni. Primer je razvoj prsti. Na krajevni ravni je kaoti~en, na vi{ji ravni pa je vidno razmerje med prstjo in drugimi sestavinami pokrajine (prim. Perko 1989). Prav tako ne moremo opisati vedenja posameznih delcev v drobirskem toku, enostavno pa opi{emo fizikalne zakonitosti toka kot celote (Hugget 2004, 177). Dokler atraktor usmerja dogajanje, dobimo ne glede na za~etne razlike z veliko gotovostjo isti rezultat. Enak ali podoben rezultat ni posledica enake urejenosti pojavov ali reda, temve~ je posledica dejstva, da je verjetnost dogodka na nekem mestu neodvisna od za~etnega stanja. Strukturo vidimo {ele po velikem {tevilu ponovitev procesa oziroma po dolgem ~asu. Pri 50 ali 100 ponovitvah rezultat opredelimo kot slu~ajen, pri vi{jem {tevilu ponovitev pa so pojavi urejeni. V naravi simetrija ni natan~na, gre za povpre~je. Re~ni tok se na prvi pogled zdi slu~ajen ali turbulenten, toda ~e ga opazujemo dalj{i ~as, ugotovimo zakonitost ali strukturo, ki je na primer odraz neravnine v re~nem dnu (Field in Golubitsky 1992, 26–27 in 30–35). S pove~evanjem naklona povr{ja se pove~uje nestabilnost povr{ja. Geomorfni sistem zato slej ko prej doseè neravnovesno stanje, mejni naklon ali naklonski prag, pri katerem nastopi hitra sprememba. Zato je neurje, ob katerem nastopi plazenje, le povod za geomorfni proces. Velika neurja imajo velik dolgoro~en erozijski pomen le, ~e je bil preseèn prag sistema. Zato imajo intenzivni in redki dogodki, kot so velika neurja, pogosto razmeroma majhen vpliv na razvoj povr{ja (Schumm 1977, 76–81). 3.9 TEORIJA KAOSA IN GEOMORFOLOGIJA Klasi~na termodinamika preu~uje zaprte sisteme, v katerih se vzpostavi ravnovesje ali stanje z najmanj{o prosto energijo in maksimalno entropijo. Kompleksna ali neravnovesna termodinamika pa preu~uje odprte sisteme, ki niso ravnovesni zaradi stalnih snovnih in energijskih tokov. Tak{en odprt sistem so na primer pobo~ja, na katerih se s transportom snovi in energije vzpostavlja ravnovesje med reliefom in geomorfnimi procesi, ki zagotavlja najve~jo mòno mobilnost gradiva (Penck 1972, 121). Zaradi sinergijskih u~inkov posameznih delov se v odprtih sistemih pojavi samoorganizacija. Kakovostni prehod dobro pojasni è omenjeni model razpr{enih struktur. Z entropijo izgubljena energija torej ni povsem izgubljena, saj se deloma porabi za vzpostavitev ve~je organiziranosti sistema ali za organiziranost sistema na vi{ji ravni. Samoorganizirani sistemi s povratnimi zvezami urejajo energijske tokove in ustvarjajo hierarhi~ne strukture. Za vzpostavitev in delovanje samoorganiziranih sistemov je potrebno veliko energije. Pomembna zna~ilnost samoorganiziranih sistemov je, da nastanejo na hierarhi~en na~in, hkrati na razli~nih ~asovnih in prostorskih ravneh. Za proces je zna~ilno kolebanje med kratkim obdobjem hitrega razpr{evanja energije ter dolgimi obdobji obnavljanja in njenega ponovnega skladi{~enja. Samoorganizirani sistemi z razvojem razpr{enih struktur hitreje razpr{ijo energijo, s ~imer se pove~a entropija. Samoorganizirani sistemi energijo hranijo in jo uporabijo za energijske spremembe ter za vzpostavljanje 70 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 reda. Sistemi se lahko samoorganizirajo le na velikostni ravni razpolòljive obnovljive energije, v naravnih sistemih predvsem Son~eve in geotermalne (Huang 2005). Pobo~je se navadno razvija v smeri manj{e organiziranosti in ve~je entropije. Pobo~ja se znotraj naklonskih razredov razvijajo v stabilnem ravnovesju. Motnja pa lahko povzro~i prehod sistema v drug naklonski razred, v katerem sistem spet vzpostavlja dinami~no ravnovesje. Na zunaj sistem deluje kot stabilen, v njem se pove~uje entropija, pojavi na razli~nih ravneh ohranjajo energijo. To se izraà v naklonskih pragovih. Naklonske pragove vzpostavljajo geomorfni procesi, zato je prehod na drugo raven prehod prek procesnega pragu. »… Mnogo geomorfnih sistemov je razpr{enih, kar pomeni, da vzdr- ùjejo tok energije, in spadajo med nepovratne ali neravnovesne termodinami~ne sisteme. Zanje je zna~ilna produkcija entropije, zato je razumevanje razporeditve entropije temelj za razumevanje njihovega ~asovnega razvoja in {e posebej za pojav reda …« (Sandiford 2004). S procesi so povezane temeljne zna~ilnosti geometri~nega oblikovanja povr{ja in pore~ij, ki jih izra- àta Hortonov in Hackov zakon. Hortonova konstanta (R) primerja {tevilo re~nih segmentov danega (v) razreda s {tevilom segmentov vi{jega reda . Hackov eksponent, ki je v ve~ini pore~ij blizu vrednosti 0,58, pa povezuje dolìno re~nih tokov (l) s povr{ino pore~ja (a) v ena~bi: l = ah. Sandiford (2004, 19) je izra- ~unal Hackov eksponent za toplotno drevo, ki prikazuje razvoj toplotnega toka v dveh dimenzijah (Sandiford 2004, 16). Hackov eksponent za vodotoke reda 2–6 (po Strahlerju) zna{a 0,54 (R2 = 0,92), za vodotoke reda 2–5 (po Strahlerju) pa 0,67 (R2 = 0,99); (Birnir, Smith in Merchant 2001, 1210). Splo{no je sprejeta teza, da so re~ja oblikovana energijsko optimalno in za delovanje porabljajo najmanj{o mòno koli~ino energije. Znani so nam poglavitni oblikotvorni procesi, manj pa mehanizmi ali na~ini njihovega delovanja. Kriti~ni element nastanka re~ja je trenutek, v katerem se namesto ploskovnega toka vzpostavi koncentriran vodni tok, sposoben erozije in transporta ter oblikovanja erozijskih `lebi- ~ev in erozijskih jarkov. Samopodobnost je zna~ilna za geometrijo re~ij in za statisti~no strukturo reliefa: »… Obe smeri razvoja lahko poveèmo z opaànjem, da je nastanek re~ja nujen pojav, ki je povezan s samoorganiziranostjo pokrajin …« (Sandiford 2004, 2). Do podobnih ugotovitev sem pri{el tudi pri preu~evanju naklonov dna dolcev. Izkazalo se je, da so naklonski pragovi zelo pomembni za oblikovanje povr{ja. Pomemben je na primer naklonski prag, pri katerem povr{inski vodni tok prevlada nad podzemskim. Prehod je odvisen od naklona povr{ja ter posredno od prepustnosti kamnine in prepereline. Pomembni so tudi drugi naklonski pragovi, pri katerih za~nejo ali prenehajo delovati dolo~eni geomorfni procesi, kot je è bilo opisano. V geomorfologiji smo razvoj povr{ja razlagali z modeli, ki so temeljili na odnosih med procesi in oblikami. To gledanje ni upo{tevalo spremenljivosti reliefnih oblik in geomorfnih procesov (Harrison 2001). Pobo~ne procese lahko na primer razloìmo z difuzijo in izrazimo na podoben na~in kot prevajanje ali kondukcijo toplote oziroma termodinami~ne odnose. Toplotna kondukcija ima {tevilne analogije v geomorfnih procesih. To so na primer pobo~ni procesi, pri katerih je tok gradiva po pobo~ju navzdol odvisen od naklona pobo~ja (Scheidegger 1970, citirano po Sandiford 2004, 5). Ta predpostavka velja za geomorfne procese, ki preoblikujejo kamninsko dno dolcev in ustvarjajo mobilno gradivo (kemi~no in mehansko preperevanje), in za geomorfne procese, ki oblikujejo preperelino oziroma povr{je (denudacija). Vsak od procesov, pri katerem se gradivo premika ali ga procesi bodisi v raztopini bodisi v trdnem stanju odna{ajo v nìje lege, posku{a v obsegu svojega delovanja – torej tudi v obsegu naklonov – ustvariti ravnovesje, ki ga lahko izrazimo z entropijo ali razmerjem med ustvar-jenimi relativnimi vi{inami in tènostjo. Leopold in Langbein (1962; citirano po Sandiford 2004, 5) sta pri preu~evanju razvoja vdol`nih re~- nih prerezov ugotovila, da »… se najverjetnej{i re~ni prerezi pribliùjejo razmeram, v katerih je dolvodna produkcija entropije na enoto mase konstantna …« Vzdol`ni re~ni prerez je privla~nostni dejavnik ali atraktor, ob katerem se odlaga tok snovi. Po Prigogineu in Stengersu (1983, 138; citirano po Sandiford 2004, 4) se: »… v sistemih, ki so blizu ravnovesja … (se) … entropijska produkcija … razvija proti stabilnemu stanju, ki ga ozna~uje minimalna entropijska produkcija, ta pa je zdrùljiva z omejitvami, ki delujejo na sistem …« 71 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Kakor sem è omenil, menim, da to velja tudi za dolce. Naklon njihovega dna se sicer spreminja v skladu z vsakokratnim stanjem sistema oziroma s spreminjanjem geomorfnih procesov zaradi razli~nih dejavnikov, vendar se v limiti pribliùje ravnovesnemu stanju, za katerega je zna~ilna minimalna produkcija entropije. Z drevesnimi modeli toplotnih tokov so ugotovili, da je entropijska produkcija na krajevni ravni mo~- no pove~ana v bliìni rasto~e mreè, kjer sta velika tok in gradient. Ob primanjkljaju usvarjanja toplote linearni termalni gradient zmanj{a produkcijo entropije. Takrat termalni gradient postane atraktor za sistem (Bejan 1996; 2000; citirano po Sandiford 2004, 4). Pri termodinami~ni optimizaciji sistema, za katerega so zna~ilni razli~ni transportni procesi, nastanejo zna~ilne mreè. Pojav re~ne mreè v geomorfnem sistemu je tako posledica prilagoditve celotnega sistema na transport gradiva (Sandiford 2004, 7). Z entropijo lahko razloìmo tudi zna~ilnosti reliefnih oblik, na primer vzdol`nih re~nih prerezov, meandrov, vejnate strukture re~ne mreè, in konkavno-konveksnih prerezov pobo~ij. Shannonovo ali informacij-sko entropijo (H) izrazimo z ena~bo H = –Σ[P (lnP )], kjer je P verjetnost, da se pojavi i-ta vrednost. i i i V digitalnem modelu reliefa jo na primer izrazimo z deleèm celic tipa i. Najve~ja mòna entropija Hmax je zna~ilna za slu~ajno razporeditev, v kateri se vse vrednosti pojavijo z enako verjetnostjo (1/n), pri ~emer je n {tevilo razredov ali mònih tipov H = ln · n. Zato je entropija polònega reliefa vi{ja kot max entropija razgibanega reliefa (Zdenkovic in Scheidegger 1989; citirano po: Phillips 1995b, 318). Spremembo Shannonove entropije imenujemo Kolmogorovova (K–) entropija in je enaka vsoti pozitivnih Lyapunovovih eksponentov. To je neposredna zveza entropije s teorijo kaosa: iz zna~ilnosti reliefa lahko sklepamo na usmerjenost entropijskih sprememb in s tem na (ne)kaoti~nost sistema, tèko pa sklepamo na njihovo jakost (Phillips in Walls 2004, 376). 3.9.1 TEMELJNE PREDPOSTAVKE TEORIJE KAOSA ^eprav je teorija kaosa v mnogih znanostih verjetno è pre{la vrh, smo v geomorfologiji redko preu- ~evali nelinearne dinami~ne sisteme. Zato si poglejmo nekaj teoreti~nih predpostavk teorije kaosa in mònost njihove uporabe v geomorfologiji (Gleick 1991; Klemen~i~ 1992; Phillips 1995a, 60–62). Temeljna predpostavka teorije kaosa je, da majhne razlike v za~etnih razmerah vplivajo na kon~- no stanje sistema, ki je lahko tudi radikalno druga~no od prvotnega. To je tudi zna~ilnost razpr{enih ali disipativnih sistemov, pri katerih se pri pretvorbi energije njen del nepovratno izgublja v okolico. Za tak{ne sisteme je zna~ilna samopodobnost ali lastnost, da se temeljni vzorec ponavlja ~ez ve~ ravni. Samo-podobne geometri~ne objekte imenujemo tudi fraktali. Temeljna lastnost fraktalov je fraktalna dimenzija, ki opisuje razvojno fazo sistema. Dogovorjena dimenzija ~rte je 1, ploskve 2, fraktalna ~rta pa ima fraktalno dimenzijo med 1 in 2. Fraktalna dimenzija je tudi mera razgibanosti povr{ja, in ima obi~ajno vrednost 2–3. Za kaoti~ne sisteme je tudi zna~ilno, da se z notranjo dinamiko in povratnimi mehanizmi znotraj nereda pojavi dolo~en red ali urejenost. Sposobnost samoorganiziranja je zna~ilna zlasti za nepovratne neravnovesne in nelinearne razpr{ene sisteme. Kompleksni odprti termodinami~ni sistemi teìjo k ~im manj{i proizvodnji entropije, za zaprte sisteme pa je zna~ilno stanje maksimalne entropije. V kaoti~nih sistemih se ravnovesje pogosto vzpostavi na kriti~ni ravni. Primer je plazenje, ki sistem ohranja v kriti~nem stanju z naklonom posipnega kota. Podobno pride v samoorganiziranih sistemih pri vrezovanju rek do kriti~nega stanja z najmanj{im razpr{evanjem energije ali najmanj{o produkcijo entropije. Erozija nastopi, ko erozijska mo~ vode na dolo~enem mestu preseè kriti~ni prag. Ti od praga odvisni povratni mehanizmi ustvarjajo fraktalno re~no mreò. Razpr{itev energije je najmanj{a pri spremembah potencialne energije (Baas 2002). Moèn dokaz, da tudi v dolcih prihaja do kaoti~nega razvoja (kar ne pomeni, da je razvoj nekontroliran), je urejenost naklonov v obliki eksponentne krivulje. Do sprememb v dnu dolcev prihaja zaradi geomorfnih procesov, ki nastopijo, ko je na dolo~enem mestu preseèn kriti~ni naklonski prag. Za kaoti~en razvoj geomorfnega sistema je zna~ilno tudi pove~evanje vi{inskih razlik ali divergenca, ki je neodvisna od morebitnih majhnih za~etnih razlik. Divergenca je posledica notranjih ali zunanjih 72 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 geomorfnih dejavnikov. Na dolomitu je pomemben njegov kra{ki zna~aj. Vrta~e nastanejo zaradi majhnih za~etnih razlik v razpokanosti kamnine. V prevodne razpoke se usmerja voda, s ~imer se razpoke pove~ujejo in postajajo vedno bolj prevodne. Podobno je tudi pri dolcih, kjer se korozija pogosto usmerja vzdolòbmo~ij pretrte kamnine z veliko specifi~no povr{ino, denudacija pa preperelino sproti odstranjuje. V nelinearnem sistemu je odstranjevanje prepereline relativno hitrej{e od njenega nastajanja (Phillips 2005b). Posledica tak{nega razvoja je divergenca ali raz~lenjenjevanje povr{ja. Vzemimo, da je geomorfni sistem nelinearen in da v njem deluje n komponent ali spremenljivk x ,i kot so tektonika, litolo{ka sestava, relief ali podnebje. Vedênje vsake spremenljivke v ~asu je odvisno od razli~nih dejavnikov in ga opi{emo kot n-dimenzionalni prostor z diferencialno ena~bo, kjer vsak xi predstavlja dolo~eno spremenljivko ali naravnogeografski dejavnik, s ~rko c pa je ozna~ena intenzivnost ustreznih ali pripadajo~ih procesov (Phillips 1995a, 60): dx1 = f (x , x … x ; c , c … c ), 1 1 2 n 1 2 m dt dx1 = f (x , x … x ; c , c … c ), 2 1 2 n 1 2 m dt … dxn = f (x , x … x ; c , c … c ). n 1 2 n 1 2 m dt Temeljno vpra{anje je, ali se vi{inske razlike s~asoma pove~ujejo ali ne. Ob~utljivost na za~etne razlike, tendenco k divergenci in stopnjo sprememb v nelinearnih dinami~nih sistemih merimo z Lya-punovovimi eksponenti (λ , λ , … λ ). V geomorfologiji obi~ajno ne moremo opazovati celega niza 1 2 n spremenljivk in se pogosto zadovoljimo z eno, to je nadmorsko vi{ino. Velja ena~ba ∆ = ∆ eλt, kjer sta t 0 ∆ in ∆ spremembi med stanjem sistema v ~asu 0 in v ~asu t. Sistem je konstanten, ~e je λ enak ni~, t 0 ~e pa je Lyapunovov eksponent negativen, stanji konvergirata. Pri pozitivnem eksponentu prihaja do eksponentne divergence, kar je znak nestabilnosti ali kaoti~nega razvoja reliefa. Hitrost razvoja kaoti~nega sistema dolo~a najve~ji eksponent λ = ln[d(t)] – lnC. Z zmanj{evanjem vi{inskih razlik bi bil prvi 1 ~len ena~be (ln[ d(t)]) manj{i od za~etnih razlik (C), s ~imer bi dobili negativen Lyapunovov eksponent. ^e relief s ~asom nara{~a, do pozitivnih vrednosti nara{~a tudi λ . 1 Preglednica 18: Deset mònih na~inov razvoja reliefa glede na kaoti~nost (Phillips 1995a, 61). stabilno (S) nestabilno ali kaoti~no (K) S1: Uravnano povr{je z enakomerno stopnjo znièvanja K1: Uravnano povr{je z razlikami v stopnji erozije, odlaganja ali ali dviga [h (t) = h (t); ∆h = ∆h ]. dviganja [h (t) = h (t); ∆h ≠ ∆h ]. i j i j i j i j S2: Na obeh mestih poteka erozija, ki je mo~nej{a na K2: Na obeh mestih poteka erozija, ki je mo~nej{a v prvotno nìji prvotno vi{ji legi (primer: pobo~ni procesi, ki so legi (primer: vrezovanje vodotoka je intenzivnej{e kot erozija intenzivnej{i zgoraj kot spodaj). na pobo~jih). Stanje traja, dokler hitreje vrezujo~i se nìji del ne doseè erozijske baze. S3: Obe mesti se dvigujeta, prvotno vi{ja lega se dviguje K3: Obe mesti se dvigujeta, prvotno vi{ja lega se dviguje hitreje po~asneje (primer: tektonski dvig ozemlja z odlaganjem kot nìja (primer: grudasto prelamljanje). Stanje traja dokler gradiva v nìji legi, kar tam pove~a dvig). se obmo~je dviguje. S4: Erozija v prvotno vi{ji legi in dviganje povr{ja v prvotno K4: Dvig je v prvotno vi{ji legi hitrej{i kot spodaj (primer: nìji legi (primer: erozija sedimenta iz zgornje v nìjo vrezovanje rek med epirogenezo). Stanje traja dokler traja lego, kjer se odlaga). dvig obmo~ja ali drugi zunanji dejavnik. S5: Prvotno vi{ja lega ostaja nespremenjena, medtem ko K5: Prvotno vi{ja lega ostaja nespremenjena, v prvotno nìji legi se prvotno nìja lega dviga: prvotno nìja lega ostaja poteka erozija: ali se prvotno vi{ja lega dviga in je spodnja nespremenjena, medtem ko se prvotno vi{ja lega lega stabilna (primera: stabilno vi{avje nad vodotokom, ki se zniùje (primera: vi{avje nad zasipajo~o se dolino; vrezuje; obalna ravnica pod nara{~ajo~o obalo). Stanje je pediment pod umikajo~im se pobo~jem). omejeno z erozijo do ravni erozijske baze. 73 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Vsak naklju~no izbran par za~etnih spremenljivk (nadmorska vi{ina) v sistemu eksponentno diver-gira glede na stopnjo najve~jega Lyapunovovega eksponenta. V ena~bi d(t) = Ce λ1t je d(t) povpre~na divergenca naklju~no izbranega para to~k v ~asu t, C pa konstanta za normalizacijo za~etne razlike. V geomorfologiji d(t) pomeni povpre~no divergenco ali konvergenco nadmorskih vi{in para naklju~no izbranih to~k v ~asu t, C pa izravnamo nepravilnosti za~etnega reliefa. Pozitiven λ je posledica pove-1 ~anja kompleksnosti reliefa in topografije. Ve~ja kot je vrednost eksponenta, hitrej{e je spreminjanje razlik nadmorskih vi{in. Spremembe nara{~ajo eksponentno. V reliefu naklju~no izberemo to~ki i in j z vi{inama h in h v ~asu t in (t + ∆t). Razlike nadmorskih i j vi{in h – h lahko opi{emo z ena~bo: d (t + ∆t) = |h (t + ∆t) – h (t + ∆t)| = |[h (t) + ∆h ] – [h (t) + ∆h ]|. Ko velja i j i,j i j i i j j neena~ba Σd (t + ∆t) – Σd (t) > 0, je λ pozitiven in sistem kaoti~en. Iz tega izpeljemo deset mònih na~i-i,j i,j 1 nov razvoja reliefa. Za prvih pet sta zna~ilna stabilen ali nekaoti~en razvoj in znièvanje vi{inskih razlik med to~kama, za drugih pet pa je zna~ilen nestabilen ali kaoti~en razvoj, ki je posledica pove~evanja vi{inskih razlik med dvema to~kama (Phillips 1995a). Na dolomitnem reliefu z dolci so teoreti~no mò- na stanja S2 in S4 ter K2 in K5 (slika 52). Kaoti~en razvoj je pove~ini odvisen od hitrosti poglabljanja dolcev v primerjavi z okoli{kimi slemeni. Iz navedenega izhaja, da je nestabilno vsako uravnano povr{je. Dolomitna obmo~ja so bila tak{na po pleistocenu, ko so jih zravnali intenzivni geomorfni procesi, kot je soliflukcija. Majhne za~etne razlike v morfologiji, eroziji ali dviganju povr{ja vodijo v divergentni razvoj. Dinami~na nestabilnost je zna~ilna za rast kra{kih depresij, preperevanje in vrezovanje vodnih tokov (Phillips in Walls 2004, 372). Nelinearna je tudi zveza med naklonom pobo~ja ter stopnjo kra{kosti in re~nosti povr{ja. V fluviokra{- kem pore~ju v Kentuckyju v ZDA ugotavljajo, da prihaja v razvoju povr{ja do divergence. Iz fluviokra{kega povr{ja nastajata povr{je z redkimi linearnimi reliefnimi oblikami in mo~no re~no razrezan relief z redkimi kra{kimi zna~ilnostmi. Tipa reliefa tekmujeta, pri tem se pove~uje entropija, sistem je dinami~no nestabilen ali kaoti~en. Razvoj divergentnih pokrajin je povezan s kompleksno nelinearno dinamiko. Dokazana je bila negativna zveza med naklonom in zakraselostjo povr{ja. Zaradi vrezovanja re~ne struge in krajevnih sprememb erozijske baze prihaja do razvoja re~nih in kra{kih reliefnih oblik v neposred-nem zaledju reke. Katera smer razvoja reliefa bo prevladala, je odvisno od naklona povr{ja. Naklon vpliva na nestabilnosti glede na~ina vodnega odtoka, ki je bodisi povr{inski ali podzemski bodisi koncentriran ali difuzen. Tak{en sistem je mo~no ob~utljiv na majhne za~etne razlike in je kaoti~en (Phillips in Walls 2004, 379–380). Za geomorfne sisteme je zna~ilno, da: • so nestabilni, kaoti~ni in samo-organizirani ter urejeni; • sta urejenost in kompleksnost njihovi temeljni lastnosti, ki sta odvisni od ~asovne in prostorske ravni; S4 S3 hj > 0 S5 K3 hj = 0 Slika 52: Stabilen (S) in kaoti~en (K, sivo) razvoj K2 K5 povr{ja, opisan z nelinearnim dinami~nim hj < 0 modelom. S1 in K1 prikazujeta za~etno uravnano povr{je in nista prikazana. S ~rko i (abscisa) S2 K4 je prikazano prvotno vi{je povr{je, s ~rko j (ordinata) pa prvotno nìje povr{je hi < 0 hi = 0 hi > 0 (Phillips 1995a, 62). 74 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Slika 53: Bifurkacijski diagram. Na ordinati so (b) prikazana mòna stabilna stanja sistema, na abscisi pa bifurkacijski parameter λ. Pri λ > λ 1 je za vsako vrednost λ le eno stabilno stanje, prikazano s ~rko (a). Vsa stanja niso mòna! Pri (c’) λ = λ postaneta mòna dva niza stabilnih stanj 1 (b in b’). Stanje b’ je nestabilno, toda pri λ = λ 2 spet postane stabilno. Pri λ = λ postane veja b’ (a) 3 (c) znova nestabilna in pojavita se dve novi stabilni (b’) veji. Pri λ = λ nestabilna veja doseè novo 4 bifurkacijo, kjer postaneta mòni dve novi stanji, ki sta prikazani z dvema vejama. Sistem je λ λ λ λ λ λ λ nato ponovno nestabilen, dokler λ ne doseè 1 2 3 4 5 6 vrednosti λ ali λ (Bifurcation diagram 2005). 5 6 • na isti prostorski in ~asovni delujejo samo-organizacijsko ali pa ne; • v eni in isti pokrajini ob istem ~asu obstajajo nestabilni (kaoti~ni) in stabilni (nekaoti~ni) pojavi, kar lahko razloìmo tako, da so geomorfni sistemi kompleksni nelinearni dinami~ni sistemi; • majhne za~etne razlike s ~asom in pove~evanjem prostora nara{~ajo; • se ne razvijajo nujno vedno nasproti ve~ji kompleksnosti; • se niti nestabilen niti stabilen razvoj na dolo~enem ozemlju ne moreta nadaljevati v neskon~nost; • so geomorfni procesi, ki delujejo na povsem razli~nih ravneh, neodvisni, kar je funkcija relativnih prostorskih in ~asovnih razmerij, zna~ilnih za dolo~en pojav (Phillips 1999, 139–142). 3.10 GEOGRAFSKE PARADIGME O RAZVOJU RELIEFA Davis je v letih 1889, 1899, 1902 in 1909 predstavil paradigmo o erozijskem ciklu. Relief zniùje erozija, ki sledi za~etnemu hitremu dvigu povr{ja. Doline se vreèjo v prvotno povr{je, erozija in odlaganje gradiva pa postopoma zniàta nadmorsko vi{ino povr{ja ter njegove naklone, dokler ne nastane peneplen. Z opazovanjem reliefnih oblik naj bi bilo mogo~e sklepati na njihov poloàj v cikli~nem razvoju povr{ja in njihovo (relativno) starost. Temeljne predpostavke modela slonijo na preu~evanju ravnotène-ga re~nega prereza v zmerno toplem pasu. Slabost Davisove paradigme je predpostavka, da na geomorfni razvoj v òjem pomenu besede vplivajo le eksogeni procesi. S predpostavko, da obmo~je ostaja stabilno, zanemarja vpliv tektonskih procesov. Teorija ne upo{teva v dovolj veliki meri vpliva kamninske sestave. Razvoj reliefa napa~no obravnava kot cikli~ni proces. V sodobni geomorfologiji ta shema ne drì ve~ (Verbi~ 1991; Phillips 1995a; Bognar 2001; Gams 2001; Natek 2001). Penck je leta 1924 predstavil paradigmo o nadome{~anju pobo~ij oziroma diferencialno metodo razvoja povr{ja. Dognal je pomen reliefnih oblik, na katere vplivajo nasprotujo~i si notranji in zunanji dejavniki. Njegov model temelji na naslednjih predpostavkah: • u~inek erozije je odvisen od lastnosti posameznega segmenta pobo~ja; • naklon posameznega segmenta pobo~ja je odvisen od velikosti delcev mobilnega gradiva; • velikost {e mobilnih delcev je omejena z naklonom pobo~ja; • produkcija gradiva s preperevanjem je na celotnem pobo~ju enakomerna, kar povzro~a vzporeden umik pobo~ja; • v spodnjem delu pobo~ja nastane poloèn segment, s ~imer postane pobo~je konkavno, ~e se tam odlaga gradivo in reka ne erodira vznòja. Sprejel je Davisovo misel o kon~nem uravnanem povr{ju, toda razvoj se po njegovem mnenju za~ne z dolgim in po~asnim dvigom povr{ja, ob katerem se v skladu z ravnovesjem med dvigom in denudacijo razvije nov nizek relief. Pobo~ja se vzporedno umikajo, in ne zniùjejo. Po Penckovi razlagi vi{inske razlike 75 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac nara{~ajo, se zniùjejo ali so dalj{i ~as enake. Slabost modela je, da zanemarja vpliv sprememb re~- nih reìmov ter podnebne in litolo{ke spremembe (Verbi~ 1991; Phillips 1995a). King je 1953 opisal razvoj pobo~ij v su{nih podnebnih razmerah in pediplenizacijo. Pedipleni nastanejo s po~asnim in vzporednim umikanjem pobo~ij. Izhodi{~no pobo~je sestavljajo konveksen vr{ni del, vmesni ravni del, konkaven akumulacijski del ter pediplen, ki se mu s {irjenjem zmanj{uje naklon. Umikanje stopnje regulira razvoj celotnega pobo~ja, vr{ni del je v ravnotènem stanju, akumulacijski del se ne {iri navzgor, saj sta nana{anje in odna{anje gradiva v ravnovesju (Chorley, Schumm in Sugden 1984; Phillips 1995a; Natek 2001). Kot alternativa Davisovi teoriji se je uveljavila dinami~na geomorfologija, temelje~a na statisti~nih in matemati~nih metodah (1950, 1952; citirano po Strahler in Strahler 1992). Omenjeni na~eli sta zdru- ìla Schumm in Lichty (citirano po Verbi~ 1991, 13). Ugotovila sta, da sta obe paradigmi veljavni v odvisnosti od ~asovnega intervala opazovanja. Teza o cikli~nem razvoju reliefa velja za dalj{a ~asovna obdobja, teza o dinami~nem ravnovesju pa za kraj{a obdobja. Hack (1960; citirano po Phillips 1995a) je razvil teorijo o dinami~nem ravnovesju, po kateri se nadmorska vi{ina spreminja zaradi vzpostavljanja ravnovesja med koli~ino za transport razpolòljivega gradiva in energijo. Rezultat ravnovesja je bolj ali manj konstanten relief. Po drugi svetovni vojni se je uveljavila klimatska geomorfologija. Njena temeljna predpostavka je, da naj bi v na{ih krajih v terciarju v vlànem in toplem podnebju nastajali obsèni ravniki. Intenzivno kemi~no preperevanje kamnin naj bi ustvarilo do nekaj deset metrov debelo preperelinsko odejo. Su{ni predeli so zaostajali v znièvanju, prevladala sta mehansko preperevanje in erozija. Ob ohladitvah v pleistocenu, so nìje temperature in suho podnebje omogo~ile prevlado mehanskega preperevanja tudi v nìjih legah, pove~ana erozija je odstranila terciarno preperelino. Povr{je je na periglacialnih obmo~- jih preoblikovala soliflukcija, zaradi mo~nega razpadanja kamnin je nastalo veliko gru{~a, ki se je v nìjih legah odlagal na pobo~jih ali v vr{ajih. Po koncu ledene dobe je prevladala erozija, vodni tokovi so se vrezali v nanose in ustvarili obsène terase (Büdel 1957; Radinja 1972; [ifrer 1970, 1983, 1990; 1997; Tinkler 1985). Od toplotnega toka, ki Zemljo dosega s Sonca so odvisni koli~ina vlage v zraku, obla~- nost, son~no obsevanje ter rastje in prst. Pomembna je ugotovitev, da so spremembe kra{kega povr{ja zaradi toplotnega toka Sonca, v energijskem smislu bistveno ve~je kot spremembe zaradi potencialne energije, ki jo pove~ajo tektonski dvigi (Young 1972). Strahler je v geomorfologijo vpeljal splo{no teorijo sistemov (1950, 1952, citirano po Strahler in Strahler 1992), po kateri se dinami~no ravnovesje na povr{ju vzdrùje tako, da vsaki spremembi zunanjih razmer sledi niz prilagoditev celotnega sistema in vzpostavitev novega ravnovesnega stanja v skladu z novimi razmerami. Povr{je se na spremembe odziva po~asi, zato je dolgoro~no delovanje druga~no od kratkoro~nih, trenutnih odzivov. Regulacija pove~ini poteka z negativno povratno zvezo, s ~imer se s~asoma zmanj{a vpliv za~etnih impulzov. ^e je impulz dovolj mo~an, dejavnik sune sistem prek praga, da se umiri na novi ravni. Zemeljski geomorfni sistem je nedeljiva celota, vendar ga z vidika preu~evanja snovnih in energetskih tokov razdelimo na podsisteme, kot so kra{ki, re~ni ali ledeni{ki (Chapman 1977, Chorley in Hagget 1967; Harvey 1969; Chorley, Schumm in Sugden 1984). Twidale (1991; citirano po: Phillips 1995a) je predpostavil, da denudacija mo~no pove~a za~etne razlike v erozivnosti in erodibilnosti povr{ja. Pri tem ima zelo veliko vlogo preperevanje. Vi{inske razlike povr{ja se pove~ujejo ne glede na krajevne tektonske razmere. Crickmay (1976; citirano po Phillips 1995a) je predstavil hipotezo neenake aktivnosti, po kateri se vi{inske razlike s~asoma pove~ujejo. Krajevne razlike v eroziji so po tej teoriji zlasit posledica eroziv-ne mo~i vodotokov. Ahnert (1967, 1976, 1987, 1988; citirano po Phillips 1995a) je razvil matemati~ni model razvoja povr{- ja in model razvoja pobo~ja. Ugotavlja, da je splo{en trend razvoja povr{ja enak ne glede na za~etne razmere. Vi{inske razlike se pove~ujejo najprej hitreje potem pa se za~nejo zmanj{evati. Armstrong (1980; citirano po Phillips 1995a) je razvil model razvoja prsti in pobo~ij, ki se odziva podobno kot Ahnertov. Sprva se razlike med najvi{jimi in najnìjimi deli pove~ujejo, relief pa se znià. 76 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Po Brundsenu (1990; citirano po Phillips 1995a) se vi{inske razlike najprej zvi{ujejo in nazadnje zniàjo. Denudacija naj bi se prilagodila tektonskemu dviganju v priblìno dveh milijonih let. Scheidegger (1987) je z antagonisti~nim principom predstavil razvoj reliefa kot rezultat delovanja notranjih (tektonski dvig) in drugotnih zunanjih (denudacija) dejavnikov. Pomemben je njegov prispevek k sistematiki reliefnih oblik in geomorfnih procesov ter sintezi geomorfolo{kih na~el (Verbi~ 1991; Phillips 1995a). Chase (1992; citirano po Phillips 1995a) je z modelom ugotovil, da se s ~asom erozijska pove~uje razgibanost reliefa. To kratkoro~no kompenzirajo od naklona povr{ja odvisni difuzni procesi, dolgoro~no pa odlaganje gradiva. Po Scheideggerju in Chaseu se relief v odvisnosti od razmerja med silami ali procesi in ~asovnega ali prostorskega reda opazovanja lahko razvija v katerokoli smer. V pokrajini sta so~asno red in nered, zato so geomorfni sistemi kompleksni nelinearni dinami~ni sistemi (Hugget 2004, 178). Ker je sou~inkovanje posameznih delov geomorfnega sistema nelinearno, menita, da se red najve~krat ne vzpostavi na ravni reliefnih oblik, temve~ na vi{ji prostorski in ~asovni ravni (Kessler in Werner 2003, 380). 3.10.1 VPLIV EROZIJE NA OBLIKOVANJE POBO^IJ Po Pencku (1972) so konkavna pobo~ja stara, konveksna pa so lahko posledica recentnega pove- ~anja erozije – primer je konveksna stopnja, nastala z bo~no erozijo. Pove~ana stopnja erozivnosti tik nad vodnim tokom ustvari konveksno pobo~je. Ker se pobo~je s preperevanjem in pobo~nimi procesi postopno pomika nazaj, se tudi sprememba po~asi prena{a navzgor. ^e je erozija usmerjena globinsko, nastane na spodnjem delu pobo~ja strm konveksen pregib, ki se kot nekak{na stopnica prena{a po pobo~ju navzgor. Pobo~ne stopnje nad pregibi se zato skraj{ujejo, tiste pod njimi pa podalj{ujejo. Zanimivo je, da kontinuiran proces, kot je erozija, na pobo~ju povzro~i nastanek pregiba, ki je nezveznost. Strma stopnja obstane le, ~e reka sproti odna{a gradivo. Erozija mora biti najmanj tako intenzivna kot denudacija, bo~na erozija pa najmanj tako hitra kot nastajanje konkavnega pregiba med strmim zgornjim in polònim spodnjim delom pobo~ja. ^e reka ne more ve~ odna{ati gradiva, pod steno nastane meli{~e. Stena se sicer {e vedno umika, vendar raste – toda po~asneje – meli{~e. Po dolgem ~asu brez erozije je strma skalna stena le {e visoko nad gladino reke in je oddaljena od nje. Na konkavnih pobo~jih strmi zgornji del od spodaj nadome{~a polòno pobo~je, dokler nima vse pobo~je zmanj{anega naklona. Primer tak{nega razvoja je nastanek meli{~ pod strmimi stenami. Strmo pobo~je se pomika navzgor in ohranja svoj naklon, s ~imer nara{~a povr{ina novo nastalega pobo~ja pod njim. Navzgor napreduje tudi stik med polònim in strmim pobo~jem. Obenem se zaradi preperevanja in pobo~nih procesov zmanj{uje naklon meli{~a. Tudi tega s~asoma od spodaj navzgor nadomesti manj nagnjeno pobo~je, vendar je za to potreben veliko dalj{i ~as. Umikanje pobo~ij poteka v vedno ve~ji oddaljenosti od reke, kjer so strma pobo~ja. Pobo~je bo s~asoma, in to ne glede na za~etni naklon, pridobilo konkaven pobo~ni prerez. Konveksna pobo~ja so torej navezana na konkavna pobo~ja in so drugotna. Intenzivnost erozije vpliva na naklon in ukrivljenost povr{ja. Ob konstantni eroziji je konstanten tudi naklon. Premo~rtno pobo~je nastane, kjer sta erozija in odna- {anje v ravnovesju. Tak{en razvoj pobo~ij je po mnenju Pencka (1972, 123) neodvisen od podnebja. Pri opisanem razvoju povr{ja velja naslednje razmerje med intenzivnostjo globinske erozije (E), intenzivnostjo denudacije na pobo~ju tik nad vodo (A) in naklonom pobo~ja ali segmenta pobo~ja (α): E = A/cosα (Penck 1972, 138). Razmerje med jakostjo globinske erozije v ~asovni enoti (tα), bo~no erozijo v ~asovni enoti (tα), denu- ’ dacijo oziroma umikom (enote) pobo~ja v ~asovni enoti (t ) in naklonom pobo~ne enote med dvema 0 pregiboma (α) izrazimo z ena~bo t = t /cosα in z ena~bama t = t · sinα ali 0 α · sin(90 – α) ali tα = t0 0 α’ tα = t /sinα (Penck 1972, 144). Ena~be lahko poveèmo z è opisanimi eksponentnimi krivuljami. ’ 0 Ve~ji naklon pobo~ja je tudi posledica ve~je odpornosti kamnine glede na okolico. Zato iz reliefne oblike ne moremo vedno sklepati na genezo. V reliefu je namre~ zapisanih le nekaj zadnjih razvojnih faz ali celo samo zadnja razvojna faza. 77 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Preglednica 19: Prevladujo~i geomorfni procesi na pobo~jih glede na ukrivljenost (Schumm 1991, 104). konveksni enote konkavne enote premo~rtne enote erozija polzenje nastanek erozijskih `lebi~ev, erozija dèna erozija dèna erozija je najmo~nej{a na sredini pobo~ij vrezovanje vodotokov mehansko in kemi~no preperevanje pobo~ni procesi zmrzalno preperevanje bo~na erozija, abrazija, spodjedanje bo~na in zadenjska erozija polzenje, naj{ibkej{e je spodaj globinska erozija cev~enje (angl.: piping) odlaganje odlaganje puhlice ali vulkanskega nastanek meli{~ nastanek meli{~ iz razli~nega gradiva pepela z ravnovesnim naklonom nastanek vr{ajev odlaganje vulkanskih kamnin Penckovo razmi{ljanje sem lahko potrdil v dolini Dragonje, kjer so aktivna erozijska àri{~a praviloma le na tistih mestih ob reki, kjer je voda sposobna odna{anja gradiva. Ko se aktivna erozijska àri{~a zaradi umikanja pobo~ij ali spremembe re~nega toka znajdejo stran od reke, njihova aktivnost po~asi upade in se s~asoma zarastejo. Zaradi nenehnega spreminjanja vodnega toka in meandriranja ob visokih vodah je nemogo~e napovedati prihodnji razvoj povr{ja. Danes aktivno erozijsko àri{~e bo v prihodnosti zaradi umika reke na drugo stran doline postalo neaktivno, na danes stabilnem pobo~ju pa bo zaradi pribliànja reke nastalo novo erozijsko àri{~e. Tudi v dolini Tamar v vzhodnem Nepalu so ugotovili, da so erozijskìlebi~i, zemeljski plazovi in skalni podori pogostej{i, kjer reka spodjeda bregove (Brunsden 2000). V erozijskih àri{~ih vzdol` re~nih bregov so ti procesi neposredno povezani z vzpostavljanjem ustrezne {irine reke ter odvisni od stabilnosti bregov in transporta gradiva. Pore~je je samoorganiziran mejni sistem, v katerem bo~na erozija v prostorskem in ~asovnem merilu izkazuje nizko frekvenco in jakost. Velja pravilo, da v sistemu deluje bodisi majhno {tevilo velikih dogodkov bodisi veliko {tevilo majhnih dogodkov. Morfologija re~ne struge se spremeni pri enakem mokrem prerezu. Tako je re~nemu pretoku na danem pre~nem prerezu prilagojena ozka in globoka struga. @e naslednji dan se lahko re~na struga preoblikuje, tudi ~e se re~ni pretok ne spremeni. Tako nastane na istem mestu {ir{a in plitvej- {a struga, ki je prilagojena istemu re~nemu pretoku. V re~nem sistemu se glede bo~ne erozije ohranja dolo~en red, ki sistem ohranja znotraj mejnih ali kriti~nih razmer, podobno kot pe{~ena sipina ohranja posipni kot ne glede na zunanje razmere. Pore~je deluje kot funkcionalna celota. Pomenljivo je dejstvo, da erozijskih dogodkov ali pojava erozijskih àri{~ na krajevni ravni ne moremo napovedati iz razporeditve, velikosti ali drugih zna~ilnosti erozijskih àri{~. Iz splo{nih zna~ilnosti ne moremo sklepati na krajevne geomorfne procese, ki so privedli do nastanka erozijskih àri{~ na dolo~enem mestu. Za to ne bi zado{~alo niti izjemno veliko {tevilo meritev. Majhne in velike pojave poganjajo isti geomorfni procesi (spodjedanje bregov) ali pa procesi povsem razli~ni (spodjedanje bregov – zmrzalno preperevanje). Velikost pojava je odvisna od intenzivnosti procesov in od splo{nega stanja sistema v danem ~asu, na primer od razporeditve sedimenta na re~nih bregovih ali stanja re~ne struge (Fonstad in Marcus 2003). Erozijska àri{~a na dolo~enem mestu so pravzaprav posledica prilagajanja geomorfnih procesov celotnemu sistemu, ki na ta na~in ohranja mejno stanje ali stabilno neravnovesje. Nenehno prilagajanje re~ne struge spreminjajo~im se razmeram je znak dinami~ne nestabilnosti sistema. Re~je in njegovi posamezni deli, torej tudi obmo~ja bo~ne erozije ali pre~ni prerez struge, delujejo kot v celoto povezan sistem. Pojav erozijskih àri{~ ni v tolik{ni meri odvisen od krajevnih reliefnih oblik in geomorfnih procesov kot od razporeditve erozijskih àri{~ v celotnem pore~ju. Sodobna geomorfologija pojave in 78 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 procese na Zemljinem povr{ju pove~ini razlaga s vzro~no-posledi~nimi mehanizmi. Raziskave so se doslej usmerjale zlasti v preu~evanje razmerja med jakostjo in frekvenco pojavov v dolo~enem ~asu, manj so pri tem upo{tevali prostorske vzorce ali prostorsko organiziranost pojavov. [ele iz slednjega je mogo~e ugotoviti, da je sistem erozijskih àri{~ vzdol` re~nih bregov samoorganiziran in da njegovo delovanje usmerja tako imenovani poten~ni zakon. Nova je tudi ugotovitev, da prostorska in ~asovna pojavnost erozijskih àri{~ vzdol` re~ne struge nista nedvoumno povezani s krajevnimi hidrolo{kimi spremenljivkami, kot so pretok, {irina in globina re~ne struge in podobno. Mònost nastanka bo~nih erozijskih pojavov vzdol` re~ne struge se prostorsko organizira v obliki poten~ne razporeditve, to je eksponentno (Fonstad in Marcus 2003). Razporeditev ali organiziranje pojavov v obliki eksponentne krivulje je zna~ilna tudi za naklone dna dolcev. Zato sklepam, da so nakloni dna dolcev samoorganiziran sistem, v katerem se odraà razmerje med intenzivnostjo pospe{ene korozije v njihovem dnu in povr{inskim vodnim odtokom oziroma denudacijo (prim. Phillips 2005b). Iz navedenega tudi izhaja, da naklon dna dolca na dolo~enem mestu ni nedvoumno odvisen od dolìne, {irine ali globine dolca ter lastnosti kamnine na tistem kraju, temve~ nanj vpliva tudi prostorska organiziranost naklonov. Nakloni posameznih odsekov so le na videz raz-porejeni naklju~no. Iz povedanega sledi pomembno dejstvo, da razporeditev dolcev ni odvisna le od krajevnih razmer, temve~ tudi od razporeditve in urejenosti dolcev na dolo~enem obmo~ju ali v geomorfnem sistemu, katerega temeljni elementi so. 3.11 ANALIZA ELEKTRI^NE UPORNOSTI GRADIVA V DNU DOLCEV Na podlagi è opisanega razmisleka sem predpostavil, da ve~ja debelina prsti in prepereline na dolomitnem povr{ju povzro~ata krajevno pospe{eno korozijo. Korozijsko oblikovanje povr{ja naj bi bilo odvisno predvsem od koli~ine in na~ina odtekanja vode, s tem pa od prepustnosti podlage, na katero vpliva tudi pretrtost kamnine. Predpostavko sem preveril z geoelektri~nimi raziskavami, s katerimi ugotavljamo prevodnost kamninske podlage, na podlagi prevodnosti pa lahko sklepamo na druge lastnosti, na primer pretrtost (^ar 2001). Debelina prsti na dolomitnih obmo~jih je odvisna predvsem od lege. V dolcih pri vasi Selo nad Polhovim Gradcem, pri Dolenjem Kali{~u in na Kure{~ku je debelina prsti najve~ja v kotanjah, v dnu dolcev, vrta~ in suhih dolin, kjer presega pol metra. Na pobo~jih in slemenih je prst tanj{a od 10 cm. V dnu dolcev in kotanj je ve~ja trenutna vlànost prsti, retencijska kapaciteta prsti pa je praviloma manj{a kot na pobo~- jih. Iz tega izhaja, da na vlànost prsti najbolj vplivata lega in ekspozicija. Rastje v dnu dolcev pa je bujno zaradi ve~je debeline prsti in ne zaradi njene ve~je retencijske kapacitete (Gabrovec 1994, 105–107). Preglednica 20: Povpre~na debelina prsti in retencijska kapaciteta na razli~nih legah (Gabrovec 1994, 107). povpre~na debelina v cm retencijska kapaciteta % l m–2 oziroma mm dolomitna pobo~ja 19 46 86 dolomitni dolci 60 44 264 vododr`na pobo~ja 27 48 129 Raba tal je torej pomembna tudi za geomorfolo{ko razlago. Dolomitna obmo~ja so manj skalnata od apnen~astih in bolj primerna za kmetijsko obdelavo. Njive so na dolomitu pogostej{e kot na apnencu, prav tako travniki in gozdovi, na apnen~astih obmo~jih so pogostej{i pa{niki. V dnu dolcev so bile 79 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac v preteklosti zaradi debelej{e prsti pogosto njive, na pobo~jih travniki, ki se danes zara{~ajo. Zaradi nekdanje intenzivnej{e rabe obsegajo povr{ine v zara{~anju ve~ji delè dolomitnih kot apnen~astih povr- {in. Leta 1994 je bilo na dolomitnih obmo~jih v Sloveniji 56 % gozdov, 20 % travnikov, 10 % njiv, manj pa sadovnjakov (1 %) in vinogradov (0,6 %). Stotino odstotka ozemlja so obsegala mo~virja, {tiri odstot-ke pa nerodovitne povr{ine (Gabrovec in Kladnik 1997, 40). Preglednica 21: Povpre~na debelina in retencijska kapaciteta prsti na dolomitnih obmo~jih v razli~nih legah (Gabrovec 1995a, 57–58). kamnina debelina prsti v cm naklon v stopinjah lega raba tal spodnjetriasni dolomit 21 20 pobo~je travnik triasni dolomit 41 10 pobo~na polica gozd triasni dolomit 15 27 pobo~je gozd triasni dolomit 0 0 vrh hriba travnik v zara{~anju triasni dolomit 41 8 dno dolca travnik triasni dolomit 20 25 pobo~je dolca travnik triasni dolomit 33 11 dno dolca travnik Elektri~no upornost sedimentov v dnu in na pobo~jih nekaterih dolcev smo merili 6. 4. 2005 in 15. 4. 2005 v @ibr{ah pri Logatcu. Meritve smo izvajali z napravo EarthImager, ki jo sestavljajo uprav-ljalna enota in trije kabli s po dvajsetimi merilnimi sondami. Merilne sonde poloìmo na kovinske stebri~ke, ki jih zabijemo v podlago na najve~ vsakih 6 m. Naprava omogo~a enkratne ali zaporedne meritve vzdol`nih in pre~nih prerezov. Pri meritvah smo uporabili tri metode, in sicer tako imenovano 20054. 15. ZORN,A TIJ MA Slika 54: Merilna naprava, akumulator in kovinske palice. 80 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 dipol-dipol metodo (dipdip20), Schlumbergerjevo metodo (sch20) in Wennerjevo metodo (wenn20). Naj-primernej{a je Schlumbergerjeva metoda, Wennerjeva metoda se je izkazala kot manj primerna zaradi prevelikega zaokroèvanja podatkov, metoda dipol-dipiol pa je najmanj primerna zaradi prevelike raz-drobljenosti rezultatov. Geoelektri~ne meritve so za analizo sedimentov v dnu dolcev primernej{e kot georadarske, saj ilovica in glina, ki sta pogosti v dnu dolcev, du{ita radarski signal, kar omejuje meritve. Toda georadarske meritve bolje pokaèjo meje med razli~nimi vrstami sedimentov ali kamnin (@ivanovi} 2003, 184). 3.11.1 METODA Naprava EarthImager meri elektri~ni tok v oddajni elektrodi (I) in elektri~ni tok v sprejemnih elek-trodah ter potencialno razliko (V) med dvema sprejemnima elektrodama. Meritev poteka tako, da naprava skozi eno od merilnih sond po{lje elektri~ni signal, ki ga druge bolj ali manj pridu{enega zaznajo. Ker se postopek ponavlja, dokler signala ne oddajo vse sonde, traja meritev 15–20 minut. Naprava ni uporabna le v geomorfologiji, saj omogo~a iskanje kra{kih jam, ugotavljanje gladine talne vode in kamninske sestave ter iskanje zakopanih predmetov, cevi in celo rude (EarthImager 2003). Pridobljene podatke prenesemo na ra~unalnik, in iz njih s programskim vmesnikom na podlagi fizikalnih predpostavk in zakonitosti izra~unamo upornost gradiva v izmerjenem prerezu do globine nekaj sto metrov. Rezultat meritev je grafi~ni prikaz v treh slikah. Na prvi je izmerjena navidezna normalizi-rana upornost (R = V/I), prikazana na logaritemski lestvici, na drugi je izra~unana navidezna upornost, na tretji sliki pa inverzna upornost. Upornost je odvisna tudi od razdalje med elektrodami in od povr{i-ne prereza (Earthimager 2003). Iz grafi~nega prikaza upornosti, ki ga naredimo s posebnim ra~unalni{kim programom, nato sklepamo na vzroke za tak{no razporeditev elektri~ne upornosti in tudi na vrsto prepereline ali na sestavo 20054. ZORN, 15.A TIJ MA Slika 55: Elektroda je pri~vr{~ena na kovinski stebri~ek. 81 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 20054. , 6.C OMA BLÀ K Slika 56: Na razli~no debelino prepereline in njeno vlànost na pobo~jih in dnu dolca opozarja barva spomladanskega rastja. Naklon dna dolca je priblìno 8°. Avtomobil v dnu dolca v ozadju je priblìno 20 m nìje in 100 m oddaljen. Preperelina je najdebelej{a v dnu dolca, v sen~ni kotanji na pobo~ju pa je debela ve~ kot meter. Preglednica 22: Interpretacija elektri~ne upornosti. podatki iz literature (AGI 2005; Electrical podatki, pridobljeni z geoelektri~nimi methods 2005; Duras in ostali 2006, 278) meritvami dolomitnega povr{ja snov ali gradivo elektri~na upornost (Ωm) snov ali gradivo elektri~na upornost (Ωm) morska voda 0,25 rde~e-rjava ilovica 0–200 voda 1–10 ilovica 1–100 glinavec 1–500 moker do vlaèn pesek, prst, 20–200 mo~no preperel ali pretrt dolomit 200–1000 preperelina porozen apnenec, pretrta 100–1000 kamnina, prelomna cona pe{~enjak 50–10.000 preperel, pretrt ali mo~no 1000–2500 nepretrt apnenec 1000–1.000.000 razpokan dolomit metamorfne kamnine 50–1.000.000 razpokan dolomit 2500–3000 vulkanske kamnine 100–1.000.000 kra{ka jama (zrak) nad 3000 trden nerazpokan dolomit nad 3000 82 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 5012 3193 2034 1296 825 Slika 57: Rezultat primerjalnih meritev v kamnolomu: Trdna kamnina seè na povr{je na levi strani in na sredini prereza. Na desni je kamnina preperela do globine 1 m in mo~no razpokana do globine 3 m. V sredini prereza je skalni ~ok, ki sega do povr{ja, levo od njega pa je trdna kamnina v globini 5 m. Ohm-m 8000 2000 500 100 25 Ohm-m 3200 1200 500 200 75 Ohm-m 4900 1600 500 175 50 Slika 58: Zaporedni pre~ni prerezi dna dolca, izmerjeni 6. 4. 2005 ob suhem stanju z metodo sch20. Navpi~no merilo meri 1 m, vodoravno 5 m. podlage. Suho gradivo ima ve~jo upornost, vlàno gradivo pa manj{o. Ker v literaturi ni bilo podatkov o elektri~ni upornosti dolomita (kamnine), sem podatke najprej umeril s primerjavo meritev rde~e-rjave ilovice v dnu dolca in gole skalnate povr{ine. Zna~ilne vrednosti elektri~ne upornosti so prikazane v preglednici 22 (EarthImager 2003). 3.11.2 MERITVE ELEKTRI^NE UPORNOSTI Ugotavljal sem elektri~no upornost gradiva v dolcu v @ibr{ah. V dolcu sem 6. 4. 2005 naredil tri pre~- ne prereze, prvega na 56., drugega na 76. in tretjega na 144. metru dolìne dolca. V dnu dolca je do 2,5 m rde~e-rjave ilovice, ki jo prekriva plitva, do 10 cm globoka prst. Plitva prst prekriva tudi pobo~ja in zaradi majhne debeline na prikazu elektri~ne upornosti ni vidna. Plitva prst je na dolomitnih pobo~jih 83 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac pogosta, saj è Gabrovec (1990, 58) ugotavlja, da je v travnatem dnu dolca v Polhograjskem hribovju debelina prsti 33–41 cm, na travnatem pobo~ju 20 cm in na gozdnem pobo~ju 15–21 cm. Na gozdna-ti pobo~ni polici je bila prst debela 41 cm. Po dolcu navzdol se pove~ujeta debelina prepereline in globina pretrte kamnine. To je posledica denudacije, deloma pa je povezano tudi z intenzivnej{o korozijo. Korozija je posledica ve~je koli~ine vode v nìjih legah. Na debelej{o preperelino pa vpliva tudi prelom, vzdol` katerega je kamnina mo~no pretrta, kar smo ugotovili z geolo{kim (strukturnim) kartiranjem (Komac 2003b, 15). Obstoj subverti-kalnega preloma so potrdile tudi meritve elektri~ne upornosti. @e opisani dolec, na katerem smo naredili ve~ pre~nih prerezov, se spodaj pridruì pre~no potekajo~emu dolcu, v katerem je izvir. Vzdol` tega dolca prav tako poteka prelom. V vzdol`nem prerezu tega dolca je vidno zmanj{anje elektri~ne upornosti, ki je posledica pretrtosti kamnine ob prelomu. Izvir pa je v trdnej{em, a razpokanem dolomitu. Kamninski blok, ki daje vodo izviru in je omejen z dvema pre-lomoma ter dolcema, ki potekata vzdol` njiju, je {irok priblìno 80 m. Inverzna lega izvira in poto~ka je zanimiva. Lega izvira v razpoklinski coni je dodaten dokaz, da je ilovica nastala in situ s korozijo. Elektri~na upornost je ob vlànih razmerah nizka. Dolomit je zlasti na obmo~jih, kjer je pretrt ali razpokan, z vodo prepojen do globine 10–20 m. Elektri~na upornost je na obmo~jih preperele kamnine nizka, najvi{ja vrednost je zna{ala najve~ 1485 Ωm. Z osu{evanjem pa se elektri~na upornost pove~a in zna{a najve~ 3180 Ωm. Ker se vlaga ponekod (na primer v dnu dolca) ohrani dalj{i ~as kot v mati~- ni kamnini, pridejo v su{nih razmerah bolj do izraza razlike med posameznimi predeli znotraj dolomita, ki se bolj osu{ijo. V ve~jih globinah elektri~na prevodnost ob padavinah pade od priblìno 8000 Ωm na priblìno 1000 Ωm. S pomo~jo meritev elektri~ne upornosti lahko dolo~imo tudi mejo med pretrto in razpokano kamnino pri upornosti priblìno 1000 Ωm. Kamnina je v dnu dolca pretrta ali mo~no razpokana do globine 1–5 m. Trdna in {ibko razpokana kamnina z upornostjo priblìno 2500 Ωm je 3–7 m globoko, v dnu dolca pa sega v globino najmanj 12 m. Kamnina je na pobo~jih manj preperela kot v dnu (prim. AGI 2005). Na stiku dna dolca s pobo~ji sta pod preperelino nastali poglobitvi ali zajedi. Poglobitvi sta dokaz za stekanje korozivne vode vzdol` stika prepereline in kamnine. Poglobljeno skalno dno na robovih je najverjetneje posledica pospe{ene korozije zaradi zdruèvanja tokov korozijsko aktivne vode s pobo~ij ter vodnih tokov, ki te~ejo vzdol` stika prepereline in mati~ne osnove po dnu dolca. V prsti in preperelini se ustvarjajo bolj in manj prepustna obmo~ja, tako da voda nekje v globino odteka v curku, drugje pa le pronica skozi sediment (prim.: Gams 1963b, 63; 1968, 81). Korozija je najintenzivnej{a v dnu dolca, ~eprav je retencijska kapaciteta prsti v dnu dolca praviloma manj{a kot na pobo~jih (Gabrovec 1994, 105–107). To je posledica dotoka ve~jih koli~in vode, dalj{ega ~asa zadrèvanja vode v preperelini v dnu dolca in ve~je pretrtosti kamnine vzdol` preloma, kar pove~uje specifi~no povr{ino koroziji izpostavljene kamnine. V primerjavi s kamnino pa se elektri~na upornost ilovice z osu{evanjem ne pove~a bistveno. Vlaga se v ilovici zadrùje zelo dolgo, kar je posledica visoke vsebnosti vode. Vpra{anje prepustnosti ilovice ostaja odprto. Kot kaè, niti ni tako pomembno za korozijsko delovanje vode v dnu dolca. Ilovica sama po sebi za vodo ni prepustna: na stenah Brezstrope jame pri Povirju, ki je bila zapolnjena s sedimenti, so ohranjene fasete, kar je dokaz, da korozija apnen~aste stene dalj- {i ~as ni preoblikovala, ~etudi je bila blizu povr{ja in v stiku s sedimenti (Mihevc 1996, 69). Vendar lahko voda v globino ilovnatega sloja doteka skozi razpoke ter rastlinske in ìvalske rove. Skalno podlago dna dolcev korodira tudi voda, ki tja doteka po preperelini na pobo~jih. Odprto vpra{anje je tudi izvor ilovice. Pove~ini je ostanek kemi~nega preperevanja, ponekod pa je verjetno tektonskega izvora (Zogovi} 1966, 101; Zupan 1989). Dokaz so {tevilni èpi ilovice v mati~ni kamnini v globini nekaj metrov in s premerom od nekaj decimetrov do 1 m. Ilovica je pogosta tudi v è- pih na pobo~jih in na slemenu, kjer je skoraj izklju~eno, da bi bila vanje prenesena iz okolice. Rde~e-rjave ilovica je v dnu dolca do 2,5 m globoko, v kotanji na pobo~ju na desni strani dolca pa je 1,5 m globoko. Oblika dna dolca ali kotanje, ki je nastala vzdol` preloma, je lep{e vidna v suhi dobi, saj v vlàni dobi ilovice ni mogo~e lo~iti od z vodo prepojene preperele kamnine pod dnom dolca. 84 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 3500 1300 500 200 80 3200 1200 400 200 100 Slika 59: Meritev pre~nega prereza dolca ob vlànem stanju (zgoraj) je bila opravljena 15. 4. 2005 na istem mestu kot meritev ob suhem stanju 6. 4. 2005 (spodaj; isto kot prerez 7 na sliki 78). Uporabljena je bila metoda sch20. Pikasta ~rna ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med rde~e-rjavo ilovico in preperelo kamnino, ki je sredi dolca priblìno 2,5 m globoko. Debelino ilovice sem ugotovil z vrtanjem. ^rtkana ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med preperelo kamnino in mo~no razpokano kamnino. Polna ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med razpokano in mo~no razpokano kamnino, debela polna ~rta pa predpostavljeno mejo med razpokano in nerazpokano kamnino, ugotovljeno z merjenjem elektri~ne upornosti trdne kamnine. Navpi~no merilo meri 1 m, vodoravno 5 m. Elektri~na upornost je v Ω m. 1300 720 390 210 110 8200 2000 480 120 30 Slika 60: Meritev pre~nega prereza dolca ob vlànem stanju (zgoraj) je bila opravljena 15. 4. 2005 na istem mestu kot meritev ob suhem stanju 6. 4. 2005 (spodaj; isto kot prerez 3 na sliki 78). Spodnji prerez je glede na zgornjega nekoliko zamaknjen v levo. Uporabljena je bila metoda sch20. Pikasta ~rna ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med rde~e-rjavo ilovico in preperelo kamnino, ki je sredi dolca priblìno 2,5 m globoko. Debelino ilovice sem ugotovil z vrtanjem. ^rtkasta ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med preperelo kamnino in mo~no razpokano kamnino. Polna ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med razpokano in mo~no razpokano kamnino, debela polna ~rta pa predpostavljeno mejo med razpokano in nerazpokano kamnino, ugotovljeno z merjenjem elektri~ne upornosti trdne kamnine. Navpi~no merilo meri 1 m, vodoravno 5 m. Elektri~na upornost je v Ω m. 85 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 3200 1200 400 Slika 61: Korozijska zajeda oziroma mo~nej{a 200 preperelost kamnine ob straneh dolca je vidna v suhih razmerah z metodo sch 20. Navpi~no 100 merilo meri 1 m, vodoravno 5 m. Elektri~na upornost je v Ω m. Preperela kamnina je obi~ajno 4–8 m globoko, trdna in nerazpokana skalna podlaga pa v prerezu ni vidna. V prerezih je vidnih ve~ grbin. To so trdnej{i deli kamnine, ki so odpornej{i na korozijo. Iz njih s~asoma nastanejo ve~je grbine in osamelci. Debelina prepereline v dnu dolcev je povezana tudi z litolo{ko sestavo oziroma vsebnostjo lapornatih sestavin, saj »… so rendzine na dolomitu priblìno za polovico plitvej{e kot prsti na nekarbonatnih kamninah in na lapornatih apnencih …« (Gabrovec 1990, 59). prelom JV J JZ 315/40 V Z SV S SZ dolec dolec izvir dolec dolec prelom 315/40 vododr`na kamninska plast 220/20 prelom 315/40 Slika 62: Geolo{ko-strukturna podoba obmo~ja z dolci in lega izvira v Dolinah v @ibr{ah. Pre~ni prerez (zgoraj) je usmerjen od jugozahoda (levo) proti severovzhodu (desno). Na severnem pobo~ju je preperelina debelej{a kot na jùnem. Tudi to je dokaz za krajevno pospe{eno korozijo, ki je posledica dalj{ega ~asa zadrèvanja vlage v prsti. Na su{nem pobo~ju, obrnjenem proti jugu, je kamninska osnova dosti blìje povr{ju (3 m). Na desni strani dna je gradivo bolj prevodno oziroma glinasto kot na levi. To povezujem z ve~jo strmino severnega pobo~ja, od koder povr{inska voda spira gradivo v dno dolca. Poleg tega je severno pobo~je (desno) pora{~a travnik v zara{~anju, na jùnem pobo~ju (levo) pa je gozd. Kartiranje (Komac 2003b, 15) in geoelektri~ne raziskave povr{ja v @ibr{ah dokazujejo, da so nekateri dolci (ozna~eni z rumeno) usmerjeni vzdol` prelomov, kjer je kamnina pretrta in manj odporna (rde~e). Drugi dolci so usmerjeni vzdol` manj odpornih lapornatih plasti, ki vpadajo v pobo~je (zeleno). Ker prelomi potekajo pre~no na kaminsko sestavo, dolci raz~lenjujejo povr{je v obliki mreè. Stalen izvir je nastal zaradi zajezitve ob klinastem stiku neprepustne tektonizirane kamnine in prav tako neprepustnih lapornatih kamninskih plasti. 86 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 4200 1800 800 330 150 lega pre~nega prereza tukaj potok pre~ka prerez 10.000 3000 1000 300 100 Slika 63: Vzdol`ni prerez dolca, ki poteka vzdol` manj odpornih lapornatih plasti (spodaj) in pre~ni prerez ~ez isti dolec (zgoraj). Pikasta ~rna ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med rde~e-rjavo ilovico in preperelo kamnino, ki je sredi dolca priblìno 2,5 m globoko. Debelino ilovice sem ugotovil z vrtanjem. ^rtkasta ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med preperelo kamnino in mo~no razpokano kamnino. Polna ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med razpokano in mo~no razpokano kamnino, debela polna ~rta pa predpostavljeno mejo med razpokano in nerazpokano kamnino, ugotovljeno z merjenjem elektroprevodnosti trdne kamnine. Navpi~ni in vodoravni merili merita 5 m. Elektroprevodnost je v Ω m. 20054. , 6.C Slika 64: Elektri~no upornost in sestavo podlage OMA v dnu dolca smo merili z oddajno-sprejemnimi BLÀ K elektri~nimi sondami, vidna je desno na sredini. 87 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 4 GENEZA DOLCA Vse dosedanje ugotovitve kaèjo, da je dolec kvartarna reliefna oblika. Odprto pa je vpra{anje, ali je pleistocenske ali holocenske starosti. Pogosta je razlaga, da je dolec periglacialna reliefna oblika, toda dolec nastane tudi z druga~nimi geomorfnimi procesi (Embleton in King 1975, 16) in je lahko recentna reliefna oblika. 4.1 PERIGLACIALNA GEOMORFOLOGIJA Izraz periglacialni ali obledeni{ki je v geomorfolo{ko literaturo leta 1909 uvedel W. Lozinski. Z njim je opredelil obmo~je v bliìni pleistocenskih ledenikov in podnebne razmere, ki so bile zanj zna~ilne. Danes pove~ini sogla{amo, da so periglacialni pojavi ne glede na sedanjo lego ali ~as nastanka povezani s hladnim podnebjem s povpre~no letno temperaturo –15 do –1 °C in 120–1400 mm letne koli~ine padavin, intenzivnimi pobo~nimi procesi, {ibkim delovanjem teko~e vode in permafrostom (Cook 1959, 22; Embleton in King 1975, 2). Preglednica 23: Klasifikacija periglacialnih procesov in pojavov (Cook 1959, 25). geomorfni proces reliefna oblika ali pojav krioturbacija zaradi izmeni~nega zmrzovanja in taljenja deformacija plasti, zemeljske ledne oblike (poligonalna tla) delovanje vode asimetri~ne doline, nastale na jùnih ekspozicijah, in suhe doline, nastale z erozijo nad stalno zamrznjenimi tlemi delovanje vetra puhlica, pe{~ene sipine pobo~ni procesi, soliflukcija vr{aji, jezera podolgovate oblike, periglacialni dolci sneg vdolbine, nastale zaradi snène erozije, izmeni~nega zmrzovanja in taljenja ter soliflukcije led ledni nasipi V periglacialnih razmerah denudacija prevlada nad erozijo zaradi manj{e koli~ine padavin. Najpomembnej{i periglacialni proces je zmrzalno preperevanje, ki je posledica ponavljajo~ega se zaporedja zmrzovanja in taljenja ledu ali snega. Do taljenja ledu pride zaradi son~nega obsevanja pri tempera-turi zraka vi{ji od 0 °C. Voda, ki nastane pri taljenju snega, namaka podlago in pospe{i preperevanje. Zato je pomembna dolìna obdobja, v katerem temperatura prehaja ~ez ledi{~e. V kraju Resolute v Kanadi je to obdobje omejeno na pomlad in jesen, v Hornsundu na Spitzbergih pa traja skoraj pol leta. Posledica intenzivnega preperevanja je obilno spro{~anje gradiva in njegovo nasipanje v nìjih legah. Zmrzalno preperevanje zato s~asoma oslabi, saj nekaj metrov debela preperelina za{~iti podlago. V takih razmerah poteka kemi~no preperevanje, ki mu je podvrèn tudi dolomit. Korozija pa je razmeroma {ibka zaradi {ibke prekritosti povr{ja s prstjo in rastjem (Pécsi 1964, 35; Embleton in King 1975, 4–11). Drugi pomembni geomorfni procesi, povezani s periglacialnimi razmerami, so {e polzenje, kamniti tokovi in pojavi, povezani z ledom, na primer sortiranje gradiva, ledni klini in z njimi povezana strukturna tla in zbiranje gradiva v zna~ilnih vzorcih na povr{ju (Geografija 2001, 531). Intenzivni geomorfni procesi so zlasti v prisojnih legah poudarili litolo{ko raznolikost in razlike v pretrtosti dolomita. Zaradi intenzivnega mehanskega preperevanja v tem obdobju so se hitreje znièvala obmo~ja iz manj odpornih kamnin. Na dolomitnih obmo~jih je pri{lo do diferenciacije, ki je posledica sprememb v odpornosti zaradi litolo{kih in strukturnih razlik. Odpornost obi~ajno zmanj{ata stopnja dolo-mitiziranosti in zrnavost. Tak{en je na primer cordevolski dolomit, odpornost zmanj{ajo vsebnost glinenih ali meljastih delcev in litolo{ki prehodi v laporovec. Plastoviti glavni dolomit je v zgornjem delu litolo{- kega stolpca odporen, spodaj je njegova odpornost manj{a zaradi vmesnih laporastih plasti. Odpornost 88 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 dolomita mo~no zmanj{ajo {e prelomi, vzdol` katerih je kamnina razpokana ali pretrta (Radinja 1972, 251; [ifrer 1983, 146–147; [ifrer 1990). Dolomit je na povr{ini razpadal zaradi {ibke cirkulacije zraka iz toplej{e kra{ke notranjosti ter menja-vanja obdobij zamrzovanja in taljenja. Preperevanje dolomita zaradi produkcije gru{~a ni seglo v ve~je globine, zato dolomitni relief ni tako navpi~no raz~lenjen kot apneni{ki. Na Trnovskem gozdu je recentno preperevanje seglo do pol metra v globino. V dana{njih razmerah dolomitni gru{~ prepereva tudi na povr- {ini, ker se preperelina ne odlaga ve~ v obilju. Dokaz, da preperevanje in odna{anje gradiva danes nista ve~ tako intenzivna, je dejstvo, da so se vodotoki vrezali v vr{aje. Periglacialni drobir je danes obi~ajno prekrit z 10–15 cm debelo prstjo, kar je dokaz, da gre za posledico procesa, ki danes ne poteka ve~. Periglacialni drobir iz starej{ih obdobij pleistocena je sprijet v bre~o, mlaj{i je nevezan (Habi~ 1968, 165 in 167). Na periglacialnih obmo~jih je sezonsko povr{insko odtekanje vode trajalo, dokler se v prsti in preperelini ni do dolo~ene globine stalil led. Taljenje je potekalo zelo hitro. ^e je bila mati~na podlaga blizu povr{ja, je voda odstranila vso preperelino, razgalila pobo~ja in gradivo sprala v nìje lege, pri tem so nastala zna~ilna konkavna pobo~ja (Habi~ 1968, 168–169). Pomembna posledica periglacialnih procesov na dolomitnih obmo~jih je obilno nasipanje gradiva v nìje lege (Székely 1987). Na dolomitu je v Sloveniji v vi{jih legah v konkavnih reliefnih oblikah skoraj povsod plast dolomitnega drobirja iz neenakomerno velikih kosov, med katerimi so tudi ve~je skale. V periglacialnih razmerah je dolomitni gru{~ nastajal po celotnem povr{ju, nato je bil tudi s polònih pobo~ij spran v dno kotanj. Debelina prepereline je odvisna od naklona pobo~ij in vrste ter odpornosti kamnine. Periglacialni drobir je ~ist in brez organskih primesi. Periglacialna dolomitni in apneni{ki gru{~ sta na jùnih pobo~jih Jelovice, okrog {tevilnih vrhov v predalpskem hribovju (Porezen, ^rni vrh, Blego{). Ostrorobato gradivo so geomorfni procesi odna{ali v nìje lege. Gradivo se je odlagalo zlasti v obliki periglacialnih vr{ajev, ki so pogosti v jùnih legah v [kofjelo{- kem in Polhograjskem hribovju, v pore~ju Mislinje, v Zgornji Savinjski dolini in na jùnih pobo~jih Pohorja. Zaradi velikega obsega teh procesov je na pobo~jih z majhnimi nakloni pogosto zelo oddaljeno od izvor-nega mesta. Vr{aj iz periglacialnega gradiva je nastal pri Hotedr{ici. V vi{jih legah je nasipanje gradiva uravna-lo dna dolin, dolcev, kra{kih polj in drugih kotanj. Obsèna obmo~ja nakopi~enega dolomitnega drobirja so na obrobju ^rnovr{kega polja, v Zadlogu, v dnu Malega Polja pri Colu ter na Vojskem (Trohova ravan), podolju pri [kratov{ah in v globelu pri Planini na Vojskem. Dolomitni drobir je tudi v ^epovanskem dolu, kjer so periglacialni procesi oblikovali dolomitni relief med Dolom in Vrati z zna~ilnimi grbinami. Do urav-navanja kotanj je pri{lo na tudi v Trnovskem gozdu, Planinski Zagori, Ravniku, Krìni gori, na Blokah, pri Prezidu in na Babnem polju ter pri Rakeku in Colu. Na Vojskem so v sedimentu krioturbatni pojavi (Habi~ 1968, 56 in 168–169; [ifrer 1990). Na stiku dolomitnih in apnen~astih obmo~jih so v pleistocenu zaradi produkcije prepereline ter njene zamrznjenosti vode pogosto odna{ale dolomitni drobir tudi na sosednja apnen~asta obmo~ja. Vodotoki z dolomita so na ta na~in podalj{evali svoj tok po prepustnem apnencu. Pleistocenski ponori na kontaktnem krasu so zato na Idrijskem (^ar 1974), v okolici ^epovana, na ^rnem Vrhu ali v Zadlogu odmaknjeni od litolo{kega stika (Gams 1966; 1993; Janeìn ostali 1997). Kjer je apnenec na stiku dolomita in apnenca prekrit z dolomitnim drobirjem, so na zakritem krasu nastale aluvialne vrta~e ali rupe, v katerih v da-na{njih razmerah zakrasevanje hitro napreduje (Habi~ 1968, 51). 4.1.1 PERIGLACIALNI DOLEC Eden od najpomembnej{ih oblikotvornih procesov za nastanek periglacialnega dolca je soliflukcija. Gre za tok z vodo prepojenega gradiva, ki se zaradi tènosti in nasi~enosti z vodo premika po zamrznjeni podlagi permafrosta po pobo~ju navzdol in poteka s hitrostjo 5–10 cm a–1. S soliflukcijo lahko nastanejo razli~ne konkavne in dolinaste reliefne oblike (Geomorphologie 2004). Konkavne snène vdolbine nastanejo tudi zaradi taljenja snega in pove~ane vlànosti, ki vpliva na krajevno razli~en u~inek preperevanja 89 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac in denudacije. Preperevanje seè globoko zaradi velikih temperaturnih amplitud. Ker je podlaga ob taljenju snega in ledu razmo~ena, je velika mònost nastanka pobo~nih procesov. Nanje mo~no vpliva vlànosti, zato na primer soliflukcija poteka è pri 2° naklona in je pri 6° zelo intenzivna. Naklon dna periglacialnih dolcev je obi~ajno ve~ji od 6° (Demek in ostali 1972). Toda periglacialni procesi ne spremenijo povsem podobe pokrajine, kot na primer ledeni{ki, temve~ jo le bolj ali manj preoblikujejo. Periglacialno povr{je ima v temeljih {e vedno zna~ilnosti re~nega povr{ja. Doline, ki so prvotno nastale z erozijo, so se s soliflukcijo raz{irile in poplitvile. Procese je okrepilo vsa-kokratno taljenje snega. Na dolomitnih obmo~jih naj bi namesto dolin nastali plitvi in {iroki ter prek 100 m dolgi dolci (Geomorphologie 2004): »… Nastanek dolcev v recentnih arkti~nih razmerah v vzhodni Sibiriji sta opisala Czudek in Demek. Motnja v temperaturnem ravnovesju povzro~i selektivno taljenje lednih klinov. S termoerozijo nastanejo majhni jarki, v katere se s soliflukcijo s pobo~ij pomika gradivo, kakor hitro je bilo odstranjeno vzdol` jarkov, s ~imer se ohranja plitev pre~ni prerez reliefne oblike …« (Embleton in King 1975, 16). Ker pa je soliflukcija povr{je le preoblikovala, je odprto vpra{anje, kateri proces je povzro~il za~etno diferenciacijo povr{ja. Najverjetneje je to erozija snènih krp ali nivacija (Tuckfield 1986, 39). Zaradi prostorske raz{irjenosti periglacialnih obmo~ij v Evropi ni nenavadno, da ustaljena raba ve~ine tujih ustreznikov izraza dolec pomeni predvsem (ali celo zgolj) periglacialno reliefno obliko (Tuckfield 1986). Angle{ki izraz za dolec (a dell) pomeni majhno plitvo dolino s konkavnim pre~nim prerezom. V dana{njih razmerah je obi~ajno suha, razen ob taljenju snega in mo~nih padavinah. V periglacialnih razmerah je bil povr{inski vodni odtok pove~an zaradi redkega rastja, neprepustnega permafrosta in taljenja snega. Dno dolca obi~ajno zapolnjuje soliflukcijsko gradivo (Embleton in King 1975, 16). V nem{kem govornem obmo~ju je dolec plitka, dolga in konkavna reliefna oblika z enakomernim strmcem, katere dno prehaja v blaga pobo~ja. Po ploskem ali konkavnem dnu in pomanjkanju stalnega ali ob~asnega povr{inskega vodnega toka se razlikuje od plitvih dolin. Povsem druga~nega nastanka so suhe doline, ki so lahko morfolo{ko zelo podobne. Zato ni presenetljiva trditev, da je »… ostra morfografska delitev med obema oblikama prakti~no nemogo~a …« (Müllenhoff 1999). U~inke geomorfnih procesov je tèko razlikovati, saj gre v obeh primerih za premike gradiva po zamrznjenih tleh (prim. Büdel 1953, 253). Dolce po manj{i stopnji erozije in denudacije razlikujemo od koritastih dolin, iz katerih lahko nastanejo (Georgi in Mannes 2004). Zato reliefne oblike lo~imo dogovorno, na primer po velikosti. Dolec je po Semmelu (1968; citirano po: Müllenhoff 1999) majhna, plitva in konkavna ter dolga reliefna oblika. Suha dolina je glob-lja in dalj{a. V dnu pleistocenskih dolcev je za razliko od suhih dolin odloèno soliflukcijsko gradivo. Pleistocenske dolce razlikujemo tudi od tako imenovanih kulturnih dolcev (Linke 1976, 200; citirano po: Müllenhoff 1999), ki so nastali s pove~ano denudacijo zaradi ~love{kih posegov, npr. oranja. Kulturni dolci obi~ajno nimajo periglacialnega drobirja in jih razlikujemo od pravih periglacialnih dolcev. Ti dve reliefni obliki sta povezani, saj so dna dolcev zaradi manj{ega naklona obdelana bolj kot njihova pobo~- ja. Zaradi obdelave so bolj ob~utljiva za denudacijske in erozijske procese. Raziskave o dolcih so bile do sedaj z nekaterimi izjemami izvedene pove~ini na puhli~nih obmo~jih (Müllenhoff 1999). V nadaljevanju dolce na dolomitnem povr{ju, ki so obi~ajno globoki in ozki, razlikujem od pravkar opisanih tako imenovanih periglacialnih dolcev. Periglacialni dolec nastane z zmrzovanjem in taljenjem, dèno-snèno erozijo, s soliflukcijo in z erozijo snènih krp ali nivacijo. Ker na nastanek periglacialnega dolca mo~no vpliva podnebje, lahko nastane na razli~ni podlagi, na primer na granitu, apnencu, kredi, laporovcu, puhlici, prodnih terasah ali glini. Dokaz povezanosti nastanka dolcev s periglacialnimi razmerami je dejstvo, da »… derazijske in erozijske doline niso povezane le z dolo~eno vrsto kamnine. Dolci torej niso kamninsko-morfolo{ki temve~ bolj podnebno-morfolo{ki pojav. Najdemo jih na granitu, dolomitu, terciarnem apnencu, vulkanskih kamninah, puhlici, pesku, glini ali produ. Najpogosteje nastanejo na pobo~jih, a tudi na ravnih povr{inah, kot so terase. Ponekod v madàrskem hribovju dolci obsegajo ve~ kot polovico povr{ja …« (Pécsi 1964, 40). Periglacialni dolci so nekaj deset metrov {iroki, globoki pa do nekaj metrov. Njihova posebna zna- ~ilnost je akumulacija gradiva v njihovem dnu v obliki terasastih jezikov z naklonom 5–7°, ki se kon~ajo s strmo konveksno stopnjo. To je akumulacija soliflukcijskega gradiva, s katero nastane tudi ravno dno 90 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 periglacialnih dolcev. Povpre~na {irina dolcev v Hampshireju v Angliji na nadmorski vi{ini 250 m je 45 m, povpre~na globina 3,5 m in povpre~en naklon dna 10°. Povpre~no razmerje med {irino in globino je 13,5 : 1 (Tuckfield 1986, 27–29). ^eprav je soliflukcija intenziven proces, ni nujno, da odstrani celotno preperelino. Pobo~ja s konkavnim vzdol`nim prerezom so obi~ajno v tènostnem ravnovesju, zato debele plasti soliflukcijskega gradiva obstanejo tudi na pobo~jih z naklonom 15–18° (Starkel 1966, 103). Na dolomitu so konkavna pobo~ja nastala s periglacialnimi procesi, predvsem soliflukcijo. Zaradi polzenja prepereline je nastal sorazmerno dolg osrednji del pobo~ja glede na konveksni zgornji in zna~ilen spodnji konkavni del. Produkcija gradiva je bila hitrej{a od odna{anja. Pobo~ja s tak{nim prerezom so v Trnovskem gozdu (Habi~ 1968, 165). Preglednica 24: Procesi, ki oblikujejo doline in dolinam podobne reliefne oblike (Geographie 2004). tip doline globinska erozija bo~na erozija denudacija akumulacija vintgar velika komajda komajda komajda dolina v obliki ~rke v velika neznatna zmerna – velika komajda kanjon velika neznatna zmerna – velika komajda koritasta dolina neznatna velika komaj zaznavna – zmerna neznatna zasuta dolina neznatna neznatna komaj zaznavna – zmerna velika kotanjasta dolina (nem.: neznatna komaj zaznavna – velika komaj zaznavna Müldental) ali dolec zmerna ravnina neznatna velika komajda neznatna – velika Dolci so pogosta reliefna na kriopedimentih. To so uravnave z naklonom dna 3–10°, ki so nastale z erozijskim delovanjem v periglacialnih razmerah. V dolcih se zbira velika koli~ina vode, zato v njih potekajo intenzivni kriogeni geomorfni procesi. Gradivo se premika vzdol` njihovega dna, na pobo~jih pa tudi pre~no nanj. Na dnu ob taljenju snega nastajajo plitvìlebi~i, ki pa jih kmalu nato zapolni gradivo, ki spolzi s pobo~ij. Na strmih skalnih pobo~jih dolin, ki so deloma prekrita z ostrorobatim gru{~em, so pogosti vzporedni dolci. Na teh pobo~jih je poglavitni geomorfni proces polzenje vzdol` stika z ledom, pomembna pa sta tudi soliflukcija in zmrzalno preperevanje. Na preu~evanem obmo~ju v Sibiriji v dolini pod dolci ni bilo akumulacije gradiva (Czudek in Demek 1973). Dolci so nastali na krioplanacijskem pedimentu in terasah tudi v Dyjsko-Svratecký úval v fli{nih Karpatih. Kriopedimentacija je potekala na dnu dolin in vznòjih pobo~ij in na krioplanacijskih terasah. S tem izrazom ozna~ujejo {tevilne procese, na primer soliflukcijo in `lebi~no erozijo, denudacijo v dolcih in bo~no erozijo rek. Na ta na~in so z vzporednim umikanjem na pobo~jih nastale zaporedne do 10 m visoke stopnje. Vmes so 100 m {iroke in 200–300 m dolge ter polòne (3–11°) krioplanacijske terase. Na obmo~ju doline Miroslávka (glej sliko 69) so dolci plitvo vrezani v pobo~je. Globlji dolci so na pregibih pobo~ij (Czudek in Demek 1970). Tudi na Madàrskem so na pobo~jih ali neravnih povr{inah v nadmorskih vi{inah 550–1000 m nastale nekaj deset metrov {iroke krioplanacijske terase s strmimi zatrepi, ki jih raz~lenjujejo dolci (Geomorphologie 2004). Dolci so rezultat razli~nih geomorfnih procesov in so pravzaprav prehodna reliefna oblika. Njihova linearna oblika je povezana z linearnimi geomorfnimi procesi in delovanjem vode, gradivo preme{~a tudi denudacija, pomemben oblikotvorni proces pa je tudi korozija. Velikost dolcev je pove~ini odvisna od orografskih razmer, zlasti od relativnih vi{inskih razlik. Ve~i-na dolcev na Madàrskem je nastala v zadnji ledeni dobi, kar dokazujejo slojeviti sedimenti na njihovih pobo~jih, v katerih je mogo~e videti sledove zmrzovanja in taljenja. Konveksno dno dolcev je v dana{nji dobi podvrèno denudaciji ali eroziji, ki sta v kulturnih pokrajinah mo~no odvisni oranja (Pécsi 1964, 41–45). 91 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 19939. , 7. VECO Slika 65: Plitev periglacialni dolec pri kraju TEJ GABR Stadel v kantonu Zürich v [vici. MA A B A B Z Z 1 2 ta P P2 anspor R P1 stopnja tr T2 T1 sleme dno A: spremenljivost stopnje transporta B: razvoj pobo~ja z oddaljenostjo od slemena P: za~etno pobo~je T1: pobo~ja v toplem in polsu{nem podnebju P1: prerez pobo~ja, zna~ilen zgornjega pliocena za zgornjepliocenski razvoj T2: pobo~ja v periglacialnem podnebju kvartarja P2: prerez pobo~ja, zna~ilen za kvartarni Z1: obmo~je najve~jega odna{anja v hladnem razvoj podnebju R: odporna kamnina Z2: obmo~je najve~jega odna{anja v toplem polsu{nem podnebju Slika 66: Vpliv povr{inskih geomorfnih procesov na razvoj pobo~ij v fli{nih Karpatih (Young 1972, 243; prirejeno po: Starkel 1966). 92 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Slika 67: [irok dolec v Transdanubijskem gri~evju je po slovenskih merilih è prava dolina (Pécsi 1964, 42). Slika 68: Asimetri~en, plitev, dolg in {irok dolec z obdelovalnimi terasami na pobo~jih (Pécsi 1964, 42). 93 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac jama v puhlici jama v pesku 30 m visoka terasa dolci strmo pobo~je 40 m visoka terasa kriopediment robno pobo~je kriopedimenta Slika 69: Dolci na krioplanacijskih terasah, ki sta ozna~ena s krogci, in na krioplanacijskem pedimentu v dolini Miroslávke med naseljema Nová Ves pri Pohor þ elicah in Vlasaticah (Czudek in Demek 1970, 103). Slika 70: Derazijska vdolbina na pobo~ju ve~jega dolca (Pécsi 1964, 43). 94 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Slika 71: Serija derazijskih vdolbin na pobo~ju dolca (Pécsi 1964, 43). C OMA BLÀ K Slika 72: V Polhograjskem hribovju je nad dolino Selanovega potoka pod cerkvijo sv. Jedert nastal niz dolcev, lo~enih z zaobljenimi slemeni. V enega od slemen se tik nad naplavno ravnico zajeda {iroka in plitva vdolbina, prikazana desno zgoraj. Primerjaj {e vzdol`ni prerez slemena B-13s, ki je v dodatku. 95 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 4.1.2 PERIGLACIALNA IN DOLOMITNA OBMO^JA V SLOVENIJI Domneva, da naj bi dolec na dolomitu nastal v periglacialnih razmerah, izhaja iz nekaterih morfolo{kih podobnosti med dolcem na dolomitu in dolcem kot periglacialno obliko. Dvom, da so dolci na dolomitu fosilne, torej periglacialne reliefne oblike, je bil izraèn è zgodaj. Recentnost dolcev na Rakitni po mnenju Gamsa (1968, 81) potrjujejo ob~asni in stalni izviri na njihovem izteku. Pobliè si poglejmo poglavitne zna~ilnosti periglacialnih in dolomitnih obmo~ij v Sloveniji in na ta na~in ugotovimo, kje bi na dolomitnih obmo~jih lahko nastali periglacialni dolci. Hladno obdobje pleistocena je trajalo od priblìno 75.000 let pred sedanjostjo do 11.000 let pred sedanjostjo z najnìjo temperaturo pred 17.000 leti. V Evropi je bila povpre~na letna temperatura za 10–12° nìja od dana{nje, v srednji Evropi za 8–12°. V Zagrebu naj bi bila povpre~na januarska temperatura –14 °C, povpre~na februarska in decembrska temperatura pa –12 °C. Permafrost je bil omejen na vi{je lege s povpre~no letno temperaturo –6 °C do –8 °C. Zaradi nizkih temperatur je bila nìja tudi koli~ina padavin. Ob maksimumu zadnje poledenitve je v Evropi padlo 20–80 % manj padavin kot danes. V na{ih krajih je v gorah padlo 40–70 % dana{nje koli~ine padavin, v notranjosti le 30–40 %, pri ~emer se je koli~ina padavin ravno tako kot danes zmanj{evala proti vzhodu. Prevladovale so snènih pada-vine ([egota 1988, 381, 385, 388). Povr{je na obmo~jih Srednje Evrope, ki v pleistocenu ni bilo poledenelo, naj bi se po mnenju Pencka (1972, 117–120) danes spreminjalo na prav tak{en na~in kot takrat. Sprememba podnebja naj bi vplivala le na premike gradiva in koli~ino prenesenega gradiva. Zaradi podnebnih sprememb se je spre-menila prevladujo~a vrsta preperevanja, kemi~no je prevladalo nad mehanskim. V Sloveniji so bile poledenele alpske pokrajine, ve~ina preostalega ozemlja je bila periglacialnega s stepami in tundrami z redkim drevjem. Ledeniki so bili v Julijskih Alpah v dolini So~e in Bohinju, v Kamni{ko-Savinjskih Alpah, na Pokljuki in Jelovici nad dolino Ba~e, na Sorici in v zgornjem delu doline ^e{njice v Sel{ki dolini, na Ratitovcu, Trnovskem gozdu, Snèniku ni na Pohorju. Lo~nica ve~nega snega je na Snèniku in Trnovskem gozdu potekala na (dana{nji) nadmorski vi{ini 1250 m, na Ratitovcu in v Julijskih Alpah pa na vi{ini 1300 m. Zaradi nizke ledne lo~nice se je gozdna meja pomaknila na ustrezno nìjo raven, na nadmorsko vi{ino priblìno 400 m. V pasu med takratno snèno in gozdno mejo, ki jo omejuje julijska izoterma 10 °C (400–1300 m) so prevladovali periglacialni geomorfni procesi. Gozd se je docela umaknil iz [kofjelo{kega hribovja, kjer sta grmovno in travno rastje prevladovala le v nizkih legah in na polònih pobo~jih. S preperevanjem dolomita je nastajalo ostrorobato in neenakomerno debelo gradivo, ki je drobnej{e od trdnej{ega apnenca. Gradivo je zaradi soliflukcije ponekod v [kofjelo{kem hribovju ve~ kot kilometer oddaljeno od izvora. Zaradi diferenciranega preperevanja in linearno usmer-jenih transportnih procesov so na strmih dolomitnih pobo~jih nastale kotanjaste reliefne oblike, medtem ko je v nìjih legah, v dnu dolcev, dolin, vrta~ ali brezen, pri{lo do hitrega zasipanja z gru{~em. Obili-co gradiva so prena{ale vode ob pomladanskih otoplitvah in vdorih toplih zra~nih mas, ko se je stalil sneg in so se odtajala globoko zamrznjena tla. Poplave so v nìjih legah povzro~ale globinsko in bo~- no erozijo. Posledica omenjenih procesov je izraènost strukturne zgradbe v vi{jih legah. Ob koncu hladnega obdobja sta se mehansko preperevanje in denudacija v vi{jih legah zmanj{ala, povr{je je pre-rasel gozd. V nìjih legah je erozija prevladala nad odlaganjem. Na dolomitnih obmo~jih je ponekod zaradi kra{kosti prevladala korozija, v strmih legah pa erozija. Po pleistocenu je pri{lo do poglabljanja dolin za 150–300 m, v hribovitih pokrajinah so nastala strma pobo~ja (Habi~ 1968; [ifrer 1983; 1984; Natek 1989a). Danes periglacialne procese opazujemo v gorskem svetu, na primer na Vojskem (Habi~ 1968), v vi-sokogorju ([ifrer 1959, 62–76; 1961; 1963; Hrvatin in ostali 2006) ter v dnu nekaterih kotanj in vhodih v jame, na primer v Poto~ki zijalki (Mihevc 2001), na Postojnskem in Piv{kem ter pri [o{tanju (Brodar 1960) ali v Skedneni in Vranji jami (Gams 1963a, 24). Dolomitno povr{je v Sloveniji obsega priblìno 2500 km2 (Gabrovec 1994, 8) oziroma 2964,88 km2 (Verbi~ 1998). Dolomitno povr{je v vi{inah 400–1300 m, ki naj bi bilo podvrèno periglacialnim procesom, 96 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 obsega priblìno tri ~etrtine vseh dolomitnih povr{in. Povr{je zunaj periglacialnih obmo~ij dolo~enih glede na nadmorsko vi{ino, obsega preostalih 768 km2, od tega je 59 km2 v vi{inah nad 1300 m, preostalih 709 km2 pa v vi{inah pod 400 m. Preglednica 25: Povr{ina dolomitnih obmo~ij (Verbi~ 1998) in povr{ja v Sloveniji (Perko 2001, 114) po naklonih povr{ja. naklon povr{ja povr{ina delè povr{ine povr{ina dolomitnih delè povr{ine razlika deleèv (stopinje) Slovenije (km2) Slovenije (%) obmo~ij (km2) dolomitnih obmo~ij (%) (odstotne to~ke) 0–9,9 9107,2 45,6 1121,1 38,1 7,5 10–19,9 6053,8 30,3 1043,8 35,5 –5,2 20–29,9 3249,3 16,3 540,6 18,4 –2,1 30–39,9 1432,0 7,2 206,2 7,0 0,2 40–49,9 124,9 0,6 18,7 0,6 0,0 50–89,9 0,1 0,0 9,7 0,3 –0,3 skupaj 2940,2 100,0 Glede na nadmorsko vi{ino bi dolci v Sloveniji nastali na priblìno 2200 km2 dolomitnega povr{ja. @e Gabrovec (1994) pa je pokazal tudi na pomen naklona za nastanek dolcev. Predpostavil je, da obsega dolomitno povr{je z dolci v Sloveniji priblìno 177 km2. Dolomitna obmo~ja je glede na nadmorsko vi{ino in zna~ilnosti reliefa razdelil na {tiri tipe (Gabrovec 1994, 73–76): • Kru{ljive stene in zelo kru{ljiva pobo~ja s {tevilnimi hudourni{kimi grapami (pe~evnate drti) v viso-kogorju Julijskih in Kamni{ko-Savinjskih Alp in obsegajo priblìno 20 km2. • Strma pobo~ja z naklonom nad 32°, ki so raz~lenjena z erozijskimi jarki (melci). Zna~ilna so za Kara-vanke in predalpska hribovja (Polhograjska Grmada in To{~, Zasavska Sveta Gora in Ostrè) ter slovenske dinarske pokrajine (I{ki vintgar, Obkolpje). Ta tip obsega 23 km2. • Polòna dolomitna pobo~ja, raz~lenjena z dolci, so zna~ilnost predalpskih pokrajin, kjer ni prevelikih strmin. V dinarskih pokrajinah, npr. v okolici Kure{~ka, se ta tip prepleta z vrta~astim dolomitnim svetom z gladkimi pobo~ji. Ta tip dolomitnega povr{ja obsega 177 km2. • Planote s plitvimi vrta~ami so pogoste na jugu Slovenije. Vrta~e se pojavljajo v dolomitu z manj{o ali ve~jo vsebnostjo kalcijevega karbonata na jurskem ali krednem dolomitu, ne nastajajo pa na ani-zijskem in cordevolskem dolomitu. Drugi pogoj za njihov nastanek je ravno, planotasto povr{je, tretji pa kra{ko prevotljena kamnina. Ta tip povr{ja obsega priblìno 35 km2. Preglednica 26: Povr{ina in delè dolomitnega povr{ja v Sloveniji glede na zna~ilne naklone (Verbi~ 1998). naklon dolomitno povr{je dolomitno povr{je dolomitno povr{je dolomitno povr{je (stopinje) v Sloveniji (km2) v Sloveniji (%) v Sloveniji v Sloveniji (kumulativno; km2) (kumulativno; %) 0–2 192,35 6,54 192,35 6,54 3–6 518,00 17,6 710,35 24,16 7–12 783,63 26,65 1493,98 50,81 13–20 742,81 25,26 2236,79 76,08 21–32 569,05 19,35 2805,84 95,43 33–35 65,27 2,22 2871,11 97,65 nad 36 69,09 2,35 2940,20 100,00 97 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Dolci so pogosti na pobo~jih z nakloni 20° in 25°, manj jih je na polònih povr{inah in na strmem reliefu (Gabrovec 1994, 67 in 75). Strmih povr{in je na slovenskem dolomitu malo. Nad 40° ima manj kot 1 % dolomitnega povr{ja v Sloveniji (28 km2), naklon 30–40° ima 206 km2, naklon 20–30° pa 540 km2 ali 35 % povr{ja. Najobsènej{a so obmo~ja z naklonom pod 10°, ki obsegajo skoraj {tiri desetine dolomitnega povr{ja v Sloveniji. Dolomitno povr{je v Sloveniji je pove~ini polònej{e od 45°, 95 % povr{ine obsegajo obmo~ja z nakloni pod 32°. Polovica dolomitnega ozemlja ima naklon, manj{i od 12°. Sedem desetin povr{ja ima naklone 6–32° v obmo~ju vpliva pobo~nih procesov. ^etrtina povr{ja ima naklone pod 7°, v obmo~ju manj{ega delovanja pobo~nih procesov. Na obmo~ju soliflukcije 2–20° je sedem desetin ali 2050 km2 dolomitnih povr{in. V Sloveniji so redke dolomitne povr{ine z nakloni, ve~jimi od posipnega kota. Obsegajo komaj 134 km2 ali 4,6 % povr{ine. Pomemben dejavnik je ekspozicija povr{ja. Po povr{ini prevladujejo severovzhodne in jugozahodne lege. Na to vpliva prevlada dolomitnih obmo~ij v jùni Sloveniji z zna~ilno dinarsko usmerjenim reliefom. Glede na celotno Slovenijo so na dolomitu za spoznanje obsènej{e severne, severovzhodne in vzhodne lege. Manj so zastopane jugovzhodne, jùne, jugozahodne, zahodne in severozahodne lege. Najve~ja razlika je pri severnih, severovzhodnih, jùnih in jugovzhodnih legah. Razlike so minimalne in niso bistvene. Preglednica 27: Delè dolomitnega povr{ja in povr{ja v Sloveniji glede na usmerjenost pobo~ij (Verbi~ 1998). Delè povr{ja v Sloveniji po Delè dolomitnega povr{ja v Sloveniji njegovi usmerjenosti (%) po njegovi usmerjenosti (%) S 10,69 11,52 SV 13,27 14,68 V 12,91 13,21 JV 12,44 11,62 J 15,48 14,09 JZ 14,24 14,12 Z 11,34 11,17 SZ 9,63 9,58 Na dolomitnih ozemljih zavzemajo {tiri desetine povr{ja jugovzhodne, jùne in jugozahodne lege, ki so bile v pleistocenu zaradi vpliva son~nega obsevanja najbolj podvrène sezonskim pobo~nim procesom (1170 km2). Priblìno 35 % povr{ja zavzemajo severne, severovzhodne in severozahodne lege (1050 km2), 11 % zahodne lege (328 km2) in 13 % vzhodne lege (388 km2). Zaradi lege preu~evanih obmo- ~ij v osrednji Sloveniji, na njih prevladuje dinarska slemenitev in s tem jugozahodne in severovzhodne lege (slika 102). Soliflukcija je potekala pove~ini v jugovzhodnih, jùnih in jugozahodnih legah, na naklonih 2–20° ter v vi{inah 400–1300 m. Ta proces bi zajel priblìno 600 km2. Dolci kot periglacialna reliefna oblika bi glede na predpostavke lahko nastali na priblìno petini dolomitnih obmo~ij v Sloveniji, v resnici pa so na tretjini te povr{ine. Celotno obmo~je na dolomitu v jugovzhodnih, jùnih in jugozahodnih legah in v vi{inah med 400 in 1300 m, ki je podvrèno pobo~nim procesom, obsega ve~ino dolomitnih povr{in. ^e izvzamem vpliv son~nega obsevanja in ekspozicijo ter upo{tevamo le vpliv kamninske sestave, naklona povr{ja in nadmorsko vi{ino, bi obmo~je intenzivnih periglacialnih procesov potekalo na 1552 km2 ali na nekaj ve~ kot polovici dolomitnih povr{in v Sloveniji, kar je dvainpolkrat ve~ kot pri izra- ~unu z upo{tevanjem jùnih leg. 98 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Murska Sobota [~a Leda vn Mu ica ra va Drava Pes MARIBOR nica Meà Jesenice Ptuj Velenje Savinj Dravinja a Celje So~a Kranj jain [kofja Loka Trbovlje v Domàle a S Sora Sav Id a rijca Sava LJUBLJANA Sotla Ljubljanica Nova Gorica M irna Vipava ka periglacialna obmo~ja Kr Novo mesto potencialna periglacialna dolomitna obmo~ja Pivka nadmorske vi{ine med 400 in 1300 m R J A D R A N S K O eka 0 10 20 30 40 50 M O R J E km Koper Izola Avtor zemljevida: Blà Komac Dragonja K © Geografski in{titut AM ZRC SAZU, 2006 olpa Slika 73: Potencialna dolomitna periglacialna obmo~ja v Sloveniji. Murska Sobota [~a Leda vn Mu ica ra va Drava Pes MARIBOR nica Meà Jesenice Ptuj Velenje Savinj Dravinja a Celje So~a Kranj jain [kofja Loka Trbovlje v Domàle a S Sora Sav Id a rijca Sava LJUBLJANA Sotla Ljubljanica Nova Gorica M irna Vipava ka neperiglacialna obmo~ja Kr Novo mesto dolomitna obmo~ja z nadmorskimi vi{inami med 400 m in 1300 m Pivka potencialna neperiglacialna obmo~ja R J A D R A N S K O eka 0 10 20 30 40 50 M O R J E km Koper Izola Avtor zemljevida: Blà Komac Dragonja K © Geografski in{titut AM ZRC SAZU, 2006 olpa Slika 74: Potencialna dolomitna neperiglacialna obmo~ja v Sloveniji. 99 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Murska Sobota [~a Leda vn Mu ica ra va Drava Pes MARIBOR nica Meà Jesenice Ptuj Velenje Savinj Dravinja a Celje So~a Kranj jain [kofja Loka Trbovlje v Domàle a S Sora Sav Id a rijca Sava LJUBLJANA Sotla Ljubljanica Nova Gorica M irna Vipava potencialna obmo~ja z dolci ka Kr Novo mesto dolomitna obmo~ja v Sloveniji dolomitna obmo~ja v jugovzhodnih, Pivka jùnih ter jugozahodnih legah v vi{inah med 400 in 1300 m ter R z naklonom povr{ja med 2° in 20° J A D R A N S K O eka 0 10 20 30 40 50 M O R J E km Koper Izola Avtor zemljevida: Blà Komac Dragonja K © Geografski in{titut AM ZRC SAZU, 2006 olpa Slika 75: Dolomitna obmo~ja v Sloveniji, prikazana z rònato barvo, in potencialna obmo~ja periglacialnih procesov v jugovzhodnih, jùnih ter jugozahodnih legah in vi{inah med 400 in 1300 m z naklonom povr{ja med 2° in 20°, prikazana s ~rno barvo. Gams (1968) v prvem opisu dolcev pri nas ugotavlja, da so dolci zelo zna~ilni za vrhnje dele pobo- ~ij. Gabrovec (1994, 67 in 75) njihovo pojavnost natan~neje opredeli in omeni, da so pogosti na pobo~jih z nakloni 20° in 25°. Redki so na polònih povr{inah in na strmem reliefu, kjer prevlada erozija. Spodnja meja naklona dna dolcev se ponekod priblià spodnji meji, kjer so {e mòni pobo~ni procesi. ^e namesto prej upo{tevanih meril postavim domnevo, da dolci nastanejo na strmih pobo~jih (6–32°), obsegajo za njihov nastanek potencialna ugodna obmo~ja s periglacialnimi procesi v Sloveniji 660 km2. S 500 400 SZ SV 300 200 100 Z 0 V JZ JV Slika 76: Povr{ina dolomitnega povr{ja v Sloveniji glede na njegovo usmerjenost J v km2. 100 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 S 25 SZ SV 0 Z V JZ JV Slika 77: Usmerjenost pobo~ij v Sloveniji J na 3 km2 velikih izbranih obmo~jih z dolci, Selo @ibr{e Sti{ki potok izra~unana iz digitalnega modela reliefa Poljane Rakitna Slovenija 25 krat 25 m. Glede na postavljena merila bi bilo soliflukciji podvrènih 600–700 km2 dolomitnega povr{ja v Sloveniji, od tega ima priblìno tretjina povr{ja (212 km2) naklon 20–32°, kakr{na imajo dolomitna pobo~ja, na katerih nastajajo dolci. Ocena je blizu ocene Gabrovca (1994), po katerem obsegajo obmo~ja z dolci 177km2. 4.2 POGLAVITNI GEOMORFNI PROCESI V DOLCU 4.2.1 PREPEREVANJE Preperevanje je izjemno pomembno za preoblikovanje dolomitnega povr{ja. Po Pencku (1972) preperevanje razlikujemo od spro{~anja, ob katerem gradivo postaja mobilno in s tem podvrèno preperevanju. Proces je pomemben, saj je prvotni geomorfni proces, ki lahko preoblikuje povr{je brez stalnih povr- {inskih vodnih tokov. Preperevanje dolomita je povezano z njegovo mineralno sestavo. Dolomitizirani apnenci so zaradi raznolike sestave »… mo~no razpadljivi …« Dolomit se poliedri~no kroji, pri preperevanju se s povr{ine kamnine izluùjejo mineralna zrna (Zupan Hajna 2003) oziroma z raztapljanjem dolomita nastaja pesek, »… kjer dolomitne kristal~ke prekriva topljivi amorfni kalcit …« (Jenko 1959, 117). Da dolomit prepereva na povr{ju in v podzemlju, pri tem pa nastajata dolomitni gru{~ in drobnozrnato gradivo, ki ga voda spira in prena{a v nìje lege, ugotavlja è Zogovi} (1966, 101). Tak{en sediment je pogost v alpskih izvirih z dolomitnim zaledjem. Na{el sem ga na primer v izviru Kladnikov blizu izvira Glijuna pod Kaninskim pogorjem (Komac 2000; 2001; Kunaver in Komac 2002). Dolomit je podvrèn mehanskemu preperevanju zaradi poroznosti, plastovitosti in pretrtosti. V na- {ih krajih je pomembno zmrzalno preperevanje, pri katerem v velikih koli~inah nastaja dolomitni gru{~. Proces je bil intenziven v hladnih obdobjih pleistocena, danes je v Sloveniji omejen na vi{je lege in obmo~- ja razpokanega ali pretrtega dolomita ([ifrer 1963; Kunaver 1990a, 1990b; Zupan Hajna 2003). Dolomit ni odporen na pritisk in strig. Posebno vzdol` prelomov nastanejo razli~no {iroke prelomne cone, znotraj katerih je kamnina pretrta. Prelomna pretrtost kamnine zmanj{a njeno prepustnost, kar vpliva na razvoj povr{ja, saj je tam ve~ji u~inek geomorfnih procesov. Dolomit je neodporen na preperevanje, ~e prehaja v laporovec ali glinavec. V @ibr{ah pri Logatcu potekajo {tevilni dolci vzdol` strukturnih in litolo{kih lilnij. Nekateri dolci se ravnajo po manj odpornem 101 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac C OMA BLÀ K Slika 78: Zaobljena slemena nad dolci v Selu pri Polhovem Gradcu prekriva plitva prst. C OMA BLÀ K Slika 79: Grbine na jùni strani slemena Smolevca na @ibr{ah so pove~ini posledica plastovitosti. 102 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 laporovcu in glinavcu. Zaradi razlik v odpornosti kamnine je nastal kotanjasto-grbinast relief in relief z dolci. Manj{e grbine se ravnajo po plastovitosti, ve~je grbine in dolci pa sledijo prelomnim struktu-ram. Na se~i{~ih prelomov – ve~ji so pove~ini dinarsko usmerjeni – so nastale kotanje in sedla. Vzdol` prelomov potekajo grape, erozijskìlebovi in sedla (Komac 2003b; Komac in Gabrovec 2003). Raznolik dolomitni relief je posledica razli~nih za~etnih razmer. Ker je dolomit z vidika ob~utljivosti na erozijsko-denudacijske procese nehomogena kamnina s {irokim razponom trdnosti in odpornosti, prihaja na dolomitnem reliefu mo~no do izraza krajevno spremenljiva odpornost kamnine. Pogoste so grbine, dolci, kotanje in osamelci (Komac 2003a, 50). 4.2.2 DENUDACIJA Z denudacijo se preperelina in zgornji sloji prsti zaradi tènosti in vode pomikajo v nìjo lego. Preperevanje dolomita ustvarja preperelino, ki jo denudacija odna{a v nìje lege. Zaradi obilice gradiva se zmanj{a prepustnost, voda odteka po povr{ju, linearni transport prevlada nad vertikalnim. ^etudi je dolomit kra{ka kamnina, na njem nastanejo linearne reliefne oblike. Kra{ki in nekra{ki geomorfni proces sta tekmujo~a, zato je pogosto prepletanje kra{kih in re~nih reliefnih oblik na istem ozemlju. Linearne reliefne oblike na dolomitu so odvisne od intenzivnosti preperevanja in od prevladujo~ega na~ina odtekanja vode. Ponekod prevlada kra{ki, to je navpi~ni vodni odtok, drugje pa prevlada povr{inski odtok ali pa je vodni odtok usmerjen vzdol` stika prepereline in manj prepustne kamninske osnove. Voda je temeljni preoblikovalni dejavnik povr{ja, vetrne, ledeni{ke in snène reliefne oblike pa so drugotne. Denudacija je odvisna od litolo{ke in strukturne sestave, reliefa, podnebja in rastja. Znak intenzivne denudacije je ploskovno razgaljanje povr{ja, njena posledica pa akumulacija gradiva v nìjih legah. Na dolomitu so pogosti nanosi periglacialnega gru{~a. Tako je med Zadlogom in ^rnim vrhom povr{je s plitvimi dolci, ki so pove~ini zapolnjeni z dolomitnim periglacialnim drobirjem. V njihovem dnu ni sledov recentnih povr{inskih vodnih tokov (Habi~ 1968, 63). Penck (1972, 111–118) je predstavil poseben primer denudacije oziroma polzenja gradiva in proces poimenoval korazija (nem.: Korrasion; angl.: corrasion). Gradivo polzi po celotnem pobo~ju in se v nìjih legah zdruùje ter zaradi drobnih za~etnih razlik v oblikovanosti podlage steka v konkavne reliefne oblike. Pri tem nastopi zaradi teè gradiva in njegovega premikanja do trenja na stiku s kamninsko osnovo. Tudi hitrost premikanja je odvisna od tènosti in mase gradiva ter se navzdol pove~uje. Ker je na obmo~ju koncentracije toka gradiva mehansko delovanje polze~e gmote ve~je kot v okolici in ker se polze~i gmoti sproti pridruùjejo delci prepereline z obrobja, postaja ta navzdol vedno tèja, kar {e pove~a u~inek mehanskega delovanja. Na ta na~in v ugodnih razmerah na pobo~ju nastane dolinasta reliefna oblika ali celo dolina. Penck (1972, 112) proces dolbenja imenuje korazija. Vdolbine, doline, ki so nastale na ta na~in, pa imenuje korazijske doline. Gradivo zaradi po~asnega tènostnega premikanja ni zaobljeno. Proces je odvisen predvsem od hitrosti nastajanja preperline. Korazija je v dnu dolcev na dolomitnih obmo~jih manj pogosta zaradi prevlade mo~no kohezivne ilovice, pogostej{a pa je na obmo~jih z debelozrnato preperelino. Penck (1972) domneva, da je trenje, ki nastane na stiku premikajo~ega se gradiva s podlago, eden poglavitnih procesov za nastanek plitvih in {irokih suhih dolin. Korazija je ponekod celo u~inkovitej{a od denudacije, ki deluje po vsej povr{ini, vendar je povezana z intenzivnostjo preperevanja. Korazijska dolina je v morfolo{ko lahko enaka dolcu, razlikujemo dve zna~ilni reliefni obliki, pri katerih poteka na dnu tok gradiva: • {iroke in plitve doline s kotanjastim prerezom, v katerih dno zlagoma preide v malo nagnjena pobo~ja; • ozki in strmi jarki, v katerih dno preide v pobo~ja v izrazitem pregibu. Korazijske doline so dolcem podobne {e po tem, da v njih ni stalnih povr{inskih vodnih tokov. Nastanejo lahko v vseh podnebnih tipih z izjemo vlànega tropskega podnebja, pogoste so v su{nem in polsu{nem podnebju, kjer je manj{a transportna vloga vode. V vlànem podnebju so redke in zna~ilne za povirne dele dolin ter za blag relief, kjer je povr{insko spiranje manj u~inkovito od odlaganja. Zna~ilna je akumulacija prepereline v dnu (Penck 1972, 113). 103 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Dno korazijskhi dolin je lahko zelo polòno, zato je tam prst vlàna. Stalna vlànost gradiva v dnu pove~a intenzivnost kemi~nega in mehanskega preperevanja. Korazijske doline se v povirjih veji~asto razra{~ajo nad re~nimi dolinami. Na strmem povr{ju so podobne zatrepom normalnih re~nih dolin, na strmih pobo~jih nad ve~jimi dolinami pa nastajajo v skupinah (Penck 1972, 115). ^e je gradivo prepojeno z vodo, je mobilno tudi na polònih pobo~jih. V plitvih dolinah v bliìni Cari-grada se gradivo, ki je v su{ni dobi trdno in stabilno, pozimi prepoji z vodo in v obliki tokov gradiva te~e po dolinah navzdol. Na Falklandskem oto~ju so pogosti hitri premiki gradiva na pritokih {irokih plitvih dolin s pobo~ji naklona do 10°. V manj nagnjenem dolinskem dnu, kjer se kopi~i gradivo s pobo~ij, so pobo~ni procesi po~asni, vendar jih pospe{uje ve~ja koli~ina vode v primerjavi s pobo~ji. V njihovem dnu nastanejo v nìjih legah vr{aji, ki so nastali s tokovi gradiva, in imajo zelo majhen naklon (Penck 1972, 107). Plosko dno je posledica odlaganja gradiva, ki je sledilo eroziji. Posledica tak{nega razvoja je vzvratno podalj{evanje dolin in nastanek novih pritokov. Struga s teko~o vodo nastane, kjer tok gradiva v dnu dolca doseè vodonosni horizont ali pa tam, kjer se na povr{ini zbere dovolj vode. V nìjih legah so ponekod {iroke koritaste doline z debelimi nanosi prepereline in meandrirajo~im vodotokom. Navzgor se nadaljujejo v koritaste doline brez povr{inskega vodnega toka in vi{je preidejo v tipi~ne korazijske doline. Tak{no povr{je je v Nem~iji v dolini zgornje Maine, Wörnitz nad Dinkelsbühlom in v dolini Tauber. Gradivo je zaradi premikanja in medsebojnega trenja zaobljeno, vendar nima sledov re~nega transporta (Penck 1972, 115). Ve~ina tak{nih tokov gradiva se izte~e v gladini talne vode v dnu re~ne doline v obliki {iroko raz-prostranjenih in malo nagnjenih vr{ajev. Zaradi re~ne erozije obi~ajno ne prihaja do zastajanja gradiva, ki je zna~ilnost su{nih obmo~ij, saj ga voda sproti odna{a. Od intenzivnosti odna{anja gradiva je zato odvisen razvoj celotnega geomorfnega sistema, saj je razvoj pobo~ij v dinami~nem ravnovesju glede na odna{anje gradiva. Odna{anje je ve~je, kjer vodnatost reke ni ve~ odvisna od nihanj gladine talne vode (Penck 1972, 116). C OMA BLÀ K Slika 80: Dolce v Selu pri Polhovem Gradcu pod cerkvijo sv. Jederti (levo) lo~ijo zaobljena in s plitvo prstjo prekrita slemena, za katere je kljub medsebojni bliìni zna~ilen razli~en razvoj. 104 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Na ~e{kem so geomorfni procesi najmo~nej{i spomladi, zaradi taljenja snega in ob obilnih padavinah. Blatni tokovi lahko povsem razgalijo povr{je. Erozija poteka tudi pod snèno odejo (Hradek 1989). Götzinger (citirano po Penck 1972, 116–117) ugotavlja, da je korazija zna~ilna za »… kamnine, ki niso zelo odporne proti preperevanju, in za kamnine, na katere vpliva mehansko delovanje …« Zna~il-na je za nìje lege, kjer je gradivo dovolj mobilno, in ne poteka na strmih pobo~jih, kjer se z ve~anjem naklona zmanj{a pritisk na podlago. Proces prav tako ni zna~ilen za uravnana slemena, ~eprav so na debelo prekrita s preperelino, saj so tam dovolj mobilni le zgornji deli prepereline. V dolcih, ki so intenzivno obdelani, so pogosti intenzivni geomorfni procesi. Enoletno opazovanje odna{anja gradiva na strmem neporaslem pobo~ju iz pretrtega dolomita na slemenu @ibr{ pri Logatcu je pokazalo nizko odna{anje v primerjavi z odna{anjem na strmem razgaljenem dolomitnem pobo~ju iz pretrtega dolomita v Jev~evem grabnu v Polhograjskem hribovju. Tam je bilo ocenjeno odna{anje 175 t ha–1 a–1 (Komac 2003b). Ocena je verjetno previ{ana oziroma napa~na, kar je posledica ob~a-snosti in nestandardiziranosti meritev. 4.2.3 POLZENJE Polzenje je po~asen in neopazen geomorfni proces. Kamninski drobir in prst se po pobo~ju po~a-si pomikata v nìjo lego. Polzenje je odvisno od naklona povr{ja, vlànosti in sestave gradiva. Gradivo polzi tudi zaradi sprememb vlànosti in zmrzovanja. Gradivo nabreka, ko se navlaì ali zamrzne, in se kr~i ob osu{evanju ali odtaljevanju. Polzenje poteka povpre~no s hitrostjo nekaj cm3 cm–1 a–1, na primer 4,0–6,8 cm3 cm–1 a–1 (N = 21; Martin 2000, 3). Dolci raz~lenjujejo pobo~ja doline Sti{kega potoka jùno od Metnaja. Do 100 m {iroki plitvi zatrepi dolcev kotanjaste oblike so na robu planote, od koder se dolci spu{~ajo po strmih pobo~jih proti Sti{- kemu potoku. V zgornjem strmem delu dolcev polzi preperelina. V dnu enega od dolcev sem na{el nagnjen mejni kamen. Glede na lego in stanje okolice domnevam, da je nagnjen zaradi premikanja prepereline. Kljub poizvedovanju pri doma~inih nisem mogel ugotoviti natan~ne starosti mejnega kamna, a glede na zbrane informacije domnevam, da je star vsaj 50 let. V tem ~asu se je gradivo premaknilo za priblìno 30 cm. Iz podatkov o velikosti mejnega kamna (40 · 10 · 10 cm), njegovi starosti in premiku ter na l e d a β = 40° b c α = 50° h f sin = b/c c α = 50°b cosα = a/c tgα = b/c β = 40° a c = 40 cm a = c · cosα = 25,71 Slika 81: Hitrost polzenja zgornje plasti b = c sin · α = 30,64 prepereline je bilo mogo~e izra~unati iz znane velikosti mejnega kamna in njegovega naklona. 105 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Slika 82: Mejni kamen nad dolino Sti{kega potoka je zaradi polzenja nagnjen za priblìno 31°. Utè C naklonomera geolo{kega kompasa je usmerjena OMA navpi~no navzdol. BLÀ K 15 ih etrm 10 v 5 globina dolca 0 0 5 10 15 20 25 30 35 dolìna dolca v metrih izmerjeni pre~ni prerez predpostavljeni nekdanji pre~ni prerez tangenta nekdanjega povr{ja Slika 83: Pre~na prereza severno od Metnaja (D-08 in D-09) in predpostavljeno nekdanje povr{je. 106 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 1,0 m = m 0, n = = m 0, 1 n = 0,8 = m 2 1 = , 1, p n n olz = = e 2 n 2 je p 0,6 losk y m p ov lo no = sk s 2 o p y ira 0 v , n n 5 o je , sp 0,4 n ira = nje 2 in erozijski jarki 0,2 reke 0 0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8 0,9 1,0 x x1 Slika 84: Zna~ilne reliefne oblike glede na vrsto prevladujo~ih geomorfnih procesov, prikazane glede na njihovo transportno sposobnost. Na abscisi in ordinati sta prikazani relativna vi{ina in dolìna. Ena~ba f(x) ima obliko eksponentne krivulje xm (Parsons 1988, 56). podlagi njegove nagnjenosti (30,25°) in iz znane velikosti sem izra~unal intenzivnost premika: priblì- no 4 cm3 cm–1 a–1 (preglednica 28). Koli~ina s polzenjem premaknjenega gradiva je verjetno {e ve~ja, saj se je verjetno premaknilo tudi izhodi{~e mejnega kamna v globini priblìno 20 cm. Polzenje bi moralo trajati milijon let, da bi se pre-maknila ista koli~ina gradiva, kot ga premakne usad prostornine 4 m3. Ker je dolec zagotovo mlaj{a reliefna oblika, lahko zatrdim, da ta polzenje ni oblikotvoren geomorfni proces. Preglednica 28: Predpostavljena intenzivnost polzenja v dnu dolca nad dolino Sti{kega potoka. predpostavljena starost mejnega kamna intenzivnost polzenja (cm3 cm–1 a–1) oziroma trajanje polzenja v letih 50 4,56 60 3,80 70 3,25 povpre~no 3,87 4.2.4 EROZIJA Erozija v dolcih ni pomemben geomorfni proces, saj je ru{a v njihovem dnu ponavadi sklenjena. Izjema so dolci v gozdu, kjer trava ali podrast ne varujeta podlage in dolci na intenzivno obdelanih kmetijskih zemlji{~ih, kjer je erozija posledica oranja. [e tam pa se povr{inski vodni tok pojavi le ob povodnjih in je le izjemoma dovolj koncentriran, da erodira in odna{a gradivo. 107 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Rastje mo~no zmanj{a hitrost vodnega toka in s tem erodibilnost. V me{anem ali listnatem gozdu so zato velike spremembe glede na letni ~as. V listnatem gozdu se 20–30 % vode ujame v kro{njah, ob intenzivnih padavinah le 5–10 %. Del padavin odte~e na tla po vejah in deblih, 15 % izhlapi v ozra~- je, {e preden doseè podlago (Pihler 1999, 175). Primer dolomitnega erozijskega obmo~ja, za katerega sicer niso zna~ilni dolci, je pa zanimivo zaradi erozije, je dolomitni preval Vr{i~ (1611 m). Preval je nastal vzdol` Mojstrov{kega preloma, kjer je kamnina pretrta in je povr{je zniàno zaradi denudacijsko-erozijskih procesov. Preval je nastal s selektivno erozijo srednjetriasnega anizijskega dolomita, zaradi pove~ane specifi~ne povr{ine delcev je okrepljeno tudi kemi~no raztapljanje kamnine. Denudacija je intenzivna na ovr{ju, kjer se erozijska àri{~a {irijo na ra~un z ru{o ali travo poraslih obmo~ij, kjer se v nìjih legah se zbere dovolj vode, pa so erozijski jarki. Gradivo navzdol prena{ata voda in sneg, na strmih pobo~jih se kotali ali pada. Kosi pretrtega dolomita ne zdrìjo dalj{ega vodnega transporta in kmalu razpadejo v pesek in melj. Zato erozijska mo~ vode ni velika. V dolini Velike Pi{nice je trideset tak{nih erozijskih àri{~ (Kunaver 1990a; 1990b). 4.2.5 KOROZIJA Voda, ki je bila pre{la skozi prst, je zaradi vi{je vsebnosti ogljikovega dioksida sposobna dodatne korozije karbonatne kamnine (Ford in Williams 1996, 53). Zaradi spremenljive debeline in drugih lastnosti prsti je intenzivnost korozije krajevno spremenljiva. Zaradi korozije s~asoma nastanejo plitve vdolbine z vmesnimi hrbti, iz povr{ja izstopijo skalni ~oki. Raz~lenjevanje povr{ja je mo~nej{e, ~e je odeja prsti tanka ali manj prepustna in tem ve~je so za~etne razlike reliefa. Korozija vpliva na drobno oblikovanost povr{ja (Gams 1966, 59). Korozija napada predvsem kamninske delce, ki so zaradi preperevanja è lo~eni od mati~ne osnove. Najve~ja je na mestu najve~jega pretoka vode, torej v vdolbinah na stiku prepereline z mati~no osnovo. V vdolbinah se voda najdlje zadrùje. Kunaver (1973, 1976; citirano po Gams 2003, 75) je na Kanin-skem pogorju z erozijskim mikrometrom ugotovil, da je znièvanje povr{ja v vrta~ah (0,106 mm a–1) za 3,5 krat hitrej{e kot na vmesnih apnen~astih vzpetinah. Dolomit v primerjavi z apnencem ni kra{ko prevotljen, saj voda raztopi velik del karbonata è na povr{ini, {e preden morebiti ponikne v ozke razpoke (prim. Gams 1962a, 8). V dolcih, ki potekajo vzdol` prelomov, le manj{i del vode odteka kra{ko. Zato je zakrasevanje dolomitnega povr{ja omejeno na tektonsko manj po{kodovane dele kamnine in na razpoklinske cone (^ar 2001). Znak zakraselosti dolomitnega povr{ja so {tevilni majhni kra{ki izviri (Habi~ 1970) in vrta~e. Vrta~e so nastale, kjer je dolomit le razpokan in ne pretrt. V @ibr{ah imajo zna~ilno lego na stiku razpoklin-skih con na pregibu povr{ja, kjer se uravnava prevesi v strmo pobo~je nad dolino Reke (Komac 2003b). To opozarja na dejstvo, da na zakraselost dolomita in kra{ke pojave vpliva morfologija njihove {ir{e okolice (Zogovi} 1966) in hidravli~ni gradient. Korozija na dolomitnem povr{ju, izmerjena v @ibr{ah in v pore~ju Hotenjke, je s 3,3 t ha–1 letnega odna{anja razmeroma intenziven geomorfni proces. V dolcih se voda na pobo~jih v prsti navzame ogljikovega dioksida, vendar z njih hitro odte~e. V stik s kamnino pride {ele na polònem dnu kotanje ali dolca, zato je tam korozija najintenzivnej{a (prim. Zámbó 1989). Opisano predpostavko o korozijskem u~inku »… pospe{ene korozije podtalnega zdru- ènega toka …« pri oblikovanju dolcev zagovarja Gams (2003, 39). Na dolomitnih obmo~jih je dokazana skoraj enaka kra{ka denudacija kot na apnencu (Gams 1966; 1980), ki zna{a pri nas 30–100 m3 km–2 a–1. Gams (1966) navaja, da imajo poto~ki na jùnih pobo~jih Nanosa in Trnovskega gozda nadpovpre~ne trdote, deloma tudi zaradi dolomita. Najvi{je skupne trdote imajo vode na ozemlju med Hotedr{ico, Cerkni{kim poljem, Ljubljanskim barjem in Temenico ter dolinama Idrijce in Trebu{e, kjer je pogost dolomit. V visokogorskih Alpah imajo potoki z dolomita 30–50 mg l–1 MgCO , med Hotedr{ico in Temenico obi~ajno med 90–105 mg l–1 MgCO . Paki se pove~a njena skup-3 3 na trdota z 18 mg l–1 na 53 mg l–1, ko pri naselju Zgornji Doli~ ([entflorjan) te~e priblìno kilometer po 108 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 dolomitu, s ~imer Gams (1962a, 15) razlaga nastanek podolja. Trdote naj bi bile na dolomitu vi{je zaradi naslednjih vzrokov (Gams 1966, 50–51; Lapanje 2000): • dolomit je manj topen od kalcita, toda kemi~no bolj mobilen; • na dolomitnih obmo~jih je vi{je izhlapevanje in manj{i vodni odtok, voda se dalj{i ~as zadrùje v preperelini; • na dolomitu voda zaradi manj{e prepustnosti kamnine dalj{i ~as polzi skozi prst in se navzame ve~ CO ; 2 • dolomit je v primerjavi z apnencem bolj pretrt in zato bolj podvrèn koroziji, saj voda obliva ve~jo povr- {ino kamnine; • v primerjavi z apnencem je v dolomitu manj jam in razpok, v katerih bi voda odlagala sigo; • ~e je podlaga zamrznjena ali prepojena z vodo, pride na dolomitnih obmo~jih zaradi ve~je koli~ine gru{~a manj vode v stik s kamnino kot na apnencu; • ~eprav je prst obi~ajno dokaj plitva, so dolomitna obmo~ja, na katerih je v Sloveniji ve~ pa{nikov, travnikov in njiv kot na apnencu, enakomerneje porasla z ru{o; • najpomembnej{i dejavnik korozije karbonatnih kamnin je koli~ina padavin oziroma (specifi~ni) vodni odtok (Gams 1962a, 4; 1980, 4). Odto~ni koli~nik na dolomitnem povr{ju zna{a 0,5 (Habi~ 1970), na krasu pa 0,6–0,8 (Gams 1962a, 4; Jenko 1959). Visoko vrednost koli~nikov povezujemo z dejstvom, da voda po nalivih hitro odte~e po povr{ju ali tik pod njim skozi preperelino (Gams 1966; Habi~ 1968). V @ibr{ah pri Logatcu je izvir Hotenjke. V njegovi bliìni je v Dolinah izvir na stiku treh dolcev in blizu stika med dolomitom in slab{e prepustnim laporovcem. Izvir leì na spodnjem delu kamninskega bloka, ki ga omejujejo prelomi. Izra~unana hitrost korozijskega znièvanja povr{ja na tem obmo~ju zna{a 121 m3 km–2 a–1 oziroma priblìno 3,3 t ha–1 a–1 pri vrednosti specifi~nega odtoka 40 l s–1 km–2 in skupni trdoti vode 251,9 mg l–1. Magnezijeva trdota zna{a 129,1 mg l–1, karbonatna 221,6 mg l–1 (Komac 2003a). Za pore~je blìnje Hotenjke navaja Habi~ (1968, 216) letno korozijo 126 m3 km–2 a–1 oziroma 3,4 t ha–1 a–1. Gams (1966, 55) navaja za nekatere vode na dolomitu nìje specifi~ne vodne odtoke, in sicer 32 l s–1 km–2 za I{~ico, 29 l s–1 km–2 za Grada{~ico, 7,1 l s–1 km–2 za Vi{njico in 26,6 l s–1 km–2 za Pre~no ter za Cerkni{~ico 32 l s–1 km–2, kar zna{a dve tretjini padavin in je posledica razmeroma velikega izhlapevanja. Kemi~na erozija v pacifi{kih gorah Severne Amerike zna{a 0,19–1,00 t ha–1 ali povpre~no 0,34 t ha–1 (Dethier 1986), kemi~na erozija v Bohemskem masivu na ^e{kem pa 0,09–0,45 t ha–1 (Pa~es 1986). Kemi~na erozija je z 0,054 t ha–1 na primer na obmo~ju Latnjavagge na Laponskem na [vedskem intenzivnej{a od mehanske erozije, ki zna{a 0,023 t ha–1 (Beylich in ostali 2004). Povpre~na kemi~na erozija za vse kamnine v gorskih pokrajinah naj bi sode~ po podatkih iz Kärkevaggeja na Norve{kem, gorah v pacifi{kem severozahodu in srednji Evropi zna{ala 0,45 t ha–1, na silikatnih kamninah pa 0,18 t ha–1 (Meybeck 1987). Zelo podobna je kemi~na erozija v pore~jih Mississipija in Amazonke, ki zna{a 0,35–0,45 t ha–1 (Berner in Berner 1996). V ledeni{ko preoblikovani dolini Kärkevagge na Laponskem so leta 1994 merili potencialno kemi~- no preperevanje. V najlonske mreàste vre~ke so dali na 6,3 ±0,1 mm debele delce zdrobljenega dolomita in granita ter jih poloìli na povr{ine z razli~nimi tipi rastja (travnik, soliflukcijsko povr{je, brezova tundra, vresova tundra, alpska tundra in vrbova tundra). Deleìzgube teè v primerjavi s celotno teò so uporabili kot kazalec kemi~ne denudacije. S petletnim povpre~jem meritev so dobili rezultate v obsegu dveh standardnih napak: 0,326 ± 0,115 % izgube na leto za dolomit in 0,121 ± 0,020 % izgube na leto za granit. Dolomit je prepereval 2,69-krat hitreje kot granit (Dixon in ostali 2001). Kasneje so v gorovju Scand na severu Skandinavije izra~unali znièvanje povr{ja. Najhitrej{e je na dolomitu (0,0054 mm a–1), najpo~asnej{e pa na granitu in sienitu (0,00018 mm a–1). Na kvarcofilitu se je povr{je znièvalo z hitrostjo 0,0002 mm a–1, na amfibolitu 0,0005 mm a–1, na filitu 0,0007 mm a–1 ter na granitu z biotitom in sienitom 0,0013 mm a–1 (André 2002; citirano po: Dixon in Thorn 2005). Izra~unano znièvanje povr{ja na dolomitnih @ibr{ah zna{a 0,14 mm a–1, v blìnjem pore~ju Hotenjke pa 0,12 mm a–1 (Habi~ 1968). Izra~unana korozija je razmeroma visoka. To je posledica izra~una na podlagi ocene vodne bilance, ki daje obi~ajno ve~je vrednosti kot izra~un na podlagi meritev u~inkov 109 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac korozije na kamnini. Razlika je tudi posledica dejstva, da pri meritvah niso upo{tevali odna{anja razop-ljenih delcev kamnine v suspenziji. Na dolomitu je namre~ pogosto diferencirano kemi~no preperevanje, pri katerem se ob raztapljanju apnenega cementnega gradiva spro{~ajo manj topna dolomitna zrna velikosti melja ali peska, ki jih voda lahko odna{a (Penck 1972, 46; Zupan Hajna 2003). V dana{njih razmerah je kemi~no preperevanje intenziven proces, ki mu je dolomit podvrèn zaradi prekritosti s prstjo, ki zagotavlja CO , in zaradi pretrtosti. Korozija potoka Predvratnica pri Velikih La{~ah 2 med ponorom v jamo Vratnico in 1150 m oddaljenim izvirom v Pe~eh je 74 t a–1 CaCO . Voda v enem 3 letu raztopi povpre~no 27,4 m3 kamnine in v raztopini odnese 65 mg l–1 karbonatov (Kogov{ek in Kranjc 1992). ^eprav so vode z dolomitnih ozemelj nasi~ene ali prenasi~ene z dolomitom, se ta obi- ~ajno ne odlaga zaradi po~asne kinetike obarjanja in ve~je kemi~ne mobilnosti v primerjavi kalcitu (Lapanje 2000). Letno korozijo za nekatere kra{ke izvire prikazuje slika 85. Povpre~na vrednost korozije v Sloveniji v zaledju nekaterih izvirov je 82 m3 km–2 a–1, najvi{ja 126 m3 km–2 a–1 in najnìja 63 m3 km–2 a–1. V primerjavi z izviri je korozija v celotnih pore~jih nìja, saj pore~ja niso samo karbonatna. Povpre~na vrednost je 61 m3 km–2 a–1, najvi{ja 92 m3 km–2 a–1 in najnì- ja 18 m3 km–2 a–1. V Sloveniji imajo pretèno dolomitna pore~ja Grada{~ica, I{~ica, Cerkni{~ica, Vi{njica in Pre~na, ostale navedene reke imajo vsaj deloma dolomitna pore~ja. Kljub temu je trdota re~- ne vode bolj odvisna od pretoka rek in nadmorske vi{ine pore~ja, manj pa nanjo vpliva litolo{ka sestava (Gams 1966). Izkazan je celo druga~en trend kot pri izvirih, saj imajo reke s povsem dolomitnih obmo- ~ij nizke trdote. Morfologija dolomitnih obmo~ij nakazuje, da visoka stopnja korozije glede na apnenec ni nujno povezana s kra{ko raz~lenjenostjo povr{ja. Na dolomitu so najpogostej{e konkavne reliefne oblike doline, suhe doline in dolci (Gams 1962a, 8), ne pa vrta~e. Na kra{kih obmo~jih »… kra{ka raz~lenjenost povr{- ja ni posledica intenzivnej{e ampak lokalno bolj razli~no intenzivne korozije …« (Gams 1962b, 296). 130 120 110 100 90 80 70 60 50 ka va a) upa Kr atnica Kr Obrh So~a Hubelj Vipa ica) an (Istr Rakitnica Podroteja Hotenjka Predvr . [tef @ibr{e (Doline) Sv (Ilirska Bistr Slika 85: Letna korozija za nekatere kra{ke izvire v m3 km–2. Podatki so razvr{~eni po velikosti (Gams 1966). 110 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Krajevne razlike so pomembne, saj vplivajo na drobno izoblikovanost povr{ja in s tem usmerjajo geomorfne procese. »… Predvsem pred korozijo padavinske vode za{~itena karbonatna povr{ina bi se v razmerah, kakr{ne so na Postojnskem krasu (odtok en l km–2 letno, 11 °N kalcijeve trdote – 196 mg l–1), v milijonu let dvignila za 72 m iznad okolice, ~e ne bi pri~eli delovati nanjo regulacijski procesi. ^im pogle-da skala iznad okolice, izpodnebne sile odstranijo vododr`ni pla{~ in odslej je zaostajanje njenega znièvanja v takem razmerju, v kakr{nem je korozija med pokritim in golim krasom … Toda na odkrite skalne povr{ine delujejo dodatni destrukcijski procesi, ki zavisijo od klime … Drugi ~initelj raz~lenjevanja je neenaka korozijska aktivnost iste koli~ine padavinske vode. Razlike za 2 °N [ 36 mg l–1 ], ki so v Postojnski jami tako pogoste na kratke razdalje … se v milijon let lahko odrazijo v rasti 13 m visoke skale ali 13 m globoke globeli …« (Gams 1966, 58). S preperevanjem apnenca in dolomita nastane iz netopnih ostankov ilovica, ki jo skupaj s huminskimi snovmi imenujemo jerovica. Pove~ini je to zmes kremenice, aluminijevih in èlezovih oksidov (Jenko 1959, 137). Na obmo~jih, kjer dolomit prekriva ilovica, korozija ni zmanj{ana, saj je debela plast ilovice obi~ajno prepustna za vodo (Gams 1959; Komac 2003a). Na Velem polju ni bilo mogo~e opraviti meritev pospe{ene korozije pod naplavnim dnom, vendar Gams (1963b, 63) opozarja, da »… ni razloga za zanikanje pospe{ene korozije pod naplavi-no, v kateri razpadajo humozne snovi …« V kra{kih slepih dolinah in v Globodolu je apnenec v globini nekaj metrov »… dobesedno zasut s kra{ko ilovico, ki je ìve, karminsko rde~e barve … Ilovica kljub debelini … prepu{~a v tla vso padavinsko vodo, razen v redkih kalih …« (Gams 1959, 33). Pomemben razlog za za~etek poglabljanja povr{ja bi torej lahko bilo kopi~enje prepereline. Do tega bi lahko na dolomitnih obmo~jih pri{lo v periglacialnih razmerah. Toda intenzivno mehansko preperevanje kamnine na povr{ju ni prepre~ilo pretakanja vode v podzemlje. Zaradi pove~ane specifi~ne povr{ine kamninskih delcev in po~asnej{ega pretakanja vode korozija ni bila zanemarljiva niti v primerjavi z mehanskim preperevanjem. Zmanj{ana pa je bila zaradi manj{e pokrovnosti s prstjo in rastjem. V pore~ju 100 So~a (Kobarid) Tolminka Idrijca 80 Ba~a Sava (Bled) So~a (Solkan) So~a (So~a) Ljubljanica I{~ica 60 Pre~na Krka (Podbo~je) Sava (Zalog) Cerkni{~ica Sava (Javornik) Sora Grada{~ica 40 Vipava Krka (Dvor) 20 Vi{njica 0 0 20 40 60 80 100 Slika 86: Na ordinati je prikazana letna korozija za nekatere slovenske reke oziroma pore~ja v m3 km-2, na abscisi so prikazani pretoki rek (m3 s–1; Gams 1966; Kolbezen in Pristov 1998). 111 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 140,7 dolomit (@ibr{e) 122,2 pore~je So~e (Kobarid) 92,0 90,5 pore~je Tolminke 90,0 84,0 pore~je Idrijce 83,0 81,0 80,7 izvir So~e 80,4 pore~je Ba~e 79,0 77,0 del pore~ja Predvratnice 74,0 68,0 67,6 izvir Krke 67,0 pore~je Ljubljanice 65,0 65,0 izvir Krupe 63,2 63,2 pore~je I{~ice 63,0 60,0 pore~je Krke (Podbo~je) 60,0 57,0 pore~je Cerkni{~ice 55,0 48,0 pore~je Sore 44,0 43,0 pore~je Vipave 38,0 37,0 pore~je Krke (Dvor) 33,0 30,0 pore~je Vi{njice 18,0 16,7 16,7 Bohemski masiv, ^e{ka 16,7 pore~je Mississipija 13,0 7,0 6,9 kristalinske kamnine 5,4 3,3 Bohemski masiv 2,0 2,0 kvarcofilit in kvarcit 1,2 0,5 filit 0,7 granit in sienit 0,2 Slika 87: Korozijsko znièvanje povr{ja v metrih na milijon let na razli~ni kamninski podlagi, na razli~nih obmo~jih ter za razli~ne izvire in pore~ja (Gams 1966; Habi~ 1968; Komac 2003a; Dixon in Thorn 2005). Opomba: Podatki so bili pridobljeni z razli~nimi metodami, zato je pri njihovi primerjavi dopustno odstopanje. Povpre~na vrednost je 49,2 metrov na milijon let. Martinelli je soliflukcija najpomembnej{i geomorfni proces, ki naj bi k preoblikovanju povr{ja prispeva-la polovico, kemi~na erozija pa tretjino, ostalo pa drugi geomorfni procesi (Caine in Swanson 1989). Novej{e raziskave v Alpah in na arkti~nih obmo~jih namre~ ugotavljajo, da je kemi~no preperevanje tudi v hladnih obdobjih zelo pomemben, ~e ne celo temeljni geomorfni proces (Dixon in Thorn 2005). 4.2.6 AKUMULACIJA Erozijo in sedimentacijo obi~ajno merimo s posrednimi metodami. Datiranje sedimentov omogo~a izra~un stopnje sedimentacije, iz katere sklepamo na denudacijske in erozijske procese v zaledju. Najpogostej{e so izotopske analize, pri katerih uporabljamo izotop ogljika (14C) ali cezija (137Cs). V dolcih potekata dva za sedimentacijo gradiva pomembna geomorfna procesa, zlasti polzenje in padanje. Gradivo se odlaga na stiku pobo~ja in dna dolca ter v dnu dolca. Kjer gradivo v nìje lege nana- {a voda, je plastovito in sortirano, pove~ini pa je nesortirano. Na podlagi meritev sedimentacije na podlagi meritev 137Cs na razli~nih mestih v dnu doline, na pobo~jih in v dnu dolcev, v dnu erozijskih jarkov ter na vr{aju Lehotský (2004) ugotavlja, da poteka sedimentacija v zgornjem in deloma srednjem delu struge s poplavami, v manj{i meri pa s pobo~nimi procesi. Na podoben na~in se gradivo useda na poplavni ravnici. V dolcih se gradivo premika s pobo~nimi procesi. Po mo~nej{ih padavinah se odlaga v dnu dolcev in pod strmimi pobo~ji v dolinah. Povpre~na sedimentacija v dnu dolcev je zna{ala 1,3 mm a–1, na vr{aju 2,9 mm a–1, v dnu doline 0,5 mm a–1 (spodaj), 1,3 mm a–1 (zgoraj) in 2,8 mm a–1 (osredje). Najvi{ja sedimentacija je bila izmerjena v dnu erozijskega 112 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 C OMA BLÀ K Slika 88: Na dnu dolca z naklonom priblìno 18° pod cerkvijo sv. Jedereti v Polhograjskem hribovju je lepo viden nanos gradiva, ki doteka s pobo~ij. Ve~ja debelina gradiva omogo~a rast druga~nih rastlinskih vrst, kot so zna~ilna za su{na pobo~ja s plitvo prstjo. jarka (4,4 mm a–1). Ker je ta proces priblìno desetkrat hitrej{i od korozije, bi gradivo ob njegovi prevla-di kmalu zapolnilo dolce. Stankoviansky (2004) poro~a o geomorfnih spremembah, ki so nastale zaradi sprememb rabe tal na Slova{kem po kolektivizaciji, ki so jo izvedli po politi~nih spremembah leta 1948. Mo~no se je pove- ~ala skupna povr{ina obdelovalnih zemlji{~, odstranjeni so bili omejki. Erozija prsti se je pove~ala za {tiri- do petkrat. Zaradi teh procesov je pri{lo do zaporednega odna{anja gradiva v dno dolcev. Najve~ja debelina nanosov je 1 m, kar pomeni povpre~no stopnjo sedimentacije 17 mm a–1. 4.2.7 PODZEMSKO SPIRANJE PREPERELINE IN DROBIRJA Tokovi vode v preperelini nastanejo v zgornji plasti prepereline ali na stiku dveh plasti z razli~no prepustnostjo. Ponekod pomembno prispevajo k denudaciji. Podzemni kanali so dolgi nekaj centimetrov, decimetrov ali metrov in od nekaj milimetrov do nekaj decimetrov {iroki (Morgan 1979, 10; Prelov{ek 2001). Na dolomitnih obmo~jih so pomembni na spodnjih delih pobo~ij ve~jih dolcev, kjer je debela plast prepereline. Primer so dolci severno od Poljan pri Sti~ni z debelo preperelino na pobo~jih, in dolci pri Podlipoglavu vzhodno od Ljubljane. Na Rakitni, kjer povr{je gradi pe{~eni triasni dolomit, je ve~ indicev, ki nakazujejo, da so dolci recentne reliefne oblike in da so »… plod intenzivnej{ega spiranja pod ru{o …« (Gams 1968, 81). Domnevo potrjujejo opaànja, da je na izteku dolcev v ravnino ve~ ob~asnih in stalnih izvirov. Izviri napajajo potok, ki ga na povr{ju obdrì manj prepustni debelozrnati dolomit. Povr{je je na tem mestu bolj raz~lenjeno. Pobo~ja [panovega vrha in Nova{ke gore nad Rakitno pa so podobna meli{~em, saj sta intenzivno 113 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac C OMA BLÀ K Slika 89: Nad dolino Sti{kega potoka prenese veliko gradiva v nìje lege podzemsko spiranje ali cev~enje. preperevanje in denudacija v hladnih obdobjih pleistocena onemogo~ala drobno raz~lenjevanje in globinsko vrezovanje. Vznòje hribov so geomorfni procesi raz~lenili kasneje, ko ni bilo ve~ obilnega transporta gradiva z vi{jih leg (Gams 1961; Gams 1968, 81). 4.2.8 RECENTNO PREOBLIKOVANJE DOLCEV Kot smo è ugotovili, dolce oblikujejo recentni geomorfni procesi. S pomo~jo izra~una razlike prostornin fosilnega in recentnega dna dolca nad Metnajem, bi dno nastalo s poglabljanjem reda velikosti 1,5 mm a–1 ali priblìno 23 t ha–1 è v 2000 letih. Ker je danes v Sloveniji odna{anje gradiva tako intenzivno le na nagnjenih vinogradih ali njivah (Komac in Zorn 2005), omenjene dolce pa danes pora{~a gozd, je tak{na intenzivnost povr{inskega spiranja malo verjetna in je ~as nastanka reliefne oblike dalj- {i. V dolcih pri Metnaju so pobo~ni procesi v recentni dobi postali intenzivni in poglobili dno dolca. Izra~un razlike prostornine med nekdanjim polònim pobo~jem in mlaj{im strmim pobo~jem je pokazal na veliko intenzivnost geomorfnih procesov. Razlika med ploskvama je 203 m3 pri povr{ini 71 m2. To pomeni, da bi bilo pri starosti reliefne oblike 5000 let letno odnesenih priblìno 9 t ha–1 gradiva, priblìno 4,5 t ha–1 a–1 pri predpostavljeni starosti 10.000 let in 3 t ha–1 a–1 pri starosti 15.000 let, kolikor je minilo od pleisto-censko-holocenske podnebne spremembe. Izra~unane vrednosti ne odstopajo bistveno od recentnih, saj je najvi{ja izra~unana intenzivnost znièvanja povr{ja v velikostnem razredu erozije na neporasli prsti (Hrvatin in ostali 2006), nìji (3–4 ha–1 a–1) pa sta v velikostnem razredu povpre~ne recentne erozije prsti v Sloveniji (Komac in Zorn 2005). Ob povpre~ni denudaciji bi bila poglobitev holocenske starosti, ob pospe{enih procesih pa tudi do polovico mlaj{a. Poglobitev je morda povezana s spremembami rabe tal oziroma z ogozdovanjem. Travinje je prepre~evalo denudacijo, v gozdu pa pomanjkanje travne ru{e oziroma podrasti omogo~a povr{insko odteka-114 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 nje vode in s tem erozijo. Ker pa gre za zadenjsko erozijo ob~asnih vodnih tokov, je mogo~e sklepati tudi na oìvitev koncentriranega kra{kega vodnega odtoka v blìnjem dolu. Lega na pobo~ju ali planoti nad dolino s povr{inskim vodnim tokom ali nad obmo~jem s podzemnim odtokom je za dolce zelo zna~ilna. Hitrost tega procesa je podobna intenzivnosti korozije, ki obsega na dolomitu do 3,5 t ha–1 a–1. Intenzivnost je podobna, saj so pobo~ni procesi odvisni od korozije, ki zagotavlja oziroma proizvaja mobilno gradivo in ve~inoma (50 do 90 %) poteka v zgornjih 10 m kamnine (Zupan Hajna 2000, 30). 4.2.9 RAZVOJ DOLOMITNEGA RELIEFA IN PRETAKANJE VODE Dolomitna ozemlja so v Sloveniji kljub majhnemu obsegu zaradi poroznosti zelo pomemben vodonosnik (Verbov{ek 2003). Hidrogeografske lastnosti dolomita so odvisne od njegove pretrtosti, lege glede na druge kamnine, intenzivnosti preperevanja ali produkcije gru{~a s preperevanjem in od zna~ilnosti reliefa (Zogovi} 1966, 101). Dolomit je manj prepusten, ~e je intenzivno razpadanje omejeno na povr{- je in ~e leì na manj prepustni kamnini. Tak primer je na @ibr{ah pri Logatcu, kjer zgornjetriasni dolomit navzdol prehaja v plasti laporastega dolomita in laporovca. V takem primeru ima povr{je zna~ilnosti re~nega-denudacijskega reliefa. ^eprav v dolcih obi~ajno ni stalnih povr{inskih vodnih tokov, so v dnu dolcev ali v njihovi neposred-ni bliìni pogosti manj{i ob~asni ali stalni izviri, ki nastanejo na litolo{kih stikih, na stiku dna dolca s pobo~jem ali v spodnjem delu dolca. Na slemenu @ibr{ so izviri nastali na soto~ju dolcev, na stiku dolomita in slab- {e prepustnega laporovca nad prelomno cono, ki je zaradi pretrtosti zelo slabo prepustna (Komac 2003a). Na dolomitu nastanejo v bliìni stika z apnencem v dnu polònih dolcev vrta~e, kot na primer v Hotenj-skem podolju. Vrta~e so tudi v dnu nekaterih dolcev v krednem dolomitu severno od Kalc (Mihevc 1986, 213). Dolci ponekod navzdol preidejo v grapo z ob~asnim ali stalnim vodnim tokom. Gams in Natek (1981) sta ta pojav opisala na obmo~ju Litije, Mihevc (1986) na obmo~ju Loga{kih Rovt, Komac (2003a) na slemenu @ibr{ pri Logatcu. Ponekod obvisijo nad ve~jimi dolci, erozijskimi grapami ali nad strmim pobo~- jem, se zlòno izte~ejo v pobo~je ali vanj preidejo v ostrem pregibu, ali se izte~ejo v ravnini. Podoben razvoj, s katerim so nastale 30–50 m globoke in 500–1000 m velike globeli, imenovane doli, je zna~ilen tudi za osrednji del Kr{kega hribovja. Doli so na obrobju hribovja in na robnih policah plitvi in podolgovati, ker so nastali z zakrasevanjem in krajevnim poglabljanjem sprva normalnih dolin. Najprej je zakrasel le osrednji del hribovja. Normalne doline, ki so takrat nastale na obrobju, so zakra-sele {ele kasneje zaradi vrezovanja savske struge na severu, kjer so nastali doli. Danes so redki doli povsem suhi in v ve~jih dolinah so {tevilni stalni ali ob~asni kra{ki izviri, »… ki jih napajajo podzemske vode blìnjih suhih grap in dolin …« (Habi~ 1983, 14). Zakraselost dolomita je obi~ajno najve~ja na obmo~- jih visoko nad erozijsko bazo, kjer so velike relativne vi{inske razlike (Zogovi} 1966, 101). Domnevali smo è, da so dolci dinami~ni nestabilni sistem. Voda se najprej zdruùje zaradi majhnih za~etnih razlike v topografiji. Tam zaradi ve~je vlage nastopi korozija, ~emur sledita poglabljanje povr{ja in stekanje {e ve~jih koli~in vode. Korozijska fronta je povezana z gladino talne vode, ki je na dolomitu plitvo pod povr{jem. Pozitivno povraten proces vodi k nastanku vedno ve~je reliefne oblike. Njena velikost je navzgor omejena s koli~ino povr{inske teko~e vode, ki na neprepustni podlagi prej ali slej povzro~i erozijo in s preperevanjem v dnu dolca. Zato na dolomitnem reliefu, ki je bodisi re~ni kra{- ki relief ali kra{ki re~ni relief (Komac B. 2004), tekmujeta podzemski ali difuzni in povr{inski ali koncentrirani vodni odtok. Razmerje med podzemskim in povr{inskim vodnim odtokom je na dolomitu zelo spremenljivo, sistem je nestabilen. Zato è majhne za~etne razlike razmerij med posameznimi procesi povzro~ajo velike in dolgotrajne u~inke na relief. Z empiri~nimi raziskavami so ugotovili, da debelina prepereline vpliva na jakost preperevanja kamninske podlage. Plitva preperelina pospe{uje preperevanje, saj ohranja vlànost in zagotavlja organske in kemi~ne snovi. Na dolo~eni stopnji postane preperelina tako debela, da povr{inska vlànost ter vpliv rastlin in atmosfere ne doseèjo ve~ podlage. Stopnja preperevanja se zato upo~asni. Za povr{je, na katerem prevladuje preperevanje, je na ve~ prostorskih in ~asovnih ravneh zna~ilen nelinearen, kaoti~en razvoj (Phillips 2003, 11; Phillips 2005a, 5). 115 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Preglednica 29: Poglavitni tipi suhih dolin oziroma dolcev v krednih pokrajinah Anglije in njihove zna~ilnosti (Small 1964, 33–34). tip opis tip I Globoko vrezani dolci, ki so nastali vzdol` tektonsko pretrtih obmo~ij z mo~no zadenjsko erozijo ob izvirih na vznòju skalne stopnje. S tem procesom je pri{lo do pomladitve zgornjih delov prito~nih dolin, ki potekajo vzporedno s kamninskimi plastmi. Nekateri od njih so obglavljeni, kar je znak pomladitve. tip II Nekoliko manj{i dolci so prav tako nastali nad izviri, ki pa niso tako mo~no vplivali na oblikovanje zgornjih delov prito~nih dolin, potekajo~ih vzporedno s kamninskimi plastmi. Po velikosti se mo~no razlikujejo, zato lo~imo ve~ podtipov. a Majhni erozijski jarki ali zaobljene kotanje so nastali visoko nad izviri v strmi stopnji iz odpornih krednih plasti, v kateri so {tevilna sedla. b Preprosto oblikovani dolci se zajedajo v strmo pobo~je in segajo do sedel in so ve~ji kot dolci tipa IIa. c Nepravilno oblikovani dolci, ki so v~asih zajedeni visoko v strmo stopnjo. Zanje je zna~ilen cikcakast potek, ki je posledica strukturne zgradbe. d Majhni dolci, ki so vrezani pod velikimi sedli in imajo zna~ilen cikcakast potek. tip III Veliki dolci, ki so nastali v zvezi z ve~jimi dolinami na pobo~jih. Ne razrezujejo jih sedla in so nastajali dolgo obdobje. V dolcu je izjemno pomembno razmerje med poglabljanjem zaradi preperevanja ali korozije in odstra-njevanjem prepereline ali denudacijo. Dolci se izpod slemen nadaljujejo v manj{e doline ali grape ali pa so na robu in nad strmimi pobo~ji. Na nastanek dolcev poleg naklona povr{ja vplivajo povr{inski vodni tokovi, ki se v nìjih legah vrezujejo v dolomitni relief, in dolo~ajo intenzivnost razvoja reliefa. Mò- nost nastanka dolcev se pove~a s pove~anjem gradienta, zadenjska erozija deluje degradacijsko. Nesporna je vloga talne vode. V razpokanem dolomitu je pri nasi~enem stanju gladina talne vode zelo blizu povr{- ja, kar pove~a mònost dotekanja novih koli~in vode v vodonosnik. Z nara{~anjem podzemske ali kra{ke vodne gladine naraste hitrost podzemskega pretakanja vode, s tem pa intenzivnost korozije. Plitva gladina talne vode s korozijo in z odna{anjem delcev v nìje lege vpliva na nastanek dolcev. Za povr{je z dolci je zna~ilen divergentni razvoj. V podkrepitev teze navajam primer iz angle{kih krednih pokrajinah, kjer so dolci nastali na strmem robu planote. Razlikujejo tri poglavitne tipe in ve~ podtipov. Njihov morfolo{ki razvoj je odvisen od hidro-geografskih zna~ilnosti obmo~ja in povezan z razvojem dolinskih zatrepov. Na nastanek suhih dolin vplivata podzemna voda v zaledju izvirov (Small 1964, 51) ter strukturno in litolo{ko raznoliko dolomitno povr{- je (Sparks in Lewis 1957, 30). Poglavitni procesi pri nastanku teh dolin so bili pospe{eno pronicanje podzemne vode zaradi privla~ne mo~i izvirov ter s tem povezano raztapljanje kamnine in pobo~ni procesi v njihovem dnu. Pronicanje podzemne vode je najverjetneje posledica osu{itve dolcev. To je lahko posledica padca gladine talne vode (Small 1964, 36), ki je posledica vrezovanja vodnih tokov v dolinah, h katerim so usmerjeni dolci ali pa s hitrim recentnim tektonskim grezanjem ali dviganjem povr{ja. Podoben razvoj povr{ja je tudi v @ibr{ah. Drugi moèn vzrok za divergentni razvoj so podnebne spremembe ali relativna su{nost kasnej{e-ga podnebja v primerjavi z vlànim podnebjem atlantske dobe, kar ugotavljajo na obmo~ju Berkshiere v Veliki Britaniji in dokazujejo s sedimenti v dnu dolcev. V su{nem obdobju so se izviri, ki so dotlej oblikovali zatrepe, vzdol` tektonskih linij pomaknili v nìjo lego. Prvotna reliefna oblika ima dolinasto zasnovo, plosko dno pa so kasneje ustvarili pobo~ni procesi, spodbujeni tudi od ~loveka. V dana{nji dobi je voda sposobna le {ibke erozije sedimentov v dnu dolcev (Sparks in Lewis 1957, 31). Dokaz za dejavne recentne procese v dolcih na dolomitnem povr{ju so obviseli dolci v @ibr{ah (Komac 2003a) in è opisano poglobljeno dno dolcev severno od Metnaja. Podoben razvoj, ki je posledica tesne navezanosti razvoja reliefa od hidrogeografskega razvoja na manj prepustnih karbonatnih kamninah, je zna~ilen za jùni rob kra{ke planote Meàklje (Bren~i~ 2003; prim. Ford 1983). 116 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Do sedaj ugotovljena zakonitost nelinearnega razvoja povr{ja, ki velja v dvodimenzionalni organiziranosti prostora in je vidna v tlorisu re~ja ali hierarhi~no povezanega sistema dolin, velja tudi v navpi~ni dimenziji, kar izraàjo »organizirani« nakloni pobo~ij. Nenazadnje re~no mreò in pobo~ja oblikujejo isti geomorfni procesi v kompleksnem geomorfnem sistemu. Zato bo potrebno nadaljnje raziskave usme-riti v preu~evanje vrste ali na~ina vodnega odtoka. Ugotavljam, da je na~in odtekanja vode eden od najpomembnej{ih geomorfnih dejavnikov na dolomitnem povr{ju in na manj prepustnih karbonatnih kamninah. Pomemben je v krajevnem merilu, na ravni oblikovanja dolcev, pa tudi v regionalnem merilu, na primer pri poglabljanju re~nih dolin v karbonatnih kamninah. Razvoj pobo~ij v tak{nem primeru pogosto dolo~a prav razmerje med podzemskim in povr{inskim vodnim odtokom, ki se nenehno spreminja. Dolci so recentna reliefna oblika. Njihova zasnova, to je plitva vdolbina ali kotanjasti zatrep na pobo~- ju, je nastal po zadnjem hladnem obdobju pleistocena. Na oblikovanje dolca je v zadnjem geomorfolo{kem obdobju vplival na~in vodnega odtoka in predvsem spreminjajo~e se razmerje med (pod)povr{inskim in podzemskim vodnim tokom. Na stiku dolomita z laporovcem je talna voda na pobo~jih nad izvirom globlje kot pred spremembo. To je vidno v @ibr{ah. Dno dolcev je recentno poglobljeno tudi severno od Metnaja. S tem se je pove~al hidravli~ni gradient, geomorfni procesi so se pospe{ili. Za razvoj dolcev je pomembno tudi zadrèvanje vode v preperelini v dnu dolca, ki omogo~a korozijo. Poglabljanje dolcev je posebej vidno na stiku dolcev z razli~no velikim zaledjem, v bliìni stika dolomita in apnenca, na zgornjem robu pobo~ij in na robnih delih planot. Ni dvoma, da so dolci nastajali tudi v prej{njih obdobjih, torej tudi v medledenih dobah in v ledeni dobi. Gre namre~ za konvergentni razvoj, za katerega je zna~ilno, da podobna reliefna oblika lahko nastane z razli~nimi geomorfnimi procesi. S spremembo prevladujo~ih geomorfnih procesov se razvoj reliefne oblike pospe{i ali zavre, v glavnem pa zaradi zna- ~ilnosti reliefa in kamninske podlage poteka v isti smeri in teì k poglabljanju dolcev. Ugotovitev potrjujem z meritvami trdote in pretoka vode v izviru v Dolinah v @ibr{ah. Povr{ina dolcev zna{a 2,45 ha. Dolci obsegajo 14 % zaledja izvirov, ki zna{a najmanj 17,5 ha oziroma priblìno 20 ha. Minimalni specifi~ni vodni odtok zna{a na dolomitu priblìno 2 l s–1 km–2. ^e je odto~ni koli~nik na dolomitu 0,5 (Habi~ 1970, 198), povpre~ni pretok izvira 1 l s–1 in povpre~na koli~ina padavin 1800 mm, zna{a povr{ina zaledja komaj petino zaledja ali 3,5 ha. Sklepam, da obsega povr{inski odtok ve~ kot 50 % (Komac 2003a). Realni specifi~ni odtok je zmanj{an za podzemni odtok in evapotranspiracijo. Evapotranspiracija v nadmorskih vi{inah 500–1000 m zna{a priblìno 600 mm, kar zmanj{a specifi~ni odtok na 38 2 l s–1 km–2 (Kolbezen in Pristov 1998). V pore~ju Hotenjke je specifi~ni odtok 50 l s–1 km–2, kar je manj od pore~ja Vipave (54 l s–1 km–2) ali pore~ja Idrijce nad Idrijo (84 l s–1 km–2. Magnezijeva trdota je v @ibr{ah 51 % skupne trdote (prim. Habi~ 1968, 216–217), kar je visoko v primerjavi s kra{kimi izviri v alpskih pokrajinah (Komac 2000, 106–110). Tudi skupna trdota je visoka. Poglavitna vzroka za visoke trdote sta dolomitno zaledje in sklenjena odeja prsti. Preglednica 30: Trdote vode v izviru v Dolinah v @ibr{ah v mg l–1 CaCO (Komac 2003a) in na 3 nekaterih sosednjih obmo~jih (Habi~ 1968, 216). trdota v mg l–1 CaCO skupna trdota karbonatna trdota kalcijeva trdota magnezijeva trdota 3 izvir v Dolinah v @ibr{ah 251,9 221,6 122,8 129,1 kra{ki izviri v dolomitu na ^rnovr{ko-Zadlo{ki planoti, Vojskem in ^epovanu – 194,0–268,8 149,5–218,9 44,5–49,8 povr{inski tokovi na apnencu in dolomitu v pore~ju Idrijce – 165,5–299,0 129,9–249,2 35,6–49,8 117 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Hitrost korozijskega znièvanja povr{ja sem izra~unal po formuli A = 4 ⋅ q ⋅ K ⋅ 31,5/10, kjer ~rka A pomeni prostornino raztopljene in odnesene kamnine v m3 km2 a–1, ~rka q specifi~ni odtok v l s–1 km–2, ~rka K pa koli~ino karbonatov v mg l–1 (Habi~ 1968, 216). Povr{je se v @ibr{ah korozijsko zniùje 120–180 m3 km–2 a–1. Vi{ja vrednost je manj verjetna, saj v izra~unu ni upo{tevana evapotranspiracija. Realna ocena hitrosti korozijskega znièvanja povr{ja je priblìno 140 m3 km–2 a–1. V blìnjem pore~ju Hotenjke je korozija 126 m3 km–2 a–1 (Habi~ 1968, 217). Korozijsko znièvanje dolomitnega povr{ja je zelo intenzivno in odvisno predvsem od koli~ine padavin ter od pokritosti povr{ja s prstjo. Izra~un ne upo{teva korozijskega delovanja vode v podzemlju oziroma celotno koli~ino v vodi raztopljene kamnine prenese zgolj na povr{je. To pa je upravi~eno zaradi slab- {e prepustnosti kamnine v primerjavi z apnencem (Habi~ 1968, 217). Izvir odvaja le manj{i del vode. Na dolomitu se namre~ voda pretakanje plitvo pod povr{jem, zato je zaledje izvirov omejeno na blìnjo okolico. Voda po nalivih hitro odte~e po povr{ju, gru{~nata podlaga je bila zelo slabo prepustna tudi v periglacialnih razmerah (npr. [ifrer 1963, 161). ^e bi izvir dobival vodo z najve~jega mònega hipsografskega zaledja, bi njegov pretok zna{al kar 10 l s–1. Pretok izvira v Dolinah je nekaj desetkrat manj{i od te vrednosti. Zato je lahko njegovo zaledje nekaj desetkrat manj{e po povr{ini ali po globini, in obsega priblìno tak{no povr{ino, kot jo zavzemajo dna dolcev s spodnjimi deli pobo~ij. Habi~ (1981, 22) ugotavlja, da se na postojnskem krasu v okolici Postonjske in Planinske jame se lahko zaradi korozije posamezni deli povr{ja sto in ve~krat hitreje zni- ùjejo od drugih. ^e bi potekala korozija le v dnu dolcev, kamor se steka tudi voda s pobo~ij, lahko ve~ino znièvanja povr{ja zaradi korozije pripi{em tem obmo~jem. Zaradi koncentriranja vode na razmeroma majhni povr{ini ter zaradi debelej{e prepereline in prsti, je korozijski u~inek ustrezno vi{ji. Razlika v intenzivnosti znièvanja povr{ja je do desetkratna. Povr{je v dnu dolcev bi se znièvalo z intenzivnostjo 140–1400 m3 km–2 a–1. Relief se v dnu dolcev zaradi korozije v dana{njih razmerah zniùje hitreje od okolice oziroma pobo~ij. Predpostavko sem preveril tudi z izra~unom razlike prostornine med dejanskim povr{jem in nami{- ljeno nagnjeno ploskvijo povr{ine 8,2 ha, ki se prilega dejanskemu povr{ju. Prostornina konkavnih reliefnih oblik (ve~inoma dolcev) in prostornina konveksnih reliefnih oblik sta v razmerju priblìno 1 : 1,14 ali 885.000 : 775.000 m3 (Komac 2003a). Korozija z intenzivnostjo 120 m3 km–2 a–1 bi v povr{je è v 10.000 letih poglobila 10–12 m globoke reliefne oblike. Dolci so v @ibr{ah povpre~no pol toliko globoki. Ker je v dnu dolcev korozija intenzivnej{a kot na pobo~jih in ker na nagnjenem dnu korozija ni edini geomorfni proces, je ~as nastanka reliefne oblike najverjetneje kraj{i od 10.000 let. Tudi zato sklepam, da so dolci holocenska reliefna oblika, ki je nastala neodvisno od periglacialnih razmer. ^e je temeljni geomorfni proces na dolomitnem povr{ju z dolci preperevanje, kot ugotavljamo, lahko opisani razvoj poveèmo z dognanji teorije kaosa. Kaoti~ni sistem je dinami~no nestabilen, razmerja v sistemu pa lahko prikaèmo z interakcijsko matriko (slika 90). Poglavitne lastnosti sistema odraàjo naslednje spremenljivke: podvrènost preperevanju, stopnja preperelosti, intenzivnost preperevanja, dotok ali razpolòljivost vlage in pronicanje vlage, izraèno s prepustnostjo. Zveze med elementi sistema so pove~ini pozitivne. Tak{na je zveza med podvrènostjo Preglednica 31: Interakcijska matrika za opis preperevanja (prim.: Phillips 2005b, 259). (1) (2) (3) (4) (5) podvrènost preperevanju (1) –a 0 0 0 0 11 stopnja preperelosti (2) –a 0 0 0 +a 11 25 intenzivnost preperevanja (3) 0 +a ±a 0 0 32 33 dotok vlage (4) 0 0 ±a 0 0 43 prepustnost ali poroznost (5) 0 0 0 +a 0 54 118 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 podvrènost preperevanju intenzivnost stopnja preperevanja preperelosti prepustnost/ dotok vlage poroznost pozitivna zveza negativna zveza Slika 90: Interakcijska matrika za sistem preperevanja (Phillips 2004b, 259). preperevanju in vlànostjo. Ve~ja podvrènost preperevanju in vlànost na primer pove~ata stopnjo preperevanja. Manj{a podvrènost preperevanju in manj{a vlànost zmanj{ata stopnjo preperevanja. Toda zveza med podvrènostjo preperevanju in stopnjo preperelosti je negativna, saj se podvrènost preperevanju zmanj{a s pove~anjem stopnje preperelosti; preperevanje je samo-omejeno. Razmerja prikaèmo tudi z ena~bo: λ5 – a λ4 + (a )(a )(–a )λ3 + a a a a λ2 = 0. V ena~bi a 11 43 32 21 25 54 43 32 ij predstavlja pozitivno, negativno ali ni~elno zvezo med i-tim in j-tim elementom v matriki, λ so kompleksne Eigenove vrednosti, ki so enake Lyapunovovemu eksponentu, s potenco pa je prikazano {tevilo v krogotok povezanih elementov. Sistem je stabilen, ~e in samo ~e so vsi koeficienti v ena~bi negativni. Ker je vsaj zadnji ~len ena~be pozitiven in vsaj dva enaka ni~, je sistem sam po sebi dinami~no nestabilen. To pomeni, da majhne za~etne razlike s~asoma postanejo nesorazmerno velike. Za relief, ki ga oblikuje preperevanje, je torej zna~ilna divergenca. To~ke na povr{ju, ki imajo na za~etku podobno relativno vi{ino, se bodo s~asoma po relativni vi{ini mo~no razlikovale, tudi ~e se ne bodo spremenili drugi dejavniki, ki vplivajo na razvoj povr{ja (Phillips 2005b, 259–260). Tipi~en primer tak{nega razvoja so na primer kra{ke kotanje: »… Majhne za~etne razlike v odpornosti na preperevanje, razpokanosti in sposobnosti zadrèvanja vlage, vodijo v kon~ni fazi k razvoju vrta~ in drugih kra{kih depresij …« (White 1988; citirano po Phillips 2005b, 260). Za tak{ne reliefne oblike je zna~ilen »… pozitivno-povraten razvoj, povezan z nastankom in pove~evanjem mikrookolij, ki pospe- {ujejo preperevanje …« (Selby 1993; citirano po Phillips 2005b, 260). Podoben je tudi razvoj pobo~ij, na katerih je prevladujo~i proces preme{~anje preperelega gradiva. Razmerja v sistemu lahko prikaèmo z interakcijsko matriko (slika 91). Preperelo gradivo lahko ostane in situ, odstranijo ga pobo~ni procesi ali pa je povr{insko ali podzemsko preneseno v drugo lego v raztopini. Ti procesi lahko potekajo obenem in so tesno povezani. Pobo~ni procesi so na primer odvisni od preperevanja, ki zagotavlja mobilno gradivo, pobo~ni procesi pa tudi vplivajo na stopnjo preperevanja. Produkcija preperelega gradiva je samoomejevalen proces. Omejujeta jo kinetika kemi~nih procesov in zmanj{evanje koli~ine mineralov, ki lahko preperevajo. Z napredovanjem preperevanja v globino se 119 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac tudi zmanj{a izpostavljenost fronte preperevanja zunanjim dejavnikom. Poleg tega se preperelina in mati~na kamnina kemi~no raztapljata. Odnosi med elementi s slike 91 predstavlja ena~ba, v kateri so vrednosti F , F in F negativne. Izstopa ~len F . Iz ena~be F = – [(–a )a (–a )] sledi, da je nega-1 2 4 3 3 23 32 11 tivna, ~e je drugi ~len [(–a )a (–a )] ve~ji od prvega [a a a ]. 23 32 11 13 32 21 Preglednica 32: Interakcijska matrika za opis pobo~ja (Phillips 2005b, 262). (1) (2) (3) (4) stopnja preperevanja (1) –a 0 +a +a 11 13 14 odstranjevanje v trdnem stanju (erozija) (2) +a 0 –a 0 21 23 debelina prepereline (3) –a –a 0 0 31 32 odna{anje v raztopini (korozija) (4) –a 0 0 0 41 Na pobo~ju, prekritem s preperelino, je povezanost med debelino prepereline in erozijo skupaj s samoo-mejevalnim povratnim vplivom preperevanja (–a ) mo~nej{a od povezanosti preperevanja z debelino 11 prepereline in erozijo. Na obmo~jih, kjer je preperevanje temeljni geomorfni proces, je pomembna neposredna zveza med preperevanjem in erozijo, ki gradivo hitro prenese v nìjo lego. Kjer pa je transport najpomembnej{i proces, se preperelina akumulira na pobo~ju, kar vpliva na stopnjo preperevanja. Pobo~je je stabilno, ~e preperelina ostaja na njem oziroma ni erodirana in je denudacija odvisna od transporta. Dinami~na nestabilnost je odvisna od jakosti povezave med preperevanjem in debelino prepereline ter nastopi, ~e pride do razgaljanja povr{ja ali ~e je denudacija odvisna od stopnje preperevanja (Phillips 2005b, 262). ^e je mati~na osnova izpostavljena povr{ju, se mo~no pove~a stopnja nastajanja prsti, zato se hitro vzpostavi nov preperelinski sistem. Razmerjemed preperevanjem in erozijo je dinami~en in ni v skladu s predstavo o stabilnem razvoja povr{ja. Preperevanje mati~ne osnove nara{~a do dolo~ene debeline stopnja produkcije odstranjevanje preperelega gradiva v trdnem stanju (erozija, pobo~ni procesi) odstranjevanje debelina prepereline v raztopini pozitivna zveza negativna zveza Slika 91: Interakcijska matrika za pobo~ni sistem. Nanj delujejo tudi zunanji dejavniki, kot sta podnebje in geolo{ka sestava (Phillips 2005b, 261). 120 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 prsti, potem pa stopnja preperevanja upade. Od preperevanja odvisen geomorfni sistem je dinami~no nestabilen, od transporta odvisen geomorfni sistem pa je stabilen (Phillips 2005b, 263). Preglednica 33: Stabilnost geomorfnih sistemov, ki so odvisni od preperevanja (Phillips 2005b, 267). preperelinska odeja pobo~je pokrajinska enota pokrajina temeljna stopnja preperevanja; ravnovesje mas; vzajemno prilagajanje denudacija; topografija; razmerja vlaga; odpornost preme{~anje produktov preperevanja in izostazija na preperevanje preperevanja denudacije splo{ne nestabilno stabilno ali nestabilno nestabilno nestabilno stabilnostne razmere pogoji za jih ni preperelinska odeja se notranje ali zunanje jih ni stabilnost obdrì; denudacija je omejitve za denudacijo odvisna od transporta in preperevanje merilo ali debela preperelinska erozija je ve~ja od preperevanje in nalaganje ali odstranje- stabilnostne odeja z izbrisanimi preperevanja; ni denudacija sta vanje gradiva je razmere za~etnimi razlikami ve~jega razgaljanja neodvisna nezadostno, da bi mati~ne osnove spodbudilo izostati~ni odziv; kraj{a obdobja, v katerih je izostazija nepomembna 121 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 5 DATIRANJE KOT METODA ZA DOLO^ANJE INTENZIVNOSTI GEOMORFNIHPROCESOV 5.1 METODE DATIRANJA Poznamo kronometri~ne metode datiranja in inkrementalne in kalibrirane metode datiranja. Kronometri~ne temeljijo na fizikalno-kemi~nih lastnostih, ki se s ~asom spreminjajo. Iz ocene hitrosti sprememb dolo~imo starost pojava. Za~etno stanje lahko ocenimo (kronometri~na metoda) ali pa ga dolo~imo glede na dolo~en sezonski pojav (inkrementalna metoda). Kronometri~ne in inkrementalne metode datiranja imenujemo tudi absolutne metode ali radiometri~ne metode. Za geomorfologijo so pomembne predvsem radioogljikovo datiranje, sevalna metoda, K-Ar metoda, U-metoda in dendrokronolo{ka metoda. Radioogljikovo datiranje uporabljamo pri ugotavljanju starosti do 50.000 let starih poznoglacialnih in holocenskih organskih sedimentov, na primer lesa, oglja, {ote ali kosti. Les se ohrani z zasipanjem, kjer erozija poteka le ob~asno. Na povr{ju razkrit les hitro razpade (Brown 1997). Metoda temelji na dejstvu, da iz du{ika, ki ga zadeva visokoenergijsko kozmi~no sevanje v zgornji atmosferi, nenehno nastaja nestabilni ogljikov izotop 14C. Starost vzorca izra~unamo iz znane koli~ine izotopa v ozra~ju in njegove razpolovne dobe 5568 ± 30 let. Podatek umerimo z dendrokronolo{kimi podatki oziroma kali-bracijsko krivuljo. Starost, pridobljena z metodo 14C, je tako ocena {tevila let, ki so potrebna, da se z radioaktivnim razpadom koli~ina 14C v odmrlem organizmu zmanj{a na koli~ino, ki je bila izmerjena v analiziranem vzorcu. Starost izrazimo v letih pred sedanjostjo z izhodi{~nim letom 1950 (Odre|ivanje 2005). 5.2 NAJDI[^E LESA IN REZULTATI 14C ANALIZE Dne 12. 8. 2004 sem na vrhu slemena Smolevca v @ibr{ah na nadmorski vi{ini 700 m, opazil, da je nad razkrito podlago iz zgornjetriasnega plastovitega in mo~no pretrtega dolomita, katerega plasti so usmerjene proti jugozahodu in nagnjene za priblìno 20°, sloj prsti, ki ga pokriva dolomitni gru{~. Na gru{~u je recentna prst, v kateri so zrasla debela borova drevesa. Na sprani povr{ini temnega sloja prsti je izstopal ko{~ek pooglenelega lesa. Razkriti so bili {tirje delci, veliki od 0,6 do 3 cm. Na najve~jem so bile {e vidne letnice. Ker sem domneval, da les ni novo-dobni, sem ko{~ke poslal na analizo starosti. Po slemenu poteka cesta, ki povezuje blìnje kmetije. Pozimi in v ~asu neurij je potrebna stalnega popravljanja. Na vrhu Smolevca è od 1920. leta dalje kopljejo dolomitni pesek. V kamnolomu, ki se razteza v dolìni 40 m vzdol` ceste, so do sedaj izkopali è priblìno 2500 m3 gradiva. Sleme je zato zniàno za priblìno pet metrov in uravnano. Kamnolom se danes {iri proti jugozahodu, napredovanje proti jugu je zaustavil rob slemena oziroma strmo jugovzhodno pobo~je. Na skrajnem jugovzhodnem delu je na robu pobo~ja ostala nedotaknjena deset krat {tiri metre velika in tri metre visoka skalna gmota, ki je bila zanimiva za to raziskavo. Na njeni severni in zahodni strani je razkrita kamninska podlaga, na jùni strani je {e nedotaknje-no in s travo poraslo pobo~je. Spodaj je plastovit glavni dolomit z vpadom plasti 230/40. Razkriti sta dve plasti dolomita, spodaj je 40 cm kompaktne kamnine, zgornji del, ki meri 32 cm, pa sestavlja pet manj{ih plasti razpokanega dolomita. V spodnji plasti so 1–3 dm veliki kamninski bloki, ki jih razmejujejo razpoke, potekajo~e v smereh 58/60, 135/70 in 340/70. Gostota razpok se navzgor pove~uje, tako da so v najvi{jem delu zgornje kamninske plasti posamezni nerazpokani kosi kamnine veliki manj kot kubi~ni centimeter. Razpokanost je torej ve~ja v zgornjih plasteh kot v spodnjih, kar je posledica zmrzovanja in odtaljevanja kamnine na povr{ju in tik pod njim v ~asu, ko kamnine {e ni prekrivala prst. To je bilo verjetno v ~asu po zadnji pleistocenski ohladitvi. Dolomitna podlaga navzgor zvezno prehaja v 12–14 cm debelo fosilno prst temno rjave do ~rne barve. V njej so {tevilni, do meter globoki èpi. Prst je nastala s preperevanjem kamnine, kar nakazu-122 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 jejo {tevilni korozijsko zaobljeni, mo~no prepereli in dekalcificirani delci kamnine z luknji~avo povr{ino ter velikostjo dalj{e osi do 1,5 cm v spodnjem delu prstenega sloja. V zgornji polovici sloja fosilne prsti so ti delci manj{i ali jih ni. Drobni delci prsti so sprani v ve~je navpi~ne razpoke v kamnini, ki segajo do dva metra globoko. Dva centimetra nad stikom kamnine s fosilno prstjo sem opazil temno obarvane pooglenele delce lesa. Razkriti so bili {tirje delci. Najve~ji delec v obliki diska je deloma {e zakrivala prst. Plo{~ata stran je bila obrnjena navzgor, na njej so bile vidne letnice. Delec je bil orientiran proti severovzhodu (62°) in nagnjen za 58°. Razkrita povr{ina je merila 3 krat 2 krat 1,5 cm. Njegov najvi{ji del je bil 4,8 cm, rob ploskve z letnicami 3, cm in spodnji del 2,6 cm nad skalno podlago. Ob najve~jem delcu je bil manj{i delec pravokotne oblike, razkrit v velikosti 0,8 krat 1 krat 0,6 cm. Od njega se je è odkrojila manj{a plast, ki je leàla nekoliko nìje. Oba delca sta bila orientirana proti severozahodu (310°) in nagnjena za 50°. Delec velikosti 1,5 krat 1,5 krat 0,7 cm je leàl na najnìjem mestu v prstenem sloju, 2 cm nad kamnino. Bil je pomaknjen nekoliko navzven, usmerjen proti severu (10°) in nagnjen za 65°. Delce sem odstranil za kasnej{o analizo in potem v prsti na{el {e nekaj manj{ih delcev, ki so skupaj tehtali 9,1 g. ^e bi poznal starost lesa, bi lahko sklepal na ~as zasutja lesa, posredno pa na splo{en geomorfni razvoj obmo~ja. Proces je bil nenaden, da je v prsti nastalo redukcijsko okolje, ki je prepre~ilo, da bi leseni delci prepereli. To bi bil tok drobirja manj{ih razsènosti, ki je na to mesto prenesel razmo~eno gradivo, ali podorno gradivo. Moèn je tudi vpliv ~loveka. Najvi{ji sloj je recentna prst, ki je nekoliko tanj{a od fosilne. Povr{je pora{~a trava, z opu{~anjem obdelave so v zadnjem ~asu zrasli leskovje (Corylus avellana) in borovci (Pinus silvestris). C OMA BLÀ K Slika 92: Pretrt in milonitiziran dolomit na povr{ju posebej intenzivno prepereva. Na o~i{~enem prerezu je lepo vidno, da je 12–14 cm debela fosilna prst nastala s preperevanjem dolomita. V kamnini nastajajo do meter globoki korozijski èpi, v katerih je kamnina bolj preperela kot v okolici. Lepo je viden za 20° nagnjen stik med fosilno prstjo in nanosom gradiva, ki sega {e najmanj 20 m po pobo~ju navzdol. 123 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac ^e domnevam, da je les iste starosti kot fosilna prst, bi lahko les rasel v obdobju, ko so v @ibr{ah vladale periglacialne razmere z okrepljenim mehanskim preperevanjem. Na ta na~in bi lahko nastalo dovolj gradiva za zasutje. To postavi nastanek najdi{~a bodisi v malo ledeno dobo med 15. in 18. sto-letjem ali pa v sklepno obdobje zadnjega sunka poledenitve, v pozni würm pred priblìno 8000 leti. Prst nastaja zelo po~asi z zapletenimi procesi pedogeneze, ki potekajo s hitrostjo 0,01–0,1 mm a–1 (Lovren~ak 1994, 47; ^eh 1999, 6; Miko{ in Zupanc 2000, 419). Na ravnem povr{ju, kjer hitrost nastajanja prsti mo~no presega stopnjo njenega odstranjevanja, se preperelina lahko obdrì na povr{ju tudi ve~ milijonov let. Tak primer je na apala{kem piedmontu v ZDA (Pavich 1989; citirano po: Phillips 2005b, 263). Glede na ugotovitve [ifrerja (1997) lahko domnevam, da bi bila 12–14 cm debela fosilna prst holocenske starosti, torej stara priblìno 10.000 let. Na kvartarnih terasah na primer nastaja preperelina oziroma prst s povpre~no hitrostjo 0,012 mm a–1. Preglednica 34: Hitrost nastajanja prepereline, izra~unana iz njene starosti in debeline (prirejeno po: [ifrer 1997). debelina prepereline za~etek obdobja (leta) izra~unana (ocenjena) intenzivnost oziroma prsti (mm) nastajanja prepereline (mm a–1) donau do 10.000 575.000 0,017 günz 1 5500–6000 300.000 0,018 mindel 2500–3000 180.000 0,014 riss 750 120.000 0,006 würm 1 300 70.000 0,004 povpre~no 0,0120 C OMA BLÀ K Slika 93: Ko{~ek lesa je razkrilo kopanje v kamnolomu. Lepo so vidni plast fosilne prsti na prepereli dolomitni podlagi, nanos dolomitnega drobirja in recentna prst, pora{~ena s travo. 124 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 C C OMA OMA BLÀ K BLÀ K Slika 94: Najdi{~e z lepo vidnimi zaporednimi Slika 95: V ospredju slike je pri merilu (1 cm) sloji kamnine, fosilne prsti, dolomitnega drobirja viden ko{~ek lesa. Nad fosilno prstjo je svetlo in recentne prsti ter temnimi ko{~ki lesa. do temno siv in 14–70 cm sloj dolomitnega Geomorfolo{ko kladivo v vi{ino meri 33 cm. drobirja iz ostrorobatih, deloma zaobljenih in do nekaj centimetrov velikih dolomitnih delcev, ki jih je povezovalo temno vezivo. Veziva je ponekod ve~, drugod manj, kar je bodisi posledica neenakomernega usedanja gradiva bodisi posledica spiranja. Prehod iz fosilne prsti v ta sloj je zelo izrazit, nenaden, vrzel vpada 12° proti jugozahodu. Slika 96: Ko{~ek lesa je leàl v spodnjem delu fosilne prsti, tik nad preperelo mati~no kamnino. Lepo je vidno, kako se z vi{ino pove~uje preperelost zgornje plasti mati~ne kamnine. V vi{jih legah je kamnina zaradi nekdanje izpostavljenosti povr{ju mo~no C preperela, spodaj je kompaktna. Pet segmentov, OMA ki se razlikujejo po stopnji razpadlosti, je BLÀ K ozna~enih s {tevilkami 1–5. 125 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac C OMA BLÀ K Slika 97: Ko{~ki lesa od blizu. Na najve~jem je mogo~e razpoznati letnice. Merilo meri 1 cm. starost: 607 ± 81 BP 1000 BP 800 BP 600 BP 400 BP ore present, BP) 200 BP bef 0 BP (angl.: radiokarbonska starost v letih pred sedanjostjo 68,2 % verjetnost (1300–1410 AD) 95,4 % verjetnost (1260–1450 AD) 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000 Kalibrirana (Ca) starost v letih po Kr. (AD) Slika 98: Kalibracijska krivulja za 14C analizo. S krìcem je ozna~ena lega starosti vzorca z @ibr{. 126 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Deglaciacija je v Vzhodnih Alpah nastopila pred priblìno 15.500 leti, ko naj bi se v 1000–2000 letih stalilo 50–60 % ledu (Verbi~ 2004, 189). Prodniki v terasah ri{ke starosti so prepereli 2–3 mm globoko ([ifrer 1997), dolomitni delci v fosilni prsti v @ibr{ah pa so prepereli 1–1,5 mm globoko. Iz tega sklepam na zgodnjewürmsko starost prsti, vendar je potrebno pripomniti, da je kemi~no preperevanje dolomita zaradi njegove poroznosti in pretrtosti zelo intenzivno (Zupan Hajna 2003). Toda z radioogljikovo analizo, ki so jo opravili na In{titutu Ru|er Bo{kovi} v Zagrebu, so ugotovili najve~jo starost vzorca 605 ± 80 let. Les je nastal v ~asu 1300–1410 A. D., sredina frekven~ne razporeditve verjetne starosti je leto 1355 A. D. Iz starosti lesa sklepam na starost nanosa, ki je prekril fosilno prst. Domnevam, da je starost nanosa najverjetneje nekoliko nìja od starosti lesa, ki ga je nanos prekril. 5.3 MO@NI VZROKI NASTANKA NANOSA 5.3.1 ZASUTJE KOT DELO ^LOVEKA Vsekakor je mòno, da je gradivo zasul ~lovek. V 14. stoletju je ravno potekala kolonizacija tega obmo~ja. Nanos je lahko nastal ob uravnavanju obmo~ja zaradi nadelave poti, kot posledica uravna-vanja povr{ja zaradi izdelave ogljene kope ali posledica pospe{ene erozije po izsekavanju gozda. [ir{a okolica @ibr{, naselitvena obmo~ja in otoki iz predslovenskih ~asov sredi notranjskih gozdov, so bili naseljeni è v rani slovenski dobi, Logatec pa je è iz rimskih ~asov znan kot pomemben kraj (Blaznik, Grafenauer, Zwitter 1970, 68). V Sloveniji je v ~asu od 12. do 15. stoletja potekala mlaj{a kolonizacija, v 13. in 14. stoletju pa se je naselitveni tok preusmeril v vi{je, hribovite in z gozdom porasle pokrajine. Ob mlaj{i kolonizaciji so nastajala manj{a razloèna naselja, ali samotne kmetije s poljem v celku. Naselja so v hribovitem svetu razloèna, vi{je prevladujejo samotne kmetije s celki. V tem ~asu so naselbine rasle sredi gozdov na pobo~jih, na manj plodnih obmo~jih ter na obmo~jih, kjer je zemlja manj primerna za obdelovanje. S to kolonizacijo se je od 13. do 15. stoletja {tevilo naselij na Slovenskem pomnoìlo in v ugodnih legah ponekod celo preseglo {tevilo dana{njih naselij (Blaznik, Grafenauer, Zwitter 1970, 78). Kolonizacija @ibr{ je verjetno potekala v ~asu mlaj{e kolonizacije, ki je trajala od 13. do 14. stoletja. Po ljudskem izro~ilu naj bi bile @ibr{e poseljene {ele mnogo kasneje. [e je ohranjen spomin na naselitev, ki naj bi se zgodila pred tristo leti. Prvotni prebivalci so izkr~ili gozd, prva dejavnost je bila oglarjenje. Doma~ini celo pomnijo vrstni red nastanka prvih petih kmetij. Ustno izro~ilo bi se verjetno zelo tèko ohranilo vse od 14. stoletja. Tudi »… v klimatskem oziru …« (Blaznik, Grafenauer, Zwitter 1970, 78) je bilo v 14. stoletju vse manj za obdelavo primerne zemlje. Zato so morali naseljenci v vi{inski gozd na naporno kr~enje. Naselja, ki so nastala s kr~enjem vi{je leè~ega gozda, so na pobo~jih Sel{ke in Poljanske doline, na hlevnovr{- kem ozemlju v okviru lo{kega gospostva, ki je bilo kolonizirano {ele v prvi polovici 14. stoletja. Kolonizacija iste vrste je potekala {e v okolici Idrije, Vojskega in Trebu{e ter na obmo~ju med Vrhniko, Logatcem in Idrijo, v okolici Polhovega Gradca in na nekaterih obmo~jih med Barjem in Cerkni{kim poljem (Blaznik, Grafenauer, Zwitter 1970, 78–79). Druga mònost je, da so gradivo nasuli ob delovanju kamnoloma. Glede na stanje v okolici najdi{- ~a nanos zagotovo ni mlaj{i od nekaj deset let. Blìnja pobo~ja so porasla z debelimi borovimi drevesi, zato je skoraj gotovo, da nanos ni mlaj{i od 50 let. Glede na domnevo, da je nanos nastal hipoma in glede na velikost nanosa trdim, da ni nastal s po~asnim nametavanjem gradiva z lopato ali podobnim orodjem. Nanos je starej{i od nekaj desetletij, saj se je na njem razvila recentna prst. Po slemenu @ibr{ pri Logatcu poteka makadamska cesta, ki povezuje blìnje kmetije. V priro~nem kamnolomu è nekaj desetletij kopljejo dolomitni pesek, saj je cesta pozimi in v ~asu neurij potrebna stalnega popravljanja. S kopanjem so po pripovedi doma~inov za~eli Italijani, ki so potrebovali gradivo 127 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac za izdelavo mejnih kamnov za takratno blìnjo dràvno mejo. Mejni kamni so vzidani v jugovzhodno steno gospodarskega poslopja doma~ije Pri Tumletu. 5.3.2 HLADNA PREDHOLOCENSKA ALI HOLOCENSKA OBDOBJA (MALA LEDENA DOBA) Nanos pa je lahko tudi naravnega izvora. Priblìno v tistem ~asu je nastopilo priblìno 450 let dolga mala ledena doba. Prej je v Evropi vladalo v obdobju 700–1300 po Kr. z vi{ki v letih 750 in 1050 toplo podnebje atlantske dobe, ki jo imenujemo tudi srednjeve{ki podnebni optimum (The little Ice age 2004). Povpre~na letna temperatura je bila po razli~nih podatkih za 1–2 °C vi{ja od dana{nje. Na obmo~ju dana{nje Nem~ije, kjer vinogradi danes uspevajo na vi{ini 560 m, so rasli do 780 m nadmorske vi{ine (Douglas 2004). V Angliji, Franciji in Nem~iji so v letih 1080–1180 zabeleìli mile zime in su{na poletja. Islandijo, ki je dosegla poselitveni vi{ek v 12. stoletju s 70.000 prebivalci, so poselili leta 874, leta 985 se je za~elo naseljevanje Grenlandije (The little ice age 2004). Do ohlajanja ozra~ja pri{lo ob koncu 12. stoletja, kar dokazuje padec vsebnosti izotopa kisika 18O v vzorcu ledu z Grenlandije, zgodovinarji pa postavljajo za~etek male ledene dobe v sredino 14. stoletja, ko so Vikingi zapustili obalna naselja Grenlandije (The Little Ice Age 2004). Podnebni prehod v malo ledeno dobo, ki je najhladnej{e obdobje v zadnjih 3000 letih, je bil zelo oster, ohladitev je trajala priblìno petsto let . V tem ~asu razlikujemo tri hladna obdobja (14., 17. in 19. stoletje) in dve topli (16. in 18. stoletje). Bolj so se zniàle zimske temperature kot poletne, gozdna meja se je v severni Nem~iji spustila za 100–200 m, v Alpah za 70–300 m, pri Ferskih otokih se je temperatura morja zniàla za 5°C glede na dana{njo (Lamb 1977, 1984; citirano po: The Little Ice Age 2004; Lewis 2001). Hitro ohlajanje podnebja je skraj{alo rastno dobo rastlin, pogosteje se je pojavljala zmrzal, pove- ~ala se je obla~nost. Vlàna poletja so zmanj{ala letino ìt in vina. Na vi{ku male ledene dobe je bila rastna doba skraj{ana za 3–4 tedne ali za petino ~asa med majem in septembrom (Manley 1957; citirano po: The Little Ice Age 2004). Zaradi zmanj{anja letin je upadlo {tevilo prebivalstva. Zaradi lakote, bolezni, neurij in nara{~anja ledenikov je bilo opu{~enih ali uni~enih veliko kmetij. Posledica je bila nìja vsota zbranih davkov in zni- ànje vrednosti lastnine (Lamb 1995; citirano po: The Little Ice Age 2004). V Alpah so napredujo~i ledeniki uni~evali naselja in plodna zemlji{~a ter z zajezevanjem rek povzro~ali poplave. V sedimentih alpskih jezer so zabeleìli {est holocenskih napredovanj ledenikov, zadnje sodi v ~as male ledene dobe (Karlen in ostali 1999; citirano po The Last 1000 years 2004). Pelodne analize v Jùnem Ontariu v Kanadi so pokazale, da je toploljubno bukev kot prevladujo- ~o drevesno vrsto po letu 1400 zamenjal najprej hrast in kasneje bor. Po ve~jih podnebnih spremembah je bilo za prilagoditev drevesne populacije novim razmeram potrebnih ve~ stoletij (Campbell in McAn-drws 1993; citirano po The Little Ice Age 2004). Podnebne spremembe v zadnjih 2000 letih so vplivale tudi na geomorfne procese. V obdobju 900–300 pr. Kr. je bilo v severovzhodni [paniji tako imenovano èleznodobno hladno obdobje, v katerem je prevladovalo odlaganje gradiva. Sledilo je toplo in su{no obdobje z vrezovanjem vodotokov, ki od leta 300 pr. Kr. do leta 1450 po Kr. Po letu 1450 je spet nastopilo hladno podnebje obdobje s prevlado odlaganja gradiva (Gutiérrez-Elorzaa in Peña-Monnél 1998). Na Slovenskem je v ~asu od 16. do 18. stoletja zaradi fuìnarstva nara{~al pomen gozda. Gozd je prizadelo pa{ni{ko kajàrstvo, ki se je pojavljalo è od 14. stoletja dalje. Kajàrji so se naseljevali na srenjski zemlji, na kateri je manjkalo vode, ali je bila zamo~virjena zaradi slabega vzdrèvanja, kar je bilo posledica lege, slabega vzdrèvanja in neugodnih podnebnih razmer. Na takih gmajnah je pa{a zadostovala le za nekaj tednov v letu (Blaznik 1970, 154–155). Kmetje so pridelali manj sena in so si pozimi pomagali s slamo. »… Na neki gospo{~ini v nem{- kem delu [tajerske so okr. 1700 preizku{ali izbolj{anje krmljenja s slamo, posebej pripravljeno in me{ano z drugimi sestavinami za ta namen …« (Novak 1970, 363). Podobne na~ine krmljenja so uvajali tudi drugod. Kmetje so si pozimi pomagali celo s pokladanjem slame s streh za krmo (Novak 1970). 128 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Opu{~ali so gojenje vinske trte, ki je ena od najstarej{ih kulturnih rastlin in »… uspeva le v dolo- ~enih podnebnih pogojih, od katerih je odvisna njena geografska raz{irjenost …; zahteva toplo in suho poletje in ne prenese hude zime …« (Valen~i~ 1970, 281). V srednjeve{ki topli dobi se je vinogradni{- tvo raz{irilo po vsem slovenskem ozemlju tudi na ozemlja z manj ugodno prstjo in podnebjem, trta se je pomikala proti severu (Valen~i~ 1970, 289). V 14. stoletju se je vinska trta umaknila jùneje, v Angliji so vinogradi popolnoma izginili (Tannberg in ostali 2000; citirano po: Little ice age in Europe 2004). Opu{~anje pridelave vinske trte na Gorenjskem povezujejo zgodovinarji s spremenjenimi prometnimi razmerami, implicitno pa z vplivom podnebja (Valen~i~ 1970, 289–290). Ob koncu srednjega veka se je pojavila nova kulturna rastlina – ajda. Njena domovina je Srednja Azija, od koder so jo mongolski narodi na pohodih zanesli proti zahodu. Prvi~ je omenjena v gornje-grajskem urbarju iz leta 1426. Sejali so jo verjetno è prej, v 16. stoletju pa so jo sejali po vsem slovenskem ozemlju. Z uvedbo ajde je pri{lo do prve pomembne spremembe sistema natriletnega kolobarjenja. Sledila je ozimnemu ìtu kot strni{~ni posevek, kar ji omogo~a »… njena kratka vegetacijska doba, ki traja do 90 dni …« (Valen~i~ 1970, 257). Uvedba ajde je tudi prilagajanje kmetijskega gospodarjenja spremenjenim podnebnim razmeram, saj se je z njeno uvedbo pove~ala izraba obdelane zemlje (Valen~i~ 1970, 257). Ohladitev za stopinjo ali dve je velika. Danes je povpre~na razlika med povpre~no letno temperaturo najhladnej{ega in najtoplej{ega leta v ve~ini slovenskih krajev 2 °C. Povpre~na letna temperatura zraka se na vsakih 100 m znià za 0,53 °C, povpre~na letna maksimalna temperatura za 0,64 °C in povpre~na debelina drevesnih letnic temperatura (°C) 14C 18O 1300 1355 1410 1000 1200 1400 1600 1800 2000 Slika 99: Temperatura, debelina drevesni letnic, koli~ina 14C v ozra~ju in koli~ina 18O v ozra~ju v ~asu male ledene dobe (The Little Ice Age 2004). S sivo barvo je ozna~eno obdobje, v katero spada najdeni les. 129 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Anglija cena p{enice v guldnih/100 kg Italija Francija indeks ostrosti indeks ostrosti zim v Parizu zim Nem~ija gorski ledeniki debelina ledu na Grenlandiji podnebje in prevladujo~i TOPLO IN SUHO geomorfni procesi vrezovanje v SV [paniji ni led viden z Islandije HLADNO IN VLA@NO odlaganje polar 1300 1355 1410 1000 1200 1400 1600 1800 2000 Slika 100: Indeks ostrosti zime za Pariz, debelina gorskih ledenikov v Alpah in ledu na Grenlandiji, cene p{enice na evropskih trgih, polarni led, ki je bil viden z Islandije ter geomorfni pomen podnebja na primeru [panije v mali ledeni dobi (Gutiérrez-Elorzaa in Peña-Monné1 1998; The Little Ice Age 2004). S sivo barvo je ozna~eno obdobje, v katero spada najdeni les. letna minimalna temperatura za 0,42 °C. V dana{njih razmerah je povpre~na letna temperatura 0 °C na nadmorski vi{ini priblìno 2150 m, povpre~na minimalna temperatura 0 °C na nadmorski vi{ini priblìno 1500 m in povpre~na maksimalna temperatura 0 °C na nadmorski vi{ini priblìno 2650 m (Klimatografija Slovenije 1995, 12–13). Po analogiji bi bila v mali ledeni dobi ob zniànju povpre~ne letne temperature za 1,5 °C povpre~- na letna temperatura 0 °C na nadmorski vi{ini 1850 m ali 300 m nìje. Povpre~na minimalna temperatura 0 °C bi bila priblìno 350 m nìje, povpre~na maksimalna temperatura 0 °C pa 235 m nìje kot danes, na nadmorski vi{ini 2415 m. Povpre~na letna temperatura na nadmorski vi{ini @ibr{ je danes priblìno 7,5 °C (6–8,5 °C), povpre~na minimalna temperatura 3,4 °C in povpre~na maksimalna temperatura 12,2 °C. Ob zniànju temperature za 1,5 °C bi bila povpre~na letna temperatura v @ibr{ah 6 °C, kar bi ustrezalo razmeram na dana{nji nadmorski vi{ini 1025 m. Tam danes uspeva gozd, vendar tudi kmetijske povr{ine – kr~evine. V dana{njih razmerah se zgornja gozdna meja v Julijskih Alpah zvi{uje od predgorja proti osredju in sega od 1600 m na ~rti Matajur–Vogel–^rna prst prek 1700 m na ~rti Kanin–Krn–Bohinj do 1900 m v okolici Triglava. V jùni Sloveniji je gozdna meja nìje, na Snèniku je 1540 m visoko in na Trnovskem gozdu v vi{ini 1450 m (Lovren~ak 1987). V mali ledeni dobi se je tudi gozdna meja pomaknila za priblìno 300 m nìje in bi segala v Julijskih Alpah do nadmorske vi{ine 1300–1600 m, v jùni Sloveniji pa do nadmorske vi{ine 1100–1200 m. Torej bi segala nekoliko nad najvi{je predele @ibr{. 130 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 5.3.3 ANALIZA USMEREJNOSTI KAMNINSKIH DELCEV IN INTERPRETACIJA PREMIKANJA GRADIVA Ker v na{ih podnebnih razmerah na nadmorski vi{ini 1200 m danes ni periglacialnih procesov, lahko ovrèm domnevo o vplivu podnebnih sprememb male ledene dobe na geomorfne procese v @ibr{ah. Hipotezo sem preveril z analizo sedimenta, s katero ugotovimo na~in transporta gradiva. Dne 21. 1. 2005 sva z dr. Milo{em Bavcem z Geolo{kega zavoda Slovenije opravila meritve usmerjenosti kamninskih delcev ali klastov v gradivu, ki je zasulo fosilno prst. Merila sva usmeritev dalj{ih osi podolgovatih kamnov, ki imajo razmerje med osema a (najdalj{a) in b (srednja) ve~je od 3 : 2. Meritev vpada in usmerjenosti dalj{ih osi kamninskih delcev velikosti nad 2 cm, z razmerjem osi (a : b) > (3 : 2), je potekala z geolo{- kim kompasom. Meritev je bila teàvna zaradi zamrznjene podlage in majhnega {tevila dovolj velikih in pravilno oblikovanih delcev. Izmerjene vrednosti sem vpisal v ra~unalni{ki program StereoNett (Duyster 1998), ki omogo~a izra- ~un lastnih vektorjev in njihovih lastnih vrednosti (S , S in S ). Te kaèjo smer najve~je koncentracije 1 2 3 usmerjenosti delcev. Za sedimente sedimentnih tokov je zna~ilna dvosmernost kamninskih delcev, saj se jih del usmeri pravokotno na smer sedimentnega toka, ve~ji del vzporedno z njim (Lindsay, 1970, 630). Usmerjenost delcev je v klasti~nih sedimentih urejena, saj se v strukturi sedimenta ohrani informacija o na~inu transporta in odlaganja. Zato je mogo~e obnoviti razmere, ki so vladale ob nastanku sedimenta (Lindsay, 1970). Metoda analize usmerjenosti kamninskih delcev uporabljajo za ugotavljanje starosti kvartarnih sedimentov (Bavec 2001; Verbi~ 2004), redkeje pa za ugotavljanje starosti drugih kamnin, povr{ja ali reliefa. Metoda tridimenzionalnega vektorskega ugotavljanja usmerjenosti dalj{ih osi kamninskih delcev temelji na izra~unu lastnih vektorjev in njihovih vrednosti varian~no–kovarian~ne matrike. Z matriko izra~unani lastni vektorji so enaki smeri osi elipsoida. Njegova oblika je definirana z usmerjenostjo kamninskih delcev. Lastni vektor V ima smer najve~je koncentracije smeri kamninskih delcev, V leì pravokotno na 1 3 izotropi~no gradivo 0,33 ) 0,30 value S v vodi odloèni ledeni{ki sedimenti (Eigen 33 0,20 gradivo, odloèno s sedimentnimi tokovi plastovito lastna vrednost S 0,10 nakopi~eno gradivo gradivo gradivo v bazalnem gradivo je s taljenjem ledu preneseno izpod ledenika 0,40 0,50 0,60 0,70 0,80 0,90 1,00 lastna vrednost S (Eigenvalue S ) 1 1 Slika 101: Diagram S /S za dolo~anje geneze sedimentov oziroma diamiktov. S kròcem sta 1 3 ozna~eni vrednosti S /S za gradivo v @ibr{ah (prirejena po: Dowdeswell in ostali 1985, 697; 1 3 Bavec 2001, 20; Klein in Davis 2005). 131 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Preglednica 35: Normalizirane Eigenove vrednosti in Eigenovi ali lastni vektorji, izra~unani iz 33 meritev usmerjenosti kamninskih delcev v @ibr{ah. Eigenove vrednosti Eigenovi vektorji (azimut v stopinjah) S = 0,46 V = (144,4/1,1) 1 1 S = 0,35 V = (54,4/2,1) 2 2 S = 0,19 V = (262,1/87,7) 3 3 ravnino najve~je koncentracije. Lastne vrednosti S , S in S dolo~ajo stopnjo koncentracije usmerje-1 2 3 nih delcev po posameznih smereh. Vrednost S je merilo stopnje prevladujo~e koncentracije v smeri V . 1 1 Ker so dalj{e osi kamninskih delcev v talni moreni usmerjene v smeri toka ledeni{kega ledu, v sedimentnih tokovih priblìno v smeri toka gradiva, sta dalj{a os elipsoida in vektor V usmerjena v smeri toka. 1 Iz lastnih vrednosti je mogo~e s primerjalnim diagramom (Dowdeswell in ostali, 1985, 697) genetsko opredeliti posamezne sedimente. Podatke sem vnesel na spodnjo poloblo Schmidtove mreè in izdelal konturne diagrame, na katerih sem ozna~il prevladujo~o usmerjenost kamninskih delcev. S primerjavo vrednosti S in S (Dowdeswell in ostali 1985, 697) ter z diagramom sem genetsko opredelil posamez-1 3 ne sedimente (Bavec 2001). Glede na orientiranost kamninskih delcev lahko ugotovimo, da je pri premikanju gradiva najverjetneje {lo za naraven proces in ne za delo ~loveka. Premik najverjetneje ni nastal zaradi soliflukcije, saj temperature v mali ledeni dobi niso bile dovolj nizke. Vzrok je bil drug hipen proces. 5.3.4 HIPOTEZA O NASTANKU NANOSA NAD FOSILNO PRSTJO Povr{je v @ibr{ah je zanimivo, ker so na njem nastali {tevilni dolci (Komac 2003b). Vmesna dolomitna pobo~ja so vegasta in ponekod stopni~asto sledijo plastovitosti dolomita. Mòno je, da bi gradivo v nìjo lego pri{lo zaradi podiranja tak{ne stopnje na pobo~ju. Hipotezo sem ovrgel na podlagi lege najdi{~a na jùnem skladnem pobo~ju. Obstaja {e mònost, da se je gradivo v nìjo lego posulo zaradi potresa. Razlaga temelji le na eni meritvi starosti in na meritvah usmerjenosti kamninskih delcev in jo bodo z gotovostjo potrdile ali ovrgle {ele paleoseizmi~ne raziskave. Vzdol` grebena poteka prelom, ob katerem je dolomit pretrt, da je iz njega nastal pesek, ki ga izkori{~a kamnolom. Domnevam, da je vzdol` preloma pri{lo do premika in nastanka stopnje v reliefu. Ker je kamnina zaradi tektonskega delovanja in mehanskega preperevanja zdrobljena, bi se stopnja ob potresu lahko podrla, gradivo bi v nìjo lego spolzelo v toku gradiva. Gradivo prekriva povr{je {e v dolìni priblìno 20 m. Les, ki je leàl v fosilni prsti, ima radioogljiikovo starost 605 ± 80 let in ga z veliko gotovostjo postav-ljamo v obdobje 1300–1410 po Kr. Najbolj verjetno leto zasutja lesa je 1355 po Kr. Leta 1348 je Kranjsko prizadel mo~an tako imenovani belja{ki potres. V zadnjem ~asu ugotavljajo, da bi bila zanj bolj{a oznaka furlanski potres, saj je bil njegov epicenter v Furlaniji (Zorn 2002). Potres z àri{~em v globini 7 km, jakostjo 6,5 po Richterju in najve~jimi u~inki, ocenjenimi na X. stopnjo po EMS, je nastal 25. 1. 1348 med 14. in 15. uro po svetovnem ~asu. Ob tem izjemno mo~nem potresu se je po Valvasorju na Kranjskem, Koro{kem in [tajerskem poru{ilo 26 mest ter 40 cerkva in gradov. Tresenje so ~utili do Neaplja, Rima, Firenc, Strasbourga, Lubecka (Luìce) in Krakova. Pri tem so se z jùnega pobo~ja Dobra~a (2166 m) pri Beljaku sproìli podori (Zorn 2002; Najmo~nej{i potresi 2005). ^e je bil epicenter potresa, ki je prizadel obmo~je dana{nje zahodne Slovenije, zares v Furlaniji ali na zahodu Slovenije, bi lahko ob njem pri{lo do premika vzdolÌdrijskega ali njemu vzporednega preloma. Pri tem pa bi lahko nastala manj{a stopnja, ob kateri bi se premaknilo gradivo, ki je zasulo najdeni les. Razlago potrjuje gosta mreà prelomov na tem obmo~ju, ki so navezani na idrijski prelom (Komac 2003a; 2003b). 132 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Slika 102: Nad levi je prikazano za~etno stanje. Pobo~je nad prelomom je v ravnovesju, razvila se je prst. V sredini je prikazano nestabilno stanje po premiku desnega bloka ob potresu. Temu mu sledi odlaganje gradiva, ki izravna povr{je (Faults 2005). Na dolomitnih obmo~jih se zaradi kru{ljivosti dolomita, njegove majhne prepustnosti ter {ibke izra- ènosti kra{kih in re~nih pojavov (Komac B. 2004), sedimenti pogosto ohranijo dalj{i ~as kot drugje. Dolomitna obmo~ja so zelo pomembna za ugotavljanje dinamike razvoja reliefa za razliko od apnen- ~astih, kjer si pri ugotavljanju starosti povr{ja pomagamo z jamskimi sedimenti, zlasti ko so izpostavljeni na povr{ju, in za razliko od re~nega (fluvialnega) reliefa, kjer denudacija in erozija sproti odstranita ve~i-no prepereline. Podobna pojava so ugotovili v peskokopu na Orlah (Placer 2004, 235), kjer izkori{~ajo srednjetriasni dolomit, ki je izjemno mo~no pretrt zaradi lege med narivoma oziroma med karbonsko talnino in VIDRIHA TA ZASEBNI ARHIV RENA Slika 103: V perujskih Andih je ob potresu 10. 11. 1946 vzdol` preloma nastal 5 km dolg in 4 m visok navpi~ni premik (Vidrih 2005). 133 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac krovnino. V enem primeru se je kamninski blok pogreznil med skoraj navpi~nimi prelomi, s prelomni-mi ploskvami, ki so bile usmerjene proti jugozahodu (310/90, 270/60, 207/65 in 270/50). Na prvi pogled je bila vidna ve~faznost premikov, najmlaj{i prelom 270/60 je segal do povr{ja. V drugem primeru je bila lepo vidna prelomna ploskev 260/50, ki je oblikovala tektonski poljarek, v katerem se je v ve~ stopnjah odloìlo pobo~no gradivo. Ve~stopenjska zapolnitev je lahko nastala s skokovitimi premiki. Podoben dokaz premikov so na{li leta 1975 ob rekonstrukciji ceste med Studenim in Strmico pri Postojni, ko je bil v peskokopu ob cesti viden priblìno 10 cm velik vertikalni premik. Peskokop so uporabljali {e nekaj let po drugi svetovni vojni, pozneje so vanj zasipali odpadno gradivo. Tam je subvertikalni prelom v smeri 270/90 nastal v è prej mo~no pretrtem oziroma tektoniziranem glavnem dolomitu (Placer 2004, 235). Glede na navedeno je datirani les na @ibr{ah morda posredni dokaz za starost polpreteklih tektonskih oziroma potresnih premikov ozemlja vzdol` preloma. Ker za to {e ni nedvoumnega dokaza, dopu{~am dvom in mònost, da je nasip delo ~loveka, saj je les v fosilni prsti iz zgodovinske dobe. 134 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 6 RAZPRAVA IN SKLEP Geomorfologija je veda, ki razlaga odnose med geomorfnimi procesi in reliefnimi oblikami. Beseda geomorfologija izhaja iz gr{kih izrazov gea, ki pomeni Zemlja in morphos, ki pomeni oblika. Je veja fizi~ne geografije, ki preu~uje relief. Relief je del pokrajine in je ena od temeljnih lastnosti Zemljinega povr{ja. Beseda relief izhaja iz latinskega glagola relevare, ki pomeni ponovno dvigniti (Perko 2001, 11). Izraz sam è nakazuje, da je relief nastal z geomorfnimi procesi. Preu~evanje geomorfnih procesov na Zemljinem povr{ju je teàvno. Geomorfni procesi so z vidika ~loveka pove~ini po~asni, le nekateri so zelo hitri. Na istem obmo~ju lahko obenem potekajo razli~ni procesi. V zmerno toplem podnebnem pasu potekajo na pobo~jih hkrati preperevanje, denudacija in erozija (Embleton in Thornes 1979, 1 in 4). V geomorfologiji si pogosto zastavljamo vpra{anje, ali je dolo~ena reliefna oblika nastala s sodobnimi, recentnimi geomorfnimi procesi ali pa je dedi{~ina preteklih geomorfnih procesov. Geomorfni procesi delujejo hkrati na razli~nih prostorskih in ~asovnih ravneh, zato je tèko ugotoviti, kateri je resni~no oblikotvorni (Whalley in Turkington 2001, 2). Nekatere raziskave (Trudgill 1977) poudarjajo velik pomen geomorfnih procesov na mikroskopski ravni. Dejavniki na makro ravni vplivajo na to, kdaj in kje bo pri{lo do procesa (pojava), dejavniki na mikro ravni pa odlo~ajo, kako se bo to zgodilo. Zato je primerno najprej dognati splo{ne poteze reliefa in nato razloìti posamezne, morfometri~nim {tudijam pa mora slediti 100 0 zgodovinsko v (%) v iz preteklosti (%) 50 50 sodobno razlaga na podlagi sodobnih dejste razlaga na podlagi dejste dolec 0 100 premiki pe{~ene oblika re~je gubanje gorske nanosa sipinice struge in prelomi verige majhno veliko mlado staro Slika 104: Razmerje med sodobnim in zgodovinskim v geomorfologiji. Zgornja krivulja kaè najve~jo vrednost sodobne komponente, spodnja pa najve~jo vrednost razlòljive zgodovinske komponente. Med ~rtama je prikazana sedanjost. V odvisnosti od krajevnih razmer razloìmo obliko struge z 10–60 % zgodovinske komponente (Schumm 1991, 53). Ker mora biti ~as opazovanja primeren opazovanemu pojavu, morajo napovedi razvoja za dalj{a ~asovna obdobja, temeljiti na najslab{ih mònih ali ekstremnih mònostih prihodnjega razvoja (Schumm 1991, 36). 135 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac stabilno pri mo~ni ajina povezanosti in nestabilno pokr nestabilno pri {ibki nestabilno povezanosti med preperevanjem in erozijo stabilno pri mo~ni n pogojno stabilno pogojno stabilno povezanosti ave v odvisnosti od v odvisnosti od in nestabilno povezanosti med povezanosti med pri {ibki preperevanjem preperevanjem povezanosti in erozijo in erozijo med preperevanjem prostorska r in erozijo nestabilno nestabilno stabilno vna n aje ve kr ra kratko dolgo obdobje ~asovna raven obdobje Slika 105: Razmerje med stabilnimi in nestabilnimi geomorfnimi sistemi glede na prostorsko in ~asovno raven (Phillips 2005b, 268–269). {tudij geomorfnih procesov na razli~nih ravneh (Viles 2001). Problem merila se razodeva na ~asovni in prostorski lestvici. Problem merila in problem ~asa sta podobna, povezana in ju ne moremo povsem lo~iti. ^as je merilo sprememb v geomorfnih sistemih in tudi koli~ina za merjenje sprememb. S ~asom izrazimo stopnjo sprememb, izgubo energije, opravljenega dela ali spremembo entropije. Temeljna teà- va preu~evanja reliefa je prekratko obdobje, v katerem opazujemo pojave. Delna re{itev so metode za dolo~anje absolutne starosti sedimentov (Natek 1985; Schumm 1991, 38). Druga teàva v zvezi s ~asom je, da razli~ni geomorfni in fizikalni sistemi delujejo prek razli~nih ~asovnih ravni. Reliefne oblike lahko opazujemo v sedanjem trenutku lahko pa upo{tevamo tudi njihov pretekli razvoj. Ve~jih reliefnih oblik ne moremo razloìti le s sedanjimi razmerami in procesi, saj nastajajo skozi dalj{i ~as in so nanje vplivale pretekle geomorfne razmere. Z nara{~anjem velikosti in starosti pojavov je vedno manj lastnosti, ki jih zmoremo pojasniti (Schumm 1991, 52). Pozornost zahteva tudi ~asovni razpon, v katerem potekajo geomorfni procesi. Gorstva nastajajo v milijonih let, erozijskìlebi~ pa v enem dnevu. ^e na razvoj reliefa gledamo na ravni milijona let, se povr{je zniùje, manj{a se potencialna energija. V kratkem obdobju opazovanja je za razvoj povr{ja zna~ilno zmanj{evanje potencialne energije in vzpostavljanje dinami~nega ravnovesja. V {e kraj{em 136 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 obdobju opazovanja sistem usmerjajo negativno-povratni mehanizmi. Za najkraj{e obdobje opazovanja ali sedanjost je zna~ilno stabilno stanje. Glede na ~asovno merilo opazovanja se (navidezno) spreminjajo tudi vzro~no-posledi~ni odnosi (Schumm 1991, 37). Preglednica 36: Vloga prostora in ~asa v pore~ju. Spremenljivka ali opazovani pojav, ki je pomemben na dolo~eni ravni preu~evanja, je na drugi ravni lahko povsem nepomemben. Zato so rezultati in sklepi veljavni le za dolo~en prostorski in ~asovni okvir (prirejeno po: Montgomery 1989, 55). spremenljivka cikli~en pogled stopenjski pogled ravnovesen pogled na razvoj povr{ja na razvoj povr{ja na razvoj povr{ja (angl.: cyclic) (angl.: graded) (angl.: steady) ~as neodvisno nepomembno nepomembno za~etni relief neodvisno nepomembno nepomembno geolo{ke razmere neodvisno neodvisno neodvisno podnebje neodvisno neodvisno neodvisno relief in hipsometri~ne zna~ilnosti odvisno neodvisno neodvisno vodni odtok in odplavljanje gradiva odvisno neodvisno neodvisno morfologija re~ja odvisno odvisno neodvisno morfologija pobo~ja odvisno odvisno neodvisno pretok vode odvisno odvisno odvisno Prostor je za geomorfologijo pomemben z vidika merila in velikosti. ^eprav ni prostorskega merila, v katerem bi lahko opazovali naravne sisteme, najbolje razumemo pojave, ki so blizu ~love{ki ravni zaznavanja. Na{e dojemanje sega v ~asovnem smislu od desetine sekunde do nekaj deset let, v prostorskem pa od desetine milimetra do nekaj kilometrov. Zato je izbor merila opazovanja odvisen od preu~evanega problema. Z velikostjo pojavov nara{~a njihova kompleksnost, zato je preu~evanje tè- je. Preu~evanje pa ne more temeljiti zgolj na velikosti pojavov (Schumm 1991, 42). V povr{je je kot na palimpsest vtisnjeno vse preteklo dogajanje. U~inki recentnih procesov so praviloma najbolj vidni, u~inki oddaljenih so è zabrisani z druga~nimi recentnimi procesi. Povr{je je ve~genera-cijsko, zato je pretekli razvoj pomemben za razumevanje sedanjega in prihodnjega stanja. Po De Martonnu je geomorfologija »… znanost o sedanjosti, obrazloèna s preteklostjo …« (Belec 1983, 15). Dinami~na in histori~na geomorfologija si teoretsko nasprotujeta, prakti~no pa dopolnjujeta. Histori~na geomorfologija razlaga povr{je kot dedi{~ino preteklosti. Sedanje stanje je klju~ za razumevanje preteklih dogodkov. V geomorfologiji se je to mi{ljenje uveljavilo kot na~elo uniformizma ali aktualizma. Sedanjost malo pove o preteklosti, preteklost pa veliko pove o sedanjosti: »… Dana{nji zapisi geomorfnih procesov v pokrajini ne odraàjo dovolj dobro dolgoro~nega vedenja (geomorfnega sistema), da bi lahko na njih temeljilo razumevanje razvoja povr{ja …« (Church 1980; citirano po Tinkler 1985, 200). Preglednica 37: Kategorije ~lovekovega spoznavanja (Bruner 1986, 6; prirejeno po Mlekù 2004, 46). splo{ne kategorije drùbenogeografske kategorije fizi~nogeografske kategorije resni~nost ali stvarnost to, kar je v resnici, kar koli naj è to bo to, kar je v resnici (geomorfni proces) izkustvo izku{nja, kako se resni~nost kaè v zavesti na~in, na katerega se geomorfni proces kaè v pokrajini (reliefna oblika) izraznost na~in, na katerega je individualno izkustvo izraznost individualnega izkustva ali oblikovano ali izraèno interpretacija reliefa, reliefne oblike (geomorfolo{ki zemljevid) 137 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac V geomorfologiji je pogosto na~elo analogije ali podobnosti, po katerem spoznavamo podobnost strukture razli~nih pojavov. [e pomembnej{e je na~elo homologije, po katerem spoznavamo podobnost strukture in funkcije razli~nih pojavov (Schumm 1991, 19). Zato geomorfologijo lahko opredelim kot vedo o vzorcih organiziranja Zemljinega povr{ja (reliefnih oblikah) in o vzorcih njegovega preoblikovanja (geomorfnih procesih). Tudi temelj geografskega raziskovanja je preu~evanje procesov in prostorske razprostranje-nosti pojavov, ki so jih procesi povzro~ili. Bruner (1986, 6; citirano po Mlekù 2004, 46) navaja tri temeljne kategorije geografskega preu~evanja, ki so izraz ~lovekovega pristopa: realnost, izkustvo in izraznost. V omenjenem smislu sta geomorfolo{ko preu~evanje in razlaga razvoja Zemljinega povr{ja vedno in povsod samo interpretacija tega, kar v resnici je. ^e bi zmogli opraviti kon~no mnogo meritev, bi {e vedno ne zado{~alo, saj bi vedno ostal ko{~ek Zemljinega povr{ja, ki ga na{e merilne naprave ne bi mogle zaobse~i: »… Prav tako obstaja tudi Mandelbrotova mnoìca. Obstajala je, preden sta jo za~e-la Peitgen in Richter pretvarjati v umetnost, preden sta Hubbard in Douady dojela njeno matemati~no bistvo, {e celo preden jo je odkril Mandelbrot. Obstajala je takoj, ko so znanstveniki zgradili neki kontekst – ogrodje kompleksnih {tevil in pojem iteriranih funkcij. Potem je ~akala, da jo razkrijejo …« (Gleick 1991, 225). V zgodovini geomorfologije je bil razkorak med izkustvom in resni~nostjo posledica razli~nega ~asovnega in prostorskega merila geomorfnih procesov in ~asa opazovanja ali dolìne ~love{kega ìvljenja. Raziskovanje se v veliki meri naslanja na dognanja drugih ved, kot sta kemija in fizika, kjer je ob silo-vitem napredku vedno ve~ odprtih vpra{anj o bistvu ali resni~ni naravi procesov. Zato geomorfolo{ka znanost v zadnjem ~asu ni zmogla narediti koraka, ki bi ga morala narediti kot veja geografije, celovi-te vede o Zemljinem povr{ju, o pokrajini. Geomorfologija zmore danes razmeroma dobro opredeliti in inventarizirati reliefne oblike, torej povedati, da so del povr{ja ali pokrajine. Zna jih interpretirati kot posledico geomorfnih procesov. Vendar se pri razlagi geneze pogosto zatakne, saj je v ena~bi preve~ neznank. Mnogokrat niti dobro ne poznamo sodobnih ali recentnih geomorfnih procesov, ki preoblikujejo povr{je. V è opisani ena~bi (S = k logΩ), ki povezuje mikroskopsko raven sistema z njegovim makroskopskim stanjem je {e preve~ neznank, saj naravne razmere tèko opi{emo z modeli in preu~ujemo v laboratoriju. Razmerja, ki so prikazana v ena~bi, so eden od klju~ev za razumevanje razmerja med geomorfnimi procesi in reliefnimi oblikami. Zaradi {irokega ali neznanega ~asovnega razpona, v katerem potekajo geomorfni procesi, ni znana njihova intenzivnost. Teàvo re{ujemo z meritvami procesov, ki so nenatan~ne zaradi neupo{tevanja vrste ali narave (npr. velikostni red) prevladujo~ih geomorfnih procesov. Reliefno obliko pogosto ustvari proces, ki temelji na mikroskopsko majhnih spremembah, te pa se odrazijo na krajevni ravni. Rezultati meritev dajo le vpogled v sedanje stanje geomorfnega sistema. Meritve ne dajo prave podobe tudi zaradi prekratkega ~asa opazovanja v primerjavi s ~asovnim razponom, v katerem delujejo geomorfni procesi. »… Sedanjost je prekratka, da bi bila klju~ do preteklosti ali prihodnosti …« (Schumm 1991, 38). Pravzaprav v geomorfologiji vedno govorimo le o modelih, ki opisujejo preteklo stanje ali napovedujejo prihodnjega, temeljijo pa na ugotavljanju sedanjega stanja v raznolikih pokrajinah. Geomorfne procese za zgodovinsko dobo ocenjujemo posredno iz razli~nih kar-tografskih ali pisnih virov (zemlji{ki kataster, zapisi o potresih in plazovih), ravno tako tèko pa je ugotavljanje u~inkov geomorfnih procesov v starej{ih obdobjih, ki pa so za razvoj reliefa zelo pomembna. Zaradi ekstrapolacij so kljub sodobnim metodam pogoste napake. Dolo~itev absolutne starosti zato odpre ve~ vpra{anj, kot pa daje odgovorov. Geomorfolo{ko preu~evanje je po svoji naravi, per se, izraz izkustva. Je skratka zgolj to, kar znamo geomorfologi povedati o na~inih, na katere se realnost (vplivi geomorfnih procesov na reliefne oblike) kaè v na{i zavesti. Izkustvo je odvisno od uporabljenih metod, znanja raziskovalca in {e drugih dejavnikov. Zato je rezultat geomorfolo{kega preu~evanja le interpretacija reliefnih oblik, ki so posledica bolj ali manj znanih in razumljenih geomorfnih procesov. Schumm (1991) navaja deset hipotez o geomorfolo{kem razvoju nekega pore~ja, ki so se skozi leta njegovega geomorfolo{kega oblikovanja vse po vrsti izkazale kot (vsaj deloma) napa~ne. Pri raziskovanju 138 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 nas vodijo vpra{anja, ki si jih zastavljamo in posku{amo nanje odgovoriti. Zato so vpra{anja zelo pomembna, celo pomembnej{a od odgovorov. Napa~en odgovor lahko v nadaljnjem procesu popravimo, ~e pa je napa~no vpra{anje, je vsak odgovor napa~en ali dale~ od resni~nosti ali stvarnosti. Rezultat geomorfolo{kega ali katerega koli drugega preu~evanja in raziskovanja je redko izraz resni~- nosti in pogosto izraz izkustva. Navedena teoreti~na izhodi{~a geomorfolo{ke vede v veliki meri sovpadajo z dognanji, ki so predstavljena v tem delu. Poglavitni rezultati so povsem v skladu s sodobnimi postavkami geomorfologije. Pomembni so predvsem: • potrditev odvisnosti oblikovanosti dolca od geomorfnih procesov; • potrditev morfolo{kih u~inkov recentnih geomorfnih procesov v dolcih, kot sta korozija in polzenje; • ugotovitev poglavitnih genetskih in morfolo{kih pogojev za nastanek dolcev; • potrditev velikega pomena korozije na dolomitnem povr{ju; • potrditev pomena prevladujo~ega na~ina vodnega odtoka oziroma razmerja med povr{inskim in podzemskim vodnim odtokom za oblikovanje dolomitnega povr{ja ter za nastanek in razvoj dolcev; • ugotovitev samoorganiziranosti naklonskih pragov v dnu dolca v skladu z najugodnej{o energetsko razporeditvijo oziroma maksimalno entropijo in s tem potrditev kaoti~nega razvoja sosednjih ali v sistem povezanih dolcev ter • potrditev posrednega in neposrednega vpliva ~loveka na relief. Monografija je pregled zna~ilnosti reliefa z dolci na dolomitu in daje nekatere odgovore na vpra{anje o vrsti, intenzivnosti in u~inkih nekaterih geomorfnih procesov v pokrajini. Ob upo{tevanju omenjene-ga ocenjujem, da je relief z dolci zelo zanimiv za geomorfolo{ko preu~evanje. Prepletanje zakrasevanja in denudacije je na dolomitnem povr{ju ob sodelovanju drugih geomorfnih razmer ustvarilo zna~ilen relief, ki se razlikuje od kra{kega in re~no-denudacijskega. S preveritvijo domnev: • dolec je fosilna reliefna oblika, ki je nastala v hladnih podnebnih razmerah v pleistocenu in ga danes preoblikujejo recentni geomorfni procesi; • dolec je recentna reliefna oblika; sklepam, da je dolec recentna reliefna oblika. Je rezultat prilagajanja dolomitnega povr{ja spreminjajo~im se razmeram. Pri tem je izjemno pomemben na~in pretakanja vode oziroma razmerje med povr{inskim in podzemnim odtokom. Ta proces je odvisen od preperevanja in s tem od podnebja. Nanj vpliva tudi tektonska aktivnost, pomembno vlogo ima relief okolice. Pri oblikovanju dolca je pomembna korozija, kot drugotni geomorfni proces pa tudi denudacija. Geomorfni procesi so zaradi debele plasti prepereline, ve~je koli~ine vode in njenega dalj{ega zadrèvanja intenzivnej{i v dnu kotanj kot v okolici. Posledica je diferenciacija povr{ja. Iz majhnih za~etnih razlik s~asoma nastane velika vdolbina in nazadnje pa med seboj povezano omrèje dolcev, ki je navezano na re~je ali na podzemni kra{ki vodni odtok. Na podobne mehanizme razvoja kra{kega povr{ja v terciarju sklepa [ifrer (1997). Opisani razvoj povr{ja se od razvoja dolca razlikuje le v velikostnem merilu. [ifrer namre~ govori o nastanku vzpetin in vmesnih podolij kot posledica znièvanja povr{ja zaradi korozije. Pri tem naj bi zaradi majhnih za~etnih razlik pri{lo do diferenciacije prej uravnanega reliefa: »… Kljub tako è zelo izrazito dvignjenim Alpam ter Dinarskemu hribovju pa je bilo na Slovenskem v tem ~asu {e obilo ravninskega sveta. To {e posebej dokazuje slede~a nìja uravnava v vi{ini 800 m, ki se je v nasprotju s starej{imi ohranila {e skoraj v vsem obsegu … Seveda pa tudi ta svet ni bil povsem raven. Posamezni deli so v znièvanju zaostajali in se ~edalje izraziteje dvigali iznad na {iroko uravnjenega povr{ja … velja to {e posebej za Slavnik (1.028 m) in Vrem{~ico (1.026 m), … pa za Blego{ (1.562 m), Krim (1.107 m), Kum (1.219 m), Bohor (1.044 m), Orlico (698 m), Trdinov vrh (1.107 m), pa tudi za najvi{je vrhove Vzhodnih Karavank s Pa{kim Kozja-kom (1.272 m), Konji{ko goro (1.012 m) in Bo~em (979 m) …« Vendar pa naj bi proces zaustavila sprememba podnebja na koncu terciarja, ko so »… zaradi ustrezne izsu{itve obsènih delov ravninskega sveta (ob podnebni spremembi) ter s tem povezanega zastoja v pospe{enem znièvanju ter uravnavanju povr{ja (so) obsèni deli ravninskega sveta postali fosilni …« 139 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Pomembna je tudi ugotovitev, da dolec ni reliefna oblika, ki bi bila zna~ilna le za dolomit. Je konvergentna reliefna oblika, ki nastane z razli~nimi procesi v reliefno ali podnebno razli~nih pokrajinah. Zato za podobne reliefne oblike na drugih kamninah. Vendar zanje ne moremo trditi, da so nastale z ena-kimi geomorfnimi procesi. Intenzivnost geomorfnih procesov v dnu dolca je mo~no odvisna od preperevanja, zato spremembe podnebja nanjo ne vplivajo bistveno. Gre za stalen proces, ki vedno poteka v smeri poglabljanja in pove~evanja reliefne oblike, to je v smeri degradacije povr{ja. Dokaz so obviseli dolci in degradacija, ki poteka z vodno erozijo od spodaj navzgor. Najstarej{e povr{je je ohranjeno na slemenih, kjer je v kotanjah ohranjena preperela mati~na osnova, to je rde~e-rjava ilovica. Ve~inoma gre za kemi~ni sediment (Gregori~ 1964; 1969), deloma pa je posledica drobljenja kamnine zaradi pove~anih pritiskov vzdol` notranje prelomne cone. Sediment nastane s trenjem in ga imenujemo tektonska glina zaradi velikosti delcev. Pod pritiskom ob tektonskem premikanju lahko iz rumene ilovice nastane rde~a ilovica. Potem ko se iz nje iztisne voda, iz rumenega goethita nastane rde~i hematit (Zupan 1989). Rde~e-rjava ilovica je v kotanjah in vdolbinah na slemenih pogostej{a kot na pobo~jih ali v nìjih legah, od koder je bila v dno dolcev sprana. Ponekod je kamnina vzdol` prelomov pretrta, vzdol` prelomov je veliko drugotnih razpok, kjer so znamenja podzemnega pretakanja vode. Indikator tega procesa so »… rde~kasto in sivkasto obarvani pasovi, usmerjeni vzporedno s prelomno ploskvijo … Na spodnji strani prelomne ploskve se zaradi kombinacije mehanskega in kemijskega izpiranja dolomita odlaga rde~a glina …« (Lapanje 2000, 41). Za dolce v @ibr{ah je zna~ilno, da se navzdol nadaljujejo v erozijske grape in da so v njihovem dnu na litolo{kih in tektonskih stikih {tevilni majhni izviri. Zanimivi so dolci v Metnaju, ki se stekajo v kra{ko kotanjo. V zadnjem ~asu podzemlje morebiti prevaja ve~ vode, s ~imer so se pove~ali gradient, transportna in erozijska mo~ vode. Dokaz je recentno vrezovanje struge ob~asnih povr{inskih vodnih tokov v zaobljeno dno dolcev (slika 83). Na Rakitni dolci preidejo na ravnino in se stekajo na njenem severozahodnem delu, kjer je mokrotno ponikalno obmo~je. Navzdol prehajajo v obsène nanose dolomitnega gradiva. Dolci v Selu in nad dolino Sti{kega potoka se kon~ajo nad strugo aktivnega vodotoka, zato je njihovo recentno preoblikovanje mo~no povezano z delovanjem vodnih tokov. To dokazuje njihova velika globina in intenzivnost geomorfnih procesov. Ni dvoma, da so dolci oziroma dolcem podobne reliefne oblike lahko tudi periglacialnega nastanka. Tak{ni dolci, ki se od dolcev na dolomitu razlikujejo po tem, da so plitvej{i in {ir{i, nastanejo tudi na drugih kamninah (prim. Pécsi 1966, 139). Pécsi (1964, 39) poro~a o dolcih, ki so nastali na pobo~jih v soliflukcijskem ilovnatem gradivu in so bili kasneje zapolnjeni s presedimentirano prstjo. V periglacialnih razmerah naj bi dolec nastal v dveh fazah. Za~etnemu poglabljanju povr{ja je sledila intenzivna denudacija, v toplih obdobjih pa je povr{- je oblikovala povr{inska teko~a voda, nastala ob taljenju snega (Fairbidge 1968, 774). Dve fazi razvoja pobo~nih procesov v pleistocenu ugotavljajo tudi v pore~ju reke San na Poljskem. V hladnih obdobjih prevladujejo mehansko preperevanje, povr{inski vodni odtok in pove~ana denudacija na povr{ju zaradi soliflukcije in povr{inskega spiranja. V toplih obdobjih voda pronica v globino, kjer poteka kemi~no preperevanje, zaradi erozije vodotokov se znià erozijska baza in krajevno na pobo~jih prevladajo destrukcijski procesi, posebno v nanosih iz starej{ih obdobij pleistocena dokazuje korozijo dekalcifikacija zgornjih slojev soliflukcijskih sedimentov in pove~ana koncentracija kalcijevega karbonata v spodnjih slojih (Starkel 1966). Sklepam, da pri oblikovanju dolcev temeljna razlika med hladnim in toplim podnebjem ni v intenzivnosti temve~ v vrsti geomorfnih procesov (Penck 1972, 117; [ifrer 1983). Zato je zelo pomembna potrditev pomena korozije za preoblikovanje dolomitnega reliefa. Korozija je na dolomitu v zmernoto-plem podnebju ob zmerni koli~in padavin velikostnega reda 3–4 t ha–1 a–1 (Komac 2003a), kar pomeni zniànje povr{ja za priblìno 100 m v milijon letih. Korozija na dolomitu je intenzivna in je na razli~nih odpornej{ih kamninah priblìno petkrat nìja (Dixon in Thorn 2005). Korozija dolomitnega povr{ja je 140 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 2004 10. 21. ZORN,A TIJ MA Slika 106: Dolci na krednih apnencih in laporovcih v Halleinu pri Bertechsgadenu v Nem~iji. Poglavitni oblikotvorni geomorfni proces naj bi bilo po ustni informaciji voditeljev ekskurzije plazenje. Slika 107: Dolec ali dolcu podobna reliefna oblika z ovalnim dnom na nedolomitnem obmo~ju pri Zgornjih Vrti~ah severno od Zgornje Kungote pri Mariboru. V helvetijskih miocenskih plasteh VECO so zastopani konglomerat, pe{~enjak in pe{~en laporovec z vmesnimi plastmi dacitnega in andezitnega tufa ter posameznimi ìlami TEJ GABR MA dacita (Ani~i} in Juri{a 1983). 141 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac po prostornini priblìno pol tolik{na, po masi pa priblìno tolik{na, kot povpre~na letna erozija prsti v Sloveniji (Komac in Zorn 2005). Za primerjavo naj navedem, da je prst na kvartarnih terasah na Slovenskem nastajala {e priblìno desetkrat po~asneje. Proces pedogeneze poteka s hitrostjo priblìno 0,011 mm a–1 ali 11 metrov na milijon let ([ifrer 1997). @al ni celovitih podatkov o koroziji na deloma karbonatnih ali nekarbonatnih kamninah, ki pokrivajo velik del vzhodne Slovenije, ~eprav je korozija zagotovo tudi tam zelo pomemben proces. Glinavec v fli{u v grapi Kozjeka pri Kobaridu vsebuje 5 % karbonata, fli{ v Bov{ki kotlini pa ima najmanj tretjino karbonatnih sestavin (Ku{~er in ostali 1974, 436 in 448). Korozijsko znièvanje povr{ja v fli{nem pore~ju Dragonje na primer zna{a pribil`no 65 m na milijon let (Kolbezen in Pristov 1998; Gams 2003, 71–76). Koli~ina korodiranega gradiva na dolomitnem povr{ju je res manj{a od koli~ine, odnesene z erozijskih àri{~ (Komac 2003a), vendar je priblìno istega reda velikosti kot je odna{anje gradiva z erozijo in denudacijo na manj erodibilnem poraslem povr{ju. Korozija je istega velikostnega reda kot povpre~na erozija prsti na Zemlji (Myers 1991, 41). Za kemi~no in mehansko preperevanje sta pomembna predvsem vlànost in temperatura kamninske podlage. Novo je dognanje, da je bilo kemi~no preperevanje dolomita tudi v hladnih obdobjih zelo pomemben, ~e ne celo temeljni geomorfni proces. Njegova intenzivnost je primerljiva z najnìjimi vrednostmi preperevanja apnenca v tropskem podnebju (Dixon in Thorn 2005, 132). Dolomit je v primerjavi z apnencem pove~ini manj prepusten. Na apnencu je korozijski ostanek skupaj s sedimenti iz okolice v ve~ji meri spran v podzemlje. Na dolomitnem povr{ju so v vrta~ah, dolcih ter v drugih kotanjah in vdolbinah, pogosto pa tudi na slemenih in drugje v zati{nih legah pogosti do nekaj metrov debeli sloji rde~e-rjava ilovice, ki je nastala in situ s korozijo (Komac 2003a, 96–99). Korozija je primaren, temeljni recentni geomorfni proces na dolomitnem povr{ju z dolci. Ostali procesi, kot so denudacija, erozija ali plazenje, so drugotni, saj pove~ini preoblikujejo è korodirano povr{je oziroma ilovnato gradivo, ki je nastalo s korozijo. Seveda ne moremo dvomiti o njihovi recentni u~inkovitosti zlasti na obmo~jih z veliko debelino prepereline, kot nad dolino Sti{kega potoka. Dolci so na primer tudi po mnenju Kaeublerja (1937) »… majhne akumulacijske doline recentnega izvora, pri oblikovanju katerih povr{inska erozija nima prakti~no nobene vloge …« Kolik{en del vode bo pre{el do kamninskega stika in povzro~il korozijo je odvisno od debeline in prepustnosti gradiva. Kot kaè, je rde~e-rjava ilovica na stiku s preperelo kamninsko podlago dobro prepustna, zato tudi njena velika debelina ne prepre~uje korozije v dnu dolcev. Poleg tega lahko voda doteka vzdol` stika prepereline in kamninske podlage po dnu z vi{jih leg. Debela plast ilovice dalj{i ~as zadr- ùje vodo, ki lahko dalj{i ~as korozijsko deluje – pospe{ena korozija. Vlàno dolomitno podlago v dnu dolcev pora{~a bujnej{e rastje, na njej pa je tudi debelej{a prst kot na pobo~jih (Gabrovec 1994, 107). Dolci so bili verjetno najprej plitve vdolbine na povr{ju, v katere se je presedimentirala korozijska rde~e-rjava ilovica. Vdolbine so lahko nastale s korozijo na krajevno manj odporni kamnini, spiranjem delcev v podzemlje, pa tudi zaradi periglacialnih procesov. V sedimentu, ki se je s~asoma nabral v kotanji, je zastajala voda, kar je krajevno pospe{ilo korozijo. V vdolbini je s~asoma nastala prst, ki s produkcijo CO prav tako pospe{uje korozijo. Dovolj velika vdolbina je pritegnila pov{insko in preperelinsko vodo 2 iz okolice. To je na povr{ju povzro~ilo denudacijo, vzdol` kamninsko-preperelinskega stika prenikajo- ~a voda pa je kamnino korodirala. Debelina korozijskega ostanka korozije ne omejuje oziroma korozija ni odvisna od transporta ali odna{anja sedimenta. Temeljni omejitveni dejavnik, od katerega je odvisna korozija, je namre~ prepustnost kamninske podlage in sedimentov. Dolomit je prepusten, kjer je razpokan, vzdol` prelomov pa je pretrt in neprepusten. Ilovica je prepustna zlasti blizu korozijskega stika s kamnino, kamor lahko korozijsko aktivna voda doteka s pobo~ij. V tej smeri gre tudi iskati vzroke za prostorsko razprostranjenost dolomitnega reliefa z dolci. Korozija je lahko ponekod tudi za stokrat hitrej{a kot v okolici (Habi~ 1981, 22). Od prepustnosti podlage je namre~ odvisno, ali bo prevladal povr{inski ali podzemski odtok vode. Razmerje med na~inoma odtoka vode je pomembno za razvoj dolomitnega povr{ja. Korozijsko delovanje vode, ki je osredoto~eno na dno dolcev, je k nastanku dolcev prispevalo priblìno polovico. Drugo polovico sta prispevali mehansko preperevanje in denudacija. 142 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Skupna prostornina dolcev na izbranem obmo~ju v @ibr{ah meri priblìno 600.000 m3. Tak{na koli- ~ina kamnine bi se ob dana{nji stopnji korozije lahko raztopila v priblìno 20.000 letih. Ob raztapljanju dolca velikosti 30.000 m3 bi teoreti~no ob predpostavljenih 2,5 % netopnega ostanka (Gregori~ 1964; 1969) nastalo 780 m3 netopnega ostanka oziroma rde~e-rjave ilovice. Ta bi v 250 m dolgem, 5 m globokem in 10 m {irokem dolcu bila povpre~no debela priblìno 3 m. ^eprav je izra~un le priblièn, kaè, da je ve~ina prepereline zbrana v dnu dolcev, manj{i del pa je bil prenesen navzdol z denudacijo. Tudi v kra{kih jamah je selektivno raztapljanje najpomembnej{i dejavnik, ki oblikuje preperela obmo~- ja kamnin. Proces je mo~no odvisen od dotoka agresivne vode, ki odna{a ione raztopljene kamnine. Zato so v globino najbolj preperele stene jamskih rovov, ki jih zamaka prenicajo~a ali meze~a voda, pa tudi stene, ki so v stiku z drobnozrnatimi naplavinami nekarbonatnega izvora in jih vlaì korozivna kond-nezna voda. Na~in preperevanja je odvisen od litolo{kih razlik v kamnini in zlasti od strukture kamnine, zato je zelo razli~en tudi porozni skelet na preperelih stenah jamskih rovov. Debele preperele cone ostanejo na mestu, ~e ni stika s hitro teko~o vodo, so zasi~ene s sigo ali z drobnozrnatimi jamskimi sedimenti (Zupan Hajna 2000, 116 in 201–214). Preglednica 38: Vrsta kamnine v kra{ki jami in dejavniki, ki vplivajo na njeno preperevanje (Zupan Hajna 2000, 205). kamnina struktura kamnine stik vlànost izmerjena globina po Folku s sedimenti kamnine preperele cone v cm Turkova jama dolomit dolosparit da/ne da/ne do 4 Remergrund II apnenec, dolomit – ne da do 0,5 Spodmol na @droclah apnenec, dolomit – ne da do 4 Velika ledenica apnenec, dolomit biointramikrit/ ne da do 3 v Paradani dolosparit Renejevo brezno dolomit dolosparit ne da do 5 Na prepustni podlagi in prevlada ob krajevno pospe{eni koroziji raz~lenjevanje ali divergenca povr{- ja s pove~evanjem vi{inskih razlik oziroma poglabljanjem dolcev, na neprepustni podlagi pa pobo~ni procesi s~asoma izravnavajo povr{je. Ve~ je znakov, da je za povr{je na dolomitu z dolci zna~ilna divergenca. To je skupaj z veliko odvisnostjo razvoja povr{ja od korozije med drugim eden od znakov kaoti~nega razvoj geomorfnega sistema (Phillips 1995a). Dolci na videz le skromno prispevajo h geomorfnemu preoblikovanju povr{ja, saj so rezultat za~etnega raz~lenjevanja povr{ja. ^eprav je korozija razmeroma {ibek proces, pa je njen dolgotrajni u~inek razmeroma velik. Glede na velikost dolca, zna~ilnosti sedimentov v njegovem dnu, intenzivnost korozije in denudacije na dolomitu ter glede na predkvartarno starost jamskih sedimentov (priblìno 2,5 milijonov let), ki so danes na krasu izpostavljeni na povr{ju (Bosák in ostali 2002), lahko ugotovimo, da je dolec recentna geomorfna oblika. Tudi vrta~e so ponekod recentna reliefna oblika (Mihevc 1996, 74; prim.: Kunaver 1973; citirano po Gams 2003, 75). Korozija, ki je tako intenzivna kot v @ibr{ah – in verjetno ni razloga, da bi bila v hladnem podnebju bistveno nìja (Dixon in Thorn 2005) – bi povr{je v kvartarju teoreti~no zniàla za najve~ 200 m, v ho-locenu pa za 2 m. Korozijsko znièvanje dna dolcev je verjetno v primerjavi s pobo~ji ve~je, saj korozija poteka v dnu dolcev zaradi: • debelej{e prsti oziroma prepereline v primerjavi s pobo~ji; • hitrega odtekanja vode s strmih pobo~ij; • dalj{ega zadrèvanja vode v preperelini v dnu dolcev in • ve~je pretrtosti in specifi~ni povr{ini kamnine v dnu dolcev kot na pobo~jih. 143 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Naklon povr{ja je eden od najpomembnej{ih dejavnikov geomorfnega razvoja. Na nagnjenem povr{ju voda hitreje odte~e. To zmanj{a mònost korozijskega delovanja na stiku s kamnino, vendar voda v nì- jo lego odna{a preperelino. Na manj{em naklonu je denudacija manj intenzivna, korozija intenzivnej{a in preperelina debelej{a. Na dolomitnih obmo~jih se zaradi za~etne razlike v debelini prepereline korozijsko hitreje od pobo~ij zniùjejo tudi slemena in sedla. Sklenimo {e z razmislekom o poglavitnih pogojih, ki so potrebni za nastanek dolcev na dolomitnem reliefu (Komac 2005): • Naklon povr{ja mora biti dovolj velik, da omogo~a odtok vode. Dolci ne nastanejo na polònem povr{ju z naklonom pod priblìno 6–8°. • Naklon povr{ja ne sme biti prevelik. Dolci ne nastanejo na strmem povr{ju z naklonom nad priblì- no 21–25°, kjer ve~ina vode hitro odte~e po povr{ini. Na strmih pobo~jih so zaradi zdruèvanja povr{inske vode in njenega hitrega odtoka pogoste erozijske grape, v hribovitih in gorskih pokrajinah pa je na dolomitnem povr{ju zaradi intenzivnej{ega mehanskega preperevanja veliko erozijskih àri{~ ali drti (Gabrovec 1994, 73–76). • Kamnina mora diferencirano preperevati. K temu prispeva preperelinska odeja, ki zadrùje vlago, pa tudi tokovi vode na stiku kamnine in prepereline. Zaradi linijske usmerjenosti tega procesa so dolci pogosti na takih obmo~jih. Preperelina je na dolomitnem povr{ju netopni ostanek korozije, deloma pa gre za tektonski sediment. Kjer je dolomit vzdol` prelomov ali narivov pretrt, lahko korozivna voda po dèju kamnino prepoji tudi do globine nekaj metrov. S tem v zvezi {e ni raziskan morebiten vpliv snène odeje, ki bi lahko s pove~anjem vlànosti prepereline prav tako povzro~ila za~etno diferenciacijo povr{ja. • Kjer je dolomit ob razpokah prepusten, prevlada kra{ki vodni odtok in ne nastajajo dolci. • Dolci so na zrnatem dolomitu pogostej{i kot na skladovitem ali masivnem. Vzrok je velika podvrènost zrnatega dolomita kemi~nemu preperevanju oziroma velik u~inek korozije zaradi hkratnega izluè- vanja dolomitnih delcev (prim. Zupan Hajna 2000). • Na pomen preperelinske vode pri oblikovanju dolcev oziroma vode, ki se zadrùje plitvo pod povr{- jem, kaèjo izviri na njihovem spodnjem delu, lega dolcev na robovih planot ali na pobo~jih pod slemeni. Na razvoj dolca namre~ vplivajo relativna vi{inska razlika obmo~ja, velikost njihovega zaledja oziroma dolìna pobo~ij. • Zaradi zna~ilnosti dolomitnega reliefa v Sloveniji nisem mogel ugotoviti morebitnega vpliva nadmorske vi{ine na spodnjo mejo pojavljanja dolcev. Zgornjo vi{insko mejo dolo~a prevlada oblikotvornega u~inka mehanskega preperevanja nad kemi~nim. Dolci so zna~ilni za dolomitno povr{je v Sloveniji, ki sega od nadmorske vi{ine nekaj sto metrov do nadmorske vi{ine 1000–1200 m. Spoznanja o razmerjih med re~nimi-denudacijskimi in kra{kimi procesi na dolomitnem povr{ju so uporabna za ugotavljanje razmerja med re~nimi-denudacijskimi in kra{kimi procesi na drugih kamninah in zato tudi za razlago geneze re~nega reliefa v nekarbonatnih kamninah, ki je pri nas kljub veliki raz{irjenosti najslab{e preu~en. 144 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 7 VIRI IN LITERATURA AGI. 2005: Electrical resistivity side scanning using the supersting AGI resistivity meter. Ani~i}, B., Juri{a, M. 1983: Tolma~ geolo{ke karte v merilu 1 : 100.000, list Maribor in Leibniz. Zvezni geolo{ki zavod. Beograd. Baas, A. C. W. 2002: Chaos, fractals and self-organization in coastal geomorphology: simulating dune landscapes in vegetated environment. Geomorphology 48, str. 309–328. Amsterdam. Badjura, R. 1953: Ljudska geografija, terensko izrazoslovje. Dràvna zalòba Slovenije. Ljubljana. Bavec, M. 2001: Kvartarni sedimenti Zgornjega Poso~ja. Doktorska disertacija. Oddelek za geologijo Naravoslovnotehni{ke fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Belec, B. 1983: Fizi~na geografija. Skripta. Pedago{ka akademija. Maribor. Berner, E. K., Berner, R. A. 1996: Global Environment. Prentice Hall. London. Beylich, A. A., Kolstrup, E., Thyrsted, T. D. Gintz 2004: Water chemistry and its diversity and relation to local factors in the Latnjavagge drainage basin, arctic-oceanic Swedish Lapland. Geomorphology 58, str. 125–143. Amsterdam. Bifurcation diagram 2005: Medmrèje: http://www.phys.unsw.edu.au/PHYS3410/lecture9_files/pic2.gif (11. 4. 2005). Birnir, B., Smith, T. R., Merchant, G. E. 2001: The scaling of fluvial landscapes. Computers & Geosciences 27, str. 1189–1216. New York. Blaznik, P. 1970: Kolektivna kme~ka posest. V: Blaznik, P. 1970: Gospodarska in drùbena zgodovina Slovencev: Zgodovina agrarnih panog, str. 149–160. DZS. Ljubljana. Blaznik, P., Grafenauer, B., Zwitter, F. 1970: Kolonizacija in populacija. V: Blaznik, P. 1970: Gospodarska in drùbena zgodovina Slovencev: Zgodovina agrarnih panog, str. 29–127. DZS. Ljubljana. Boeyens, J. C. A. 2003: Periodicity of the stable isotopes. Journal of Radioanalytical and Nuclear Chemistry 257/1, str. 33–43. Lausanne. Bognar, A. 2001: The theory of geomorphological cycles of William Morris Davis. Geografski zbornik 41, str. 183–201. Ljubljana. Boltzmann constant 2005. Medmrèje: http://www.physicsdaily.com/physics/Boltzmann’s_constant (2. 6. 2005). Bosák, P., Hercman, H., Mihevc, A., Pruner, P. 2002: High-resolution magnetostratigraphy of speleothems from Snèna jama, Kamnik-Savinja Alps, Slovenija. Acta carsologica 31/3, str. 15–32. Ljubljana. Bosse, H. R., Gwosdz, W., Lorenz, W., Markwich, H., Roth, W., Wolff, F. 1996: Limestone and dolomite resources of Africa. Geologisches Jahrbuch 102. Hannover. Bren~i~, M. 2003: Nekaj hipotez o razvoju reliefa na jugovzhodnem predelu Meàkle. Geolo{ki zbornik 17, str. 15–20. Ljubljana. Brodar, S. 1960: Periglacialni pojavi v sedimentih slovenskih jam. Geografski vestnik 32, str. 33–43. Ljubljana. Brown, A. G., 1997: Alluvial Geoarchaeology. Cambridge University Press. Cambridge. Brown, P. 2005: Order Out of Chaos, Ilya Prigogine and Isabelle Stengers. Medmrèje: http://www.littlesputnik.net/trpearce/orderchaos.htm (31. 1. 2005). Brunsden, D. 2000: A critical assessment of the sensitivity concept in geomorphology. Catena 42/2–4, str. 99–123. Büdel, J. 1957: Die »Doppelten Einebnugsflächen« in den feuchten Tropen. Zeithchritf für Geomorphologie. Berlin. Büdel, J. 1977: Klima-Geomorphologie. Gebrüder Borntraeger. Berlin-Stuttgart. Buser, S. 1976: Tektonska zgradba jùno zahodne Slovenije. Geotektonika, geofizika: 8. jugoslovanski geolo{ki kongres 3, str. 45–58. Ljubljana. Buser, S. 1994: Geolo{ka zgradba blìnje okolice Sti~ne. V: Gabrovec, S., 1994: Sti~na I. Naselbinska izkopavanja. Katalogi in monografije 28, str. 42–47. Narodni muzej. Ljubljana. 145 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Cerdà, A., García-Fayos, P. 1997: The influence of slope angle on sedimnent, water and seed losses on badland landscapes. Geomorphology 18, str. 77–90. Amsterdam. Chapman, G. P. 1977: Human and Enviromental Systems, A Geographer’s Appraisal. Academic Press. London. Chorley, R. J., Haggett, P. 1967: Models in Geography. Methuen. New York. Chorley, R. J., Schumm, S. A., Sugden, D. E. 1984: Geomorphology. Methuen. New York. Cook, F. A. 1959: A review of the study of periglacial phenomena in Canada. Geographical bulletin 13, str. 22–53. Department of Mines and Technical Surveys. Ottawa. Csámer, Á. 2003: Shallow subvolcanic andesitic magmatism in the east Borsod basin, Hungary: an example of magma/wet sediment interaction. Acta Mineralogica-Petrographica – Abstract Series 1/22. Szeged. Czudek, T., Demek, J. 1970: Pleistocene cryopedimentation in Chechoslovakia. Acta geographica L / od- ziensia 24. L / odz´. Czudek, T., Demek, J. 1973: The valley cryopediments in eastern Siberia. Biuletyn peryglacjalny 22. L / odz´. ^ar, J. 1974: Zakriti kras v blìnji okolici Idrije. Na{e jame 16, str. 51–62. Ljubljana. ^ar, J. 2001: Structural bases for shaping of dolines. Acta carsologica 30/2, str. 239–256. Ljubljana. ^eh, B. 1999: Izgubljamo rodovitne povr{ine. Kmetovalec 67/8, str. 5–6. Ljubljana. Demek, J., Embleton, C., Gellert, J. F., Verstappen, H. Th. 1972: Manual of detailed geomorphological mapping. International Geographical Union, Commission on Geomorphological survey and mapping. Praga. Denali fault earthquake. 2005. USGS, Department of natural resources, Division of geological and geophy-sical surveys. Medmrèje: http://landslides.usgs.gov/html_files/News/2002/Denali%20Fault Dethier, D. P. 1986: Weathering rates and the chemical flux from catchments in the Pacific Northwest, U. S. A. V: S. M. Colman, D. P. Dethier (ur.) 1986: Rates of Chemical Weathering of Rocks and Minerals, str. 503–530. Academic Press. Orlando. Differentiating sinh(x) and cosh(x). Medmrèje: http://www.ucl.ac.uk/Mathematics/geomath/level2/hyper/ hy4.html (18. 5. 2005). Dixon, J. C., Thorn, C. E. 2005: Chemical weathering and landscape development in mid-latitude alpi-ne environments. Geomorphology 67, str. 127–145. Amsterdam. Dixon, J. C., Thorn, C. E., Darmodyc, R. G., Schlyterd, P. 2001: Weathering rates of fine pebbles at the soil surface in Kärkevagge, Swedish Lapland. Catena 45/4, str. 273–286. Reiskirchen. D’Oreffice, M, Graciotti, R. 2005: Geological and geomorphological aspects of the central-western area of the Carsoli basin (L’Aquilla, Italy). Geografia fisica e dinamica quarternaria 28/2, str. 181–191. Torino. Douglas D., 2004: Little Ice Age a Global Event. Medmrèje: http://www.greeningearthsociety.org/ Articles/2001/hockey1.htm (11. 3. 2005). Dowdeswell, J. A., Hambrey, M., J., Wu, R. 1985: A comparison of clast fabric and shape in Late Pre-cambrian and modern glacigenic sediments. Journal of Sedimentary Geology 55, str. 691–704. Dunlap, R. A. 2003: The golden ratio and Fionacci numbers. World scientific. London. Duras, R., Hradecký, J., Pánek, T., Du{ek, R. 2005: Vyuìtí geofyzikálních metod prþrþ analýze geore-liéfu horských oblastí. Geografický ~asopis 57/3, str. 267–284. Bratislava. Duyster, J. 1998: StereoNett. Ra~unalni{ki program. Medmrèje: http://homepage.ruhr-uni-bochum.de/ Johannes.P.Duyster/stereo/stereoload.htm (10. 3. 2005). EarthImager. 2003: 2D Resistivity and IP Inversion Software Instruction Manual. Razli~ica 1.2.0. Advan-ced Geosciences Inc. Austin. Electrical methods. 2005. Medmrèje: http://www.cflhd.gov/agm/geoApplications/SurfaceMethods/93Elec-tricalMethods.htm (8. 4. 2005). Embleton, C., King, A. M. C. 1975: Periglacial geomorphology. Arnold. London. Embleton, C., Thornes, J. 1979: Process in Geomorphology. Arnold. London. Fairbridge, R. W. 1968: The encyclopedia of geomorphology. Reinhold book corporation. New York. 146 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Faults. 2005. Schweizerischer Erdbebendienst (SED) – Swiss Seismological Service. Zürich. Medmrèje: http://www.seismo.ethz.ch/hazard/risk/PaleoSeis/trenches2.htm (9. 5. 2005). Fibonacci numbers. 2000. Medmrèje: http://www.branta.connectfree.co.uk/fibonacci.htm (28. 1. 2005). Field, M., Golubitsky, M. 1992: Symmetry in chaos. A search for pattern in mathematics, art and nature. Oxford university press. Oxford. Finlayson, B., Statham, I. 1980: Hillslope Analysis. Butterworths. London. Fonstad, M., Marcus, W. A. 2003: Self-Organized Criticality in Riverbank Systems. Annals of the Association of American Geographers 93/2, str. 281–296. Blackwell Publishing. Oxford. Ford, D. C. 1983: Karstic interpretation of the Winnipeg acquifer. Journal of Hydrology 61/1–3, str. 149–158. Amsterdam. Ford, D., Williams, P. 1996: Karst geomorphology and Hydrology. Chapman & Hall. London. Frantar, P., Hrvatin, M. 2005: Preto~ni reìmi v Sloveniji med letoma 1971 in 2000. Geografski vesnik 77–2, str. 115–127. Ljubljana. Gabrovec, M. 1990: Pomen reliefa za geografsko podobo Polhograjskega hribovja. Geografski zbornik 30, str. 5–68. Ljubljana. Gabrovec, M. 1994: Relief in raba tal na dolomitnih obmo~jih Slovenije. Doktorska disertacija. Oddelek za geografijo Filozofske fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Gabrovec, M. 1995a: Dolomite areas in Slovenia with particular consideration of relief and land use (Dolomitne pokrajine v Sloveniji s posebnim ozirom na relief in rabo tal). Geografski zbornik 35, str. 7–44. Ljubljana. Gabrovec, M. 1995b: Land use in dolomite regions in Slovenia. Acta carsologica 24, str. 221–228. Gabrovec, M. 1996a: Dolinka, dolek ali dolec? Geografski vestnik 68, str. 261–263. Ljubljana. Gabrovec, M. 1996b: Son~no obsevanje v reliefno razgibani Sloveniji. Geografski zbornik 36, str. 47–68. Ljubljana. Gabrovec, M., Kladnik, D. 1997: Some new aspects of land use in Slovenia. Geografski zbornik 37, str. 7–64. Ljubljana. Gams, I. 1959: H geomorfologiji kra{kega polja Globodola in okolice. Acta carsologica 2, str. 27–65. Ljubljana. Gams, I. 1961: H geomorfologiji Bele krajine. Geografski zbornik 6, str. 193–240. Ljubljana. Gams, I. 1962a: Meritve korozijske intenzitete v Sloveniji in njihov pomen za geomorfologijo. Geografski vestnik 34, str. 3–20. Ljubljana. Gams, I. 1962b: Slepe doline v Sloveniji. Geografski zbornik 7, str. 263–306. Ljubljana. Gams, I. 1963a: Logar~ek. Acta carsologica 3, str. 5–84. Ljubljana. Gams, I. 1963b: Velo polje in problemi pospe{ene korozije. Geografski vestnik 35, str. 55–64. Ljubljana. Gams, I. 1966: Faktorji in dinamika korozije na karbonatnih kameninah slovenskega dinarskega in alp-skega krasa. Geografski vestnik 38, str. 11–63. Ljubljana. Gams, I. 1968: Geomorfolo{ko kartiranje na primeru Rakitne in Glinic. Geografski vestnik 40, str. 69–88. Ljubljana. Gams, I. 1974: Kras, zgodovinski, naravoslovni in geografski oris. Slovenska matica. Ljubljana. Gams, I. 1980: Poglavitni dejavniki kemi~ne erozije na krasu po svetu. Geografski vestnik 52, str. 3–15. Ljubljana. Gams, I. 1983: Geografske zna~ilnosti Slovenije. Mladinska knjiga. Ljubljana. Gams, I. 1993: Karst denudation measurements in Slovenija and their geomorphological value. Na{e jame 35/1, str. 21–30. Ljubljana. Gams, I. 2001: William Morris Davis, Anton Melik, level top ridges and slope processes in Slovenia. Geografski zbornik 41, str. 203–219. Ljubljana. Gams, I. 2003: Kras v Sloveniji v prostoru in ~asu. Zalòba ZRC. Ljubljana. Gams, I., Natek, K. 1981: Geomorfolo{ki zemljevid 1 : 100.000 in razvoj reliefa v Litijski kotlini. Geografski zbornik 21, str. 9–61. Ljubljana. 147 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Gams, I., Natek, K. ^erne, F. 1981: Splo{na geomorfolo{ka karta in mònosti njene uporabe v procesu planiranja (na primeru Litijskega okoli{a). Ib 15/1, str. 12–16. Gams, I., Zeremski, M., Markovi}, M., Lisenko, S., Bognar, A. 1985: Uputstvo za izradu detaljne geomorfolo{ke karte SFRJ u razmeru 1 : 100.000. Zvezni geolo{ki zavod. Beograd. Gao, J., Xia, Z. 1996: Fractals in physical geography. Progress in physical geography 20/2, str. 178–191. Geografija. Prevod in priredba: Kladnik, D. 2001. U~ila International. Trì~. Geographie. 2004. Physische geographie. Medmrèje: http://www.geographie-diplom.de (20. 5. 2004). Geometrijski elementi cestne osi in vozi{~a 2003: Osnutek tehni~ne specifikacije za javne ceste. Direkcija RS za ceste Ministrstva RS za promet. Ljubljana. Geomorphologie. 2004: Der Periglaziale Formenschatz. Medmrèje: http://www.geographie-diplom.de/Texte/Physisch/geomorph12.htm (18. 5. 2004). Georgi, J., Mannes, S. 2004: Skritp zur Geomorphologievorlesung. Institut für physische Geographie, Albert-Ludwigs-Universität Freiburg. Freiburg. Gleick, J. 1991: Kaos: rojstvo nove znanosti. Dràvna zalòba Slovenije. Ljubljana. Goudie, A. 1981: Geomorphological techniques. British Geomorphological Research Group in Allen&Unwin. London. Goudie, A., S. 2004: Encyclopedia of Geomorphology. Routledge. London. Grad, K., Ferjan~i~, L. 1976: Osnovna geolo{ka karta SFRJ 1 : 100.000. Tolma~ lista Kranj. Zvezni geolo{ki zavod. Beograd. Gregora~, V. 1995: Mali leksikon geologije. Tehni{ka zalòba Slovenije. Ljubljana. Gregori~, V. 1964: Nastanek tal na triadnih dolomitih. Doktorska disertacija. Oddelek za geologijo Fakultete za naravoslovje in tehnologijo Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Gregori~, V. 1969: Nastanek tal na triadnih dolomitih. Geologija 12, str. 201–230. Ljubljana. Gros, D. 1999: Upravi~enost regulacij vodnih tokov na kontaktnem krasu (primer Dobske uvale na Dolenjskem). Ujma 13, str. 258–260. Ljubljana. Gutiérrez-Elorzaa, M., Peña-Monné1, J. L. 1998: Geomorphology and late Holocene climatic change in Northeastern Spain. Geomorphology 23/2–4, str. 205–217. Amsterdam. Habi~, P. 1968: Kra{ki svet med Idrijco in Vipavo, prispevek k poznavanju razvoja kra{kega reliefa. Dela Slovenske akademije znanosti in umetnosti 21. Ljubljana. Habi~, P. 1970: Intermitentni kra{ki izvir Lintvern pri Vrhniki. Ata Carsologica 5, str. 189–203. Ljubljana. Habi~, P. 1981: Nekatere zna~ilnosti kopastega krasa v Sloveniji. Acta Carsologica 9, str. 5–25. Ljubljana. Habi~, P. 1983: Kra{ki pojavi v Kr{kem hribovju. Acta carsologica 11, str. 5–18. Ljubljana. Harrison, S. 2001: On reductionism and emergence in geomorphology. Transactions of the Institute of British Geographers 26/3, str. 327–339. Blackwell Publishing. Oxford. Harvey, D. 1969: Explanation in Geography. Arnold. London. Hilton, P., Holton, D., Pedersen, J. 1996: Mathematical reflections. In a room with many mirrors. Springer. New York. Hradek, M. 1989: The dangerous role of dells in agricultural landscapes of South Moravia (Czechosla-vakia). Geomorphological hazards. Supplementi di Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria 2, str. 51–62. Pisa. Hrvatin, M, Perko, D. 2002: Ugotavljanje ukrivljenosti povr{ja z digitalnim modelom vi{in in njena uporabnost v geomorfologiji. V: Podobnikar, T. 2002: Geografski informacijski sistemi v Sloveniji 2001–2002, str. 65–72. Zalòba ZRC. Ljubljana. Hrvatin, M, Perko, D. 2006: Hipsografska analiza pore~ij z digitalnim modelom vi{in. Geografski informacijski sistemi v Sloveniji 2005–2006, str. 43–51. Zalòba ZRC. Ljubljana. Hrvatin, M., Komac, B., Perko, D., Zorn, M. 2006: Soil erosion in Slovenia. V: Boardman, J., Poesen, J. 2006: Soil erosion in Europe. Willey & Sons. London (v tisku). Hrvatin, M., Zorn, M., Komac, B. 2005: Geomorfolo{ke zna~ilnosti okolice Triglava. Elaborat. Geografski in{titut Antona Melika ZRC SAZU. Ljubljana. 148 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Huang, N. Y. 2005: Self-organization of Cultural-Natural Systems. Medmrèje: http://eclectic.ss.uci.edu/ ~ drwhite/Anthro179a/TomAbel/TomAbel.ppt (31. 1. 2005). Hugget, R. 2004: Complexity in geomorphology. V: Goudie, A. S. 2004: Encyclopedia of Geomorphology 1, str. 176–178. Routledge. London. Idrisi. GIS and image processing software 1987–2001. Razli~ica 32.2. Medmrèje: http://www.clarklabs.org (10. 5. 2005). in soils under environmental acidification. Journal of the Geological Society Janè, J., ^ar, J., Habi~, P., Podobnik, R. 1997: Vodno bogastvo visokega krasa, Ranljivost kra{ke podzemne vode Banj{ic, Trnovskega gozda, Nanosa in Hru{ice. Geologija. Idrija. Jenko, F. 1959: Hidrogeologija in vodno gospodarstvo krasa. Dràvna zalòba Slovenije. Ljubljana. Kaeubler, R. 1937: Die Tilke als junge Form des Kulturlandes. Geog. Anz. 38/16, str. 361–372. Gotha. Kessler, M., A., Werner, B., T. 2003: Self-organization of sorted patterned ground. Science 299, str. 380–383. New York. Kili}, S. 1986: Fizika 1. Fizi~ke osnove mehanike, molekularno-kineti~ka teorija i termodinamika. Fakultet gra|evinskih znanosti Sveu~ili{ta u Splitu. Split. Kladnik, R. 1989: Visoko{kolska fizika. Mehanski in toplotni pojavi. Dràvna zalòba Slovenije. Ljubljana. Klein, E., C., Davis, D., M. 2005: Surface Sample Bias and Clast Fabric Interpretation Based on Till, Ditch Plains, Long Island. Medmrèje: http://pbisotopes.ess.sunysb.edu/lig/Conferences/abstracts_02/klein/ klein.htm (10. 3. 2005). Klemen~i~, M. 1992: Kaos in geografija. Geografski vestnik 64, str. 151–156. Ljubljana. Klimaszewski, M. 1981: Geomorfologia. Panśwowe wydawnictwo naukowe. Warszawa. Klimatografija Slovenije 1995: Temperature zraka 1961–1990. Hidrometeorolo{ki zavod Republike Slovenije. Ljubljana. Klinkenberg, B. 2004: Fractal. V: Goudie, A., S. 2004: Encyclopedia of Geomorphology 1, str. 407. Routledge. London. Kogov{ek, J., Kranjc, A. 1992: Intenzivnost zakrasevanja v dolomitnem krasu (Na primeru La{~). Geografski vestnik 64, str. 9–18. Ljubljana. Kolbezen, M., Pristov, J. 1998: Povr{inski vodotoki in vodna bilanca Slovenije. Hidrometeorolo{ki zavod Republike Slovenije. Ljubljana. Komac, B. 2000: Vodne razmere kra{kih izvirov na jùnem podnòju Kaninskega pogorja. Diplomsko delo. Oddelek za geografijo Filozofske fakultete Univerze v Ljubljani. Bovec. Komac, B. 2001: Geografski vidiki nesre~e. Ujma 14–15, str. 60–66. Ljubljana. Komac, B. 2001: The karst springs of the Kanin massif. Geografski zbornik 41, str. 7–43. Ljubljana. Komac, B. 2003a: Geomorfne oblike in procesi na dolomitu. Magistrsko delo. Oddelek za geografijo Filozofske fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Komac, B. 2003b: Dolomitni relief na obmo~ju @ibr{. Geografski zbornik 43/2, str. 7–31. Ljubljana. Komac, B. 2004: Dolomitni kras ali fluviokras? Geografski vestnik 76/1, str. 53–60. Ljubljana. Komac, B. 2005: Dolec kot zna~ilna reliefna oblika na dolomitnem povr{ju. Doktorsko delo. Oddelek za geografijo Filozofske fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Komac, B., Gabrovec, M. 2003: Some characteristics of dolomite relief in Slovenia. Geografický ~asopis 56/3, str. 187–201. Bratislava. Komac, B., Zorn, M. 2005: Erozija prsti na kmetijskih zemlji{~ih v sloveniji – meritvèlebi~ne erozije v dolini Besnice. Geografski zbornik 45/1, str. 53–86. Ljubljana. Komac, M. 2003: Napoved tveganja pred plazovi z analizo satelitskih in drugih prostorskih podatkov. Doktorska disertacija. Oddelek za geologijo Naravoslovnotehni{ke fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Komac, M. 2004: Model stopnje ogroènosti plazov na osnovi multivariantne analize. Geologija 47/2, str. 238–247. Koshy, T. 2001: Fibonacci and Lucas numbers with applications. John Wiley and sons. New York. 149 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Kunaver, J. 1990a: Preval Vr{i~ v Julijskih Alpah in denudacijsko-erozijski procesi v njegovem dolomit-skem povr{ju. 4. skup geomorfologa Jugoslavije, str. 125–134. Geografski fakultet. Beograd. Kunaver, J. 1990b: H geomorfologiji dolomitnega prevala Vr{i~ v Julijskih Alpah. Geografski vestnik 62, str. 79–98. Ljubljana. Kunaver, J. 1999: Geomorfolo{ki razvoj doline Krnice in njene zadnje poledenitve. Dela 13, str. 63–75. Ljubljana. Kunaver, J., Komac, B. 2002: Kra{ke vode Kaninskega pogorja in izviri pod njim, s posebnim ozirom na Glijun. So{ki razgovori I, zbornik za domoznanstvo Zgodovinske sekcije KD Golobar, str. 47–67. Zgodovinska sekcija Kulturnega dru{tva Golobar. Bovec. Kusumastuti, D., I. 2005: Nonlinearities. Medmrèje: http://www2.cwr.uwa.edu.au/~kusumast/Nonlinearity.htm (4. 2. 2005). Ku{~er, D., Grad, K., Nosan, A., Ogorelec, B., 1974: Geolo{ke raziskave so{ke doline med Bovcem in Kobaridom. Geologija 17, str. 425–465. Ljubljana. Lapanje, A. 2000: Hidrogeologija dolomitnega vodonosnika Mirne gore na severozahodu Bele Krajine. Magistrsko delo. Oddelek za geologijo Naravoslovnotehni{ke fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Lapidus, D., Winstanley, F. 1990: Collins dictionary of Geology. Collins. London. Lehotský, M. 2004: Soil erosion investigation using caesium-137 and dendrogeomorphic methods (case studies in Jablonka catchment). Medmrèje: http://www.zalf.de/essc/inhalt.htm (12. 2. 2004). Lesser, H., Haas, H. D., Mosimann, T., Paesler, R. 1984: Diercke, Wörterbuch der Allgemeinen Geographie. Band 1, A-M. Westermann. München. Lewis, D. H. 2001: Little Ice Age investigations in Strathcona Provincial Park, Vancouver Island, B. C. Magistrsko delo. University of Victoria. Medmrèje: http://cgrg.geog.uvic.ca/abstracts/LewisLittle-Dendroglaciological.html (22. 12. 2004). Lindsay, J. 2002: TAS – Terrain analysis system. Medmrèje: http://www.sed.manchester.ac.uk/geography/ research/tas/ (10. 5. 2005). Lindsay, J., F. 1970: Clast fabric of till and its development. Journal of Sedimentary Petrology 40, str. 629–641. New York. Little ice age in Europe. 2004. Medmrèje: http://www2.sunysuffolk.edu/mandias/lia/little_ice_age.html (11. 4. 2005). Lovren~ak, F. 1987: Zgornja gozdna meja v Julijskih Alpah in na visokih kra{kih planotah Slovenije. Geografski zbornik 26, str. 5–62. Ljubljana. Lovren~ak, F. 1994: Pedogeografija. Oddelek za geografijo Fiilozofske fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Mac, I. 1969: Degradarea unei suprafete de eroziune pliocena. Studii s¸i cercetàri de geografie 2/16, str. 181–193. Bukare{ta. Marosi, S. 1987: Contributions to the pleistocene legacy in microregional ecological variation in Hungary. V: Pécsi, M. 1987. Pleistocene environment in Hungary, contribution to INQUA Hungarian national commitee to the XIIth INQUA congress, str. 195–203. Geographical research institute. Budimpe{ta. Martin, Y. 2000: Modelling hillslope evolution: linear and nonlinear transport relations. Geomorphology 34, str. 1–21. Medmrèje: http://www.agiusa.com/brochure_bridgefoundation.shtml (8. 4. 2005). Meybeck, M. 1987: Global chemical weathering of surficial rocks estimated from river dissolved loads. American journal of science 282/4, str. 401–450. New Heaven. Mihevc, A. 1979: Geomorfolo{ka zemljevid ozemlja Loga{kih Rovt. Diplomsko delo. Oddelek za geografijo Filozofske fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Mihevc, A. 1986: Geomorfolo{ka karta ozemlja Loga{kih Rovt. Acta carsologica 14–15, str. 207–218. Ljubljana. Mihevc, A. 1996: Brezstropa jama pri Povirju. Na{e jame 38, str. 65–75. Ljubljana. 150 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Mihevc, A. 2001: Jamski fluvialni sedimenti v Snèni jami na Raduhi in v Poto~ki zijalki. Geolo{ki zbornik, Povzetki referatov 15. posvetovanja slovenskih geologov, str. 60–63. Oddelek za geologijo Naravoslovnotehni{ke fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Miko{, M., Zupanc, V. 2000: Erozija tal na kmetijskih povr{inah. Sodobno kmetijstvo 33/10, str. 419–423. Ljubljana. Mlekù, J. 2004: @ivljenjska pripoved migrantke Luise: prispevek za »druga~no« drùbeno geografijo. Geografski vestnik 76/1, str. 37–51. Ljubljana. Montgomery, K. 1989: Concepts of equilibrium and evolution in geomorphology: the model of branch systems. Progress in physical geography 13/1, str. 47–66. Arnold. London. Morgan, P. C. 1979: Soil erosion; topics in applied geography. Longman. London. Müllenhoff, M. 1999: Physiogeographisch-morphogenetische Untersuchung des Naturraums in der Umge-bung der Kerisstadt Korbach (Nordhessen) als Grudlage für einen geographischen Themenpfad. Diplomsko delo. Medmrèje: http://www.private.addcom.de/Muellenhoff/Diplom/DiplomInhalt.htm (16. 2. 2004). Myers, N. 1991: Gaia, modri planet: atlas za dana{nje upravljalce jutri{njega sveta. Mladinska knjiga. Ljubljana. Najmo~nej{i potresi v Sloveniji. 2005. Medmrèje: http://www.arso.gov.si/podro~cja/potresi/zanimivo-sti/najmocnejsi_potresi.html (10. 3. 2005). Natek, K. 1983: Metoda izdelave in uporabnost splo{ne geomorfolo{ke karte. Magistrska naloga. Oddelek za geografijo Filozofske fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Natek, K. 1985: Geomorfolo{ko dogajanje, ~as in mi. Proteus 47/8, str. 301–305. Ljubljana. Natek, K. 1989a: Erozija. Enciklopedija Slovenije 3, str. 57–58. Mladinska knjiga. Ljubljana. Natek, K. 1989b: Geomorfolo{ke zna~ilnosti usadov v Halozah. Ujma 4, str. 11–15. Ljubljana. Natek, K. 1989c: Vloga usadov pri geomorfolo{kem preoblikovanju Voglajnskega gri~evja. Geografski zbornik 29, str. 37–77. Ljubljana. Natek, K. 2001: The life and work of William Morris Davis (1850–1934). Geografski zbornik 41, str. 155–165. Ljubljana. Novak, V. 1970: @ivinoreja. V: Blaznik, P. 1970: Gospodarska in drùbena zgodovina Slovencev: Zgodovina agrarnih panog 1, str. 343–394. DZS. Ljubljana. Odre|ivanje starosti metodom 14C. 2005: Medmrèje: http://www.irb.hr/hr/str/zef/z3labs/lna/C14/ (12.3.2005). Ogorelec, B., Rothe, P. 1992: Mikrofazies, Diagenese und Geochemie des Dachsteinkalkes und Hapt-dolomits in Süd-West Slowenien. Geologija 35, str. 81–181. Ljubljana. O{tir, K., Podobnikar, T., Stan~i~, Z., Mlinar, J. 2000: Digitalni model vi{in Slovenije InSAR DMV 25. Geo-detski vestnik 44–4. Ljubljana. OxCal. 2005: Medmrèje: http://www.rlaha.ox.ac.uk/orau/oxcal.html (5. 3. 2005). Pa·ces, T.: 1986: Weathering rates of gneiss and depletion of exchangeable cations Parsons, A. J. 1988: Hillslope form. Routledge. London. Pécsi, M. 1964: Ten years of physiogeographic research in Hungary. Akadémiai Kiadó. Budapest. Pécsi, M. 1966: Problèmes quarternaires de la recherche géomorphologique des montagnes centrals intracarpathiques. Geographia Polonica 10, str. 115–144. Warszawa. Pécsi, M. 1989: Geomorphological and geoecological essays, str. 61–72. Akadémiai kiadó. Budapest. Pécsi, M. 1996: Geomorphological regions of Hungary. Hungarian Academy of sciences, Geographical research institute. Budapest. Penck, W. 1972: Morphological analysis of land forms. A contribution to physical geology. Hafner pub-lishing company. New York. Perko, D. 1989: Vzhodna Kr{ka kotlina s posebnim ozirom na poselitev. Magistrska naloga. Oddelek za geografijo Filozofske fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. 176 str. Perko, D. 2001: Analiza povr{ja Slovenije s stometrskim digitalnim modelom reliefa. Geografija Slovenije 3. Ljubljana. 151 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Perko, D. 2002. Dolo~anje vodoravne in navpi~ne razgibanosti povr{ja z digitalnim modelom vi{in. Geografski vestnik 74–2, str. 85–98. Ljubljana. Petek, F. 2005: Spremembe rabe tal v slovenskem alpskem svetu. Geografija Slovenije 11. Ljubljana. Phillips, J. 1995a: Nonlinear dynamics and the evolution of relief. Geomorphology 14, str. 57–64. Amsterdam. Phillips, J. 1995b: Self-organization and landscape evolution. Progress in physical geography 19/3, str. 309–321. London. Phillips, J. 1999: Earth surface systems. Complexity, order and scale. Blackwell. London. Phillips, J. 2003: Sources of nonlinearity and complexity in geomorphic systems. Progress in physical geography 27/1, str. 1–23. London. Phillips, J. 2005a: Weathering and landscape evolution. Geomorphology 67, str. 1–6. Amsterdam. Phillips, J. 2005b: Weathering instability and landscape evolution. Geomorphology 67, str. 255–272. Amsterdam. Phillips, J. D., Walls, M. D. 2004: Flow partitioning and unstable divergence in fluviokarst evolution in central Kentucky. Nonlinear Processes in Geophysics 11, str. 371–381. Strasbourg. Pihler, B. 1999: Gozd in gozdni potok – nedeljiva celota. Gozdarski vestnik 57/4, str. 173–185. Ljubljana. Placer, L. 2004: Subrecentni premik na Orlah. Geologija 47/2, str. 233–236. Ljubljana. Plut, D. 1991: Entropijska zanka. Didatkta. Radovljica. Prelov{ek, M. 2001: Talni tokovi vode. Seminarska naloga. Oddelek za geografijo Filozofske fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Premru, U. 1982: Geolo{ka zgradba jùne Slovenije. Geologija 25/1, str. 95–126. Ljubljana. Püspöki, Z., Szabó, S., Demeter, G., Szalai, K., McIntosh, R. W., Vincze, L., Németh, G., Kovács, I. 2005: The statistical relationship between unconfined compressive strengths and the frequency distributions of slope gradients – A case study in northern Geomorphology 71, 3–4/1, str. 424–436. Amsterdam. Radinja, D. 1972: Zakrasevanje v Sloveniji v lu~i celotnega morfogenetskega dogajanja. Geografski zbornik 13, str. 197–243. Ljubljana. Radinja, D. 1983: Usadi v subpanonski Sloveniji. Naravne nesre~e v Sloveniji kot na{a ogroènost, str. 67–74. Geografski in{titut Antona Melika ZRC SAZU. Ljubljana. Rakovec, I. 1939: Prispevki k tektoniki in morfogenezi Lo{kih hribov in Polhograjskih dolomitov. Geografski vestnik 15, str. 99–121. Ljubljana. Rauch, H. W., White, W. B. 1977: Dissolution Kinetics of Carbonate Rocks; Effects of Lithology on Dissolution Rate. Water Resources Research, str. 381–394. Register zemljepisnih imen – izpis. 2005. Geodetska uprava RS. Ljubljana. Sandiford, M. 2004: Drainage networks as emergent phenomena. Analogue and numerical models of crustal-scale processes. Geological Society Special Publication. Medmrèje: http://jaeger.earthsci. unimelb.edu.au/msandifo/Publications/Manuscripts/2005/GeolSoc_05b.pdf (31. 1. 2005). Sapoval, B., Baldassarri, A., Gabrielli, A. 2005: Self-stabilised fractality of sea-coasts through damped erosion. Medmrèje: http://pmc.polytechnique.fr/bs/SeaCoasts.html (11. 4. 2005). Scheidegger, A. E. 1987: Systematic Geomorphology. Springer-Verlag. Wien. Schlunegger, F. 2002: Impact of hillslope-derived sediment supply on drainage basin development in small watersheds at the northern border of the central Alps of Switzerland. Geomorphology 46, str. 285–305. Amsterdam. Schlunegger, F., Schneider, H. 2005: Relief-rejuvenation and topographic length scales in a fluvial drainage basin, Napf area, Central Switzerland. Geomorphology 69, str. 102–117. Amsterdam. Schumm, S. 1977: The fluvial system. Wiley. New York. Schumm, S. A. 1991: To interpret the Earth – ten ways to be wrong. Cambridge University Press. Cambridge. Slovenska kra{ka terminologija. 1973. Oddelek za geografijo Filozofske fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Small, R. J. 1964: The escarpment dry valleys of the Wiltshire chalk. Transactions of the Institute of British geographers 34, str. 33–52. London. 152 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Smart, C. C. 1988: A deductive model of karst evolution based on hydrological probability. Earth surface processes and landforms 13, str. 271–288. London. Sparks, B. W., Lewis, W. V. 1957: Escarpment dry valleys near Pegsdon, Hertfordshire. Proceedings of the Geologists Association 68, str. 26–38. London. SSKJ – Slovar slovenskega knjìnega jezika. 1993–1997. Elektronska izdaja, razli~ica 1.0. In{titut za slovenski jezik Frana Ramov{a ZRC SAZU, DZS in Amebis d. o. o. Kamnik, Ljubljana. Stankoviansky, M. 2004: Geomorphic response of agricultural landscape to land use changes asso-ciated with introduction of large scale farming in Slovakia. Medmrèje: http://www.zalf.de/essc/inhalt.htm (12. 2. 2004). Starkel, L., 1966: Evolution of the relief of the Polish east Carpathian in the Quarternary (with the upper San basin as example). Geographia Polonica 10, str. 89–114. Warszawa. Stepanov, A. 2004: Medmrèje: http://www.goldenmuseum.com/index_engl.html (27. 1. 2005). Strahler, A. H. 1992: Modern physical geography. John Wiley & Sons. New York. Strahler, A. H., Strahler, A. N. 1992: Modern Physical Geography. New York. Summerfield, M. A. 1996: Global geomorphology – an introduction to the study of landforms. Longman. Burnt Mill. Surveys, Geographical branch. Ottawa. Székely, A. 1987: Nature and extent of relief sculpturing in the Hungarian mountains during the pleistocene. V: Pécsi, M. 1987: Pleistocene environment in Hungary, contribution to INQUA Hungarian national commitee to the XIIth INQUA congress, str. 171–182. Geographical research institute. Budimpe{ta. [egota, T. 1988: Klimatologija za geografe. [kolska knjiga. Zagreb. [ifrer, M. 1959: Obseg pleistocenske poledenitve na Notranjskem Snèniku. Geografski zbornik 5, str. 27–83. Ljubljana. [ifrer, M. 1963: Nova geomorfolo{ka dognanja na Triglavu. Triglavski ledenik v letih 1954–1962. Geografski zbornik 8, str. 157–222. Ljubljana. [ifrer, M. 1970: Nekateri geomorfolo{ki problemi dolenjskega krasa. Na{e jame 11, str. 7–15. Ljubljana. [ifrer, M. 1983: Kvartarni razvoj [kofjelo{kega hribovja. Geografski zbornik 22, str. 139–195. Ljubljana. [ifrer, M. 1984: Nova dognanja o geomorfolo{kem razvoju Ljubljanskega barja. Geografski zbornik 23, str. 9–54. Ljubljana. [ifrer, M. 1990: Razvoj reliefa na Slovenskem v lu~i klimatske geomorfologije. Geomorfologija in geoeko-logija, Zbornik referatov 5. znanstvenega posvetovanja geomorfologov Jugoslavije, str. 45–54. Ljubljana. [ifrer, M. 1997: Povr{je v Sloveniji. Elaborat. Geografski in{titut Antona Melika ZRC SAZU. Ljubljana. [kerlj, J., ^ebulj, A., [tern, J., Vesel, J. 1975: Industrijski minerali in kamnine v Sloveniji. Geologija 18, str. 231–242. Ljubljana. Temeljni pogoji za dolo~anje cestnih elementov v odvisnosti od voznodinami~nih pogojev, ekonomike cest, prometne obremenitve in prometne varnosti ter preglednosti. 2003. Osnutek tehni~ne specifikacije za javne ceste. Direkcija RS za ceste, Ministrstvo RS za promet. Ljubljana. The Last 1000 years: The Medieval Warm Period and the Little Ice Age. 2004. Medmrèje: http://earth.usc.edu/ geol150/evolution/lastmillenia.html (2. 6. 2005). The Little Ice Age and before. Medmrèje: http://geowords.com/histbooknetscape/b03.htm (19. 5. 2005). Tinkler, K. J. 1989: History of Geomorphology: from Hutton to Hack. Unwin/Hyman. London & New York. Tokunaga, E. 2003: Tiling Properties of Drainage Basins and Their Physical Bases. Concepts and Modelling in Geomorphology: International Perspectives, str. 147–166. Terrapub. Tokyo. Topole, M. 1998: Mirnska dolina – regionalna geografija pore~ja Mirne na Dolenjskem. Znanstvenora-ziskovalni center SAZU, Zalòba ZRC. Ljubljana. Trudgill, S. T. 1977: Problems in the estimation of short-term variations in limestone erosion processes. Earth Surface Processes and landforms 2/2–3, str. 251–256. London. Tuckfield, C., G. 1986: A study of dells in the New Forest, Hampshire, England. Earth Surface Processes and Landforms 11, str. 23–40. London. 153 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Urbanc, M. 2002: Kulturne pokrajine v Sloveniji. Geografija Slovenije 5. Ljubljana. Valen~i~, V. 1970: Vinogradni{tvo. V: Blaznik, P. 1970: Gospodarska in drùbena zgodovina Slovencev: Zgodovina agrarnih panog 1, str. 279–308. DZS. Ljubljana. Verbi~, T. 1991: Geolo{ke osnove morfogeneze reliefa na prostoru Slovenije. Magistrska naloga. Oddelek za montanistiko Naravoslovnotehni{ke fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Verbi~, T. 1998: Kamnine. V: Fridl, J. in ostali 1998: Geografski atlas Slovenije, str. 74–77. Dràvna zalòba Slovenije. Ljubljana. Verbi~, T. 2004: Stratigrafija kvartarja in neotektonika vzhodnega dela Kr{ke kotline. Razprave IV. razreda SAZU 45, str. 171–225. Ljubljana. Verbov{ek, T. 2003: Izdatnost vodnjakov in vrtin v Sloveniji – skupina dolomitnih vodonosnikov. Oddelek za montanistiko Naravoslovnotehni{ke fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Vidrih, R. 2005: Napovedovanje potresov – da ali ne? @ivljenje in tehnika 66/4, str. 20–36. Ljubljana. Viles, H. A. 2001: Scale issues in weathering studies. Geomorphology 41/1, str. 63–72. Amsterdam. Viles, H. A., 2004: Self-organized criticality. V: Goudie, A., S. 2004: Encyclopedia of Geomorphology 2, str. 944–945. Routledge. London. Whalley, W. B., Turkington, A. V. 2001: Weathering and Geomorphology. Geomorphology 41/1, str. 1–3. Amsterdam. Young, A. 1961: Characteristic and limiting slope angles. Zeitschrift für geomorphologie 5/2, str. 126–131. Stuttgart. Young, A. 1972: Slopes. Oliver & Boyd. Edinburgh. Young, A., R., M. 1986: The geomorphic development of dells (upland swamps) on the Woronora Pla-teau N. S. W., Australia. Zeitschrift für Geomorphologie 30, str. 317–327. Stuttgart. Zámbó, L. 1989: Impact of karst corrosion effect of soils on doline morphology. V: Pécsi, M. 1989: Geomorphological and geoecological essays, str. 61–72. Akadémiai kiadó. Budapest. Zogovi}, D. 1966: Hidrogeolo{ka uloga dolomita u dinarskom karstu. Vesnik, inènjerska geologija i hidrogeologija 6, str. 5–112. Zavod za geolo{ka i geofizi~ka istraìvanja. Beograd. Zorn, M. 2002: Podori na Dobra~u. Geografski vestnik 74, str. 2, 9–20. Ljubljana. Zorn, M., Komac, B. 2002: Pobo~ni procesi in drobirski tok v Logu pod Mangartom. Geografski vestnik 74–1, str. 9–23. Ljubljana. Zupan Hajna, N. 2000: Razmerje med avtohtono kemi~no in mehansko erozijo pri nastajanju kra{kih rovov. Doktorska disertacija. Oddelek za geologijo Naravoslovnotehni{ke fakultete Univerze v Ljubljani. Ljubljana. Zupan Hajna, N. 2003: Incomplete solution – weathering of cave walls and the production, transport and deposition of carbonate fines. In{titut za raziskovanje krasa ZRC SAZU. Postojna. Zupan, N. 1989: Mineralogija tektonske gline v Pivki jami. Acta carsologica 18, str. 139–156. Ljubljana. @ivanovi}, M. 2003: Primeri uporabe georadarskih raziskav v razli~nih kamninah. Geolo{ki zbornik 17, str. 181–186. Oddelek za geologijo Naravoslovnotehni{ke fakultete. Ljubljana. 154 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 8 SEZNAM SLIK Slika 1: Dolci so pomembna reliefna oblika na @ibr{ah (Komac 2003a). 16 Slika 2: Geomorfolo{ka skica Kali{~a (Gabrovec 1994, 94). 17 Slika 3: Geomorfolo{ka skica Kure{~ka (Gabrovec 1994, 98). 17 Slika 4: Dolci so na Rakitni na pobo~jih Nova{ke gore in @upanovega vrha. Pu{~ica ozna~uje enega od dolcev (Gams 1968, 80). 18 Slika 5: Dolci so na dolomitnem povr{ju v okolici Litije pogosta reliefna oblika. Na karti so dolci ozna~eni s pu{~ico (Gams in Natek 1981). 19 Slika 6: Dna dolcev v @ibr{ah so ploska zaradi debele plasti prepereline in intenzivne obdelave. Na soto~ju dveh dolcev je bila do pred kratkim njiva, danes pa je obmo~je namenjeno pa{i. (fotografija: Matija Zorn, 15. 4. 2005). 20 Slika 7: Zemljevid dolcev v @ibr{ah. Dolci so prikazani z vijoli~asto barvo, gozd s temno in travnik s svetlo zeleno, njive z rjavo, vode z modro, kamnolom s sivo in petindvajsetmetrske izohipse z oran`no barvo. Krogec ozna~uje lego najdi{~a lesa, opisanega v petem poglavju. 21 Slika 8: Dolci v Selu imajo gladka strma pobo~ja. V ozadju je bazen za lovljenje erodiranega gradiva, ki ga je pred desetletji postavilo Podjetje za urejanje hudournikov (fotografija: Blà Komac). 22 Slika 9: Dolci pri Selu v Polhograjskem hribovju (prirejeno po: Gabrovec 1994, 90). 22 Slika 10: Severozahodno in severno od Metnaja so dolci nastali v zaledju dolov na pobo~jih Kolka. Dolce prera{~a gozd, doli pa se pod vasjo stekajo v kra{ke kotanje blizu roba planote nad dolino Sti{kega potoka (fotografija: Blà Komac). 23 Slika 11: Dno dolca severno od Poljan pri Sti~ni se spodaj raz{iri in postane zaradi obilice prepereline plosko. Dolci se nazadnje zdruìjo v {irok dol s ploskim dnom, imenovan Dula. Na pobo~jih dolca so drevesa zvita zaradi polzenja prepereline (fotografija: Blà Komac). 24 Slika 12: V srednjem delu dolca severno od Poljan pri Sti~ni so pobo~ja strmej{a kot zgoraj in dno òje, pogosti so izdanki kamnine (fotografija: Blà Komac). 24 Slika 13: Zemljevid dolcev severno od Metnaja. Dolci so prikazani z vijoli~asto barvo, gozd s temno in travnik s svetlo zeleno, njive z rjavo, vode z modro in petindvajsetmetrske izohipse z oran`no barvo. 25 Slika 14: Zemljevid dolcev severno od doline Sti{kega potoka. Dolci so prikazani z vijoli~asto barvo, gozd s temno in travnik s svetlo zeleno, njive z rjavo, vode z modro in petindvajsetmetrske izohipse z oran`no barvo. 26 Slika 15: Zemljevid dolcev severno od Poljan. Dolci so prikazani z vijoli~asto barvo, gozd s temno in travnik s svetlo zeleno, njive z rjavo, vode z modro in petindvajsetmetrske izohipse z oran`no barvo. 27 Slika 16: Dno dolca na pobo~ju Nova{ke gore je {e ekstenzivno obdelano (fotografija: Blà Komac). 28 Slika 17: Zemljevid dolcev na Rakitni. Dolci so prikazani z vijoli~asto barvo, gozd s temno in travnik s svetlo zeleno, vode z modro, kamnolom s sivo in petdesetmetrske izohipse z oran`no barvo. 29 Slika 18: Vrednosti hipsometri~nega integrala za posamezna obmo~ja in povpre~je, izra~unano za vsa obmo~ja. 32 Slika 19: Pantometer sestavljata para premi~no spetih aluminijastih palic. Naklon povr{ja dolo~amo iz naklona vodoravne palice z libelo in kotomerom, ki sta pripeta na navpi~no palico. Naprava je visoka 2 m in {iroka 1,5 m. V ospredju je na njivi erozijsko merilno polje, izdelek Matije Zorna (fotografija: Blà Komac, 31. 3. 2005). 33 Slika 20: Izmerjena (dol) in izra~unana (dmv) kumulativna frekven~na razporeditev naklonov na obmo~jih preu~evanja. 33 155 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Slika 20: Frekven~na razporeditev naklonov, pridobljena z meritvami. Polna ~rna ~rta ozna~uje meritve brez slemen in pre~nih prerezov, rde~a ~rta pa vse meritve. S tanj{imi ~rtami so prikazane meritve po posameznih obmo~jih. 34 Slika 21: Frekven~na razporeditev naklonov po obmo~jih, pridobljena z digitalnim modelom vi{in 25 krat 25 m. S ~rno barvo je ozna~eno povpre~je, s tanj{imi obarvanimi ~rtami so prikazane meritve po posameznih obmo~jih. 35 Slika 23: Frekven~na porazdelitev naklonov v dnu dolcev, predpostavljeni proces in reliefna oblika (po virih iz poglavja 4. 9). 36 Slika 24: Frekven~na razporeditev naklonov dolcev po slovenski naklonski lestvici (Natek 1983, 50 in 67). 37 Slika 25: Frekven~na razporeditev naklonov dolcev po tako imenovani svetovni naklonski lestvici Demeka in ostali (1972, 57). 37 Slika 26: Frekven~na razporeditev naklonov dolcev po Parsonsovi naklonski lestvici (Parsons 1988). 41 Slika 27: Frekven~na razporeditev naklonov po obmo~jih preu~evanja v odstotkih po naklonskih razredih. 43 Slika 28: Frekven~na razporeditev naklonov po naklonskih razredih v @ibr{ah pri Logatcu na severni strani slemena. 44 Slika 29: Frekven~na razporeditev naklonov po naklonskih razredih v Selu pri Polhovem Gradcu. 44 Slika 30: Frekven~na razporeditev naklonov po naklonskih razredih v @ibr{ah pri Logatcu na jùni strani slemena. 45 Slika 31: Frekven~na razporeditev naklonov po naklonskih razredih nad vasjo Metnaj pri Sti~ni. 45 Slika 32: Frekven~na razporeditev naklonov po naklonskih razredih nad dolino Sti{kega potoka pri Sti~ni. 46 Slika 33: Frekven~na razporeditev naklonov po naklonskih razredih severno od Poljan pri Sti~ni. 46 Slika 34: Frekven~na razporeditev naklonov po naklonskih razredih v Rakitni. 47 Slika 35: Primerjava razvrstitve dolcev glede na prilagojene Parsonsove parametre v pet skupin z Wardovo metodo in z metodo sredin. Slike so paroma razporejene po obmo~jih. 48 Slika 36: Primerjava razvrstitve dolcev glede na prilagojene Parsonsove parametre v pet skupin z Wardovo metodo in z metodo sredin. Slike so paroma razporejene po obmo~jih. 49 Slika 37: Primerjava razvrstitve dolcev glede na prilagojene Parsonsove parametre v pet skupin z Wardovo metodo in z metodo sredin. Slike so paroma razporejene po obmo~jih. 50 Slika 38: Dolci, razvr{~eni v skupine z Wardovo metodo glede na delè (%) konveksnih, premo~rtnih in konkavnih enot. Povpre~ni deleì konveksnih, premo~rtnih in konkavnih enot za posamezno skupino so v tem vrstnem redu in lo~eno s po{evnico navedeni v legendi. 54 Slika 39: Grafi~ni na~in dolo~enja ukrivljenosti vzdol`nega prereza dolca. dolca (glej prilogo 10). 55 Slika 40: Tipi dolcev glede na ukrivljenost zgornjih dveh enot. [tevilka ozna~uje {tevilo dolcev posameznega tipa. 56 Slika 41: Dolci glede na prevladujo~o ukrivljenost. 57 Slika 42: Dolci tipa I. Prikaz je shematski, dolìna posameznih odsekov ne odgovarja dolìni v naravi, poudarjeno je zaporedje enot. 58 Slika 43: Dolci tipa II. Prikaz je shematski, dolìna posameznih odsekov ne odgovarja dolìni v naravi, poudarjeno je zaporedje enot. 58 Slika 44: Dolci tipa III. Prikaz je shematski, dolìna posameznih odsekov ne odgovarja dolìni v naravi, poudarjeno je zaporedje enot. 59 Slika 45: Dolci tipa IV. Prikaz je shematski, dolìna posameznih odsekov ne odgovarja dolìni v naravi, poudarjeno je zaporedje enot. 59 156 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Slika 46: Dolci tipa V. Prikaz je shematski, dolìna posameznih odsekov ne odgovarja dolìni v naravi, poudarjeno je zaporedje enot. 60 Slika 47: Premiki razli~no velikih skalnih blokov v cm v odvisnosti od naklona povr{ja (Klimaszewski 1981, 252). 63 Slika 48: Krivulja hiperboli~nega kosinusa in hiperboli~nega sinusa (prirejeno po: Differentiating 2005). 65 Slika 49: Primerjava lestvic naklonskih pragov razli~nih avtorjev s Fibonaccijevim zaporedjem (Klimaszewski 1981, 196–197). 66 Slika 50: Carnotova kròna sprememba, ki opisuje adiabatni prehod med dvema izotermama ob po~asnem dovajanju toplote, pri ~emer se spremeni entropija sistema (Kladnik 1989, 215). 67 Slika 51: ^e na sliki ne bi bilo meril (geolo{ko kladivo meri priblìno 33 cm, svin~nik 11 cm), bi si lahko predstavljali, da prikazuje spodnji del stene nekje v Alpah in meli{~e pod njo. V resnici prikazuje prelomni stik med dvema dolomitnima plastema. Zgornja je mo~no pretrta, gradivo se spodaj useda, nastalo je majhno meli{~e z naklonom priblìno 32° (fotografija: Blà Komac). 68 Slika 52: Stabilen (S) in kaoti~en (K, sivo) razvoj povr{ja, opisan z nelinearnim dinami~nim modelom. S1 in K1 prikazujeta za~etno uravnano povr{je in nista prikazana. S ~rko i (abscisa) je prikazano prvotno vi{je povr{je, s ~rko j (ordinata) pa prvotno nìje povr{je (Phillips 1995a, 62). 74 Slika 53: Bifurkacijski diagram. Na ordinati so prikazana mòna stabilna stanja sistema, na abscisi pa bifurkacijski parameter λ. Pri λ > λ je za vsako vrednost λ le eno stabilno 1 stanje, prikazano s ~rko (a). Vsa stanja niso mòna! Pri λ = λ postaneta mòna dva 1 niza stabilnih stanj (b in b’). Stanje b’ je nestabilno, toda pri λ = λ spet postane stabilno. 2 Pri λ = λ postane veja b’ znova nestabilna in pojavita se dve novi stabilni veji. Pri λ = λ 3 4 nestabilna veja doseè novo bifurkacijo, kjer postaneta mòni dve novi stanji, ki sta prikazani z dvema vejama. Sistem je nato ponovno nestabilen, dokler λ ne doseè vrednosti λ ali λ (Bifurcation diagram 2005). 75 5 6 Slika 54: Merilna naprava, akumulator in kovinske palice (fotografija: Matija Zorn, 15. 4. 2005). 80 Slika 55: Elektroda je pri~vr{~ena na kovinski stebri~ek (fotografija: Matija Zorn, 15. 4. 2005). 81 Slika 56: Na razli~no debelino prepereline in njeno vlànost na pobo~jih in dnu dolca opozarja barva spomladanskega rastja. Naklon dna dolca je priblìno 8°. Avtomobil v dnu dolca v ozadju je priblìno 20 m nìje in 100 m oddaljen. Preperelina je najdebelej{a v dnu dolca, v sen~ni kotanji na pobo~ju pa je debela ve~ kot meter (fotografija: Blà Komac, 6. 4. 2005). 82 Slika 57: Rezultat primerjalnih meritev v kamnolomu: Trdna kamnina seè na povr{je na levi strani in na sredini prereza. Na desni je kamnina preperela do globine 1 m in mo~no razpokana do globine 3 m. V sredini prereza je skalni ~ok, ki sega do povr{ja, levo od njega pa je trdna kamnina v globini 5 m. 83 Slika 58: Zaporedni pre~ni prerezi dna dolca, izmerjeni 6. 4. 2005 ob suhem stanju z metodo sch20. Navpi~no merilo meri 1 m, vodoravno 5 m. 83 Slika 59: Meritev pre~nega prereza dolca ob vlànem stanju (zgoraj) je bila opravljena 15. 4. 2005 na istem mestu kot meritev ob suhem stanju 6. 4. 2005 (spodaj; isto kot prerez 7 na sliki 78). Uporabljena je bila metoda sch20. Pikasta ~rna ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med rde~e-rjavo ilovico in preperelo kamnino, ki je sredi dolca priblìno 2,5 m globoko. Debelino ilovice sem ugotovil z vrtanjem. ^rtkana ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med preperelo kamnino in mo~no razpokano kamnino. Polna ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med razpokano in mo~no razpokano kamnino, debela polna ~rta pa predpostavljeno mejo med razpokano in nerazpokano kamnino, ugotovljeno z merjenjem elektri~ne upornosti trdne kamnine. Navpi~no merilo meri 1 m, vodoravno 5 m. Elektri~na upornost je v Ωm. 85 157 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Slika 60: Meritev pre~nega prereza dolca ob vlànem stanju (zgoraj) je bila opravljena 15. 4. 2005 na istem mestu kot meritev ob suhem stanju 6. 4. 2005 (spodaj; isto kot prerez 3 na sliki 78). Spodnji prerez je glede na zgornjega nekoliko zamaknjen v levo. Uporabljena je bila metoda sch20. Pikasta ~rna ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med rde~e-rjavo ilovico in preperelo kamnino, ki je sredi dolca priblìno 2,5 m globoko. Debelino ilovice sem ugotovil z vrtanjem. ^rtkasta ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med preperelo kamnino in mo~no razpokano kamnino. Polna ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med razpokano in mo~no razpokano kamnino, debela polna ~rta pa predpostavljeno mejo med razpokano in nerazpokano kamnino, ugotovljeno z merjenjem elektri~ne upornosti trdne kamnine. Navpi~no merilo meri 1 m, vodoravno 5 m. Elektri~na upornost je v Ωm. 85 Slika 61: Korozijska zajeda oziroma mo~nej{a preperelost kamnine ob straneh dolca je vidna v suhih razmerah z metodo sch 20. Navpi~no merilo meri 1 m, vodoravno 5 m. Elektri~na uporonost je v Ωm. 86 Slika 62: Geolo{ko-strukturna podoba obmo~ja z dolci in lega izvira v Dolinah v @ibr{ah. Pre~ni prerez (zgoraj) je usmerjen od jugozahoda (levo) proti severovzhodu (desno). Na severnem pobo~ju je preperelina debelej{a kot na jùnem. Tudi to je dokaz za krajevno pospe{eno korozijo, ki je posledica dalj{ega ~asa zadrèvanja vlage v prsti. Na su{nem pobo~ju, obrnjenem proti jugu, je kamninska osnova dosti blìje povr{ju (3 m). Na desni strani dna je gradivo bolj prevodno oziroma glinasto kot na levi. To povezujem z ve~jo strmino severnega pobo~ja, od koder povr{inska voda spira gradivo v dno dolca. Poleg tega je severno pobo~je (desno) pora{~a travnik v zara{~anju, na jùnem pobo~ju (levo) pa je gozd. Kartiranje (Komac 2003b, 15) in geoelektri~ne raziskave povr{ja v @ibr{ah dokazujejo, da so nekateri dolci (ozna~eni z rumeno) usmerjeni vzdol` prelomov, kjer je kamnina pretrta in manj odporna (rde~e). Drugi dolci so usmerjeni vzdol` manj odpornih lapornatih plasti, ki vpadajo v pobo~je (zeleno). Ker prelomi potekajo pre~no na kaminsko sestavo, dolci raz~lenjujejo povr{je v obliki mreè. Stalen izvir je nastal zaradi zajezitve ob klinastem stiku neprepustne tektonizirane kamnine in prav tako neprepustnih lapornatih kamninskih plasti. 86 Slika 63: Vzdol`ni prerez dolca, ki poteka vzdol` manj odpornih lapornatih plasti (spodaj) in pre~ni prerez ~ez isti dolec (zgoraj). Pikasta ~rna ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med rde~e-rjavo ilovico in preperelo kamnino, ki je sredi dolca priblìno 2,5 m globoko. Debelino ilovice sem ugotovil z vrtanjem. ^rtkasta ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med preperelo kamnino in mo~no razpokano kamnino. Polna ~rta ozna~uje predpostavljeno mejo med razpokano in mo~no razpokano kamnino, debela polna ~rta pa predpostavljeno mejo med razpokano in nerazpokano kamnino, ugotovljeno z merjenjem elektroprevodnosti trdne kamnine. Navpi~ni in vodoravni merili merita 5 m. Elektroprevodnost je v Ωm. 87 Slika 64: Elektri~no upornost in sestavo podlage v dnu dolca smo merili z oddajno-sprejemnimi elektri~nimi sondami, vidna je desno na sredini (fotografija: Blà Komac, 6. 4. 2005). 87 Slika 65: Plitev periglacialni dolec pri kraju Stadel v kantonu Zürich v [vici (fotografija: Matej Gabrovec, 7. 9. 1993). 92 Slika 66: Vpliv povr{inskih geomorfnih procesov na razvoj pobo~ij v fli{nih Karpatih (Young 1972, 243; prirejeno po: Starkel 1966). 92 Slika 67: [irok dolec v Transdanubijskem gri~evju je po slovenskih merilih è prava dolina (Pécsi 1964, 42). 93 Slika 68: Asimetri~en, plitev, dolg in {irok dolec z obdelovalnimi terasami na pobo~jih (Pécsi 1964, 42). 93 158 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Slika 69: Dolci na krioplanacijskih terasah, ki sta ozna~ena s krogci, in na krioplanacijskem pedimentu v dolini Miroslávke med naseljema Nová Ves pri Pohorþelicah in Vlasaticah (Czudek in Demek 1970, 103). 94 Slika 70: Derazijska vdolbina na pobo~ju ve~jega dolca (Pécsi 1964, 43). 94 Slika 71: Serija derazijskih vdolbin na pobo~ju dolca (Pécsi 1964, 43). 95 Slika 72: V Polhograjskem hribovju je nad dolino Selanovega potoka pod cerkvijo sv. Jedert nastal niz dolcev, lo~enih z zaobljenimi slemeni. V enega od slemen se tik nad naplavno ravnico zajeda {iroka in plitva vdolbina, prikazana desno zgoraj. Primerjaj {e vzdol`ni prerez slemena B-13s, ki je v dodatku (fotografija: Blà Komac). 95 Slika 73: Potencialna dolomitna periglacialna obmo~ja v Sloveniji. 99 Slika 74: Potencialna dolomitna neperiglacialna obmo~ja v Sloveniji. 99 Slika 75: Dolomitna obmo~ja v Sloveniji, prikazana z rònato barvo, in potencialna obmo~ja periglacialnih procesov v jugovzhodnih, jùnih ter jugozahodnih legah in vi{inah med 400 in 1300 m z naklonom povr{ja med 2° in 20°, prikazana s ~rno barvo. 100 Slika 76: Povr{ina dolomitnega povr{ja v Sloveniji glede na njegovo usmerjenost v km2. 100 Slika 77: Usmerjenost pobo~ij v Sloveniji na 3 km2 velikih izbranih obmo~jih z dolci, izra~unana iz digitalnega modela reliefa 25 krat 25 m. 101 Slika 78: Zaobljena slemena nad dolci v Selu pri Polhovem Gradcu prekriva plitva prst (fotografija: Blà Komac). 102 Slika 79: Grbine na jùni strani slemena Smolevca na @ibr{ah so pove~ini posledica plastovitosti (fotografija: Blà Komac). 102 Slika 80: Dolce v Selu pri Polhovem Gradcu pod cerkvijo sv. Jederti (levo) lo~ijo zaobljena in s plitvo prstjo prekrita slemena, za katere je kljub medsebojni bliìni zna~ilen razli~en razvoj (fotografija: Blà Komac). 104 Slika 81: Hitrost polzenja zgornje plasti prepereline je bilo mogo~e izra~unati iz znane velikosti mejnega kamna in njegovega naklona. 105 Slika 82: Mejni kamen nad dolino Sti{kega potoka je zaradi polzenja nagnjen za priblìno 31°. Utè naklonomera geolo{kega kompasa je usmerjena navpi~no navzdol (fotografija: Blà Komac). 106 Slika 83: Pre~na prereza severno od Metnaja (D-08 in D-09) in predpostavljeno nekdanje povr{je. 106 Slika 84: Zna~ilne reliefne oblike glede na vrsto prevladujo~ih geomorfnih procesov, prikazane glede na njihovo transportno sposobnost. Na abscisi in ordinati sta prikazani relativna vi{ina in dolìna. Ena~ba f(x) ima obliko eksponentne krivulje xm (Parsons 1988, 56). 107 Slika 85: Letna korozija za nekatere kra{ke izvire v m3 km–2. Podatki so razvr{~eni po velikosti (Gams 1966). 110 Slika 86: Na ordinati je prikazana letna korozija za nekatere slovenske reke oziroma pore~ja v m3 km–2, na abscisi so prikazani pretoki rek (m3 s–1; Gams 1966; Kolbezen in Pristov 1998). 111 Slika 87: Korozijsko znièvanje povr{ja v metrih na milijon let na razli~ni kamninski podlagi, na razli~nih obmo~jih ter za razli~ne izvire in pore~ja (Gams 1966; Habi~ 1968; Komac 2003a; Dixon in Thorn 2005). Opomba: Podatki so bili pridobljeni z razli~nimi metodami, zato je pri njihovi primerjavi dopustno odstopanje. Povpre~na vrednost je 49,2 metrov na milijon let. 112 Slika 88: Na dnu dolca z naklonom priblìno 18° pod cerkvijo sv. Jedereti v Polhograjskem hribovju je lepo viden nanos gradiva, ki doteka s pobo~ij. Ve~ja debelina gradiva omogo~a rast druga~nih rastlinskih vrst, kot so zna~ilna za su{na pobo~ja s plitvo prstjo (fotografija: Blà Komac). 113 Slika 89: Nad dolino Sti{kega potoka prenese veliko gradiva v nìje lege podzemsko spiranje ali cev~enje (fotografija: Blà Komac). 114 159 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac Slika 90: Interakcijska matrika za sistem preperevanja (Phillips 2004b, 259). 119 Slika 91: Interakcijska matrika za pobo~ni sistem. Nanj delujejo tudi zunanji dejavniki, kot sta podnebje in geolo{ka sestava. (Phillips 2004b, 261). 120 Slika 92: Pretrt in milonitiziran dolomit na povr{ju posebej intenzivno prepereva. Na o~i{~enem prerezu je lepo vidno, da je 12–14 cm debela fosilna prst nastala s preperevanjem dolomita. V kamnini nastajajo do meter globoki korozijski èpi, v katerih je kamnina bolj preperela kot v okolici. Lepo je viden za 20° nagnjen stik med fosilno prstjo in nanosom gradiva, ki sega {e najmanj 20 m po pobo~ju navzdol (fotografija: Blà Komac). 123 Slika 93: Ko{~ek lesa je razkrilo kopanje v kamnolomu. Lepo so vidni plast fosilne prsti na prepereli dolomitni podlagi, nanos dolomitnega drobirja in recentna prst, pora{~ena s travo (fotografija: Blà Komac). 124 Slika 94: Najdi{~e z lepo vidnimi zaporednimi sloji kamnine, fosilne prsti, dolomitnega drobirja in recentne prsti ter temnimi ko{~ki lesa. Geomorfolo{ko kladivo v vi{ino meri 33 cm (fotografija: Blà Komac). 125 Slika 95: V ospredju slike je pri merilu (1 cm) viden ko{~ek lesa (fotografija: Blà Komac). Nad fosilno prstjo je svetlo do temno siv in 14–70 cm sloj dolomitnega drobirja iz ostrorobatih, deloma zaobljenih in do nekaj centimetrov velikih dolomitnih delcev, ki jih je povezovalo temno vezivo. Veziva je ponekod ve~, drugod manj, kar je bodisi posledica neenakomernega usedanja gradiva bodisi posledica spiranja. Prehod iz fosilne prsti v ta sloj je zelo izrazit, nenaden, vrzel vpada 12° proti jugozahodu. 125 Slika 96: Ko{~ek lesa je leàl v spodnjem delu fosilne prsti, tik nad preperelo mati~no kamnino. Lepo je vidno, kako se z vi{ino pove~uje preperelost zgornje plasti mati~ne kamnine. V vi{jih legah je kamnina zaradi nekdanje izpostavljenosti povr{ju mo~no preperela, spodaj je kompaktna. Pet segmentov, ki se razlikujejo po stopnji razpadlosti, je ozna~enih s {tevilkami 1–5 (fotografija: Blà Komac). 125 Slika 97: Ko{~ki lesa od blizu. Na najve~jem je mogo~e razpoznati letnice. Merilo meri 1 cm (fotografija: Blà Komac). 127 Slika 98: Kalibracijska krivulja za 14C analizo. S krìcem je ozna~ena lega starosti vzorca z @ibr{. 127 Slika 99: Temperatura, debelina drevesni letnic, koli~ina 14C v ozra~ju in koli~ina 18O v ozra~ju v ~asu male ledene dobe (Little icea ge 2005). S sivo barvo je ozna~eno obdobje, v katero spada najdeni les. 129 Slika 100: Indeks ostrosti zime za Pariz, debelina gorskih ledenikov v Alpah in ledu na Grenlandiji, cene p{enice na evropskih trgih, polarni led, ki je bil viden z Islandije ter geomorfni pomen podnebja na primeru [panije v mali ledeni dobi (Gutiérrez-Elorzaa in Peña-Monné1 1998; The Little Ice Age 2005). S sivo barvo je ozna~eno obdobje, v katero spada najdeni les. 130 Slika 101: Diagram S1/S3 za dolo~anje geneze sedimentov oziroma diamiktov. S kròcem sta ozna~eni vrednosti S1/S3 za gradivo v @ibr{ah (prirejena po: Dowdeswell in ostali 1985, 697; Bavec 2001, 20; Klein in Davis 2005). 131 Slika 102: Nad levi je prikazano za~etno stanje. Pobo~je nad prelomom je v ravnovesju, razvila se je prst. V sredini je prikazano nestabilno stanje po premiku desnega bloka ob potresu. Temu mu sledi odlaganje gradiva, ki izravna povr{je (Faults 2005). 133 Slika 103: V perujskih Andih je ob potresu 10. 11. 1946 vzdol` preloma nastal 5 km dolg in 4 m visok navpi~ni premik (Vir: zasebni arhiv Renata Vidriha.). 133 160 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Slika 104: Razmerje med sodobnim in zgodovinskim v geomorfologiji. Zgornja krivulja kaè najve~jo vrednost sodobne komponente, spodnja pa najve~jo vrednost razlòljive zgodovinske komponente. Med ~rtama je prikazana sedanjost. V odvisnosti od krajevnih razmer razloìmo obliko struge z 10–60 % zgodovinske komponente (Schumm 1991, 53). Ker mora biti ~as opazovanja primeren opazovanemu pojavu, morajo napovedi razvoja za dalj{a ~asovna obdobja, temeljiti na najslab{ih mònih ali ekstremnih mònostih prihodnjega razvoja (Schumm 1991, 36). 135 Slika 105: Razmerjemed stabilnimi in nestabilnimi geomorfnimi sistemi glede na prostorsko in ~asovno raven (Phillips 2005b, 268–269). 136 Slika 106: Dolci na krednih apnencih in laporovcih v Halleinu pri Bertechsgadenu v Nem~iji. Poglavitni oblikotvorni geomorfni proces naj bi bilo po ustni informaciji voditeljev ekskurzije plazenje (fotografija: Matija Zorn, 21. 10. 2004). 141 Slika 107: Dolec ali dolcu podobna reliefna oblika z ovalnim dnom na nedolomitnem obmo~ju pri Zgornjih Vrti~ah severno od Zgornje Kungote pri Mariboru. V helvetijskih miocenskih plasteh so zastopani konglomerat, pe{~enjak in pe{~en laporovec z vmesnimi plastmi dacitnega in andezitnega tufa ter posameznimi ìlami dacita (Ani~i} in Juri{a 1983; fotografija: Matej Gabrovec). 141 161 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 9 SEZNAM PREGLEDNIC Preglednica 1: Genetska klasifikacija karbonatnih kamnin glede na stopnjo dolomitizacije in delè glinastih primesi (Zogovi} 1966, 15–16; Rauch in White 1977, 390). 11 Preglednica 2: Strukturna klasifikacija karbonatnih kamnin glede na razmerje med kalcitom in dolomitom (prirejeno po: Zogovi~ 1966, 28). 12 Preglednica 3: Naklonski razredi (nakloni v stopinjah) za posamezna obmo~ja preu~evanja, razpon spodnjih meja naklonskih razredov in skupna lestvica naklonskih pragov, prilagojena za preu~evana dolomitna obmo~ja; s ~rtami so lo~eni nakloni na dolomitnih obmo~jih. 38 Preglednica 4: Vpliv odpornosti podlage na naklon pobo~ij (Klimaszewski 1981, 198). 39 Preglednica 5: Nekatere vrste pobo~nih procesov na kopnem (Zorn in Komac 2002, 14–15). 40 Preglednica 6: Nakloni in zna~ilni geomorfni procesi (Demek in ostali 1972, 57; Natek 1983, 50 in 67). 41 Preglednica 7: Delè (%) naklonov v dnu dolcev po posameznih obmo~jih po naklonskih razredih. 43 Preglednica 8: Dolci, razvr{~eni v skupine glede na deleùkrivljenosti. 51 Preglednica 9: Dolìna dolcev po ukrivljenosti v prvi skupini v odstotkih. 52 Preglednica 10: Dolìna dolcev po ukrivljenosti v drugi skupini v odstotkih. 52 Preglednica 11: Dolìna dolcev po ukrivljenosti v tretji skupini v odstotkih. 53 Preglednica 12: Dolìna dolcev po ukrivljenosti v ~etrti skupini v odstotkih. 53 Preglednica 13: [tevilo razli~nih tipov dolcev. 55 Preglednica 14: Razporeditev usadov glede na naklon pobo~ij v Voglajnskem gri~evju (Natek 1989c, 51). 61 Preglednica 15: Razporeditev usadov glede na naklon pobo~ij v Halozah (Natek 1989b, 12). 61 Preglednica 16: Naklonski razredi (nakloni v stopinjah) po razli~nih virih in Fibonaccijevo zaporedje (Klimaszewski 1981). 64 Preglednica 17: Primerjava Fibonaccijevega zaporedja in povpre~nih vrednosti naklonskih pragov iz literature (Klimaszewski 1981). 64 Preglednica 18: Deset mònih na~inov razvoja reliefa glede na kaoti~nost (Phillips 1995a, 61). 73 Preglednica 19: Prevladujo~i geomorfni procesi na pobo~jih glede na ukrivljenost (Schumm 1991, 104). 78 Preglednica 20: Povpre~na debelina prsti in retencijska kapaciteta na razli~nih legah (Gabrovec 1994, 107). 70 Preglednica 21: Povpre~na debelina in retencijska kapaciteta prsti na dolomitnih obmo~jih v razli~nih legah (Gabrovec 1995a, 57–58). 80 Preglednica 22: Interpretacija elektri~ne upornosti. 82 Preglednica 23: Klasifikacija periglacialnih procesov in pojavov (Cook 1959, 25). 88 Preglednica 24: Procesi, ki oblikujejo doline in dolinam podobne reliefne oblike (Geographie 2004). 91 Preglednica 25: Povr{ina dolomitnih obmo~ij (Verbi~ 1998) in povr{ja v Sloveniji (Perko 2001, 114) po naklonih povr{ja. 97 Preglednica 26: Povr{ina in delè dolomitnega povr{ja v Sloveniji glede na zna~ilne naklone (Verbi~ 1998). 97 Preglednica 27: Delè dolomitnega povr{ja in povr{ja v Sloveniji glede na usmerjenost pobo~ij (Verbi~ 1998). 98 Preglednica 28: Predpostavljena intenzivnost polzenja v dnu dolca nad dolino Sti{kega potoka. 107 Preglednica 29: Poglavitni tipi suhih dolin oziroma dolcev v krednih pokrajinah Anglije in njihove zna~ilnosti (Small 1964, 33–34). 116 162 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 Preglednica 30: Trdote vode v izviru v Dolinah v @ibr{ah v mg l–1 CaCO (Komac 2003a) 3 in na nekaterih sosednjih obmo~jih (Habi~ 1968, 216). 117 Preglednica 31: Interakcijska matrika za opis preperevanja (prim.: Phillips 2005b, 259). 118 Preglednica 32: Interakcijska matrika za opis pobo~ja (Phillips 2005b, 262). 120 Preglednica 33: Stabilnost geomorfnih sistemov, ki so odvisni od preperevanja (Phillips 2005b, 267). 121 Preglednica 34: Hitrost nastajanja prepereline, izra~unana iz njene starosti in debeline (prirejeno po: [ifrer 1997). 124 Preglednica 35: Normalizirane Eigenove vrednosti in Eigenovi ali lastni vektorji, izra~unani iz 33 meritev usmerjenosti kamninskih delcev v @ibr{ah. 132 Preglednica 36: Vloga prostora in ~asa v pore~ju. Spremenljivka ali opazovani pojav, ki je pomemben na dolo~eni ravni preu~evanja, je na drugi ravni lahko povsem nepomemben. Zato so rezultati in sklepi veljavni le za dolo~en prostorski in ~asovni okvir (prirejeno po: Montgomery 1989, 55). 136 Preglednica 37: Kategorije ~lovekovega spoznavanja (Bruner 1986, 6; prirejeno po Mlekù 2004, 46). 136 Preglednica 38: Vrsta kamnine v kra{ki jami in dejavniki, ki vplivajo na njeno preperevanje (Zupan Hajna 2000, 205). 143 163 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 10 PRILOGA Podol`ni prerezi dolcev, izmerjeni s pantometrom A-01 A-02 A-02a 364 50 364 50 90 50 350 350 85 336 336 45 45 322 322 80 45 308 308 40 75 294 40 294 40 70 280 280 35 266 266 65 naklon 252 35 252 35 30 60 ih 238 ih 238 ih 224 224 55 30 30 210 210 25 50 196 196 182 25 182 20 45 25 168 168 40 154 154 15 20 140 naklon 140 35 20 naklon v stopinjah naklon naklon v stopinjah naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr 126 vi{ina dolca v metr 126 10 vi{ina dolca v metr 30 112 15 112 15 25 98 98 5 84 84 20 70 10 70 10 dno dolca 0 15 56 56 42 42 10 dno dolca 5 5 28 28 –5 5 14 14 dno dolca 0 0 0 –10 0 0 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 242 272 302 332 362 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 242 272 302 332 362 1,5 9 16,5 24 31,5 39 46,5 54 61,5 69 76,5 84 91,5 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih A-03 A-04 A-06 210 50 95 50 250 50 200 90 240 190 230 40 85 45 220 40 180 80 210 170 75 40 200 30 30 160 190 naklon 70 150 180 35 65 170 ih 140 20 ih ih naklon 20 60 naklon 160 130 30 150 55 120 10 140 10 110 50 130 25 100 45 120 0 0 90 110 40 20 100 80 naklon v stopinjah 35 naklon v stopinjah 90 naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr 70 –10 –10 30 80 60 15 70 25 50 60 –20 20 –20 40 10 50 40 30 15 dno dolca 30 –30 –30 20 10 5 20 dno dolca 10 5 10 dno dolca 0 –40 0 0 0 –40 1,5 17 32 47 62 77 92 107 122 137 152 167 182 197 1,5 9 16,5 24 31,5 39 46,5 54 61,5 69 76,5 84 91,5 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 242 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih A-08 B-01 B-02 260 50 160 50 52 50 250 50 150 240 48 45 45 230 140 46 220 44 40 210 40 130 42 40 200 40 120 190 35 38 naklon 35 180 110 36 ih 170 ih 30 ih 34 30 100 160 32 30 150 90 30 naklon 140 25 28 130 80 20 26 25 120 20 24 70 110 22 naklon 20 100 15 naklon v stopinjah 60 naklon v stopinjah 20 naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr 90 vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr 18 10 80 50 16 15 70 10 14 40 60 12 dno dolca 10 50 5 30 10 40 0 8 dno dolca 20 30 6 5 20 0 10 4 10 dno dolca 2 0 –5 0 –10 0 0 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 242 1,5 17 32 47 62 77 92 107 122 137 152 1,5 9 16,5 24 31,5 39 46,5 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih 164 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 B-04 B-06 B-08 90 50 180 50 180 50 85 170 170 45 45 80 45 160 160 75 40 150 40 150 naklon 40 70 naklon 140 140 35 35 65 130 130 35 60 30 120 30 ih ih ih 120 55 110 110 25 30 25 50 100 100 45 20 90 20 90 25 40 80 80 15 15 naklon 35 20 70 70 naklon v stopinjah naklon v stopinjah naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr 30 10 vi{ina dolca v metr 60 10 vi{ina dolca v metr 60 15 25 50 50 5 5 20 40 40 10 15 0 30 0 30 dno dolca dno dolca 10 20 20 –5 5 dno dolca –5 5 10 10 0 –10 0 –10 0 0 1,5 9 16,5 24 31,5 39 46,5 54 61,5 69 76,5 84 91,5 1,5 17 32 47 62 77 92 107 122 137 152 167 1,5 17 32 47 62 77 92 107 122 137 152 167 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih B-10 B-12 C-01 250 50 220 50 220 50 240 230 200 200 45 45 45 220 210 180 180 200 40 40 40 190 160 160 180 35 naklon 35 35 170 ih naklon ih ih 160 140 140 150 30 30 30 140 120 120 130 25 25 25 120 naklon 100 100 110 100 20 20 20 90 naklon v stopinjah 80 naklon v stopinjah 80 naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr 80 15 15 15 70 60 60 60 50 10 10 10 40 40 40 dno dolca 30 5 5 5 20 20 20 10 dno dolca dno dolca 0 0 0 0 0 0 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 242 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih C-02 C-03 C-05 364 50 260 50 130 50 350 336 240 120 45 45 45 322 308 220 110 294 40 naklon 40 40 280 200 100 266 35 naklon 252 180 35 90 35 ih 238 ih ih 30 naklon 224 160 80 30 30 210 196 25 140 70 182 25 25 168 20 120 60 154 140 100 20 50 20 15 naklon v stopinjah naklon v stopinjah naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr 126 vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr 112 80 40 15 15 98 10 84 60 30 10 10 70 5 56 40 20 dno dolca 42 0 5 5 dno dolca 28 20 10 dno dolca 14 0 –5 0 0 0 0 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 242 272 302 332 362 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 242 1,5 16,5 31,5 46,5 61,5 76,5 91,5 106,5 121,5 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih 165 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac C-06 C-07 D-01 100 50 230 50 450 50 95 220 420 90 45 210 45 45 200 390 85 190 80 40 40 360 40 180 75 170 330 70 35 35 160 35 naklon ih 300 65 ih 150 ih naklon 60 30 140 30 270 30 naklon 55 130 240 120 50 25 25 25 110 210 45 100 40 20 20 180 20 90 naklon v stopinjah naklon v stopinjah naklon v stopinjah 35 vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr 80 vi{ina dolca v metr 150 30 15 70 15 15 60 120 25 50 20 10 10 90 10 40 15 dno dolca 30 60 10 5 5 5 20 30 5 10 dno dolca dno dolca 0 0 0 0 0 0 1,5 16,5 31,5 46,5 61,5 76,5 91,5 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 1,5 46,5 91,5 137 182 227 272 317 362 407 452 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih D-02 D-04 D-05 45 50 90 50 48 50 85 46 44 40 45 80 45 45 42 75 40 40 40 40 35 70 38 36 65 35 35 34 35 30 60 ih ih ih 32 55 30 naklon 30 30 30 naklon 28 25 50 26 25 45 25 24 25 naklon 20 40 22 20 20 35 20 20 naklon v stopinjah naklon v stopinjah 18 naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr 15 30 vi{ina dolca v metr 16 15 15 15 25 14 12 10 20 10 10 10 10 15 8 5 10 6 5 dno dolca 5 5 4 5 dno dolca dno dolca 2 0 0 0 0 0 0 1,5 7,5 13,5 19,5 25,5 31,5 37,5 43,5 1,5 16,5 31,5 46,5 61,5 76,5 91,5 1,5 9 16,5 24 31,5 39 46,5 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih D-11 D-12 D-13 260 50 280 50 170 50 160 240 260 45 45 150 240 40 220 140 40 40 200 220 130 200 naklon 35 35 120 30 180 ih ih ih 180 110 160 naklon 30 30 100 160 naklon 20 140 90 25 140 25 80 120 120 10 70 20 100 20 naklon v stopinjah 100 naklon v stopinjah 60 naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr 80 15 15 50 80 0 60 40 60 10 10 30 40 dno dolca 40 –10 20 5 5 20 20 dno dolca dno dolca 10 0 0 0 0 0 –20 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 242 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 242 272 1,5 31,5 61,5 91,5 121,5 151,5 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih 166 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 D-15 D-16 D-17 250 50 250 50 190 50 240 240 180 230 230 45 45 170 45 220 220 210 210 160 200 40 200 40 40 150 190 190 140 180 180 35 35 35 naklon 170 170 130 ih ih ih 160 160 120 150 30 150 30 30 naklon 110 140 140 naklon 100 130 130 25 25 25 120 120 90 110 110 80 100 20 100 20 20 90 naklon v stopinjah 90 naklon v stopinjah 70 naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr 80 80 15 15 60 15 70 70 50 60 60 50 10 50 10 40 10 40 dno dolca 40 30 30 30 5 5 20 5 20 20 dno dolca 10 dno dolca 10 10 0 0 0 0 0 0 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 242 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 242 1,5 31,5 61,5 91,5 121,5 151,5 181,5 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih D-18 D-20 E-01 120 65 40 50 440 60 420 110 60 55 45 400 35 55 380 100 50 360 40 50 340 90 30 45 45 320 35 80 300 40 ih 40 ih ih naklon 25 280 naklon 30 70 260 35 35 naklon 240 60 30 20 25 220 30 200 50 25 25 20 180 15 20 naklon v stopinjah naklon v stopinjah 160 naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr 40 20 140 15 15 120 30 10 15 10 100 10 20 80 10 5 5 60 dno dolca 5 10 40 5 dno dolca 0 20 dno dolca 0 –5 0 0 0 0 1,5 16,5 31,5 46,5 61,5 76,5 91,5 106,5 1,5 6 10,5 15 19,5 24 28,5 33 37,5 1,5 46,5 91,5 137 182 227 272 317 362 407 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih E-02 E-03 E-04 280 50 200 65 56 50 190 54 240 60 52 45 180 45 50 240 170 55 48 46 40 160 40 220 50 44 150 42 200 naklon 35 140 45 40 35 38 ih 180 ih 130 40 ih 36 30 120 34 30 160 35 32 110 naklon 30 140 25 100 30 28 25 90 naklon 26 120 25 24 20 80 20 22 100 naklon v stopinjah naklon v stopinjah 20 naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr 70 20 vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr 18 15 60 80 15 15 16 50 14 60 10 40 10 12 10 10 40 30 5 8 dno dolca 5 20 6 5 20 dno dolca 0 dno dolca 4 10 2 0 0 0 –5 0 0 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 242 272 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 1,5 10,5 19,5 28,5 37,5 46,5 55,5 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih 167 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac E-05 E-06 F-01 85 50 60 55 510 50 80 480 55 45 50 45 75 450 50 70 45 420 40 40 65 45 390 naklon 40 60 35 360 naklon 35 naklon 40 ih 55 ih ih 35 330 50 30 30 35 300 30 45 270 25 30 25 40 25 240 35 25 20 210 20 30 naklon v stopinjah 20 naklon v stopinjah naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr 180 20 vi{ina dolca v metr 25 15 150 15 15 15 20 120 10 10 15 10 10 90 dno dolca 10 5 60 dno dolca 5 5 5 5 30 dno dolca 0 0 0 0 0 0 1,5 10,5 19,5 28,5 37,5 46,5 55,5 64,5 73,5 82,5 1,5 10,5 19,5 28,5 37,5 46,5 55,5 1,5 46,5 91,5 137 182 227 272 317 362 407 452 497 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih F-02 F-03 F-05 250 50 220 50 180 50 240 210 170 230 45 200 45 45 160 220 190 210 150 180 200 40 40 40 170 140 190 160 180 naklon 130 35 35 35 170 150 ih ih ih 120 naklon 160 naklon 140 150 30 30 110 30 130 140 100 120 130 25 110 25 90 25 120 100 110 80 100 20 90 20 20 70 90 naklon v stopinjah 80 naklon v stopinjah naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr 60 80 70 15 15 15 70 60 50 60 50 dno dolca 40 50 10 10 10 40 30 40 30 30 5 5 20 5 20 dno dolca 20 10 10 10 dno dolca 0 0 0 0 0 0 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 242 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 1,5 31,5 61,5 91,5 121,5 151,5 181,5 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih F-06 F-07 F-08 210 50 240 50 130 50 200 120 220 190 45 45 45 180 110 200 170 naklon 40 naklon 40 40 100 160 180 150 35 35 90 35 ih 140 ih 160 ih 130 80 naklon 30 30 30 140 120 70 110 25 120 25 25 100 60 90 100 20 20 80 50 20 naklon v stopinjah naklon v stopinjah naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr 70 80 15 40 15 15 60 60 50 30 10 10 10 40 40 20 30 dno dolca 5 20 5 5 dno dolca 20 dno dolca 10 10 0 0 0 0 0 0 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 1,5 31,5 61,5 91,5 122 152 182 212 242 1,5 16,5 31,5 46,5 61,5 76,5 91,5 106,5 121,5 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih 168 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 F-09 G-01 G-03 140 50 220 50 420 50 210 130 390 45 200 45 45 120 190 360 180 40 40 40 110 330 170 160 naklon 100 naklon 35 35 300 35 150 ih ih ih 90 270 140 30 30 30 130 80 240 120 70 25 110 25 210 25 100 60 180 20 90 20 20 50 naklon v stopinjah 80 naklon v stopinjah 150 naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr naklon vi{ina dolca v metr 70 15 15 15 40 120 60 30 50 10 10 90 10 40 20 60 30 5 5 dno dolca 5 20 10 30 10 dno dolca dno dolca 0 0 0 0 0 0 1,5 16,5 31,5 46,5 61,5 76,5 91,5 106,5 121,5 136,5 1,5 46,5 91,5 137 182 227 1,5 46,5 91,5 137 182 227 272 317 362 407 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih G-04 G-06 G-08 100 50 340 50 560 50 320 520 90 45 45 45 300 480 280 80 40 40 40 440 260 70 35 240 naklon 35 400 35 ih ih 220 ih 360 naklon 60 30 30 30 200 320 naklon 180 50 25 25 380 25 160 240 40 20 140 20 20 naklon v stopinjah naklon v stopinjah 200 naklon v stopinjah vi{ina dolca v metr vi{ina dolca v metr 120 vi{ina dolca v metr 30 15 15 100 15 160 80 20 10 10 120 10 60 80 40 10 5 5 5 dno dolca dno dolca 20 40 dno dolca 0 0 0 0 0 0 1,5 16,5 31,5 46,5 61,5 76,5 91,5 1,5 46,5 91,5 137 182 227 272 317 362 1,5 46,5 91,5 137 182 227 272 317 362 407 452 razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) razdalja od vrha dolca (levo) do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih do njegovega dna (desno) v metrih 169 Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja Blà Komac 11 SUMMARY Dells are a frequent relief form found on dolomite surfaces. In Slovenia’s geomorphological literature there are few articles about dolomite surfaces, although this type of rock covers approximately 2,500 km2 or more than a tenth of national territory, and even fewer articles about dells. Geographers and geomorphologists have frequently described dells, but they rarely discuss their genesis. From the definition of »dell« in the Encyclopedia of Geomorphology it appears that relief with dells occurs on dolomite primarily in cold climates and that dells or dell-like relief forms are not only characteristic for dolomite surfaces but are also frequent on granite, limestone, chalk, sandstone, marl, light soil, rubble terraces, and clay. Several signs indicate that dells on dolomite are a recent relief form that originates in the geomorphological present. A dell is an important relief form for understanding the (sub)recent geomorphic development of the surface on dolomite precisely due to the specific features of dolomite surfaces: kars-tification and denudation occur simultaneously on them. This book presents the results of observations and measurements in the field that we have carried out since the start of the study in 2001. We devoted our attention to the spatial expansion of the dells in a selected area relative to relief, lithological, structural, and other factors, measured and analyzed their length and cross-section, and compared the slope of the floor of the dells with the results of morphological analysis of the surrounding surfaces. We mapped the geomorphological and geological structural features of the selected dells and their surroundings and determined the correlation of the dells to faults and the geological structure. The research was limited to the territory of Slovenia since the dolomite surfaces here are diverse and evolved in a great number of lithological types. The diversity of dolomite areas is increased by tectonic fracturing and numerous lithological transitions between dolomite and limestone and between dolomite and marl or claystone. Great attention was devoted to studying minute formations on the surface, indicators of recent mor-phodynamics. We studied the involvement of dells in the geomorphic system, employing a 25 x 25 m digital relief model and the Idrisi (2005), TAS (Lindsay 2002), OxCal (2005), and StereoNett (Duyster 1998) software programs. We augmented the research with geoelectrical measurements of sediment in the bottom of the dells and radiocarbon dating of the dolomite detritus. We are particularly interested in the following questions: • the question of definition (The conception of dells as a periglacial relief form differs abroad from the conception of dells on dolomite surfaces in Slovenia. The question is whether according to the shape of similar formations on different stone the origin is really the same or is it only a matter of convergent development?); • the question of genesis (With which geomorphic processes and under what conditions do similar relief forms develop on different rock? Do periglacial geomorphic processes occur on dolomite surfaces or do dells actually differ from similar periglacial relief forms?). We sought the answers in two directions since similar relief forms occur with different geomorphic processes and the same geomorphic process lead to different relief forms under different conditions. One of the basic questions in the case of dolomite relief with dells is whether it involves divergent or convergent development. We determined that it is a matter of convergence, that it is a phenomenon in which various different causes and factors lead to the same effects. According to some earlier studies, dells originated in periglacial conditions. However, we disproved this hypothesis in the case of dells on dolomite surfaces. We were able to confirm the working hypothesis that dells on dolomite relief are the result of the operation of recent geomorphic processes. A relief with dells is the result of the constant combined impact of geomorphic processes on the major relief, rock, hydrogeographical, and geological vulnerabilities of dolomite bedrock, which in them-selves are quite variable. Our study proved that dells on dolomite surfaces experience a different development than on other rock as these surfaces are subjected to the corrosion, fracturing, and granulation of the stone. Corrosion is 170 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 very significant on gently sloping dolomite relief, while denudation and erosion dominate on steeper dolomite slopes with shallow soil cover. The study leaned on various paradigms known in the geomorphological literature (general systems theory, theory of non-linear systems, climate geomorphology, tectonic geomorphology, fluvial geomorphology, karst geomorphology). Their comprehensive application and inclusion in the work brought new, interesting, and useful results. To a great extent, the theoretical starting points of geomorphology coin-cide with the findings presented in this book, and the principle results are in complete accord with the conclusions of modern geomorphology. The following are of primary significance: • the determination of the principle genetic and morphological conditions necessary for the formation of dells; • confirmation of the dependence of the formation of dells on recent geomorphological processes, particularly corrosion and creeping or denudation; • confirmation of the importance of the dominant scheme of water flow or the relationship between surface and underground water courses in the formation of dolomite surfaces and for the origin and development of dells; • determining the self-organization of slope thresholds at the bottom of the dell relative to the most favourable energy distribution or maximum entropy and with this confirmation of the chaotic development of neighbouring or systemically connected dells; and • confirmation of the direct and indirect human influence on the relief. 171 172 pred_zalist.qxd 18.10.2006 7:42 Page 2 Seznam knjig iz zbirke Geografija Slovenije Geografski in{titut Antona Melika ZRC SAZU Naslov: Gosposka ulica 13, 1000 Ljubljana, Slovenija 1 Milan Natek, Drago Perko: 50 let Geografskega in{tituta Antona Melika ZRC SAZU Faks: +386 (0)1 425 77 93 2 Jerneja Fridl: Metodologija tematske kartografije nacionalnega atlasa Slovenije Telefon: +386 (0)1 470 63 50 3 Drago Perko: Analiza povr{ja Slovenije s stometrskim digitalnim modelom reliefa E-po{ta: gi@zrc-sazu.si 4 Uro{ Horvat: Razvoj in u~inki turizma v Roga{ki Slatini Medmrèje: http://www.zrc-sazu.si/giam 5 Mimi Urbanc: Kulturne pokrajine v Sloveniji 6 Miha Pav{ek: Snèni plazovi v Sloveniji In{titut je leta 1946 ustanovila Slovenska akademija znanosti in 7 Maja Topole: Geografija ob~ine Morav~e umetnosti in ga leta 1976 poimenovala po akademiku dr. Antonu Meliku. 8 Drago Kladnik, Marjan Ravbar: ^lenitev slovenskega podeèlja Od leta 1981 je sestavni del Znanstvenoraziskovalnega centra 9 Damir Josipovi~: Dejavniki rodnostnega obna{anja v Sloveniji Slovenske akademije znanosti in umetnosti. Leta 2002 sta se in{titutu 10 Irena Rejec Brancelj, Ale{ Smrekar, Drago Kladnik: Podtalnica Ljubljanskega polja priklju~ila In{titut za geografijo, ki je bil ustanovljen leta 1962, in 11 Franci Petek: Spremembe rabe tal v slovenskem alpskem svetu Zemljepisni muzej Slovenije, ki je bil ustanovljen leta 1946. Ima oddelke 12 Ale{ Smrekar: Zavest ljudi o pitni vodi za fizi~no geografijo, socialno geografijo, regionalno geografijo, naravne 13 Blà Komac: Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja nesre~e, varstvo okolja, geografski informacijski sistem in tematsko kartografijo, zemljepisno knjìnico, zemljepisni muzej, geografske zbirke in kartografsko zbirko ter sedè Komisije za standardizacijo zemljepisnih imen Vlade Republike Slovenije. Izdaja znanstveno revijo Geografski zbornik in znanstveno zbirko Geografija Slovenije. Ukvarja se predvsem z geografskimi raziskavami Slovenije in njenih pokrajin ter pripravljanjem temeljnih geografskih knjig o Sloveniji. Raziskovanje Triglavskega ledenika, ki ga in{titut izvaja od leta 1946, je verjetno najstarej{i stalni slovenski znanstveni projekt. Leta 1998 je in{titut za znanstveno delo prejel Zlato plaketo Zveze geografskih dru{tev Slovenije. pred_zalist.qxd 18.10.2006 7:42 Page 2 Seznam knjig iz zbirke Geografija Slovenije Geografski in{titut Antona Melika ZRC SAZU Naslov: Gosposka ulica 13, 1000 Ljubljana, Slovenija 1 Milan Natek, Drago Perko: 50 let Geografskega in{tituta Antona Melika ZRC SAZU Faks: +386 (0)1 425 77 93 2 Jerneja Fridl: Metodologija tematske kartografije nacionalnega atlasa Slovenije Telefon: +386 (0)1 470 63 50 3 Drago Perko: Analiza povr{ja Slovenije s stometrskim digitalnim modelom reliefa E-po{ta: gi@zrc-sazu.si 4 Uro{ Horvat: Razvoj in u~inki turizma v Roga{ki Slatini Medmrèje: http://www.zrc-sazu.si/giam 5 Mimi Urbanc: Kulturne pokrajine v Sloveniji 6 Miha Pav{ek: Snèni plazovi v Sloveniji In{titut je leta 1946 ustanovila Slovenska akademija znanosti in 7 Maja Topole: Geografija ob~ine Morav~e umetnosti in ga leta 1976 poimenovala po akademiku dr. Antonu Meliku. 8 Drago Kladnik, Marjan Ravbar: ^lenitev slovenskega podeèlja Od leta 1981 je sestavni del Znanstvenoraziskovalnega centra 9 Damir Josipovi~: Dejavniki rodnostnega obna{anja v Sloveniji Slovenske akademije znanosti in umetnosti. Leta 2002 sta se in{titutu 10 Irena Rejec Brancelj, Ale{ Smrekar, Drago Kladnik: Podtalnica Ljubljanskega polja priklju~ila In{titut za geografijo, ki je bil ustanovljen leta 1962, in 11 Franci Petek: Spremembe rabe tal v slovenskem alpskem svetu Zemljepisni muzej Slovenije, ki je bil ustanovljen leta 1946. Ima oddelke 12 Ale{ Smrekar: Zavest ljudi o pitni vodi za fizi~no geografijo, socialno geografijo, regionalno geografijo, naravne 13 Blà Komac: Dolec kot zna~ilna oblika dolomitnega povr{ja nesre~e, varstvo okolja, geografski informacijski sistem in tematsko kartografijo, zemljepisno knjìnico, zemljepisni muzej, geografske zbirke in kartografsko zbirko ter sedè Komisije za standardizacijo zemljepisnih imen Vlade Republike Slovenije. Izdaja znanstveno revijo Geografski zbornik in znanstveno zbirko Geografija Slovenije. Ukvarja se predvsem z geografskimi raziskavami Slovenije in njenih pokrajin ter pripravljanjem temeljnih geografskih knjig o Sloveniji. Raziskovanje Triglavskega ledenika, ki ga in{titut izvaja od leta 1946, je verjetno najstarej{i stalni slovenski znanstveni projekt. Leta 1998 je in{titut za znanstveno delo prejel Zlato plaketo Zveze geografskih dru{tev Slovenije. geo13 OVITEK.qxd 18.10.2006 7:34 Page 1 GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 A GEOGRAFIJA SLOVENIJE 13 VR[J T ZNA^ILNA OBLIKA DOLOMITNEGA POO DOLEC K DOLEC KOT ZNA^ILNA OBLIKA BLA@ KOMAC ISBN 961-6568-70-1 DOLOMITNEGA € /20 13 POVR[JA 4.793 SIT 9 6 1 6 9 8 7 8 0 7 8 6 5 BLA@ KOMAC