Dolec kot značilna oblika reliefa na dolomitu

Full text

UNIVERZA V LJUBLJANI
FILOZOFSKA FAKULTETA
ODDELEK ZA GEOGRAFIJO
DOKTORSKO DELO
Blaž Komac
Ljubljana 2005

2
UNIVERZA V LJUBLJANI
FILOZOFSKA FAKULTETA
ODDELEK ZA GEOGRAFIJO
Dolec kot značilna reliefna oblika
na dolomitnem površju
DOKTORSKO DELO
Blaž Komac
Mentor: dr. Karel Natek, docent
Ljubljana 2005

3
Zemlja, iz tebe se dotikam vsega.
(Edvard Kocbek: Zemlja, 1934)

4
Delo posvečam Andreju in Antonu.

5
Hvala Bogu.
Hvala moji dragi Špeli.
Hvala dr. Karlu Nateku in dr. Mateju Gabrovcu za tehtne misli, modre nasvete in pomoč.
Hvala dr. Andreju Mihevcu za dragoceno pomoč in iskrive pogovore.
Hvala Matiju Zornu in Mauru Hrvatinu za razpoložljivost in prijateljsko pomoč.
Hvala sodelavcem za prijateljsko, spodbudno in ustvarjalno delovno okolje.
Hvala Damjani Pintarič za jezikovni pregled.
Hvala vsem, ki mi stojite ob strani.

6
Kazalo
Izvleček .................................................................................................................................. 8
Abstract .................................................................................................................................. 9
Povzetek .............................................................................................................................. 10
Summary .............................................................................................................................. 12
Opredelitev problema in hipoteza ....................................................................................... 14
1 Dolomitni relief z dolci..................................................................................................... 17
1. 1 Dolec v tujih jezikih ................................................................................................. 19
2 Območja z dolci ................................................................................................................ 21
2. 1 Žibrše ........................................................................................................................ 27
2. 2 Selo ........................................................................................................................... 28
2. 3 Metnaj, Stiški potok in Poljane ................................................................................ 29
2. 4 Rakitna ...................................................................................................................... 32
2. 5 Značilnosti reliefa ..................................................................................................... 33
3 Morfološke značilnosti dolca ........................................................................................... 36
3. 1 Hipsometrična krivulja ............................................................................................. 38
3. 2 Grafična analiza naklonov ........................................................................................ 39
3. 3 Grafično in računsko določanje značilnih naklonov ................................................ 42
3. 3. 1 Dolci na Žibršah ................................................................................................... 42
3. 3. 2 Dolci na Rakitni .................................................................................................... 42
3. 3. 3 Dolci v Selu pri Polhovem Gradcu ....................................................................... 42
3. 3. 4 Dolci v Poljanah pri Stični.................................................................................... 43
3. 3. 5 Dolci pri vasi Metnaj ............................................................................................ 43
3. 4 Analiza frekvenčne razporeditve naklonov .............................................................. 44
3. 5 Genetska opredelitev naklonov ................................................................................ 48
3. 5. 1 Naklonski razred pod 2º .............................................................................................................. 48
3. 5. 2 Naklonski razred 2,0–6,9º ........................................................................................................... 49
3. 5. 3 Naklonski razred 7,0–12,9º ......................................................................................................... 49
3. 5. 4 Naklonski razred 13,0–19,9º ....................................................................................................... 49
3. 5. 5 Naklonski razred 20,0–33,9º ....................................................................................................... 50
3. 5. 6 Naklonski razred 34,0–44,9º ....................................................................................................... 51
3. 5. 7 Naklonski razred nad 45,0º oziroma nad 55º .............................................................................. 51
3. 6 Analiza naklonskih pragov ....................................................................................... 51
3. 7 Geografske paradigme in razvoj reliefa.................................................................... 62
3. 8 Teorija kaosa in geomorfologija ............................................................................... 65
3. 9 Razvrščanje dolcev v skupine po različnih parametrih ............................................ 72

7
3. 10 Ukrivljenost dolca .................................................................................................. 80
3. 11 Gradivo v dnu dolcev ............................................................................................. 92
3. 11. 1 Metoda ...................................................................................................................................... 94
3. 11. 2 Meritve ...................................................................................................................................... 96
4 Geneza dolca................................................................................................................... 103
4. 1 Dolec – periglacialna reliefna oblika? .................................................................... 103
4. 1. 1 Periglacialna in dolomitna območja na Slovenskem ................................................................. 112
4. 2 Geomorfni procesi, ki (pre)oblikujejo dolec .......................................................... 119
4. 2. 1 Preperevanje .............................................................................................................................. 119
4. 2. 2 Denudacija ................................................................................................................................ 120
4. 2. 3 Polzenje ..................................................................................................................................... 121
4. 2. 4 Erozija ....................................................................................................................................... 125
4. 2. 5 Korazija ..................................................................................................................................... 125
4. 2. 6 Korozija .................................................................................................................................... 129
4. 2. 7 Akumulacija .............................................................................................................................. 134
4. 2. 8 Podzemsko spiranje prepereline in drobirja .............................................................................. 135
4. 2. 9 So dolci rezultat recentnega kaotičnega razvoja?...................................................................... 135
5 Datiranje kot metoda za določanje intenzivnosti geomorfnih procesov ........................ 143
5. 1 Metode datiranja ..................................................................................................... 143
5. 2 Najdišče lesa in rezultati 14C analize ...................................................................... 144
5. 3 Možni vzroki nastanka nanosa ............................................................................... 150
5. 3. 1 Zasutje kot delo človeka ........................................................................................................... 150
5. 3. 2 Mala ledena doba ...................................................................................................................... 151
5. 3. 3 Analiza usmerejnosti kamninskih delcev in interpretacija premikanja gradiva ........................ 154
5. 3. 4 Hipoteza o nastanku nanosa nad fosilno prstjo ......................................................................... 155
6 Razprava in sklep............................................................................................................ 159
7 Literatura in viri .............................................................................................................. 169
8 Priloge ............................................................................................................................. 178
8. 1 Seznam slik ............................................................................................................. 178
8. 2 Seznam preglednic .................................................................................................. 181
8. 3 Relief in naklon izmerjenih prerezov ..................................................................... 181
8. 4 Seznam izmerjenih naklonov.................................................................................. 193

8
Izvleček
V tem delu je opisana značilna reliefna oblika dolomitnega reliefa v Sloveniji, imenovana
dolec ali dolek.
Poglavju o temeljnih značilnostih površja na dolomitu in temeljnih značilnostih dolca sledi
obširno poglavje o morfoloških značilnostih dolca s poudarkom na analizi naklonov
vzdolžnih prerezov in iz tega izhajajočim predpostavkam o genezi dolcev. Na podlagi
morfometrične in statistične analize je bila izdelana morfološka tipologija dolcev.
Doktorsko delo se posveča genezi dolca. To je poligenetska konvergentna reliefne oblika,
torej lahko nastane na različni kamninski podlagi in v različnih razmerah s povsem
različnimi geomorfnimi procesi.
S kvalitativnimi metodami, npr. geomorfološkim kartiranjem, in kvantitativnimi metodami,
npr. datiranjem, so bili dokazani intenzivni sodobni ali polpretekli geomorfni procesi.
Vrednoteneje rezultatov z geoelektričnimi raziskavami je potrdilo tezo o pomenu recentnih
geomorfnih procesov.
KLJUČNE BESEDE: geomorfologija, geomorfni proces, reliefna oblika, absolutna
datacija, meritev električne upornosti, dolomit, dolec, Slovenija

9
Abstract
In this thesis dolec or dolek (in English: dell), a characteristic relief form in Slovenian
dolomite regions, is described.
The chapter about basic characteristics of dolomite relief and basic characteristics of dells
is followed by extensive chapter about morphological characteristics of a dell, with special
regard to dell longitudinal section analysis. Based on that the morphological typology of
dells is stated.
The thesis also deals with the dell genesis. Dells are polygenetic convergent relief forms as
they may exist on different bedrock and are shaped by different geomorphic processes.
The recent or subrecent intensive geomorphic processes have been proved by qualitative
(geomorphological mapping) and quantitative (absolute dating) methods.
The thesis about the importance of recent geomorphic processes was confirmed by
geoelectrical measurements as well.
KEY WORDS: geomorphology, geomorphic process, relief form, absolute dating, electric
resistance measurement, dolomite, dell, Slovenija

10
Povzetek
Doktorsko delo je pregled značilnega dolomitnega reliefa z dolci. Raziskava poskuša dati
odgovor na nekatera temeljna vprašanja o vrsti, intenzivnosti in učinkih prevladujočih
geomorfnih procesov ter njihovih morfoloških učinkih. Pri tem pa so se odprla številna
nova vprašanja.
Relief z dolci je za geomorfologijo zelo zanimiv, saj sta zakrasevanje in denudacija na
njem ustvarila značilen relief, ki se razlikuje od kraškega, pa tudi od rečno-denudacijskega,
in so ga poimenovali z izrazom fluviokras. To je neznačilni kraški relief. Čeprav kraški in
rečni geomorfni procesi delujejo sočasno, so med seboj tekmovalni. O oblikovanju površja
odloča prevladujoči proces.
Uvodno poglavje predstavlja dolomitno kamninsko podlago, poglavitne značilnosti
dolomitnega reliefa in posebej relief z dolci. Posebna pozornost je namenjena izrazoslovju.
V slovenskem jeziku je opredelitev izraza dolec ali dolek predvsem morfološka. Tuji izrazi
za takšno ali podobno reliefno obliko, kot je angleški dell, pa vsebujejo genetsko
konotacijo. V naslednjem poglavju so na kratko predstavljene poglavitne reliefne
značilnosti območij preučevanja: Žibrš pri Logatcu, Sela pri Polhovem Gradcu, Metnaja
nad dolino Stiškega potoka, pobočja nad dolino Stiškega potoka, območja severno od
Poljan pri Stični in Rakitne.
Osrednji poglavji sta namenjeni razglabljanju o morfoloških in genetskih značilnostih
dolca. Morfološka opredelitev dolca temelji na analizi naklonov dna dolcev. Dolci so
razvrščeni v skupine na podlagi različnih parametrov, zlasti naklona in ukrivljenosti. Na
podlagi razvrščanja je bila izdelana morfološka tipologija dolcev. Poglavje o morfoloških
značilnostih dolca povezuje z naslednjim poglavjem razprava o gradivu v dnu dolcev, ki
temelji na meritvah električne upornosti.
Temeljno poglavje doktorskega dela je razprava o genezi dolca. Predstavljena je hipoteza o
periglacialnem izvoru dolca in glede na nekatere predpostavke tudi orisana možnost
nastanka periglacialnih dolcev v Sloveniji. V nadaljevanju so nato z vidika dolca opisani
temeljni geomorfni procesi in njihov morebitni vpliv na dolomitno površje z dolci. V
sklepnem delu tega poglavja so dognanja o morfoloških in genetskih značilnostih dolca
povezana v smiselno celoto. Posebna pozornost je namenjena odnosu med naklonom
površja in geomorfnimi procesi ter iz njega izhajajočemu sklepanju na pomen teorije kaosa
za razlago geomorfnih sistemov. Najpomembnejša geomorfna procesa oziroma dejavnika

11
sta zlasti intenzivno preperevanje in način prevladujočega vodnega odtoka, ki je odvisen
od prepustnosti podlage. Pri oblikovanju dolcev sta pomembni denudacija in korozija.
Intenzivnejša korozija na območjih z debelejšo preperelino vodi do diferenciacije površja,
kjer iz majhnih začetnih razlik sčasoma nastane velika vdolbina in dolec. Proces poteka v
smeri poglabljanja in povečevanja reliefne oblike, v smeri divergence površja. Dokaz
intenzivnosti korozije so obviseli dolci in rdeče-rjava ilovica.
Z radioogljikovim ali radiokarbonskim datiranjem je bila ugotovljena starost lesa v fosilni
prsti, na podlagi katere smo sklepali na starost nanosa dolomitnega drobirja. Preverjene so
bile različne hipoteze o nastanku nanosa, ki je lahko delo človeka ali pa posledica
naravnega procesa. Predstavljen je tudi možen vpliv maloledenodobne spremembe
podnebja na geomorfne procese in rezultat analize usmerjenosti kamninskih delcev, ki
potrjuje naraven nastanek sedimenta. Na podlagi omenjenega je predstavljen sklep, da je
šlo pri nastanku nanosa za hipen geomorfni proces.
V sklepnem poglavju so združeni rezultati nekaterih meritev intenzivnosti geomorfnih
procesov, zlasti z vidika pomena korozije za preoblikovanje dolomitnega površja, ob
nesporni vlogi denudacije. Kemična erozija dolomitnega površja je po prostornini približno
pol tolikšna, po masi pa približno tolikšna, kot povprečna letna erozija prsti v Sloveniji
(Komac 2003a; Komac in Zorn 2005). Kemično preperevanje dolomita je bilo zelo
verjetno tudi v hladnih obdobjih zelo pomemben geomorfni proces.
Čeprav dolci skromno prispevajo h geomorfnemu preoblikovanju površja in so posledica
začetnega razčlenjevanja površja, so z vidika geneze površja zelo pomembna reliefna
oblika.
Ugotovljena povezanost naklonov površja s prevladujočim načinom vodnega odtoka in z
geomorfnimi procesi je brez dvoma uporabna za nadaljnje delo na dolomitnem reliefu.
Zaradi prehodne vloge dolomitnega reliefa se odpirajo novem možnosti tudi za
razumevanje kraškega in malo preučenega rečnega reliefa in številna vprašanja, na katera
bomo morali odgovore šele poiskati.

12
Summary
The doctoral thesis is an overview of characteristic dolomite relief with dells. It tries to
answer some basic questions about the type, intensity and morphological effects of
prevailing geomorphological processes. Many new questions have arisen from the
investigation.
The dolomite relief with dells is very interesting for the geomorphological research, as
karstification and denudation have shaped it in a characteristic way. The dolomite relief is
different from karstic as well as from fluvial-denudational relief and has been termed
Fluviokarst. It is a non-typlical karst relief. Although karstic and fluvial geomorphic
processes operate at the same time, they are competitive. The predominating process
determines the morphological evolution of the relief.
In the introduction the dolomite rock (dolostone) and main characteristics of dolomite
relief, with special regard to dells, are presented. Special attention is paid to terminology.
In Slovenian the definition of the term dell (dolec or dolek) is mainly morphological.
Whereas foreign terms, such as English term dell, include genetic connotation as well. The
next chapter introduces the main characteristics of relief in the areas of investigation:
Žibrše hills near Logatec, the neighborhoods of the Selo village near Polhov Gradec,
Metnaj above the Stiški potok valley and the slopes above the Stiški potok valley, as well
as the area north of Poljane near Stična village and the slopes of the Rakitna karst polje.
The central chapters are considering morphological and genetic characteristics of dells.
The morphological definition of dells is based on the dell bottom inclination analysis. The
dells are clustered according to different parameters, mainly slope and curvature. The
typology of the dells has been made according to clustering. The chapter on morphological
characteristics is then connected to the chapter on genetic characteristics by the discussion
on the sediment in the bottom of the dells, based on geoelectric resistance measurements.
The central chapter of the dissertation is considering the genesis of the dell. The hypothesis
of periglacial origin of the land form in dolomite areas in Slovenia is introduced. Also, the
basic geomorphic processes and their possible effect on dolomite relief with dells are
described. Special attention is paid to the relation between the relief inclination and
geomorphic processes, with special regard to the importance of the chaos theory for the
understanding of geomorphological systems. The most important geomorphological
processes or factors are weathering and the type of prevailing water flow, that depends on

13
the permeability of the ground. In the areas of thicker debris (or soil) corrosion and
denudation are the most important processes, leading to differential relief development. A
small hollow grows bigger and a dell may be formed. The process tends to deepen and
enlarge relief forms. Hang-up dells and red-brown clay are a proof of intensive corrosion.
Some evidence of land sliding was also found.
The age of a wood, found in a fossil soil was determined by radiocarbon dating. The result
enabled us to determine the probable age of dolomite debris that had covered the soil.
Different hypothesis have been proposed to describe the origin of the dolomite debris: it
may have been consequence of operation of a man or of natural processes. The hypothesis
are tested by the analysis of the Little ice age climate influence on geomorphological
processes and by the clast orientation measurements. According to the results the debris is
said to have originated from a natural process.
The final chapter is a synthesis of the results of measurements of the intensity of
geomorphic processes, especially corrosion and denudation. Chemical erosion on dolomite
surface is about half of the volume of average soil erosion in Slovenia and it is supposed to
be a very important geomorphological process for dell development as well.
Although the dells are a small relief form and they only modestly contribute to
geomorphological relief formation as the initial surface dissection, they are very important
from the point of the view of relief genesis.
The connection between the inclination of relief and the prevailing water flow type on one
hand and the geomorphological processes on the other hand is without any doubt very
important for further investigation of dolomite relief. Because of transitional role of
dolomite relief new possibilities rise also for understanding the karstic and especially
fluvial relief, being still rather poorly understood. There are numerous answers that still
should be answered to.

14
Opredelitev problema in hipoteza
V slovenski geomorfološki literaturi je malo znanstvenih in strokovnih del o dolomitnem
površju, čeprav ta kamnina na Slovenskem prekriva približno 2500 km2 ali dobro desetino
državnega ozemlja.
Dolci so posebej zanimiva oblika, saj je dolomit karbonatna kamnina ter podvržen
zakrasevanju in preoblikovanju zaradi denudacijsko-erozijskih procesov (Zogović 1966;
Komac B. 2004). Dolomitni relief z dolci, kot ga je opredelil Gabrovec (1994, 1995),
obsega približno 177 km2.
Slika 1: Prečni prerez dolca v peščenih in puhličnih sedimentih z obale Blatnega jezera (Pécsi 1996, 136).
Ime dolec pove, da je podoben dolini, vendar se od nje bistveno razlikuje: kljub dolinasti
zasnovi in celo vključenosti v sistem dolcev, v njih ni stalnega površinskega vodnega toka.
Dolec je bil morfološko že večkrat opisan (Gams 1968, Gams in Natek 1981, Gams, Natek
in Černe 1981; Gabrovec 1994), geneza pa ni bila podrobno raziskana. Iz definicije dolca v
Geomorfološki enciklopediji izhaja, da je relief z dolci na dolomitu nastal pretežno v
hladnem podnebju (Fairbridge 1968). Iz nekaterih znakov pa sklepam, da je dolec recentna
reliefna oblika (Komac 2003a, 2003b).
Številna vprašanja glede geneze dolca so še odprta. Dosedanje raziskave nakazujejo, da naj
bi bil dolec periglacialna1 oblika, in ni značilen le za dolomitno površje. Pogost je na
granitu, apnencu, kredi, peščenjaku, laporovcu, puhlici, prodnih terasah ali glini. Zaradi
1 Ali: obledeniška.

15
prepletanja različnih geomorfnih procesov se dolci na dolomitu razlikujejo od
periglacialnih dolcev, ki so nastali tudi na drugih kamninah, in jih v tujini opredeljujejo z
angleškim izrazom dell ali nemškim izrazom die Delle (Tuckfield 1986; Pécsi 1989). V
slovenskem jeziku nimamo ustreznih izrazov, s katerimi bi razlikovali različen pomen
tujejezičnih izrazov. Nekateri od njih imajo izrazito genetsko konotacijo, označujejo pa
reliefne oblike, ki so lahko genetsko dokaj različne od dolomitnega dolca. Zaradi vpliva
različnih geomorfni procesov jih lahko razlikujemo tudi morfološko. Razpoložljivi
slovenski izrazi, kot so dolina, dol, dolinka in dolec, razlikujejo reliefne oblike le po
velikosti, čeprav gre lahko za genetsko povsem različne oblike. Zaradi boljše preglednosti
tujejezične ustreznice slovenim z izrazom dolec in sproti opozarjam na ustreznost ali
neustreznost njegove rabe.
Dolcu podobna reliefna oblika je dambo. Značilen je za subtropske pokrajine, kjer nastane
v povirjih dolin in nizkem reliefu z biokemičnim preperevanjem. Dambo ima značilno
majhen naklon dna (2º) in nastane z razširitvijo površinske rečne mreže (Goudie 2004,
220).
Temeljni namen dela je prispevati k poznavanju nastanka in razvoja dolca kot značilne
reliefne oblike na dolomitnem površju. Zato obravnava temeljne geomorfne procese v
dolcu. Ta reliefna je ključna za razumevanje (sub)recentnega geomorfnega razvoja površja
na dolomitu zaradi specifičnosti dolomitnega površja, zlasti zaradi zakrasevanja in
denudacijsko-erozijskih procesov. Zato bo na podlagi ugotovitev mogoče sklepati tudi na
intenzivnost geomorfnih procesov na malo preučenem rečnem (fluvialnem) reliefu.
Teoretske predpostavke sem preverjal z opazovanji in meritvami na terenu ter na ta način
nadaljeval že začete raziskave (Komac 2003a). Zato sem temeljne značilnosti dolca preučil
na izbranih testnih območjih.
Preglednica 1: Poglavitni cilji in temeljne predpostavke doktorskega dela
cilji predpostavke
strniti spoznanja o dolomitnem reliefu v Sloveniji, zlasti glede na
morfogenetski razvoj in recentno dinamiko geomorfnih procesov
dolomitni relief je izjemnega, če ne ključnega pomena
za razumevanje kraškega in nekraškega ali rečnega
reliefa, vendar je (pre)malo preučen
preučiti recentne geomorfne procese na dolomitu in njihov
geomorfni učinek, ugotoviti, kateri je temeljni geomorfni proces
ter potrditi hipotezo o njihovi ključni vlogi pri oblikovanju dolcev
dolec je recentna reliefna oblika, nastala z erozijsko-
denudacijskimi in kraškimi procesi
preučiti poglavitne reliefne, morfološke, strukturne in druge
značilnosti dolomitnega reliefa z dolci v Sloveniji
dolec je v značilna reliefna oblika dolomitnega
površja v Sloveniji
ugotoviti, kje na dolomitnem površju ali na drugih kamninah se
dolci pojavljajo in če se med seboj razlikujejo
nastanek dolcev je odvisen od specifičnih reliefnih,
hidrogeografskih in drugih razmer
izdelati morfološko tipologijo dolcev dolci so si med seboj podobni
ugotoviti soodvisnost morfoloških značilnosti reliefa z dolci in
hidrogeografskih značilnosti pokrajine
način vodnega odtoka je temeljnega pomena pri
nastanku dolcev
primerjati podatke o intenzivnosti in učinkih različnih geomorfnih
procesov na dolomitu
dolomitni tip reliefa je zanimiv zaradi prehodnega
značaja
Raziskave so bile omejene na ozemlje Republike Slovenije, saj je dolomitno površje pri
nas raznoliko in razvito v velikem številu litoloških tipov. Raznolikost dolomitnih območij
povečujeta še močna pretrtost in številni litološki prehodi med dolomitom in apnencem ter
dolomitom in laporovcem ali glinavcem.
Posvetil sem se prostorski razširjenosti dolcev na izbranih območjih v povezavi z
reliefnimi, litološkimi, strukturnimi in drugimi dejavniki, izmeril in analiziral vzdolžne in
prečne prereze ter naklone dna dolca primerjal z rezultati morfološke analize okoliškega
površja. Izbrane dolce in njihovo okolico sem geomorfološko in geološko-strukturno
kartiral in ugotovil navezanost dolcev na prelomne geološke strukture (Komac 2003b).
Veliko pozornost sem posvetil preučevanju drobne izoblikovanosti površja, pokazatelju
recentne morfodinamike. Preučil sem vpetost dolcev v geomorfni sistem, predvsem z

16
vidika (po)rečja oziroma območja stekanja dolcev.2 Dolce sem preučeval z detajlnim
geomorfološkim kartiranjem ter drugimi morfološkimi raziskavami, zlasti meritvami
naklona dna in prečnega prereza dolca. Pomagal sem si z digitalnim modelom reliefa 25
krat 25 m in s programskimi paketi Idrisi (2005), TAS (Lindsay 2002), OxCal (2005) in
StereoNett. Raziskave sem dopolnil z geoelektričnimi meritvami in analizo starosti nanosa
dolomitnega drobirja.
Odgovoriti je bilo potrebno na naslednji vprašanji:
 vprašanje opredelitve (pojmovanje dolca kot periglacialne reliefne oblike je v tujini
drugačno od pojmovanja dolca na dolomitnem površju pri nas; vprašanje je, ali so
po obliki podobne tvorbe na različnih kamninah res enakega nastanka ali gre le za
konvergentni razvoj) in
 vprašanje geneze (s katerimi geomorfnimi procesi in v kakšnih razmerah nastajajo
na različnih kamninah podobne reliefne oblike? Ali potekajo na dolomitnem
površju specifični geomorfni procesi oziroma ali se dolec razlikuje od ustrezne
periglacialne reliefne oblike?).
Odgovore sem iskal v dveh smereh, saj enake reliefne oblike nastanejo z različnimi
geomorfnimi procesi, isti geomorfni proces pa v drugačnih razmerah vodi k nastanku
različnih reliefnih oblik. Eno od temeljnih vprašanj je, ali gre v primeru dolomitnega
reliefa z dolci za divergentni ali za konvergentni razvoj.
Do konvergence ali pojava, pri katerem različni vzroki privedejo do enakih učinkov, pride
zaradi različnih razlogov. Rečne terase npr. nastanejo zaradi podnebne spremembe,
spremembe erozijske baze, tektonike ali spremembe rabe tal. Pri divergentnem razvoju
podobni vzroki in procesi vodijo do različnih učinkov v pokrajini (Schumm 1991, 59–66).
Po nekaterih dosedanjih raziskavah je dolec nastal v periglacialnih razmerah. To je tudi
delovna hipoteza, ki jo bom poskušal ovreči. Delovna hipoteza je, da so dolci na
dolomitnem reliefu rezultat delovanja recentnih geomorfnih procesov.
Fosilna reliefna oblika se v današnjih razmerah razvija v isti smeri kot v preteklih fazah
razvoja, pri čemer lahko danes podobne reliefne oblike ustvarijo drugi geomorfni procesi
kot v preteklosti. Lahko pa v sedanjih razmerah potekajo povsem drugačni geomorfni
procesi, ki fosilno reliefno obliko spreminjajo v nekaj drugega.
Relief z dolci je rezultat nenehnega součinkovanja geomorfnih procesov na reliefno,
kamninsko, hidrogeografsko in geološko močno spremenljivi dolomitni podlagi. Z detajlno
analizo geomorfološko pomembnih elementov pokrajine sem odgovoril na zastavljena
vprašanja.
Menim, da je dolec na dolomitu zaradi podvrženosti koroziji, pretrtosti in zrnavosti
kamnine doživel drugačen razvoj kot na drugih kamninah. Na položnem dolomitnem
reliefu pomembna korozija, na strmih dolomitnih pobočjih s plitvo prstjo pa prevladata
denudacija in erozija (Habič 1968).
V raziskavi sem se oprl na različne paradigme, znane v geomorfološki literaturi. Z njihovo
celovito obravnavo in primerjavo sem prišel do novih in uporabnih rezultatov. Med
pomembnejšimi pristopi so splošna sistemska teorija (Strahler 1992) s teorijo nelinearnih
sistemov (Phillips 1999), klimatska geomorfologija (Büdel 1977), tektonska
geomorfologija (Čar 2001), rečna ali fluvialna geomorfologija (Summerfield 1996) ter
kraška geomorfologija (Habič 1968).
2 Za potrebe tega dela ga imenujem podolčje.

17
1 Dolomitni relief z dolci
Dolec (Gabrovec 1994, 1996a; Geografija 2001, 69; Komac 2003a, 2003b) oziroma dolek
(Gams 1968; Gams in Natek 1981, 23; Gams, Natek in Černe 1981; Gams 2003) ali dolič
(Geografija 2001, 69) je značilna oblika dolomitnega reliefa. Spada med manjše reliefne
oblike. Je plitva in podolgovata, ozka in globoka suha dolinica. Zgoraj se začne s plitvo
vdolbino na pobočju pod slemenom. Ima konkaven prečni prerez in strma pobočja.
Običajno poteka v smeri največje strmine. Zgoraj je ozek in plitev, navzdol se širi in
poglablja. Je brez stalnega površinskega vodnega toka, zato ga Gams in Natek (1981, 23)
opredelita kot fluviokraško reliefno obliko. Prav zato ga razlikujemo od dolinic ali grap, za
katere je značilen občasni ali stalni površinski vodni tok (Gams 1968, 81). Kljub temu se
dolec "... navadno poglablja(jo) v pobočje nad izviri potokov ..." (Gams in Natek 1981, 23)
in navzdol preide v grapo s stalnim vodnim tokom. Dolec je pogost v povirjih in na robu
planot, kjer se prevesi v grape (Goudie 2004, 237–238). Lahko pa se izteče v ravnini ali
preide v kraški dol ali vrtačo.
Slika 2: Kartografski znaki za prikaz dolca. V velikem merilu (levo) se uporabljata dve oznaki, in sicer
polkrožna vijuga ter polkrožna vijuga s črticami na notranji strani. V majhnem merilu (desno) se prav tako
uporabljata dve oznaki iz niza zaporednih polkrogov.
Po Slovenski kraški terminologiji (1973, 5) je dolek "... plitva, do nekaj metrov globoka
odprta suha dolinica, navadno v smeri največje strmine na pobočju, pogosta zlasti na
dolomitih in dolomitiziranih apnencih ..."
Na strmem pobočju je dolec kratek in plitev, na položnem pa globok in dolg. Zanj je
značilno, da se v dnu nabira graviklastično in denudacijsko gradivo, kar povzroča
mokrotnost in omogoča rast vlagoljubnih rastlin.

18
Ponekod so zaradi razlik v trdnosti podlage, litoloških ali strukturnih razlik ali razlik v
intenzivnosti geomorfnih procesov v dnu dolca konveksni pregibi (Mihevc 1986; Komac
2003b). Dolec naj bi bil pogost na dolomitnih in dolomitiziranih apnencih ter na
periglacialnih območjih, kjer nastaja s sufozijo (Geografija 2001, 534).
Je samostojna reliefna oblika, del pobočja ali pa z drugimi povezan v razvejen dendritični
sistem. Ponekod ne potekajo le v smeri največje strmine in so usmerjeni prečno na pobočja
zaradi navezanosti na tektonske linije ali na ostanke starega drenažnega omrežja (Mihevc
1986, 211–212; Komac 2003a, 91).
Izraz dolek je v slovensko geomorfološko literaturo uvedel Gams (1968, 81) za reliefno
obliko na dolomitu (prim. Komac 2003a). Povzel ga je po Badjuri (1953, 205), ki navaja
sinonime dolič, dolec, podolnica, dolinka, dolček. Izraza dolica in dolača povzema po
Pleteršniku. Dolek ima poleg opisanega še en pomen: v ljudski govorici pomeni reliefno
obliko v visokogorskih pokrajinah, to je konto ali krnico (Hockhar) oziroma "... globoko
pusto dnjačo podolgaste zaokrožene oblike ..." (Badjura 1953, 206). Dolek je po SSKJ
alpinistični izraz in pomeni "... raven ali rahlo nagnjen svet, ki je na eni strani odprt proti
še nižji dolini ..." Za geomorfološko rabo je definicija preširoka, saj ne pove, da gre za
vdolbeno, kotanjasto reliefno obliko. Izraz v geomorfološki literaturi uporabijo še Gams in
Natek (1981), Gams, Natek in Černe (1981), Mihevc (1986) in Gams (2003). Na
geomorfološki karti okolice Litije je izraz kraški dolek (Gams in Natek 1981; Gams, Natek
in Černe 1981).
Beseda dolec je pomanjševalnica besede dol. Dol je po SSKJ starinski izraz za dolino, po
Slovenski kraški terminologiji (1973, 5) pa so doli "... različne površinske vdolbine ..." V
osredju Krškega hribovja so v triasnem apnencu in dolomitu nastali 30–50 metrov globoke
in 500–1000 metrov velike globeli, imenovane doli (Habič 1983, 13).
Na Krasu dol pomeni udornico. Dolec pomeni po SSKJ majhno dolino, enako dolinica.
Izraz dolec na Notranjskem pomeni udornico. Iz izraza dolec izhajajo krajevna imena v
okolici Stične, to so Dovc, Udovc, V dolcu (Gabrovec 1994, 7).
Po SSKJ je izraz dolinka enakovreden izrazu dolec. Kot primer navaja besedno zvezo
kraška dolinka. Dolinka po Habiču (1968) pomeni dolec ali večjo suho dolino. V
notranjskem dialektu je dolinka obdelana vrtača in pomanjševalnica za vrtačo, to je
vrtačica. Po leksikonu Geografija (2001, 69) se za to reliefno obliko uporablja tudi izraz
dolič, ki po SSKJ pomeni "... majhno dolino, zlasti v gorah ..."
Izrazoslovje niti v strokovni literaturi niti v splošni rabi v različnih slovenskih pokrajinah
ni enotno. Gabrovec (1996a) je na podlagi dosedanje rabe imen v geomorfološki literaturi
predlagal uporabo izraza dolec za značilno reliefno obliko na dolomitu in tej rabi se
pridružujem.
Pri rabi omenjenih izrazov je potrebna previdnost, saj jih je v praksi težko razlikovati. Po
velikosti sem jih razvrstil od največje do najmanjše:
 dolina,
 dol (manjša dolina ali kotanja) in še manjša dolica,
 podolje (niz dolov) in manjša podolnica,
 dolinka (manjša dolina na pobočju),
 dolec ali dolek (kratka dolina na pobočju brez stalnega vodnega toka) in manjši
dolček ter
 dolič (majhna dolina v gorah).
Genetska razvrstitev reliefnih oblik je glede na izrazoslovje praktično nemogoča, saj so
številne od njih poligenetske, poimenovanje pa geneze večinoma ni upoštevalo.
V Sloveniji so občna imena dolec, dolek ter dol in dolina velikokrat uporabljena kot
toponim, ledinsko ime ali ime domačije. Navajam nekaj primerov z dolomitnih ozemelj.
Območje z dolci v Žibršah pri kmetiji Tumle, je imenovano Doline. Južno od Rovt je pri
kmetijah Dolenc in Dolčan značilno ledinsko ime razčlenjenega pobočja V dolu, nad njim

19
pa je vrh, imenovan Dovc. Območje pri Preski nad Kostrevnico se imenuje Dol, drugo pa V
dolini. Med Cerovico in Lupinico so značilna ledinska imena Dovc, Dolne in V dolini.
Severozahodno od Poljan pri Stični sta Dula in Dolček. Pri vasi Belčji Vrh je ledinsko ime
Dovc. Južno od Metnaja je pri zaselku Potok ledinsko ime Dovc. Za strma razjedena
pobočja v pretrtem dolomitu, so pogoste resave. Od tod značilni imeni Resje ali Resenik. V
Registru zemljepisnih imen (Register 2005) je zabeleženih 2262 imen s črkovno zvezo dol,
1586 imen s črkovno zvezo Dol, 13 imen s črkovno zvezo dula, 58 imen s črkovno zvezo
Dula, 62 imen s črkovno zvezo dovc in 61 imen s črkovno zvezo Dovc.
1. 1 Dolec v tujih jezikih
Zaradi genetske konotacije moramo primerljive tuje izraze uporabljati previdno. Nemški
ustreznik izraza dolec die Delle je splošno opredeljen in pomeni "... kotanjasto, plitvo
depresijo brez stalno tekoče vode, ... ki deluje kot zbiralec vode in usmerja denudacijo
oziroma erozijo. V njej pogosto potekajo pobočni procesi, na primer polzenje ..." (Lesser s
sod. 1984, 117). Izrazi povečini opisujejo reliefno obliko, nastalo s periglacialnimi procesi.
Poudarjajo pomen periglacialnih procesov, kot so denudacija, soliflukcija, derazija,3
korazija4 in pobočnih procesov v ožjem pomenu besede. Pécsi (1964) imenuje pobočne
procese v periglacialnem okolju derazijski. Z njimi nastanejo poleg derazijskih dolin še
derazijska slemena, terase in reliefne stopnje. Takšni dolci so pogosti v nevezanih
kamninah in sedimentih (Csámer 2003) in na območjih z manj prepustno ter preperelo in
pretrto kamnino.
Slika 3: Derazijske doline pod 315 m visoko dolomitno vzpetino Odvas-hegy pri mestu Budaörs na
Madžarskem so povsem spremenile podobo nekdaj enotnega slemena. Pobočja so zaradi procesov
krioplanacije postala manj nagnjena (Pécsi 1966, 140).
Periglacialne dolce v angleškem jeziku imenujejo dell, dry valley, derasional valley,
corrasional valley (Penck 1972; Pécsi 1966) v nemškem 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 suspendée (Pécsi 1966, 137–138). Na
Madžarskem uporabljajo izraz derazijska dolina ali deráziós völgy (Mac 1969, 183), v
hrvaškem jeziku pa je pogost izraz vlaka (Slovenska kraška terminologija 1973). V hrvaški
Istri izraz dolac pomeni vrtačo.5
Navedeni izrazi niso nujno sinonimi, saj imajo nekateri genetsko konotacijo, in niso vedno
primerni za razlago geneze dolcev na dolomitu. Taka primera sta derazijska dolina in
korazijska dolina.
3 Angl.: derasion.
4 Angl.: corrasion.
5 Ustna informacija: g. Danijel Bogešić. Ekskurzija Ljubljanskega geografskega društva v Istro, 19. 3. 2005.

20
Navodilo za izdelavo geomorfološke karte v merilu 1 : 100.000 pozna izraze Delle za
dolec in ga razlikuje od strmih derazijskih dolin ter plitvih koritastih derazijskih dolin
(Gams s sod. 1985, 21). Naj navedem, da je derazija pravzaprav ime za skupek ploskovnih
in linearnih geomorfnih procesov, kot so erozija, dežna erozija, površinsko spiranje,
soliflukcija in delovanje snežnice ali pluvionivacija (Pécsi 1996, 47).
Slika 4: Lega puhlice in nevezanih nanosov na pobočju v primerjavi z rečnimi terasami. Črne puščice
označujejo vodni transport sedimentov, bele puščice pa derazijo. S P so označene panonske plasti, z D dolec,
s Qf pleistocenski rečni nanosi, s Qs pleistocenski soliflukcijski nanosi in s k nanosi pluvio-nivalnih procesov
(Pécsi 1964, 34).
Na zemljevidih velikega merila so dolci običajno prikazani s podolgovato zaokroženo in na
spodnji strani odprto vijugo narisani s polno črto (levo na sliki 2), na zemljevidih majhnega
merila pa so prikazani z zaporedjem polkrožnih znakov (desno na sliki 2).
Slika 5: Poglavitne značilnosti pobočij dvojnega visečega dolca na apneniškem dolomitu na območju Tata-
Bieske pri mestu Szár na Madžarskem. Vzdolžni prerez je usmerjen od jugozahoda proti severovzhodu,
prečni prerezi pa od severozahoda proti jugovzhodu. Dno dolca je dokaj nagnjeno, najvišji naklon je 28º,
najnižji 7º (Pécsi 1964, 44; 1966, 137).

21
2 Območja z dolci
V Sloveniji je relief, na katerem se vrtačast dolomitni svet prepleta s svetom z gladkimi
pobočji in pobočji z dolci, pogost tip reliefa v dolomitu in obsega približno 177 km2
ozemlja (Gabrovec 1995, 15). Za to je več razlogov. Površje na dolomitu pogosto ni
zakraselo in na njem nastajajo linearne reliefne oblike. Stalni površinski vodni tok je
izjema, primer so velike doline, ki prečkajo dolomitna območja.
Slika 6: Dolci so pomembna reliefna oblika na Žibršah (Komac 2003a).
Dolci so zelo pogosti v dolini Mirne (47), v hribovju na območju Selc, Hudih Raven in
Raven nad Šentrupertom, med Zgornjimi Mladetičami in Poljem pri Krmelju (35, 46).
Dolci so poleg suhih dolin in amfiteatrskih koncev dolin pogosti v Čateškem gričevju (16),
Mirnskem gričevju (17), Trebanjskem in Šentrupertskem gričevju (19), Dolskem hribovju

22
(26), Šentupertskem hribovju (27) ter Krmeljski kadunji (35; v oklepajih so navedene
strani iz: Topole 1998).
Gabrovec (1994) poda pregled dolomitnih območij v Sloveniji in opis reliefnih značilnosti
dolomitnih pokrajin ter navede območja, za katera so dolci posebej značilni (v oklepajih
navajam strani iz omenjenega dela). Lep primer senožetnega dolca je ob poti iz Zalega
Loga na Ratitovec (30). V Polhograjskem hribovju so številni dolci lepo razviti v najvišjih
predelih na strmih pobočjih z naklonom 25º v okolici Sela pri sveti Jederti in pri Gabršah
(33).
Slika 7: Pobočja dolca v Polhograjskem hribovju prekriva zelo plitva prst, na njegovem dnu se je nabralo
nekaj prepereline (fotografija: Blaž Komac).
Badjura (1953, 205) omenja številne dolce na glavnem dolomitu v Dolenjskem podolju
med Grosupljem in Stično. Dolaste reliefne oblike razlikuje po velikosti od dolinke prek
dolka do doliča. Kot primer dolinke izpostavlja "... košeninast viseč dolec npr. med
Obolnim (776 m) in Blatarjem ...", kot primer dolčka pa "... košeninast tesnejši dolec med
Goričico in Kovki (685 m) nad Metnajem ..." (37). Dolci so zelo pogosti v Rovtarskem
hribovju (46), v valovitem planotastem reliefu iz cordevolskega dolomita v Turjaški
pokrajini (57), značilni pa so tudi za Raduljsko hribovje, zlasti za območje med
Štatenberško dolino in Češnjicami pri Trebelnem, kjer se tipični dolci pojavljajo "... na
gosto naseljenih prisojnih pobočjih ..." (52).
Slika 8: Geomorfološka skica Kališča (Gabrovec 1994, 94).
Gabrovec (1994) je podrobno geomorfološko kartiral območje Sela v Polhograjskem
hribovju (89), okolico Kališča (93) in Kureščka v Krimsko-Mokrškem višavju (98).

23
Položni in plitvi dolci razčlenjujejo površje Ravnika pri Logatcu in Žibrše (Mihevc 1979;
Komac 2003a).
Slika 9: Geomorfološka skica Kureščka (Gabrovec 1994, 98).
Dolci so pogosti na pobočjih z naklonom približno 20º 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.
Slika 10: Dolci so na Rakitni na pobočjih Novaške gore in Županovega vrha. Puščica označuje enega od
dolcev (Gams 1968, 80).

24
Dolec je pogosta reliefna oblika na dolomitnem površju v okolici Litije. Gams in Natek
(1981, 23) uporabita izraz dolek oziroma kraški dolek in ga označita na geomorfološkem
zemljevidu okolice Litije v merilu 1 : 100.000, vendar vsi dolci zaradi majhnosti niso
vrisani.
Slika 11: Dolci so na dolomitnem površju v okolici Litije pogosta reliefna oblika. Na karti so dolci označeni s
puščico (Gams in Natek 1981).
Pécsi (1996) je objavil geomorfološki zemljevid Madžarske, na katerem so vrisani tudi
dolci. Pogosti so na jugozahodu Madžarske južno od Blatnega jezera in na severovzhodu
države v Potisju. Videti je, da so te reliefne oblike veliko večje od dolcev na dolomitnem
površju pri nas. Dolci so tudi na skrajnih južnih obronkih Karpatov v Budimpešti.
Slika 12: Dolci v gričevjih pokrajine Somogy zahodno in južno od Blatnega jezera so na geomorfološkem
zemljevidu označeni z nizi polkrožnih vijug rjave barve. Zemljevid je orientiran proti zahodu (Geomorfološki
zemljevid; Pécsi 1996).

25
Slika 13: Dolci v hribovjih in gričevjih madžarskega porečja Tise na severu Madžarske so na
geomorfološkem zemljevidu označeni z nizi polkrožnih vijug rjave barve. Na desni je povečan severni del
leve slike (Geomorfološki zemljevid; Pécsi 1996).
Slika 14: Dolci na zahodnem obrobju Budimpešte na jugovzhodnih pobočjih levih pritokov Donave so na
geomorfološkem zemljevidu označeni s puščico (Geomorfološki zemljevid, Pécsi 1996).
Starkel (1966) je opisal dolce v porečju reke San na jugovzhodnem Poljskem pri Rzeszóvu.
Mac (1969, 183) opisuje dolce na vznožju gorovja Giurghiu-Harghita.
V vzhodnem delu hribovja Mátra na Madžarskem se je površje v pleistocenu znižalo za
30 m, doline so se razširile za 50–150 m. Periglacialno preoblikovanje površja je sledilo
prelomom in litološkim značilnostim. Posebno močno je bilo preoblikovanje površja na
dolomitu. Zaradi periglacialnih procesov se je povečala asimetrija reliefa (Székely 1987,
178). V hribovju Somogy južno od Blatnega jezera so "... severna pobočja strma, južna pa
prekriva debela plast puhlice, ki jo razčlenjujejo široki in plitvi dolci ..." (Pécsi 1996, 52).
Tuckfield (1986) je objavil študijo dolcev na območju New Forest v Hampshireju v
Angliji, Young (1986) pa razpravo o geomorfološkem razvoju dolcev, v dnu katerih so na
planoti Woronora v Novem južnem Walesu v Avstraliji nastala močvirja.
Dolci so značilnost krednih pokrajin v Hertfordshireu, Wiltshireu in Hampshiru v Angliji
(Sparks in Lewis 1957; Small 1964; Tuckfield 1986). Periglacialni dolci so značilni tudi za
severno obrobje Alp (glej sliko 15), nastali so npr. tudi na krednih apnencih (slika 16).

26
Slika 15: Plitev periglacialni dolec pri kraju Stadel v kantonu Zürich v Švici (fotografija: Matej Gabrovec, 7.
9. 1993).
Slika 16: Dolci na krednih apnencih in laporovcih v Halleinu pri Bertechsgadenu v Nemčiji. Poglavitni
oblikotvorni geomorfni proces naj bi bilo po ustni informaciji voditeljev ekskurzije plazenje (fotografija:
Matija Zorn, 21. 10. 2004).
Preglednica 2: Oznake in lega območij meritev
oznaka
območje
pokrajina
A – Žibrše
severna stran slemena Smolevc na Žibršah pri Logatcu
Rovtarsko hribovje
B – Selo
Selo pri Polhovem Gradcu
Polhograjsko hribovje
C – Žibrše
južna stran slemena Smolevc na Žibršah pri Logatcu
Rovtarsko hribovje
D – Metnaj območje severno od vasi Metnaj pri Stični
Dolenjsko podolje/Posavsko
hribovje
E – Stiški potok območje južno in severno od doline Stiškega potoka
Dolenjsko podolje/Posavsko
hribovje
F – Poljane območje severno od Poljan pri Stični
Dolenjsko podolje/Posavsko
hribovje
G – Rakitna
Rakitna
Krimsko hribovje

27
Za podrobnejšo preučitev sem izbral šest dolomitnih območij z dolci v Sloveniji, ki sem jih
označil z velikimi tiskanimi črkami A–G (preglednica 2).
2. 1 Žibrše
Žibrše so široko in do 750 m visoko sleme v južnem delu Rovtarskega hribovja. Razteza se
med dolino Reke na vzhodu, Logaškim poljem na jugu, Notranjskim podoljem na
jugovzhodu in Žejsko dolino na zahodu. Značilen je planotast svet z vmesnimi dolinami.
Vzpetine segajo do višine 750 m, dolinska dna pa so na 500 m.
Slika 17: Dna dolcev v Žibršah so ploska zaradi debele plasti prepereline in intenzivne obdelave. Na sotočju
dveh dolcev je bila do pred kratkim njiva, danes pa je območje namenjeno paši. (fotografija: Matija Zorn,
15. 4. 2005).
Območje sestavlja zgornjetriasni glavni dolomit, geološka sestava okolice pa je zanimiva
zaradi pokrovne zgradbe. Dolci so v Rovtarskem hribovju pogosti v dolinskih zatrepih, na
slemenih in na robovih planot. Povečini so povezani in se navzdol nadaljujejo v grape
(Buser 1976, Mihevc 1979, Premru 1982).
Slika 18: Zemljevid dolcev v Žibršah. Dolci so prikazani z vijoličasto barvo, gozd s temno in travnik s svetlo
zeleno, njive z rjavo, vode z modro, kamnolom s sivo in petindvajsetmetrske izohipse z oranžno barvo.
Krogec označuje lego najdišča lesa, opisanega v poglavju na strani 144.

28
2. 2 Selo
Polhograjsko hribovje leži med Rovtarskim hribovjem na jugozahodu, Poljansko dolino na
zahodu in severu, Ljubljansko polje ga omejuje na vzhodu, na jugu pa meji na Ljubljansko
barje. Meri okrog 300 km2. Dolci so pogosti v najvišjem delu hribovja v porečju
Selanovega potoka v okolici Špiklja (885 m) zahodno od Tošča (1021 m) ter na vzhodnem
delu hribovja.
Slika 19: Dolci v Selu imajo gladka strma pobočja. V ozadju je bazen za lovljenje erodiranega gradiva v
Polhograjskem hribovju (fotografija: Blaž Komac).
Slika 20: Dolci pri Selu v Polhograjskem hribovju (prirejeno po: Gabrovec 1994, 90).

29
Odpornejši anizijski in ladinijski srednjetriasni dolomit leži na permskih kremenovih
peščenjakih. Dolomit je zaradi narivov močno pretrt, tektonska plošča je razkosana v
posamezne bloke. V strm dolomitni relief se zajedajo povirne doline, grape in dolci. Na
stiku dolomita in vododržnih plasti so številni izviri, vode so v peščenjaku oblikovale
široke doline (Rakovec 1939, 109, Grad in Ferjančič 1976).
2. 3 Metnaj, Stiški potok in Poljane
Območje leži na stiku dinarskih pokrajin na jugu in Posavskega hribovja na severu.
Posavsko hribovje je usmerjeno v alpski smeri od vzhoda proti zahodu. Za tamkajšnja
dolomitna območja so značilne številne globoko vrezane grape in doline. Dolina Stiškega
potoka se pri Ivančni Gorici pridruži Višnjici, ki čez Muljavo odteka proti Krki.
Slika 21: Severozahodno in severno od Metnaja so dolci nastali v zaledju dolov na pobočjih Kolka. Dolce
prerašča gozd, doli pa se pod vasjo stekajo v kraške kotanje blizu roba planote nad dolino Stiškega potoka
(fotografija: Blaž Komac).
Slika 22: Zemljevid dolcev severno od Metnaja. Dolci so prikazani z vijoličasto barvo, gozd s temno in
travnik s svetlo zeleno, njive z rjavo, vode z modro in petindvajsetmetrske izohipse z oranžno barvo.

30
V okolici Stične prevladuje zgornjetriasni zrnati dolomit in skladoviti dolomit, v dolini
Stiškega potoka pa so zrnati dolomit, srednjetriasni apnenec ter dolomit z roženci in
laporovcem (Buser 1994).
Slika 23: Dno dolca severno od Poljan pri Stični se spodaj razširi in postane zaradi obilice prepereline plosko.
Dolci se nazadnje združijo v širok dol s ploskim dnom, imenovan Dula. Na pobočjih dolca so drevesa zvita
zaradi polzenja prepereline (fotografija: Blaž Komac).
Slika 24: Zemljevid dolcev severno od doline Stiškega potoka. Dolci so prikazani z vijoličasto barvo, gozd s
temno in travnik s svetlo zeleno, njive z rjavo, vode z modro in petindvajsetmetrske izohipse z oranžno
barvo.
Za vzhodno predalpsko hribovje je značilna nagubana tektonska sestava, pri katerem se je
Posavsko hribovje močneje dvigalo kot južna okolica. Ob prelomih se starejše kamnine
menjavajo z mlajšimi že na kratke razdalje. V okolici Poljan se ob prelomih menjavajo
permokarbonski kremenov peščenjak, konglomerat in glinavec. Permske plasti

31
peščenjakov, meljevcev in glinavcev se v dolgih in ozkih pasovih razprostirajo med
Poljanami in kmetijo Drmožnik in so za erozijo še manj odporne kot permokarbonske
plasti. V neprepustnih permokarbonskih in permskih plasteh se voda zbira na površini, od
koder Stiški potok odteka po globoko vrezani dolini čez dolomitno ozemlje proti
jugovzhodu. Spodnjetriasni cordevolski bel debelozrnat peščen masiven dolomit je ob
prelomih zdrobljen v pesek. Obsežno ozemlje južno od Metnaja prekriva zgornjetriasni
norijski in retijski skladoviti dolomit (Premru 1980).
Slika 25: Dolec ali dolcu podobna reliefna oblika z ovalnim dnom na nedolomitnem območju pri Zgornjih
Vrtičah severno od Zgornje Kungote pri Mariboru. V helvetijskih miocenskih plasteh so zastopani
konglomerat, peščenjak in peščen laporovec z vmesnimi plastmi dacitnega in andezitnega tufa ter
posameznimi žilami dacita (Aničić in Juriša 1983; fotografija: Matej Gabrovec).
V podolju na stiku Posavskega hribovja in dinarskih pokrajin, so pogoste široke doline s
ploskim, uravnanim in zaradi ilovnate prepereline mokrotnim dnom. Z vodo zasičena
rjavo-rdeča ilovica je za vodo slabo prepustna (Gros 1999). Ob visoki vodi so pogoste
poplave. Kjer ilovica prekriva apnenec, se uveljavlja normalno fluvialno površje. 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. Gregorič 1964, 1969), manjše krpe pa so lahko tektonskega izvora (Zupan 1989).

32
Slika 26: V srednjem delu dolca severno od Poljan pri Stični so pobočja strmejša kot zgoraj in dno ožje,
pogosti so izdanki kamnine (fotografija: Blaž Komac).
Slika 27: Zemljevid dolcev severno od Poljan. Dolci so prikazani z vijoličasto barvo, gozd s temno in travnik
s svetlo zeleno, njive z rjavo, vode z modro in petindvajsetmetrske izohipse z oranžno barvo.
2. 4 Rakitna
Rakitna je plitva 2 krat 1 km veliko kraško polje iz norijsko-retijskega dolomita na
nadmorski višini 800 m. Do 1000 m visok obod se na severovzhodu povzpne na slemenast
Španov vrh, na jugozahodu pa slemenasta Novaška gora Rakitno loči od Ljubljanskega
barja. Na severozahodu in jugovzhodu je nad kotanjo približno 20 m visok rob. Po
mokrotnem dnu teče Rakitniščica in ponika v Ponikvah na severu polja. Pobočja oboda so
konkavna in z izjemo dolcev malo razčlenjena (Gams 1968).

33
Slika 28: Dno dolca na pobočju Novaške gore je še ekstenzivno obdelano (fotografija: Blaž Komac).
Slika 29: Zemljevid dolcev na Rakitni. Dolci so prikazani z vijoličasto barvo, gozd s temno in travnik s
svetlo zeleno, vode z modro, kamnolom s sivo in petdesetmetrske izohipse z oranžno barvo.
2. 5 Značilnosti reliefa
Območja segajo od nadmorske višine 375 m do nadmorske višine 1012 m. Povprečna
nadmorska višina preučevanih območij je 422 m. Okolica Poljan je v nadmorskih višinah
375–775 m, okolica Stiškega potoka v nadmorskih višinah 395–740 m, na Rakitni se dolci
raztezajo na pobočjih v nadmorski višini 450–995 m, v Žibršah sega območje preučevanja
525–725 m visoko, v Selu 390–1000 m. Izstopata Rakitna z nizkim deležem površja pod
500 m in Stiški potok z najvišjim deležem površja v nadmorski višini 500–600 m.

34
Iz višinske razlike med najvišjimi in najnižjimi deli preučevanih območij predpostavimo
intenzivnost geomorfnih procesov. Najvišja višinska razlika je v Selu (620 m) in na Rakitni
(544 m), sledijo Poljane s 400 m, Stiški potok s 344 m in Žibrše z 202 m.
Slika 30: Preučevana območja po stometrskih višinskih pasovih.
Dolci so vzporedni ali organizirani v drevesasto strukturo. Takšni so v Žibršah, nad dolino
Stiškega potoka in severno od Poljan pri Stični. Dolci v Polhograjskem hribovju so
vzporedni, dolci severno od Metnaja imajo nepravilno drevesasto strukturo. Drevesasta
razvejenost dolcev je posledica delovanja površinske in podzemske vode. Vzporedna
organiziranost je značilna za strma pobočja, na katerih poteka hitro odnašanje gradiva, in
za območja pretrte kamnine ob tektonskih linijah.
Gams in Natek (1981, 46) na primeru reliefa v okolici Litije, kjer so številni dolci,
navajata, da je razmerje med površino dna dolin in vmesnimi gmotami v prečnem prerezu
odvisno od neotektonskega dviganja ali mirovanja. Na območjih mirovanja so doline širše
in zavzemajo največji delež. Razmerje med površino slemen in dolin je 0,75 : 1, 2 : 1 in
1,9 : 1.
Topole (1998, 61) je za Mirnsko dolino izračunala gostoto dolin (1900 m km-2), od tega
dolin s stalnimi vodotoki (666 m/km2), dolin z občasnim 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
problematičen, saj so dolci in grape zelo različne reliefne oblike. Reliefni obliki sta
združeni, ker jih na zemljevidu v merilu 1 : 25.000 ni bilo mogoče razlikovati.
Območja z dolci imajo nekatere skupne reliefne poteze. Dolci so na pobočjih, povečini se
začnejo tik pod slemenom. Na Rakitni in pri Selu so dolci na dolgem pobočju vzporedni,
drugod, pa so središčno usmerjeni in se stekajo v dol ali dolino.
Območja z dolci so povečini na zrnatem dolomitu, na skladovitih dolomitih pa je velik
delež dolcev usmerjen vzdolž pretrte kamnine prelomih. Iz tega sklepam na pomen
prepustnosti podlage za razvoj reliefa. Pomembna je še relativna višina območja oziroma
oddaljenost do krajevne erozijske baze.
Dolci so pogosti na strmih pobočjih ali na robovih planot, pod katerimi je dolina s stalnim
vodnim tokom. Tak primer je v Žibršah, nad dolino Stiškega potoka, pri Poljanah in v
Polhograjskem hribovju. Stalen vodni tok sproti odnaša gradivo z dna dolca oziroma grape.
V dnu se zbira tudi kraška voda. Na takih območjih so dolci zelo strmi in gosto razpredeni.
Močno je razčlenjeno površje zlasti na območjih, kjer zgornji deli dolin segajo v dolomit.
Primer je v Polhograjskem hribovju. Drugje, kot v Žibršah, imajo dolci majhen naklon dna.
Poseben primer je območje severno od Metnaja, kjer voda iz dolcev odteka v dol in ponika
na dnu kraške kotanje na robu planote. Tudi na Rakitni so dolci usmerjeni proti ponikvam
v dnu kraškega polja, ki ga zapolnjuje obilo gradiva. Dolci na Rakitni in severno od
Metnaja so plitvejši od dolcev na drugih območjih, kar je lahko posledica manjše
intenzivnosti geomorfnih procesov zaradi večje bližine erozijske baze in manj intenzivnega
spiranja v podzemlje ali pa gre za mlajšo reliefno obliko.

35
V dnu dolcev je običajno do nekaj metrov debela preperelina, posledica pobočnih procesov
in korozije. Preperelina je ponekod že tako debela, da v njej potekajo sekundarni
geomorfni procesi, npr. polzenje. Preperelina je deloma nastala in situ s preperevanjem,
deloma pa je bila v dno premeščena s pobočij. Dno dolca je v prečnem prerezu povečini
konkavno. Plosko dno je večinoma posledica kmetijske obdelave.
S tem v zvezi velja opozoriti na proces, ki v mehkejših kamninah oblikuje podobne
reliefne oblike. Takšne kamnine so pogoste v vzhodnih v gričevnatih in hribovitih
pokrajinah Slovenije. Na ilovici, tufu, peščenjaku in laporovcu nastajajo ob prepojenosti
prepereline z vodo usadi in manjši zemeljski plazovi. Gradivo se hipoma premesti v nižjo
lego in obstane v dnu dolinice. Ker zaradi majhnega zaledja v zgornjem delu dolinic
pogosto še ni površinskega vodnega toka, ki bi odnašal gradivo, dobi dno značilno plosko
obliko (Natek 1989b, 1989c).

36
3 Morfološke značilnosti dolca
Na položnem površju so pobočja dolca položna, na strmih območjih so dolci globlji,
pobočja pa imajo naklon 30–40º. Oblika dolca je do določene mere odvisna od naklona
območja, na katerem je dolec nastal. Na razvoj dolca vplivajo relativna višinska razlika
območja, velikost zaledja, dolžina dolca in dolžina njegovih pobočij (Fairbridge 1968, 251;
Mihevc 1986, 213; Komac 2003a, 102).
Dno dolca je v prečnem prerezu konkavno, saj se na stiku dna s pobočji useda pobočno
gradivo. Razlikujemo dolce s ploskim dnom in konkavnim prevojem v pobočje ter dolce z
ravnim dnom in ostrim pregibom na prehodu v pobočje (Gams in Natek 1981, 55).
Ravno dno dolca je v nekaterih primerih posledica človekove dejavnosti, podobno kot na
krasu (Gams 2003). Po poselitvi in izkrčenju gozda je človek skromno prst prst prenesel s
strmih pobočij v dno dolca in na ta način pridobil obdelovalno površino ugodnega naklona
nekaj stopinj. Pobočne procese je spodbudilo tudi oranje njihovega dna (Sparks in Lewis
1957, 3 in 35).
Značilnosti dolcev spoznamo le s podrobnim terenskim delom. Njegove slabosti so
morebitna težka dostopnost območij zaradi prevelike strmine, krušljivosti terena,
prepovedi ali lastništva (vojska), dolgotrajnost meritev, zajem podatkov obsega le točko ali
linijo, kakovostni ploskovni podatki so zelo redki.
S prerezom površja zajemamo podatke z ene črte vzdolž dna dolca ali prečno nanj.
Izmerjeni prerezi morajo biti reprezentativni ali značilni in primerljivi. Meritve potekajo
pravokotno na padnico pobočja. Metoda mora omogočati primerljivost podatkov, zato
uporabimo enotno dolžino zaporednih meritev. Zaradi zahteve po enotni razdalji med
meritvami je slabost metode kratka dolžina merilnih naprav. Terenska metoda zagotavlja
natančnost podatkov ±1º za naklon in ±0,2 m za višino (Goudie 1981, 62–63).
Prerez pobočja zmerimo z merilnimi letvami, z instrumenti, sestavljenimi iz pokončnega in
vodoravnega dela, z Abneyjevo letvijo ali s pantometrom, ki sem ga za merjenje naklonov
dna dolcev prvič uporabil v Žibršah (Komac 2003b). Sestavljata ga navpični aluminijasti
letvi dolžine 2 m, povezani s prečnima vodoravnima aluminijastima letvama. Spodnja je
dovolj visoko, da omogoča meritve na neravnem površju, zgornja je v višini oči. Ob strani
je na navpični letvi kotomer z 0,5o razdelkom in libelo. Letve so pritrjene z vijaki v
pravokotnik. Ko se prilagaja površju iz pravokotnika nastane trapez (slika 31).

37
Slika 31: Pantometer sestavljata para premično spetih aluminijastih palic. Naklon površja določamo iz
naklona vodoravne palice z libelo in kotomerom, ki sta pripeta na navpično palico. Naprava je visoka 2 m in
široka 1,5 m. V ospredju je na njivi erozijsko merilno polje, izdelek sodelavca Matije Zorna (fotografija: Blaž
Komac, 31. 3. 2005).
Natančnost meritev je odvisna od natančnosti kotomera in dolžine vodoravnih letev. Pri
merjenju ni potrebno sklanjati, zadošča en merilec. Merjenje otežuje gosta podrast. Hitrost
merjenja je počasna (0,5–1 km h-1). Iz izmerjenega naklona in znane dolžine z uporabo
trigonometričnih funkcij (kosinus) izračunamo višinsko razliko med spodnjim in zgornjim
delom prereza.
V prvi stopnji s črto ali v obliki histograma prikažemo prerez pobočja. Razdelimo ga na
elemente pobočja. Ker se izmerjeni nakloni hitreje spreminjajo kot naklon pobočja,
podatke zgladimo z metodo drsečih sredin. Naklone še prikažemo v frekvenčni
razporeditvi in izračunamo posamezne statistične parametre, kot so aritmetična sredina,
mediana, modus in podobno. Najpogostejši naklon imenujemo značilni ali karakteristični
naklon. Številčno ga izrazi z modusom (Goudie 1981, 65).
Na podlagi podatkov sklepamo na geomorfne procese. Young (1961, 126) razlikuje
značilne in mejne naklone. Značilni nakloni so najpogostejši na pobočjih, na določenih
kamninah, v določenih podnebnih razmerah ali pokrajini. Prvi jih je omenil Savigear
(1952, citirano po Young 1961) pri preučevanju pobočij v južnem Walesu.
Mejni nakloni so genetsko opredeljeni in se ob njih spremeni geomorfni proces. Določajo
naklonski razpon, znotraj katerega potekajo določeni geomorfni procesi.
Preglednica 3: Ukrivljenost površja v radianih na 100 m (Young 1972, 163)
ukrivljenost (rad 100 m-1)
opredelitev
nad 100
močno konveksno
10–100
konveksno
1–10
malo konveksno
1 do –1
skoraj ravno površje
–1 do –10
malo konkavno
–10 do –100
konkavno
pod –100
močno konkavno
Götzinger (1907; citirano po Young 1961) je ugotovil, da erozijska in denudacijska
pobočja loči mejni naklon 45º. Tricart (1957; citirano po Young 1961) je predlagal uvedbo
izraza naklonski prag.6 To je naklon, pod katerimi ne potekajo določeni geomorfni procesi.
Značilni in mejni nakloni so različno definirani, toda povezani (Maw 1866; citirano po
6 Franc.: seuil de fonctionnement, angl.: threshold angle.

38
Young 1961). Koncepta značilnih7 in mejnih8 naklonov sta zelo blizu in se prekrivata.
Določen naklon je pogosto hkrati značilen, najpogostejši, in mejni. Upoštevati moramo oba
koncepta in presoditi, kateri je v danem primeru ustreznejši. Mejne naklone sem najprej
določil z grafično metodo na podlagi pogostosti določenega naklona, nato še s statistično
metodo. Ukrivljenost površja pove, kako se naklon spreminja v odvisnosti od dolžine loka.
Površje na podlagi ukrivljenosti razdelimo v konkavne, premočrtne in konveksne elemente.
Geomorfna vloga ukrivljenosti še ni podrobno pojasnjena (Young 1972, 162; Hrvatin in
Perko 2002).
3. 1 Hipsometrična krivulja
Dolci so zgoraj strmejši kot spodaj. Tudi za porečja je značilen pojav, da se območje
največje erozije sčasoma pomika proti povirju. Hipsometrična krivulja pokaže, kolikšen
delež površja še ni bil erodiran. Delež višine porečja je prikazan kot funkcija površine
posameznega višinskega pasu. Oblika krivulje se s časom spreminja in preide iz konveksne
prek premočrtne, dokler ne postane v zgornjem delu konkavna. Je relativna mera za
primerjavo morfoloških značilnosti različnih območij (Schumm 1977, 69–71). Scheidegger
je iz razmerja med površino in nadmorskimi višinami relief razdelil na visoko aktivni,
srednje aktivni in nizko aktivni (Verbič 1991).
Slika 32: Vrednosti hipsometričnega integrala za posamezna območja in povprečje.
7 Angl.: characteristic.
8 Angl.: limiting.

39
Hipsometrični integral, izračunan iz hipsometrične krivulje, je na 3 km2 velikih območjih
na Poljanah znašal 53,57 %9, na Rakitni 67,27 %, na Selu 46,45 %, pri Metnaju 47,62 % in
v Žibršah 52,13 %. Povprečno je bil 53,41 %.
Krivulja je najbolj uravnovešena na Žibršah in Selu pri Polhovem Gradcu. V Poljanah in
Stiškem potoku izkazuje intenzivne recentne procese, na Rakitni dvojnost zaradi
neskladnega razvoja površja brez površinskega vodnega odtoka iz kraškega polja.
3. 2 Grafična analiza naklonov
Na izbranih območjih sem analiziral sedemdeset vzdolžnih in prečnih prerezov dolcev. Iz
razporeditve naklonov sem sklepal na prevladujoče geomorfne procese. Frekvenčna
razporeditev naklonov je tudi kazalec krajevne geomorfne zgodovine in je ne moremo
ekstrapolirati na širše območje. Iz frekvenčne razporeditve izstopajo značilni nakloni 7º,
20º, 15º, 24º in 27º ter 10º, 5º, 33º in 40º.
Slika 33: Izmerjena (dol) in izračunana (dmv) kumulativna frekvenčna razporeditev naklonov na območjih
preučevanja.
Preglednica 4: Oznake vzdolžnih in prečnih prerezov
lega
število
prerezov
prečni
prerezi sleme
Žibrše, severna stran grebena Smolevca A1–A8 8 A5, A7
Selo, severna (1-5) in južna (6-13) stran grebena B1–B5, B6–B13 13 B5
Žibrše, južna stran grebena Smolevca C1–C7 7 C4 B9, B11, B13
Metnaj, severno od naselja D1–D21 21
D8, D9,
D10
Metnaj, južno od Metnaja nad dolino Stiškega potoka E1–E4 4 0
Poljane, severno od naselja F1–F9 9 0
Rakitna, zahodno od naselja G1–G8 8 G2
V dnu dolcev zasedajo majhen delež območja z naklonom nad 36º. Pri višjih naklonih
potekajo zelo intenzivni geomorfni procesi, zato ima površje na določenem mestu le kratek
čas visok naklon. Po preteku tega časa se naklon ustali pri 31–36º, na pobočju se vzpostavi
ravnovesje.
9 Torej je bilo teoretično erodiranega nekaj več kot polovico razpoložljivega gradiva.

40
V frekvenčni razporeditvi naklonov izstopa območje 20–25º, značilno za dolce severno od
Poljan pri Stični. Sklepam, da je to naklonski razred, pri katerem se prožijo zemeljski
plazovi in poteka polzenje. Domnevo potrjuje dejstvo, da so v Žibršah in na Rakitni, kjer
polzenja in plazenja nisem opazil, zelo redka območja z naklonom nad 21º. Najpogostejši
so nakloni 6–9º, ki so značilni za Rakitno in Žibrše.
Slika 34: Frekvenčna razporeditev naklonov, pridobljena z meritvami. Polna črna črta označuje meritve brez
slemen in prečnih prerezov, rdeča črta pa vse meritve. S tanjšimi črtami so prikazane meritve po posameznih
območjih.
Slika 35: Frekvenčna razporeditev naklonov po območjih, pridobljena z digitalnim modelom višin 25 krat 25
m. S črno barvo je označeno povprečje, s tanjšimi obarvanimi črtami so prikazane meritve po posameznih
območjih.

41
Slika 36: Primerjava povprečnih vrednosti izmerjenih naklonov (nazobčana polna črta – meritve brez slemen
in prečnih prerezov; črtkana črta – vse meritve) in povprečnih vrednosti, izračunanih z digitalnim modelom
višin (polna črta).
Izmerjeni nakloni dolcev se močno razlikujejo od naklonov širšega območja, izračunanih z
digitalnim modelom višin. Še vedno so razvidne zgoraj opisane zakonitosti. Razlike so
posledica dejstva, da je z linijskimi meritvami nemogoče zajeti tako široko območje kot z
digitalnim modelom višin. Slabost metode je, da ne upošteva majhnih reliefnih oblik.
Slika 37: Frekvenčna porazdelitev naklonov v dnu dolcev, predpostavljeni proces in reliefna oblika (po virih
iz poglavja 4. 9).

42
Slika 37 prikazuje odvisnost naklonov površja od nekaterih možnih oblikotvornih
geomorfnih procesov ter odvisnost reliefnih oblik od naklona površja. Prikazani so značilni
ali najpogostejši nakloni in razlikovalni nakloni, ki so pomembni z vidika geomorfnih
procesov.
Najpomembnejši geomorfni procesi, ki oblikujejo dolec, so polzenje, denudacija,
soliflukcija in plazenje. Soliflukcija poteka približno pri naklonih 2–25º, prav tako poteka
polzenje od 2º dalje. Denudacija je značilna zlasti za naklone 2–20º, nad 28º prevlada
linijska erozija. Plazenje je značilno za naklone 10–15º do naklona posipnega kota. Glede
na podlago imajo melišča naklon 28–36º, pri nas najpogosteje 32–33º (prim. Klimaszewski
1981).
3. 3 Grafično in računsko določanje značilnih naklonov
Povprečni naklon površja, izračunan z digitalnim modelom reliefa, je v Žibršah 12,4o.
Najnižji naklon je 0o, najvišji 38o. Najpogostejši naklon je 9o, iz razporeditve izstopajo še
nakloni 11o in 6o ter 20o in 23o. Izstopajo naklonski razredi 7–8º, 12º, 20–26º. Naklonov
nad 15º je malo in preseneča nizek delež površja z naklonom nad 30º. Glede na slednje in
glede na lego dolcev tik pod slemenom domnevam, da so dolci sekundarna reliefna oblika,
ki nekdaj enotna pobočja razčlenjujejo v dolinasto-slemenasti relief. Dolce preoblikujeta
korozija in denudacija. Zaradi erozije se grape od spodaj navzgor zajedajo v dolce.
3. 3. 1 Dolci na Žibršah
Dolce na Žibršah sem glede na naklone njihovega dna razvrstil v dve skupini. V prvo
spadajo dolci 1, 2, 6 (povprečni naklon dna dolca 8º), v drugo dolec 3 s povprečnim
naklonom 11º in dolec 8 z naklonom 6,4º. V tretji skupini s povprečnim naklonom dna
18,5º sta strma dolca 2a in 4 (Komac 2003b, 29). Nadpovprečne vrednosti χ2 so pri
naklonih 7º, 13º, 15–16º, 26º, 30–32º in 34–36º. Najvišji χ2 je pri naklonu 34º, sledita
naklona 32º in 36º. Visoke vrednosti χ2 so še pri naklonih 31º, 35º in 15º.
3. 3. 2 Dolci na Rakitni
V dolcih na Rakitni izstopajo naklonski razredi 5–7º, 10º in 15–16º ter 20º. Značilna je
nizka frekvenca naklonov nad 21º. Na naklon dolcev na Rakitni je bolj vplivala denudacija
kot erozija. Dolci se na Rakitni končajo na ravnini oziroma v plitvih zakraselih kotanjah,
zaradi česar je višinski gradient majhen. Pobočja na drugi strani slemena strmo padajo
proti Ljubljanskemu barju in na teh pobočjih dolci prehajajo v erozijske grape.
Povprečni naklon površja, izračunan z digitalnim modelom reliefa, je na Rakitni 10,8o.
Najnižji naklon je 0o, najvišji 50o. Frekvenčna razporeditev je trimodalna. Najpogostejši
naklon je 2o, iz razporeditve izstopajo še nakloni 5o in 10o ter 34–35o.
Nadpovprečne vrednosti χ2 so pri naklonih 0–2º, 5–7º, 10–11º, 15–16º, 33–34º in 36º.
Najvišji χ2 je pri naklonu 1º, sledita naklona 6º in 11º. Visoke vrednosti so še pri naklonih
0º, 5º in 15º.
3. 3. 3 Dolci v Selu pri Polhovem Gradcu
Dolci v Selu so po legi podobni dolcem nad dolino Stiškega potoka. Ležijo nad potokom,
ki izpod dolcev sproti odnaša gradivo. Zanje je značilen visok delež naklonov 32–37º, kar

43
je znak intenzivnih geomorfnih procesov in vzpostavljanja ravnovesja pri posipnem
naklonu. Viški frekvenčne razporeditve naklonov so pri 18–22º, 25º in 9–12º. Majhen
delež naklonov pod 12º je posledica intenzivnih geomorfnih procesov.
Povprečni naklon površja, izračunan z digitalnim modelom reliefa, je v Selu 25,2o. Najnižji
naklon je 0o, najvišji 44o. Najpogostejši naklon je 31o, iz razporeditve izstopata še naklona
20o in 23o.
V izračunu χ2 za dolce pri Selu pri Polhovem Gradcu je izmed petdesetih razredov enajst
razredov z nadpovprečno vrednostjo χ2. Nadpovprečne vrednosti χ2 so pri naklonih 1º, 3–
4º, 8º, 10–12º, 15º, 28º in 34º. Najvišji χ2 je pri naklonu 4º, sledita naklona 1º in 3º. Visoke
vrednosti so še pri naklonih 10º, 12º in 15º.
3. 3. 4 Dolci v Poljanah pri Stični
Dolci v Poljanah po frekvenčni razporeditvi naklonov močno odstopajo od drugih
območjih. Višek razporeditve je pri 23º, sekundarna viška sta pri 27º in 20º, pomembni so
še nakloni 7º, 11º in 32–34º. Pogosta so pobočja, na katerih se je že vzpostavilo
ravnovesje. Naklonski razred 20–28º imajo pobočja, 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 pobočij, v dnu dolcev so pogoste stopnje.
Gradivo v dnu dolcev pri naklonu nad 15–20º postane mobilno, prihaja do polzenja (glej
poglavje na str. 121).
Povprečni naklon površja, izračunan z digitalnim modelom reliefa, je v Poljanah 18,0o.
Najnižji naklon je 0o, najvišji 40o. Najpogostejši naklon je 18o, iz razporeditve izstopajo še
nakloni 13o, 22o in 31o.
Osem naklonskih razredov ima nadpovprečno vrednost χ2. Nadpovprečne vrednosti χ2 so
pri naklonih 24º, 27–28º, 34–35º in 38–40º. Najvišji χ2 je pri naklonu 40º, sledita naklona
38º in 39º. Visoke vrednosti χ2 so še pri naklonih 24º, 28º in 27º.
3. 3. 5 Dolci pri vasi Metnaj
Za dolce pri vasi Metnaj je značilno, da je višek naklonov v razredu 24–28º, kar je
posledica plazenja. Velik delež površja ima naklon posipnega kota, za razliko od dolcev v
Selu je nekoliko večji delež nižjih naklonov (8º). Na strmih bregovih dolcev (nad 32º)
poteka cevčenje,10 ki skupaj s polzenjem in plazenjem pripomore k hitremu znižanju
naklonov do naklona posipnega kota. Pomemben naklonski razred je pri 20–28º. V dnu
takšnih dolcev ali njihovih delov najverjetneje poteka polzenje prepereline, ki je ponekod
na debelo zasula dno.
Povprečni naklon površja, izračunan z digitalnim modelom reliefa, je v Metnaju 16,6o.
Najnižji naklon je 0o, najvišji 41o. Frekvenčna razporeditev je trimodalna. Najpogostejši
naklon je 10o, pogosti so nakloni 8–11o, iz razporeditve izstopajo še nakloni 15–16o in 27o.
V izračunu χ2 za dolce pri Metnaju je izmed petdesetih razredov deset razredov z
nadpovprečno vrednostjo χ2.
Nadpovprečne vrednosti χ2 so pri naklonih 4º, 6º, 27º, 33–35º in, podobno kot pri Poljanah,
37–40º. Najvišji χ2 je pri naklonu 40º, sledita naklona 38º in 39º. Visoke vrednosti χ2 so še
pri naklonih 33º, 34º in 35º.
10 Angl.: piping., glej str. 135.

44
3. 4 Analiza frekvenčne 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 izračunal χ2 (hi kvadrat), ki je statistično orodje, s katerim ugotovimo, ali
sta razporeditvi podobni ali ne, oziroma ali je razporeditev slučajna. Uporabil sem metodo,
ki jo je M. Komac (2003) uporabil za preučevanje odvisnosti zemeljskih plazov od drugih
naravnih sestavin pokrajine.
Metoda testiranja χ2 – hi kvadrat – temelji na primerjavi dejanskih (izmerjenih) in
pričakovanih (teoretičnih) frekvenc pojavov – v tem primeru naklonov. Primerna je za
testiranje normalno porazdeljenih spremenljivk. Primerjal sem frekvenčno porazdelitev
naklonov, pridobljeno z meritvami na terenu in frekvenčno porazdelitev naklonov,
pridobljeno z analizo digitalnega modela višin 25 krat 25 m. Večja kot je razlika med
opazovanimi in pričakovanimi frekvencami pojavov, večji je χ2 in večja je povezanost med
pojavi in vpliv opazovane spremenljivke na pojav. Visoka vrednost χ2 kaže na to, da je
porazdelitev značilno različna od naključne. Med vrednostmi χ2, izračunanimi za vsak
posamezen naklon, sem izločil nadpovprečne vrednosti, ki pomenijo naklonske pragove. V
izračunu χ2 za vse izmerjene dolce je izmed petdesetih razredov osemintrideset razredov z
nadpovprečno vrednostjo χ2. Ti so primerljivi že objavljenim zaporedjem mejnih
naklonskih pragov, ki temeljijo na geomorfnih procesih (Demek s sod. 1972, 57).
Preglednica 5: Izračun χ2 za naklone v dnu dolcev
naklon Žibrše Selo
Stiški
potok Poljane Rakitna
0
0,06
0,06
0,04
0,07
3,81
1
0,20
3,89
0,07
0,42
5,45
2
0,32
1,71
0,57
0,24
2,47
3
0,28
3,34
1,07
0,15
0,99
4
0,06
6,27
1,72
0,32
0,01
5
0,24
0,44
0,67
0,26
3,06
6
0,13
0,30
1,35
0,88
4,64
7
0,90
0,05
0,09
0,39
2,93
8
1,11
1,41
1,19
0,00
0,02
9
0,55
0,23
0,11
0,70
0,12
10
0,06
2,24
0,21
0,67
2,33
11
0,47
1,20
1,15
0,12
3,97
12
0,02
1,95
1,02
1,53
0,17
13
0,99
0,45
0,11
0,94
0,04
14
0,20
0,06
0,04
0,70
0,47
15
0,83
1,46
0,00
0,55
3,06
16
1,01
0,21
0,05
1,41
2,83
17
0,60
0,00
0,03
0,36
0,76
18
0,53
0,53
0,09
0,22
0,00
19
0,10
0,02
0,04
0,19
0,06
20
0,10
0,19
0,08
0,17
2,31
21
0,01
0,09
0,00
0,05
1,00
22
0,56
0,01
0,01
0,07
1,02
23
0,00
0,19
0,00
0,33
0,41
24
0,01
0,13
1,09
4,37
0,22
25
0,16
0,00
0,59
0,01
0,00
26
1,02
0,35
0,00
1,07
0,02
naklon Žibrše Selo
Stiški
potok Poljane Rakitna
27
0,00
0,32
1,52
2,70
0,15
28
0,00
0,76
0,09
3,52
0,12
29
0,03
0,47
0,02
1,29
0,30
30
0,78
0,47
0,41
0,49
0,85
31
1,94
1,12
0,33
0,31
0,89
32
3,70
0,92
0,35
0,85
1,01
33
0,35
0,00
2,75
1,46
1,10
34
9,92
0,74
2,09
2,29
1,34
35
1,85
0,02
1,73
2,07
0,97
36
3,36
0,05
0,17
0,47
1,14
37
0,92
0,37
1,47
0,00
1,00
38
0,00
0,38
6,73
15,72
0,94
39
0,00
0,00
2,93
12,20
0,71
40
0,00
0,05
36,93
25,23
0,69
41
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
42
0,00
0,51
0,00
0,00
0,00
43
0,00
0,10
0,00
0,00
0,00
44
0,00
0,04
0,00
0,00
0,00
45
0,00
2,43
0,00
0,00
0,00
46
0,00
0,83
0,00
0,00
0,00
47
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
48
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
49
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
50
0,00
0,00
0,00
0,00
0,00
χ2
33,38
36,36
68,90
84,81
53,37
povpr.
0,65
0,71
1,35
1,66
1,05
p <
0,96
0,91
0,03
0,001
0,27
Slabost metode je, da primerja rezultate linijskih terenskih meritev z ploskovnimi podatki
digitalnega modela reliefa, na katerem so nekateri dolci vidni, manjši pa ne. Zaradi
različnih virov podatkov sem primerjal relativne vrednosti, to je pogostost pojavljanja
posameznega naklona v dnu dolca oziroma v njegovi okolici v odstotkih.
Vrednosti χ2 so npr. na Žibršah prenizke za potrditev statistične pomembnosti razlik med
izmerjenimi in izračunanimi vrednostmi, drugje (Poljane, Stiški potok, Metnaj) pa je bila

45
ugotovljena statistično pomembna razlika med podatki, ki omogoča analizo. Analizo sem
končno opravil za vsa območja, saj se je izkazalo, da velikost statistične pomembnosti
rezultata ne spremeni bistveno.
Med nadpovprečnimi vrednostmi je najbolj izstopal naklon 34º, pri katerem je bil χ2
nadpovprečen na vseh območjih. Po pomenu sta sledila naklona 35º in 15º, tema še nakloni
1–2º, 4º, 6–8º, 10–11º, 16º, 27–28º, 31–33º in 36–40º. Nakloni 1º, 38º in 40º so bili višji od
povprečnih vrednosti χ2 zvišanih za en standradni odklon (x + σ) na vsaj dveh območjih.
Po pomenu so sledili nakloni 0º, 2–7º, 10–12º, 15–16º, 32º, 34º, 36º, 39º in 45º.
Preglednica 6: Naklonski razredi (nakloni v stopinjah) za posamezna območja preučevanja, razpon spodnjih
meja naklonskih razredov in skupna lestvica naklonskih pragov, prilagojena za preučevana dolomitna
območja; s črtami so ločeni nakloni na dolomitnih območjih
Selo Stiški
potok Poljane Rakitna Žibrše
razpon
spodnjih
meja
naklonskih
razredov
skupna
lestvica
naklonskih
pragov,
prilagojena
za
preučevana
dolomitna
območja
okrajšana skupna
lestvica
naklonskih
pragov,
prilagojena za
preučevana
dolomitna
območja11
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
28,0–33,9
27,0–33,9
28,0–33,9
26,0–31,9
26,0–28,0
27,0–33,9
20,0–33,9
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
34,0–44,9
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
S primerjavo χ2 sem dobil naslednjo razporeditev naklonov. Najnižji prag je pri naklonu 2º.
Sledi izrazit prag pri 7º, po intenzivnosti izstopata pragova pri 24º in 45–46º z vrhom pri
45º. Sledijo manj intenzivni naklonski pragovi pri 12–13º z vrhom pri 13º, prag pri 20º,
prag pri 38–40º z vrhom pri 40º in prag pri 49º. Izrazit prag je pri 34o, kar je na
dolomitnem površju posipni naklon. Na Rakitni praktično ni površin s takim naklonom, v
Polhograjskem hribovju in na severnih pobočjih doline Stiškega potoka obsegajo nakloni
32–35º približno desetino površine. Dolomitna podlaga je neodporna in s preperevanjem
razpada v drobne frakcije. Za preučena dolomitna območja velja lestvica naklonskih
razredov, ki je prikazana v preglednici 5.
Preglednica 7: Vpliv odpornosti podlage na naklon pobočij (Klimaszewski 1981, 198)
povprečni naklon v stopinjah
vrsta kamnine in procesa
1–3
uravnano površje
6
podnožje pobočij iz skladovitih apnencev
9
podnožje pobočij iz masivnih apnencev
13
pobočja na apnencih, oblikovana s soliflukcijo
18
pobočja na skladovitih apnencih, oblikovana z zmrzalnim preperevanjem
26
pobočja na masivnih apnencih, oblikovana z zmrzalnim preperevanjem
31
ravnovesno pobočje, na katerem se odlagajo kamninski delci
Z grafično in statistično metodo pridobljeni naklonski razredi se ujemajo in jih lahko lahko
povežemo z geomorfnimi procesi. Za večino geomorfnih procesov poznamo zgornji in
spodnji naklonski prag, pri katerem se sprožijo ali nastanejo in prenehajo. Naklonski ali
geomorfni pragovi so odvisni od lastnosti kamnin in vrste prevladujočih geomorfnih
11 Pri nadaljnji analizi podatkov sem uporabil to lestvico.

46
procesov. Vpliv odpornosti kamninske podlage na naklon pobočij je predstavil
Klimaszewski (1981, 198; preglednica 6).
Young (1961, 129) je iz vrhov v frekvenčni razporeditvi naklonov na glinavcih predlagal
naklonsko lestvico 3–4º, 9–10º, 23–25º, iz vrhov v frekvenčni razporeditvi naklonov na
peščenjakih pa: 4–5º, 13–15º, 28–29º. Opozarja, da ob nekaterih značilnih naklonih
izstopajo nakloni, povezani s krajevno geomorfno zgodovino.
Preglednica 8: Nekatere vrste pobočnih procesov na kopnem (prirejeno po: Zorn in Komac 2002, 14–15)
načini
premikanja
gradiva opis premikanja
vrste
pobočnih
procesov
vsebnost
vlage hitrost
premikanja opis sediment
tok
Delci se
pomikajo po
pobočju
neodvisno drug
od drugega in ne
kot sprijeta
gmota.
Tok je značilen
za nesprijete
sedimente in
preperelino.
polzenje nizka
izjemno do
zelo počasno
Gibanje je počasno in
očem neprepoznavno.
–
soliflukcija visoka izjemno do
zelo počasno
Premikanje z vodo
nasičene prsti po stalno
zamrznjeni podlagi.
–
blatni tok izjemno
visoka počasno do
zelo hitro
Tok drobnega materiala
(nad 80% glinastih
delcev), nasičenega z
vodo. Tok se vede kot
viskozna tekočina.
sediment
blatnega
toka
drobirski
tok visoka zelo hitro
Tok drobno- in
debelozrnatega materiala
(20–80% gradiva je
večjega od peščenih
delcev).
sediment
drobirskega
toka (debrit)
plazenje
Gradivo se
pomika v blokih.
Značilno je za
preperelino in
nesprijete
sedimente ter
trdne kamnine.
usad zmerna počasno
Manjše plazenje obsega
(nekaj m3) travno rušo in
do 1 m debelo plast
prepereline. Premika se v
enem kosu in skoraj brez
deformacij.
plazovina
zemeljski
plaz nizka do
zmerna počasno do
zelo hitro
Gmota zdrsne po pobočju
po drsni ploskvi, ki
poteka po meji med
dvema plastema in je
vzporedna s pobočjem,
ali pa zdrsne debelejša
plast, ki se premakne po
več drsnih ploskvah
polkrožne oblike, ki niso
vzporedne s pobočjem.
Večina gmote ostane
nepremešane.
kamniti
zdrs nizka zelo počasno
do izjemno
hitro
Zdrs trdne kamnine po
eni ali več nezveznostih.
Pozneje ponavadi zaradi
morfologije pobočij
preide v padanje. pobočni
grušč,
prevrnjeni
bloki
(melišče)
padanje
Gradivo prosto
pada v zraku.
Značilno za trdne
kamnine.
skalni
odlom
nizka izjemno hitro
Gradivo prosto pada ali
se prevrača po pobočju.
Pri razlikovanju med
obema vrstama
premikanja gre le za
kvantitativno opredelitev
količine gradiva. Mejna
vrednost je pri nekaj tisoč
m3.
skalni
podor nizka izjemno hitro
Iz literature poznamo številne opredelitve naklonskih pragov, pomembnih za geomorfne
procese. Pomembni so nakloni posipnega kota 30–35º, pri katerih se na pobočjih odlaga
gradivo in nastajajo melišča. Za višje naklone, posebej za naklone nad 45º, so značilni
graviklastični procesi, npr. padanje, vendar šele površje z naklonom nad 55º nedvoumno
imenujemo stene.

47
Pri višjih naklonih so geomorfni procesi intenzivni in hitri, zato jih lažje razlikujemo. Pri
nižjih naklonih se v odvisnosti od krajevnih, podnebnih in drugih razmer pri istih naklonih
prepletajo različni geomorfni procesi, zato je njihova opredelitev problematična. Zemeljski
plazovi se prožijo že pri 10–15º (Komac 2003), soliflukcija poteka pri naklonu 10–20º,
lahko tudi pri nižjem (Fairbridge 1968, 1031). Polzenje poteka že pri naklonu 5º
(Fairbridge 1968, 689; Penck 1972, 80). Geomorfni procesi preoblikujejo površje, dokler
ni naklon površja nižji od 2–3º, oziroma dokler naklon nekega območja v celoti ni nižji od
5o. Pri tem naklonu preneha destruktivno preoblikovanje površja (Penck 1972, 98).
Natek (1983, 50 in 67) je za slovenske razmere priredil lestvico naklonskih razredov
(Demek s sod 1972, 57), v katerih potekajo določeni geomorfni procesi. Predlagana je
naslednja lestvica: 0–2º, 3–6º, 7–12º, 13–20º, 21–32º in nad 33º.
Preglednica 9: Nakloni in značilni geomorfni procesi (Demek s sod. 1972, 57; Natek 1983, 50 in 67)
slovenska lestvica
naklonov (stopinje;
Natek 1981)
prilagojena lestvica
naklonov za dolomitna
območja (stopinje)
geomorfni procesi
0,0–1,9
0,0–1,9
Odnašanje gradiva je šibko in pretežno ploskovno. Začetek
soliflukcije. Zaradi počasnega odtekanja voda zastaja na površju.
2,0–6,9
2,0–6,9
Odnašanje gradiva je zmerno. Dejavna je soliflukcija. Denudacija je
močna, vendar na splošno še ploskovna. Krajevno že nastanejo
erozijski jarki ali erozijski žlebiči. Na neporaslih površinah, kot so
njive, je možna erozija prsti. V gozdu poteka polzenje prepereline.
7,0–11,9
7–12,9
Odnašanje gradiva je močno. Močna je tudi soliflukcija. Ploskovna
in linijska denudacija potekata na njivah in tudi na travnikih, kjer je
možnost erozije prsti. Pri 12º je mejna vrednost nagnjenosti površja,
nad katero se talni horizonti ne morejo v celoti izoblikovati. Na teh
območjih je možen nastanek usadov.
12,0–19,9
13,0–19,9
Ploskovno odnašanje je zelo močno in prehaja v linijsko. Tudi v
gozdu je močna erozija prsti. Pri naklonu 20–25º je zgornja meja
soliflukcije. Usadi so pogosti.
20,0–32,9
20,0–33,9
Denudacija in erozija sta izredno močni. Tudi v gozdu prevladujejo
linearni procesi. Velika je možnost erozije prsti in nastanka usadov.
33,0–35,9
34,0–44,9
Pri 32º je naravni posipni kot v naših razmerah za labilne nesprijete
ali odtrgane delce. Zaradi zelo močne denudacije na površju ni več
sklenjene odeje prsti in prepereline, na površju je skalna podlaga.
Potekajo graviklastični (pobočni) procesi.
nad 36,0
nad 45,0
Stena. Vsak odluščeni delec pod vplivom težnosti pade navzdol. Prst
nastane in se obdrži le izjemoma, v zaščitenih legah.
Lestvici se malo razlikujeta. Izstopajo nakloni 2º, 7º, 10–13º, 20º, 30–36º in 45º.
Po grafični primerjavi bimodalne frekvenčne razporeditve izmerjenih naklonov z normalno
razporejenimi nakloni se razporeditvi ujemata nad naklonom 25o. Navzgor rahlo odstopajo
le nakloni 31–33o. Nakloni 0–12o in 22–25o so glede na normalne vrednosti pogostejši, pri
naklonih 12–22o so izmerjene vrednosti nižje od normalnih. Največja pozitivna razlika je
pri naklonih 6–8o in 10–12o ter 22–25o, največja negativna razlika pri 14–16o.
Slika 38: Frekvenčna razporeditev naklonov dolcev po Natekovi naklonski lestvici (1983, 50 in 67).

48
Slika 39: Frekvenčna razporeditev naklonov dolcev po naklonski lestvici Demeka s sod. (1972, 57).
Slika 40: Frekvenčna razporeditev naklonov dolcev po Parsonsovi naklonski lestvici (Parsons 1988).
Primerjava naklonskih lestvic je izjemno pomembna za geomorfologijo in razumevanje
razvoja površja. Čeprav še ne poznamo natančno vseh mehanizmov in procesov, smo do
določene mere že uspeli združiti spoznanja. Tako so različni avtorji prišli do podobnih
ugotovitev z opazovanjem geomorfnih procesov in reliefnih oblik.
Ugotovitev, pri katerem naklonu se na določeni kamnini sprožijo geomorfni procesi, je
pomembna tudi z narodnogospodarskega vidika. Geomorfni procesi so povečini počasni,
toda njihov vpliv na človekove dejavnosti je zelo velik. Izjemnega pomena je zlasti za
poselitev, gospodarstvo in prometne povezave. Nekatere procese lahko lahko predvidimo
že z morfološko analizo površja, druge pa ugotovimo le s terenskim opazovanjem. V
naslednjem poglavju je prikazan pomen posameznih naklonskih pragov za razvoj površja.
3. 5 Genetska opredelitev naklonov
V tem poglavju so opisani nekateri geomorfni procesi, značilni za naklonske razrede 2º, 7º,
10–13º, 20º, 30–36º in 45º.
3. 5. 1 Naklonski razred pod 2º
Pri 2º je spodnja meja, pri kateri še potekajo destruktivni geomorfni procesi, naklon je
značilen za ravnine. Pri nizkih naklonih je prehodno območje 0–2º, v katerem se pomen
vode kot geomorfnega dejavnika močno zmanjša. Na takih območjih je šibko odnašanje
gradiva in prevladuje ploskovno odnašanje. Pojavi se soliflukcija. Zaradi počasnega
odtekanja voda zastaja na površju (Natek 1983). Te površine obsegajo približno 14 %
površine Slovenije.

49
Izjemno majhen naklon (0,1º) imajo ploske kotanjaste doline,12 ki v prečnem prerezu blago
prehajajo v položna pobočja z naklonom 0,5–5º (Klimaszewski 1981, 299).
V gradbeniški stroki površine projektirajo z najmanjšim naklonom, ki omogoča odtekanje
vode. Uporabljeni naklon je odvisen od vrste in rabe površin. Naši opredelitvi se močno
približa spodnja mejna vrednost pri 1,8º.13
3. 5. 2 Naklonski razred 2,0–6,9º
Odnašanje gradiva je zmerno. Denudacija je močna, a je še ploskovna. Le krajevno
nastanejo erozijski jarki ali erozijski žlebiči. Erozija je možna na njivah (Natek 1983).
Pri 5º je pomemben prag za dežno erozijo, ko se zaradi delovanja dežnih kapelj navzdol
pomakne 60 % delcev (Finlayson in Statham 1980, 123–124 in 174).
Pri naklonu 5–25º je zelo dejavna soliflukcija. Soliflukcijska pobočja v Belgiji imajo
naklon 6º in v arktičnih razmerah pa 5–7º (Tuckfield 1986, 39). Naklon ima majhen vpliv
na soliflukcijo, pomembnejša sta vlažnost in temperatura (Klimaszewski 1981, 197 in 236–
244).
Polzenje prsti poteka v gozdu že nad 3o s hitrostjo 0,2–67 cm3 cm-1 a-1 ali povprečno
6,8 cm3 cm-1 a-1 (Klimaszewski 1981, 229; Martin 2000, 3).
3. 5. 3 Naklonski razred 7,0–12,9º
Na površinah z naklonom 7–12,9o, ki obsegajo približno 8 % Slovenije, je močno
odnašanje gradiva. Na njivah potekata denudacija in erozija, erozija je možna tudi na
travnikih. Pri 12º je mejni naklon, nad katerim se prst ne more v celoti izoblikovati in njen
prerez (profil) ni polno razvit (Natek 1983).
Razmerje med intenzivnostjo padavin in infiltracijo je verjetno eno od temeljnih za razvoj
površja (Phillips 2003, 17). Razmerje vpliva na procesni prag, od katerega je odvisen
naklonski prag. Nad 12º se na pobočjih zaradi hitrega površinskega odtoka zmanjša
infiltracija vode v podlago. Do 12º je razmerje med naklonom površja ter erozijo in
odtočnim količnikom premo, nad 12º pa postane obratno sorazmerno. Na odnos vpliva
razmerje med naklonom in teksturo prsti. Z naraščanjem naklona se v prsti povečuje delež
peščenih delcev (Cerdà in García-Fayos 1997, 78).
Za ta naklonski razred je značilna soliflukcija, možen je nastanek usadov (Natek 1983).
Mejni naklon 13º je značilen za soliflukcijska pobočja na apnencih (Klimaszewski 1981,
198 in 288).
Odnašanje je na poraščenih pobočjih z naklonom 20º trikrat večje od odnašanja na
pobočjih z naklonom 10º. Odnašanje na pobočjih z naklonom 30º je 1,2-krat večje od
odnašanja na pobočjih z naklonom 20º in 3,6-krat večje od odnašanja na pobočjih z
naklonom 10º. Na golih pobočjih z naklonom 20º je odnašanje 1,6-krat večje od odnašanja
na pobočjih z naklonom 10º, odnašanje na pobočjih z naklonom 30º pa je 2,2-krat večje od
odnašanja na pobočjih z naklonom 20º in 3,7-krat večje od odnašanja na pobočjih z
naklonom 10º (Klimaszewski 1981, 274)
3. 5. 4 Naklonski razred 13,0–19,9º
Na površinah z naklonom 13–19,9o, ki obsegajo približno desetino površine Slovenije, je
ploskovno odnašanje zelo močno in prehaja v linijsko. Pri naklonih 10–30º nastajajo
12 Nem.: Flachmuldental.
13 Po predpisih morajo biti cementno-betonske površine nagnjene za najmanj 0,2 % (0,09º), asfaltne površine
za najmanj 0,3 % (0,135º) in zatravljene površine za najmanj 0,5 % (0,225º). Za ceste uporabljajo naklon
najmanj 0,5 % (0,225º), v praksi 2,5 % (1,125º), za pločnike pa najmanj 0,5 % (0,225º), v praksi 2 % (0,9º)
(Geometrijski elementi... 2003, 17). Asfaltna vozišča morajo biti v prečni smeri nagnjena za vsaj 2,5 %
(1,125º), cementno-betonska vozišča za 2,0 % (0,9º) in makadamska vozišča za 4,0 % (1,8º) (Temeljni
pogoji... 2003, 31).

50
erozijski jarki in erozijske grape, po katerih voda v nižje lege prenese obilo gradiva. V
gozdu je močna erozija prsti, pogosti so usadi (Natek 1983).
Pri 15º je v naših razmerah spodnja meja za nastanek zemeljskih plazov (Komac 2003). Na
pojav zemeljskih plazov naklon vpliva z 21,2 %14 (Komac M. 2004, 242).
V oligocenski sivici, andezitnem tufu in spodnjemiocenskem peščenjaku v Voglajnskem
gričevju so se usadi najpogosteje prožili pri naklonih 16–20º. Četrtina usadov se je sprožila
pri naklonu 11–15º, petina pa pri naklonu 21–25º. Skoraj 40 % usadov se je sprožilo na
pobočjih z naklonom nad 21º. Malo usadov je na položnih pobočjih z naklonom do 10º
(Natek 1989a, 51).
Na miocenskem laporovcu v Halozah je leta 1989 skoraj polovica usadov nastala pri
naklonih 31–36º, dobra tretjina pa pri naklonih 25–30º (Natek 1989b, 12).
Preglednica 10: Razporeditev usadov glede na naklon pobočij v Voglajnskem gričevju (Natek 1989c, 51)
naklon v stopinjah
delež pojavov (N = 325)
0–5
0,0
5–10
3,7
11–15
24,6
16–20
32,0
21–25
20,3
26–32
13,5
nad 33
5,9
Preglednica 11: Razporeditev usadov glede na naklon pobočij v Halozah (Natek 1989b, 12)
naklon v stopinjah
delež pojavov (N = 2598)
0–12
0
13–18
1,1
19–24
9,3
25–30
36,0
31–36
44,3
nad 37
9,2
Značilen proces za ta naklon je tudi polzenje, zaradi katerega nastanejo razpoke, natrgana
in stopničasta travna ruša ter grbinasto površje, drevesa pa se krivijo tudi na zelo položnih
tleh z naklonom manj kot 15º (Radinja 1983, 72).
Na periglacialnih območjih je pri naklonu 15º spodnja meja, pri kateri poteka spiranje
površja z snežnico ob taljenju snega. Naklon 18o je značilen tudi za pobočja na plastovitih
apnencih, ki jih je preoblikovalo zmrzalno preperevanje (Klimaszewski 1981, 198 in 288).
3. 5. 5 Naklonski razred 20,0–33,9º
Denudacija in erozija sta pri naklonu 20–33,9o izjemno močni. Tudi v gozdu prevladujejo
linearni procesi. Velika je možnost erozije prsti in nastanka zemeljskih plazov (Natek
1983). Ta območja obsegajo približno desetino površine Slovenije.
Pri naklonu 20–25º je zgornja meja, do katere poteka soliflukcija. Pri naklonu 25º poteka
polzenje s hitrostjo 5 mm a-1 (Klimaszewski 1981, 198).
Naklon 26º imajo pobočja na masivnih apnencih, preoblikovana z zmrzalnim
preperevanjem (Klimaszewski 1981, 198).
Pri naklonu 25º je pomemben prag za dežno erozijo, saj se kar 95 % razpršene vode usmeri
po pobočju navzdol (Finlayson in Statham 1980, 123–124 in 174).
14 Največji vpliv imajo litološke lastnosti (31,0 %), naklonu sledijo rastje (13,7 %), razgibanost pobočja
(10,1 %), ukrivljenost površja (8,6 %), litološka raznolikost območja (5,5 %), raznolikost površinskih tipov
(3,9 %), oddaljenost od vodnih tokov (3,6 %) in oddaljenost od strukturnih elementov, kot so prelomi ali
narivi (2,3 %) (Komac M. 2004, 242).

51
3. 5. 6 Naklonski razred 34,0–44,9º
V naših razmerah je pri 32º naravni posipni kot za labilne nesprijete ali odtrgane delce in
mejni naklon za skalne podore. Nad tem naklonom zaradi zelo močne denudacije na
površju ni več sklenjene odeje prsti in prepereline, zato je pogosto vidna živoskalna
podlaga. Potekajo graviklastični ali pobočni procesi (Natek 1983). Ta območja obsegajo
približno 3 % Slovenije.
V Belgiji je naklon posipnega kota 31º, zelo podoben kot na arktičnih območjih (30–32º)
(Klimaszewski 1981, 197 in 198), v sušni Arizoni (30–35º; Bryan 1925; citirano po Young
1961) ali na peščenjakih in laporovcih v južnem Walesu (32º; Savigear 1952; citirano po
Young 1961). Ravnovesni naklon za grobo- in srednjezrnate peske je 30–38º, za
drobnozrnate 28–35º, za glinaste 15–24º, za peščeno-glinaste 15–24º, za srednje peščene
12–22º, za težke gline 8–20º in za ilovice 5–17º (Klimaszewski 1981, 204). Ravnovesni
naklon melišč je 30–33º. Na glinavcih so manj nagnjena (26–29º) kot na apnencih (32–
36º), gnajsu (34º), kristalinskih kamninah (36º) ali granitu (40–43º) (Klimaszewski 1981,
213–214).
Pobočja z naklonom 30–40º nastanejo na območjih hitre erozije, zlasti zaradi
spodkopavanja pobočja z erozijo rek ali premikov nestabilnih pobočij z zemeljskimi
plazovi. Ravnovesje hitro vzpostavi pri naklonih pod 30º, kjer se pobočja ustalijo za daljši
čas (Young 1961).
Pri naklonih 30–45º nastajajo blatno-gruščnati ali drobirski tokovi (Komac 2001).
3. 5. 7 Naklonski razred nad 45,0º oziroma nad 55º
Takšen naklon imajo genetsko mlada pobočja, ki v Sloveniji obsegajo približno 100 km2
površine. Značilna so za območja tektonskega dviganja ali močne erozije. Značilna procesa
sta podiranje in padanje (skalni podori). Zaradi težnosti na teh območjih vsak odluščeni
delec pade navzdol, zato prst nastane in se obdrži le izjemoma ali v zaščitenih legah (Natek
1983). Zelo strmo pobočje z naklonom nad 55º ali 65º (20–40º v peščenjaku) imenujemo
stena ali klif, če ga spodkopava reka ali morje (Klimaszewski 1981, 208).
Na strmih pobočjih, ki jih ne varuje rastje, ima dežna erozija velik vpliv na sproščanje in
transport gradiva. Dežna erozija je odvisna od intenzivnosti padavin, njihovega trajanja in
pogostosti. Razmerje med transportno sposobnostjo geomorfnih procesov in variabilnostjo
dežnih padavin je zelo občutljivo na spremembe strižne napetosti snovi oziroma na
napetostne pragove. Zelo pomembni so izjemni padavinski dogodki (Kusumastuti 2005).
Zemeljski plazovi se nad 50–60º ne pojavljajo več (Martin 2000, 5).
3. 6 Analiza naklonskih pragov
Analiziral sem podatke o mejnih naklonih, ki jih navajajo Demek s sod. (1972),
Natek (1983), Parsons (1988) in Klimaszewski (1981; preglednica 12). Najpogostejši
naklonski prag je 33º, sledi prag 21º, temu pragova 9º in 50º. Pomembni so še naklonski
pragovi pri 5º in 15º ter 2º in 3º.
Preglednica 12: Povprečni nakloni (pragovi), izračunani iz trideset virov (Klimaszewski 1981, 198–199)
naklonski prag
0
1
2
3
5
9
15
21
33
50
90
delež pojavov
8
4
8
7
9
10
9
12
19
10
4
Do podobnih naklonskih pragov pridemo tudi z analizo frekvenčne razporeditve
naklonskih pragov v dnu dolca: 0º, 2º, 3º, 5º, 10º, 15º, 20º, 30º, 35º, 45º, 90º. Povprečno
razmerje med posameznimi zaporednimi naklonskimi pragovi je 1 : 1,626.

52
Iz omenjenih mejnih naklonov lahko na podlagi ugotovitev iz prejšnjega poglavja sklenem,
da je v dnu dolcev pogosta ilovica z mejnimi nakloni 5–17º oziroma 8–20º, glinasti peski z
mejnimi nakloni 15–24º in peščeno-glinasti sedimenti z mejnimi nakloni 12–22º. Pri 30–
35º je naravni posipni kot, pri 45º pa težnostni ravnovesni naklon za trdno kamnino.
Zaporedni naklonski razredi, kot so jih določili različni avtorji z meritvami na različnih
območjih, so v razmerju, ki ga lahko izrazimo s Fibonaccijevim zaporedjem15, in se ravna
po enačbi yn(x) = yn-1(x) + yn-2(x); y0(x) = 0, y1(x) = 1, y2(x) = 1.
Fibonaccijevo zaporedje je posledica nelinearnih procesov in je značilno za živi svet.
Omogoča kar največjo izrabo prostora pri rasti posameznih delov rastlin. Iz matematično
ugotovljene zakonitosti ne morem sklepati, da je Fibonaccijevo zaporedje temelj za rast
rastlin. Rastline pri rasti le težijo h kar največji možni izrabi razpoložljivega prostora. Če
rast sledi Fibonaccijevemu zaporedju, je prostor najbolj učinkovito izrabljen. Zato je
Fibonaccijevo zaporedje v naravi pogostejše pri nižjih številih. Iz tega načela izhaja načelo
simetrije.16 Simetrija je v naravi zakrita in je vidna npr. pri školjkah ali rogovih živali.
Tokunaga (2003, 164) je pri analizi prostorske organiziranosti porečij ugotovil, da imajo
posamezni deli porečja, projicirani na dvodimenzionalno ravnino, podobne lastnosti kot
enodimenzionalni tako imenovani kvazikristali (Al65Cu20Fe15), ki pri rasti sledijo
Fibonaccijevemu zaporedju (Boeyens 2003). Zakonitostim teorije kaosa sledita tudi razvoj
in prostorska razporeditev prsti (Phillips 1995a, 57; Dunlap 1997, 121; Baas 2002, 313).
Po Fibonaccijevem zaporedju se ravna premer Zemlje, izražen s produktom zaporednih
členov Fibonaccijevega zaporedja.17 Ravno tako atomska števila inertnih plinov ter
razmerje med nevtroni (146) in protoni (92) elementa urana. Nadalje razmerje oddaljenosti
planetov od Sonca, če za enoto vzamemo oddaljenost Merkurja, in molekule
ogljikovodikov (Koshy 2001, 16, 31, 35 in 248).
Preglednica 13: Naklonski razredi (nakloni v stopinjah) po različnih virih in Fibonaccijevo zaporedje
(Klimaszewski 1981)
Demekova
naklonska lestvica
(Demek s sod.
1972, 57)
slovenskim razmeram
prilagojena Demekova
naklonska lestvica (Natek
1983)
Parsonsova
naklonska
lestvica (1988)
prilagojena naklonska
lestvica za dolomitna
območja
Fibonaccijevo
zaporedje
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
20,0–33,9
21,0–33,9
36,0–55,9 33,0–90,0 30,0–44,9
34,0–44,9
34,0–54,9
45,0–89,9
55,0–88,9
56,0–90,0
45,0–90,0
Ista zakonitost je ugotovljena pri debelini klimazonalnih prsti med Karskim morjem in
Karakumsko puščavo v Turkmenistanu. Debelina humusnega A horizonta v puščavski prsti
je bila 5 cm, v sivo-rjavi prsti 8 cm, v polpuščavski rjavi prsti 13 cm, v svetli kostanjevo
15 Fibonaccijevo zaporedje je imenovano po Leonardu Pisanu Fibonacciju (1170–1250). Posamezni členi
zaporedja si sledijo v geometričnem zaporedju, kjer je vsak naslednji člen enak vsoti prejšnjih dveh (0, 1, 1,
2, 3, 5, 8, 13, 21, 34, 55, 89 ...), zaporedni členi pa so v razmerju zlatega reza (Φ = 1 +
2
5
). Fibonaccijeva
število (an) je najbližje celo število geometričnega zaporedja, katerega prvi člen je 5
a
.
16 Zato ni tako presenetljivo, da je simetrija pogosta v fizičnem svetu, saj so simetrije vtkane v fizikalne
zakone, ki vladajo vesolju (Field in Golubitsky 1992, 9).
17 89 . 144 = 12.816 km. Dogovorjena vrednost ekvatorialnega premera je 12.753,5 km (Lovrenčak 1996, 45).

53
rjavi prsti 21 cm, v temni kostanjevo rjavi prsti 34 cm, v običajnem črnozjomu 55 cm in v
alkalnem črnozjomu 89 cm (Stepanov 2004).
Razlika med posameznimi primerljivimi členi obeh zaporedij naklonskih pragov znaša
povprečno 2,1 stopinjski točki. Odstopanje je večje zaradi težišča pri 45º. Brez upoštevanja
naklonskega razreda 45o (izračunano povprečje naklonskih pragov) oziroma 55o
(Fibonaccijevo zaporedje) je povprečna razlika med zaporedjema pri posameznem razredu
le še 1 stopinjsko točko.
Preglednica 14: Primerjava Fibonaccijevega zaporedja zgoraj in izračunanih povprečnih vrednosti naklonskih
pragov (Klimaszewski 1981) spodaj
0
1
1
2
3
5
8
13
21
34
55
89
0
–
2
3
5
10
15
20
30–34
45
90
Večje odstopanje pri višjih naklonih je posledica večjega vpliva razlik v odpornosti
podlage (kamninska sestava) na učinek geomorfnih procesov in večje intenzivnosti
geomorfnih procesov pri velikih naklonih. Toda kljub večanju absolutnih razlik z večanjem
naklona ima enaka sprememba naklona pobočja na položnem pobočju večjo težo kot na
strmem. Zaporedje naklonov 32º, 34º, 30º in 32º ima koeficient variacije 4 %, zaporedje
naklonov 2º, 4º, 0º, 2º pa 71 % (Young 1972, 150–151). Tudi χ2 kaže na sorodnost
razporeditev Fibonaccijevega zaporedja in izračunanih povprečnih vrednosti naklonskih
pragov (χ2 = 3,75; df = 9, p = 0,001).
Na sliki 41 je prikazano razmerje med premikom različno velikih skalnih blokov po
pobočju 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 32–33º, sledi
naklon 15º, temu naklon 8º. Po velikosti premikajočih se blokov izstopata še naklona 21º in
12º. Na sredini razreda 13–21º so intenzivni premiki skal v območju 15–18º.
Ne morem trditi, da gre za enoznačen zakon pri oblikovanju površja. Zanimiva pa je težnja
geomorfnih procesov po vzpostavljanju naklonskega ravnovesja na pobočjih, ki se
približuje matematično ugotovljenim vrednostim Fibonaccijevega zaporedja.
Ravnovesje v geomorfnem sistemu vzpostavljajo negativni povratni procesi. Tako na
geomorfne procese delujejo nakloni. Vsak geomorfni proces poteka le nad določenim
naklonom, pod njim le v izjemnih primerih. Ko naklon površja preide naklonski prag, se
(lahko) spremeni poglavitni ali prevladujoči geomorfni proces. Ravnovesje se poruši,
vzpostavi se novo. Geomorfni procesi težijo k največjemu možnemu izkoristku (učinku),
površje pa k največji možni in čim učinkovitejši organiziranosti. Urejenost površja je
stranski produkt geomorfnih procesov.

54
Slika 41: Premiki različno velikih skalnih blokov v cm v odvisnosti od naklona površja (Klimaszewski 1981,
252).
Raznolikost površja lahko razložimo s poznavanjem geomorfnih procesov, značilnih za
določen naklon. Izrazimo jih z enačbami, kar omogočajo računalniški programi, s katerimi
simuliramo razvoj pobočij. Težje pa je razložiti vzroke za to.
Naklon je derivat nadmorske višine in prikazuje spremembo nadmorske višine na enoto
razdalje. Merimo ga v stopinjah (º), odstotkih (%), radianih (rad) ali v metrih z razmerjem
abscise in ordinate (m m-1). Rečni relief ima z večjo nadmorsko višino praviloma večji
povprečni naklon (Perko 2001, 115). Na takih območjih so graviklastični geomorfni
procesi intenzivnejši kot v nižjih legah, kar je posledica rezultante sil, delujočih na pobočje
ali gradivo.
Grafični prikaz Fibonaccijevega zaporedja je zelo podoben krivuljam hiperboličnega
kosinusa (cosh) in hiperboličnega sinusa (sinh). Hiperbolični kosinus in hiperbolični sinus
sta definirana z enačbama coshx =
2
1
(ex – e-x) in sinhx =
2
1
(ex + e-x). Eksponentna krivulja
(y = ex) ter sinusoidna (y = sinx) krivulja sta povezani z o eix = cosx + isinx. Na povezavo
krivulj hiperboličnega sinusa in hiperboličnega kosinusa z eskponentnimi krivuljami
opozarja dejstvo, da hiperbolični sinus pri visokih vrednostih x eksponentno narašča (
2
x
e).
Eksponentno zaporedje je v naravi značilno za radioaktivni razpad elementov ali za
umirjanje nihanja visečega mostu. Hitrost nastajanja prsti je odvisna od njene globine in
upada po inverzni eksponentni funkciji. Stopnja nastajanja prsti ali preperevanja je

55
največja, kjer ni prsti (Braun s sod. 200118; Heimgasth s sod. 200019, 200120; citirano po:
Phillips 2005b, 263).
Slika 42: Krivulja hiperboličnega kosinusa in hiperboličnega sinusa (prirejeno po: Differentiating 2005).
Če izračunamo reverzne eksponentne vrednosti (x-1) razmerja med zaporednimi členi
Fibonaccijevega zaporedja in jih seštejemo z originalnimi vrednostmi, dobimo verižnico
ali verižno črto,21 ki najprej niha okrog srednje vrednosti, nato eksponentno narašča do
neskončnosti. Krivulji hiperboličnega kosinusa in hiperboličnega sinusa dobimo s
seštevanjem dveh eksponentov, tako da ena krivulja narašča, druga pa upada. Pri tem
krivulja hiperboličnega kosinusa oriše ploskev z najmanjšo površino pri dani dolžini
krivulje, kar predstavlja stanje najmanjše energije v sistemu (Fibonacci numbers 2000;
Differentiating 2005).
Matematični izraz krivulje hiperboličnega kosinusa, ki je zelo podobna Fibonaccijevi
krivulji, je pokazal na znano dejstvo: geomorfni procesi v geomorfnem sistemu nenehno
poskušajo vzpostaviti stanje z najnižjo možno energijo.
Iz fizike22 je drugi zakon termodinamike znan kot entropijski zakon. Prvi zakon
termodinamike govori o ohranjanju energije, drugi pa ugotavlja, da prihaja pri dovajanju in
pretvarjanju toplote ali energije v mehansko delo do nepovratnih toplotnih izgub. Ker
toplota prehaja v okolico, ni možno narediti toplotnega stroja, ki bi vso prejeto toploto
pretvoril v delo (Kilić 1986, 234). V fiziki je entropija "... razpoložljivost notranje energije
snovi za spremembo v mehansko delo... " (Kladnik 1989, 213). Obenem je tudi "... funkcija
stanja, ki se med adiabatno spremembo ne spremeni pod pogojem, da je sprememba dovolj
počasna, da ima celotna snov enak tlak oziroma enako temperaturo ..." (Kladnik 1989,
213).
18 Braun, J., Heimsath, A. M., Chappell, J. 2001: Sediment transport mechanisms on soil-mantled hillslopes.
Geology, 29, 683–686.
19 Heimsath, A. M., Chappell, J., Dietrich, W. E., Nishiizumi, K., Finkel, R. C., 2000: Soil production in a
retreating escarpment in southeartern Australia. Geology, 28, 787–790.
20 Heimnsath, A. M., Chappell, J., Dietrich, W. E., Nishiizumi, K., Finkel, R. C., 2001: Late quarternary
erosion in southeartern Australia. Quat. Int., 83–85, 169–185.
21 Angl.: catenary curve.
22 Zahvaljujem se Gregu Avgustu Sušniku, ki me je opozoril na to povezavo.

56
Slika 43: Primerjava lestvic naklonskih pragov različnih avtorjev s Fibonaccijevim zaporedjem
(Klimaszewski 1981, 196–197).
Primer za to je sprememba tlaka s spreminjanjem prostornine, ki poteka tako, da se
pomikamo vzdolž dane adiabate. Pri tem se entropija ne spremeni. Entropija pa se
spremeni, če prestopimo z ene adiabate na drugo,
"... tako da izotermno (in zelo počasi – 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
različne prehode med adiabatama, ga lahko izberemo kot merilo za razliko
entropij obeh adiabat: S2 – S1 = ΔS =
T
Q
. "... Kvocient je enak ne glede na to,
po kateri izotermi prieidemo z ene adiabate na drugo ..."
Zato se entropija snovi poveča, če snov prejme toploto, in zmanjša, če jo odda. Merimo jo
v Joulih na Kelvin. Poznamo pa le spremembo entropije snovi, ne pa njene absolutne
vrednosti. Podobno je npr. znana sprememba potencialne energije, absolutno vrednost pa
določimo po dogovoru. Za entropijo je še značilno, da je aditivna, torej se spremembe
entropije pri posameznih spremembah snovi seštevajo: ΔS = ΔS1 + ΔS2 + ... (Kladnik
1989, 213–214),23 torej je entropijska sprememba določenega telesa enaka
ΔQ1/T1 + ΔQ2/T2 + ... + ΔQn/Tn =
∫
B
A
T
dQ
(Kilić 1986, 237).
23 Primer izračuna entropije: Za koliko se poveča entropija snovi z maso m (1 kg vode), če snov reverzibilno
segrejemo od T1 (0º C) na T2 (100º C)? ΔS = 1 kg . 4200 J kg-1 . ln(373/273) = 1,31 kJ K-1
(Kladnik 1989, 214).

57
Slika 44: Carnotova krožna sprememba, ki opisuje adiabatni prehod med dvema izotermama ob počasnem
dovajanju toplote, pri čemer se spremeni entropija sistema (Kladnik 1989, 215).
Entropija pa je tudi mera nereda, mera razsipanja ali razpršitve energije (Plut 1991, 12). Z
izgubami ali enakomernim razporejanjem ali razprševanjem energije v izoliranem sistemu
narašča nered, zmanjšajo se energijski gradienti, procesi potekajo z vedno manjšo
intenzivnostjo. V uravnovešenem ali urejenem sistemu je vsa energija enakomerno
razporejena, entropija maksimalna, razpoložljive proste energije ni več. V tem stanju so
vsa možna energijska stanja enako verjetna. Procesi opravljajo le delo, pri katerem se
porabi kar najmanj energije (Rigon s sod. 1994; citirano po: Phillips 1995b, 311). Sistem
običajno hitro preide iz neravnovesnega v ravnovesno stanje, pri tem stopnja sprememb
upada s časom. V geografiji je entropija uporabna za razlago npr. atmosferskih procesov,
rečnih in drugih tokov ter pobočnih procesov
Slika 45: Primerjava povprečnih vrednosti naklonskih pragov (po podatkih iz slike 43 – Klimaszewski 1981,
196–197) in zaporednih vrednosti Fibonaccijevega zaporedja kaže na povezanost naklonov površja in
entropije.
Energijski tokovi, pretvarjanje energije in njena prostorska razporeditev so pomembni tudi
pri razvoju pobočij. 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 narašča in pomeni

58
razprševanje snovi ter degradacijo struktur in organizacije. Naravni procesi težijo k najvišji
entropiji, zato vsak sistem teži k homogeni razporeditvi energije, kjer ni več mogoče
opravljati dela, in niso več možni različni procesi. Entropija je zato mera sprejemljivosti ali
negotovosti in verjetnosti v slučajnostni razporeditvi ali v sistemu (Plut 1991, 13–15 in
18).
Prehod določenega sistema iz neravnovesnega stanja v ravnovesno stanje je pravzaprav
prehod iz stanja, ki se lahko uresniči na manjše število načinov, v stanje, ki se lahko
uresniči na večje število načinov – je verjetnejše. S tem je povezana nepovratnost številnih
fizikalnih procesov. Načeloma velja, da je SB – SA = ΔS
≥
0, kar pomeni, da v
ireverzibilnih procesih entropija raste. Porast entropije nakazuje smer procesov, ki potekajo
v sistemu. Ker se termodinamični procesi v naravi odvijajo v smeri porasta entropije in ker
termodinamični sistemi vedno težijo k najverjetnejšemu stanju, velja enačba S = k logΩ.24
S črko k je označena Boltzmannova konstanta, s črko Ω pa število mikroskopskih stanj, na
katere se lahko uresniči sistem v danih makroskopskih termodinamičnih razmerah, za
katerega je značilna entropija S. Ta enačba, ki prek Ω povezuje mikroskopsko raven
sistema z njegovim makroskopskim stanjem (označuje ga S), je osrednja misel statistične
mehanike (Kilić 1986, 235; Boltzmann constant 2005). Obenem je tudi eden od ključev za
razumevanje odnosa med geomorfnimi procesi, ki delujejo na mikroravni (npr.
preperevanje), in reliefnimi oblikami, ki se razprostirajo na makroravni.
"... Energija obstoji v naravnih sistemih na dveh ravneh: v
makroskopskih merilih, v katerih lahko preštevamo in merimo vsakdanje
predmete, in v mikroskopskih merilih, v katerih se nešteti atomi prerivajo v
neurejem gibanju in niso merljivi drugače kot z neko povprečno količino –
temperaturo ... Celotna energija v mikro merilih bi odtehtala energijo v makro
merilih, vendar je v klasičnih sistemih to termično gibanje izolirano in
neuporabno. Merila ne komunicirajo med seboj ... V kaotičnih ali skoraj-
kaotičnih sistemih (pa) pride do prehoda med makro merili in mikro merili ..."
(Gleick 1991, 243).
Tudi po Prigoginovi25 teoriji razpršenih struktur imajo pri razvoju sistema veliko vlogo
energijska nihanja. Ta pa so povod za procese, ki vodijo v smeri večje organiziranosti. V
sistemu se z regulacijskimi mehanizmi vzpostavi ravnovesno stanje. Če so regulacijski
mehanizmi preveč učinkoviti, nevtralizirajo učinke okolja in sistem postane stabilen. Če na
sistem vplivajo zunanji dejavniki ali sproščena notranja energija, sistem reagira s
spremembo energijskega stanja. Sprememba povzroči "... red onstran fluktuacij ..."26
Sistem je na določeni ravni spremenljiv, na drugi pa urejen. Odprte sisteme s temi
značilnostmi imenujemo disipativne ali razpršene strukture.27 Razpršitev energije ohranja
ravnovesje in omogoča razvoj sistema (Plut 1991, 15). Razpršena sistema sta npr. rečni
sistem in sistem zemeljskih plazov na določenem območju (Phillips 1995b, 310).
Ob povečanju toka energije ali snovi skozi sistem, sistem preide nestabilna stanja in se
ustali na novi ravni, za katero je značilna bolj kompleksna struktura. Pojav spontane
vzpostavitve reda imenujemo samoorganiziranost.28 Samoorganiziran kompleksni naravni
sistem se razvija v smeri neravnovesnega kritičnega stanja. Na pobočjih je to naklonski
24 Boltzmannova konstanta k = 1,380650524 . 10−23 J K-1 (Boltzmann constant 2005).
25 Ruski nobelovec, kemik in fizik Ilya Prigogine (1917–2003).
26 "... Iskati je treba različne načine. Iskati je treba strukture prek meril – kako se velike podrobnosti ujemajo
z majhnimi. Opazujete motnje v tekočinah, zapletene zgradbe, pri katerih se je zapletenost pojavila prek
vztrajnosti. Na neki ravni velikost pojava ni pomembna – lahko je velik kakor zrno graha ali pa kakor žoga
za košarko. Pojavu je vseeno, kje se dogaja in koliko časa že traja. Vse, kar je lahko univerzalno, so v nekem
pomenu stvari, ki gredo prek meril ..." (fizik M. J. Feigenbaum; Gleick 1991, 178).
27 Angl.: dissipative structures.
28 Angl.: self-organization.

59
prag. Stanja takšnega sistema ne moremo razumeti le s poznavanjem njegovih delov.
Samoorganiziranost se lahko pojavi na prostorski in časovni ravni (Viles 2004, 944).
Krivulja naklonskih pragov je eksponentna. Iz tega izhaja, da so naklonski pragovi
povezani, sklepamo pa lahko tudi na to, da določene geomorfne oblike oblikujejo procesi
na različnih ravneh, so torej neodvisne od merila29 (Phillips 1995b, 309).
Slika 46: Na levi je nepravilno oblikovana obala ob začetku erozije, na desni pa fraktalna obala na koncu
erozijskega procesa s fraktalno dimenzijo 4/3 (Sapoval, Baldassarri in Gabrielli 2005).
Geomorfni sistemi so pogosto samoorganizirani (Phillips 1995b). Primer je površje, na
katerem sčasoma naraščajo višinske razlike (Hugget 2004, 178; Phillips 1995b, 318).
Na razmerjih temelji načelo samopodobnosti, znano iz fraktalnih struktur.30 Po teoriji
kaosa31 preprosta pravila razložijo procese, ki vodijo sistem kompleksnemu vedenju
sistema na višji ravni (Gleick 1991; Klinkenberg 2004, 407). To načelo lahko predstavim
na primerih iz geomorfologije. Značilnosti fraktalov imajo obale, rečja, površje in reliefne
oblike (Gao in Xia 1996, 184–188)
Erozija v skalnati obali spontano oblikuje nepravilno obalno črto. Geometrično nepravilno
oblikovana obala zaduši morske valove in zmanjša njihovo povprečno amplitudo. To vodi
do vzajemnosti in samo-stabilizacije32 v odnosu med amplitudo valov in nepravilno
oblikovano obalo. Kompleksen dinamičen sistem na stiku zemlje in morja vodi do
nastanka fraktalne obale s fraktalno dimenzijo 4/3. Fraktalna geometrija ima vlogo
morfološkega privlačnostnega dejavnika ali atraktorja. Ta pa je neposredno povezan z
geometrijo, ki je značilna za pronicanje vode (Sapoval, Baldassarri in Gabrielli 2005).
Fraktalne lastnosti so odvisne od geomorfnih procesov ter litološke in strukturne sestave,
manj pa od podnebja (Gao in Xia 1996, 186).
Na osnovi povedanega sklepam, da je vzdolžni prerez dolca samopodoben in teži k
ravnovesju. Naklonski razredi ločijo naklonski pragovi. Površje v različnih naklonskih
razredih na podoben način preoblikujejo isti ali povsem drugačni geomorfni procesi,
vendar ima vsak naklonski razred drugačno energijsko raven. S povečanjem energijskega
ali snovnega toka sistem preide nestabilna stanja in se ustali na novi ravni, za katero sta
značilni bolj kompleksna struktura in nižja poraba energije. Dno dolca na ta način postaja
vedno bolj uravnovešeno.
29 Angl.: scale-invariant.
30 Dimenzija samopodobnosti ali faktalna dimenzija (d) je definirana z razmerjem med redukcijskim členom
(r) in številom celic po pri stanju k + 1 (m). Črto lahko razdelimo na štiri enako dolge dele (41 = 4), kvadrat
na šestnajst manjših kvadratov (42= 2), kocko pa na 63 majhniih kock (43 = 64), zato velja enačba d =
r
m
log
log
. Vrednost d je za kantorjevo črto 0,6309, Kochovo snežinko 1,2619, Sierpinskijev trikotnik 1,5849 in
fraktalno kocko 1,4649 (Hilton, Holton in Pedersen 1996, 289–290).
31 Kaos v znanstvenem jeziku pomeni kompleksnost in nepredvidljivost in ne neurejenost ali nered (Field in
Golubitsky 1992).
32 Angl.: self-stabilization.

60
Slika 47: Če na sliki ne bi bilo meril (geološko kladivo meri približno 33 cm, svinčnik 11 cm), bi si lahko
predstavljali, da prikazuje spodnji del stene nekje v Alpah in melišče pod njo. V resnici prikazuje prelomni
stik med dvema dolomitnima plastema. Zgornja je močno pretrta, gradivo se spodaj useda, nastalo je majhno
melišče z naklonom približno 32º (fotografija: Blaž Komac).
Površje oziroma dno dolca se samoorganizira glede na naklonske pragove, ki razmejujejo
različne in/ali različno intenzivne geomorfne procese. Naklonski pragovi so eden od
znakov organiziranosti površja, saj je "... pragovno vedenje pogosto v naravnih sistemih in
po definiciji ustvarja nelinearnost... " (Phillips 2003, 9). Geomorfne oblike se običajno
razvijajo v smeri kritičnosti ali nestabilnega stanja blizu določenega praga (Phillips 2003,
10). Z nadaljnjimi raziskavami bi morali ugotoviti mehanizme, ki pripeljejo do takšnega
stanja. Vzroke je verjetno potrebno iskati predvsem na mikroskopski ravni, kjer deluje npr.
preperevanje.
Reka je razpršeni sistem, saj s prenašanjem vode in gradiva v nižjo lego izgublja
potencialno energijo33. Zato teži k vzpostavitvi uravnovešenega vzdolžnega prereza
(Fonstad in Marcus 2003, 282). Rečni sistem deluje po načelu najnižje možne razpršitve
energije, posledica tega pa je fraktalna struktura. Rast rečne mreže je kaotična, zaradi česar
v pokrajini nastanejo značilne samo-organizacijske in psevdoslučajne strukture. To je
mogoče povezati z geomorfnimi procesi, ki so odvisni od naklona34 in tudi s procesi, ki od
naklona niso odvisni. Difuzni procesi zmanjšujejo fraktalno dimenzijo reliefa (Phillips
1999, 81–82 in 86).
Samoorganizirani sistemi se notranje spreminjajo oziroma organizirajo ne glede na vnose
energije ali snovi od zunaj. Za samoorganiziran sistem so značilni različni nadzorni
mehanizmi. Posledica vzpostavljanja ravnovesja so značilni pokrajinski vzorci – reliefne
oblike. Nekateri samoorganizacijski procesi vodijo k raznosmernosti ali divergenci
pojavov, drugi pa sistem spodbujajo h konvergenci ali stekanju pojavov (Fonstad in
Marcus 2003, 282).
Dolci so konvergenten samoorganiziran sistem. K oblikovanju enotne, globalne ali
konvergentne reliefne oblike vodi niz zelo različnih procesov. Zato s poznavanjem celotne
reliefne oblike ne moremo napovedati vedenja njenih delov. Strukturno lahko opišemo le
celoten sistem, iz njegovih posameznih delov pa ne moremo sklepati na celoto.
Odziv geomorfnega sistema na določeno spremembo je kompleksen. Vrezovanje vodotoka
lahko povzroči več različnih zunanjih vzrokov, kot so podnebne spremembe, tektonski
dvig območja ali znižanje erozijske baze. Dokaz erozijske faze razvoja reliefa je rečna
33 Potencialna energija je definirana kot produkt mase, težnostnega pospeška in nadmorske višine
(PE = mgh).
34 Angl.: treshold-dependent.

61
terasa, ki lahko nastane z vrezovanjem vodotoka v poplavno ravnico. Do vrezovanja
najprej pride v spodnjem delu, sprememba nato napreduje po porečju navzgor. Ko erozija
doseže zgornje dele porečij, rečna struga prevaja vedno večje količine gradiva, ki se odlaga
v spodnjem delu porečja. Ko se rečni pritoki prilagodijo novi erozijski bazi, se količina
prenesenega gradiva zmanjša. Takrat znova nastopi erozijska faza. Posledica takšnega
razvoja je, da so lahko v eni in isti dolini sledovi različno dolgih in intenzivnih erozijskih
in akumulacijskih dogodkov. Rečne terase lahko nastanejo zaradi sprememb znotraj
sistema, ne zaradi zunanjih vplivov. Kompleksen odziv porečij nadzorujejo negativne
povratne zveze, pri čemer sistem običajno preide prag in doseže dinamično ravnovesno
stanje na novi ravni. Ravnovesje se v geomorfnih sistemih vzpostavlja vedno znova.
Razvoj reliefa je dinamično nestabilen ali kaotičen (Schumm 1977, 7 in 75–76).
Primer je dolgoročno progresivno preperevanje pobočnega gradiva. Zaradi notranjih
vplivov geomorfni sistem nazadnje prag in nastopijo pobočni procesi. V sušnih območjih
nastopijo geomorfni procesi v dnu dolin po dolgem obdobju usedanja gradiva. Takšen
sistem po določenem času brez zunanjih vplivov preseže določen prag in preide v
nestabilno stanje z intenzivnimi geomorfnimi procesi. Prehod prek praga v novo stanje je
odvisen od lastnosti gradiva in naklona površja.
Geomorfni sistem preseže prag zaradi zunanjih vplivov. Že majhna sprememba zunanjih
dejavnikov povzroči velik odziv sistema. Primer je izostatični dvig Zemljine skorje zaradi
dolgotrajne erozije in denudacije. Za kaotični razvoj površja je značilno, da se majhne
začetne razlike v sprva homogenem površju sčasoma povečujejo. Kaotičnost je značilna za
številne geofizikalne pojave, kot so razvoj porečij, prsti in pobočij. Kaotičnost je povezana
z entropijo in s samoorganiziranostjo površja. Nekaotičen razvoj reliefa zmanjšuje začetne
razlike in povečuje homogenost (Phillips 1995a, 57–58).
Kljub navedenemu je kaotični sistem na nek način urejen. Urejenost je pogosto prikrita in
vidna le na višji ravni. Razvoj kaotičnega geomorfnega sistema usmerjajo atraktorji.
Atraktor določa možna stanja sistema, sistem se vede nestabilno, a ne slučajno. Pri tem se
zunaj pojavijo vzorci, ki vključujejo kaotične vzorce z nižjih ravni.
Primer je razvoj prsti. Njen razvoj je na krajevni ravni kaotičen, na višji ravni pa je vidno
razmerje med prstjo in drugimi sestavinami pokrajine. Podobno ne moremo z enačbami
opisati vedenja delcev v drobirskem toku, enostavno pa opišemo fizikalne zakonitosti toka
kot celote (Hugget 2004, 177).
Dokler atraktor usmerja dogajanje, dobimo ne glede na začetne razlike z veliko gotovostjo
isti rezultat. Enak ali podoben rezultat ni posledica enake urejenosti pojavov ali reda,
temveč je posledica dejstva, da je verjetnost dogodka na nekem mestu neodvisna od
začetnega stanja. Struktura je vidna šele po velikem številu ponovitev. Pri 50 ali 100
ponovitvah rezultat opredelimo kot slučajen, pri višjem številu ponovitev pa so pojavi
urejeni. Simetrija v naravi ni natančna, gre za povprečje. Rečni tok se na prvi pogled zdi
slučajen ali turbulenten, toda če ga opazujemo daljši čas, ugotovimo zakonitost ali
strukturo, ki je odraz neravnine v rečnem dnu (Field in Golubitsky 1992, 26–27, 30–35).
Nastanek erozijskih jarkov v dnu dolin v polpuščavskih območjih Arizone, Nove Mehike,
Wyominga in Colorada je povezan z naklonom dolinskega dna, v katerih nastajajo
(Schumm in Hadley 1957; citirano po Schumm 1977, 78).
S primerjavo naklona dolinskega dna in velikostjo zaledja so ugotovili razlike med
območji z erozijskimi jarki in tistimi brez njih. Za porečja velikosti nad pet kvadratnih milj
so določili naklonski prag, nad katerim so pobočja nestabilna. "... V manjših porečjih
spremembe rastlinskega pokrova, ki so verjetno odvisne od usmerjenosti porečja ali od
lastnosti podlage, onemogočajo določitev kritičnega naklonskega praga35 ..." (Patton in
Schumm 1975; citirano po Schumm 1977, 79–80).
35 Angl.: critical treshold slope.

62
S povečevanjem naklona površja povečuje nestabilnost površja. Geomorfni sistem zato
sam slej ko prej doseže 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 dolgoročen erozijski pomen le, če je bil
presežen prag sistema. Zato imajo intenzivni in redki dogodki, kot so velika neurja,
pogosto majhen vpliv na razvoj površja (Schumm 1977, 76–81).
Pomembna geomorfna procesa sta plazenje in polzenje. Stopnja transporta se s polzenjem
na pobočjih nelinearno povečuje z naklonom. Pri nizkem naklonu prevladuje polzenje, pri
visokih naklonih polzenje najprej postane epizodično in nazadnje preide v plazenje. Takšen
način transporta na pobočjih ustvarja konveksnosti. Prvotno strma pobočja se najprej hitro
znižajo s plazenjem, sledi počasnejše spreminjanje površja s prevlado polzenja (Roering s
sod. 2001).
3. 7 Geografske paradigme in razvoj reliefa
Davis (1889, 1899, 1902, 1909) je predstavil paradigmo o erozijskem ciklu. Relief se
znižuje zaradi erozije, ki sledi začetnemu hitremu dvigu površja. Doline razrežejo in se
poglobijo v prvotno površje, erozija in odlaganje gradiva pa postopoma znižata nadmorsko
višino površja in njegove naklone, dokler ne nastane peneplen. Z opazovanjem reliefnih
oblik naj bi bilo mogoče sklepati na njihov položaj v cikličnem razvoju površja in njihovo
(relativno) starost. Temeljne predpostavke modela slonijo na preučevanju ravnotežnega
rečnega prereza v zmerno toplem pasu. Slabost Davisove paradigme je predpostavka, da na
geomorfni razvoj v ožjem pomenu besede vplivajo le eksogeni procesi. Ob predpostavki,
da ostaja območje stabilno, zanemarja hkraten vpliv tektonskih procesov. Teorija ne
upošteva v dovolj veliki meri vpliva kamninske sestave. Razvoj reliefa napačno obravnava
kot ciklični proces. V sodobni geomorfologiji ta shema ne drži več (Verbič 1991; Phillips
1995a; Bognar 2001; Gams 2001; Natek 2001).
Penck (1924) je predstavil paradigmo o nadomeščanju pobočij oziroma diferencialno
metodo razvoja površja. Dognal je, da so pomembne reliefne oblike, na katere vplivajo
nasprotujoči si notranji in zunanji dejavniki. Njegov model temelji na naslednjih
predpostavkah:
 učinek erozije je odvisen od lastnosti posameznega segmenta pobočja,
 naklon posameznega segmenta pobočja je odvisen od velikosti delcev mobilnega
gradiva,
 velikost še mobilnih delcev je omejena z naklonom pobočja,
 produkcija gradiva s preperevanjem je na celotnem pobočju enakomerna, kar
povzroča vzporeden umik pobočja,
 v spodnjem delu pobočja nastane položnejši segment, s čimer postane pobočje
konkavno, če se tam odlaga gradivo in reka ne erodira vznožja.
Sprejel je Davisovo misel o končnem uravnanem površju, toda razvoj se po njegovem
mnenju začne z dolgim in počasnim dvigom površja, ob katerem se v skladu z
ravnovesjem med dvigom in denudacijo razvije nov nizek relief. Pobočja se vzporedno
umikajo, in ne znižujejo. Po Penckovi razlagi relief narašča, se znižuje ali je daljši čas
konstanten. Slabost modela je, da zanemarja vpliv sprememb rečnih režimov ter podnebne
in litološke spremembe (Verbič 1991; Phillips 1995a).
King je 1953 opisal razvoj pobočij v sušnih podnebnih razmerah in pediplenizacijo.
Pedipleni nastanejo s počasnim in vzporednim umikanjem pobočij. Izhodiščno pobočje
sestavljajo konveksen vršni del, vmesni ravni del, konkaven akumulacijski del ter pediplen,
ki se mu s širjenjem zmanjšuje naklon. Umikanje stopnje regulira razvoj celotnega
pobočja, vršni del je v ravnotežnem stanju, akumulacijski del se ne širi navzgor, saj sta

63
nanašanje in odnašanje gradiva v ravnovesju (Chorley s sod. 1984; Phillips 1995a; Natek
2001).
Kot alternativa Davisovi teoriji se je uveljavila dinamična geomorfologija, temelječa na
statističnih in matematičnih metodah (1950, 1952; citirano po Strahler in Strahler 1992).
Omenjeni načeli sta združila Schumm in Lichty (citirano po Verbič 1991, 13). Ugotovila
sta, da sta v odvisnosti od časovnega intervala opazovanja reliefa veljavni obe paradigmi.
Teza o cikličnem razvoju reliefa velja za daljša časovna obdobja, teza o dinamičnem
ravnovesju pa za krajša obdobja.
Hack (1960; citirano po Phillips 1995a) je razvil teorijo o dinamičnem ravnovesju, po
kateri se nadmorska višina spreminja zaradi vzpostavljanja ravnovesja med količino za
transport razpoložljivega gradiva in energijo. Rezultat ravnovesja je bolj ali manj
konstanten relief.
Po drugi svetovni vojni se je uveljavila klimatska geomorfologija. Od toplotnega toka, ki
Zemljo dosega s Sonca so odvisni količina vlage v zraku, oblačnost, sončno obsevanje ter
rastje in prst. Na kraškem površju so spremembe zaradi toplotnega toka Sonca, v
energijskem smislu bistveno večje kot spremembe zaradi potencialne energije, ki jo
povečajo tektonskimi dvigi (Young 1972). Temeljna predpostavka klimatske
geomorfologije je, da naj bi v naših krajih v terciarju v vlažnem in toplem podnebju
nastajali obsežni ravniki. Intenzivno kemično preperevanje kamnin naj bi ustvarilo do
nekaj deset metrov debelo preperelinsko odejo. Sušni predeli so zaostajali v zniževanju,
prevladala sta mehansko preperevanje in erozija. Ob ohladitvah v pleistocenu, so nižje
temperature in suho podnebje omogočile prevlado mehanskega preperevanja tudi v nižjih
legah, povečana erozija je odstranila terciarno preperelino. Površje je na periglacialnih
območjih preoblikovala soliflukcija, zaradi močnega razpadanja kamnin je nastalo veliko
grušča, ki se je v nižjih legah odlagal na pobočjih ali v vršajih. Po koncu ledene dobe je
prevladala erozija, vodni tokovi so se vrezali v nanose in ustvarili obsežne terase (Büdel
1957; Radinja 1972; Šifrer 1970, 1979, 1982, 1983, 1990, 1997; Tinkler 1985).
Strahler je v geomorfologiji uporabil splošno teorijo sistemov (1950, 1952, citirano po
Strahler in Strahler 1992). Dinamično ravnovesje se na površju vzdržuje tako, da vsaki
spremembi zunanjih razmer sledi niz prilagoditev celotnega sistema in vzpostavitev
novega ravnovesnega stanja v skladu z novimi razmerami. Površje se na spremembe
odziva počasi, zato je dolgoročno delovanje drugačno od kratkoročnih, trenutnih odzivov.
Regulacija povečini poteka z negativno povratno zvezo, s čimer se sčasoma zmanjša vpliv
začetnih impulzov. Če je impulz dovolj močan, dejavnik sune sistem prek praga, da se
umiri na novi ravni. Zemeljski geomorfni sistem je nedeljiva celota, vendar ga z vidika
preučevanja snovnih in energetskih tokov razdelimo na podsisteme, kot so kraški, rečni ali
ledeniški (Chapman 1977, Chorley in Hagget 1967; Harvey 1969; Chorley s sod. 1984).
Twidale (1991; citirano po: Phillips 1995a) je predpostavil, da denudacija močno poveča
začetne razlike v erozivnosti in erodibilnosti površja. Pri tem ima zelo veliko vlogo
preperevanje. Višinske razlike površja se povečujejo ne glede na krajevne tektonske
razmere.
Crickmay (1976; citirano po Phillips 1995a) je predstavil hipotezo neenake aktivnosti, po
kateri se relief sčasoma povečuje. Krajevne razlike v eroziji so posledica erozivne moči
vodotokov.
Ahnert (1967, 1976, 1987, 1988; citirano po Phillips 1995a) je razvil matematični model
razvoja površja in model razvoja pobočja. Ugotavlja, da je splošen trend razvoja površja
enak ne glede na začetne razmere. Višinske razlike se povečujejo najprej hitreje potem pa
se začnejo zmanjševati.
Armstrong (1980; citirano po Phillips 1995a) je razvil model razvoja prsti in pobočij, ki se
odziva podobno kot Ahnertov. Sprva se razlike med najvišjimi in najnižjimi deli
povečujejo, relief se zniža.

64
Po Brundsenu (1990; citirano po Phillips 1995a) se relief najprej zvišuje in nazadnje
znižuje. Denudacija se prilagodi tektonskemu dviganju v približno dveh milijonih let.
Scheidegger (1987) je z antagonističnim 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 geomorfoloških načel (Verbič 1991; Phillips 1995a).
Chase (1992; citirano po Phillips 1995a) je z modelom ugotovil, da se s časom erozijska
povečuje razgibanost reliefa. To kratkoročno kompenzirajo od naklona površja odvisni
difuzni procesi, dolgoročno pa odlaganje gradiva. Po Scheideggerju in Chaseu se relief v
odvisnosti od razmerja med silami ali procesi in časovnega ali prostorskega reda
opazovanja lahko razvija v katerokoli smer.
V pokrajini sta sočasno red in nered ali kaos. Geomorfni sistemi so kompleksni nelinearni
dinamični sistemi (Hugget 2004, 178). Ker je součinkovanje posameznih delov
geomorfnega sistema nelinearno, se red ne vzpostavi na ravni reliefnih oblik, temveč na
višji prostorski in časovni ravni (Kessler in Werner 2003, 380).
V dolini Dragonje36 sem ugotovil, da so aktivna erozijska žarišča le na tistih mestih ob
reki, kjer je voda sposobna odnašanja gradiva. Ko se aktivna erozijska žarišča zaradi
umikanja pobočij ali spremembe rečnega toka znajdejo stran od reke, njihova aktivnost
počasi usahne in sčasoma se zarastejo. Zaradi nenehnega spreminjanja vodnega toka in
meandriranja ob visokih vodah je nemogoče napovedati prihodnji razvoj površja. Danes
aktivno erozijsko žarišče bo v prihodnosti zaradi umika reke na drugo stran doline postalo
neaktivno, na danes stabilnem pobočju pa bo zaradi približanja reke nastalo novo erozijsko
žarišče.
V erozijskih žariščih37 vzdolž rečnih bregov so ti procesi neposredno povezani z
vzpostavljanjem ustrezne širine reke ter odvisni od stabilnosti bregov in transporta gradiva.
Porečje je samoorganiziran mejni sistem,38 v katerem bočna erozija v prostorskem in
časovnem merilu izkazuje nizko frekvenco in jakost. Velja pravilo, da v sistemu deluje
bodisi majhno število velikih dogodkov bodisi veliko število majhnih dogodkov. Tako je
na danem prečnem prerezu rečnemu pretoku prilagojena ozka in globoka struga. Že
naslednji dan se lahko rečna struga preoblikuje, tudi če se rečni pretok ne spremeni. Tako
nastane na istem mestu istemu rečnemu pretoku prilagojena širša in plitvejša struga.
Morfologija rečne struge se spremeni pri enakem mokrem prerezu (Fonstad in Marcus
2003).
V rečnem sistemu se glede bočne erozije ohranja določen red, ki sistem ohranja znotraj
mejnih ali kritičnih razmer, podobno kot peščena sipina ohranja posipni kot ne glede na
zunanje razmere. Porečje deluje kot funkcionalna celota (Fonstad in Marcus 2003).
Dogodkov ali pojava erozijskih žarišč na krajevni ravni ne moremo napovedati iz
razporeditve, velikosti ali drugih značilnosti erozijskih žarišč. Iz splošnih značilnosti ne
moremo sklepati na krajevne geomorfne procese, ki so privedli do nastanka erozijskih
žarišč na določenem mestu. Za to ne bi zadoščalo niti izjemno veliko število meritev
(Fonstad in Marcus 2003).
Majhne in velike pojave poganjajo isti geomorfni procesi (spodjedanje bregov) ali pa
povsem različni geomorfni procesi (spodjedanje bregov–zmrzalno preperevanje). Velikost
pojava je odvisna od intenzivnosti procesov in od splošnega stanja sistema v danem času,
npr. od razporeditve sedimenta na rečnih bregovih ali stanja rečne struge (Fonstad in
Marcus 2003).
36 Na terenskem delu skupaj z dr. Matejem Gabrovcem in Matijem Zornom 15. 10. 2003.
37 Erozijska žarišča sta določila glede na pomanjkanje rastja, udore in spodjedanje rečnih bregov (Fonstad in
Marcus 2003, 286)
38 Angl.: self-organized critical system.

65
Erozijska žarišča na določenem kraju so posledica prilagajanja geomorfnih procesov
celotnemu sistemu, ki na ta način ohranja mejno stanje ali stabilno neravnovesje. Nenehno
prilagajanje rečne struge spreminjajočim se razmeram je znak dinamične nestabilnosti
sistema. Rečje in njegovi posamezni deli, torej tudi območja bočne erozije ali prečni prerez
struge, delujejo kot v celoto povezan sistem. Pojav erozijskih žarišč ni v tolikšni meri
odvisen od krajevnih reliefnih oblik in geomorfnih procesov kot od razporeditve erozijskih
žarišč v celotnem porečju (Fonstad in Marcus 2003).
V dolini Tamar v vzhodnem Nepalu so ugotovili, da so erozijski žlebiči, zemeljski plazovi
in skalni podori pogostejši, kjer reka spodjeda bregove (Brunsden 2000).
Sodobna geomorfologija pojave in procese na Zemljinem površju povečini razlaga s
vzročno-posledičnimi mehanizmi. Raziskave so se doslej usmerjale zlasti v preučevanje
odnosa med jakostjo in frekvenco pojavov v določenem času, manj so pri tem upoštevali
prostorske vzorce ali prostorsko organiziranost pojavov. Šele iz slednjega je mogoče
ugotoviti, da je sistem erozijskih žarišč vzdolž rečnih bregov samoorganiziran in da
njegovo delovanje usmerja tako imenovani potenčni zakon39 (Fonstad in Marcus 2003).
Nova je ugotovitev, da prostorska in časovna pojavnost erozijskih žarišč vzdolž rečne
struge nista nedvoumno povezani s krajevnimi hidrološkimi spremenljivkami, kot so
pretok, širina in globina rečne struge in podobno. Možnost nastanka bočnih erozijskih
pojavov vzdolž rečne struge se prostorsko organizira v obliki potenčne distribucije, to je v
obliki eksponentne krivulje (Fonstad in Marcus 2003).
Razporeditev ali organiziranje pojavov v obliki eksponentne krivulje je značilna tudi za
naklone dna dolcev. Sklepam, da so nakloni dna dolcev samoorganiziran sistem. To je
posledica razmerja med intenzivnostjo pospešene korozije v njihovem dnu in površinskim
vodnim odtokom oziroma denudacijo (prim. Phillips 2005b).
Iz tega izhaja, da naklon dna dolca na določenem mestu ni nedvoumno odvisen od dolžine,
širine ali globine dolca ter lastnosti kamnine na tistem kraju, temveč nanj vpliva tudi
prostorska organiziranost naklonov. Nakloni posameznih odsekov so le na videz
razporejeni naključno.
Na površju se na določenem mestu v odvisnosti od njegovega zgodovinskega razvoja,
značilnosti podlage in lastnosti celotnega sistema vzpostavi takšen naklon, ki omogoča kar
najmanjšo možno porabo energije za nenehno vzpostavljanje in vzdrževanje ravnovesja
oziroma zagotavlja konstantno entropijo.
Iz povedanega sledi pomembno dejstvo, da razporeditev dolcev ni odvisna le od krajevnih
razmer, temveč tudi od razporeditve in urejenosti dolcev na določenem območju ali v
geomorfnem sistemu, katerega temeljni elementi so.
3. 8 Teorija kaosa in geomorfologija
Klasična termodinamika preučuje zaprte sisteme, v katerih se vzpostavi ravnovesje ali
stanje z najmanjšo prosto energijo in maksimalno entropijo. Kompleksna ali neravnovesna
termodinamika preučuje odprte sisteme, ki zaradi stalnih snovnih in energijskih tokov niso
ravnovesni. Zaradi sinergijskih učinkov posameznih delov se v njih pojavi
samoorganizacija. Kakovostni prehod dobro pojasni že omenjeni model razpršenih
struktur. Z entropijo izgubljena energija torej ni povsem izgubljena, saj se porabi za
vzpostavitev večje organiziranosti sistema ali za organiziranost sistema na višji ravni.
39 Angl.: power-law relationship. Potenčni zakon opisuje povezanost velikosti pojava in njegove pogostosti.
Najbolj znan potenčni zakon je Zipfov, imenovan po Harvardskem lingvistu Georgeu Kingsleyu Zipfu, po
katerem se najpogostejši pojavi P(i) = 1/ia krat. Zipfov zakon je značilen za eksponentne distribucije. Po njem
se npr. ravnajo pogostost besed v angleškem jeziku, število mest določene velikosti in število prebivalcev v
njih ter pogostost in obseg vojn (Lewis 2005; Planetmath 2005).

66
Samoorganizirani sistemi s povratnimi zvezami urejajo energijske tokove, povratni
mehanizmi ustvarjajo hierarhične strukture. Za vzpostavitev in delovanje
samoorganiziranih sistemov je potrebno veliko energije.
Pomembna značilnost samoorganiziranih sistemov je, da nastanejo na hierarhičen način,
hkrati na različnih časovnih in prostorskih ravneh.40 Za proces je značilno kolebanje med
kratkim obdobjem hitrega razprševanja energije ter dolgimi obdobji obnavljanja in njenega
ponovnega skladiščenja. Z razvojem razpršenih struktur samoorganizirani sistemi hitreje
razpršijo energijo, kar poveča raven entropije. Samoorganizirani sistemi energijo hranijo in
jo uporabijo za energijske spremembe ter za vzpostavljanje reda. Sistemi se lahko
samoorganizirajo le na velikostni ravni razpoložljive obnovljive energije, v naravnih
sistemih predvsem Sončeve in geotermalne (Huang 2005).
"... Klasična termodinamika vodi h konceptu ravnovesnih struktur, kot so
kristali. Benardove celice41 so prav tako strukture, toda so zelo drugačne. Da bi
poudarili zvezo smo uvedli izraz razpršene strukture, ki je v razmerah, ko se
struktura in red srečujeta z razpršitvijo in odpadom, na prvi pogled paradoksen.
V klasični termodinamiki so odvajanje toplote jemali kot izgubo, v Benardovi
celici pa izguba postane vir reda ..." (Prigogine in Stengers; citirano po Brown
2005).
V naravi poznamo nepovratne in povratne spremembe. Nepovratnost v stabilnih sistemih
vodi k povečanju entropije, fluktuacijski nestabilni sistemi so občasno zmožni preiti v
novo fazo razvoja z nižjo entropijo. Pri tem je zelo pomembna jakost fluktuacij, ki sistem
prenesejo prek zgornjih meja nestabilnosti in ustvarijo bolj organizirane strukture na višji
entropijski ravni. Razvoj je možen le v neravnovesnih razmerah (Plut 1981, 15 in 18).
Homeostatski in kompenzacijski mehanizmi vzdržujejo ravnovesje sistema, v katerem
zunanje ali notranje motnje povzročijo nestabilnost, zaradi katere nastopijo spremembe in
sistem preide v nov položaj. Spremembe so običajno postopne, pogosto pa so hitre in
radikalne (Plut 1981, 15).
Naravni sistemi so zaprti (možno je pretakanje energije, ne snovi) ali odprti (možno je
pretakanja energije in snovi). Davisova shema razvoja površja obravnava površje kot
izoliran sistem, v katerem potekajo procesi vedno v smeri zmanjševanja potencialne
energije in povečevanja entropije. Peneplen je stanje sistema z najvišjo entropijo ali
najmanjšo prosto energijo (Plut 1981, 14–15).
"... Neravnovesno stanje ojači vpliv težnosti. V Benardovi celici bi bil v
ravnovesnem stanju vpliv težnosti zaradi debeline sloja tekočine komaj nekaj
milimetrov zanemarljiv, toda v neravnovesnem stanju postanejo vidni
makroskopski težnostni vplivi … Zelo majhna težnostna polja lahko vodijo do
nastanka vzorcev ..." (Prigogine in Stengers; citirano po Brown 2005).
Pobočja so odprt sistem, v katerem se s transportom snovi in energije vzpostavlja
ravnovesje med reliefom in geomorfnimi procesi, ki zagotavlja največjo možno mobilnost
gradiva (Penck 1972, 121).
Pobočje se navadno razvija v smeri manjše organiziranosti in večje entropije. Pobočja se
znotraj naklonskih razredov razvijajo v stabilnem ravnovesju. Motnja lahko povzroči
prehod sistema v drug naklonski razred, v katerem sistem spet vzpostavlja dinamično
ravnovesje. Na zunaj sistem deluje kot stabilen, v njem se povečuje entropija, pojavi na
40 Angl.: multi-scale.
41 Benardova nestabilnost je fizikalni pojav v mehaniki tekočin in primer nestabilnega mirujočega stanja, iz
katerega spontano vznikne samoorganizacija. Nestabilnost nastane v vodoravni plasti tekočine zaradi
navpičnega temperaturnega gradienta. Nastopi konvekcija, za katero je značilna kompleksna prostorska
organiziranost. Z zveznim premikanjem molekul se oblikujejo značilne heksagonalne konvekcijske celice.

67
različnih ravneh se ohranja energija. To se izraža v naklonskih pragovih. Naklonske
pragove vzpostavljajo geomorfni procesi, zato je prehod na drugo raven prehod prek
procesnega pragu.
"... Mnogo geomorfnih sistemov je razpršenih, kar pomeni, da vzdržujejo
tok energije, in spadajo med nepovratne ali neravnovesne termodinamične
sisteme. Zanje je značilna produkcija entropije, zato je razumevanje
razporeditve entropije temelj za razumevanje njihovega časovnega razvoja in še
posebej za pojav reda ..." (Sandiford 2004).
S procesi so povezane temeljne značilnosti geometričnega oblikovanja površja in porečij,
ki jih izražata Hortonov in Hackov zakon. Hortonova konstanta (R) primerja število rečnih
segmentov danega (v) razreda s številom segmentov višjega reda
R
n
n
v
=
+1
v
. Hackov
eksponent, ki je v večini porečij blizu vrednosti 0,58, pa povezuje dolžino rečnih tokov (l)
s površino porečja (a) v enačbi l = ah.
Sandiford (2004, 19) je izračunal Hackov eksponent za toplotno drevo, ki prikazuje razvoj
toplotnega toka v dveh dimenzijah (slika 5 v: Sandiford 2004, 16). Hackov eksponent za
vodotoke reda 2–6 (po Strahlerju) znaša 0,54 (R2 = 0,92), za vodotoke reda 2–5 (po
Strahlerju) pa 0,67 (R2 = 0,999) (Birnir, Smith in Merchant 2001, 1210).
Splošno je sprejeta teza, da so rečja oblikovana energijsko optimalno in za delovanje
porabljajo najmanjšo možno količino energije. Znani so poglavitni oblikotvorni procesi,
manj pa mehanizmi ali načini njihovega delovanja. Kritični element nastanka rečja je
trenutek, v katerem se namesto ploskovnega toka vzpostavi koncentriran vodni tok,
sposoben erozije in transporta ter oblikovanja erozijskih žlebičev in erozijskih jarkov.
Samopodobnost je značilna za geometrijo rečij in za statistično strukturo reliefa: "... Obe
smeri razvoja lahko povežemo z opažanjem, da je nastanek rečja nujen pojav, ki je povezan
s samoorganiziranostjo pokrajin ..." (Sandiford 2004, 2).
Do podobnih ugotovitev sem prišel tudi pri preučevanju naklonov dna dolcev. Izkazalo se
je, da so naklonski pragovi zelo pomembni za oblikovanje površja. Izjemnega pomena je
npr. naklonski prag, pri katerem površinski vodni tok prevlada nad podzemskim. Prehod je
odvisen od naklona površja in posredno od prepustnosti kamnine in prepereline. Pomembni
so tudi naklonski pragovi, pri katerih začnejo ali prenehajo delovati določeni geomorfni
procesi, kot je opisano zgoraj.
V geomorfologiji smo razvoj površja razlagali z modeli, ki so temeljili na odnosih med
procesi in oblikami. To gledanje ni upoštevalo spremenljivosti reliefnih oblik in
geomorfnih procesov (Harrison 2001).
Pobočne procese lahko razložimo z difuzijo in izrazimo na podoben način kot prevajanje
ali kondukcijo toplote oziroma termodinamične odnose. Toplotna kondukcija ima številne
analogije v geomorfnih procesih. To so npr. pobočni procesi, pri katerih je tok gradiva po
pobočju navzdol odvisen od naklona pobočja (Scheidegger 1970, citirano po Sandiford
2004, 5).
Entropijo izrazimo z razmerjem med toplotno konstanto in temperaturo sistema. Njena
stopnja (σ) je v klasični termodinamiki definirana kot produkt toka (X) in sile (F): σ = X Fi.
V preprostem primeru, kjer je sila enaka težnosti (Ft), tok inverznemu temperaturnemu
oziroma reliefnemu gradientu (X = Δ






H
1
), velja enačba σ = Ft . Δ






H
1
, σ
≅
2
1
H
. Ft . ΔH,
σ
≅
– 2
H
k
. Δ2 . H (Scheidegger 1970; citirano po Sandiford 2004, 4). Ta predpostavka
velja za geomorfne procese, ki preoblikujejo kamninsko dno dolcev in ustvarjajo mobilno
gradivo (kemično in mehansko preperevanje), in za geomorfne procese, ki oblikujejo

68
preperelino oziroma površje (denudacija). Vsak od procesov, pri katerem prihaja do
premikanja gradiva ali do odnašanja gradiva v drugo lego bodisi v raztopini bodisi v
trdnem stanju, poskuša v obsegu svojega delovanja – torej tudi v obsegu naklonov –
ustvariti ravnovesje, ki ga lahko izrazimo z entropijo ali razmerjem med ustvarjenimi
relativnimi višinami in težnostjo.
Leopold in Langbein (1962; citirano po Sandiford 2004, 5) sta pri preučevanju razvoja
vdolžnih rečnih prerezov ugotovila, da "... se najverjetnejši rečni prerezi približujejo
razmeram, v katerih je dolvodna produkcija entropije na enoto mase konstantna ..."
Vzdolžni rečni prerez je privlačnostni 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 .... entropijska produkcija ... razvija
proti stabilnemu stanju, ki ga označuje minimalna entropijska produkcija, ta pa
je združljiva z omejitvami, ki delujejo na sistem ..."
Kakor sem že omenil zgoraj, 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 različnih dejavnikov, vendar se v limiti približuje
ravnovesnemu stanju, za katerega je značilna minimalna produkcija entropije.
Z drevesnimi modeli toplotnih tokov so ugotovili, da je entropijska produkcija na krajevni
ravni močno povečana v bližini rastoče mreže, kjer sta velika tok in gradient. Ob
primanjkljaju usvarjanja toplote linearni termalni gradient zmanjša produkcijo entropije.
Takrat termalni gradient postane atraktor za sistem (Bejan 1996; 2000; citirano po
Sandiford 2004, 4).
Pri termodinamični optimizaciji sistema, za katerega so značilni različni transportni
procesi, nastanejo mreže. Pojav rečne mreže v geomorfnem sistemu odraža optimizacijo ali
prilagoditev celotnega sistema na transport gradiva (Sandiford 2004, 7).
Entropija razloži značilnosti reliefnih oblik, npr. vzdolžnih rečnih prerezov, meandrov,
vejnate strukture rečne mreže, in konkavno-konveksnih prerezov pobočij. Shannonovo ali
informacijsko entropijo (H) izrazimo z enačbo H = – Σ [Pi (lnPi) ], kjer je Pi verjetnost, da
se i-ta vrednost pojavi v razporeditvi. Verjetnost izrazimo z deležem celic tipa i. Največja
možna entropija Hmax je značilna za slučajno razporeditev, v kateri se vse vrednosti
pojavijo z enako verjetnostjo (
n
1
), pri čemer je n število razredov ali možnih tipov
Hmax = ln n. Spremembo Shannonove entropije imenujemo Kolmogorovova (K–) entropija
in je enaka vsoti pozitivnih Lyapunovovih eksponentov.42 To je neposredna zveza
entropije s teorijo kaosa. Iz značilnosti površja lahko sklepamo na usmerjenost entropijskih
sprememb in s tem na (ne)kaotičnost, zelo redko pa moremo sklepati na njihovo jakost
(Phillips in Walls 2004, 376).
Entropija položnega reliefa je višja kot entropija razgibanega reliefa (Zdenkovic in
Scheidegger 1989; citirano po: Phillips 1995b, 318).
Poglejmo si še nekaj teoretičnih predpostavk teorije kaosa in uporabo v geomorfologiji
(Gleick 1991; Klemenčič 1996; Phillips 1995a, 60–62).
Teorija kaosa je v mnogih znanostih verjetno že prešla vrh, v geomorfologiji pa smo redko
preučevali nelinearne dinamične sisteme. Temeljna predpostavka teorije kaosa je, da
majhne razlike v začetnih razmerah vplivajo na radikalno drugačna sklepna stanja sistema.
To je značilno zlasti za razpršene ali disipativne sisteme, pri katerih se pri pretvorbi
energije njen del nepovratno izgublja v okolico. Za takšne sisteme je značilna
samopodobnost ali lastnost, da se temeljni vzorec ponavlja čez več ravni. Samopodobne
42 Lyapunovov eksponent je kvantitativna mera občutljivosti sistema na odvisnost od začetnih razmer. Pove
stopnjo eksponentne divergence pojava ali dveh sosednjih trajektorij.

69
geometrične objekte imenujemo tudi fraktali. Temeljna lastnost fraktalov je fraktalna
dimenzija, ki opisuje razvojno fazo sistema. Dogovorjena dimenzija črte je 1, ploskve 2,
fraktalna črta pa ima fraktalno dimenzijo med 1 in 2. Fraktalna dimenzija je tudi mera
razgibanosti površja (2–3).
Za kaotične sisteme je značilno, da se z notranjo dinamiko in povratnimi mehanizmi
znotraj nereda pojavi določen red ali urejenost. Sposobnost samoorganiziranja je značilna
zlasti za nepovratne neravnovesne in nelinearne razpršene sisteme. Kompleksni odprti
termodinamični sistemi težijo k čim manjši proizvodnji entropije, za zaprte sisteme pa je
značilno stanje maksimalne entropije. V kaotičnih sistemih se ravnovesje pogosto
vzpostavi na kritični ravni. Primer je plazenje, ki sistem ohranja v kritičnem stanju z
naklonom posipnega kota. Podobno pride v samoorganiziranih sistemih pri vrezovanju rek
do kritičnega stanja z najmanjšim razprševanjem energije ali najmanjšo produkcijo
entropije. Erozija nastopi, ko pritisk ali erozija na določenem mestu presežeta kritični prag.
Ti od praga odvisni povratni mehanizmi ustvarjajo fraktalno rečno mrežo. Razpršitev
energije je najmanjša pri spremembah potencialne energije (Baas 2002).
Dokaz, da tudi v dolcih prihaja do kaotičnega razvoja, je urejenost naklonov v obliki
eksponentne krivulje. Do sprememb v dnu dolcev prihaja zaradi geomorfnih procesov, ki
nastopijo, ko je na določenem mestu presežen kritični naklonski prag. Za kaotičen razvoj
geomorfnega sistema je značilno tudi povečevanje višinskih razlik ali divergenca, ki je
neodvisna od morebitnih majhnih začetnih razlik. Divergenca je posledica notranjih ali
zunanjih geomorfnih dejavnikov. Na dolomitu je pomembna njegova kraškost. Vrtače
nastanejo zaradi majhnih začetnih razlik v razpokanosti kamnine. V prevodne razpoke se
usmerja voda, s tem pa se razpoke povečujejo in postajajo vedno bolj prevodne. Podobno
je tudi pri dolcih, kjer se korozija pogosto usmerja vzdolž pretrte kamnine z veliko
specifično površino. Poleg tega pa deluje še denudacija, ki sproti odstranjuje preperelino.
Odstranjevanje prepereline mora biti relativno hitrejše od njenega nastajanja, da je sistem
nelinearen (Phillips 2005b). Posledica takšnega razvoja je divergenca ali razčlenjeno
površje, kar je lepo vidno na severni strani Žibrš.
Vzemimo, da je geomorfni sistem nelinearen in da v njem deluje n komponent ali
spremenljivk xi, kot so tektonika, litološka sestava, relief ali podnebje. Vedenje vsake
spremenljivke v času je funkcija različnih dejavnikov. Opišemo ga kot n-dimenzionalni
prostor z diferencialno enačbo, kjer vsak xi predstavlja določeno spremenljivko ali
naravnogeografski dejavnik, s črko c pa je označena intenzivnost ustreznih procesov
(Phillips 1995a, 60):
dx1/dt = f1(x1, x2, …, xn; c1, c2, …, cm)
dx2/dt = f2(x1, x2, …, xn; c1, c2, …, cm)
…
dxn/dt = fn(x1, x2, …, xn; c1, c2, …, cm).
Temeljno vprašanje je, ali se višinske razlike sčasoma povečujejo ali ne. Občutljivost na
začetne razlike, tendenco k divergenci in stopnjo sprememb v nelinearnih dinamičnih
sistemih merimo z Lyapunovovimi eksponenti (λ1, λ2, …, λn). V geomorfologiji običajno
ne moremo opazovati celega niza spremenljivk in se pogosto zadovoljimo z eno, to je
nadmorsko višino. Velja enačba Δt = Δ
0 eλt, kjer sta Δt in Δ0 spremembi med stanjem
sistema v času 0 in času t. Sistem je konstanten, če je λ enak nič, če pa je Lyapunovov
eksponent negativen, stanji konvergirata. Pri pozitivnem eksponentu prihaja do
eksponentne divergence, kar je znak nestabilnosti, kaotičnega razvoja. Hitrost razvoja
kaotičnega sistema določa največji eksponent λ1 = ln d(t) – lnC. Z zmanjševanjem
višinskih razlik bi bil prvi člen enačbe (ln d(t)) manjši od začetnih razlik (C), s čimer bi
dobili negativen Lyapunovov eksponent. Če relief s časom narašča, do pozitivnih vrednosti
narašča tudi λ1.

70
Preglednica 15: Deset možnih načinov razvoja reliefa glede na kaotičnost (Phillips 1995a, 61)
stabilno (S)
nestabilno ali kaotično (K)
S1: Uravnano površje z enakomerno stopnjo
zniževanja ali dviga [h
i
(t) = h
j
(t); Δh
i
= Δh
j
].
K1: Uravnano površje z razlikami v stopnji erozije, odlaganja ali
dviganja [hi(t) = hj(t); Δhi
≠
Δhj].
S2: Na obeh mestih poteka erozija, ki je močnejša na
prvotno višji legi (primer: pobočni procesi, ki so
intenzivnejši zgoraj kot spodaj).
K2: Na obeh mestih poteka erozija, ki je močnejša v prvotno nižji
legi (primer: vrezovanje vodotoka je intenzivnejše kot erozija na
pobočjih). Stanje traja, dokler hitreje vrezujoči se nižji del ne
doseže erozijske baze.
S3: Obe mesti se dvigujeta, prvotno višja lega se
dviguje počasneje (primer: tektonski dvig ozemlja z
odlaganjem gradiva v nižji legi, kar tam poveča
dvig).
K3: Obe mesti se dvigujeta, prvotno višja lega se dviguje hitreje
kot nižja (primer: grudasto prelamljanje). Stanje traja dokler se
območje dviguje.
S4: Erozija v prvotno višji legi in dviganje površja v
prvotno nižji legi (primer: erozija sedimenta iz
zgornje v nižjo lego, kjer se odlaga).
K4: Dvig je v prvotno višji legi hitrejši kot spodaj (primer:
vrezovanje rek med epirogenezo). Stanje traja dokler traja dvig
območja ali drugi zunanji dejavnik.
S5: Prvotno višja lega ostaja nespremenjena,
medtem ko se prvotno nižja lega dviga: prvotno
nižja lega ostaja nespremenjena, medtem ko se
prvotno višja lega znižuje (primera: višavje nad
zasipajočo se dolino; pediment pod umikajočim se
pobočjem).
K5: Prvotno višja lega ostaja nespremenjena, v prvotno nižji legi
poteka erozija: ali se prvotno višja lega dviga in je spodnja lega
stabilna (primera: stabilno višavje nad vodotokom, ki se vrezuje;
obalna ravnica pod naraščajočo obalo). Stanje je omejeno z
erozijo do ravni erozijske baze
Vsak naključno izbran par začetnih spremenljivk (nadmorska višina) v sistemu
eksponentno divergira glede na stopnjo največjega Lyapunovovega eksponenta. V enačbi
d(t) = Ce λ1t je d(t) povprečna divergenca naključno izbranega para točk v času t, C pa
konstanta za normalizacijo začetne razlike. V geomorfologiji d(t) pomeni povprečno
divergenco ali konvergenco nadmorskih višin para naključno izbranih točk v času t, C pa
izravnamo nepravilnosti začetnega reliefa. Pozitiven λ1 je posledica povečanja
kompleksnosti reliefa in topografije. Večja kot je vrednost eksponenta, hitrejše je
spreminjanje razlik nadmorskih višin. Spremembe rastejo eksponentno.
V reliefu naključno izberemo točki i in j z višinama hi in hj v času t in t + Δt. Razlike
nadmorskih višin hi – hj lahko opišemo z enačbo di, j(t+Δt) = | hi (t+Δt) – hj (t+Δt) | =
| [hi(t) + Δhi] – [hj(t) + Δhj] |. Ko velja neenačba Σdi,j (t+Δt) – Σdi,j (t) > 0, je λ1 pozitiven in
sistem kaotičen. Iz tega izpeljemo deset možnih načinov razvoja reliefa. Za prvih pet sta
značilna stabilen ali nekaotičen razvoj in zniževanje višinskih razlik med točkama, za
drugih pet pa je značilen nestabilen ali kaotičen razvoj, ki je posledica povečevanja
višinskih razlik med dvema točkama (Phillips 1995a). Na dolomitnem reliefu z dolci so
teoretično možna stanja S2 in S4 ter K2 in K5. Kaotičen razvoj je povečini odvisen od
hitrosti poglabljanja dolcev v primerjavi z okoliškimi slemeni.
Iz navedenega izhaja, da je nestabilno vsako uravnano43 površje. Majhne začetne razlike v
morfologiji, eroziji ali dviganju površja vodijo v divergentni razvoj. Dinamična
nestabilnost je značilna za rast kraških depresij, preperevanje in vrezovanje vodnih tokov
(Phillips in Walls 2004, 372).
43 To ne pomeni, da je površje čisto ravno!

71
Slika 48: Stabilen (S) in kaotičen (K, sivo) razvoj površja, opisan z nelinearnim dinamičnim modelom. S1 in
K1 prikazujeta začetno uravnano površje in nista prikazana. S črko i (abscisa) je prikazano prvotno višje
površje, s črko j (ordinata) pa prvotno nižje površje. Primerjaj s preglednico 15 (Phillips 1995a, 62).
Nelinearna je tudi zveza med naklonom pobočja ter stopnjo kraškosti in rečnosti površja. V
fluviokraškem44 porečju v Kentuckyju v ZDA ugotavljajo, da prihaja v razvoju površja do
divergence. Iz fluviokraškega površja nastajata površje z redkimi linearnimi reliefnimi
oblikami in močno rečno razrezan relief z redkimi kraškimi značilnostmi. Tipa reliefa
tekmujeta, pri tem se povečuje entropija, sistem je dinamično nestabilen ali kaotičen.
Razvoj divergentnih pokrajin je povezan s kompleksno nelinearno dinamiko. Dokazana je
bila negativna zveza med naklonom in zakraselostjo površja. Zaradi vrezovanja rečne
struge in krajevnih sprememb erozijske baze prihaja do razvoja rečnih in kraških reliefnih
oblik v neposrednem zaledju reke. Katera smer razvoja reliefa bo prevladala, je odvisno od
naklona površja. Naklon vpliva na nestabilnosti glede načina vodnega odtoka, ki je bodisi
površinski ali podzemski bodisi koncentriran ali difuzen. Takšen sistem je močno občutljiv
na majhne začetne razlike in je kaotičen (Phillips in Walls 2004, 379–380).
Za geomorfne sisteme je značilno, da:
 so nestabilni, kaotični in samo-organizirani in urejeni,
 sta urejenost in kompleksnost njihovi temeljni lastnosti, ki sta odvisni od časovne
in prostorske ravni,
 nekateri geomorfni sistemi tudi na isti prostorski in časovni delujejo samo-
organizacijsko ali pa ne,
 v eni in isti pokrajini ob istem času obstajajo nestabilni (kaotični) in stabilni
(nekaotični) pojavi,
 slednje lahko razložimo tako, da so geomorfni sistemi kompleksni nelinearni
dinamični sistemi,
 je zanje značilno, da majhne začetne razlike s časom in povečevanjem prostora
naraščajo,
 se geomorfni sistemi ne razvijajo nujno vedno nasproti večji kompleksnosti,
 se niti nestabilen niti stabilen razvoj na določenem ozemlju ne moreta nadaljevati
v neskončnost,
 so geomorfni procesi, ki delujejo na povsem različnih ravneh, neodvisni,
 kar je funkcija relativnih prostorskih in časovnih razmerij, značilnih za določen
pojav (Phillips 1999, 139–142).
44 Izraz sem dal v narekovaje zaradi dvoumnosti, saj ni jasno, ali je opredelitev morfološka ali genetska
(prim. Komac B. 2004).

72
Slika 49: Bifurkacijski diagram. Na ordinati so prikazana možna stabilna stanja sistema, na abscisi pa
bifurkacijski parameter λ. Pri λ > λ1 je za vsako vrednost λ le eno stabilno stanje, prikazano s črko (a). Vsa
stanja niso možna! Pri λ = λ1 postaneta možna dva niza stabilnih stanj (b in b'). Stanje b' je nestabilno, toda
pri λ = λ2 spet postane stabilno. Pri λ = λ3 postane veja b' znova nestabilna in pojavita se dve novi stabilni
veji. Pri λ = λ4 nestabilna veja doseže novo bifurkacijo, kjer postaneta možni dve novi stanji, ki sta prikazani
z dvema vejama. Sistem je nato ponovno nestabilen, dokler λ ne doseže vrednosti λ5 ali λ6 (Bifurcation
diagram 2005).
3. 9 Razvrščanje dolcev v skupine po različnih parametrih
Dolce sem v skupine razvrstil na dva načina. Prva razdelitev upošteva le frekvenčno
razporeditev naklonov dna dolca, druga še nekaj drugih dejavnikov, ki so pomembni za
geomorfni razvoj (Parsons 1988, 33). Dva načina sem uporabil tudi zaradi kontrole
rezultatov. Razvrščanje sem opravil s programom Statistica z Wardovo metodo in z
metodo sredin45 ter z upoštevanjem ekvlidske razdalje. Metoda sredin se od Wardovega
hierarhičnega razvrščanja v skupine razlikuje po tem, da je potrebno prej določiti število
razredov. Zato sem jo uporabil za kontrolo rezultatov prve analize.
Parsonsov predlog sem nekoliko prilagodil in nekaterih spremenljivk nisem uporabil.46
Uvedel sem nekatere nove (R5–R7). Z oznakami predstavimo velikost prereza (S), njegovo
obliko (Sh), naklon (G) in vijugavost (R):
 S1 dolžina dolca,
 S2 projekcija dolca na navpično ravnino,
 S3 projekcija dolca na vodoravno ravnino,
 S4 dolžina ravne črte, ki povezuje začetek prereza z njegovim koncem,
 S5 razdalja od slemena do mesta največjega naklona,
 S6 delež S5 v primerjavi z S1,
 Sh1 ukrivljenost vdolžnega prereza dolca,
 Sh2 lega mesta največjega naklona, izražena kot odstotek S1,
 Sh3 masa prereza,
 Sh4 oblika zgornjega dela prereza,
 G1 povprečni naklon [y = arcsin (S2/S1); y = arctan (S2/S3)],
 G2 največji naklon dna dolca,
 G3 vrednost koeficienta b v enačbi y = a + bx,
 G4 najmanjši naklon dna dolca,
 G5-G12 delež dolžine prereza po naklonskih razredih (0º, 2º, 7º, 13º, 20º, 34º,
45º, 55º, 90º),
 G13 determinacijski koeficient
 R1 število sprememb ukrivljenosti vzdolž prereza,
45 Angl.: K-means. Črka k pomeni vnaprej izbrano število skupin.
46 V seznamu so prečrtane.

73
 R3 standardna napaka ocene linearne enačbe y = a + bx,
 R4 povprečna vrednost razlike naklonov med sosednjimi segmenti
prereza oziroma vrednost S1/S4,
 R5 delež konkavnih segmentov,
 R6 delež premočrtnih segmentov,
 R7 delež konveksnih segmentov.
Oglejmo si temeljne ugotovitve. Povprečni naklon dna dolcev je 18,45º. Mediana je pri
18,18º. Povprečna izmerjena dolžina dna dolcev je 213 m (39–581 m), na horizontalno
ravnino projicirana dolžina pa 202 m (36–573 m). Povprečna višina med spodnjim delom
dolca in slemenom je 60 m (12–124 m). Najvišji naklon je povprečno na 41 % dolžine
dolca merjeno od slemena navzdol. To pomeni razdaljo 79 m.
Preglednica 16: Delež (%) naklonov v dnu dolcev po posameznih območjih po naklonskih razredih
0–2º 2–7º 7–13º 13–20º 20–34º 34–45º 45–55º 55–90º
Žibrše 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
Žibrše-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
Stiški 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
Dna dolcev so povečini konkavna. Izmed 51 izmerjenih prerezov je 36 ali 70 % konkavnih.
V vdolžni smeri prevladujejo konkavni segmenti s 43,7 % dolžine. Konveksnih segmentov
je 28,8 %, premočrtnih pa 27,6 %. Ukrivljenost se povprečno spremeni na vsake 3,7 m, v
povprečnem prerezu kar 85 krat.
Površje z naklonom 0–2º obsega povprečno komaj 1,5 % dolžin dolcev, površje z
naklonom 2–7º pa 9,6 % dolžin dolcev. Površje z naklonom 7–13º obsega povprečno 19,1
% dolžin dolcev, površje z naklonom 13–20º četrtino dolžine dolcev. Z 39,8 % je
najpogostejši naklon 20–34º. Površja z naklonom 34–45º je 4,8 %, površja z naklonom nad
45º pa 0,2 %.
Na naslednjih slikah je predstavljena frekvenčna razporeditev naklonov po območjih
preučevanja, ki so označeni z velikimi tiskanimi črkami (glej preglednico 2). Oznaka vse
pomeni frekvenčno razporeditev vseh izmerjenih naklonov, oznaka brez sp pa frekvenčno
razporeditev naklonov za dna dolcev brez upoštevanja naklona slemen in prečnih prerezov.
Dolce glede na naklone razvrstimo v dve skupini. V prvi skupini sta Žibrše in Rakitna s
prevlado naklonskega razreda 7–13º, v drugi pa ostala območja, v katerih prevladuje
naklonski razred 20–34º. Najvišji nakloni dna imajo dolci pri Poljanah, najnižjega pa dolci
v Žibršah.

74
Slika 50: Frekvenčna razporeditev naklonov po območjih preučevanja v odstotkih po naklonskih razredih.
Slika 51: Frekvenčna razporeditev naklonov po naklonskih razredih v Žibršah pri Logatcu na severni strani
slemena.
Slika 52: Frekvenčna razporeditev naklonov po naklonskih razredih v Selu pri Polhovem Gradcu.

75
Slika 53: Frekvenčna razporeditev naklonov po naklonskih razredih v Žibršah pri Logatcu na južni strani
slemena.
Slika 54: Frekvenčna razporeditev naklonov po naklonskih razredih nad vasjo Metnaj pri Stični.
Slika 55: Frekvenčna razporeditev naklonov po naklonskih razredih nad dolino Stiškega potoka pri Stični.
Slika 56: Frekvenčna razporeditev naklonov po naklonskih razredih severno od Poljan pri Stični.

76
Slika 57: Frekvenčna razporeditev naklonov po naklonskih razredih v Rakitni.
Slika 58: Frekvenčna razporeditev naklonov po naklonskih razredih na vseh območjih.
Z razvrščanjem v skupine z Wardovo metodo sem glede na zgoraj 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 preostalimi štirimi 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 četrti 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 najnižji povprečni naklon (12,7º), druga in tretja skupina imata naklon
16º, četrta in peta skupina pa 22º. Standardni odklon je pri vseh skupinah približno enaka
(7º), koeficient variacije je najvišji pri prvi skupini (54), pri drugi skupini je 45, pri tretji
44, pri peti 40 in pri četrti 30.
Glede frekvenčne razporeditve naklonov izstopa prva skupina z viškom v razredu 7–13º.
Druga in tretja skupina imata primarni višek v naklonskem razredu 20–34º, izrazit je višek

77
v naklonskem razredu 7–13º. Peta in četrta skupina imata zelo izrazit višek v naklonskem
razredu 20–34º.
Skupine se razlikujejo tudi po dolžini dolcev. Dolci v prvi skupini merijo povprečno 425
m, v drugi skupini 246 m, v tretji skupini 240 m, v četrti skupini 171 m in v peti skupini 79
m. Dolci prve skupine so najvišji (85 m), sledijo dolci druge skupine (71 m), tretje in četrte
skupine (65 m) ter pete skupine (28 m).
Najstrmejši odsek je povprečno na 40 % dolžine dolca, merjeno od slemena navzdol. Ta
odsek je najbližje slemenu v tretji skupini (6 %), sledi prva skupina, kjer leži najstrmejši
odsek na prvi četrtini dolžine dolca, sledi peta skupina z 2/5 dolžine, četrta skupina s 3/2
dolžine in druga skupina, kjer leži najstrmejši odsek na 7/10 dolžine dolca.
Po pričakovanjih prevladuje v vseh dolcih konkavna ukrivljenost. Konkavnost je najvišja v
prvi in tretji skupini dolcev (nad polovico meritev), pri katerih je premočrtnih odsekov
nekaj manj kot konveksnih. Za drugo in četrto skupino je značilna enaka raven konveksnih
in premočrtnih odsekov, konkavnih odsekov je približno 2/5. Posebej izstopa peta skupina
z najvišjimi deleži konveksnih in premočrtnih odsekov in najnižjimi vrednostmi konkavnih
odsekov (35 %).
Dolce sem razvrstil v pet skupin tudi z metodo sredin, pri kateri je potrebno določiti število
razredov, v katere naj razvrsti pojav. Zaradi primerjave metod sem izbral isto število
razredov, kot ga je program samodejno določil z Wardovo metodo.
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 četrti 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).
Prva skupina ima najnižji povprečni naklon (12º), druga skupina ima povprečni naklon 16º,
tretja skupina ima povprečni naklon 18º, peta skupina 19º in četrta skupina 21º. Standardni
odklon je pri vseh skupinah približno enaka (7º), koeficient variacije je najvišji pri prvi
skupini (58), pri drugi skupini je 43, pri tretji 38, pri peti 37 in pri četrti 42.
Tudi izračun z metodo sredin je izpostavil prvo skupino z viškom v naklonskem razredu 7–
13º. Izstopa druga skupina z viškom v naklonskem razredu 13–20º in skoraj enakim
deležem meritev v naklonskem razredu 20–34º. Podobna je frekvenčna razporeditev tretje
in pete skupine z izrazitejšim viškom v naklonskem razredu 20–34º. Ta naklonski razred je
najbolj izrazit v četrti skupini, kjer doseže 56 %, drugi naklonski razredi so manj zastopani.
Skupine se razlikujejo tudi po povprečni dolžini dolcev. Dolci v prvi skupini merijo
povprečno 448 m, v drugi skupini 251 m, v tretji skupini 218 m, v četrti skupini 112 m in v
peti skupini 170 m. Dolci prve skupine so tudi najvišji (89 m), sledijo dolci druge skupine
(69 m), tretje skupine (66 m) in pete (42 m) ter četrte skupine (50 m).
Najstrmejši odsek je povprečno na 43 % dolžine dolca, merjeno od slemena navzdol. Ta
odsek je najbližje slemenu v prvi in tretji skupini (18 %), sledita četrta in peta skupina
(51 % in 56 % dolžine) ter druga skupina, kjer leži najstrmejši odsek na 7/10 dolžine dolca.
Po pričakovanjih v vseh dolcih prevladuje konkavna ukrivljenost (45 % izmerjenih
odsekov), sledijo konveksni odseki dolcev (28 %), najmanj je konkavnih odsekov (27 %).
Konkavnost je najvišja v prvi skupini dolcev (52 %) in najnižja v peti skupini (37 %).
Konveksnost je najvišja v peti skupini in najnižja v prvi skupini. Premočrtni odseki so
najpogostejši v peti skupini, najmanj jih je v prvi skupini. Wardova metoda se je izkazala
kot primernejša, saj je bolj v skladu s stanjem v naravi, kar prikazujejo naslednje slike:

78
Slika 59: Primerjava razvrstitve dolcev glede na prilagojene Parsonsove parametre v pet skupin z Wardovo
metodo in z metodo sredin. Slike so paroma razporejene po območjih.

79
Slika 60: Primerjava razvrstitve dolcev glede na prilagojene Parsonsove parametre v pet skupin z Wardovo
metodo in z metodo sredin. Slike so paroma razporejene po območjih.

80
Slika 61: Primerjava razvrstitve dolcev glede na prilagojene Parsonsove parametre v pet skupin z Wardovo
metodo in z metodo sredin. Slike so paroma razporejene po območjih.
3. 10 Ukrivljenost dolca
Ukrivljenost površja iz podatkov o naklonih in razdaljah med merilnimi točkami
izračunamo po enačbi: Cab = [(α – β) / 0,5] . [(da + db) . 100], v kateri grški črki označujeta
naklon v radianih, d pa dolžino pobočja v dveh zaporednih segmentih a in b. Pri zveznih
meritvah jo izračunamo tudi po enačbi Cc = [100 . (Φa – Φb)] / [(0,5 . da) + dc + (0,5 . db)], v
kateri grška črka Φ označuje naklon dveh zaporednih segmentov (a in b), črka d dolžino
treh zaporednih segmentov a, b in c. Izračuna dajeta podobne rezultate (Young 1972, 143).
Konveksni in konkavni pobočni pregibi določajo krajevno erozijsko bazo in s tem vplivajo
na razvoj površja. Območje med pregiboma je od okolice povečini neodvisen sistem, saj se
reliefne oblike razvijajo od spodaj navzgor. Pobočje pod pregibom se razvija neodvisno od
pobočja nad njim (Penck 1972, 129).
Glede na naklon razdelimo pobočja v segmente, glede na ukrivljenost pa v enote. Enote
površja, v katerih potekajo enaki ali podobni procesi, homogeni po vrsti in intenzivnosti,
imenujemo morfogenetske enote. Morfogenetske enote od sosednjih ločijo zvezni pregibi
ali očitnejši prehodi ali robovi. Morfogenetske enote pokrivajo celotno površje, tako da

81
noben del ne ostane zunaj njih. Iz morfologije površja, predvsem iz razmerja med
konkavnimi in konveksnimi geomorfnimi oblikami, ter naklona sklepamo na prevladujoče
procese.
Slika 62: V zatrepu dolca nad Metnajem so številna nagnjena ali pijana drevesa posledica polzenja
prepereline. Nagnjenost je lahko tudi posledica polzenja snežne odeje po pobočju.
Poznamo konkavna, konveksna in premočrtna pobočja. Po Pencku (1972) so konkavna
pobočja stara, konveksna pa so lahko posledica recentnega povečanja erozije – primer je
npr. konveksna stopnja, nastala z bočno erozijo. Povečanje erozivnosti poveča konveksnost
pobočja tik nad vodnim tokom. Ko se pobočje postopno pomika nazaj, se tudi sprememba
počasi prenaša navzgor. Če reka sproti odnaša gradivo, nastane strma stopnja, ki obstane
le, če je reka sposobna sprotnega odnašanja gradiva. Erozija mora biti najmanj tako
intenzivna kot denudacija, bočna erozija pa najmanj tako hitra kot nastajanje konkavnega
pregiba med strmim zgornjim in položnim spodnjim delom pobočja. Če spodkopavanje
reke zastane, nastane pod steno melišče. Stena se sicer še vedno umika, vendar prav tako –
toda počasneje – narašča melišče. Po dolgem času brez erozije je strma stena le še visoko
nad gladino reke in oddaljena od nje. Sprva strmo melišče nadomesti položno pobočje. Pri
takšnem razvoju površja velja naslednje razmerje med intenzivnostjo globinske erozije (E),
intenzivnostjo denudacije na pobočju tik nad vodo (A) in naklonom pobočja ali pobočne
enote (α) glede na naklon površja, ki jo imenujemo segment: E = A / cos(α) (Penck
1972, 138).
Velja razmerje med jakostjo globinske erozije v časovni enoti (tα), obsegom bočne erozije
v časovni enoti (tα'), denudacijo oziroma umikom (enote) pobočja v enoti časa (t0) in
naklonom pobočne enote med dvema pregiboma (α), ki ga izrazimo z enačbo
t0 = tα sin (90 – α) ali tα = t0 / cosα in z enačbama t0 = tα' sinα ali tα' = t0 / sinα (Penck
1972, 144). Enačbe lahko postavimo v zvezo z eksponentnimi krivuljami, kot je opisano na
straneh 54–55.
Če je erozija usmerjena globinsko, nastane na spodnjem delu pobočja strm konveksen
pregib, ki se kot nekakšna stopnica prenaša po pobočju navzgor. Pobočne stopnje nad
pregibi se zato skrajšujejo, tiste pod njimi pa podaljšujejo. Zanimivo je, da kontinuiran
proces, npr. erozija, na pobočju povzroči nastanek pregiba, ki je nezveznost.
Intenzivnost erozije vpliva na naklon in ukrivljenost površja. Ob konstantni eroziji je
konstanten tudi naklon. Premočrtno pobočje nastane, kjer sta erozija in odnašanje v
ravnovesju.
Na konkavnih pobočjih strmi zgornji del od spodaj nadomešča položno pobočje, dokler
nima vse pobočje zmanjšanega naklona. Primer takšnega razvoja je nastanek melišč pod

82
strmimi stenami. Strmo pobočje se pomika navzgor in ohranja svoj naklon, s čimer narašča
površina novo nastalega pobočja pod njim. Navzgor napreduje tudi stik med položnim in
strmim pobočjem. Obenem se zaradi preperevanja in pobočnih procesov zmanjšuje naklon
melišča. Tudi tega sčasoma od spodaj navzgor nadomesti manj nagnjeno pobočje, vendar
je za to potreben veliko daljši čas. Umikanje pobočij je sčasoma intenzivno v večji
oddaljenosti od reke, kjer so strma pobočja. Pobočje bo sčasoma ne glede na začetni
naklon pridobilo konkaven pobočni prerez. Konveksna pobočja so navezana na konkavna
pobočja in so sekundarna. Takšen razvoj je neodvisen od podnebja (Penck 1972, 123).
Večji naklon pobočja je tudi posledica večje odpornosti kamnine glede na okolico. Zato iz
reliefne oblike ne moremo vedno sklepati na genezo. V reliefu je zapisanih le nekaj zadnjih
razvojnih faz ali celo samo zadnja razvojna faza.
Preglednica 17: Prevladujoči geomorfni procesi na pobočjih glede na ukrivljenost (Schumm 1991, 104)
konveksni enote
konkavne enote
premočrtne enote
Erozija
polzenje
nastanek erozijskih žlebičev, erozija
je najmočnejša na sredini pobočij
dežna erozija
dežna erozija
vrezovanje vodotokov
mehansko in kemično preperevanje
pobočni procesi
zmrzalno preperevanje
bočna erozija, abrazija, spodjedanje
bočna in zadenjska erozija
polzenje, najšibkejše je spodaj
globinska erozija
cevčenje47
Odlaganje
odlaganje puhlice ali vulkanskega
pepela
nastanek melišč
nastanek melišč iz različnega gradiva
z ravnovesnim naklonom
nastanek vršajev
odlaganje vulkanskih kamnin
Posamezen pobočni prerez odseva le genezo konkretnega mesta in ga ne moremo
posploševati (prim. Penck 1972, 130 in 195). Zato se lahko zelo razlikujejo tudi bližnja
območja. Primer so nekaj deset metrov oddaljena in povsem različna slemena med dolci
pri sveti Jedert v Polhograjskem hribovju (prerezi B_09s, B_11s, B_13s).
Dolec ima v zgornjem delu kratek položen in konveksen del, ki se spodaj izteče v
konkavno pobočje. Značilno zaporedje se ponavlja v vzdolžnem prerezu. Dolec nastane na
nagnjenem reliefu, vendar ne na prevelikih strminah. Njegov zgornji del je pod slemenom
ali pregibom pobočja. Z oddaljevanjem od zgornjega dela dobi dno zaradi manjše
intenzivnosti geomorfnih procesov konkavno obliko. Pogosto je v dnu dolca debela plast
prepereline, tudi prst je v dnu debelejša kot na pobočjih.
Preglednica 18: Dolci, razvrščeni v skupine glede na delež ukrivljenosti
skupina
imena 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
Dolce sem glede na ukrivljenost razvrstil v skupine s pomočjo Wardove metode
razvrščanja. Analizo sem opravil glede na delež konkavnih, konveksnih in premočrtnih
izmerjenih 1,5 m dolgih enot glede na dolžino dolcev. V prvi skupini so dolci, ki imajo 17
% konveksnih, 16 % premočrtnih in 66 % konkavnih enot. V drugi skupini so dolci s 26 %
konveksnega dna, 27 % premočrtnega dna in 46 % konkavnega dna. V tretji skupini je
47 Angl.: piping.

83
delež konveksnih enot 34 %, konkavnih enot 35 % in premočrtnih enot 37 %. V četrti
skupini imajo dolci 41 % konveksnih enot, 35 premočrtnih enot in le 24 % konkavnih enot.
Nasploh prevladujejo konkavne enote, ki obsegajo 44 % dolžine povprečnega dolca, manj
je konveksnih, ki obsegajo 29 % dolžine povprečnega dolca, in premočrtnih z 28 %.
Konkavne enote obsegajo 11–45 % dolžine povprečnega dolca, konveksne enote 16–43 %
dolžine povprečnega dolca in premočrtne enote 19–72 % dolžine povprečnega dolca.
V prvi skupini je osem dolcev. Zanje je značilen majhen delež konveksnih enot (10–19,9
%), majhen delež premočrtnih enot (20–29,9 %) in velik delež konkavnih enot (nad 60 %).
Preglednica 19: Dolžina dolcev po ukrivljenosti v prvi skupini v odstotkih
dolec
konveksne enote
premočrtne 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
Za dolce v drugi skupini je značilno, da je približno četrtina njihove dolžine konveksna,
nekaj več kot četrtina premočrtna in nekaj manj kot polovica njihove dolžine konkavna.
Preglednica 20: Dolžina dolcev po ukrivljenosti v drugi skupini v odstotkih
dolec
konveksne enote
premočrtne 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
V tretji skupini je šestnajst dolcev z izenačenim deležem konveksnih (34 %), premočrtnih
(31 %) in konkavnih (35 %) enot.

84
Preglednica 21: Dolžina dolcev po ukrivljenosti v tretji skupini v odstotkih
dolec konveksne enote premočrtne 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 četrti skupini je pet dolcev s prevlado konveksnih enot (41 %) nad premočrtnimi (35 %)
in konkavnimi (24 %).
Preglednica 22: Dolžina dolcev po ukrivljenosti v četrti skupini v odstotkih
dolec
konveksne enote
premočrtne 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 Žibršah imajo dolci na severovzhodni strani slemena pretežno konkavno dno, dolci v
jugozahodni legi pa imajo konveksnega. Konveksnost je posledica večje izrazitosti
kamninske osnove v dnu dolcev oziroma tanjše prepereline zaradi večjega naklona. Dolci
so na južni strani slemena tudi plitvejši kot na severnem pobočju. Pri Metnaju so dolci
manj konkavni. Le štirje imajo približno polovico konkavnih enot, pri dveh je njihov delež
manjši od četrtine. Dolci nad Stiškim potokom imajo zgoraj izenačen delež konveksnih,
premočrtnih in konkavnih enot, spodaj pa prevladajo konkavni. V dolcih pri Poljanah
prevladujejo konkavne (50 %) in premočrtne (30 %) enote, trije pa imajo izenačen delež
konveksnih, premočrtnih in konkavnih enot. Dna dolcev v Selu so zaradi intenzivnih
geomorfnih procesov pretežno konkavna. Dva imata nad 50 %, druga dva pa nad 60 %
konkavnih enot.

85
Slika 63: Dolci, razvrščeni v skupine z Wardovo metodo glede na delež (%) konveksnih, premočrtnih in
konkavnih enot. Povprečni deleži konveksnih, premočrtnih in konkavnih enot za posamezno skupino so v
tem vrstnem redu in ločeno s poševnico navedeni v legendi.

86
Ker s to metodo nisem mogel opredeliti genetskega pomena ukrivljenosti, saj delež vrste
ukrivljenosti nič ne pove o razporeditvi konveksnih, premočrtnih in konkavnih enot v dnu
dolca, sem za kontrolo uporabil še grafično metodo. Postopek določanja je prikazan na
sliki 64.
Slika 64: Grafični način določenja ukrivljenosti vzdolžnega prereza dolca. Takšni prerezi dolcev so prikazani
na slikah od str. 181 dalje.
Prereze dolcev sem glede na spremembe naklona razdelil na tri do osem delov, za katere
sem ugotavljal povprečno ukrivljenost oziroma spremembe naklona. Premočrtna enota ima
enakomeren naklon, konkavna enota ima večji naklon v višji legi kot v nižji legi,
konveksna enota ima z nižanjem nadmorske višine višji naklon. Dolce sem nato z
Wardovo metodo razvrstil v pet skupin ali tipov.
Preglednica 24: Število različnih tipov dolcev
tip
opis
število
I
zgoraj konveksni in spodaj konkavni dolci (konveksno-konkavni)
28
II
zgoraj konkavni in spodaj konveksni dolci (konkavno-konveksni)
12
III
zgoraj premočrtni in spodaj konkavni dolci (premočrtno-konkavni)
6
IV
zgoraj premočrtni in spodaj konveksni dolci (premočrtno-konveksni)
3
V
zgoraj konveksni in spodaj premočrtni dolci (konveksno-premočrtni)
3
V Poljanah prevladujejo dolci tipa I, ki so zgoraj konveksni, spodaj pa konkavni. To je
znak razčlenjevanja površja, s katerim gladko pobočje prehaja v dolasto–slemenasto. Dva
dolca pa sta zgoraj konkavna in spodaj konveksna.
V Žibršah prevladujejo dolci, ki so zgoraj premočrtni, spodaj pa konkavni. To je povezano
z močnejšim korozijskim delovanjem vode v nižjih legah, kjer je v dnu dolcev več
prepereline. V zgornjih delih je prst plitvejša, potek dolcev pa je neposredno povezan s
kamninsko sestavo. Dolci so bližje slemenu tudi konveksno-konkavne oblike. V nižji legi
sta dolca, ki imata zgoraj običajen konkaven prerez, spodaj pa sta konveksna. Obvisela sta
namreč nad dolcem, v katerega se stekata.

87
Slika 65: Tipi dolcev glede na ukrivljenost zgornjih dveh enot. Številka označuje število dolcev posameznega
tipa.
Dolci nad dolino Stiškega potoka so konveksno-konkavni. V osrednjem delu je dno
ponekod premočrtno.
Nad Metnajem so dolci v zgornjem delu konveksno-konkavni in premočrtno-konkavni.
Eden je premočrtno-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 različne
prereze. Le v dveh se lahko vzpostavlja ravnovesje med zniževanjem površja,
premeščanjem gradiva po pobočjih in dnu dolca ter odnašanjem gradiva v potoku. Ta dva
dolca sta konveksno-konkavna. Dva pa sta obvisela nad glavno dolino in imata konkavno-
konveksen oziroma premočrtno-konveksen prerez.
Tudi dolci na Rakitni se zelo razlikujejo drug od drugega. Eden je konveksno-konkaven,
prav tako eden konkavno-konveksen, dva pa sta celo konveksno-premočrtna. Kot kaže, so
pobočni procesi na Rakitni razmeroma šibki in ima voda poglavitno vlogo pri
preoblikovanju pobočij Novaške gore. Na kraški odtok v dnu kraškega polja bolj
neposredno navezani dolci doživljajo danes drugačen razvoj kot tisti, na katerih se je v dnu
že vzpostavilo ravnovesje.

88
Slika 66: Dolci glede na prevladujočo ukrivljenost.

89
Najpogostejši so dolci s konkavnostjo v spodnjem delu (34), manj je dolcev, ki so spodaj
konveksni (15), le trije dolci so spodaj premočrtni. V zgornjem delu je največ dolcev
konveksnih (31), dvanajst je konkavnih in devet premočrtnih. Konkavni zgornji del je
značilen za enaintrideset dolcev, konkavni spodnji del pa za dvanajst dolcev. Konveksni
zgornji del je značilen le za tri dolce, konveksni spodnji del pa za petnajst dolcev.
Ukrivljenost dolcev je tesno povezana z oblikovanostjo reliefa okolice dolcev oziroma
pobočja, na katerem so nastali kot sekundarna reliefna oblika.
Slika 67: Dolci tipa I. Prikaz je shematski, dolžina posameznih odsekov ne odgovarja dolžini v naravi,
poudarjeno je zaporedje enot.
Dolci tipa I so najpogostejši. Podobni so dolcem tipa V, le da konveksnemu zgornjemu
delu navzdol sledi konkaven del namesto premočrtnega, ki je ravnovesno pobočje. Zgornji
del je pri vseh dolcih tega tipa enoten. Največ takšnih dolcev je severno od Metnaja, pri
Selu pri Polhovem Gradcu, nad dolino Stiškega potoka in pri Poljanah pri Stični. Trije
takšni dolci so še v Žibršah. Ta tip je podoben tipu III. Razlikujeta se po zgornjem delu, za
oba je značilno konkavno pobočje pod najvišjim delom. V spodnjem delu dolca tega tipa
lahko slutimo podoben razvoj. Premočrtne enote so v ravnovesju. Te dolce oblikujejo
korozija in pobočni procesi, predvsem polzenje in občasni usadi ali zemeljski plazovi.

90
Slika 68: Dolci tipa II. Prikaz je shematski, dolžina posameznih odsekov ne odgovarja dolžini v naravi,
poudarjeno je zaporedje enot.
Za dolce tipa II je značilen 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 že v celoti prešel v konkavnega. Zgoraj je pomembno preperevanje, verjetno
tudi korozija, spodaj pa na nastanek konkavnih delov vpliva erozija. Možen je vpliv
polzenja in občasnih zemeljskih plazov. Takšni dolci so v Žibršah in na Rakitni, v Selu, pri
Metnaju in pri Poljanah.
Slika 69: Dolci tipa III. Prikaz je shematski, dolžina posameznih odsekov ne odgovarja dolžini v naravi,
poudarjeno je zaporedje enot.

91
Dolcev tipa III je le šest (A-01, A-02, C-01, C-03, F-06, F-08). Ti dolci so zgoraj
premočrtni, navzdol sledi konkavni del, temu premočrtno-konkavno-konveksni del, spodaj
je premočrtni del. Premočrten spodnji del je v ravnovesju. Morfološki vpliv recentnih
geomorfnih sprememb sega navzgor do približno polovice teh dolcev. Ponekod v spodnjih
delih je površinski vodni tok oblikoval manjšo dolino ali grapo. Višje je značilen prehod iz
zgornjega premočrtnega dela v spodnji konkavni del. Pregib je posledica porušenega
ravnovesja in vzpostavljanja novega. Temeljni geomorfni procesi sta najverjetneje korozija
in erozija spodaj. Dolci tipa III so na Žibršah in pri Poljanah pri Stični.
Slika 70: Dolci tipa IV. Prikaz je shematski, dolžina posameznih odsekov ne odgovarja dolžini v naravi,
poudarjeno je zaporedje enot.
Za dolce tipa IV je značilen premočrtni zgornji del. Ta del dolca je že uravnovešen. Pred
spremembami ga varuje konveksnost v srednjem delu, ki se navzdol nadaljuje v konkavno
oziroma premočrtno pobočje. Podobno kot za tip III je dolec tipa IV v fazi degradacije.
Dolci tipa IV so v Selu, nad dolino Stiškega potoka in pri Poljanah. Dolca v Selu in nad
dolino Stiškega potoka sta spodaj konkavna, kar je posledica erozije v dnu dolin, v kateri
se stekata dolca. Dolec v Poljanah je spodaj premočrten, še niže pa konkaven. To je
posledica povečane intenzivnosti razvoja dolca v zadnjem času, kar je posledica
zakrasevanja oziroma povečanja gradienta voda, ki se po dolcu navzdol stekajo v kotanjo
pri vasi Metnaj, od tam pa podzemno proti dolini Stiškega potoka. Možna vzroka
povečanja gradienta sta recentna tektonika ob stiškem prelomu in korozijska aktivnost
vode (prim. Smart 1988; Phillips in Walls 2004; Schlunegger in Schneider 2005).

92
Slika 71: Dolci tipa V. Prikaz je shematski, dolžina posameznih odsekov ne odgovarja dolžini v naravi,
poudarjeno je zaporedje enot.
Za dolce tipa V je značilno, da so zgoraj konveksni, v sredini premočrtni in spodaj
konkavni. V tej skupini so dolci C5, G3 in G4. Konkavnost v spodnjem delu je posledica
zadenjske erozije občasnih površinskih 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. Možen vzrok so šibki izviri, ki napajajo spodnje dele
dolcev. Premočrtni del kaže na to, da se je v osrednjem delu dolcev v pretekli dobi za
razliko od tipa I že vzpostavilo ravnovesje. Recentni procesi dolec spreminjajo in
vzpostavljajo novo ravnovesje. Dva taka dolca sta na Rakitni in eden na južni strani Žibrš.
Dolci posameznega tipa so si podobni v zgornjem delu, navzdol se razlike večajo. To je
razumljivo, saj njihova degradacija ali progradacija z različnimi procesi potekata od spodaj
navzgor. Poenostavljen prikaz najbolj primerljivih zgornjih odsekov dolcev prikazuje slika
na strani 87.
3. 11 Gradivo v dnu dolcev
Z geoelektričnimi raziskavami sem preveril predpostavko, da večja debelina prsti in
prepereline na dolomitnem površju povzročata krajevno pospešeno korozijo. Korozijsko
oblikovanje površja je odvisno predvsem od količine in načina odtekanja vode, s tem pa od
prepustnosti podlage.
Debelina prsti na dolomitnih območjih je odvisna predvsem od lege. V dolcih pri vasi Selo
nad Polhovim Gradcem, pri Dolenjem Kališču in na Kureščku je debelina prsti največja v
kotanjah, v dnu dolcev, vrtač in suhih dolin, kjer presega pol metra. Na pobočjih in
slemenih je tanjša od 10 cm. V dnu dolcev in kotanj je večja trenutna vlažnost prsti,
retencijska kapaciteta prsti pa je praviloma manjša kot na pobočjih. Iz tega izhaja, da na
vlažnost prsti najbolj vplivata lega in ekspozicija. Rastje v dnu dolcev pa je bujno zaradi
večje debeline prsti in ne zaradi njene večje retencijske kapacitete (Gabrovec 1994, 105–
107).

93
Preglednica 24: Povprečna debelina prsti in retencijska kapaciteta na različnih legah (Gabrovec 1994, 107)
povprečna debelina v cm
retencijska kapaciteta
v %
l m-2 oziroma mm
dolomitna pobočja
19
46
86
dolomitni dolci
60
44
264
vododržna pobočja
27
48
129
Pomemben pokazatelj stanja je raba tal. Dolomitna območja so manj skalnata od
apnenčastih in bolj primerna za kmetijsko obdelavo. Njive so na dolomitu pogostejše kot
na apnencu, prav tako travniki in gozdovi, na apnenčastih območjih so pogostejši pašniki.
V dnu dolcev so bile v preteklosti zaradi debelejše prsti pogosto njive, na pobočjih
travniki, ki se danes zaraščajo. Zaradi nekdanje intenzivnejše rabe obsegajo površine v
zaraščanju večji delež dolomitnih kot apnenčastih površin. Leta 1994 je bilo na dolomitnih
območjih v Sloveniji 56 % gozdov, 20 % travnikov, 10 % njiv, manj pa sadovnjakov (1 %)
in vinogradov (0,6 %). Stotino odstotka ozemlja so obsegala močvirja, štiri odstotke pa
nerodovitne površine (Gabrovec in Kladnik 1997, 40).
Slika 72: Prst na dolomitnem površju. S številko 1 je označena dolomitna podlaga, s številko 2 puhlični
pobočni nanosi, s številko 3 rendzina in s številko 4 rjava gozdna prst (Marosi 1987, 197).
Preglednica 25: Povprečna debelina prsti in retencijska kapaciteta na različnih legah (Gabrovec 1995, 57–58)
kamnina
debelina prsti v cm
naklon v stopinjah
lega
raba tal
spodnjetriasni dolomit
21
20
pobočje
travnik
triasni dolomit
41
10
pobočna polica
gozd
triasni dolomit
15
27
pobočje
gozd
triasni dolomit
0
0
vrh hriba
travnik v zaraščanju
triasni dolomit
41
8
dno dolca
travnik
triasni dolomit
20
25
pobočje dolca
travnik
triasni dolomit
33
11
dno dolca
travnik
Dne 6. 4. 200548 in 15. 4. 200549 smo v Žibršah merili električno upornost sedimentov v
dnu in na pobočjih nekaterih dolcev. Meritve smo izvajali z napravo EarthImager, ki jo
sestavljajo upravljalna enota in trije kabli s po dvajsetimi merilnimi sondami. Merilne
sonde položimo na kovinske stebričke, ki jih zabijemo v podlago na največ vsakih 6 m.
Naprava omogoča enkratne ali zaporedne meritve vzdolžnih in prečnih prerezov. Pri
meritvah sem uporabil tri metode, in sicer dipol-dipol metodo (dipdip20),
Schlumbergerjevo metodo (sch20) in Wennerjevo metodo (wenn20). Najprimernejša je
metoda sch20, metoda wenn20 je manj primerna zaradi prevelikega zaokroževanja
podatkov. Zaradi prevelike razdrobljenosti rezultatov je najmanj primerna metoda
dipdip20.
Geoelektrične meritve so primernejše kot georadarske, saj ilovica in glina, ki sta pogosti v
dnu dolcev, dušita radarski signal, kar omejuje meritve. Toda meritev z georadarjem lepše
pokaže meje med različnimi sedimenti (Živanović 2003, 184).
48 Za sodelovanje in pomoč se najlepše zahvaljujem dr. Andreju Mihevcu in sodelavcu Matiju Zornu.
49 Za sodelovanje in pomoč se najlepše zahvaljujem sodelavcu Matiju Zornu.

94
Slika 73: Merilna naprava, akumulator in kovinske palice (fotografija: Matija Zorn, 15. 4. 2005).
3. 11. 1 Metoda
Naprava pravzaprav meri električni tok v oddajni elektrodi (I) in električni tok v
sprejemnih elektrodah ter potencialno razliko (V) med dvema sprejemnima elektrodama.
Meritev poteka tako, da naprava skozi eno od merilnih sond pošlje električni signal, ki ga
druge bolj ali manj pridušenega zaznajo. Ker se postopek ponavlja, dokler signala ne
oddajo vse sonde, traja meritev 15–20 minut.
Slika 74: Elektroda je pričvrščena na kovinski stebriček (fotografija: Matija Zorn, 15. 4. 2005)
Pridobljene podatke prenesemo na računalnik, in iz njih s programskim vmesnikom na
podlagi fizikalnih predpostavk in zakonitosti izračunamo upornost gradiva v izmerjenem
prerezu do globine nekaj sto metrov. Rezultat meritev je grafični prikaz v treh slikah. Na
prvi je izmerjena navidezna normalizirana upornost (R = V / I), prikazana na logaritemski
lestvici, na drugi je izračunana navidezna upornost, na tretji sliki pa inverzna upornost.
Upornost je odvisna tudi od razdalje med elektrodami in od površine prereza (Earthimager
2003).

95
Slika 75: Na različno debelino prepereline in njeno vlažnost na pobočjih in dnu dolca opozarja barva
spomladanskega rastja. Naklon dna dolca je približno 8º. Avtomobil v dnu dolca v ozadju je približno 20 m
nižje in 100 m oddaljen. Preperelina je najdebelejša v dnu dolca, v senčni kotanji na pobočju pa je debela več
kot meter (fotografija: Blaž Komac, 6. 4. 2005).
Iz grafičnega prikaza upornosti sklepamo na njeno razporeditev in vzroke zanjo ter na
vrsto prepereline ali na sestavo podlage. Suha podlaga ima večjo upornost, vlažno gradivo
pa manjšo. Naprava je primerna za iskanje kraških jam, ugotavljanje gladine talne vode in
kamninske sestave, za iskanje zakopanih cevi, rude ipd. (EarthImager 2003).
Slika 76: Meritev v kamnolomu oziroma peskokopu smo opravili, da bi pridobili podatke o električni
upornosti matične osnove. Merilna naprava je stala v erozijskem jarku v sredini fotografije (fotografija:
Matija Zorn, 15. 4. 2005).

96
Podatke sem umeril z meritvijo globine rdeče-rjave ilovice v dnu dolca in meritvijo gole
skalnate površine, kar je prikazano na slikah 76 in 77. Značilne vrednosti električne
upornosti so prikazane v preglednici 26.
Slika 77: Rezultat meritve v kamnolomu: Trdna kamnina seže na površje na levi strani in na sredini prereza.
Na desni je kamnina preperela do globine 1 m in močno razpokana do globine 3 m. V sredini prereza je
skalni čok, ki sega do površja, levo od njega pa je trdna kamnina v globini 5 m.
Slika 78: Zaporedni prečni prerezi dna dolca, izmerjeni 6. 4. 2005 ob suhem stanju z metodo sch20.
Navpično merilo meri 1 m, vodoravno 5 m.
Preglednica 26: Interpretacija električne upornosti.
podatki iz literature (AGI 2005; Electrical methods 2005)
podatki, pridobljeni z geoelektričnimi meritvami
dolomitnega površja
snov ali gradivo
električna upornost (Ωm)
snov ali gradivo
električna upornost (Ωm)
morska voda
0,25
rdeče-rjava ilovica
0–200
ilovica
1–20
močno preperel dolomit 200–1000
glinavec
1–500
moker do vlažen pesek,
prst, preperelina
20–200
porozen apnenec, pretrta
kamnina, prelomna cona
100–1000
trden apnenec 1000–1.000.000
preperel ali močno
razpokan dolomit 1000–2500
metamorfne kamnine
50–1.000.000
razpokan dolomit 2500–3000
vulkanske kamnine
100–1.000.000
kraška jama
nad 3000
trden nerazpokan dolomit
nad 3000
3. 11. 2 Meritve
Ugotavljal sem električno upornost gradiva v dolcu v Žibršah, ki je na sliki 5 označen s
številko 1. Žibrše sem izbral za podrobno analizo zaradi večje preučenosti tamkajšnjega
območja. Prečni prerezi so bolj ilustrativni od vzdolžnih. V dolcu sem 6. 4. 2005 naredil tri
prečne prereze, prvega na 56., drugega na 76. in tretjega na 144. metru dolžine dolca.

97
Slika 79: Rdeče-rjava ilovica je v dnu dolcev 2,5 m globoko (fotografija: Matija Zorn, 15. 4. 2005).
V dnu dolca je 2,5 m rdeče-rjave ilovice, ki jo prekriva plitva prst. Plitva prst prekriva tudi
pobočja in na sliki ni vidna. Gabrovec (1990, 58) je v travnatem dnu dolca v
Polhograjskem hribovju izmeril debelino prsti 33–41 cm, na travnatem pobočju 20 cm in
na gozdnem pobočju 15–21 cm. Na gozdnati pobočni polici je bila prst debela 41 cm.
Slika 80: Meritev prečnega prereza dolca ob vlažnem 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 črna črta označuje predpostavljeno mejo med rdeče-rjavo ilovico in preperelo
kamnino, ki je sredi dolca približno 2,5 m globoko. Debelino ilovice sem ugotovil z vrtanjem. Črtkana črta
označuje predpostavljeno mejo med preperelo kamnino in močno razpokano kamnino. Polna črta označuje
predpostavljeno mejo med razpokano in močno razpokano kamnino, debela polna črta pa predpostavljeno
mejo med razpokano in nerazpokano kamnino, ugotovljeno z merjenjem električne upornosti trdne kamnine.
Navpično merilo meri 1 m, vodoravno 5 m. Električna upornost je v Ωm.
Po dolcu navzdol se debelina prepereline in globina pretrte kamnine povečujeta. To
povezujem z vedno večjo pretrtostjo kamnine. Na korozijsko občutljivost vpliva tudi vedno
večja izraženost preloma oziroma pretrtost kamnine. Preperelost kamnine v dnu dolca
namreč povezujem s prelomom, ki poteka po dnu tega dolca in vzdolž katerega je kamnina
milonitizirana (Komac 2003b, 15). Na subvertikalen prelom kaže poševen potek izolinij v
spodnjem prečnem prerezu (9). Večja debelina prepereline v spodnjem delu dolca je tudi
posledica denudacije, zaradi vmesnih dolomitnih pregrad pa je manj verjetna korazija
oziroma počasno polzenje gradiva po dnu dolca (Penck 1972, 111–118).
Ob vlažnem stanju (slika 80 zgoraj; 15. 4. 2005) je električna upornost zaradi prepojenosti
z vodo nizka tudi v globini več metrov (največ 1485 Ωm). Nizka električna upornost v

98
globini je dokaz preperelosti oziroma pretrtosti kamnine bližje površju in znak
razpokanosti kamnine v večji globini.
Z osuševanjem (slika 80 spodaj; 6. 4. 2005) se najvišja prikazana električna upornost
dvakrat poveča (največ 3180 Ωm). Ker se vlažnost ponekod – npr. v dnu dolca – ohrani
daljši čas kot drugje, pridejo v sušnih razmerah bolj do izraza razlike med posameznimi
predeli znotraj matične kamnine. Opazna je meja med pretrto in razpokano kamnino pri
upornosti približno 1000 Ωm. Kamnina je v dnu dolca pretrta oziroma močno razpokana
do globine 1–5 m. Trdna in le razpokana kamnina z upornostjo približno 2500 Ωm je 3–
7 m globoko, v dnu dolca pa sega v globino najmanj 12 m.
Slika 81: Korozijska zajeda oziroma močnejša preperelost kamnine ob straneh dolca je vidna v suhih
razmerah z metodo sch20. Navpično merilo meri 1 m, vodoravno 5 m. Električna upornost je v Ωm.
Posredni dokaz za stekanje korozivne vode po preperelini vzdolž stika prepereline in
kamnine sta poglobitvi oziroma zajedi na stiku dna s pobočji, prikazani na sliki 81.
Poglobljeno skalno dno na robovih je najverjetneje posledica pospešene korozije zaradi
združevanja tokov korozijsko aktivne vode s pobočij ter vodnih tokov, ki tečejo vzdolž
stika prepereline in matične osnove po dnu dolca. Pomembno je tudi, da se v prsti in
preperelini ustvarjajo bolj in manj prepustna območja – voda lahko nekje v globino odteka
v curku, drugje pa le pronica skozi sediment (prim.: Gams 1963b, 63; 1968, 81).
Preperelost kamnine je na pobočjih manjša kot v dnu in se povečuje z globino (prim. AGI
2005). Dvom zbuja dejstvo, da takšen rezultat prikaže le ena metoda, ki se je nasploh
izkazala kot najuporabnejša. Toda v navodilih za uporabo programa izračun ni podrobno
pojasnjen.
Korozija je najintenzivnejša v dnu dolca, čeprav je retencijska kapaciteta prsti v dnu dolca
praviloma manjša kot na pobočjih (Gabrovec 1994, 105–107). To je posledica daljšega
časa zadrževanja vode v preperelini v dnu dolca in večje pretrtosti kamnine vzdolž
preloma.
Iz slike 82 je razvidno, da se z osuševanjem električna upornost ilovice ne poveča bistveno.
To pomeni, da se vlaga v ilovici lahko zadržuje zelo dolgo. Upornost preperele in
razpokane kamnine pa se s sušenjem poveča. Preperela in razpokana kamnina je prepojena
z vodo do globine osem metrov in več. V zgornjem delu dolca, kjer je kamnina bolj
preperela, se razmere z osuševanjem oziroma ob padavinah bolj spremenijo. Električna
prevodnost v najglobljem delu ob padavinah upade od približno 8000 Ωm na približno
1000 Ωm. V dnu dolca je približno 2 m prepereline. Voda po dežju prepoji tudi najbližjo
preperelo kamnino, kar poveča globino območja z nizko električno upornostjo skoraj za
meter.
Vprašanje prepustnosti ilovice ostaja odprto in bo nanj še potrebno odgovoriti. Kot kaže,
niti ni tako pomembno za korozijsko delovanje vode v dnu dolca. Korozijsko namreč
deluje tudi voda, ki v podzemski del dna dolca doteka po pobočjih. Na veliko korozijsko
kapaciteto prenikajoče vode kaže tudi preperela kamnina v pobočnih kotanjah.
Kot rečeno, pa iz tega ne moremo sklepati na lastnosti ilovice. Na stenah Brezstrope jame
pri Povirju, ki je bila zapolnjena s sedimenti, so npr. ohranjene fasete. To je dokaz, da

99
korozija apnenčaste stene daljši čas ni preoblikovala, četudi je bila blizu površja in v stiku
s sedimenti (Mihevc 1996, 69).
Slika 82: Meritev prečnega prereza dolca ob vlažnem 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 črna črta označuje
predpostavljeno mejo med rdeče-rjavo ilovico in preperelo kamnino, ki je sredi dolca približno 2,5 m
globoko. Debelino ilovice sem ugotovil z vrtanjem. Črtkasta črta označuje predpostavljeno mejo med
preperelo kamnino in močno razpokano kamnino. Polna črta označuje predpostavljeno mejo med razpokano
in močno razpokano kamnino, debela polna črta pa predpostavljeno mejo med razpokano in nerazpokano
kamnino, ugotovljeno z merjenjem električne upornosti trdne kamnine. Navpično merilo meri 1 m,
vodoravno 5 m. Električna upornost je v Ωm.
Na podoben način sem izmeril tudi prečni prerez istega dolca v nekoliko višji legi, kar
prikazuje prerez 3 na sliki 78. Tudi ta je bil izmerjen v sušni dobi, zato je električna
upornost zelo visoka (najvišja vrednost je nad 3000 Ωm). Isti prerez sem izmeril še enkrat
po obilnih padavinah 15. 4. 2005. Slika 82 prikazuje rezultat obeh meritev.
Kotanja, ki je v dnu dolca zapolnjena z ilovico, je zgoraj (slika 82) ožja kot v nižji legi
(slika 80), kar je posledica slabše izraženosti preloma na površini.
Rdeče-rjave ilovica je v dnu dolca do 2,5 m globoko, v pobočni kotanji na desni strani
prereza pa je 1,5 m globoko. V vlažni dobi je z vodo prepojena tudi preperela kamnina pod
dnom dolca, zato je oblika kotanje, ki je nastala vzdolž preloma lepše vidna v suhi dobi.
To dokazuje vpliv korozijske aktivnosti vode, ki zastaja v ilovici. Zajeda iz bolj preperele
kamnine globini 4–5 m je usmerjena proti dnu dolca. Glede na to, da prelom, ki poteka
vzdolž tega dolca, vpada proti desni strani prereza, je zajeda verjetno posledica toka vode,
ki se podzemsko – skozi preperelo kamnino – steka proti dnu dolca ali v dno kotanje, ki je
vidna na desni strani prereza. Za natančnejšo podobo bi bilo potrebno izdelati niz prerezov.
V globini 3,5 m je na levi strani do kotanja premera 1 m, ki je najverjetneje zapolnjena z
ilovico. Ilovica je verjetno deloma tudi tektonskega izvora (Zogović 1966, 101; Zupan
1989), manj verjetno pa je bila v sedanjo lego prenesena s površja. Glede na tektonski
izvor ilovice v globini 3,5 m sklepam tudi na tektonski izvor ilovice, ki se v Žibršah
pojavlja v žepih na pobočjih in tudi na slemenu.

100
Slika 83: Električno upornost in sestavo podlage v dnu dolca smo merili z oddajno-sprejemnimi električnimi
sondami, vidna je desno na sredini (fotografija: Blaž Komac, 6. 4. 2005).
Preperela kamnina je 4–8 m globoko, trdna in nerazpokana skalna podlaga pa v prerezu ni
vidna. Na levi strani prereza je vidnih več grbin. Verjetno so to trdnejši deli kamnine, ki so
bolj odporni na kemično preperevanje. Iz njih lahko nastanejo osamelci ali grbinasto
površje.
Slika 84: Obdelava podatkov je avtomatizirana, vendar so za njihovo interpretacijo potrebne dodate raziskave
(fotografija: Matija Zorn, 15. 4. 2005).
Zgoraj opisani dolec, na katerem smo naredili več prečnih prerezov, se priključi prečno
potekajočemu dolcu, v katerem je izvir. Vzdolž tega dolca tudi poteka prelom, viden v
enem od prerezov. V vzdolžnem prerezu je na desni strani slike 85 vidno zmanjšanje
električne upornosti, ki je posledica pretrtosti kamnine ob tem prelomu. Izvir je v
razpokanem dolomitu. Kamninski blok, ki je omejen z dvema prelomoma in dolcema, je
širok približno 80 m.

101
Slika 85: Vzdolžni prerez dolca, ki poteka vzdolž manj odpornih lapornatih plasti (spodaj) in prečni prerez
čez isti dolec (zgoraj). Pikasta črna črta označuje predpostavljeno mejo med rdeče-rjavo ilovico in preperelo
kamnino, ki je sredi dolca približno 2,5 m globoko. Debelino ilovice sem ugotovil z vrtanjem. Črtkasta črta
označuje predpostavljeno mejo med preperelo kamnino in močno razpokano kamnino. Polna črta označuje
predpostavljeno mejo med razpokano in močno razpokano kamnino, debela polna črta pa predpostavljeno
mejo med razpokano in nerazpokano kamnino, ugotovljeno z merjenjem elektroprevodnosti trdne kamnine.
Navpični in vodoravni merili merita 5 m. Elektroprevodnost je v Ωm.
V prečnem prerezu, ki je dolg približno 110 m, so tri ilovnata območja, v katerih je
preperelina debela približno 3 m. Vmes so neizraziti skalni pragovi s plitvejšo ilovico.
Zgornje in spodnje ilovnato območje sta na stiku dolca s prečnima dolcema. Na sotočju
dolcev na desni je nastala akumulacija gradiva, pravi vršaj. Puščica označuje mesto, kjer
dolec prečka potoček, ki dobiva vodo v omenjenem izviru. Zanimivo je, da potoček teče
inverzno – ne po prepereli kamnini, temveč po nekoliko odpornejši podlagi. To je
povezano z že omenjeno lego izvira v razpoklinski coni in dodaten dokaz, da je ilovica
nastala in situ s korozijo. Ilovica je bila morda le deloma prenesena, in je v dnu dolca
zapolnila korozijske kotanje. Debelina prepereline v dnu dolcev je povezana tudi z
litološko sestavo oziroma vsebnostjo lapornatih sestavin, saj "... so rendzine na dolomitu
približno za polovico plitvejše kot prsti na nekarbonatnih kamninah in na lapornatih
apnencih ..." (Gabrovec 1990, 59).
Slika 86: Geološko-strukturna podoba območja z dolci in lega izvira v Dolinah v Žibršah.

102
Prečni prerez (slika 85 zgoraj) je usmerjen od jugozahoda (levo) proti severovzhodu
(desno). Na severnem pobočju je preperelina debelejša kot na južnem. Tudi to je dokaz za
krajevno pospešeno korozijo, ki je posledica daljšega časa zadrževanja vlage v prsti. Na
sušnem pobočju, obrnjenem proti jugu, je kamninska osnova dosti bližje površju (3 m). Na
desni strani dna je gradivo bolj prevodno oziroma glinasto kot na levi. To povezujem z
večjo strmino severnega pobočja, od koder površinska voda spira gradivo v dno dolca.
Poleg tega je severno pobočje (desno) porašča travnik v zaraščanju, na južnem pobočju
(levo) pa je gozd.
Kartiranje (Komac 2003b, 15) in geoelektrične raziskave površja v Žibršah dokazujejo, da
so nekateri dolci (označeni z rumeno) usmerjeni vzdolž prelomov, kjer je kamnina pretrta
in manj odporna (rdeče). Drugi dolci so usmerjeni vzdolž manj odpornih lapornatih plasti,
ki vpadajo v pobočje (zeleno). Ker prelomi potekajo prečno na kaminsko sestavo, dolci
razčlenjujejo površje v obliki mreže. Stalen izvir je nastal zaradi zajezitve ob klinastem
stiku neprepustne tektonizirane kamnine in prav tako neprepustnih lapornatih kamninskih
plasti.

103
4 Geneza dolca
Vse dosedanje ugotovitve kažejo, da je dolec kvartarna reliefna oblika. Vprašanje je, ali je
pleistocenske ali holocenske starosti. Pogosta je razlaga, da je dolec periglacialna reliefna
oblika, toda dolec lahko nastane tudi z drugačnimi geomorfnimi procesi (Embleton in King
1975, 16) in je recentna reliefna oblika.
4. 1 Dolec – periglacialna reliefna oblika?
Izraz periglacialni je v geomorfološko literaturo leta 1909 uvedel W. Lozinski. Z njim je
opredelil območje v bližini pleistocenskih ledenikov in podnebne razmere, ki so bile zanj
značilne. Danes povečini soglašamo, da so periglacialni pojavi ne glede na sedanjo lego ali
čas nastanka povezani s hladnim podnebjem s povprečno letno temperaturo –15 do –1º C
in 120–1400 mm letne količine padavin, intenzivnimi pobočnimi procesi, šibkim
delovanjem vode in permafrostom (Cook 1959, 22; Embleton in King 1975, 2).
Preglednica 27: Klasifikacija periglacialnih procesov in pojavov (Cook 1959, 25)
proces
reliefna oblika
krioturbacija zaradi izmeničnega zmrzovanja in taljenja
deformacija plasti, zemeljske ledne oblike (poligonalna
tla)
delovanje vode
asimetrične doline, nastale na južnih ekspozicijah, in suhe
doline, nastale z erozijo nad stalno zamrznjenimi tlemi
delovanje vetra
puhlica, peščene sipine
pobočni procesi, soliflukcija
vršaji, usmerjena jezera, periglacialni dolci
sneg
vdolbine, nastale zaradi snežne erozije, izmeničnega
zmrzovanja in taljenja ter soliflukcije
led
ledni nasipi

104
V periglacialnih razmerah denudacija prevlada nad erozijo zaradi manjše količine padavin
ter izmeničnega zmrzovanja in taljenja podlage (Pécsi 1964, 35). Najpomembnejši
periglacialni proces je zmrzalno preperevanje, ki je posledica ponavljajočega se zaporedja
zmrzovanja in taljenja ledu ali snega. Do taljenja ledu pride zaradi sončnega obsevanja pri
temperaturi zraka nižji od 0º C. Voda, ki nastane pri taljenju snega, namaka podlago in
pospeši preperevanje. Pomembna je dolžina obdobja, v katerem temperatura prehaja čez
ledišče. V kraju Resolute50 v Kanadi je to obdobje kratko ter omejeno na pomlad in jesen,
v Hornsundu51 na Spitzbergih pa traja skoraj pol leta. Zmrzalno preperevanje zaradi obilne
produkcije gradiva sčasoma oslabi, saj nekaj metrov debela preperelina zaščiti podlago. V
takih razmerah poteka kemično preperevanje, ki mu je podvržen preperel dolomit, vendar
je korozija počasna zaradi manjše prekritosti površja s prstjo in rastjem. Posledica
intenzivnega preperevanja je obilno sproščanje gradiva in njegovo nasipanje v nižjih legah
(Embleton in King 1975, 4–11).
Slika 87: Vpliv površinskih geomorfnih procesov na razvoj pobočij v flišnih Karpatih (Young 1972, 243;
prirejeno po: Starkel 1966).
LEGENDA K SLIKI
A: Spremenljivost stopnje transporta z oddaljenostjo od slemena.
T1: Pobočja v toplem in polsušnem podnebju zgornjega pliocena.
T2: Pobočja v periglacialnem podnebju kvartarja.
Z1: Območje največjega odnašanja v hladnem podnebju.
Z2: Območje največjega odnašanja v toplem polsušnem podnebju.
B: Razvoj pobočja.
P: Začetno pobočje.
P1: Prerez pobočja, značilen za zgornjepliocenski razvoj.
P2: Prerez pobočja, značilen za kvartarni razvoj.
R: Odporna kamnina.
Drugi pomembni procesi so še sortiranje gradiva, nastanek lednih klinov in s tem
povezanih strukturnih tal ter zbiranje gradiva na površju v značilnih vzorcih. Pomemben je
permafrost in s tem povezani polzenje, soliflukcija in kamniti tokovi (Geografija 2001,
531).
Pomembna posledica periglacialnih procesov je obilno nasipanje gradiva v nižje lege
(Székely 1987). Na dolomitu je v Sloveniji v višjih legah v konkavnih reliefnih oblikah
skoraj povsod plast dolomitnega drobirja iz neenakomerno velikih kosov, med katerimi so
tudi večje skale. Periglacialni drobir je čist in brez organskih primesi. Debelina prepereline
je odvisna od naklona pobočij in vrste ter odpornosti kamnine. V periglacialnih razmerah
je dolomitni grušč nastajal po celotnem površju, nato je bil tudi s položnejših s pobočij
spran v dno kotanj. Posledica periglacialnih procesov so konkavna pobočja. Dolomit je na
50 Resolute leži na 74° s. g. š., 94° z. g. d.
51 Hornsund leži na 77° s. g. š., 15° z. g. d.

105
površini razpadal zaradi šibke cirkulacije zraka iz toplejše kraške notranjosti ter
menjavanja obdobij zamrzovanja in taljenja. Preoblikovanje površja zaradi produkcije
grušča na dolomitu ni seglo v večje globine. Tudi zato dolomitni relief ni tako vertikalno
razčlenjen kot apneniški. V današnjih razmerah dolomitni grušč na površini prepereva, ker
se ne odlaga več v takih količinah. Na Trnovskem gozdu je recentno preperevanje seglo do
pol metra v globino (Habič 1968, 165 in 167).
Intenzivni geomorfni procesi so zlasti v prisojnih legah poudarili litološko raznolikost in
pretrtost dolomita. Periglacialna dolomitni in apneniški grušč sta na južnih pobočjih
Jelovice, okrog številnih vrhov v predalpskem hribovju (Porezen, Črni vrh, Blegoš).
Ostrorobato gradivo so geomorfni procesi odnašali v nižje lege. Zaradi velikega obsega teh
procesov je na pobočjih z majhnimi nakloni pogosto zelo oddaljeno od izvornega mesta
(Šifrer 1990). Gradivo se je odlagalo tudi v obliki periglacialnih vršajev, ki so pogosti v
južnih legah v Škofjeloškem in Polhograjskem hribovju, v porečju Mislinje, v Zgornji
Savinjski dolini in na južnih pobočjih Pohorja. Dokaz, da preperevanje in odnašanje
gradiva danes nista več tako intenzivna, je dejstvo, da so se vodotoki vrezali v vršaje.
Periglacialni drobir je danes običajno prekrit z 10–15 cm debelo prstjo, kar je dokaz, da gre
za posledico procesa, ki danes ne poteka več. Periglacialni drobir iz starejših obdobij
pleistocena je sprijet v brečo, mlajši je nevezan. Vršaj iz periglacialnega gradiva je nastal
pri Hotedršici. Obsežna območja nakopičenega dolomitnega drobirja sta tudi na obrobju
Črnovrškega polja in dno Zadloga. Dolomitni drobir je zasul dno Malega Polja pri Colu ter
Trohovo ravan, podolje pri Škratovšah in globel pri Planini na Vojskem. Dolomitni drobir
je tudi v Čepovanskem dolu, kjer so periglacialni procesi oblikovali dolomitni relief med
Dolom in Vrati z značilnimi grbinami (Habič 1968, 56 in 169).
Sezonsko površinsko odtekanje vode traja, dokler se ne v prsti in preperelini ni do
določene globine stalil led. Taljenje je potekalo zelo hitro. Če je bila matična podlaga blizu
površja, je voda odstranila vso preperelino, razgalila pobočja in gradivo sprala v nižje lege,
pri tem so nastala značilna konkavna pobočja. V višjih legah je nasipanje gradiva uravnalo
dna dolin, dolcev, kraških polj in drugih kotanj. Do uravnavanja kotanj je prišlo na
Vojskem (Trohova ravan) in v Trnovskem gozdu, Zadlogu, Planinski Zagori, Ravniku,
Križni gori in nad Čepovanom, ter na Blokah, pri Prezidu in na Babnem polju, pri Rakeku
in Colu. Na Vojskem so v sedimentu krioturbatni pojavi (Habič 1968, 168–169).
Zaradi prevlade mehanskega preperevanja v tem obdobju so se hitreje zniževala območja
iz manj odpornih kamnin. Na dolomitnih območjih je prišlo do diferenciacije, ki je
posledica intenzivnih procesov zaradi razlik v litološki in strukturni sestavi Dolomiti so
litološko zelo raznoliki in različno odporni na preperevanje. Odpornost običajno zmanjšata
stopnja dolomitiziranosti in zrnavost. Takšen je npr. cordevolski dolomit. Odpornost
zmanjšajo vsebnost glinenih ali meljastih delcev in litološki prehodi v laporovec. Plastoviti
glavni dolomit je v zgornjem delu litološkega stolpca odporen, spodaj je njegova odpornost
manjša zaradi vmesnih laporastih plasti. Odpornost dolomita močno zmanjšajo še prelomi,
vzdolž katerih je kamnina razpokana ali pretrta (Radinja 1972, 251; Šifrer 1983, 146–147;
Šifrer 1990).
Ugotovljeno je, da tudi majhne začetne razlike v nadmorski višini ali kamninski sestavi
pomembno vplivajo na razvoj površja. Relativne razlike v oblikovanosti površja pa se
pogosto ohranjajo kljub spremenljivim zunanjim dejavnikom (Marosi 1987, 201).
Na stiku dolomitnih in apnenčastih območjih so v pleistocenu zaradi produkcije
prepereline ter njene zamrznjenosti vode pogosto odnašale dolomitni drobir na sosednja
apnenčasta območja. Vodotoki z dolomita so na ta način podaljševali svoj tok po
prepustnem apnencu. Pleistocenski ponori na kontaktnem krasu so zato na Idrijskem (Čar
1974), v okolici Čepovana, na Črnem Vrhu ali v Zadlogu odmaknjeni od litološkega stika
(Gams 1966, 1986c, 1993; Janež s sod. 1997). Kjer je apnenec na stiku dolomita in

106
apnenca prekrit z dolomitnim drobirjem, so na zakritem krasu nastale aluvialne vrtače ali
rupe, v katerih v današnjih razmerah zakrasevanje hitro napreduje (Habič 1968, 51).
Eden od najpomembnejših oblikotvornih procesov za nastanek periglacialnega dolca je
soliflukcija. Gre za tok z vodo prepojenega gradiva, ki se zaradi težnosti in nasičenosti z
vodo premika po zamrznjeni podlagi permafrosta po pobočju navzdol. Poteka s hitrostjo 5–
10 cm a-1 in je pomemben preoblikovalni dejavnik površja. S soliflukcijo lahko nastanejo
različne konkavne in dolinaste reliefne oblike (Geomorphologie 2004). Konkavne snežne
vdolbine52 nastanejo zaradi taljenja snega in povečane vlažnosti, ki vpliva na krajevno
različen učinek preperevanja in denudacije. Preperevanje seže globoko zaradi velikih
temperaturnih amplitud. Ker je podlaga ob taljenju snega in ledu razmočena, je velika
možnost nastanka pobočnih procesov. Nanje močno vpliva vlažnosti, zato npr. soliflukcija
poteka že pri 2o naklona, pri 6o je zelo intenzivna. Naklon dna periglacialnih dolcev je
običajno večji (Demek s sod. 1972).
Vbočene reliefne oblike, polkrožne kotanje in dolinaste oblike nastanejo na pobočjih
potem, ko je bila zaradi taljenja talnega ledu s soliflukcijo v kratkem času s pobočij
odstranjena preperelina. Led pride na površje zaradi spodjedanja vodotoka in se pri tem
stali zaradi insolacije. Taljenju ledu znova sledijo premiki prepereline. Hiter geomorfni
proces najprej vodi do nastanka polkrožne zajede s ploskim dnom in strmimi pobočji.
Vanjo še naprej doteka blato, nastalo zaradi taljenja ledu. Viskozno gradivo se pomika s
soliflukcijo, bolj mobilno pa v obliki počasnih blatnih tokov z značilno grudasto površino.
Takšni tokovi gradiva, ki so aktivni v toplem delu leta, imajo veliko transportno in
erozijsko moč, zato se vrežejo v podlago in na pobočjih ustvarijo kotanje. V nižje lege
prenesejo obilo gradiva (Lamothe in St-Onge 1961).
Toda periglacialni procesi ne spremenijo povsem podobe pokrajine, kot npr. ledeniški,
temveč jo le bolj ali manj preoblikujejo. Periglacialno površje ima v temeljih še vedno
značilnosti rečnega površja. Doline, ki so prvotno nastale z erozijo, so se zaradi
spremembe mehanizma transporta gradiva razširile in poplitvile. Na dolomitnih območjih
so namesto linearnih dolin nastali dolci. Po tej interpretaciji bi morali dolci po otoplitvi
znova prevzeti funkcijo združevanja površinskih vodnih tokov oziroma bi se morali
pretvoriti v doline.
"... Nastanek dolcev v recentnih arktičnih razmerah v vzhodni Sibiriji sta
opisala Czudek in Demek.53 Motnja v temperaturnem ravnovesju povzroči
selektivno taljenje lednih klinov. S termoerozijo nastanejo majhni jarki, gradivo
pa se po pobočju navzdol s soliflukcijo premika vanje, kakor hitro je bilo
odstranjeno vzdolž jarkov, s čimer se ohranja plitev prečni prerez reliefne
oblike ..." (Embleton in King 1975, 16).
V srednji Evropi so s soliflukcijo in močno denudacijo nastali prek 100 m dolgi dolci.
Procese je okrepilo vsakokratno taljenje snega (Geomorphologie 2004).
Zato ni nenavadno, da ustaljena raba tujih ustreznikov izraza dolec pomeni periglacialno
reliefno obliko (Tuckfield 1986). Periglacialni dolec nastane z zmrzovanjem in taljenjem,
dežno-snežno erozijo, s soliflukcijo in z erozijo snežnih krp ali nivacijo.54 Ker na nastanek
periglacialnega dolca močno vpliva podnebje, lahko nastane na različni podlagi, npr. na
granitu, apnencu, kredi, laporovcu, puhlici, prodnih terasah ali glini. Dokaz povezanosti
nastanka dolcev s periglacialnimi razmerami je dejstvo, da
52 Angl.: nivation hollow.
53 Czudek, T., Demek, J. 1973a: Die Talasymmetrie im Nordteil der Moravská Brána. Acta Sci. Nat. Brno. 7,
1–48 (citirano po Embleton in King 1975, 16).
54 Angl.: nivation, snow patch erosion. Izraz označuje preperevanje kamnine pod snegom in v njegovi okolici
zaradi izmeničnega zmrzovanja in taljenja podlage, prodiranja vode v globino in lednih klinov v kombinaciji
s pobočnimi procesi.

107
"... derazijske in erozijske doline niso povezane le z določeno vrsto
kamnine. Dolci torej niso kamninsko-morfološki temveč bolj podnebno-
morfološki pojav. Najdemo jih na granitu, dolomitu, terciarnem apnencu,
vulkanskih kamninah, puhlici, pesku, glini ali produ. Najpogosteje nastanejo na
pobočjih, a tudi na ravnih površinah, kot so terase. Ponekod v madžarskem
hribovju dolci obsegajo več kot polovico površja ..." (Pécsi 1964, 40).
Pri razlagi geneze periglacialnih dolcev je potrebna pazljivost. M. Boyé je leta 1950 na
Grenlandiji ugotovil, da soliflukcijske doline55 niso nastale z delovanjem vodotokov,
temveč z zmrzalnim preperevanjem, ki je bilo intenzivnejše vzdolž prelomov in manj
odpornih kamninskih plasti. Nastali drobir je v nižje lege prenesla soliflukcija.
Slika 88: Širok dolec v Transdanubijskem gričevju je po slovenskih merilih že prava dolina (Pécsi 1964, 42).
Do podobnih ugotovitev je leta 1956 prišel tudi C. R. Twidale pri opisu nastanka do 10 m
globokih dolin blizu jezera Knob Lake na Labradorju. Doline imajo konkavna pobočja, ki
jih zgoraj omejuje strma stopnja z melišči.
Slika 89: Asimetričen, plitev, dolg in širok dolec z obdelovalnimi terasami na pobočjih (Pécsi 1964, 42).
J. T. Andrews je leta 1963 v istih dolinah ugotovil, da jih je zasnovalo zmrzalno
preperevanje vzdolž tektonskih linij, a vendar meni, da so starejše, in da naj bi nastale že
pred zadnjo poledenitvijo in ne po njej. Pomemben dejavnik pri njihovem nastanku med
poledenitvijo naj bi bila erozija ledeniških potokov v talilnih obdobjih.56 Na koncu ene od
dolin je ledeniški balvan, kar je posledica dejstva, da je dolino prekril led. W. Barr je leta
1969 z detajlnim geomorfološkim kartiranjem potrdil tezo, da so doline nastale s
strukturno pogojeno erozijo ledeniških potokov. Zmrzalno preperevanje naj bi tudi v
55 Franc.: vallons de gélivation.
56 Angl.: subglacial meltwater.

108
mrzlem podnebju ne bilo tako pomembno, saj poteka le ob temperaturnih prehodih čez
ledišče (Embleton in King 1975, 16–17).
Slika 90: Merjenje vlažnosti prsti pred padavinami v različnih letnih časih je dokazalo sezonske razlike.
Prikazana so območja, kjer je možnost površinskega toka ob padavinah v določenem delu leta. Pobočja so
strma in dobro drenirana, dolinsko dno pa od njih jasno omejeno (Dunne 197857; citirano po: Embleton in
Thornes 1979, 265).
Periglacialni dolci so nekaj deset metrov široki, globoki pa le nekaj metrov. Njihova
posebna značilnost je akumulacija gradiva v njihovem dnu v obliki terasastih jezikov z
naklonom 5–7o, ki se končajo s strmo konveksno stopnjo. To je akumulacija
soliflukcijskega gradiva, s katero nastane tudi ravno dno periglacialnih dolcev. Povprečna
širina dolcev v Hampshireju v Angliji na nadmorski višini 250 m je 45 m, povprečna
globina 3,5 m in povprečen naklon dna pa 10o. Povprečno razmerje med širino in globino
je 13,5 : 1 (Tuckfield 1986, 27–29).
Čeprav je soliflukcija intenziven proces, ni nujno, da bi odstranila celotno preperelino.
Pobočja s konkavnim vzdolžnim prerezom so običajno v težnostnem ravnovesju, zato
debele plasti soliflukcijskega gradiva obstanejo tudi na pobočjih z naklonom 15–18º
(Starkel 1966, 103).
Ker je soliflukcija površje le preoblikovala, je odprto vprašanje, kateri proces je povzročil
začetno diferenciacijo površja. Najverjetneje je to posledica erozije snežnih krp ali nivacije
(Tuckfield 1986, 39).
Na dolomitu so konkavna pobočja nastala s periglacialnimi procesi, predvsem soliflukcijo.
Zaradi polzenja prepereline je nastal sorazmerno dolg osrednji del pobočja glede na
konveksni zgornji in značilen spodnji konkavni del. Produkcija gradiva je bila hitrejša od
odnašanja. Pobočja s takšnim prerezom so v Trnovskem gozdu (Habič 1968, 165).
57 Dunne, T. 1978: Field studies of hillslope flow processes. V: Kirkby, M., J. 1978: Hillslope Hydrology.

109
Angleški izraz za dolec pomeni majhno plitvo dolino s konkavnim prečnim prerezom, ki je
značilna za nekatera pleistocenska periglacialna območja. V današnjih razmerah je
običajno suha, razen ob taljenju snega in močnih padavinah. V periglacialnih razmerah je
bil površinski vodni odtok povečan zaradi redkega rastja, neprepustnega permafrosta in
taljenja snega. Dno dolca običajno zapolnjuje soliflukcijsko gradivo (Embleton in King
1975, 16).
Slika 91: Polkrožno dno dolca severno od Poljan pri Stični zapolnjuje gradivo, ki so ga geomorfni procesi
prenesli s pobočij (fotografija: Blaž Komac).
V nemškem govornem območju je dolec plitka, dolga in konkavna reliefna oblika z
enakomernim strmcem, katere dno prehaja v blaga pobočja. Po ploskem ali konkavnem
dnu in pomanjkanju stalnega ali občasnega površinskega vodnega toka se razlikuje od
plitvih dolin. Povsem drugačnega nastanka so suhe doline, ki so lahko morfološko zelo
podobne. Zato ni presenetljiva trditev, da je "... ostra morfografska delitev med obema
oblikama praktično nemogoča ..." (Müllenhoff 1999). Učinke geomorfnih procesov je
težko razlikovati, saj gre v obeh primerih za premike gradiva po zamrznjenih tleh (prim.
Büdel 1953, 253).
Dolce po manjši stopnji erozije in denudacije razlikujemo od koritastih dolin, iz katerih
lahko nastanejo. V dnu dolcev se nabira gradivo, ki doteka navzdol po dnu, prav tako
prihaja v dno gradivo, ki s preperevanjem nastaja na pobočjih (Georgi in Mannes 2004).
Preglednica 28: Procesi, ki oblikujejo doline in dolinam podobne reliefne oblike (Geographie 2004)
tip doline
globinska erozija
bočna erozija
denudacija
akumulacija
vintgar
velika
komajda
komajda
komajda
V dolina
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 dolina58 ali
dolec
neznatna
komaj zaznavna –
zmerna
velika
komaj zaznavna
ravnina
neznatna
velika
komajda
neznatna – velika
Zato reliefne oblike ločimo dogovorno, npr. po velikosti. Dolec je po Semmelu (1968;
citirano po: Müllenhoff 1999) majhna, plitva in konkavna ter razpotegnjena reliefna oblika.
Suha dolina je globlja in daljša. V dnu pleistocenskih dolcev je za razliko od suhih dolin
odloženo soliflukcijsko gradivo.
Pleistocenske dolce razlikujemo tudi od tako imenovanih kulturnih dolcev (Linke 1976,
200; citirano po: Müllenhoff 1999), ki so nastali s povečano denudacijo zaradi človeških
posegov, npr. oranja. Kulturni dolci običajno nimajo periglacialnega drobirja in jih
58 Nem.: Müldental.

110
razlikujemo od pravih periglacialnih dolcev. Ti dve reliefni obliki sta povezani, saj so dna
dolcev zaradi manjšega naklona obdelana bolj kot njihova pobočja. Zaradi obdelave so bolj
občutljiva za denudacijske in erozijske procese. Raziskave o dolcih so bile do sedaj z
nekaterimi izjemami izvedene povečini na puhličnih območjih (Müllenhoff 1999).
Slika 92: Dolci na krioplanacijskih terasah, ki sta označena s krogci, in na krioplanacijskem pedimentu v
dolini Miroslávke med naseljema Nová Ves pri Pohořelicah in Vlasaticah (Czudek in Demek 1970, 103).
Dolci so pogosta reliefna na kriopedimentih. To so uravnave z naklonom dna 3–10º, ki so
nastale z erozijskim delovanjem v periglacialnih razmerah. V dolcih se zbira velika
količina vode, zato v njih potekajo intenzivni kriogeni geomorfni procesi.59 Gradivo se
premika vzdolž njihovega dna, na pobočjih pa tudi prečno nanj. Na dnu ob taljenju snega
nastajajo plitvi žlebiči, ki pa jih kmalu nato zapolni gradivo, ki spolzi s pobočij. Na strmih
skalnih pobočjih dolin, ki so deloma prekrita z ostrorobatim gruščem, so pogosti vzporedni
dolci. Na teh pobočjih je poglavitni geomorfni proces polzenje vzdolž stika z ledom,
pomembna pa sta tudi soliflukcija in zmrzalno preperevanje. Na preučevanem območju v
Sibiriji v dolini pod dolci ni bilo akumulacije gradiva (Czudek in Demek 1973b).
Dolci so nastali na krioplanacijskem pedimentu in terasah tudi v Dyjsko-Svratecký úval v
flišnih Karpatih. Kriopedimentacija je potekala na dnu dolin in vznožjih pobočij in na
krioplanacijskih terasah. S tem izrazom označujejo številne procese, npr. soliflukcijo in
žlebično erozijo, denudacijo v dolcih in bočno erozijo rek. Na ta način so z vzporednim
umikanjem na pobočjih nastale zaporedne do 10 m visoke stopnje. Vmes so 100 m široke
in 200–300 m dolge ter položne (3–11º) krioplanacijske terase. Na območju doline
Miroslávka (glej sliko na str. 110) so dolci plitvo vrezani v pobočje. Globlji dolci so na
pregibih pobočij (Czudek in Demek 1970).
59 Geomorfni procesi, ki potekajo pri nizkih temperaturah.

111
Slika 93: Derazijska vdolbina na pobočju večjega dolca (Pécsi 1964, 43).
Slika 94: Serija derazijskih vdolbin na pobočju dolca (Pécsi 1964, 43).
Tudi na Madžarskem so na pobočjih ali neravnih površinah v nadmorskih višinah 550–
1000 m nastale nekaj deset metrov široke krioplanacijske terase s strmimi zatrepi, ki jih
razčlenjujejo dolci (Geomorphologie 2004).
Dolci so rezultat različnih geomorfnih procesov in so pravzaprav prehodna reliefna oblika.
Njihova linearna oblika je povezana z linearnimi geomorfnimi procesi in delovanjem vode,
gradivo premešča tudi denudacija, pomemben oblikotvorni proces pa je tudi korozija.
Preglednica 29: Možen razvoj dolca
dolina

dolec
dolec

dolina
dolina

dolec

dolina
dolec

dolina

dolec
Velikost dolcev je povečini odvisna od orografskih razmer, zlasti od relativnih višinskih
razlik. Večina dolcev na Madžarskem je nastala v zadnji ledeni dobi, kar dokazujejo
slojeviti sedimenti na njihovih pobočjih, v katerih je mogoče videti sledove zmrzovanja in
taljenja. Konveksno dno dolcev je v današnji dobi podvrženo denudaciji ali eroziji, ki sta v
kulturnih pokrajinah posledica oranja (Pécsi 1964, 41–45).

112
Slika 95: V Polhograjskem hribovju je nad dolino Selanovega potoka pod cerkvijo sv. Jedert nastal niz
dolcev, ločenih z zaobljenimi slemeni. V enega od slemen se tik nad naplavno ravnico zajeda široka in plitva
vdolbina, prikazana desno zgoraj. Primerjaj še vzdolžni prerez slemena B_13s, ki je v dodatku (fotografija:
Blaž Komac).
4. 1. 1 Periglacialna in dolomitna območja na Slovenskem
Domneva, da naj bi dolec na dolomitu nastal v periglacialnih razmerah, izhaja iz nekaterih
morfoloških podobnosti med dolcem na dolomitu in dolcem kot periglacialno obliko. Že
zgodaj je bil izražen dvom, da so dolci na dolomitu fosilne reliefne oblike. Recentnost
dolcev na Rakitni potrjujejo občasni in stalni izviri na njihovem izteku (Gams 1968, 81).
Hladno obdobje pleistocena je trajalo od približno 75.000 let pred sedanjostjo do 11.000 let
pred sedanjostjo z najnižjo temperaturo pred 17.000 leti. V Evropi je bila povprečna letna
temperatura za 10–12º nižja od današnje, v srednji Evropi za 8–12º. V Zagrebu naj bi bila
povprečna januarska temperatura –14º C, povprečna februarska in decemberska
temperatura pa –12º C.
Slika 96: V zgornjem delu kope je viden prerez z amorfnim soliflukcijskim gradivom zapolnjenega dolca. Na
oligocenski ilovici (I) ležita avtohtona pesek in prod, ki sta ostanek erozijske dobe (II). Z oznako III sta
prikazana laminirana soliflukcijska ilovica in drobnozrnata peščena ilovica, ki sta bili podvržena zmrzali.
Dolec zapolnjujeta rjavo-rdeča preperelina, ki je s soliflukcijo prenesena rjava glinasta gozdna prst (IV-a) in
nekaj cm debela plast fosilne rdeče-rjave grudaste prsti (IV-b). S črko V je označena rjasta rjava ilovnata
prst, z oznako VI pa ilovica, ki je bila s soliflukcijo prenesena v dolec. Na vrhu je ohranjen B horizont fosilne
rdeče rjave gozdne prsti (VII). Po zapolnitvi dolca je nastopila inverzija reliefa (Pécsi 1964, 32).

113
Permafrost je bil omejen na višje lege s povprečno letno temperaturo –6o C do –8o C.
Zaradi nizkih temperatur je bila nižja tudi količina padavin. Ob maksimumu zadnje
poledenitve je v Evropi padlo 20–80 % manj padavin kot danes. V naših krajih je v gorah
padlo 40–70 % današnje količine padavin, v notranjosti le 30–40 %, pri čemer se je
količina padavin ravno tako kot danes zmanjševala proti vzhodu. Za geomorfologijo je
pomemben visok delež snežnih padavin (Šegota 1988, 381, 385, 388).
Slika 97: Fosilni dolec, ki je zatrpan s sedimenti, je v kamnolomu Eger pri Noszvaju na Madžarskem danes v
inverzni legi na vrhu pobočja. S številko 1 je označena fosilna prst oziroma "... limonitni semi-pedolit ...", s
številko 2 pa drobno plastovito soliflukcijsko gradivo. Spodaj je pogled od daleč (Pécsi 1966, 139).
V Sloveniji so bile poledenele alpske pokrajine, večina preostalega ozemlja je bila
periglacialnega s stepami in tundrami z redkim drevjem. Ledeniki so bili v Julijskih Alpah
v dolini Soče in Bohinju, v Kamniško-Savinjskih Alpah, na Pokljuki in Jelovici nad dolino
Bače, na Sorici in v zgornjem delu doline Češnjice v Selški dolini, na Ratitovcu,
Trnovskem gozdu ter na Snežniku. Ločnica večnega snega je na Snežniku in Trnovskem
gozdu potekala na (današnji) nadmorski višini 1250 m, na Ratitovcu in v Julijskih Alpah
pa na višini 1300 m. Zaradi nizke ledne ločnice se je gozdna meja pomaknila na ustrezno
nižjo raven, na nadmorsko višino približno 400 m. V pasu med takratno snežno in gozdno
mejo (400–1300 m) so prevladovali periglacialni geomorfni procesi. To je bilo območje
med ločnico večnega snega in gozdnatim območjem, ki ga omejuje julijska izoterma 10º C.

114
Slika 98: Potencialna dolomitna (rumene barve) periglacialna območja v Sloveniji, opredeljena z današnjimi
nadmorskimi višinami med 400 in 1300 m (rjave barve).
Gozd se je docela umaknil iz Škofjeloškega hribovja, kjer sta grmovno in travno rastje
prevladovala le v nizkih legah in na položnih pobočjih. S preperevanjem dolomita je
nastajalo ostrorobato in neenakomerno debelo gradivo, ki je drobnejše od trdnejšega
apnenca. Gradivo je zaradi soliflukcije ponekod v Škofjeloškem hribovju več kot kilometer
oddaljeno od izvora. Zaradi diferenciranega preperevanja in linearno usmerjenih
transportnih procesov so na strmih dolomitnih pobočjih nastale kotanjaste reliefne oblike,
medtem ko je v nižjih legah, v dnu dolcev, dolin, vrtač ali brezen, prišlo do hitrega
zasipanja z gruščem.Obilico gradiva so prenašale vode ob pomladanskih otoplitvah in
vdorih toplih zračnih mas, ko se je stalil sneg in so se odtajala globoko zamrznjena tla. V
nižjih legah so poplave povzročale globinsko in bočno erozijo.
Slika 99: Potencialna dolomitna (rumene barve) neperiglacialna območja v Sloveniji, opredeljena z
današnjimi nadmorskimi višinami nad 1300 m (rjave barve) in pod 400 m.
Posledica je izraženost strukturne zgradbe v višjih legah. Ob koncu hladnega obdobja sta
se mehansko preperevanje in denudacija v višjih legah zmanjšala, površje je prerasel gozd.
V nižjih legah je erozija prevladala nad odlaganjem. Na dolomitnih območjih je ponekod
zaradi kraškosti prevladala korozija, drugod je bila pomembna erozija. Po pleistocenu je
prišlo do poglabljanja dolin za 150–300 m, v hribovitih pokrajinah so nastala strma
pobočja (Habič 1968; Šifrer 1983; 1984; Natek 1989a).
Danes periglacialne procese opazujemo v gorskem svetu, npr. na Vojskem (Habič 1968), v
visokogorju (Šifrer 1959, 62–76; 1961; 1963) ter v dnu nekaterih kotanj in vhodih v jame,
npr. v Potočki zijalki (Mihevc 2001a), na Postojnskem in Pivškem ter pri Šoštanju (Brodar
1960) ali v Skedneni in Vranji jami (Gams 1963a, 24).
Dolomitno površje v Sloveniji obsega približno 2500 km2 (Gabrovec 1994, 8) oziroma
2964,88 km2 (Verbič 1998). Ker sta oba izračuna narejena na podlagi istega vira, to je
geološke karte v merilu 1 : 100.000, je razlika v opredelitvi površine dolomitnih območij

115
posledica razlik v opredelitvi območij, kjer se menjavajo apnenec, dolomitizirani apnenec
in dolomit, najverjetneje pa tudi generalizacije. Iz načina dela in uporabe kart izhaja, da je
natančnejša ocena Gabrovca.
Dolomitno površje v višinah 400–1300 m, ki naj bi bilo podvrženo periglacialnim
procesom, obsega približno 2200 km2 ali tri četrtine vseh dolomitnih površin. Površje
zunaj periglacialnih območij določenih glede na nadmorsko višino obsega 768 km2, od
tega je 59 km2 v višinah nad 1300 m, preostalih 709 km2 pa v višinah pod 400 m.
Preglednica 30: Površina dolomitnih območij glede na naklon površja v Sloveniji (Verbič 1998)
naklon površja (stopinje)
površina (km2)
delež površine (%)
0–9,9
1121,14
38,13
10–19,9
1043,8
35,50
20–29,9
540,63
18,39
30–39,9
206,24
7,01
40–49,9
18,69
0,64
50–59,9
4,51
0,15
60–69,9
1,51
0,05
70–79,9
1,99
0,07
80–89,9
1,69
0,06
skupaj
2940,20
100,00
Glede na nadmorsko višino bi dolci nastali na 2197 km2 dolomitnega površja. Toda že
Gabrovec (1994) je pokazal odvisnost nastanka dolcev od naklona površja. Predpostavil je,
da obsega dolomitno površje z dolci v Sloveniji približno 177 km2. Dolomitna območja je
glede na nadmorsko višino in značilnosti reliefa razdelil na štiri tipe (Gabrovec 1994, 73–
76):
 Krušljive stene in zelo krušljiva pobočja s številnimi hudourniškimi grapami
(pečevnate drti) v visokogorju Julijskih in Kamniško-Savinjskih Alp in obsegajo
približno 20 km2.
 Strma pobočja z naklonom nad 32º, ki so razčlenjena z erozijskimi jarki (melci).
Značilna so za Karavanke in predalpska hribovja (Polhograjska Grmada in Tošč,
Zasavska Sveta Gora in Ostrež) ter slovenske dinarske pokrajine (Iški vintgar,
Obkolpje). Ta tip obsega 23 km2.
 Položna dolomitna pobočja, razčlenjena z dolci, so značilnost predalpskih pokrajin,
kjer ni prevelikih strmin. V dinarskih pokrajinah, npr. v okolici Kureščka, se ta tip
prepleta z vrtačastim dolomitnim svetom z gladkimi pobočji. Ta tip dolomitnega
površja obsega 177 km2.
 Planote s plitvimi vrtačami so pogoste na jugu Slovenije. Vrtače se pojavljajo v
dolomitu z manjšo ali večjo vsebnostjo kalcijevega karbonata na jurskem ali
krednem dolomitu, ne nastajajo pa na anizijskem in cordevolskem dolomitu. Drugi
pogoj za njihov nastanek je ravno, planotasto površje, tretji pa kraško prevotljena
kamnina. Ta tip površja obsega približno 35 km2.
Dolci so pogosti na pobočjih z nakloni 20º in 25º, manj jih je na položnejših površinah in
na strmem reliefu (Gabrovec 1994, 67 in 75). Strmih površin je na slovenskem dolomitu
malo. Nad 40º ima manj kot 1 % dolomitnega površja v Sloveniji (28 km2), naklon 30–40º
ima 206 km2, naklon 20–30º pa 540 km2 ali 35 % površja. Najobsežnejša so območja z
naklonom pod 10º, ki skoraj štiri desetine dolomitnega površja v Sloveniji.

116
Preglednica 31: Površina in delež dolomitnega površja v Sloveniji glede na značilne naklone (Verbič 1998)
naklon (stopinje)
dolomitno površje v
Sloveniji (km2)
dolomitno površje v
Sloveniji (%)
dolomitno površje v
Sloveniji
(kumulativno; km
2
)
dolomitno površje v
Sloveniji
(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
Dolomitno površje v Sloveniji je povečini položnejše od 45º, 95 % površine obsegajo
območja z nakloni pod 32º. Polovica dolomitnega ozemlja ima naklon, manjši od 12º.
Sedem desetin površja ima naklone 6–32º v območju vpliva pobočnih procesov. Četrtina
površja ima naklone pod 7º, v območju manjšega delovanja pobočnih procesov. Na
območju soliflukcije 2–20º je sedem desetin ali 2050 km2 dolomitnih površin. V Sloveniji
so redke dolomitne površine z nakloni, večjimi od posipnega kota. Obsegajo komaj 134
km2 ali 4,6 % površine.
Slika 100: Površina (v km2) dolomitnega površja v Sloveniji glede na njegovo usmerjenost.
Pomemben kazalec je ekspozicija površja. Po površini prevladujejo severovzhodne in
jugozahodne lege. Na to vpliva prevlada dolomitnih območij v južni Sloveniji z značilno
dinarsko usmerjenim reliefom. Glede na celotno Slovenijo so na dolomitu za spoznanje
obsežnejše severne, severovzhodne in vzhodne lege. Manj so zastopane jugovzhodne,
južne, jugozahodne, zahodne in severozahodne lege. Največja razlika je pri severnih,
severovzhodnih, južnih in jugovzhodnih legah. Razlike so minimalne in niso bistvene.
Preglednica 32: Delež dolomitnega površja in površja v Sloveniji glede na usmerjenost (Verbič 199)
Delež površja v Sloveniji po njegovi usmerjenosti
(%)
Delež dolomitnega površja v Sloveniji 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

117
Na dolomitnih ozemljih zavzemajo štiri desetine površja jugovzhodne, južne in
jugozahodne lege, ki so bile v pleistocenu zaradi vpliva sončnega obsevanja najbolj
podvržene sezonskim pobočnim procesom (1170 km2). Približno 35 % površja zavzemajo
severne, severovzhodne in severozahodne lege (1050 km2), 11 % zahodne lege (328 km2)
in 13 % vzhodne lege (388 km2).
Slika 101: Usmerjenost pobočij v Sloveniji na 3 km2 velikih izbranih območjih z dolci, izračunana iz
digitalnega modela reliefa 25 krat 25 m.
Soliflukcija je potekala povečini v jugovzhodnih, južnih in jugozahodnih legah, na
naklonih 2–20º ter v višinah 400–1300 m. Ta proces bi zajel približno 600 km2. Dolci kot
periglacialna reliefna oblika bi glede na predpostavke lahko nastali na približno petini
dolomitnih območij v Sloveniji, v resnici so le na tretjini te površine. Celotno območje na
dolomitu v jugovzhodnih, južnih in jugozahodnih legah in v višinah med 400 in 1300 m, ki
je podvrženo pobočnim procesom, obsega večino dolomitnih površin.
Zaradi lege preučevanih območij v osrednji Sloveniji, na njih prevladuje dinarska
slemenitev in s tem jugozahodne in severovzhodne lege (slika 102).

118
Slika 102: Ekspozicija na preučevanih območjih.
Če izvzamem vpliv sončnega obsevanja in ekspozicijo ter upoštevamo le vpliv kamninske
sestave, naklona površja in nadmorsko višino, bi območje intenzivnih periglacialnih
procesov potekalo na 1552 km2 ali na nekaj več kot polovici dolomitnih površin v
Sloveniji, kar je dvainpolkrat več kot pri izračunu z upoštevanjem južnih leg.
Slika 103: Dolomitna območja v Sloveniji, prikazana z rožnato barvo, in potencialna območja periglacialnih
procesov v jugovzhodnih, južnih ter jugozahodnih legah in višinah med 400 in 1300 m z naklonom površja
med 2º in 20º, prikazana s črno barvo.
Gams (1968) v prvem opisu dolcev pri nas ugotavlja, da so dolci zelo značilni za vrhnje
dele pobočij. Gabrovec (1994, 67 in 75) njihovo pojavnost natančneje opredeli in omeni,
da so pogosti na pobočjih z nakloni 20º in 25º. Redki so na položnih površinah in na
strmem reliefu, kjer prevlada erozija. Spodnja meja naklona dna dolcev se ponekod
približa spodnji meji, kjer so še možni pobočni procesi. Če namesto prej upoštevanih meril

119
postavim domnevo, da dolci nastanejo na strmih pobočjih (6–32º), obsegajo za njihov
nastanek potencialna ugodna območja s periglacialnimi procesi v Sloveniji 660 km2.
Glede na postavljena merila bi bilo soliflukciji podvrženih 600–700 km2 dolomitnega
površja v Sloveniji, od tega ima približno tretjina površja (212 km2) naklon 20–32º,
kakršna imajo dolomitna pobočja, na katerih nastajajo dolci.
4. 2 Geomorfni procesi, ki (pre)oblikujejo dolec
4. 2. 1 Preperevanje
Kot sem že opisal v poglavju o periglacialnih procesih, je preperevanje izjemnega pomena
za preoblikovanje dolomitnega površja. Penck (1972) preperevanje razlikuje od sproščanja,
ob katerem gradivo postaja mobilno in s tem podvrženo preperevanju. Proces je
pomemben, saj je prvotni geomorfni proces, ki lahko preoblikuje površje brez stalnih
površinskih vodnih tokov, kakršno je dolomitno površje z dolci.
Preperevanje dolomita je povezano z njegovo mineralno sestavo. Dolomitizirani apnenci
so zaradi raznolike sestave "... močno razpadljivi ..." Z raztapljanjem dolomita nastaja
pesek, "… kjer dolomitne kristalčke prekriva topljivi amorfni kalcit …" (Jenko 1959, 117).
Dolomit se poliedrično kroji, pri preperevanju se s površine kamnine izlužujejo mineralna
zrna (Zupan Hajna 2003). Da dolomit prepereva na površju in v podzemlju, pri tem pa
nastajata dolomitni grušč in drobnozrnato gradivo, ki ga voda spira in prenaša v nižje lege,
ugotavlja že Zogović (1966, 101). Takšen sediment je pogost v alpskih izvirih z
dolomitnim zaledjem. Našel sem ga npr. v izviru Kladnikov60 blizu izvira Glijuna pod
Kaninskim pogorjem (Komac 2000, 2001; Kunaver in Komac 2002).
Slika 104: Zaobljena slemena nad dolci v Selu pri Polhovem Gradcu prekriva plitva prst (fotografija: Blaž
Komac).
Dolomit je podvržen tudi mehanskemu preperevanju zaradi poroznosti, plastovitosti in
pretrtosti. V naših krajih je pomembno zmrzalno preperevanje, pri katerem v velikih
količinah nastaja dolomitni grušč. Proces je bil intenziven v hladnih obdobjih pleistocena,
60 Ali: Kladenkov (Kunaver in Komac 2002).

120
danes je v Sloveniji omejen na višje lege in območja razpokanega ali pretrtega dolomita
(Šifrer 1963; Kunaver 1990a, 1990b; Zupan Hajna 2003).
Dolomit zaradi svoje sestave ni odporen na pritisk in strig. Posebno vzdolž prelomov
nastanejo različno široke prelomne cone, znotraj katerih je kamnina pretrta. Prelomna
pretrtost kamnine zmanjša njeno prepustnost, kar vpliva na razvoj površja. Manjša
prepustnost omogoči nastanek izvirov in površinski vodni tok ter poveča možnost
erozijsko-denudacijskih procesov.
Dolomit je neodporen na preperevanje, če prehaja v laporovec ali glinavec. V Žibršah pri
Logatcu potekajo številni dolci vzdolž strukturnih in litoloških lilnij. Nekateri dolci se
ravnajo po manj odpornem laporovcu in glinavcu. Zaradi razlik v odpornosti kamnine je
nastal kotanjasto-grbinast relief in relief z dolci. Manjše grbine se ravnajo po plastovitosti,
večje grbine in dolci pa sledijo prelomnim strukturam. Na sečiščih prelomov – večji so
povečini dinarsko usmerjeni – so nastale kotanje in sedla. Vzdolž prelomov potekajo
grape, erozijski žlebovi in sedla (Komac 2003b).
Raznolik dolomitni relief je posledica razlik začetnih pogojev. Ker je dolomit z vidika
občutljivosti na erozijsko-denudacijske procese nehomogena kamnina s širokim razponom
trdnosti in odpornosti, prihaja na dolomitnem reliefu močno do izraza krajevno
spremenljiva odpornost kamnine. Pogoste so grbine, dolci, kotanje in osamelci (Komac
2003a, 50).
Slika 105: Grbine na južni strani slemena Smolevca na Žibršah so povečini posledica plastovitosti
(fotografija: Blaž Komac).
4. 2. 2 Denudacija
Denudacija je pomemben recentni proces, s katerim se preperelina in zgornji sloji prsti
zaradi težnosti in vode pomikajo v nižjo lego. Kot je opisano v poglavju o periglacialnih
procesih, so denudacijskih procesi lahko temeljnega pomena za nastanek periglacialnih
dolcev.
Preperevanje dolomita ustvarja preperelinski pokrov, ki ga denudacijski procesi odnašajo v
nižje lege. Zaradi obilice gradiva se zmanjša prepustnost, voda odteka po površju, linearni
transport prevlada nad vertikalnim. Četudi je kraška kamnina, na dolomitu nastanejo
linearne reliefne oblike. Procesa sta tekmujoča, pogosto je tudi prepletanje rečnih in

121
kraških reliefnih oblik. Linearne reliefne oblike na dolomitu so v posredni zvezi z
intenzivnostjo preperevanja ter z načinom odtekanja vode. Vodni odtok je usmerjen vzdolž
stika prepereline in manj prepustne kamninske osnove. Voda je temeljni preoblikovalni
dejavnik površja. Vetrne, ledeniške in snežne reliefne oblike so povečini sekundarne.
Denudacija je odvisna od litološke in strukturne sestave, reliefa, podnebja in rastja.
Znak intenzivne denudacije je ploskovno razgaljanje površja, posledica akumulacija
gradiva v nižjih legah. Na dolomitu so pogosti nanosi periglacialnega grušča. Tako je med
Zadlogom in Črnim vrhom površje s plitvimi dolci, ki so povečini zapolnjeni z dolomitnim
periglacialnim drobirjem. V njihovem dnu ni sledov recentnih površinskih vodnih tokov
(Habič 1968, 63).
Enoletne meritve odnašanja gradiva na strmem neporaslem pobočju iz pretrtega dolomita
na slemenu Žibrš pri Logatcu so pokazale nizko odnašanje (12 t ha-1 a-1). To je sicer
štirikrat več od korozije na tem območju (3,3 t ha-1 a-1), vendar je bilo odnašanje gradiva
izmerjeno na labilnem erozijskem pobočju in ne v dnu dolca. Odnašanje poteka ob
padavinah, zaradi polzenja snega in ob taljenju zamrznjenega površja. V času opazovanj se
je v merilnem polju nabralo 26,3 kg gradiva, kar je 25 g m-2 na padavinski dogodek.
Površinsko spiranje na poraslih travnatih površinah pa je še manjše in je primerljivo z
velikostnim redom korozije. Na 45 m2 velikem erozijskem območju na razgaljenem
pretrtem strmem dolomitnem pobočju v Jevčevem grabnu v Polhograjskem hribovju sem
izmeril odnašanje 175 t ha-1 a-1, kar je zelo visoka vrednost (Komac 2003b).
V dolcih, ki so intenzivno obdelani, se pogosto zgodijo intenzivni geomorfni procesi. Na
češkem so geomorfni procesi najmočnejši spomladi, zaradi taljenja snega in ob obilnih
padavinah. Blatni tokovi lahko povsem razgalijo površje. Erozija poteka tudi pod snežno
odejo61 (Hradek 1989).
Ploskovni tok nastane na zmerno nagnjenih pobočjih po daljšem deževju, kadar dotok vode
preseže infiltracijo. Njegova hitrost je odvisna od naklona pobočij, njihove ukrivljenosti in
ovir. Na konkavnih pobočjih se koncentrira, pri čemer za nekaj razredov narasteta
erozijska in transportna sposobnost, kar vodi k večji eroziji (Fairbridge 1968, 991, Pihler
1999, 175; Hrvatin in Perko 2002).
4. 2. 3 Polzenje
Dolci južno od Metnaja razčlenjujejo pobočja doline Stiškega potoka. Na robu planote so
do 100 m široki in plitvi zatrepi dolcev kotanjaste oblike. Dolci se po strmih pobočjih
spuščajo proti Stiškemu potoku. V dnu dolcev potekajo intenzivni geomorfni procesi.
Zgoraj prevladuje preperevanje, na pobočjih so pogosti skalni odlomi, v dnu dolcev, ki ga
zapolnjuje preperelina, pa je značilen proces polzenje.
V dnu dolca E_01 sem našel nagnjen mejni kamen. Glede na lego in stanje okolice sem ga
vzel kot dokaz premika prepereline. Kljub poizvedovanju pri domačinih nisem mogel
ugotoviti starosti mejnega kamna, a domnevam, da je star vsaj 50 let. V tem času se je
gradivo premaknilo za 30 cm. Iz tega podatka, iz nagnjenosti mejnega kamna (30,25º) in iz
znane velikosti mejnega kamna (40 krat 10 krat 10 cm) sem izračunal intenzivnost
premika: približno 4 cm3 cm-1 a-1.
61 Angl.: subnival thermoerosion.

122
Slika 106: Hitrost polzenja zgornje plasti prepereline je bilo mogoče izračunati iz znane velikosti mejnega
kamna in njegovega naklona.
Količina premaknjenega gradiva, ki na debelo zapolnjuje dno dolca, je verjetno še nekoliko
večja, saj je neznan premik izhodiščne točke mejnega kamna v globini približno 20 cm. Če
bi táko polzenje trajalo milijon let, bi se premaknila ista količina gradiva, kot z usadom
prostornine 4 m3. Ker je dolec nastal v nekaj tisoč letih, lahko zatrdim, da ta proces ni
oblikotvoren.
Preglednica 33: Intenzivnost polzenja v dnu dolca E1 nad dolino Stiškega potoka
Predpostavljena starost mejnega kamna oziroma trajanje
polzenja v letih Intenzivnost polzenja (cm3 cm-1 a-1)
50 4,56
60 3,80
70 3,25
povprečno 3,87
Povprečje, izračunano iz različnih vrednosti polzenja znaša 6,8 cm3 cm-1 a-1 (N = 21) ali
4,0 cm3 cm-1 a-1, če ne upoštevamo spodnjega in zgornjega viška (Martin 2000, 3).
Domnevam, da je polzenje sekundaren proces, ki bistveno ne vpliva na oblikovanje dolcev,
saj je značilen za vsa dovolj nagnjena pobočja, ki jih prekriva preperelina. Polzenje gradiva
ni oblikotvorno, saj poteka na pobočjih in v dnu dolcev, kjer je preperelina dovolj debela.
Korazija ni pomemben geomorfni proces, saj je naklon dna dolcev večinoma premajhen.
Preperelina se kljub vlažnosti premika le blizu površja, v globini nekaj metrov pa premikov
ni.

123
Slika 107: Krivulja z dvema viškoma prikazuje vpliv podnebja na hitrost polzenja (mm a-1), krivulja z enim
viškom pa ploskovno spiranje (B – Bubnoff = 1 mm na tisoč let ali 1 m na milijon let; Parsons 1988, 54).
Dolce oblikujejo recentni geomorfni procesi. Po izračunu razlike prostornin fosilnega in
recentnega dna dolca nad Metnajem, bi dno nastalo s poglabljanjem velikosti 1,5 mm a-1
(približno 23 t ha-1) že v 2000 letih. Ker je odnašanje gradiva tako intenzivno le na
nagnjenih vinogradih ali njivah, dolce pa danes porašča gozd, je takšna intenzivnost
površinskega spiranja malo verjetna in je čas nastanka reliefne oblike daljši.
Slika 108: Mejni kamen nad dolino Stiškega potoka je zaradi polzenja nagnjen za približno 31º. Utež
naklonomera geološkega kompasa je usmerjena navpično navzdol (fotografija: Blaž Komac).

124
V dolcih pri Metnaju sem opazil, da so pobočni procesi v recentni dobi postali intenzivni in
poglobili dno dolca. Izračun razlike prostornine med nekdanjim položnim pobočjem in
mlajšim strmim pobočjem v dolcu nad vasjo Metnaj je pokazal na veliko intenzivnost
geomorfnih procesov. Razlika med ploskvama je 203 m3 pri površini 71 m2. To pomeni, da
je pri starosti 5000 let letno odnesenih približno 9 t ha-1 gradiva ali približno 4,5 t ha-1 a-1
pri starosti 10.000 let oziroma 3 t ha-1 a-1 pri starosti 15.000 let, kolikor naj bi minilo od
pleistocensko-holocenske podnebne spremembe (Hinderer 2001; citirano po Schlunegger
2002).
Slika 109: Prečna prereza severno od Metnaja (D_08 in D_09) in predpostavljeno nekdanje površje.
Vrednosti ne odstopajo bistveno od recentnih, saj je najvišja intenzivnost zniževanja
površja v velikostnem razredu erozije na neporasli prsti (Hrvatin s sod. 2005), nižji (3–4
ha-1 a-1) pa sta v velikostnem razredu povprečne recentne erozije prsti v Sloveniji (Komac
in Zorn 2005).
Slika 110: Značilne reliefne oblike glede na vrsto prevladujočih geomorfnih procesov, prikazane glede na
njihovo transportno sposobnost. Na abscisi in ordinati sta prikazani relativna višina in dolžina. Enačba f(x)
ima obliko eksponentne krivulje xm (Parsons 1988, 56).
Ob povprečni denudaciji bi bila poglobitev holocenske starosti, ob pospešenih procesih pa
tudi do polovico mlajša. Poglobitev je morda povezana s spremembami rabe tal oziroma
ogozdovanjem. Travinje je preprečevalo denudacijo, v gozdu pa pomanjkanje travne ruše
oziroma podrasti omogoča površinsko odtekanje vode in s tem erozijo. Ker pa gre za

125
zadenjsko erozijo občasnih vodnih tokov, je mogoče sklepati tudi na oživitev
koncentriranega kraškega vodnega odtoka v bližnjem dolu. Lega na pobočju ali planoti nad
dolino s površinskim vodnim tokom ali nad območjem s podzemnim odtokom je za dolce
zelo značilna.
Če prištejemo hitrost tega procesa koroziji, ki obsega na dolomitu do 3,5 t ha-1 a-1, dobimo
pri predpostavljeni starosti 10.000 let skupno zniževanje površja že za 8 t ha-1 a-1 ali
0,3 mm a-1. Realno zniževanje površja je nekoliko počasnejše, saj so pobočni procesi
odvisni od korozije, ki zagotavlja oziroma proizvaja mobilno gradivo in večinoma
(50 do 90 %) poteka v zgornjih 10 m kamnine (Zupan Hajna 2000, 30).
Majhna sprememba naklona lahko povzroči veliko spremembo v količini prenesenega
gradiva. Na ta način razložimo nastanek konveksnih zgornjih delov pobočij. Geomorfni
sistem se hitro prilagaja na spremenljive geomorfne razmere. Primer je sprememba
erozijske baze zaradi tektonike ali podnebnih sprememb (Roering s sod. 2001). Pobočni
procesi so v vlažnem podnebju najpomembnejši preoblikovalni ali genetski dejavnik pri
razvoju porečij (Schlunegger 2002) in dolcev.
4. 2. 4 Erozija
Erozija v dolcu ni pomemben geomorfni proces, saj je ruša v njegovem dnu ponavadi
sklenjena. Izjema so dolci v gozdu, kjer trava ali podrast ne varujeta podlage in dolci na
intenzivno obdelanih kmetijskih zemljiščih, kjer erozija nastopi zaradi vpliva človeka. Še
tam pa se površinski vodni tok pojavi le ob povodnjih in je samo izjemoma dovolj
koncentriran, da je sposoben erozije in transporta gradiva.
Rastje močno zmanjša hitrost vodnega toka in s tem erodibilnost. V mešanem ali listnatem
gozdu so velike spremembe glede na letni čas. V listnatem gozdu se 20–30 % vode ujame
v krošnjah, ob intenzivnih padavinah le 5–10 %. Del padavin odteče na tla po vejah in
deblih, 15 % izhlapi v ozračje, še preden doseže podlago (Pihler 1999, 175).
Primer dolomitnega erozijskega območja, za katerega pa niso značilni dolci, je dolomitni
preval Vršič (1611 m), ki ga prečka Mojstrovški prelom. Vzdolž preloma je kamnina
pretrta in je površje znižano zaradi denudacijsko-erozijskih procesov. Preval je nastal s
selektivno erozijo srednjetriasnega anizijskega dolomita, zaradi povečane specifične
površine delcev je okrepljeno kemično raztapljanje kamnine. Denudacija je intenzivna na
ovršju, kjer se erozijska žarišča širijo na račun z rušo ali travo poraslih območij. V nižjih
legah so erozijski jarki. Gradivo navzdol prenašata voda in sneg, na strmih pobočjih se
kotali ali pada. Kosi pretrtega dolomita ne zdržijo daljšega vodnega transporta in kmalu
razpadejo v pesek in melj. Zato erozijska moč vode ni velika. V dolini Velike Pišnice je
trideset erozijskih žarišč (Kunaver 1990a, 1990b).
4. 2. 5 Korazija
Nastanek dolcev62 s korazijo je predstavil Penck (1972, 111–118). Čeprav hipoteza o
nastanku dolcev na dolomitu s korazijo zaradi majhnih naklonov površja, številnih
korozijskih kotanj in skalnih pragov v dnu dolcev in zaradi nastajanja prepereline in situ
verjetno večinoma ne drži, se mi zdi proces dovolj zanimiv, da na kratko povzemam opis.
Polzenje gradiva poteka po celotnem pobočju. Gradivo se v nižjih legah zaradi drobnih
začetnih razlik v oblikovanosti podlage združuje in steka v podolgovate kotanje. Pri tem
prihaja zaradi teže gradiva in njegovega premikanja do trenja na stiku s kamninsko osnovo.
Ker je na območju koncentracije toka gradiva mehansko delovanje polzeče gmote večje
kot v okolici in ker se polzeči gmoti sproti pridružujejo delci prepereline z obrobja, postaja
ta navzdol vedno težja, kar še poveča učinek mehanskega delovanja. Na ta način v ugodnih
62 Angl.: dells.

126
razmerah na pobočju nastane dolinasta reliefna oblika ali celo dolina. Penck (1972, 112)
proces dolbenja imenuje korazija.63 Vdolbine, doline, ki so nastale na ta način, pa imenuje
korazijske doline.64 Gradivo zaradi počasnega težnostnega premikanja ni zaobljeno.
Na oblikovanje površja vplivata dva temeljna procesa, preperevanje kamnine in
denudacija. Preperevanje zagotavlja mobilnost gradiva. Intenzivnost je odvisna od
kamninske podlage, vrsta pa od podnebja. Erozijsko-denudacijski procesi so gravitacijski
procesi, na katere prav tako vplivajo lastnosti kamnine in podnebje.
S preperevanjem se kamnina prilagaja fizikalnim in kemičnim razmeram, ki vladajo na
Zemljinem površju. Zato je nujno, da je kamnina izpostavljena atmosferskim razmeram in
da se izpostavljenost ohranja. Raznoliko relief na enaki kamninski podlagi je posledica
razlik v odpornosti kamnine na določenem mestu65 in razlik v izpostavljenosti eksogenim
procesom. Rastje v preperelini zadržuje vlago, kar pospeši kemično preperevanje.
Stopnja denudacije na nekem mestu sčasoma upade zaradi povečanja debeline prepereline.
Denudacija je zato na nek način odvisna od intenzivnosti preperevanja.66
Slika 111: Vzdolžni prerez dolca v ilovnati puhlici v pokrajini Aszód. Pobočja so asimetrična. Na spodnjem
koncu dolca je nastal vršaj (Pécsi 1964, 45).
Praviloma stopnja denudacije – ne pa njena intenzivnost! – narašča z absolutno nadmorsko
višino. V višjih legah je kamnina zaradi manjše prekritosti z rastjem ob enakem
preperevanju bolj izpostavljena zunanjim procesom kot v nižjih legah. Po pobočjih navzdol
kljub manjšemu naklonu površja narašča mobilnost gradiva, kar je posledica manjšega
trenja, večjega deleža koloidnih delcev in vsebnosti vode v gmoti ter zaradi naraščanja
njene mase.
V hladnem podnebju se gradivo premika le v toplem delu leta. Voda zaradi nizke
temperature in manj koloidnih delcev obdrži sposobnost pretakanja skozi mikropore. V
majhnih količinah pronica globoko v gradivo in s tem poveča njegovo mobilnost in
povzroči pobočne procese.
63 Nem.: Korrasion; angl.: corrassion.
64 Angl.: corrasion valley.
65 To je odpornost glede na sosednje območje.
66 Penck intenzivnost denudacije definira kot "... količino mobilnega gradiva, nastalega v enoti časa..."

127
Zaradi premikanja gradiva v nižje lege in odsotnosti vodne erozije se v dnu mrtvic in suhih
dolin zbira ostrorobato gradivo, bogato s koloidi, ki doteka s pobočij. Ponekod je
preperelina razprostranjena daleč vzdolž malo nagnjenih pobočij, saj se gradivo premika
po pobočju navzdol ne glede na podnebne razmere, dokler naklon ni manjši od 2–3º.
Denudacijsko zniževanje površja in zmanjševanje naklona pobočij Penck (1972, 121)
imenuje načelo uravnavanja.67
Ker denudacija deluje na celotno površino, njeni učinki niso odvisni od intenzivnosti
procesa temveč od odpornosti podlage in hitrosti sproščanja gradiva. Gradivo, ki se sprošča
s preperevanjem, se ob primernem naklonu spontano premika po pobočju navzdol. Iz tega
izhaja ugotovitev, da na morfologijo vpliva razporeditev gradiva na pobočju, nanjo v
največji meri naklon. Na strmih pobočjih nastanejo plitve prsti s skeletnim horizontom na
površini, na blagih pobočjih pa so prsti debelejše in je na površju razvit humusni horizont.
Penck (1972) domneva, da je trenje, ki nastane na stiku premikajočega se gradiva s
podlago, eden poglavitnih procesov za nastanek plitvih in širokih suhih dolin.
Hitrost premikanja je odvisna od težnosti in mase gradiva ter se navzdol povečuje.
Korazija je ponekod celo učinkovitejša od denudacije, ki deluje po vsej površini, vendar je
povezana z intenzivnostjo preperevanja. Korazijska dolina je v morfološko lahko enaka
dolcu.
Slika 112: Dolce v Selu pri Polhovem Gradcu pod cerkvijo sv. Jederti (levo) ločijo zaobljena in s plitvo
prstjo prekrita slemena, za katere je kljub medsebojni bližini značilen različen razvoj (fotografija: Blaž
Komac).
Razlikujemo dve značilni reliefni obliki, pri katerih poteka na dnu tok gradiva:
 široke in plitve doline s kotanjastim prerezom, v katerih dno zlagoma preide v malo
nagnjena pobočja,
 ozki in strmi jarki, v katerih dno preide v pobočja v izrazitem pregibu.
V korazijskih dolinah ni stalnih površinskih vodnih tokov. Značilne so za vse podnebne
tipe z izjemo vlažnega tropskega podnebja, pogoste so v sušnem in polsušnem podnebju,
kjer je manjša transportna vloga vode. V vlažnem podnebju so redki in značilni za blag
relief, kjer je površinsko spiranje manj učinkovito od odlaganja. Značilna je akumulacija
prepereline v dnu (Penck 1972, 113).
67 Angl.: principle of flattening.

128
V vlažnem zmernotoplem podnebju nastajajo takšne reliefne oblike v povirnih delih dolin.
Schmitthenner68 je nastanek dolcev69 razlagal s skupnim delovanjem pronicajoče vode in
pobočnimi procesi. Na njihovem dnu nastajajo občasni erozijski žlebiči, ki jih kmalu po
nastanku zasuje pobočno gradivo.
V dnu korazijskih dolin so povečini vlažni travniki, ki se jih poljedelci izogibajo.
Močvirnost je posledica odlaganja drobnozrnatega gradiva, vlago vzdržuje tudi dotok vode
s pobočij. Majhen naklon dna podaljšuje čas zadrževanja vode na površju in omogoča
infiltracijo. Voda zastaja tudi v dolcih z večjim naklonom dna, kjer je vlažnost odvisna od
koloidnih delcev, ki imajo veliko infiltracijsko sposobnost. Razliko v vlažnosti dna in
pobočij lahko ugotavljamo posredno prek rastja (prim. Komac 2003b, 20).
Vloga vode pri oblikovanju površja je nesporna. Če je gradivo prepojeno z vodo, je
mobilno tudi na položnih pobočjih.70 V plitvih dolinah v bližini Carigrada se gradivo, ki je
v sušni dobi trdno in stabilno, pozimi prepoji z vodo in v obliki tokov gradiva teče po
dolinah navzdol. Na Falklandskem otočju so pogosti hitri premiki gradiva na pritokih
širokih plitvih dolin s pobočji naklona do 10º. V manj nagnjenem dolinskem dnu, kjer se
kopiči gradivo s pobočij, so pobočni procesi počasni, vendar jih pospešuje večja količina
vode v primerjavi s pobočji. V njihovem dnu nastanejo v nižjih legah vršaji, ki so nastali s
tokovi gradiva, in imajo zelo majhen naklon (Penck 1972, 107).
Stalna vlažnost gradiva v dnu poveča intenzivnost kemičnega in mehanskega preperevanja.
Korazijske doline se v povirjih vejičasto razraščajo nad rečnimi dolinami. Na strmem
površju so podobne zatrepom normalnih rečnih dolin, na strmih pobočjih nad večjimi
dolinami pa nastajajo v skupinah (Penck 1972, 115).
Plosko dno je posledica odlaganja gradiva, ki je sledilo eroziji. Posledica takšnega razvoja
je vzvratno podaljševanje dolin in nastanek novih pritokov. Struga s tekočo vodo pojavi,
kjer tok gradiva v dnu dolca doseže vodonosni horizont ali pa tam, kjer se na površini
zbere dovolj vode. V nižjih legah so ponekod široke koritaste doline z debelimi nanosi
prepereline in meandrirajočim vodotokom. Navzgor se nadaljujejo v koritaste doline brez
površinskega vodnega toka in višje preidejo v tipične korazijske doline. Takšno površje je
v Nemčiji v dolini zgornje Maine, Wörnitz nad Dinkelsbühlom in v dolini Tauber. Gradivo
je zaradi premikanja in medsebojnega trenja zaobljeno, vendar nima sledov rečnega
transporta (Penck 1972, 115).
Večina takšnih tokov gradiva se izteče v gladini talne vode v dnu rečne doline v obliki
široko razprostranjenih in malo nagnjenih vršajev. Zaradi rečne erozije običajno ne prihaja
do zastajanja gradiva, ki je značilnost sušnih območij, saj ga voda sproti odnaša. Od
intenzivnosti odnašanja gradiva je zato odvisen razvoj celotnega geomorfnega sistema, saj
je razvoj pobočij v dinamičnem ravnovesju glede na odnašanje gradiva. Odnašanje je
večje, kjer vodnatost reke ni več odvisna od nihanj gladine talne vode (Penck 1972, 116).
Götzinger (citirano po Penck 1972, 116–117) ugotavlja, da je korazija značilna za
"... kamnine, ki niso zelo odporne proti preperevanju, in za kamnine, na katere vpliva
mehansko delovanje ..." Značilna je za nižje lege, kjer je gradivo dovolj mobilno, ne poteka
na strmih pobočjih, kjer se z večanjem naklona zmanjša pritisk na podlago. Proces prav
tako ni značilen za uravnana slemena, čeprav so na debelo prekrita s preperelino. Na
takšnih mestih so dovolj mobilni le zgornji deli prepereline.
Intenzivnost korazije nikoli ne preseže intenzivnosti preperevanja. Korazija je odvisna od
količine mobilnega gradiva. V pokrajini ločimo površje s prevladujočo korazijo in erozijo,
ki ustvarjata linijske reliefne oblike, dolbeta žlebove, jarke in doline, ter površje, na
68 Die Entstehung der Stufenlandschaft. G. Z. XXVI, zvezek 7-8, 207 str.; citirano po: Penck 1972, 113.
69 Nem.: die Dellen in angl.: dells.
70 Ilovnata preperelina, značilna za dolomitna območja, je pogosto izjema, saj je slabo prepustna za vodo
(Gros 1999) in zaradi poroznosti tudi daljši čas ohranja vlažnost, kar potrjujejo geoelektrične raziskave (glej
poglavje na str. 92).

129
katerem prevladuje denudacija, ki je ploskovni proces. Povsod deluje mehansko in
kemično preperevanje, pri katerem se razkraja matična osnova in prehaja v mobilno stanje
(Penck 1972, 123).
Slika 113: Prečni in vzdolžni prerez visečega dolca v bližini železniške postaje Hévígyörk na 19. in 28.
dolžinskem metru. Opozarjam na zelo majhen naklon dna dolca, ki je nagnjen do 3º (Pécsi 1964, 46).
Prehodna območja med korazijsko-erozijskim konkavnim površjem in konveksnim
denudacijskim površjem so značilna za spodnje dele pobočij. Nižje se v dnu doline
razvijejo tokovi gradiva in vodni tokovi. V zmernotoplem podnebju si na pobočjih od
zgoraj navzdol sledijo območje denudacije, območje korazije in območje erozije. V
polsušnem podnebju ali ob taljenju snega segajo erozijski žlebiči celo do slemen. Na
reliefu z majhnim naklonom je erozija majhna zaradi infilitracije. Z vrezovanjem žlebičev,
grap in dolinic se povečuje površina pobočij, ki je podvržena denudaciji. Intenzivnost
denudacije je odvisna od razgibanosti površja (Penck 1972, 124).
Rastje ne more zaustaviti geomorfnih procesov, ki temeljijo na premikanju posameznih
delcev prepereline na vsakem dovolj nagnjenem pobočju. Ponekod so premiki prepereline
in gradiva koncentrirani ter potekajo linijsko. Površje na območjih Srednje Evrope, ki v
pleistocenu ni bilo poledenelo, naj bi se po mnenju Pencka (1972, 117) danes spreminjalo
na prav takšen način kot takrat. Sprememba podnebja naj bi vplivala le na
 premike gradiva71 in
 količino prenesenega gradiva (Penck 1972, 117–118).
Zaradi podnebnih sprememb se je spremenila prevladujoča vrsta preperevanja, kemično je
prevladalo nad mehanskim. Kamninski delci postajajo mobilni. Spremeni se sestava
premikajočega se gradiva ali vrsta premikov, naklon pobočja ostane enak. Zaradi podnebne
spremembe večji del gradiva odnese tekoča voda ali drug transportni medij (Penck
1972, 119–120).
4. 2. 6 Korozija
Voda, ki je bila prešla skozi prst, je zaradi višje vsebnosti ogljikovega dioksida sposobna
dodatne korozije karbonatne kamnine (Ford in Williams 1996, 53). Zaradi spremenljive
debeline prsti je intenzivnost korozije krajevno spremenljiva, sčasoma nastanejo plitve
vdolbine z vmesnimi hrbti, iz površja izstopijo skalni čoki. Razčlenjevanje površja je
71 Angl.: migration of material.

130
močnejše, če je odeja prsti tanka ali manj prepustna in tem večje so začetne razlike reliefa.
Korozija vpliva na drobno oblikovanost površja (Gams 1966, 59).
Korozija napada predvsem kamninske delce, ki so zaradi preperevanja že ločeni od
matične osnove. Največja je na mestu največjega pretoka vode, torej v vdolbinah na stiku
prepereline z matično osnovo. V vdolbinah se voda najdlje zadržuje.
Poglavitnemu vodnemu toku skozi preperelino po dnu dolca se pridružijo stranski dotoki s
pobočij (prim. Zámbó 1989). Voda se na pobočjih v prsti navzame ogljikovega dioksida,
vendar z njih hitro odteče. V stik s kamnino pride šele na položnem dnu kotanje ali dolca,
kjer je intenzivnost korozije največja.
Opisano predpostavko o korozijskem učinku "... pospešene korozije podtalnega
združenega toka ..." pri oblikovanju dolcev zagovarja Gams (2003, 39).
Na dolomitnih območjih je dokazana skoraj enaka kraška denudacija kot na apnencu
(Gams 1966; 1980), ki znaša pri nas 30–100 m3 km-2 a-1.
Gams (1966, 23, 36, 40, 46, 48) navaja, da imajo potočki na južnih pobočjih Nanosa in
Trnovskega gozda nadpovprečne trdote, deloma tudi zaradi dolomita. Najvišje skupne
trdote imajo vode na ozemlju med Hotedršico, Cerkniškim poljem, Ljubljanskim barjem in
Temenico ter dolinama Idrijce in Trebuše, kjer je pogost dolomit. V visokogorskih Alpah
imajo potoki z dolomita 30–50 mg l-1 MgCO3, med Hotedršico in Temenico običajno med
90–105 mg l-1 MgCO3. Paki se poveča njena skupna trdota z 18 mg l-1 na 53 mg l-1, ko pri
naselju Zgornji Dolič (Šentflorjan) teče približno 1 km po dolomitu, s čimer razložimo
nastanek podolja (Gams 1962a, 15).
Trdote naj bi bile na dolomitu višje zaradi naslednjih vzrokov (Gams 1966, 50–51; Lapanje
2000):
 dolomit je manj topen od kalcita, toda kemično bolj mobilen,
 na dolomitnih območjih je višje izhlapevanje in manjši vodni odtok, voda se daljši
čas zadržuje v preperelini,
 na dolomitu voda zaradi manjše prepustnosti kamnine daljši čas polzi skozi prst in
se navzame več CO2,
 dolomit je bolj pretrt kot apnenec in bolj podvržen koroziji, saj voda obliva večjo
površino kamnine,
 v dolomitu je manj jam in razpok, v katerih bi voda odlagala sigo,
 če je podlaga zamrznjena ali prepojena z vodo, pride na dolomitnih območjih
zaradi večje količine grušča manj vode v stik s kamnino kot na apnencu,
 čeprav je prst običajno dokaj plitva so dolomitna območja, na katerih je v
Sloveniji več pašnikov, travnikov in njiv kot na apnencu, enakomerneje porasla z
rušo,
 najpomembnejši dejavnik korozije karbonatnih kamnin je količina padavin
oziroma (specifični) vodni odtok (Gams 1962a, 4; 1980, 4).
Odtočni količnik na dolomitnem površju znaša 0,5 (Habič 1970), na krasu pa 0,6–0,8
(Gams 1962a, 4, Jenko 1959). Visoko vrednost količnikov povezujemo z dejstvom, da
voda po nalivih hitro odteče po površju ali tik pod njim skozi preperelino (Gams 1966;
Habič 1968).
V Žibršah pri Logatcu je izvir Hotenjke. V bližini je v Dolinah izvir na stiku treh dolcev in
blizu stika med dolomitom in slabše prepustnim laporovcem. K njegovi legi je pripomogel
prelom, ki poteka po dnu spodnjega dolca. Hitrost korozijskega zniževanja površja znaša
121 m3 km-2 a-1 oziroma 3,3 t ha-1 a-1 pri vrednosti specifičnega odtoka približno 40 l s-1
km-2 in skupni trdoti vode 251,9 mg l-1. Magnezijeva trdota znaša 129,1 mg l-1, karbonatna
221,6 mg l-1 (Komac 2003a). Gams (1966, 55) navaja za nekatere vode na dolomitu nižje
specifične vodne odtoke, in sicer 32 za Iščico, 29 za Gradaščico, 7,1 za Višnjico in 26,6 za
Prečno ter za Cerkniščico 32 l s-1 km-2 v letu 1961, kar znaša dve tretjini padavin in je
posledica razmeroma velikega izhlapevanja.

131
Za porečje bližnje Hotenjke navaja Habič (1968, 216) letno korozijo 126 m3 km-2 a-1
oziroma 3,4 t ha-1 a-1.
Slika 114: Letna korozija za nekatere kraške izvire v m3 km-2. Podatki so razvrščeni po velikosti (Gams
1966).
V današnjih razmerah je kemično preperevanje intenziven proces, ki mu je dolomit
podvržen zaradi prekritosti s prstjo, ki zagotavlja CO2, in zaradi pretrtosti. Korozija potoka
Predvratnica pri Velikih Laščah med ponorom v jamo Vratnico in 1150 m oddaljenim
izvirom v Pečeh je 74 t a-1 CaCO3. Voda v enem letu raztopi povprečno 27,4 m3 kamnine
in v raztopini odnese 65 mg l-1 karbonatov (Kogovšek in Kranjc 1992). Čeprav so vode z
dolomitnih ozemelj nasičene ali prenasičene z dolomitom, se ta ne odlaga zaradi počasne
kinetike obarjanja in večje kemične mobilnosti v primerjavi kalcitu (Lapanje 2000).
Na dolomitu je pogosto diferencirano kemično preperevanje. Pri raztapljanju apnenega
cementnega gradiva se sproščajo manj topna dolomitna zrna velikosti melja ali peska, ki
jih odnaša voda (Penck 1972, 46; Zupan Hajna 2003).
Slika 115: Na ordinati je prikazana letna korozija za nekatere slovenske reke oziroma porečja v m3 km-2, na
abscisi so prikazani pretoki rek (m3 s-1; Gams 1966; Kolbezen in Pristov 1998).
Letno korozijo za nekatere kraške izvire prikazuje slika 114. Povprečna vrednost je
82 m3 km-2 a-1, najvišja 126 m3 km-2 a-1 in najnižja 63 m3 km-2 a-1.
V primerjavi z izviri so vrednosti za porečja nižje (slika 115), saj porečja niso samo
karbonatna. Povprečna vrednost je 61 m3 km-2 a-1, najvišja 92 m3 km-2 a-1 in najnižja 18 m3
km-2 a-1. Pretežno dolomitna porečja imajo Gradaščica, Iščica, Cerkniščica, Višnjica in

132
Prečna, ostale reke imajo vsaj deloma dolomitna porečja. Kljub temu je trdota rečne vode
bolj odvisna od pretoka rek in nadmorske višine porečja, manj pa nanjo vpliva litološka
sestava (Gams 1966). Izkazan je celo drugačen trend kot pri izvirih, saj imajo reke s
povsem dolomitnih območij nizke trdote.
Morfologija dolomitnih območij nakazuje, da visoka stopnja korozije glede na apnenec ni
nujno povezana s kraško razčlenjenostjo površja. Na dolomitu so temeljne konkavne
reliefne oblike doline, suhe doline in dolci (Gams 1962a, 8).
Za kraška območja velja, da "... kraška razčlenjenost površja ni posledica intenzivnejše
ampak lokalno bolj različno intenzivne korozije ..." (Gams 1962b, 296). Krajevne razlike
so pomembne, saj vplivajo na drobno izoblikovanost površja in s tem usmerjajo geomorfne
procese.
"... Predvsem pred korozijo padavinske vode zaščitena karbonatna
površina bi se v razmerah, kakršne so na Postojnskem krasu (odtok en l km-2
letno, 11º N kalcijeve trdote – 196 mg l-1), v milijonu let dvignila za 72 cm iznad
okolice, če ne bi pričeli delovati nanjo regulacijski procesi. Čim pogleda skala
iznad okolice, izpodnebne sile odstranijo vododržni plašč in odslej je
zaostajanje njenega zniževanja v takem razmerju, v kakršnem je korozija med
pokritim in golim krasom... Toda na odkrite skalne površine delujejo dodatni
destrukcijski procesi, ki zavisijo od klime ... Drugi činitelj razčlenjevanja je
neenaka korozijska aktivnost iste količine padavinske vode. Razlike za 2 ºN [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. Povečini je to zmes kremenice, aluminijevih in
železovih oksidov (Jenko 1959, 137).
Na območjih, kjer dolomit prekriva ilovica, korozija ni zmanjšana, saj je debela plast
ilovice običajno prepustna za vodo (Gams 1959; Komac 2003a), ki korodira podlago. Na
Velem polju ni bilo mogoče opraviti meritev pospešene korozije pod naplavnim dnom,
"... vendar ni razloga za zanikanje pospešene korozije pod naplavino, v kateri razpadajo
humozne snovi ..." (Gams 1963b, 63). V kraških slepih dolinah in v Globodolu je apnenec
v globini nekaj metrov "... dobesedno zasut s kraško ilovico, ki je žive, karminsko rdeče
barve ... Ilovica kljub debelini ... prepušča v tla vso padavinsko vodo, razen v redkih
kalih ..." (Gams 1959, 33).
Pomemben razlog za začetek poglabljanja površja bi bilo naplavljanje ali kopičenje
prepereline. Do tega bi lahko na dolomitnih območjih prišlo s periglacialnimi procesi,
nadaljnji razvoj pa je usmerjala pospešena korozija.
Dolomit v primerjavi z apnencem ni kraško prevotljen, saj voda raztopi velik del karbonata
že na površini, še preden morebiti ponikne v ozke razpoke (prim. Gams 1962a, 8). V
dolcih, ki potekajo vzdolž prelomov, le manjši del vode odteka kraško. Zato je
zakrasevanje dolomitnega površja omejeno na tektonsko manj poškodovane dele kamnine
in na razpoklinske cone (Čar 2001).
Znak zakraselosti dolomitnega površja so številni majhni kraški izviri (Habič 1970) in
vrtače. Vrtače so nastale, kjer je dolomit le razpokan in ne pretrt. V Žibršah imajo značilno
lego na stiku razpoklinskih con na pregibu površja, kjer se uravnava prevesi v strmo
pobočje nad dolino Reke (Komac 2003b). To opozarja na dejstvo, da na zakraselost
dolomita in kraške pojave vpliva morfologija njihove širše okolice (Zogović 1966) in
hidravlični gradient.
Korozija na dolomitnem površju, izmerjena v Žibršah in v porečju Hotenjke, je s 3,3 t ha-1
letnega odnašanja razmeroma intenziven geomorfni proces.

133
Kemična erozija72 v pacifiških gorah Severne Amerike znaša 0,19–1,00 t ha-1 s povprečjem
pri 0,34 t ha-1 (Dethier 1986), kemična erozija v Bohemskem masivu na Češkem pa 0,09–
0,45 ha-1 (Pačes 1986). Kemična erozija je z 0,054 t ha-1 npr. na območju Latnjavagge na
Laponskem na Švedskem intenzivnejša od mehanske erozije, ki znaša 0,023 t ha-1 (Beylich
s sod. 2004). Povprečna kemična erozija za vse kamnine v gorskih pokrajinah naj bi sodeč
po podatkih iz Kärkevaggeja na Norveškem, gorah v pacifiškem severozahodu in srednji
Evropi znašala 0,45 t ha-1, na kristalinskih kamninah pa 0,18 t ha-1 (Meybeck 1987). Zelo
podobna je kemična erozija v porečjih Mississipija in Amazonke, ki znaša 0,35–0,45 t ha-1
(Berner in Berner 1996). V porečju Martinelli je najpomembnejši proces soliflukcija, ki k
preoblikovanju površja 50 %, kemična erozija pa 32 % (Caine in Swanson 1989).
Potencialno kemično preperevanje so leta 1994 merili v ledeniško preoblikovani dolini
Kärkevagge na Laponskem. V najlonske mrežaste vrečke so dali na 6,3 ± 0,1 mm debele
delce zdrobljen dolomit in granit ter jih položili na površine z različnimi tipi rastja (travnik,
soliflukcijsko površje, brezova tundra, vresova tundra, alpska tundra in vrbova tundra).
Delež izgube teže v primerjavi s celotno težo so uporabili kot kazalec kemične denudacije.
Petletno povprečje meritev je dalo 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 s sod. 2001).
Slika 116: Korozijsko zniževanje površja v metrih na milijon let na različni kamninski podlagi, na različnih
območjih ter za različne izvire in porečja (Gams 1966; Habič 1968; Komac 2003a; Dixon in Thorn 2005).
Opombe: Podatki so bili pridobljeni z različnimi metodami, zato je pri njihovi primerjavi dopustno
odstopanje. Povprečna vrednost je 49,2 metrov na milijon let.
Kasneje so v gorovju Scand na severu Skandinavije uspeli izračunati zniževanje površja.
Najhitrejše je na dolomitu (0,0054 mm a-1), najpočasnejše pa na granitu in sienitu
(0,00018 mm a-1). Na kvarcofilitu se je površje zniževalo z intenzivnostjo 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).
72 Citati iz tega odstavka so iz: Dixon in Thorn 2005, 136.

134
Kunaver (1973; 1976; citirano po Gams 2003, 75) je na Kaninskem pogorju z erozijskim
mikrometrom ugotovil, da je zniževanje površja v vrtačah (0,106 mm a-1) za 3,5 krat
hitrejše kot na vmesnih apnenčastih vzpetinah.
Izračunano zniževanje površja na dolomitnih Žibršah znaša 0,14 mm a-1, v bližnjem
porečju Hotenjke pa 0,12 mm a-1 (Habič 1968).
Periglacialni procesi so zmanjšali zakraselost dolomita, saj je intenzivno mehansko
preperevanje kamnine na površju preprečilo pretakanje vode v podzemlje. Toda zaradi
povečane specifične površine kamninskih delcev in počasnejšega pretakanja vode korozija
ni bila zanemarljiva tudi v primerjavi z mehanskim preperevanjem. Zmanjšana je bila
zaradi manjše pokrovnosti s prstjo in rastjem.
4. 2. 7 Akumulacija
Erozijo in sedimentacijo merimo s posrednimi metodami. Datiranje sedimentov omogoča
izračun stopnje sedimentacije, iz katere sklepamo na denudacijske in erozijske procese v
zaledju. Najpogostejše so izotopske analize (14C, 137Cs).
V dolcih potekata dva za sedimentacijo gradiva pomembna geomorfna procesa, zlasti
polzenje in padanje. Gradivo se odlaga na stiku pobočja in dna dolca in v dnu dolca. Kjer
gradivo v nižje lege nanaša voda, je plastovito in sortirano, sicer pa je nesortirano.
Slika 117: Na dnu dolca z naklonom približno 18º pod cerkvijo sv. Jedereti v Polhograjskem hribovju je lepo
viden nanos gradiva, ki doteka s pobočij. Večja debelina gradiva omogoča rast drugačnih rastlinskih vrst, kot
so značilna za sušna pobočja s plitvo prstjo (fotografija: Blaž Komac).
Na podlagi meritev sedimentacije na podlagi meritev 137Cs na različnih mestih v dnu
doline, na pobočjih in v dnu dolcev, v dnu erozijskih jarkov ter na vršaju ugotavljajo, da
poteka sedimentacija v zgornjem in deloma srednjem delu struge s poplavami, v manjši
meri pa s pobočnimi procesi. Na podoben način se gradivo useda na poplavni ravnici. V
dolcih se gradivo premika s pobočnimi procesi. Po močnejših padavinah se odlaga v dnu
dolcev in pod strmimi pobočji v dolinah. Povprečna sedimentacija v dnu dolcev je znašala
1,3 mm a-1, na vršaju 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). Najvišja sedimentacija je bila izmerjena v dnu erozijskega jarka (4,4
mm a-1). Ker je ta proces približno desetkrat hitrejši od korozije, bi gradivo ob njegovi
prevladi kmalu zapolnilo dolce (Lehotský 2004).

135
Stankoviansky (2004) poroča o geomorfnih spremembah, ki so nastale zaradi sprememb
rabe tal na Slovaškem po kolektivizaciji, ki so jo izvedli po političnih spremembah leta
1948. Močno se je povečala skupna površina obdelovalnih zemljišč, odstranjeni so bili
omejki. Erozija prsti se je povečala za štiri- do petkrat. Zaradi teh procesov je prišlo do
zaporednega odnašanja gradiva v dno dolcev. Največja debelina nanosov je 1 m, kar
pomeni povprečno stopnjo sedimentacije 17 mm a-1.
4. 2. 8 Podzemsko spiranje prepereline in drobirja
Tokovi vode v preperelini ali cevčenje ali talni tokovi vode ali preperelinski tokovi
nastanejo v zgornji plasti prepereline ali na stiku dveh plasti z različno prepustnostjo.
Ponekod pomembno prispevajo k denudaciji. Podzemni kanali so dolgi nekaj centimetrov,
decimetrov ali metrov in od nekaj milimetrov do nekaj decimetrov široki (Morgan 1979,
10; Prelovšek 2001). Na dolomitnih območjih so pomembni le izjemoma, kjer je debela
plast prepereline. Primer so dolci severno od Poljan pri Stični z debelo preperelino na
pobočjih, v kateri prihaja do tega procesa.
Na Rakitni, kjer površje gradi peščeni triasni dolomit, je več razlogov za razlago, da so
dolci recentne reliefne oblike, "... plod intenzivnejšega spiranja pod rušo ..." (Gams
1968, 81). Domnevo potrjujejo opažanja, da je na izteku dolcev v ravnino več občasnih in
stalnih izvirov. Stalni izvir napaja potok, ki ga na površju obdrži manj prepustni
debelozrnati dolomit. Površje je na tem mestu bolj razčlenjeno. Pobočja Španovega vrha in
Novaške gore nad Rakitno so podobna meliščem. Intenzivno preperevanje in denudacija
sta v hladnih obdobjih pleistocena onemogočala drobno razčlenjevanje in globinsko
vrezovanje. Vznožje hribov so geomorfni procesi razčlenili kasneje, ko ni bilo več
obilnega transporta gradiva z višjih leg (Gams 1961; 1968, 81).
Slika 118: Nad dolino Stiškega potoka prenese veliko gradiva v nižje lege podzemsko spiranje ali cevčenje
(fotografija: Blaž Komac).
4. 2. 9 So dolci rezultat recentnega kaotičnega razvoja?
Dolomitna ozemlja so kljub majhnemu obsegu zaradi poroznosti zelo pomemben
vodonosnik (Verbovšek 2003). Hidrogeografske lastnosti dolomita so odvisne od njegove
pretrtosti, lege glede na druge litološke člene, preperevanje ali produkcijo grušča in od
značilnosti reliefa (Zogović 1966). Na vododržnost dolomita in njegovo izolatorsko vlogo
vpliva hitrost nastajanja prepereline. Hidrogeografske lastnosti dolomita so odvisne od
produkcije grušča s preperevanjem, pretrtosti kamnine, lege dolomita nasproti drugim
litološkim členom in značilnosti reliefa (Zogović 1966, 101). Dolomit je manj prepusten,
če je intenzivno razpadanje omejeno na površje in če leži na manj prepustni kamnini. Tak
primer je na Žibršah pri Logatcu, kjer zgornjetriasni dolomit navzdol prehaja v plasti
laporastega dolomita in laporovca. V takem primeru ima površje značilnosti rečnega-
denudacijskega reliefa.

136
Čeprav v dolcih običajno ni stalnih površinskih vodnih tokov, so v dnu dolcev ali v njihovi
neposredni bližini pogosti manjši občasni ali stalni izviri, ki nastanejo na litoloških stikih,
na stiku dna dolca s pobočjem ali v spodnjem delu dolca. Na slemenu Žibrš so izviri nastali
na sotočju dolcev, na stiku dolomita in slabše prepustnega laporovca nad prelomno cono,
ki je zaradi pretrtosti zelo slabo prepustna (Komac 2003a).
V bližini stika z apnencem v dnu položnih dolcev nastanejo vrtače, kot npr. v Hotenjskem
podolju. V dnu nekaterih dolcev v krednem dolomitu severno od Kalc so vrtače (Mihevc
1986, 213). Dolci ponekod navzdol preidejo v grapo z občasnim ali stalnim vodnim tokom.
Gams in Natek (1981) sta ta pojav opisala na območju Litije, Mihevc (1986) na območju
Logaških Rovt, Komac (2003a) na slemenu Žibrš pri Logatcu. Ponekod obvisijo nad
večjimi dolci, erozijskimi grapami ali nad strmim pobočjem, se zložno iztečejo v pobočje
ali vanj preidejo v ostrem pregibu, ali se iztečejo v ravnini.
V okolici Litije so nastale daljše doline na območjih, ki ni bilo podvrženo dviganju. Daljša
je dolžina uravnovešenega dela. Pritoki s strmih območij dokazujejo dviganje območja, saj
imajo strm in neuravnovešen vzdolžni prerez ter kratek tok (Gams in Natek 1981, 46).
Podoben razvoj s katerim so nastale 30–50 m globoke in 500–1000 m velike globeli,
imenovane doli, je značilen za osrednji del Krškega 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 zakrasele šele kasneje zaradi
vrezovanja savske struge na severu, kjer so nastali doli. Danes so redki doli povsem suhi in
v večjih dolinah so številni stalni ali občasni kraški izviri, "... ki jih napajajo podzemske
vode bližnjih suhih grap in dolin ..." (Habič 1983, 14). Zakraselost dolomita je običajno
največja na območjih visoko nad erozijsko bazo in imajo velike relativne višinske razlike
(Zogović 1966, 101).
Na podlagi ugotovitev iz poglavja o teoriji kaosa sklepam, da so dolci dinamični nestabilni
sistem. Voda se najprej združuje zaradi majhne začetne razlike v topografiji, zaradi večje
vlage nastopi korozija, čemur sledi poglabljanje površja in stekanje še večjih količin vode.
Korozijska fronta je povezana z gladino talne vode. Na dolomitnem površju je ta stik plitvo
pod površjem, ki ga prekriva plitva prst, v kateri se voda navzame CO2. V globljih skalnih
žepih je pogosta rdeče-rjava ilovica, netopni ostanek. Pozitivno povraten proces vodi k
nastanku vedno večje reliefne oblike, katere velikost je navzgor omejena zaradi
združevanja površinske tekoče vode, ki na neprepustni podlagi prej ali slej povzroči erozijo
in prevlade preperevanja v dnu dolca. Na dolomitnem reliefu, ki je bodisi rečni kraški
relief ali kraški rečni relief (Komac B. 2004), tekmujeta podzemski ali difuzni in
površinski ali koncentrirani vodni odtok. Odnos med podzemskim in površinskim vodnim
odtokom je na dolomitu zelo spremenljiv, sistem je zato nestabilen. Majhne začetne razlike
razmerij med posameznimi procesi povzročajo velike in dolgotrajne učinke na relief.
Drugi zelo pomemben dejavnik je preperevanje. Kot je bilo dokazano v Alpah in na
arktičnih območjih, je kemično preperevanje v tudi hladnih obdobjih zelo pomemben, če
ne celo temeljni geomorfni proces (Dixon in Thorn 2005). Z empiričnimi raziskavami so
ugotovili, da debelina prepereline vpliva na jakost preperevanja kamninske podlage. Plitva
preperelina pospešuje preperevanje, saj ohranja vlažnost in zagotavlja organske in kemične
snovi. Na določeni stopnji postane preperelina tako debela, da površinska vlažnost ter vpliv
rastlin in atmosfere ne dosežejo več podlage. Stopnja preperevanja se zato upočasni. Za
površje, na katerem prevladuje preperevanje, je na več prostorskih in časovnih ravneh
značilen nelinearen, kaotičen razvoj (Phillips 2003, 11; Phillips 2005a, 5).

137
Preglednica 34: Poglavitni tipi suhih dolin oziroma dolcev v krednih pokrajinah Anglije in njihove
značilnosti (Small 1964, 33–34)
opis
tip I
Globoko vrezani dolci, ki so nastali vzdolž tektonsko pretrtih območij z močno zadenjsko erozijo ob
izvirih na vznožju skalne stopnje. S tem procesom je prišlo do pomladitve zgornjih delov pritočnih
dolin, ki potekajo vzporedno s kamninskimi plastmi. Nekateri od njih so obglavljeni, kar je znak
pomladitve.
tip II
Nekoliko manjši dolci so prav tako nastali nad izviri, ki pa niso tako močno vplivali na oblikovanje
zgornjih delov pritočnih dolin, ki potekajo vzporedno s kamninskimi plastmi. Po velikosti se močno
razlikujejo, zato ločimo več podtipov.
a
Majhni erozijski jarki ali zaobljene kotanje so nastali visoko nad izviri v strmi stopnji iz odpornih
krednih plasti, v kateri so številna sedla.
b
Preprosto oblikovani dolci se zajedajo v strmo pobočje in segajo do sedel in so večji kot dolci tipa
IIa.
c
Nepravilno oblikovani dolci so včasih zajedeni visoko v strmo stopnjo. Zanje je značilen cikcakast
potek, ki je posledica strukturne zgradbe.
d
Majhni dolci so vrezani pod velikimi sedli in imajo značilen cikcakast potek.
tip III
Veliki dolci, ki so nastali v zvezi z večjimi dolinami na pobočjih, ki jih ne razrezujejo sedla in so
nastajali dolgo obdobje.
V dolcu je temeljnega pomena razmerje med poglabljanjem dolca s preperevanjem ali
korozijo in odstranjevanjem prepereline ali denudacijo. Za površje z dolci je značilen
divergentni razvoj. Dolci se izpod slemen nadaljujejo v manjše doline ali grape ali pa so na
robu in nad strmimi pobočji. Na nastanek dolcev poleg naklona površja vplivajo površinski
vodni tokovi, ki se v nižjih legah vrezujejo v dolomitni relief, in določajo intenzivnost
razvoja reliefa. Možnost nastanka dolcev se poveča s povečanjem gradienta, zadenjska
erozija deluje degradacijsko. Nesporna je vloga talne vode. V razpokanem dolomitu je pri
nasičenem stanju gladina talne vode zelo blizu površja, kar poveča možnost dotekanja
novih količin vode v vodonosnik. Z naraščanjem podzemske ali kraške vodne gladine
naraste hitrost podzemskega pretakanja vode, s tem pa intenzivnost korozije. Plitva gladina
talne vode s korozijo in z odnašanjem delcev v nižje lege vpliva na nastanek dolcev.
V podkrepitev navajam primer iz angleških krednih pokrajinah, kjer so dolci73 nastali na
strmem robu planote. Razlikujejo tri poglavitne tipe in več podtipov. Njihov morfološki
razvoj je odvisen od hidrogeografskih značilnosti območja in povezan z razvojem
dolinskih zatrepov. Na nastanek suhih dolin vplivata podzemna voda v zaledju izvirov
(Small 1964, 51) ter strukturno in litološko raznoliko dolomitno površje (Sparks in Lewis
1957, 30).
Poglavitni procesi pri nastanku teh dolin so bili pospešeno pronicanje podzemne vode
zaradi privlačne moči izvirov ter s tem povezano raztapljanje kamnine74 in pobočni procesi
v njihovem dnu. Pronicanje podzemne vode je najverjetneje posledica osušitve dolcev. To
je lahko posledica padca gladine talne vode75 (Small 1964, 36). Proces je najverjetneje
povezan z vrezovanjem vodnih tokov v dolinah, h katerim so usmerjeni dolci ali pa s
hitrim recentnim tektonskim grezanjem ali dviganjem površja
Razlog za prehod vodnega toka pod površje je odnos med zgoraj ležečimi odpornimi
dolomitnimi plastmi in manj odpornimi plastmi laporovca. V Žibršah je na takšnem
litološkem stiku nastal izvir. Potem ko se je vodni tok vrezal v laporovec, je voda v
dolomitnem zaledju izginila pod površje, dolec pa je ostal suh (slika 119).
Možen vzrok za divergentni razvoj so tudi podnebne spremembe ali relativna sušnost
kasnejšega podnebja v primerjavi z vlažnim podnebjem atlantske dobe, kar ugotavljajo na
območju Berkshiere v Veliki Britaniji in dokazujejo s sedimenti v dnu dolcev. Po tem
obdobju je podnebje znova postalo sušno, izviri, ki so dotlej oblikovali zatrepe, pa so se
73 Angl.: escarpment dry valley ali coombe.
74 Angl.: spring sapping.
75 Franc.: auto-assèchement.

138
vzdolž tektonskih linij pomaknili v nižjo lego. Prvotna reliefna oblika ima dolinasto
zasnovo, plosko dno so kasneje ustvarili pobočni procesi, spodbujeni tudi od človeka. V
današnji dobi je voda sposobna le šibke erozije sedimentov v dnu dolcev (Sparks in Lewis
1957, 31).
Dokaz za recentne procese v dolcih na dolomitnem površju so obviseli dolci v Žibršah
(Komac 2003a) in poglobljeno dno dolcev severno od Metnaja. Podoben razvoj, ki je
posledica tesne navezanosti razvoja reliefa od hidrogeografskega razvoja na manj
prepustnih karbonatnih kamninah, je značilen za južni rob kraške planote Mežaklje
(Brenčič 2003).
Do sedaj ugotovljena zakonitost nelinearnega razvoja površja, ki velja v dvodimenzionalni
organiziranosti prostora in je vidna v tlorisu rečja ali hierarhično povezanega sistema dolin,
velja tudi v navpični dimenziji, kar izražajo v red organizirani nakloni pobočij. Morfološki
učinek geomorfnih procesov, ki oblikujejo rečno mrežo in pobočja je različen, vendar sta
oba dejavnika povezana v kompleksen geomorfni sistem.
Nadaljnje raziskave bo potrebno usmeriti v preučevanje vrste ali načina vodnega odtoka.
Način odtekanja vode je eden od najpomembnejših geomorfnih dejavnikov ali procesov na
dolomitnem površju in na manj prepustnih karbonatnih kamninah.
Ugotavljam, da so dolci recentna reliefna oblika. Njihova zasnova, to je plitva vdolbina ali
kotanjasti zatrep na pobočju, je nastal po zadnjem hladnem obdobju pleistocena. Na
oblikovanje dolca je v zadnjem geomorfološkem obdobju vplival način vodnega odtoka in
predvsem spreminjajoče se razmerje med (pod)površinskim in podzemskim vodnim
tokom. Na stiku dolomita z laporovcem je talna voda na pobočjih nad izvirom globlje kot
pred spremembo. To je vidno v Žibršah. Dno dolcev je recentno poglobljeno tudi severno
od Metnaja.
Slika 119: Možen hidrogeografski razvoj dolomitnega površja na neskladnem pobočju nad stikom dolomita z
laporovcem. Prvotno je voda tekla po površju (C). Zaradi vrezovanja v mehkejši laporovec (p) je prišlo do
znižanja gladine talne vode v dolomitu (A). Dolec se nad prečno potekajočim litološkim stikom osuši, pri
čemer nastanejo na pobočjih stopnje (prim. Sparks in Lewis 1957, 30). Možen takšen razvoj v Žibršah so
usmerjali tudi prelomi, potekajoči vzdolž dolcev.
S tem se je povečal hidravlični gradient, geomorfni procesi pa so se pospešili. Pomembno
je zadrževanje vode v preperelini v dnu dolca in pospešena korozija kot posledica. Proces
poglabljanja dolcev je posebej viden na stiku dolcev z različno velikim zaledjem, v bližini
stika dolomita in apnenca, na zgornjem robu pobočij in na robnih delih planot. Ni dvoma,
da so dolci nastajali tudi v prejšnjih obdobjih, torej tudi v medledenih dobah in v ledeni
dobi. Gre za konvergentni razvoj, za katerega je značilno, da nastane podobna reliefna
oblika z različnimi geomorfnimi procesi. S spremembo prevladujočih geomorfnih procesov
se razvoj reliefne oblike pospeši ali zavre, v glavnem pa zaradi značilnosti reliefa in
kamninske podlage poteka v isti smeri in teži k poglabljanju dolcev.
Ugotovitev potrjujem z meritvami trdote in pretoka vode v izviru v Dolinah v Žibršah.
Površina dolcev znaša 2,45 ha. Dolci obsegajo 14 % zaledja izvirov, ki znaša najmanj

139
17,49 ha oziroma približno 20 ha. Minimalni specifični vodni odtok znaša na dolomitu
približno 2 l s-1 km-2. Če je odtočni količnik na dolomitu 0,5 (Habič 1970, 198), povprečni
pretok izvira 1 l s-1 in povprečna količina padavin 1800 mm, znaša površina zaledja komaj
petino zaledja ali 3,5 ha. Sklepam, da obsega površinski odtok več kot 50 % (Komac
2003a).
Realni specifični odtok je zmanjšan za podzemni odtok in evapotranspiracijo.
Evapotranspiracija v nadmorskih višinah 500–1000 m znaša približno 600 mm, kar
zmanjša specifični odtok na 38 2 l s-1 km-2 (Kolbezen in Pristov 1998). V porečju Hotenjke
je specifični odtok 50 l/s/km2, kar je manj od porečja Vipave (54 l s-1 km-2) ali porečja
Idrijce nad Idrijo (84 l s-1 km-2; Habič 1968, 217).
Magnezijeva trdota je v Žibršah 51 % skupne trdote (prim. Habič 1968, 216), kar je visoko
v primerjavi s kraškimi 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 35: Trdote vode v izviru v Dolinah v Žibršah v mg l-1 CaCO3 (Komac 2003a) in na nekaterih
sosednjih območjih (Habič 1968, 216)
trdota v mg l-1 CaCO3
skupna
trdota
karbonatna
trdota
kalcijeva
trdota
magnezijeva
trdota
Izvir v Dolinah v Žibršah
251,9
221,6
122,8
129,1
Kraški izviri v dolomitu na Črnovrško-Zadloški planoti,
Vojskem in Čepovanu - 194–268,8
149,5–
218,9 44,5–49,8
Površinski tokovi na apnencu in dolomitu v porečju Idrijce - 165,5–299,0
129,9–
249,2 35,6–49,8
Izračunal sem hitrost korozijskega zniževanja površja po formuli A =
10 31,5 ·K · q · 4
, kjer
črka A pomeni prostornino raztopljene in odnesene kamnine v m3 km2 a-1, črka q specifični
odtok v l s-1 km-2, črka K pa količino karbonatov v mg l-1 (Habič 1968, 216).
Površje se v Žibršah korozijsko znižuje 120–180 m3 km-2 a-1. Višja vrednost je manj
verjetna, saj v izračunu ni upoštevana evapotranspiracija. Realna ocena hitrosti
korozijskega zniževanja površja je 140 m3 km-2 a-1. V bližnjem porečju Hotenjke je
korozija 126 m3 km-2 a-1 (Habič 1968, 217). Pri izračunih sem upošteval nižjo vrednost.
Korozijsko zniževanje dolomitnega površja je zelo intenzivno in odvisno predvsem od
količine padavin ter od pokritosti površja s prstjo. Izračun ne upošteva korozijskega
delovanja vode v podzemlju oziroma celotno količino v vodi raztopljene kamnine prenese
zgolj na površje. To pa je upravičeno zaradi slabše prepustnosti kamnine v primerjavi z
apnencem (Habič 1968, 217).
Izvir odvaja le manjši del vode. Na dolomitu se namreč voda pretakanje plitvo pod
površjem, zato je zaledje izvirov omejeno na bližnjo okolico. Voda po nalivih hitro odteče
po površju, gruščnata podlaga je bila zelo slabo prepustna tudi v periglacialnih razmerah
(npr. Šifrer 1963, 161).
Če bi izvir dobival vodo z največjega možnega hipsografskega zaledja, bi njegov pretok
znašal kar 10 l s-1. Pretok izvira v Dolinah je približno desetkrat manjši od te vrednosti.
Zato je lahko njegovo zaledje desetkrat manjše po površini ali po globini, in obsega
približno takšno površino, kot jo zavzemajo dna dolcev. Na postojnskem krasu v okolici
Postonjske in Planinske jame se lahko zaradi korozije posamezni deli površja sto in večkrat
hitreje znižujejo od drugih (Habič 1981, 22).
Če bi potekala korozija le v dnu dolcev, kamor se steka tudi voda s pobočij, lahko večino
zniževanja površja zaradi korozije pripišem tem območjem. Zaradi koncentriranja vode na
razmeroma majhni površini ter zaradi debelejše prepereline in prsti, je korozijski učinek
ustrezno višji. Razlika v intenzivnosti zniževanja površja je do desetkratna. Površje v dnu

140
dolcev bi se zniževalo z intenzivnostjo med 140–1400 m3 km-2 a-1. Relief se v dnu dolcev
zaradi korozije v današnjih razmerah znižuje hitreje od okolice oziroma pobočij.
Predpostavko sem preveril tudi z izračunom razlike prostornine76 med dejanskim površjem
in namišljeno nagnjeno ploskvijo površine 8,2 ha, ki se prilega dejanskemu površju.
Prostornina konkavnih reliefnih oblik (večinoma dolcev) in prostornina konveksnih
reliefnih oblik sta v razmerju 1 : 1,14 ali 885.000 : 775.000 m3 (Komac 2003a).
Korozija z intenzivnostjo 120 m3 km-2 a-1 bi površje že v 10.000 letih poglobila za 10–12 m
globoke reliefne oblike. Dolci so v Žibršah povprečno pol toliko globoki. Ker je v dnu
dolcev korozija intenzivnejša kot na pobočjih in ker na nagnjenem dnu korozija ni edini
geomorfni proces, je čas nastanka reliefne oblike najverjetneje še krajši od 10.000 let.
Sklepam, da so dolci holocenska reliefna oblika.
Če je temeljni geomorfni proces na dolomitnem površju z dolci preperevanje, lahko
opisani razvoj povežemo z dognanji teorije kaosa. Takšen sistem je dinamično nestabilen.
Odnose v sistemu lahko prikažemo z interakcijsko matriko (slika 120).
Slika 120: Interakcijska matrika za sistem preperevanja (Phillips 2004b, 259).
Poglavitne lastnosti sistema odražajo naslednje spremenljivke: podvrženost preperevanju,
stopnja preperelosti, intenzivnost preperevanja, dotok ali razpoložljivost vlage in
pronicanje vlage, izraženo s prepustnostjo. Zveze med elementi sistema so povečini
pozitivne. Takšna je zveza med podvrženostjo preperevanju in vlažnostjo. Večja
podvrženost preperevanju in vlažnost npr. povečata stopnjo preperevanja. Obenem tudi
manjša podvrženost preperevanju in manjša vlažnost zmanjšata stopnjo preperevanja. Toda
zveza med podvrženostjo preperevanju in stopnjo preperelosti je negativna, saj se
podvrženost preperevanju zmanjša s povečanjem stopnje preperelosti. Preperevanje je tudi
samo-omejeno.77 Te odnose prikazuje preglednica 36.
Preglednica 36: Interakcijska matrika za opis preperevanja (prim.: Phillips 2005b, 259)
(1)
(2)
(3)
(4)
(5)
podvrženost preperevanju (1)
–a11
0
0
0
0
stopnja preperelosti (2)
–a21
0
0
0
+a25
intenzivnost preperevanja (3)
0
+a32
±a33
0
0
dotok vlage (4)
0
0
+a43
0
0
prepustnost ali poroznost (5)
0
0
0
+a54
0
Odnose lahko prikažemo tudi z enačbo: λ5 – a11λ4 + (a43)(a32)(–a21)λ3 + a25a54a43a32λ2 = 0. V
enačbi aij predstavlja pozitivno, negativno ali ničelno zvezo med i-tim in j-tim elementom
v matriki, λ so kompleksne Eigenove vrednosti, ki so enake Lyapunovovemu eksponentu, s
76 Uporabil sem programski paket Surfer, 7, Surface Mapping System. Golden software Inc. 1993–1997.
77 Angl.: self-limiting.

141
potenco pa je prikazano število v krogotok povezanih elementov. Sistem je stabilen, če in
samo če so vsi koeficienti v enačbi negativni. Ker je vsaj zadnji člen enačbe pozitiven in
vsaj dva enaka nič, je sistem sam po sebi nestabilen. To pomeni, da je sistem dinamično
nestabilen in da majhne začetne razlike sčasoma postanejo nesorazmerno velike. Za relief,
ki ga oblikuje preperevanje, je značilna divergenca. Točke na površju, ki imajo na začetku
podobno relativno višino, se bodo sčasoma po relativni višini močno razlikovale, tudi če se
ne bodo spremenili drugi dejavniki, ki vplivajo na razvoj površja (Phillips 2005b, 259–
260).
Tipičen primer takšnega razvoja so npr. kraške kotanje: "... Majhne začetne razlike v
odpornosti na preperevanje, razpokanosti in sposobnosti zadrževanja vlage, vodijo v
končni fazi k razvoju vrtač in drugih kraških depresij ..." (White 198878; citirano po
Phillips 2005b, 260). Za takšne reliefne oblike je značilen "... pozitivno-povraten razvoj,
povezan z nastankom in povečevanjem mikrookolij, ki pospešujejo preperevanje ..." (Selby
199379; citirano po Phillips 2005b, 260).
Podoben je tudi razvoj pobočij, na katerih je prevladujoči proces premeščanje preperelega
gradiva. Odnose v sistemu lahko prikažemo z interakcijsko matriko (slika 121).
Slika 121: Interakcijska matrika za pobočni sistem. Nanj delujejo tudi zunanji dejavniki, kot so podnebje,
geološka sestava ipd. (Phillips 2004b, 261).
Preperelo gradivo lahko ostane in situ, odstranijo ga pobočni procesi ali pa je površinsko
ali podzemsko preneseno v drugo lego v raztopini. Ti procesi lahko potekajo obenem in so
tesno povezani. Pobočni procesi so npr. odvisni od preperevanja, ki zagotavlja mobilno
gradivo, pobočni procesi pa tudi vplivajo na stopnjo preperevanja. Produkcija preperelega
gradiva je samoomejevalen proces. Omejujeta jo kinetika kemičnih procesov in
zmanjševanje količine mineralov, ki lahko preperevajo. Z napredovanjem preperevanja v
globino se tudi zmanjša izpostavljenost fronte preperevanja zunanjim dejavnikom. Poleg
tega se preperelina in matična kamnina kemično raztapljata. Odnose med elementi s slike
121, so prikazani v preglednici 37 in predstavljeni z enačbo, v kateri so vrednosti F1, F2 in
F4 negativne. Izstopa člen F3. Iz enačbe F3 = – [(–a23)a32(– a11)] sledi, da je negativna, če je
drugi člen [(–a23)a32(– a11)] večji od prvega [a13 a32 a21].
Preglednica 37: Interakcijska matrika za opis pobočja (Phillips 2005b, 262)
(1)
(2)
(3)
(4)
stopnja preperevanja (1)
–a11
0
a13
a14
odstranjevanje v trdnem stanju (erozija) (2)
a21
0
–a23
0
debelina prepereline (3)
–a31
–a32
0
0
odnašanje v raztopini (korozija) (4)
–a41
0
0
0
78 White, W. B. 1988: Geomorphology and hydrology of karst terrains. Oxford university press. New York.
79 Selby, M. J. 1993: Hillslope materials and processes. Oxford university press. New York.

142
Iz tega izhaja, da je na pobočju, prekritem s preperelino, povezava med debelino
prepereline in erozijo skupaj s samoomejevalnim povratnim vplivom preperevanja (–a11)
močnejša od povezanosti preperevanja z debelino prepereline in erozijo. Na območjih, kjer
je preperevanje temeljni geomorfni proces, je pomembna neposredna zveza med
preperevanjem in erozijo, ki gradivo hitro prenese v nižjo lego. Kjer pa je transport
najpomembnejši proces, se preperelina akumulira na pobočju, kar vpliva na stopnjo
preperevanja. Pobočje je stabilno, če preperelina ostaja na njem oziroma ni erodirana in je
denudacija odvisna od transporta. Dinamična nestabilnost je odvisna od jakosti povezave
med preperevanjem in debelino prepereline ter nastopi, če pride do razgaljanja površja ali
če je denudacija odvisna od stopnje preperevanja (Phillips 2005b, 262).
Če je matična osnova izpostavljena površju, se močno poveča stopnja nastajanja prsti, zato
se hitro vzpostavi nov preperelinski sistem. Odnos med preperevanjem in erozijo je
dinamičen in ni v skladu s predstavo o stabilnem80 razvoja površja. Preperevanje matične
osnove narašča do določene debeline prsti, potem pa stopnja preperevanja upade. Od
preperevanja81 odvisen geomorfni sistem je dinamično nestabilen, od transporta82 odvisen
geomorfni sistem pa je stabilen (Phillips 2005b, 263).
Preglednica 38: Stabilnost geomorfnih sistemov, ki so odvisni od preperevanja (Phillips 2005b, 267)
preperelinska odeja pobočje
pokrajinska
enota
pokrajina
temeljna
razmerja
stopnja preperevanja;
vlaga; odpornost na
preperevanje
ravnovesje mas;
premeščanje
produktov
preperevanja
vzajemno
prilagajanje
preperevanja
in denudacije
denudacija; topografija; izostazija
splošne
stabilnostne
razmere
nestabilno stabilno ali
nestabilno nestabilno nestabilno
pogoji za
stabilnost jih ni
preperelinska odeja
se obdrži; denudacija
je odvisna od
transporta
notranje ali
zunanje
omejitve za
denudacijo in
preperevanje
jih ni
merilo ali
stabilnostne
razmere
debela preperelinska
odeja z izbrisanimi
začetnimi razlikami
erozija je večja od
preperevanja; ni
večjega razgaljanja
matične osnove
preperevanje
in denudacija
sta neodvisna
nalaganje ali odstranjevanje
gradiva je nezadostno, da bi
spodbudilo izostatični odziv;
krajša obdobja, v katerih je
izostazija nepomembna
80 Angl.: steady-state.
81 Angl.: weathering-limited.
82 Angl.: transport-limited.

143
5 Datiranje kot metoda za določanje
intenzivnosti geomorfnih procesov
5. 1 Metode datiranja
Poznamo kronometrične metode datiranja in inkrementalne in kalibrirane metode datiranja.
Kronometrične temeljijo na fizikalno-kemičnih lastnostih, ki se s časom spreminjajo. Iz
ocene hitrosti sprememb določimo starost pojava. Začetno stanje lahko ocenimo
(kronometrična metoda) ali pa ga določimo glede na določen sezonski pojav
(inkrementalna metoda). Kronometrične in inkrementalne metode datiranja imenujemo
tudi absolutne metode ali radiometrične metode. Za geomorfologijo so pomembne
predvsem radioogljikovo datiranje83, sevalna metoda,84 K-Ar metoda in U–metoda in
dendrokronološka metoda.85
Radioogljikovo datiranje uporabljamo pri ugotavljanju starosti do 50.000 let starih
poznoglacialnih in holocenskih organskih sedimentov, npr. lesa, oglja, šote ali kosti. Les se
npr. ohrani z zasipanjem, kjer erozija poteka le občasno. Na površju razkrit les hitro
razpade (Brown 1997). Metoda temelji na dejstvu, da iz dušika, ki ga zadeva
visokoenergijsko kozmično sevanje v zgornji atmosferi, nenehno nastaja nestabilni
ogljikov izotop 14C. Starost vzorca izračunamo iz znane količine izotopa v ozračju in
njegove razpolovne dobe 5568 ± 30 let.86 Podatek umerimo z dendrokronološkimi podatki
oziroma kalibracijsko krivuljo. Starost, pridobljena z metodo 14C, je tako ocena števila let,
ki so potrebna, da se z radioaktivnim razpadom količina 14C v odmrlem organizmu
zmanjša na količino, ki je bila izmerjena v analiziranem vzorcu. Starost se izraža v letih
pred sedanjostjo87 z izhodiščnim letom 1950 (Određivanje 2005).
83 Tudi radiokarbonsko ali 14C datiranje.
84 Ali luminiscenca.
85 Opis metod je povzet po Brown (1997), če ni drugače navedeno.
86 Kasnejše meritve so pokazale, da je razpolovna doba 14C 5730 ± 40 let.
87 Angl.: before present ali BP.

144
5. 2 Najdišče lesa in rezultati 14C analize
Dne 12. 8. 2004 sem na vrhu slemena Smolevca v Žibršah na nadmorski višini 700 m,
opazil zanimiv pojav. Nad razkrito podlago iz zgornjetriasnega plastovitega in močno
pretrtega dolomita, katerega plasti so usmerjene proti jugozahodu in nagnjene za približno
20º, je sloj prsti, ki ga pokriva dolomitni grušč. Na grušču je recentna prst, v kateri so
zrasla debela borova drevesa.
Slika 122: Pretrt in milonitiziran dolomit na površju posebej intenzivno prepereva. Na očiščenem prerezu je
lepo vidno, da je 12–14 cm debela fosilna prst nastala s preperevanjem dolomita. V kamnini nastajajo do
meter globoki korozijski žepi, v katerih je kamnina bolj preperela kot v okolici. Lepo je viden za 20st
nagnjen stik med fosilno prstjo in nanosom gradiva, ki sega še najmanj 20 m po pobočju navzdol (fotografija:
Blaž Komac).
Na sprani površini temnega sloja prsti je izstopal košček pooglenelega lesa. Razkriti so bili
štirje delci, veliki od 0,6 do 3 cm. Na največjem so bile še vidne letnice. Ker sem
domneval, da les ni novodobni, sem koščke poslal na analizo starosti.
Slika 123: Košček lesa je razkrilo kopanje v kamnolomu. Lepo so vidni plast fosilne prsti na prepereli
dolomitni podlagi, nanos dolomitnega drobirja in recentna prst, poraščena s travo (fotografija: Blaž Komac).
Po slemenu poteka cesta, ki povezuje bližnje kmetije. Pozimi in v času neurij je potrebna
stalnega popravljanja. Na vrhu Smolevca že od 1920. leta dalje kopljejo dolomitni pesek.

145
V kamnolomu, ki se razteza v dolžini 40 m vzdolž ceste, so do sedaj izkopali že približno
2500 m3 gradiva. Sleme je znižano za približno 5 metrov in uravnano. Kamnolom se danes
širi proti jugozahodu, napredovanje proti jugu je zaustavil rob slemena oziroma strmo
jugovzhodno pobočje. Na skrajnem jugovzhodnem delu je na robu pobočja obstala deset
krat štiri 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 južni strani je še
nedotaknjeno in s travo poraslo pobočje. Razkriti stolpec pobočja, ki je usmerjeno proti
severovzhodu (54o), je prikazan na slikah 123 in 124.
Spodaj je plastovit glavni dolomit z vpadom plasti 230/40. Razkriti sta dve kamninski
plasti. Razkritih je 40 cm spodnje kompaktne plasti, zgornjo plast, ki meri 32 cm, sestavlja
pet manjših plasti. V spodnji plasti so 1–3 dm veliki kamninski bloki, ki jih razmejujejo
razpoke, potekajoče v smereh 58/60, 135/70 in 340/70. Navzgor se gostota razpok hitro
povečuje, tako da so v najvišjem delu zgornje kamninske plasti posamezni nerazpokani
kosi kamnine veliki manj kot kubični centimeter. To je posledica zmrzovanja in
odtaljevanja kamnine na površju in tik pod njim v času, ko kamnine še ni prekrivala prst.
To je bilo verjetno v času po zadnji pleistocenski ohladitvi.
Dolomitna podlaga zvezno prehaja v 12–14 cm debelo fosilno prst temno rjave do črne
barve. V njej so številni žepi, ki segajo do 1 m globoko. Prst je nastala s preperevanjem
kamnine, posledica so korozijsko zaobljeni, močno prepereli in dekalcificirani delci
kamnine z luknjičavo površino ter velikostjo daljše osi do 1,5 cm v njenem spodnjem delu.
V zgornji polovici sloja fosilne prsti so ti delci manjši ali jih ni. Drobni delci prsti so sprani
v večje navpične razpoke v kamnini, ki segajo do 2 m globoko.
Slika 124: Najdišče z lepo vidnimi zaporednimi sloji kamnine, fosilne prsti, dolomitnega drobirja in recentne
prsti ter temnimi koščki lesa. Geomorfološko kladivo v višino meri 33 cm (fotografija: Blaž Komac).
Dva centimetra nad stikom kamnine s fosilno prstjo sem opazil temno obarvane pooglenele
delce lesa. Razkriti so bili štirje delci. Največji delec v obliki diska je deloma še zakrivala
prst. Ploščata stran je bila obrnjena navzgor, na njej so bile vidne letnice. Delec je bil
orientiran proti severovzhodu (62º) in nagnjen za 58º. Razkrita površina je merila 3 krat 2
krat 1,5 cm. Njegov najvišji del je bil 4,8 cm, rob ploskve z letnicami 3,5 cm in spodnji del
2,6 cm nad skalno podlago. Ob največjem delcu je bil manjši delec pravokotne oblike,
razkrit v velikosti 0,8 krat 1 krat 0,6 cm. Od njega se je že odkrojila manjša plast, ki je
ležala nekoliko nižje. Oba delca sta bila orientirana proti severozahodu (310º) in nagnjena
za 50º. Delec velikosti 1,5 krat 1,5 krat 0,7 cm je ležal na najnižjem mestu v prstenem
sloju, 2 cm nad kamnino. Bil je pomaknjen nekoliko navzven, usmerjen proti severu (10º)

146
in nagnjen za 65º. Delce sem odstranil za kasnejšo analizo in potem v prsti našel še nekaj
manjših delcev, ki so skupaj tehtali 9,1 g.
Slika 125: V ospredju slike je pri merilu (1 cm) viden košček lesa (fotografija: Blaž 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 več, drugod manj, kar je bodisi posledica
neenakomernega usedanja gradiva bodisi posledica spiranja. Prehod iz fosilne prsti v ta
sloj je zelo izrazit, nenaden, vrzel88 vpada 12o proti jugozahodu.
Če bi poznal starost lesa, bi lahko sklepal na čas zasutja lesa, posredno pa na splošen
geomorfni razvoj območja. Proces je bil nenaden, da je v prsti nastalo redukcijsko okolje,
ki je preprečilo, da bi leseni delci prepereli. To bi bil tok drobirja manjših razsežnosti, ki je
na to mesto prenesel razmočeno gradivo, ali podorno gradivo. Možen je vpliv človeka.
88 Ali: hiatus.

147
Slika 126: Košček lesa je ležal v spodnjem delu fosilne prsti, tik nad preperelo matično kamnino. Lepo je
vidno, kako se z višino povečuje preperelost zgornje plasti matične kamnine. V višjih legah je kamnina
zaradi nekdanje izpostavljenosti površju močno preperela, spodaj je kompaktna. Po stopnji razpadlosti Pet
segmentov je označenih s številkami (fotografija: Blaž Komac).
Najvišji sloj je recentna prst, ki je nekoliko tanjša od fosilne. Površje porašča trava, z
opuščanjem obdelave so v zadnjem času zrasli leskovje (Corylus avellana) in borovci
(Pinus silvestris).
Slika 127: Dolci v porečju reke Kapos z ohranjenimi plastmi črnozjoma (k), ki vsebujejo neolitske
arheološke ostanke (Pécsi 1964, 33).
Veliko starost fosilne prsti dokazujeta korozivna zaobljenost dolomitnih delcev v njej,
relativno mladost nanosa pa ostrorobatost delcev v sloju dolomitnega drobirja.

148
Slika 128: Dolci na pobočju večje doline so označeni s črko d. V podlagi je s šrafuro označena pliocenska
peščena glina, nad njo so na pobočjih peščeni in meljasti soliflukcijski nanosi puhlice. V dolinskem dnu na
površju prevladuje puhlica, pod katero je droben pesek. Temno so obarvane plasti fosilnega črnozjoma (Pécsi
1996, 52).
Če je les iste starosti kot fosilna prst, domnevam, da je iz obdobja, ko so v Žibršah vladale
periglacialne razmere. To postavi nastanek bodisi v malo ledeno dobo med 15. in 18.
stoletjem, kar je manj verjetno, ali v sklepno obdobje zadnjega sunka poledenitve, v pozni
würm pred približno 8000 leti.
Slika 129: Koščki lesa od blizu. Na največjem je mogoče razpoznati letnice. Merilo meri 1 cm (fotografija:
Blaž Komac).
Prst nastaja zelo počasi z zapletenimi procesi pedogeneze, ki potekajo s hitrostjo 0,01–
0,1 mm a-1 (Lovrenčak 1994, 47; Čeh 1999, 6; Mikoš in Zupanc 2000, 419). Na ravnem
površju, kjer hitrost nastajanja prsti močno presega stopnjo njenega odstranjevanja, se
preperelina lahko obdrži na površju tudi več milijonov let. Tak primer je na apalaškem
piedmontu v ZDA (Pavich 198989; citirano po: Phillips 2005b, 263). Glede na ugotovitve
89 Pavich, M. J., 1989: Regolith residence time and the concept of surface age of the piedmont "peneplain".
V: Gardner, T. W., Sevon, W. D. (ur.) 1989: Appalachian geomorphology. Elsevier. Amsterdam. 181–196.

149
Šifrerja (1997) lahko domnevam, da je 12–14 cm debela fosilna prst holocenske starosti
(približno 10.000 let), saj npr. na kvartarnih terasah nastaja preperelina s povprečno
hitrostjo 0,011 mm a-1.90
Preglednica 39: Hitrost nastajanja prepereline, izračunana iz njene starosti in debeline (prirejeno po: Šifrer
1997)
debelina prepereline oziroma prsti (mm)
začetek obdobja
(leta)
izračunana intenzivnost 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
povprečno
0,0120
Deglaciacija je v Vzhodnih Alpah nastopila pred približno 15.500 leti, ko naj bi se v 1000–
2000 letih stalilo 50–60 % ledu (Verbič 2004, 189). Prodniki v terasah riške starosti so
prepereli 2–3 mm globoko (Šifrer 1997). Dolomitni delci v fosilni prsti v Žibršah so
prepereli 1–1,5 mm globoko. Iz tega sklepam na zgodnjewürmsko starost prsti, vendar je
potrebno pripomniti, da je kemično preperevanje dolomita zaradi njegove poroznosti in
pretrtosti zelo intenzivno (Zupan Hajna 2003).
Slika 130: Kalibracijska krivulja za 14C analizo. S križcem je označena lega starosti vzorca z Žibrš.
Z radioogljikovo analizo, ki so jo opravili na Inštitutu Ruđer Bošković v Zagrebu,91 so
ugotovili največjo starost vzorca 605 ± 80 let. Les je nastal v času 1300–1410 A.D.,
sredina distribucije je leto A.D. 1355. Iz starosti lesa sklepam na starost nanosa, ki je
prekril fosilno prst. Starost nanosa je najverjetneje nekoliko nižja od starosti lesa, ki ga je
nanos prekril.
90 Na würmskih terasah preperelina nastaja z intenzivnostjo približno 0,004 mm/leto, na riških terasah z
intenzivnostjo približno 0,006 mm/leto, na mindelskih terasah pa z intenzivnostjo približno 0,014 mm/leto in
na najstarejših terasah z intenzivnostjo približno 0,018 mm/leto (Šifrer 1997).
91 Zavod za eksperimentalnu fiziku, Laboratorij za mjerenje niskih radioaktivnosti, Bijenička 54, 10002
Zagreb, Hrvaška. Medmrežje: http://www.irb.hr/zef/c14-lab.

150
5. 3 Možni vzroki nastanka nanosa
5. 3. 1 Zasutje kot delo človeka
Možno je, da je gradivo zasul človek. V tistem času je potekala kolonizacija tega območja.
Nanos je lahko nastal ob uravnavanju območja zaradi nadelave poti, kot posledica
uravnavanja površja zaradi izdelave ogljene kope ali posledica pospešene erozije po
izsekavanju gozda.
Širša okolica Žibrš, naselitvena območja in otoki iz predslovenskih časov sredi notranjskih
gozdov, so bili naseljeni že v rani slovenski dobi, Logatec je že iz rimskih časov znan kot
pomemben kraj (Blaznik, Grafenauer, Zwitter 1970, 68).
V Sloveniji je v času od 12. do 15. stoletja potekala mlajša kolonizacija, v 13. in 14.
stoletju pa se je naselitveni tok preusmeril v višje, hribovite in z gozdom porasle pokrajine.
Ob mlajši kolonizaciji so nastajala manjša razložena naselja, ali samotne kmetije s poljem
v celku. Naselja so v hribovitem svetu razložena, višje prevladujejo samotne kmetije s
celki. V tem času so naselbine rasle sredi gozdov na pobočjih, na manj plodnih območjih
ter na območjih, kjer je zemlja manj primerna za obdelovanje. S to kolonizacijo se je od
13. do 15. stoletja število naselij na Slovenskem pomnožilo in v ugodnih legah ponekod
celo preseglo število današnjih naselij (Blaznik, Grafenauer, Zwitter 1970, 78).
Kolonizacija Žibrš je verjetno potekala v času mlajše kolonizacije, ki je trajala od 13. do
14. stoletja. Po ljudskem izročilu naj bi bile Žibrše poseljene šele mnogo kasneje. Še je
ohranjen spomin na naselitev, ki naj bi se zgodila pred tristo leti. Prvotni prebivalci so
izkrčili gozd, prva dejavnost je bila oglarjenje. Domačini celo pomnijo vrstni red nastanka
prvih petih kmetij. Ustno izročilo bi se verjetno zelo težko ohranilo vse od 14. stoletja.92
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 višinski gozd
na naporno krčenje. Naselja, ki so nastala s krčenjem višje ležečega gozda, so na pobočjih
Selške in Poljanske doline, na hlevnovrškem ozemlju v okviru loškega gospostva, ki je bilo
kolonizirano šele v prvi polovici 14. stoletja. Kolonizacija iste vrste je potekala še v okolici
Idrije, Vojskega in Trebuše ter na območju med Vrhniko, Logatcem in Idrijo, v okolici
Polhovega Gradca in na nekaterih območjih med Barjem in Cerkniškim poljem (Blaznik,
Grafenauer, Zwitter 1970, 78–79).
Druga možnost je, da so gradivo nasuli ob delovanju kamnoloma. Glede na okolico
najdišča nanos ni mlajši od nekaj deset let. Bližnja pobočja so porasla z debelimi borovimi
drevesi, zato je skoraj gotovo, da nanos ni mlajši od 50 let. Glede na domnevo, da je nanos
nastal hipoma in glede na velikost nanosa trdim, da ni nastal s počasnim nametavanjem
gradiva z lopato ali podobnim orodjem. Nanos je starejši od nekaj desetletij, saj se je na
njem razvila recentna prst.
Po slemenu Žibrš pri Logatcu poteka makadamska cesta, ki povezuje bližnje kmetije. V
priročnem kamnolomu že nekaj desetletij kopljejo dolomitni pesek, saj je cesta pozimi in v
času neurij potrebna stalnega popravljanja. S kopanjem so po pripovedi domačinov začeli
Italijani, ki so potrebovali gradivo za izdelavo mejnih kamnov za takratno bližnjo državno
mejo. Mejni kamni so vzidani v jugovzhodno steno gospodarskega poslopja domačije Pri
Tumletu.
92 Za informacije se zahvaljujem g. Vinku Korenču z Žibrš 36, lastniku kmetije Pri Tumlet; 9. 12. 2004.

151
5. 3. 2 Mala ledena doba
Je tudi več možnih naravnih vzrokov za nastanek nanosa. Približno v tistem času je
nastopilo približno 450 let dolga mala ledena doba. Prej je v Evropi vladalo v obdobju
700–1300 A. D. z viški v letih 750 in 1050 toplo podnebje atlantske dobe, ki jo imenujemo
tudi srednjeveški podnebni optimum (The little Ice age 2004). Povprečna letna temperatura
je bila po različnih podatkih za 1–2o C višja od današnje. Na območju današnje Nemčije,
kjer vinogradi danes uspevajo na višini 560 m, so rasli do 780 m nadmorske višine
(Douglas Dalziel 2004).
V Angliji, Franciji in Nemčiji so v letih 1080–1180 zabeležili mile zime in sušna poletja.
Islandijo, ki je dosegla poselitveni višek v 12. stoletju s 70.000 prebivalci, so poselili leta
874, leta 985 se je začelo naseljevanje Grenlandije (The little ice age 2004).
Do ohlajanja ozračja prišlo ob koncu 12. stoletja, kar dokazuje padec vsebnosti 18O v
vzorcu ledu z Grenlandije93, zgodovinarji pa postavljajo začetek 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 najhladnejše obdobje v zadnjih 3000 letih, je
bil zelo oster, ohladitev je trajala približno petsto let94. V tem času razlikujemo tri hladna
obdobja (14., 17. in 19. stoletje) in dve topli (16. in 18. stoletje). Bolj so se znižale zimske
temperature kot poletne, gozdna meja se je v severni Nemčiji spustila za 100–200 m, v
Alpah za 70–300 m. Pri Ferskih otokih se je temperatura morja znižala za 5º C glede na
današnjo (Lamb 1977, 1984; citirano po: The Little Ice Age 2004; Lewis 2001).
Hitro ohlajanje podnebja je skrajšalo rastno dobo rastlin, pogosteje se je pojavljala zmrzal,
povečala se je oblačnost. Vlažna poletja so zmanjšala letino žit in vina. Na višku male
ledene dobe je bila rastna doba skrajšana za 3–4 tedne ali za petino časa med majem in
septembrom (Manley 1957; citirano po: Little ice age in Europe 2004).
Zaradi zmanjšanja letin je upadlo število prebivalstva. Zaradi lakote, bolezni, neurij in
naraščanja ledenikov je bilo opuščenih ali uničenih veliko kmetij. Posledica je bila nižja
vsota zbranih davkov in znižanje vrednosti lastnine (Lamb 1995; citirano po: Little ice age
in Europe 2004).
V Alpah so napredujoči ledeniki uničevali naselja in plodna zemljišča ter z zajezevanjem
rek povzročali poplave. V sedimentih alpskih jezer so zabeležili šest holocenskih
napredovanj ledenikov, zadnje sodi v čas male ledene dobe (Karlen s sod. 1999; citirano po
The Last 1000 years 2004).
Pelodne analize v Južnem Ontariu v Kanadi so pokazale, da je toploljubno bukev kot
prevladujočo drevesno vrsto po letu 1400 zamenjal najprej hrast in kasneje bor. Po večjih
podnebnih spremembah je bilo za prilagoditev drevesne populacije novim razmeram
potrebnih več stoletij (Campbell in McAndrws 1993; citirano po Little ice age in Europe).
Podnebne spremembe v zadnjih 2000 letih so vplivale tudi na geomorfne procese. V
obdobju 900–300 pr. Kr. je bilo v severovzhodni Španiji tako imenovano železnodobno
hladno obdobje, v katerem je prevladovalo odlaganje gradiva. Sledilo je toplo in sušno
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 času od 16. do 18. stoletja zaradi fužinarstva naraščal pomen gozda.
Gozd je prizadelo pašniško kajžarstvo, ki se je pojavljalo že od 14. stoletja dalje. Kajžarji
so se naseljevali na srenjski zemlji, na kateri je manjkalo vode, ali je bila zamočvirjena
zaradi slabega vzdrževanja, kar je bilo posledica lege, slabega vzdrževanja in neugodnih
93 Camp Century na Grenlandiji.
94 Različni viri navajajo različno dolžino tega obdobja: 1300–1860, 1400–1800, 1450–1890, 1675–1704.

152
podnebnih razmer. Na takih gmajnah je paša 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 gospoščini v
nemškem delu Štajerske so okr. 1700 preizkušali izboljšanje krmljenja s slamo, posebej
pripravljeno in mešano z drugimi sestavinami za ta namen ..." (Novak 1970, 363).
Podobne načine krmljenja so uvajali tudi drugod. Kmetje so si pozimi pomagali celo s
pokladanjem slame s streh za krmo (Novak 1970).
Opuščali so gojenje vinske trte, ki je ena od najstarejših kulturnih rastlin in "... uspeva le v
določenih podnebnih pogojih, od katerih je odvisna njena geografska razširjenost ...;
zahteva toplo in suho poletje in ne prenese hude zime ..." (Valenčič 1970, 281). V
srednjeveški topli dobi se je vinogradništvo razširilo po vsem slovenskem ozemlju tudi na
ozemlja z manj ugodno prstjo in podnebjem, trta se je pomikala proti severu (Valenčič
1970, 289). V 14. stoletju se je vinska trta umaknila južneje, v Angliji so vinogradi
popolnoma izginili (Tannberg s sod. 2000; citirano po: Little ice age in Europe 2004).
Opuščanje pridelave vinske trte na Gorenjskem povezujejo zgodovinarji s spremenjenimi
prometnimi razmerami, implicitno pa omenijo vpliv podnebja (Valenčič 1970, 289–290).
Slika 131: Temperatura, debelina drevesni letnic, količina 14C v ozračju in količina 18O v ozračju v času male
ledene dobe (Little icea ge 2005). S sivo barvo je označeno obdobje, v katero spada žibrški les.
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. Prvič je
omenjena v gornjegrajskem urbarju iz leta 1426. Sejali so jo verjetno že prej, v 16. stoletju
pa so jo sejali po vsem slovenskem ozemlju. Z uvedbo ajde je prišlo do prve pomembne
spremembe sistema natriletnega kolobarjenja. Sledila je ozimnemu žitu kot strniščni
posevek, kar ji omogoča "... njena kratka vegetacijska doba, ki traja do 90 dni ..."
(Valenčič 1970, 257). Uvedba ajde je tudi prilagajanje kmetijskega gospodarjenja

153
spremenjenim podnebnim razmeram, saj se je z njeno uvedbo povečala izraba obdelane
zemlje (Valenčič 1970, 257).
Ohladitev za stopinjo ali dve je velika. Danes je povprečna razlika med povprečno letno
temperaturo najhladnejšega in najtoplejšega leta v večini slovenskih krajev 2º C.
Povprečna letna temperatura zraka se na vsakih 100 m zniža za 0,53º C, povprečna letna
maksimalna temperatura za 0,64º C in povprečna letna minimalna temperatura za 0,42º C.
V današnjih razmerah je povprečna letna temperatura 0º C na nadmorski višini približno
2150 m, povprečna minimalna temperatura 0º C na nadmorski višini približno 1500 m in
povprečna maksimalna temperatura 0º C na nadmorski višini približno 2650 m
(Klimatografija Slovenije 1995, 12–13).
Slika 132: Indeks ostrosti zime za Pariz, debelina gorskih ledenikov v Alpah in ledu na Grenlandiji, cene
pšenice na evropskih trgih, polarni led, ki je bil viden z Islandije ter geomorfni pomen podnebja na primeru
Španije v mali ledeni dobi (Gutiérrez-Elorzaa in Peña-Monné1 1998; The Little Ice Age 2005). S sivo barvo
je označeno obdobje, v katero spada žibrški les.
Po analogiji bi bila v mali ledeni dobi ob znižanju povprečne letne temperature za 1,5º C
povprečna letna temperatura 0º C na nadmorski višini 1850 m (300 m nižje). Povprečna
minimalna temperatura 0º C bi bila približno 350 m nižje, povprečna maksimalna
temperatura 0º C pa 235 m nižje na nadmorski višini 2415 m.
Povprečna letna temperatura na nadmorski višini Žibrš je danes približno 7,5º C (6–
8,5º C), povprečna minimalna temperatura 3,4º C in povprečna maksimalna temperatura
12,2º C. Ob znižanju temperature za 1,5º C bi bila povprečna letna temperatura v Žibršah
6º C, kar bi ustrezalo razmeram na današnji nadmorski višini 1025 m. Tam danes uspeva
gozd, vendar je tudi veliko kmetijskih površin – krčevin.
V današnjih razmerah se zgornja gozdna meja v Julijskih Alpah zvišuje od predgorja proti
osredju in sega od 1600 m na črti Matajur–Vogel–Črna prst prek 1700 m na črti Kanin–
Krn–Bohinj do 1900 m v okolici Triglava. V južni Sloveniji je gozdna meja nižje, na
Snežniku je 1540 m visoko in na Trnovskem gozdu v višini 1450 m (Lovrenčak 1987).

154
V mali ledeni dobi se je tudi gozdna meja pomaknila za približno 300 m nižje in bi segala
v Julijskih Alpah do nadmorske višine 1300–1600 m, v južni Sloveniji pa do nadmorske
višine 1100–1200 m. Torej bi segala nekoliko nad najvišje predele Žibrš.
5. 3. 3 Analiza usmerejnosti kamninskih delcev in interpretacija premikanja gradiva
Ker v naših podnebnih razmerah na nadmorski višini 1200 m danes ni periglacialnih
procesov, lahko ovržem domnevo o vplivu podnebnih sprememb male ledene dobe na
geomorfne procese v Žibršah.
Hipotezo sem preveril z analizo sedimenta, s katero ugotovimo način transporta gradiva.
Dne 21. 1. 2005 sva z dr. Milošem Bavcem95 opravila meritve usmerjenosti kamninskih
delcev ali klastov v gradivu, ki je zasulo fosilno prst. Merila sva usmeritev daljših osi
podolgovatih kamnov, ki imajo razmerje med osema a (najdaljša) in b (srednja) večje od
3 : 2. Meritev vpada in usmerjenosti daljših osi kamninskih delcev velikosti nad 2 cm, z
razmerjem osi (a : b) > (3 : 2), je potekala z geološkim kompasom. Meritev je bila težavna
zaradi zamrznjene podlage in majhnega števila dovolj velikih in pravilno oblikovanih
delcev.
Slika 133: Diagram S1/S3 za določanje geneze sedimentov oziroma diamiktov. S piko sta označeni vrednosti
S1/S3 za gradivo v Žibršah (prirejena po: Dowdeswell s sod. 1985, 697; Bavec 2001, 20; Klein in Davis
2005).
Izmerjene vrednosti sem vpisal v računalniški program StereoNett (Duyster 1998), ki
omogoča izračun lastnih vektorjev in njihovih lastnih vrednosti (S1, S2 in S3). Te kažejo
smer največje koncentracije usmerjenosti delcev. Za sedimente sedimentnih tokov je
značilna dvosmernost kamninskih delcev, saj se jih del usmeri pravokotno na smer
sedimentnega toka, večji del vzporedno z njim (Lindsay, 1970, 630). Usmerjenost delcev
je v klastičnih sedimentih urejena, saj se v strukturi sedimenta ohrani informacija o načinu
transporta in odlaganja. Mogoče je obnoviti razmere, ki so vladale ob nastanku sedimenta
(Lindsay, 1970).
Metoda tridimenzionalnega vektorskega ugotavljanja usmerjenosti daljših osi kamninskih
delcev temelji na izračunu lastnih vektorjev in njihovih vrednosti96 variančno–kovariančne
matrike. Z matriko izračunani lastni vektorji so smeri osi elipsoida. Njegova oblika je
definirana z usmerjenostjo kamninskih delcev. Lastni vektor V1 ima smer največje
koncentracije smeri kamninskih delcev, V3 leži pravokotno na ravnino največje
95 Dr. Milošu Bavcu z Geološkega zavoda Slovenije se zahvaljujem za pomoč.
96 Angl.: eigenvalues.

155
koncentracije. Lastne vrednosti S1, S2 in S3 določajo stopnjo koncentracije usmerjenih
delcev po posameznih smereh. Vrednost S1 je merilo stopnje prevladujoče koncentracije v
smeri V1. Ker so daljše osi kamninskih delcev v talni moreni97 usmerjene v smeri toka
ledeniškega ledu, v sedimentnih tokovih približno v smeri toka gradiva, sta daljša os
elipsoida in vektor V1 usmerjena v smeri toka. Iz lastnih vrednosti je mogoče s
primerjalnim diagramom (Dowdeswell s sod., 1985, 697) genetsko opredeliti posamezne
sedimente. Podatke sem z računalniškim programom StereoNett (Duyster 1998) vnesel na
spodnjo poloblo Schmidtove mreže in izdelal konturne diagrame, na katerih sem označil
prevladujočo usmerjenost kamninskih delcev. S primerjavo vrednosti S1 in S3
(Dowdeswell s sod. 1985, 697) ter z diagramom sem genetsko opredelil posamezne
sedimente (Bavec 2001).
Preglednica 40: Normalizirane Eigenove vrednosti in Eigenovi ali lastni vektorji, izračunani iz 33 meritev
usmerjenosti kamninskih delcev v Žibršah
Eigenove vrednosti
Eigenovi vektorji (azimut v stopinjah)
S1 = 0,46
V1 = (144,4 / 1,1)
S2 = 0,35
V2 = (54,4 / 2,1)
S3 = 0,19
V3 = (262,1 / 87,7)
Metoda analize usmerjenosti kamninskih delcev uporabljajo za ugotavljanje starosti
kvartarnih sedimentov (Bavec 2001; Verbič 2004), redkeje pa za ugotavljanje starosti
drugih kamnin, površja ali reliefa.
Glede na orientiranost kamninskih delcev je pri premikanju gradiva najverjetneje šlo za
naraven proces in ne za delo človeka. 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
Površje v Žibršah je zanimivo, ker so na njem nastali številni dolci (Komac 2003b).
Vmesna dolomitna pobočja so vegasta in ponekod stopničasto sledijo plastovitosti
dolomita. Možno je, da bi gradivo v nižjo lego prišlo zaradi podiranja takšne stopnje na
pobočju. Hipotezo sem ovrgel na podlagi lege najdišča na južnem skladnem pobočju.
Možno je, da se je gradivo v nižjo lego posulo zaradi potresa.98 Razlaga temelji le na eni
meritvi starosti in na meritvah usmerjenosti kamninskih delcev in jo bodo z gotovostjo
potrdile ali ovrgle šele paleoseizmične raziskave.
Vzdolž grebena poteka prelom, ob katerem je dolomit tako močno pretrt, da je iz njega
nastal pesek, ki ga izkorišča kamnolom. Domnevam, da je vzdolž preloma prišlo 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
nižjo lego spolzelo v toku gradiva. Gradivo prekriva površje še v dolžini približno 20 m.
97 V geologiji se uporablja izraz til, prevzet iz angleškega jezika till v pomenu "zmes ilovice in peska ali trda
glinasta zemeljska zmes" (Veliki 1997).
98 Obisk najdišča s sodelavcema Geografskega Inštituta Antona Melika ZRC SAZU, dr. Matejem Gabrovcem
in Matijem Zornom.

156
Slika 134: Prikaz možnega vzroka premika gradiva. Debela črna črta označuje današnje površje, siva pa
predpostavljeno nekdanje površje slemena. Poševna črta označuje prelom, ob katerem bi lahko prišlo do
relativnega premika in posutja gradiva po južnem pobočju (oranžna barva). S številkami sta označeni razdalja
in višina v metrih.
Les, ki je ležal v fosilni prsti, ima radioogljiikovo starost 605±80 let in ga z veliko
gotovostjo postavljamo v obdobje 1300–1410 A. D. Najbolj verjetno leto zasutja lesa je
1355 A. D.
Leta 1348 je Kranjsko prizadel močan beljaški potres. V zadnjem času ugotavljajo, da bi
bila boljša oznaka furlanski potres, saj je bil njegov epicenter v Furlaniji (Zorn 2002).
Potres z žariščem v globini 7 km, jakosti 6,5 po Richterju in največjimi učinki, ocenjenimi
na X. stopnjo po EMS, je nastal 25. januarja 1348 med 14. in 15. uro po svetovnem času.
Ob tem izjemno močnem potresu se je po Valvasorju na Kranjskem, Koroškem in
Štajerskem porušilo 26 mest ter 40 cerkva in gradov. Tresenje so čutili do Neaplja, Rima,
Firenc, Strasbourga, Lubecka (Lužice) in Krakova. Pri tem so se z južnega pobočja
Dobrača (2166 m) pri Beljaku sprožili podori (Zorn 2002; Najmočnejši potresi 2005).
Če je bil epicenter potresa, ki je prizadel območje današnje zahodne Slovenije, zares v
Furlaniji ali na zahodu Slovenije, bi lahko ob njem prišlo do premika vzdolž Idrijskega ali
njemu vzporednega preloma. Pri tem lahko nastala stopnja, ob njej pa bi se premaknilo
gradivo, ki je zasulo omenjeni košček lesa.
Slika 135: Nad levi je prikazano začetno stanje. Pobočje 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 površje (Faults 2005).
Razlago potrjuje gosta mreža prelomov na tem območju, ki so navezani na idrijski prelom
(Komac 2003a; 2003b).

157
Slika 136: V perujskih Andih je ob potresu 10. 11. 1946 vzdolž preloma nastal 5 km dolg in 4 m visok
navpični premik (Vidrih 2005, 31).
Slika 137: Navpični potresni premik ob prelomu Denali pri reki Delta na Aljaski v ZDA (Denali 2005).
Na dolomitnih območjih se zaradi krušljivosti dolomita, njegove majhne prepustnosti ter
šibke izraženosti kraških in rečnih pojavov (Komac B. 2004), sedimenti pogosto ohranijo
daljši čas kot drugje. Dolomitna območja so zelo pomembna za ugotavljanje dinamike
razvoja reliefa za razliko od apnenčastih, kjer si pri ugotavljanju starosti površja
pomagamo z jamskimi sedimenti, zlasti ko so izpostavljeni na površju, in za razliko od
rečnega (fluvialnega) reliefa, kjer denudacija in erozija sproti odstranita večino prepereline.

158
Slika 138: Zahodni del kamnoloma z vidno plastovitostjo (modro), razpokami (rdeče) in žep fosilne prsti, ki
še ni bila datirana (rumeno). Spodaj je nekoliko povečan osrednji del zgornje slike (fotografija: Blaž Komac,
6. 4. 2005).
Podobna pojava so ugotovili v peskokopu na Orlah (Placer 2004, 235), kjer izkoriščajo
srednjetriasni dolomiti, ki je izjemno močno pretrt zaradi lege med narivoma oziroma med
karbonsko talnino in krovnino. V enem primeru se je kamninski blok pogreznil med skoraj
navpičnimi prelomi, s prelomnimi ploskvami, ki so bile usmerjene proti jugozahodu
(310/90, 270/60, 207/65 in 270/50). Na prvi pogled je bila vidna večfaznost premikov,
najmlajši prelom 270/60 je segal do površja. V drugem primeru je bila lepo vidna
prelomna ploskev 260/50, ki je oblikovala tektonski poljarek, v katerem se je v več
stopnjah odložilo pobočno gradivo. Večstopenjska zapolnitev je lahko nastala s
skokovitimi premiki. Podoben dokaz premikov so našli leta 1975 ob rekonstrukciji ceste
med Studenim in Strmico pri Postojni, ko je bil v peskokopu ob cesti viden približno 10
cm velik vertikalni premik. Peskokop so uporabljali še nekaj let po drugi svetovni vojni,
pozneje so vanj zasipali odpadno gradivo. Tam je subvertikalni prelom v smeri 270/90
nastal v že prej močno pretrtem oziroma tektoniziranem glavnem dolomitu (Placer 2004,
235).
Glede na navedeno je datirani les na Žibršah morda eden prvih posrednih dokazov za
starost polpreteklih tektonskih oziroma potresnih premikov ozemlja vzdolž prelomov, ki je
bil do zdaj najden pri nas. Ker pa ni nedvoumnega dokaza, dopuščam dvom in možnost, da
je nasip delo človeka, saj je les v fosilni prsti iz zgodovinske dobe.

159
6 Razprava in sklep
Geomorfologija je veda, ki razlaga odnose med geomorfnimi procesi in reliefnimi
oblikami. Beseda geomorfologija izhaja iz grških izrazov gea, ki pomeni Zemljo in
morphos, ki pomeni oblika. Je veja fizične geografije, ki preučuje relief. Relief je del
pokrajine in je ena od temeljnih lastnosti Zemljinega površja. Beseda relief izhaja iz
latinskega glagola relevare, ki pomeni ponovno dvigniti (Tavzes 2002, 987). Izraz sam že
nakazuje, da je relief nastal z geomorfnimi procesi.
Preučevanje geomorfnih procesov na Zemljinem površju je zapleteno. Geomorfni procesi
so z vidika človeka počasni, nekateri pa zelo hitri. Na istem območju lahko obenem
potekajo različni procesi. V zmerno toplem podnebnem pasu potekajo npr. na pobočjih
hkrati preperevanje, denudacija in erozija (Embleton in Thornes 1979, 1 in 4).
Geomorfni procesi delujejo hkrati na različnih prostorskih in časovnih ravneh, zato je
težko ugotoviti, kateri je resnično 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 prišlo do procesa (pojava),
dejavniki na mikro ravni pa odločajo, kako se bo to zgodilo. Zato je primerno najprej
dognati splošne poteze reliefa in nato razložiti posamezne, morfometričnim študijam pa
mora slediti študij geomorfnih procesov na različnih ravneh (Viles 2001).
V geomorfologiji si zastavljamo vprašanje, ali je določena reliefna oblika nastala s
sodobnimi, recentnimi geomorfnimi procesi ali pa je dediščina preteklih geomorfnih
procesov.
Problem merila99 se razodeva na časovni in prostorski lestvici. Problem merila in problem
časa sta podobna, povezana in ju ne moremo povsem ločiti.
Čas je merilo sprememb v geomorfnih sistemih in tudi količina za merjenje sprememb. S
časom izrazimo stopnjo sprememb, izgub energije, opravljenega dela ali spremembe
entropije. Temeljna težava geomorfologije je prekratko obdobje, v katerem opazujemo
pojave. Delna rešitev so metode za določanje absolutne starosti sedimentov (Natek 1985;
Schumm 1991, 38).
Druga težava v zvezi s časom je, da različni geomorfni in fizikalni sistemi delujejo prek
različnih časovnih ravni. Reliefne oblike lahko opazujemo v sedanjem trenutku lahko pa
nanje gledamo organsko in upoštevamo tudi pretekli razvoj. Večjih reliefnih oblik ne
99 Angl.: the problem of scale.

160
moremo razložiti le s sedanjimi razmerami in procesi, saj nastajajo skozi daljši čas in so
nanje vplivale pretekle geomorfne razmere. Z naraščanjem velikosti in starosti pojavov je
vedno manj lastnosti, ki jih zmoremo pojasniti (Schumm 1991, 52).
Slika 139: Razmerje med sodobnim in zgodovinskim v geomorfologiji. Zgornja krivulja kaže največjo
vrednost sodobne komponente, spodnja pa največjo vrednost razložljive zgodovinske komponente. Med
črtama je prikazana sedanjost. V odvisnosti od krajevnih razmer razložimo npr. obliko struge z 10–60 %
zgodovinske komponente (Schumm 1991, 53).
Ker mora biti čas opazovanja primeren opazovanemu pojavu, morajo napovedi razvoja za
daljša časovna obdobja, temeljiti na najslabših možnih ali ekstremnih možnostih
prihodnjega razvoja (Schumm 1991, 36).
Slika 140: Odnos med stabilnimi in nestabilnimi geomorfnimi sistemi glede na prostorsko in časovno raven
(Phillips 2005b, 268–269).
Pozornost zahteva tudi časovni razpon, v katerem se dogajajo pojavi. Gorstva nastajajo v
milijonih let, erozijski žlebič pa v enem dnevu. Če na razvoj reliefa gledamo na ravni
milijona let, se površje znižuje, manjša se potencialna energija. V kratkem obdobju
opazovanja je za razvoj površja značilno zmanjševanje potencialne energije in
vzpostavljanje dinamičnega ravnovesja. V še krajšem obdobju opazovanja sistem
usmerjajo negativno-povratni mehanizmi. Za najkrajše obdobje opazovanja ali sedanjost je

161
značilno stabilno stanje. Glede na časovno merilo opazovanja se (navidezno) spreminjajo
tudi vzročno-posledični odnosi (Schumm 1991, 37).
Preglednica 41: Vloga prostora in časa v porečju. Spremenljivka ali opazovani pojav, ki je pomemben na
določeni ravni preučevanja, je na drugi ravni lahko povsem nepomemben. Zato so rezultati in sklepi veljavni
le za določen prostorski in časovni okvir. Prikazan je primer preučevanja porečja (prirejeno po: Montgomery
1989, 55)
spremenljivka
cikličen pogled na
razvoj površja100
stopenjski pogled na
razvoj površja101
ravnovesen pogled na
razvoj površja102
čas
neodvisno
nepomembno
nepomembno
začetni relief
neodvisno
nepomembno
nepomembno
geološke razmere
neodvisno
neodvisno
neodvisno
podnebje
neodvisno
neodvisno
neodvisno
relief in hipsometrične značilnosti
odvisno
neodvisno
neodvisno
vodni odtok in odplavljanje gradiva
odvisno
neodvisno
neodvisno
morfologija rečja
odvisno
odvisno
neodvisno
morfologija pobočja
odvisno
odvisno
neodvisno
pretok vode
odvisno
odvisno
odvisno
Prostor je za geomorfologijo pomemben z vidika merila in velikosti. Čeprav ni
prostorskega merila, v katerem bi lahko opazovali naravne sisteme, najbolje razumemo
pojave, ki so blizu človeški ravni zaznavanja. Naše dojemanje sega v časovnem smislu od
desetine sekunde do nekaj deset let, v prostorskem pa od desetine milimetra do nekaj
kilometrov. Zato je izbor merila opazovanja odvisen od preučevanega problema. Z
velikostjo pojavov narašča njihova kompleksnost, zato je preučevanje težje. Preučevanje
ne more temeljiti zgolj na velikosti pojavov (Schumm 1991, 42).
V površje je kot na palimpsest vtisnjeno vse preteklo dogajanje. Učinki recentnih procesov
so praviloma najbolj vidni, učinki oddaljenih so že zabrisani z drugačnimi recentnimi
procesi. Površje je večgeneracijsko, zato je pretekli razvoj pomemben za razumevanje
sedanjega in prihodnjega stanja. Po De Martonnu je geomorfologija "... znanost o
sedanjosti, obrazložena s preteklostjo ..." (Belec 1983, 15). Dinamična in historična
geomorfologija si teoretsko nasprotujeta, praktično pa dopolnjujeta. Historična
geomorfologija razlaga površje kot dediščino preteklosti. Sedanje stanje je ključ za
razumevanje preteklih dogodkov. V geomorfologiji se je to mišljenje uveljavilo kot načelo
uniformizma ali aktualizma. Sedanjost malo pove o preteklosti, preteklost pa veliko pove o
sedanjosti.
"... Današnji zapisi geomorfnih procesov v pokrajini ne odražajo dovolj
dobro dolgoročnega vedenja (geomorfnega sistema), da bi lahko na njih
temeljilo razumevanje razvoja površja ..." (Church 1980; citirano po Tinkler
1985, 200).
V geomorfologiji je pogosto načelo analogije ali podobnosti, po katerem spoznavamo
podobnost strukture različnih pojavov. Še pomembnejše je načelo homologije, po katerem
spoznavamo podobnost strukture in funkcije različnih pojavov (Schumm 1991, 19). Zato
geomorfologijo laho opredelim kot vedo o vzorcih organiziranja Zemljinega površja
(reliefnih oblikah) in o vzorcih njegovega preoblikovanja (geomorfnih procesih). Tudi
temelj geografskega raziskovanja je preučevanje procesov in prostorske razprostranjenosti
pojavov, ki so jih procesi povzročili. Bruner (1986, 6; citirano po Mlekuž 2004, 46) navaja
tri temeljne kategorije geografskega preučevanja, ki so izraz človekovega pristopa:
realnost, izkustvo in izraznost.
100 Angl.: cyclic.
101 Angl.: graded.
102 Angl.: steady.

162
Preglednica 42: Kategorije človekovega spoznavanja (Bruner 1986, 6; citirano po Mlekuž 2004, 46)
splošne kategorije družbenogeografske kategorije fizičnogeografske kategorije
resničnost ali
stvarnost
to, kar je v resnici, kar koli naj že to bo to, kar je v resnici (geomorfni proces)
izkustvo izkušnja, kako se resničnost kaže v zavesti
način, na katerega se geomorfni proces kaže v
pokrajini (reliefna oblika)
izraznost način, na katerega je individualno izkustvo
oblikovano ali izraženo
izraznost individualnega izkustva ali
interpretacija reliefne oblike (geomorfološki
zemljevid)
V omenjenem smislu sta geomorfološko preučevanje in razlaga razvoja Zemljinega površja
vedno, povsod in samo interpretacija tega, kar v resnici je. Če bi zmogli opraviti končno
mnogo meritev, bi še vedno ne zadoščalo, saj bi vedno ostal košček Zemljinega površja, ki
ga naše merilne naprave ne bi mogle zaobseči.
"... Prav tako obstaja tudi Mandelbrotova množica. Obstajala je, preden
sta jo začela Peitgen in Richter pretvarjati v umetnost, preden sta Hubbard in
Douady dojela njeno matematično bistvo, še celo preden jo je odkril
Mandelbrot. Obstajala je takoj, ko so znanstveniki zgradili neki kontekst –
ogrodje kompleksnih števil in pojem iteriranih funkcij. Potem je čakala, da jo
razkrijejo ..." (Gleick 1991, 225).
V zgodovini geomorfologije je bil razkorak med izkustvom in resničnostjo posledica
različnega časovnega in prostorskega merila geomorfnih procesov in časa opazovanja ali
dolžine človeškega življenja. Raziskovanje se v veliki meri naslanja na dognanja drugih
ved, kot sta kemija in fizika, kjer je ob silovitem napredku vedno več odprtih vprašanj o
bistvu, naravi procesov. Zato geomorfološka znanost v zadnjem času ni zmogla narediti
koraka, ki bi ga morala narediti kot veja geografije, celovite vede o Zemljinem površju, o
pokrajini.
Geomorfologija zmore danes razmeroma dobro opredeliti in inventarizirati reliefne oblike,
torej povedati, da so del pokrajine. Znamo jih interpretirati kot posledico geomorfnih
procesov. Vendar se pri razlagi geneze pogosto zatakne, saj je v enačbi preveč neznank.
Mnogokrat niti dobro ne poznamo sodobnih ali recentnih geomorfnih procesov, ki
preoblikujejo površje. V že opisani enačbi, S = k logΩ103 (Kilić 1986, 235; Boltzmann
constant 2005), ki povezuje mikroskopsko raven sistema z njegovim makroskopskim
stanjem je še preveč neznank, saj naravne razmere težko opišemo z modeli in preučujemo
v laboratoriju. Odnosi, prikazani v enačbi, so eden od ključev za razumevanje razmerja
med geomorfnimi procesi in reliefnimi oblikami – npr. dolca od korozije in denudacije.
Zaradi širokega ali neznanega časovnega razpona, v katerem potekajo geomorfni procesi,
ni znana njihova intenzivnost. Težavo rešujemo z meritvami procesov, ki so nenatančne
zaradi neupoštevanja vrste ali narave (npr. velikostni red) prevladujočih 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 zaradi prekratkega časa opazovanja v primerjavi s časovnim
razponom, v katerem delujejo geomorfni procesi. "... Sedanjost je prekratka, da bi bila
ključ 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 različnih kartografskih ali pisnih virov
(zemljiški kataster, zapisi o potresih in plazovih), ravno tako težko pa je ugotavljanje
učinkov geomorfnih procesov v starejših obdobjih, ki pa so za razvoj reliefa zelo
103 Prim. sliko o Carnotovi krožni spremembi na strani 57 in besedilo.

163
pomembna. Zaradi ekstrapolacij so kljub sodobnim metodam pogoste napake. Določitev
absolutne starosti odpre več vprašanj, kot pa daje odgovorov.
Geomorfološko preučevanje je po svoji naravi, per se, izraz izkustva. Je skratka to, kar
znamo geomorfologi povedati o načinih, na katere se realnost (vplivi geomorfnih procesov
na reliefne oblike) kaže v naši zavesti. Izkustvo je odvisno od uporabljenih metod, znanja
raziskovalca in še drugih dejavnikov. Zato je rezultat geomorfološkega preučevanja le
interpretacija reliefnih oblik, ki so posledica bolj ali manj znanih in razumljenih
geomorfnih procesov.
Schumm (1991) navaja deset hipotez o geomorfološkem razvoju nekega porečja, ki so se
skozi leta njegovega geomorfološkega oblikovanja vse po vrsti izkazale kot (vsaj deloma)
napačne. Pri raziskovanju nas vodijo vprašanja, ki si jih zastavljamo in poskušamo nanje
odgovoriti. Zato so vprašanja zelo pomembna, celo pomembnejša od odgovorov. Napačen
odgovor lahko v nadaljnjem procesu popravimo, če pa je napačno vprašanje, je vsak
odgovor napačen ali daleč od resničnosti ali stvarnosti.
Rezultat geomorfološkega ali katerega koli drugega preučevanja in raziskovanja je redko
izraz resničnosti in pogosto izraz izkustva.
Navedena teoretična izhodišča geomorfološke 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:
 potrditev odvisnosti dolca od geomorfnih procesov,
 potrditev morfoloških učinkov recentnih geomorfnih procesov v dolcih, kot sta
korozija in polzenje,
 ugotovitev poglavitnih genetskih in morfoloških pogojev za nastanek dolcev,
 potrditev geomorfnega pomena korozije na dolomitnem površju,
 potrditev pomena prevladujočega načina vodnega odtoka oziroma razmerja med
površinskim in podzemskim vodnim odtokom za oblikovanje dolomitnega površja
ter za nastanek in razvoj dolcev,
 ugotovitev samoorganiziranosti naklonskih pragov v dnu dolca v skladu z
najugodnejšo energetsko razporeditvijo oziroma maksimalno entropijo in s tem
potrditev kaotičnega razvoja sosednjih ali v sistem povezanih dolcev ter
 potrditev posrednega in neposrednega vpliva človeka na relief.
Doktorsko delo daje pregled nad značilnostmi reliefa z dolci na dolomitu in nekatere
odgovore na vprašanje o vrsti, intenzivnosti in učinkih nekaterih geomorfnih procesov v
pokrajini. Ob upoštevanju zgoraj omenjenega ocenjujem, da je relief z dolci zelo zanimiv
za geomorfološko preučevanje. Prepletanje zakrasevanja in denudacije je na dolomitnem
površju ob sodelovanju drugih geomorfnih razmer ustvarilo značilen relief, ki se razlikuje
od kraškega in rečno-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 površja
spreminjajočim se razmeram. Pri tem je izjemno pomemben način pretakanja vode
oziroma razmerje med površinskim 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 pa je pomembna korozija, kot sekundarni geomorfni proces pa tudi
denudacija. Geomorfni procesi so zaradi debele plasti prepereline, večje količine vode in
njenega daljšega zadrževanja intenzivnejši v dnu kotanj kot v okolici. Posledica je
diferenciacija površja. Iz majhnih začetnih razlik sčasoma nastane velika vdolbina in
nazadnje povezano omrežje dolcev, ki je navezano na rečje ali na podzemni kraški vodni
odtok.

164
Na podobne mehanizme razvoja kraškega površja v terciarju sklepa Šifrer (1997). Pojav se
od opisanega razvoja dolca razlikuje le v merilu. Šifrer namreč govori o nastanku vzpetin
in vmesnih podolij kot posledica zniževanja površja zaradi korozije. Pri tem naj bi zaradi
majhnih začetnih razlik prišlo do diferenciacije prej uravnanega reliefa:
"... Kljub tako že zelo izrazito dvignjenim Alpam ter Dinarskemu hribovju
pa je bilo na Slovenskem v tem času še obilo ravninskega sveta. To še posebej
dokazuje sledeča nižja uravnava v višini 800 m, ki se je v nasprotju s starejšimi
ohranila še skoraj v vsem obsegu ... Seveda pa tudi ta svet ni bil povsem raven.
Posamezni deli so v zniževanju zaostajali in se čedalje izraziteje dvigali iznad
na široko uravnjenega površja ... velja to še posebej za Slavnik (1.028 m) in
Vremščico (1.026 m), ... pa za Blegoš (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 najvišje
vrhove Vzhodnih Karavank s Paškim Kozjakom (1.272 m), Konjiško goro (1.012
m) in Bočem (979 m) ..."
Vendar pa naj bi proces zaustavila sprememba podnebja na koncu terciarja:
"... Zaradi ustrezne izsušitve obsežnih delov ravninskega sveta (ob
podnebni spremembi) ter s tem povezanega zastoja v pospešenem zniževanju ter
uravnavanju površja so obsežni deli ravninskega sveta postali fosilni ..."
Dolec ni reliefna oblika, ki bi bila značilna le za dolomit. Je konvergentna reliefna oblika,
ki nastane z različnimi procesi v reliefno ali podnebno različnih pokrajinah. Zato za
podobne reliefne oblike na drugih kamninah ne moremo trditi, ali gre le za recentno ali
fosilno reliefno obliko.
Intenzivnost geomorfnih procesov v dnu dolca je močno odvisna od preperevanja, zato
spremembe podnebja nanjo ne vplivajo bistveno. Gre za kontinuiran proces, ki vedno
poteka v smeri poglabljanja in povečevanja reliefne oblike, to je v smeri degradacije
površja. Dokaz so obviseli dolci in degradacija, ki poteka z vodno erozijo od spodaj
navzgor. Najstarejše površje je ohranjeno na slemenih, kjer je v kotanjah ohranjena
preperela matična osnova, to je rdeče-rjava ilovica. Večinoma gre za kemični sediment
(Gregorič 1964, 1969), deloma pa je posledica drobljenja kamnine zaradi povečanih
pritiskov vzdolž 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 rdeča ilovica. Potem ko se iz nje iztisne voda, iz rumenega goethita
nastane rdeči hematit (Zupan 1989).
Rdeče-rjava ilovica je v kotanjah in vdolbinah na slemenih pogostejša kot na pobočjih ali v
nižjih legah, od koder je bila v dno dolcev sprana. Ponekod je kamnina vzdolž prelomov
pretrta in milonitizirana. Vzdolž prelomov je veliko sekundarnih razpok, kjer so znamenja
podzemnega pretakanja vode. Indikator tega procesa so
"... Rdečkasto in sivkasto obarvani pasovi, usmerjeni vzporedno s
prelomno ploskvijo … Na spodnji strani prelomne ploskve se zaradi
kombinacije mehanskega in kemijskega izpiranja dolomita odlaga rdeča
glina ..." (Lapanje 2000, 41).
Za dolce v Žibršah je značilno, da se navzdol nadaljujejo v erozijske grape in da so v
njihovem dnu na litoloških in tektonskih stikih številni majhni izviri.
Zanimivi so dolci v Metnaju, ki se stekajo v kraško kotanjo. V zadnjem času podzemlje
morebiti prevaja več vode, s čimer so se povečali gradient, transportna in erozijska moč
vode. Dokaz je recentno vrezovanje struge občasnih površinskih vodnih tokov v zaobljeno
dno dolcev.

165
Na Rakitni dolci preidejo na ravnino in se stekajo na njenem severozahodnem delu, kjer je
mokrotno ponikalno območje. Navzdol prehajajo v obsežne nanose dolomitnega gradiva.
Dolci v Selu in nad dolino Stiškega potoka se končajo nad strugo aktivnega vodotoka, zato
je njihovo recentno preoblikovanje močno povezano z delovanjem vodnih tokov. To
dokazuje njihova velika globina in intenzivnost geomorfnih procesov.
Ni dvoma, da so dolci lahko tudi periglacialne reliefne oblike. Pécsi (1964, 39) poroča o
dolcih, ki so nastali na pobočjih v soliflukcijskem ilovnatem gradivu in so bili kasneje
zapolnjeni s presedimentirano prstjo. V periglacialnih razmerah naj bi dolec nastal v dveh
fazah. Začetnemu poglabljanju površja je sledila intenzivna denudacija, v toplih obdobjih
pa je površje oblikovala površinska tekoča voda, nastala ob taljenju snega (Fairbidge
1968, 774). Dve fazi razvoja pobočnih procesov v pleistocenu ugotavljajo tudi v porečju
reke San na Poljskem. V hladnih obdobjih prevladujejo mehansko preperevanje, površinski
vodni odtok in povečana denudacija na površju zaradi soliflukcije in površinskega spiranja.
V toplih obdobjih voda pronica v globino, kjer poteka kemično preperevanje, zaradi erozije
vodotokov se zniža erozijska baza in krajevno na pobočjih prevladajo destrukcijski procesi,
posebno v nanosih iz starejših obdobij pleistocena dokazuje korozijo dekalcifikacija
zgornjih slojev soliflukcijskih sedimentov in povečana koncentracija kalcijevega karbonata
v spodnjih slojih (Starkel 1966).
Na dolomitnem površju je dolec glede na vzdolžni prerez podoben suhi dolini, vendar je
dno brez stalnega površinskega vodnega toka in v njem ni sledov erozije. V dolcih z
večjim zaledjem se tekoča voda pojavi samo po intenzivnih padavinah, sicer pa odteka
podzemno oziroma vzdolž stika med kamnino in prstjo. Prenikajoča voda je sposobna
intenzivne korozije (Komac 2003a). Površinska voda ne erodira dna in prenaša le drobno
gradivo. Zato je temeljni razlikovalni dejavnik geomorfnega razvoja površja na dolomitu
prevladujoči način odtekanja vode (Komac B. 2004). Sklepam, da pri oblikovanju dolcev
temeljna razlika med hladnim in toplim podnebjem ni v intenzivnosti temveč v vrsti
geomorfnih procesov (Penck 1972, 117; Šifrer 1983).
Potrditev pomena korozije za preoblikovanje dolomitnega reliefa se mi zdi zelo
pomembna.
Korozija je na dolomitu v zmernotoplem podnebju ob zmerni količin padavin velikostnega
reda 3–4 t ha-1 a-1 (Komac 2003a), kar pomeni znižanje površja za 120 m v milijon letih.
Kemična erozija dolomitnega površja je po prostornini približno pol tolikšna, po masi pa
približno tolikšna, kot povprečna letna erozija prsti v Sloveniji (Komac in Zorn 2005).
Povprečna kemična korozija na različnih kamninah je približno petkrat nižja od korozije
dolomitnega površja (Dixon in Thorn 2005).
Za primerjavo naj navedem, da je prst na kvartarnih terasah na Slovenskem nastajala še
približno desetkrat počasneje. Proces pedogeneze poteka s hitrostjo 0,011 mm a-1 ali 11
metrov na milijon let (Šifrer 1997).
Žal ni celovitih podatkov o koroziji na deloma karbonatnih ali nekarbonatnih kamninah, ki
pokrivajo pomemben del vzhodne Slovenije, čeprav je korozija zagotovo tudi tam zelo
pomemben proces. Glinavec v flišu v grapi Kozjeka pri npr. Kobaridu vsebuje 5 %
karbonata, fliš v Bovški kotlini pa ima najmanj tretjino karbonatnih sestavin (Kuščer s sod.
1974, 436 in 448). Korozijsko zniževanje površja v flišnem porečju Dragonje npr. znaša
65 m na milijon let (Kolbezen in Pristov 1998; Gams 2003, 71–76).
Količina korodiranega gradiva na dolomitnem površju je resda manjša od količine,
odnesene z erozijskih žarišč (Komac 2003a), vendar je približno istega reda velikosti kot je
odnašanje gradiva z erozijo in denudacijo na manj erodibilnem poraslem površju. Korozija
je istega velikostnega reda kot povprečna erozija prsti na Zemlji (Myers 1991, 41).
Za kemično in mehansko preperevanje sta pomembna predvsem vlažnost in temperatura
kamninske podlage. Novo je dognanje, da je kemično preperevanje dolomita tudi v hladnih
obdobjih zelo pomemben, če ne celo temeljni geomorfni proces, ki je primerljiv z

166
najnižjimi vrednostmi preperevanja apnenca v tropskem podnebju (Dixon in Thorn 2005,
132).
Dolomit je v primerjavi z apnencem povečini manj prepusten. Na apnencu je korozijski
ostanek skupaj s sedimenti iz okolice v večji meri spran v podzemlje. Na dolomitnem
površju so v vrtačah, dolcih ter v drugih kotanjah in vdolbinah, pogosto pa tudi na
slemenih in drugje v zatišnih legah pogosti do nekaj metrov debela rdeče-rjava ilovica, ki
je nastala in situ s korozijo (Komac 2003a, 96–99).
Ugotavljam, da je korozija primaren, temeljni recentni geomorfni proces na dolomitnem
površju z dolci. Ostali procesi, kot so denudacija, erozija ali plazenje, so sekundarni, saj
večinoma preoblikujejo že korodirano površje oziroma ilovnato gradivo, ki je nastalo s
korozijo. Seveda ne moremo dvomiti o njihovi recentni učinkovitosti zlasti na območjih z
veliko debelino prepereline, kot nad dolino Stiškega potoka. Dolci104 so npr. tudi po
mnenju Kaeublerja (1937) "… majhne akumulacijske doline recentnega izvora, pri
oblikovanju katerih površinska erozija nima praktično nobene vloge …"
Kolikšen del vode bo prešel do kamninskega stika in povzročil korozijo je odvisno od
debeline in prepustnosti gradiva. Kot kaže, je rdeče-rjava ilovica na stiku s preperelo
kamninsko podlago dobro prepustna, zato tudi njena velika debelina ne preprečuje korozije
v dnu dolcev. Poleg tega lahko voda doteka vzdolž stika prepereline in kamninske podlage
po dnu z višjih leg. Debela plast ilovice daljši čas zadržuje vodo, ki lahko daljši čas
korozijsko deluje – pospešena korozija.
Vlažno podlago porašča bujnejše rastje, na njej pa je tudi debelejša prst kot na pobočjih
(Gabrovec 1994, 107).
Dolci so bili verjetno najprej plitve vdolbine na površju, v katere se je presedimentirala
korozijska rdeče-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 sčasoma nabral v kotanji, je zastajala voda, kar je krajevno pospešilo
korozijo. V vdolbini je sčasoma nastala prst, ki s produkcijo CO2 prav tako pospešuje
korozijo. Dovolj velika vdolbina je pritegnila povšinsko in preperelinsko vodo iz okolice.
To je na površju povzročilo denudacijo, vzdolž kamninsko-preperelinskega stika
prenikajoča voda pa je kamnino korodirala. Debelina korozijskega ostanka korozije ne
omejuje oziroma korozija ni odvisna od transporta ali odnašanja sedimenta.105 Temeljni
omejitveni dejavnik, od katerega je odvisna korozija, je namreč prepustnost kamninske
podlage in sedimentov. Dolomit je prepusten, kjer je razpokan, vzdolž prelomov pa je
pretrt in neprepusten. Ilovica je prepustna zlasti blizu korozijskega stika s kamnino, kamor
lahko korozijsko aktivna voda doteka s pobočij. V tej smeri gre tudi iskati vzroke za
prostorsko razprostranjenost dolomitnega reliefa z dolci. Korozija je lahko ponekod tudi za
stokrat hitrejša kot v okolici (Habič 1981, 22).
Od prepustnosti podlage je odvisno, ali bo prevladal površinski ali podzemski odtok vode.
Razmerje med načinoma odtoka vode je temeljnega pomena za razvoj površja. Korozijsko
delovanje vode, ki je osredotočeno na dno dolcev, je prispevalo približno polovico k
nastanku dolcev. Drugo polovico sta prispevali mehansko preperevanje in denudacija.
Odprto vprašanje je proces korazije. Da bi dokončno odgovorili na to vprašanje, se bo
potrebno v nadaljnjih raziskavah usmeriti predvsem v raziskovanje geneze in lastnosti
ilovnate prepereline, zlasti njene prepustnosti.
Skupna prostornina dolcev v Žibršah meri približno 600.000 m3. Takšna količina kamnine
bi se ob današnji stopnji korozije lahko raztopila v približno 20.000 letih. Ob raztapljanju
dolca velikosti 30.000 m3 bi teoretično ob predpostavljenih 2,5 % netopnega ostanka
(Gregorič 1964, 1969) nastalo 780 m3 netopnega ostanka oziroma rdeče-rjave ilovice. Ta
104 Nem.: die Tilke.
105 Angl.: transport-limited.

167
bi v 250 m dolgem, 5 m globokim in 10 m širokim dolcem106 bila povprečno debela
približno 3 m. Čeprav je izračun približen, kaže da je večina prepereline zbrana v dnu
dolcev, manjši del pa je bil prenesen navzdol z denudacijo.
Tudi v kraških jamah je selektivno raztapljanje najpomembnejši dejavnik, ki oblikuje
preperela območja kamnin. Proces je močno odvisen od dotoka agresivne vode, ki odnaša
ione raztopljene kamnine. Zato so v globino najbolj preperele stene jamskih rovov, ki jih
zamaka prenicajoča ali mezeča voda, pa tudi stene, ki so v stiku z drobnozrnatimi
naplavinami nekarbonatnega izvora in jih vlaži korozivna kondnezna voda. Način
preperevanja je odvisen od litoloških razlik v kamnini in zlasti od strukture kamnine, zato
je zelo različen tudi porozni skelet na preperelih stenah jamskih rovov. Debele preperele
cone ostanejo na mestu, če ni stika s hitro tekočo vodo, so zasičene s sigo ali z
drobnozrnatimi jamskimi sedimenti (Zupan Hajna 2000, 116 in 201–214).
Preglednica 43: Vrsta kamnine v kraški jami in dejavniki, ki vplivajo na njeno preperevanje (Zupan Hajna
2000, 205)
kamnina
struktura kamnine
po Folku
stik s
sedimenti
vlažnost
kamnine
izmerjena globina preperele
cone
Turkova jama
dolomit
dolosparit
ne/da
da/ne
do 4 cm
Remergrund II
apnenec,
dolomit
–
ne
da
do 0,5 cm
Spodmol na
Ždroclah
apnenec,
dolomit
–
ne
da
do 4 cm
Velika ledenica v
Paradani
apnenec,
dolomit
biointramikrit/
dolosparit
ne
da
do 3 cm
Renejevo brezno
dolomit
dolosparit
ne
da
do 5 cm
Ob prepustni podlagi in krajevno pospešeni koroziji prevlada razčlenjevanje ali divergenca
površja s povečevanjem višinskih razlik oziroma poglabljanjem dolcev, na neprepustni
podlagi pa bodo pobočni procesi sčasoma izravnavali površje. Več je znakov, da je za
površje na dolomitu z dolci značilna divergenca. To je skupaj z veliko odvisnostjo razvoja
površja od korozije med drugim eden od znakov kaotičnega razvoj geomorfnega sistema
(Phillips 1995).
Dolci na videz le skromno prispevajo h geomorfnemu preoblikovanju površja. So rezultat
začetnega razčlenjevanja površja. Čeprav je korozija razmeroma počasen proces, je njen
dolgotrajni učinek velik. Njeno intenzivnost na različnih kamninah in območjih prikazuje
slika na strani 133. Glede na velikost dolca, značilnosti sedimentov v njegovem dnu,
intenzivnost korozije in denudacije na dolomitu ter glede na predkvartarno starost jamskih
sedimentov (približno 2,5 milijonov let), ki so danes na krasu izpostavljeni na površju
(Bosák s sod. 2002), lahko trdim, da je dolec recentna geomorfna oblika. Odpirajo pa se
vprašanja, kot je vprašanje starosti vrtač, ki so vsaj ponekod recentna reliefna oblika
(Mihevc 1996, 74; prim.: Kunaver 1973; citirano po Gams 2003, 75).
Dolci nastanejo tudi na drugih kamninah, kjer so prav tako lahko fosilna reliefna oblika,
nastala s periglacialnimi procesi pred zadnjo pleistocensko ohladitvijo (prim. Pécsi 1966a,
139 ali str. 113 v tem delu).
Korozija, ki je tako intenzivna kot v Žibršah – in verjetno ni razloga, da bi bila v hladnem
podnebju bistveno nižja (Dixon in Thorn 2005) – bi površje v kvartarju teoretično znižala
za najmanj 200 m, v holocenu pa vsaj za 2 m. Korozijsko zniževanje dna dolcev je verjetno
v primerjavi s pobočji še večje. Večina korozije pa poteka v dnu dolcev zaradi:
 debelejše prsti oziroma prepereline v primerjavi s pobočji,
 hitrega odtekanja vode s strmih pobočij,
 daljšega zadrževanja vode v preperelini v dnu dolcev in
106 Površino prereza 125 m2 sem izračunal po formuli za trapez (širina spodaj = 10 m, širina zgoraj = 20 m,
višina = 5 m) in upošteval dolžino dolca = 250 m. Prostornina znaša 31.250 m3.

168
 večje pretrtosti in specifični površini kamnine v dnu dolcev kot na pobočjih.
Naklon površja je eden od najpomembnejših dejavnikov geomorfnega razvoja. Na
nagnjenem površju voda hitreje odteče. To zmanjša možnost korozijskega delovanja na
stiku s kamnino, vendar voda v nižjo lego odnaša preperelino. Na manjšem naklonu je
denudacija manj intenzivna, korozija intenzivnejša in preperelina debelejša. Na dolomitnih
območjih se zaradi začetne razlike v debelini prepereline korozijsko hitreje od pobočij
znižujejo tudi slemena in sedla. Naj sklenem z razmišljanjem o poglavitnih pogojih, ki so
potrebni za nastanek dolcev na dolomitnem reliefu:
 Naklon površja mora biti dovolj velik, da omogoča odtok vode. Dolci ne
nastanejo na položnem površju z naklonom pod približno 6–8º.
 Naklon površja ne sme biti prevelik. Dolci ne nastanejo na strmem površju z
naklonom nad približno 21–25º, kjer večina vode hitro odteče po površini. Na
strmih pobočjih so zaradi združevanja površinske vode in njenega hitrega odtoka
pogoste erozijske grape, v hribovitih in gorskih pokrajinah pa je na dolomitnem
površju zaradi intenzivnejšega mehanskega preperevanja veliko erozijskih žarišč
ali drti (prim. Gabrovec 1994, 73–76).
 Kamnina mora diferencirano preperevati. K temu prispeva preperelinska odeja, ki
zadržuje vlago, pa tudi tokovi vode na stiku kamnine in prepereline. Zaradi
linijske usmerjenosti tega procesa so dolci pogosti na takih območjih. Preperelina
je na dolomitnem površju netopni ostanek korozije, deloma pa gre za tektonski
sediment. Kjer je dolomit vzdolž prelomov ali narivov pretrt, lahko korozivna
voda po dežju kamnino prepoji tudi do globine nekaj metrov. S tem v zvezi še ni
raziskan morebiten vpliv snežne odeje, ki bi lahko s povečanjem vlažnosti
prepereline prav tako povzročila začetno diferenciacijo površja.
 Kjer je dolomit ob razpokah prepusten, prevlada kraški vodni odtok in ne
nastajajo dolci.
 Dolci so na zrnatem dolomitu pogostejši kot na skladovitem ali masivnem. Vzrok
je velika podvrženost zrnatega dolomita kemičnemu preperevanju oziroma velik
učinek korozije zaradi hkratnega izluževanja dolomitnih delcev (prim. Zupan
Hajna 2000).
 Na pomen preperelinske vode pri oblikovanju dolcev oziroma vode, ki se zadržuje
plitvo pod površjem, kažejo izviri na njihovem spodnjem delu, lega dolcev na
robovih planot ali na pobočjih pod slemeni. Na razvoj dolca namreč vplivajo
relativna višinska razlika območja, velikost njihovega zaledja oziroma dolžina
pobočij.
 Zaradi značilnosti dolomitnega reliefa v Sloveniji nisem mogel ugotoviti
morebitnega vpliva nadmorske višine na spodnjo mejo pojavljanja dolcev.
Zgornjo višinsko mejo določa prevlada oblikotvornega učinka mehanskega
preperevanja nad kemičnim. Dolci so značilni za dolomitno površje v Sloveniji, ki
sega od nadmorske višine nekaj sto metrov do nadmorske višine 1000–1200 m.
Spoznanja o razmerjih med rečnimi-denudacijskimi in kraškimi procesi na dolomitnem
površju so uporabna za ugotavljanje razmerja med rečnimi-denudacijskimi in kraškimi
procesi na drugih kamninah. Ugotovitve so uporabne tudi za razlago geneze rečnega reliefa
v nekarbonatnih kamninah, ki je pri nas kljub razširjenosti najslabše preučen.

169
7 Literatura in viri
A
Podobnikar, T., 2000. Analiza poselitve glede na geomorfološke značilnosti z metodo Monte Carlo.
Geografski vestnik, 72, 87–100. ?
AGI. 2005: Electrical resistivity side scanning using the supersting AGI resistivity meter. Medmrežje:
http://www.agiusa.com/brochure_bridgefoundation.shtml (8. 4. 2005).
Aničić, B., Juriša, M. 1983: Tolmač geološke karte v merilu 1 : 100.000, list Maribor. Zvezni geološki zavod
Zagreb. Beograd.
B
Baas, A. C. W. 2002: Chaos, fractals and self-organization in coastal geomorphology: simulating dune
landscapes in vegetated environment. Geomorphology 48, 309–328.
Badjura, R. 1953: Ljudska geografija, terensko izrazoslovje. Ljubljana, Državna založba Slovenije..
Ljubljana.
Bavec, M. 2001: Kvartarni sedimenti Zgornjega Posočja. Doktorska disertacija. Oddelek za geologijo
Ljubljana, Naravoslovnotehniške fakultete.. Ljubljana.
Belec, B. 1983: Fizična geografija – skripta. Pedagoška akademija. Maribor.
Bifurcation diagram. 2005: Medmrežje: 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, 1189–1216.
Blaznik, P. 1970: Kolektivna kmečka posest. V: Blaznik, P. 1970: Gospodarska in družbena zgodovina
Slovencev: Zgodovina agrarnih panog, 149–160. DZS. Ljubljana.
Blaznik, P., Grafenauer, B., Zwitter, F. 1970: Kolonizacija in populacija. V: Blaznik, P. 1970: Gospodarska
in družbena zgodovina Slovencev: Zgodovina agrarnih panog, 29–127. DZS. Ljubljana.
Boeyens, J. C. A. 2003: Periodicity of the stable isotopes. Journal of Radioanalytical and Nuclear Chemistry
257, 1, 33–43.
Bognar, A. 2001: The theory of geomorphological cycles of William Morris Davis. Geografski zbornik 41,
183–201. Ljubljana. ?
Bognar, A., Gams, I., Lisenko, S., Marković, M., Zeremski, M. 1981: Uputstvo za izradu detaljne
geomorfološke karte SFRJ u razmeru 1 : 500.000. Srpska akademija nauka i umetnosti. Beograd.
Boltzmann constant. 2005. Medmrežje: 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 Snežna jama, Kamnik-Savinja Alps, Slovenija. Acta carsologica 31-3, 15–32. Ljubljana.
Bosse, H. R., Gwosdz, W., Lorenz, W., Markwcih, H., Roth, W., Wolff, F. 1996: Limestone and dolomite
resources of Africa. Geologisches Jahrbuch Reihe D. ? Hannover.

170
Brenčič, M. 2003: Nekaj hipotez o razvoju reliefa na jugovzhodnem predelu Mežakle. Geološki zbornik 17,
15–20. Ljubljana.
Brian Fagan, B. 2004: The Little Ice Age – How Climate Made History. Medmrežje:
http://www.ralphmag.org/AN/ice-age.html (22. 12. 2004).
Brodar, S. 1960: Periglacialni pojavi v sedimentih slovenskih jam. Geografski vestnik 32, 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. Medmrežje:
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, 99–
123.
Büdel, J. 1957: Die "Doppelten Einebnugsflächen" in den feuchten Tropen. Berlin, Zeithchritf für
Geomorphologie,. Berlin.
Büdel, J. 1977: Klima-Geomorphologie. Berlin-Stuttgart, Gebrüder Borntraeger.. Berlin-Stuttgart.
Buser, S. 1976: Tektonska zgradba južno zahodne Slovenije. Geotektonika, geofizika: 8. jugoslovanski
geološki kongres, 3, 45–58. Ljubljana.
Buser, S. 1994: Geološka zgradba bližnje okolice Stične. V: Gabrovec, S., 1994: Stična I. Naselbinska
izkopavanja. Katalogi in monografije 28, 42–47. Narodni muzej. Ljubljana.
C
Cerdà, A., García-Fayos, P. 1997: The influence of slope angle on sedimnent, water and seed losses on
badland landscapes. Geomorphology 18, 77–90.
Chapman, G. P. 1977: Human and Enviromental Systems, A Geographer's Appraisal. Academic Press.
London.
Chorley, R. J., Haggett, P. 1967: Models in Geography. London, Methuen. New York.
Chorley, R. J., Schumm, S. A., Sugden, D. E. 1984: Geomorphology. New York, Methuen.. New York.
Cook, F. A. 1959: A review of the study of periglacial phenomena in Canada. Geographical bulletin 13, 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 Łodziensia
24. Łodź.
Czudek, T., Demek, J. 1973b: The valley cryopediments in eastern Siberia. Biuletyn peryglacjalny 22. Łodź.
Č
Čar, J. 1974: Zakriti kras v bližnji okolici Idrije. Naše jame 16, 51–62. ?
Čar, J. 2001: Structural bases for shaping of dolines. Acta carsologica 30, 2, 239–256. ?
Čeh, B. 1999: Izgubljamo rodovitne površine. Kmetovalec 67-8, 5–6. Ljubljana.
D
Demek, J., Embleton, C., Gellert, J. F., Verstappen, H. Th. 1972: Manual of detailed geomorphological
mapping. Praga, International Geographical Union, Commission on Geomorphological survey and
mapping. Praga.
Denali fault earthquake. 2005. USGS, Department of natural resources, Division of geological and
geophysical surveys. Medmrežje: http://landslides.usgs.gov/html_files/News/2002/Denali%20Fault
%20Earthquake.htm (9. 5. 2005).
Differentiating sinh(x) and cosh(x). Medmrežje: 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 alpine
environments. Geomorphology 67, 127–145.
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, 273–286. Medmrežje:
http://www.sciencedirect.com (11. 3. 2003).
Douglas Dalziel, 2004: Little Ice Age a Global Event. Medmrežje: 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
Precambrian and modern glacigenic sediments. Journal of Sedimentary Geology 55, 691–704.
Dunlap, R. A. 2003: The golden ratio and Fionacci numbers. World scientific. London.
Duyster, J. 1998: StereoNett. Računalniški program. Medmrežje: http://homepage.ruhr-uni-
bochum.de/Johannes.P.Duyster/stereo/stereoload.htm (10. 3. 2005).

171
E
EarthImager, 2003: 2D Resistivity and IP Inversion Software Instruction Manual. Version 1. 2. 0. Advanced
Geosciences Inc. Austin.
Electrical methods. 2005. Medmrežje: http://www.cflhd.gov/agm/geoApplications/SurfaceMethods/93
ElectricalMethods.htm (8. 4. 2005).
Embleton, C., King, A. M. C. 1975: Periglacial geomorphology. Edward Arnold. London.
Embleton, C., Thornes, J. 1979: Process in Geomorphology. Arnold. London.
F
Fairbridge, R. W. 1968: The encyclopedia of geomorphology. New York, Reinhold book corporation.. New
York.
Faults, 2005. Schweizerischer Erdbebendienst (SED) – Swiss Seismological Service. Zürich. Medmrežje:
http://www.seismo.ethz.ch/hazard/risk/PaleoSeis/trenches2.htm (9. 5. 2005).
Fibonacci numbers, 2000. Medmrežje: 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. London, Butterworths.. London.
Fonstad, M., Marcus, W. A. 2003: Self-Organized Criticality in Riverbank Systems. Annals of the
Association of American Geographers 93, 2, 281–296. Blackwell Publishing. Oxford.
Ford, D. C. 1983: Karstic interpretation of the Winnipeg acquifer. Journal of Hydrology 61, 1-3, 149–158.
Medmrežje: http://cgrg.geog.uvic.ca/abstracts/FordKarsticAt1983.html (11. 3. 2003).
Ford, D., Williams, P. 1996: Karst geomorphology and Hydrology. London, Chapman & Hall.. London.
G
Gabrovec, M. 1990: Pomen reliefa za geografsko podobo Polhograjskega hribovja. Geografski zbornik 30,
5–68. Ljubljana.
Gabrovec, M. 1994: Relief in raba tal na dolomitnih območjih Slovenije. Doktorska disertacija. Oddelek za
geografijo Filozofske fakultete. Ljubljana.
Gabrovec, M. 1995: 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, 7–
44. Ljubljana.
Gabrovec, M. 1996a: Dolinka, dolek ali dolec? Geografski vestnik 68, 261–263. Ljubljana.
Gabrovec, M. 1996b: Sončno obsevanje v reliefno razgibani Sloveniji. Geografski zbornik 36, 47–68.
Ljubljana.
Gabrovec, M., Kladnik, D. 1997: Some new aspects of land use in Slovenia. Geografski zbornik 37, 7–64.?
Ljubljana.
Gams, I. 1959: H geomorfologiji kraškega polja Globodola in okolice. Acta carsologica 2, 27–65. Ljubljana.
Gams, I. 1961: H geomorfologiji Bele krajine. Geografski zbornik 6, 193–240. Ljubljana. ?
Gams, I. 1962a: Meritve korozijske intenzitete v Sloveniji in njihov pomen za geomorfologijo. Geografski
vestnik 34, 3–20. Ljubljana.
Gams, I. 1962b: Slepe doline v Sloveniji. Geografski zbornik 7, 263–306. Ljubljana.
Gams, I. 1963a: Logarček. Acta carsologica 3, 5–84. Ljubljana.
Gams, I. 1963b: Velo polje in problemi pospešene korozije. Geografski vestnik 35, 55–64. Ljubljana.
Gams, I. 1966: Faktorji in dinamika korozije na karbonatnih kameninah slovenskega dinarskega in alpskega
krasa. Geografski vestnik 38, 11–63. Ljubljana.?
Gams, I. 1968: Geomorfološko kartiranje na primeru Rakitne in Glinic. Geografski vestnik 40, 69–88.?
Ljubljana.
Gams, I. 1974: Kras, zgodovinski, naravoslovni in geografski oris. Ljubljana, Slovenska matica.. Ljubljana.
Gams, I. 1980: Poglavitni dejavniki kemične erozije na krasu po svetu. Geografski vestnik 52, 3–15.?
Ljubljana.
Gams, I. 1983: Geografske značilnosti Slovenije. Ljubljana, Mladinska knjiga.. Ljubljana.
Gams, I. 1993: Karst denudation measurements in Slovenija and their geomorphological value. Naše jame
35-1, 21–30. Ljubljana.?
Gams, I. 2001: William Morris Davis, Anton Melik, level top ridges and slope processes in Slovenia.
Geografski zbornik 41, 203–219.? Ljubljana.
Gams, I. 2003: Kras v Sloveniji v prostoru in času. Založba ZRC. Ljubljana.
Gams, I., Natek, K. 1981: Geomorfološki zemljevid 1 : 100.000 in razvoj reliefa v Litijski kotlini. Geografski
zbornik 21, 9–61. Ljubljana.
Gams, I., Natek, K. Černe, F. 1981: Splošna geomorfološka karta in možnosti njene uporabe v procesu
planiranja (na primeru Litijskega okoliša). Ib 15-1, 12–16.

172
Gams, I., Zeremski, M., Marković, M., Lisenko, S., Bognar, A. 1985: Uputstvo za izradu detaljne
geomorfološke karte SFRJ u razmeru 1 : 100.000. Beograd.
Gao, J., Xia, Z. 1996: Fractals in physical geography. Progress in physical geography 20, 2, 178–191.
Gardner, T. W., Jorgensen, D. W., Shuman, C., Lemieux, C. R. 1987: Geomorphic and tectonic process rates:
effects of measured time interval. Geology 15-3, 259–261. Medmrežje:
http://www.sciencedirect.com (11. 3. 2003).
Geerts, B,. Linacre, E. 2002: Ice cores, CO2 concentration, and climate. http://www-
das.uwyo.edu/~geerts/cwx/notes/chap01/icecore.html. 22. 12. 2004
Geografija. Prevod in priredba: Kladnik, D. 2001. Učila International.? Tržič.
Geographie 2004. Physische geographie. Medmrežje: http://www.geographie-diplom.de (20. 5. 2004).
Geometrijski elementi cestne osi in vozišča 2003. Osnutek tehnične specifikacije za javne ceste. Direkcija RS
za ceste Ministrstva RS za promet. Ljubljana.
Geomorphologie 2004: Der Periglaziale Formenschatz. Medmrežje: 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. Medmrežje: http://www.uni-freiburg.de/index_en.php (19.
5. 2005).
Gleick, J. 1991: Kaos: rojstvo nove znanosti. Ljubljana , Državna založba Slovenije.., Ljubljana.
Goudie, A. 1981: Geomorphological techniques. British Geomorphological Research Group in George Allen
& Unwin. London.
Goudie, A., S. 2004: Encyclopedia of Geomorphology. Routledge. London.
Grad, K., Ferjančič, L. 1976: Osnovna geološka karta SFRJ 1 : 100.000. Tolmač lista Kranj. Beograd.
Gregorač, V. 1995: Mali leksikon geologije. Ljubljana, Tehniška založba Slovenije.. Ljubljana.
Gregorič, V. 1964: Nastanek tal na triadnih dolomitih. Doktorska disertacija. Oddelek za geologijo Ljubljana,
Fakultete za naravoslovje in tehnologijo.. Ljubljana.
Gregorič, V. 1969: Nastanek tal na triadnih dolomitih. Geologija 12, 201–230.? Ljubljana.
Gros, D. 1999: Upravičenost regulacij vodnih tokov na kontaktnem krasu (primer Dobske uvale na
Dolenjskem). Ujma 13, 258–260.? Ljubljana.
Gutiérrez-Elorzaa, M., Peña-Monné1, J. L. 1998:? Geomorphology and late Holocene climatic change in
Northeastern Spain. Geomorphology, 23, 2-4 , 205–217.
H
Habič, P. 1968: Kraški svet med Idrijco in Vipavo, prispevek k poznavanju razvoja kraškega reliefa. Dela
Slovenske akademije znanosti in umetnosti 21. Ljubljana.
Habič, P. 1970: Intermitentni kraški izvir Lintvern pri Vrhniki. Ata Carsologica 5, 189–203. Ljubljana.
Habič, P. 1981: Nekatere značilnosti kopastega krasa v Sloveniji. Acta Carsologica 9, 5–25.? Ljubljana.
Habič, P. 1983: Kraški pojavi v Krškem hribovju. Acta carsologica 11, 5–18. Ljubljana.
Harrison, S. 2001: On reductionism and emergence in geomorphology. Transactions of the Institute of British
Geographers 26, 3, 327–339. Blackwell Publishing. Oxford.
Harvey, D. 1969: Explanation in Geography. London, 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 (Czechoslavakia).
Geomorphological hazards. Supplementi di Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria 2, 51–62. Pisa.
Hrvatin, M, Perko, D. 2002: Ugotavljanje ukrivljenosti površja z digitalnim modelom višin in njena
uporabnost v geomorfologiji. V: Podobnikar, T. 2002: Geografski informacijski sistemi v Sloveniji
2001-2002, 65–72. Založba ZRC. Ljubljana.
Hrvatin, M., Komac, B., Perko, D., Zorn, M. 2005: Soil erosion in Slovenia. V: Soil erosion in Europe.
Willey. London. V tisku.
Huang, N. Y. 2005: Self-organization of Cultural-Natural Systems. Medmrežje: 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,
176–178. Routledge. London.
I
Idrisi. GIS and image processing software 1987–2001. Različica 32. 2. Medmrežje: http://www.clarklabs.org
(10. 5. 2005).
J

173
Janež, J., Čar, J., Habič, P., Podobnik, R. 1997: Vodno bogastvo visokega krasa, Ranljivost kraške podzemne
vode Banjšic, Trnovskega gozda, Nanosa in Hrušice. Geologija. Idrija.
Jenko, F. 1959: Hidrogeologija in vodno gospodarstvo krasa. Državna založba Slovenije. Ljubljana.
K
Kaeubler, R. 1937: Die Tilke als junge Form des Kulturlandes. Geog. Anz., Gotha, Jg. 38, 16, 361–372.
Kessler, M., A., Werner, B., T. 2003: Self-organization of sorted patterned ground. Science 299, 380–383
Medmrežje: www.sciencemag.org (4. 2. 2005).
Kilić, S. 1986: Fizika 1. Fizičke osnove mehanike, molekularno-kinetička teorija i termodinamika. Fakultet
građevinskih znanosti Sveučilišta u Splitu. Split.
Kladnik, R. 1989: Visokoškolska fizika. Mehanski in toplotni pojavi. Državna založba Slovenije. Ljubljana.
Klein, E., C., Davis, D., M. 2005: Surface Sample Bias and Clast Fabric Interpretation Based on Till, Ditch
Plains, Long Island. Medmrežje: http://pbisotopes.ess.sunysb.edu/lig/Conferences/abstracts_02/
klein/klein.htm (10. 3. 2005).
Klemenčič, M. 1992: Kaos in geografija. Geografski vestnik 64, 151–156. Ljubljana.
Klimaszewski, M. 1981: Geomorfologia. Pańswowe wydawnictwo naukowe. Warszawa.
Klimatografija Slovenije 1995: Temperature zraka 1961–1990. Hidrometeorološki zavod Republike
Slovenije. Ljubljana.
Klinkenberg, B. 2004: Fractal. V: Goudie, A., S. 2004: Encyclopedia of Geomorphology 1, 407. Routledge.
London.
Kogovšek, J., Kranjc, A. 1992: Intenzivnost zakrasevanja v dolomitnem krasu (Na primeru Lašč). Geografski
vestnik 64, 9–18. Ljubljana.
Kolbezen, M., Pristov, J. 1998: Površinski vodotoki in vodna bilanca Slovenije. Hidrometeorološki zavod
Republike Slovenije. Ljubljana.
Komac, B. 2000: Vodne razmere kraških izvirov na južnem podnožju Kaninskega pogorja. Diplomsko delo.
Ljubljana, Oddelek za geografijo Filozofske fakultete.. Ljubljana.???Bovec.
Komac, B. 2001: The karst springs of the Kanin massif. Geografski zbornik 41, 7–43.? Ljubljana.
Komac, B. 2001: Geografski vidiki nesreče. Ujma 14-15, 60–66. Ljubljana.
Komac, B. 2003a: Geomorfne oblike in procesi na dolomitu. Magistrsko delo. Oddelek za geografijo
Filozofske fakultete. Ljubljana.
Komac, B. 2003b: Dolomite Relief in the Žibrše Hills (Dolomitni relief na območju Žibrš). Geografski
zbornik 43-2, 7–31. Ljubljana.
Komac, B. 2004: Dolomitni kras ali fluviokras? Geografski vestnik 76-1, 53–60. Ljubljana.
Komac, B., Zorn, M. 2005: Erozija prsti na kmetijskih zemljiščih v sloveniji – meritve žlebične erozije v
dolini Besnice. Geografski zbornik 45, v tisku. Ljubljana.
Komac, M. 2003: Napoved tveganja pred plazovi z analizo satelitskih in drugih prostorskih podatkov.
Doktorska disertacija. Oddelek za geologijo Naravoslovnotehniške fakultete. Ljubljana.
Komac, M. 2004: Model stopnje ogroženosti plazov na osnovi multivariantne analize. Geologija 47-2, 238–
247.
Koshy, T. 2001: Fibonacci and Lucas numbers with applications. John Wiley and sons. New York.
Kunaver, J. 1990a: Preval Vršič v Julijskih Alpah in denudacijsko-erozijski procesi v njegovem dolomitskem
površju. 4. skup geomorfologa Jugoslavije,. Beograd, 125–134. Beograd.
Kunaver, J. 1990b: H geomorfologiji dolomitnega prevala Vršič v Julijskih Alpah. Geografski vestnik 62,
79–98. Ljubljana.?
Kunaver, J. 1999: Geomorfološki razvoj doline Krnice in njene zadnje poledenitve. Dela 13, 63–75.?
Ljubljana.
Kunaver, J., Komac, B. 2002: Kraške vode Kaninskega pogorja in izviri pod njim, s posebnim ozirom na
Glijun. Soški razgovori I, zbornik za domoznanstvo Zgodovinske sekcije KD Golobar, 47–67..
Bovec, Zgodovinska sekcija Kulturnega društva Golobar. Bovec.
Kusumastuti, D., I. 2005: Nonlinearities. Medmrežje: http://www2.cwr.uwa.edu.au/~kusumast/Nonlinearity.
htm, 4. 2. 2005.
Kuščer, D., Grad, K., Nosan, A., Ogorelec, B., 1974: Geološke raziskave soške doline med Bovcem in
Kobaridom. Geologija 17, 425–465. Ljubljana.
L
Lamothe, C., St-Onge, D. 1961: A note on a periglacial erosional process in the Isachsen area, N. W. T.
Geographical bulletin 16, 104–113. Geographical branch, Department of Mines and Technical
Surveys. Ottawa.
Lapanje, A. 2000: Hidrogeologija dolomitnega vodonosnika Mirne gore na severozahodu Bele Krajine.
Magistrsko delo. Oddelek za geologijo Naravoslovnotehniške fakultete. Ljubljana.
Lapidus, D., Winstanley, F. 1990: Collins dictionary of Geology. London and Glasgow. Collins.. London.

174
Lehotský, M. 2004: Soil erosion investigation using caesium-137 and dendrogeomorphic methods (case
studies in Jablonka catchment). Medmrežje: 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. München, Westermann.. München.
Lewis, D. H. 2001: Little Ice Age investigations in Strathcona Provincial Park, Vancouver Island, B.C.
Magistrsko delo. University of Victoria. Medmrežje: http://cgrg.geog.uvic.ca/abstracts/LewisLittle
Dendroglaciological.html (22. 12. 2004).
Lewis Fry Richardson F.R.S. 2005. Medmrežje: http://maths.paisley.ac.uk/LfR/home.htm (3. 6. 2005).
Lindsay, J. 2002: TAS – Terrain analysis system. Medmrežje: 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, 629–641.
Little ice age in Europe. 2004. Medmrežje: http://www2.sunysuffolk.edu/mandias/lia/little_ice_age.html (11.
4. 2005).
Lovrenčak, F. 1987: Zgornja gozdna meja v Julijskih Alpah in na visokih kraških planotah Slovenije.
Geografski zbornik 26, 5–62. Ljubljana.
Lovrenčak, F. 1994: Pedogeografija. Oddelek za geografijo Fiilozofske fakultete. Ljubljana.
Lovrenčak, F. 1996: Matematična geografija. Oddelek za geografijo Filozofske fakultete. Ljubljana.
M
Mac, I. 1969: Degradarea unei suprafete de eroziune pliocena. Studii şi cercetàri de geografie 2, 16, 181–193.
Bukarešta.
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, 195–203. Geographical research institute. Budimpešta.
Martin, Y. 2000: Modelling hillslope evolution: linear and nonlinear transport relations. Geomorphology 34,
1–21.
Mihevc, A. 1979: Geomorfološka zemljevid ozemlja Logaških Rovt. Diplomsko delo. Oddelek za geografijo
Filozofske fakultete. Ljubljana.
Mihevc, A. 1986: Geomorfološka karta ozemlja Logaških Rovt. Acta carsologica 14–15, 207–218. Ljubljana.
Mihevc, A. 1996: Brezstropa jama pri Povirju. Naše jame 38, 65–75.
Mihevc, A. 2001a: Jamski fluvialni sedimenti v Snežni jami na Raduhi in v Potočki zijalki. Povzetki
referatov 15. posvetovanja slovenskih geologov. Geološki zbornik,Ljubljana, 60–63. Oddelek za
geologijo Naravoslovnotehniške fakultete.. Ljubljana.
Mihevc, A. 2001b: Speleogeneza Divaškega krasa. Založba ZRC. Ljubljana.
Mikoš, M., Zupanc, V. 2000: Erozija tal na kmetijskih površinah. Sodobno kmetijstvo 33-10, 419–423.
Ljubljana.
Mlekuž, J. 2004: Življenjska pripoved migrantke Luise: prispevek za "drugačno" družbeno geografijo.
Geografski vestnik 76-1, 37–51. Ljubljana.
Montgomery, K. 1989: Concepts of equilibrium and evolution in geomorphology: the model of branch
systems. Progress in physical geography 13-1, 47–66. Arnold. London.
Morgan, P. C. 1979: Soil erosion; topics in applied geography. London, Longman.. London.
Müllenhoff, M. 1999: Physiogeographisch-morphogenetische Untersuchung des Naturraums in der
Umgebung der Kerisstadt Korbach (Nordhessen) als Grudlage für einen geographischen
Themenpfad. Diplomsko delo. Medmrežje: http://www.private.addcom.de/Muellenhoff/Diplom/
DiplomInhalt.htm (16. 2. 2004).
Myers, N. 1991: Gaia, modri planet: atlas za današnje upravljalce jutrišnjega sveta. Mladinska knjiga.
Ljubljana.
Najmočnejši potresi v Sloveniji. 2005. Medmrežje: http://www.arso.gov.si/podro~cja/potresi/zanimivosti/
najmocnejsi_potresi.html (10. 3. 2005).
N
Natek, K. 1983: Metoda izdelave in uporabnost splošne geomorfološke karte. Magistrska naloga. Oddelek za
geografijo Filozofske fakultete. Ljubljana.
Natek, K. 1985: Geomorfološko dogajanje, čas in mi. Proteus 47, 8, 301–305. Ljubljana.
Natek, K. 1989a: Erozija. Enciklopedija Slovenije 3, 57–58. Mladinska knjiga. Ljubljana.
Natek, K. 1989b: Geomorfološke značilnosti usadov v Halozah. Ujma 4, 11–15. Ljubljana.
Natek, K. 1989c: Vloga usadov pri geomorfološkem preoblikovanju Voglajnskega gričevja. Geografski
zbornik 29, 37–77. Ljubljana.
Natek, K. 2001: The life and work of William Morris Davis (1850–1934). Geografski zbornik 41, 155–165.?
Ljubljana.

175
Novak, V. 1970: Živinoreja. V: Blaznik, P. 1970: Gospodarska in družbena zgodovina Slovencev: Zgodovina
agrarnih panog 1, 343–394. DZS. Ljubljana.
O
Određivanje starosti metodom 14C. 2005: Medmrežje: 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 Haptdolomits
in Süd-West Slowenien. Geologija 35, 81–181.? Ljubljana.
OxCal. 2005: Medmrežje: http://www.rlaha.ox.ac.uk/orau/oxcal.html (5. 3. 2005).
P
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, 115–144. Varšava.
Pécsi, M. 1996: Geomorphological regions of Hungary. Hungarian Academy of sciences, Geographical
research institute. Budimpešta.
Pécsi, M. 1989: Geomorphological and geoecological essays, 61–72. Akadémiai kiadó. Budapest.
Penck, W. 1972: Morphological analysis of land forms. A contribution to physical geology. Hafner
publishing company. New York.
Perko, D. 2001: Analiza površja Slovenije s stometrskim digitalnim modelom reliefa. Geografski inštitut
Antona Melika ZRC SAZU. Ljubljana.
Petkovšek, G. 2002: Procesno utemeljeno modeliranje erozije tal. Acta hydrotechnica 18, 28, 41–60.?
Ljubljana.
Phillips, J. 1995a: Nonlinear dynamics and the evolution of relief. Geomorphology 14, 57–64.
Phillips, J. 1995b: Self-organization and landscape evolution. Progress in physical geography 19, 3, 309–321.
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, 1–23. London.
Phillips, J. 2005a: Weathering and landscape evolution. Geomorphology 67, 1–6.
Phillips, J. 2005b: Weathering instability and landscape evolution. Geomorphology 67, 255–272.
Phillips, J. D., Walls, M. D. 2004: Flow partitioning and unstable divergence in fluviokarst evolution in
central Kentucky. Nonlinear Processes in Geophysics 11, 371–381.
Pihler, B. 1999: Gozd in gozdni potok – nedeljiva celota. Gozdarski vestnik 57-4, 173–185.? Ljubljana.
Placer, L. 2004: Subrecentni premik na Orlah. Geologija 47-2, 233–236. Ljubljana.
Planetmath 2005. Zipf's law. Medmrežje: http://planetmath.org/encyclopedia/ZipfsLaw.html (3. 6. 2005).
Plut, D. 1991: Entropijska zanka. Didatkta. Radovljica.
Prelovšek, M. 2001: Talni tokovi vode. Seminarska naloga. Ljubljana, Oddelek za geografijo Filozofske
fakultete. Ljubljana..
Premru, U. 1980: Geološka zgradba osrednje Slovenije. Geologija 23-2, 227–278. Ljubljana.
Premru, U. 1982: Geološka zgradba južne Slovenije. Geologija 25-1, 95–126. Ljubljana.
R
Radinja, D. 1972: Zakrasevanje v Sloveniji v luči celotnega morfogenetskega dogajanja. Geografski zbornik
13, 197–243. Ljubljana.?
Radinja, D. 1983: Usadi v subpanonski Sloveniji. Naravne nesreče v Sloveniji kot naša ogroženost, 67–74.
Geografski inštitut Antona Melika ZRC SAZU. Ljubljana.
Rakovec, I. 1939: Prispevki k tektoniki in morfogenezi Loških hribov in Polhograjskih dolomitov.
Geografski vestnik 15, 99–121.? Ljubljana.
Register zemljepisnih imen – izpis. 2005. Geodetska uprava RS. Ljubljana.
Roering, J. J., Kirchner, J. W., Sklar, L. S., Dietrich, W. E. 2001: Hillslope evolution by nonlinear creep and
landsliding: An experimental study. Geology 29-2, 143–146.
Rorke, B. B. 2000: Soil erodibility and processes of water erosion on hillslope. Geomorphology 32, 3-4,
385–415.
S
Sandiford, M. 2004: Drainage networks as emergent phenomena. Analogue and numerical models of crustal-
scale processes. Geological Society Special Publication. Medmrežje: http://jaeger.earthsci.unimelb.
edu.au/msandifo/Publications/Manuscripts/2005/GeolSoc_05b.pdf (31. 1. 2005).

176
Sapoval, B., Baldassarri, A., Gabrielli, A. 2005: Self-stabilised fractality of sea-coasts through damped
erosion. Medmrežje: http://pmc.polytechnique.fr/bs/SeaCoasts.html (11. 4. 2005).
Scheidegger, A. E. 1987: Systematic Geomorphology. Dunaj, New York, 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, 285–305.
Schlunegger, F., Schneider, H. 2005: Relief-rejuvenation and topographic length scales in a fluvial drainage
basin, Napf area, Central Switzerland. Geomorphology (v tisku: 2. 6. 2005).
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.
Sirvent, J., Desir, G., Guiterrez, M., Sancho, C., Benito, G. 1998: Erosion rates in badland areas recorded by
collectors, erosion pins and prerezometer techniques (Ebro Basin, NE-Spain). Geomorphology 18,
2, 61–75.
SSKJ – Slovar slovenskega knjižnega jezika. 1993–1997. Elektronska izdaja, različica 1,0. Ljubljana, Inštitut
za slovenski jezik Frana Ramovša ZRC SAZU, DZS in Amebis d.o.o. Ljubljana.
Slovenska kraška terminologija. 1973. Oddelek za geografijo Filozofske fakultete. Ljubljana.
Small, R. J. 1964: The escarpment dry valleys of the Wiltshire chalk. Transactions of the Institute of British
geographers 34, 33–52. London.
Smart, C. C. 1988: A deductive model of karst evolution based on hydrological probability. Earth surface
processes and landforms 13, 271–288. London.
Sparks, B. W., Lewis, W. V. 1957: Escarpment dry valleys near Pegsdon, Hertfordshire. Proceedings of the
Geologists Association 68, 26–38. London.
Stankoviansky, M. 2004: Geomorphic response of agricultural landscape to land use changes associated with
introduction of large scale farming in Slovakia. Medmrežje: 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 89–114. Institute of geography and spatial organization,
Polish Academy of Sciences. Varšava.
Stepanov, A. 2004: Medmrežje: http://www.goldenmuseum.com/index_engl.html (27. 1. 2005).
StereoNett. 2005. Medmrežje: http://www.microtexture.de/StereoHTML/stereoload.htm (10. 5. 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.
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, 171–182. Geographical research institute. Budimpešta.
Š
Šegota, T. 1988: Klimatologija za geografe. Školska knjiga. Zagreb.
Šifrer, M. 1963: Nova geomorfološka dognanja na Triglavu. Triglavski ledenik v letih 1954–1962.
Geografski zbornik 8, 157–222. Ljubljana.
Šifrer, M. 1970: Nekateri geomorfološki problemi dolenjskega krasa. Naše jame 11, 7–15.? Ljubljana.
Šifrer, M. 1983: Kvartarni razvoj Škofjeloškega hribovja. Geografski zbornik 22, 139–195. Ljubljana.?
Šifrer, M. 1984: Nova dognanja o geomorfološkem razvoju Ljubljanskega barja. Geografski zbornik 23, 9–
54. Ljubljana.
Šifrer, M. 1990: Razvoj reliefa na Slovenskem v luči klimatske geomorfologije. Geomorfologija in
geoekologija, Zbornik referatov 5. znanstvenega posvetovanja geomorfologov Jugoslavije, 45–54.
Ljubljana.
Šifrer, M. 1997: Površje v Sloveniji. Elaborat, Geografski inštitut Antona Melika ZRC SAZU. Ljubljana.
Škerlj, J., Čebulj, A., Štern, J., Vesel, J. 1975: Industrijski minerali in kamnine v Sloveniji. Geologija 18,
231–242. Ljubljana.?
T
Tavzes, M. 2002: Veliki slovar tujk. Ljubljana, Cankarjeva založba.. Ljubljana.
Temeljni pogoji za določanje cestnih elementov v odvisnosti od voznodinamičnih pogojev, ekonomike cest,
prometne obremenitve in prometne varnosti ter preglednosti. 2003. Osnutek tehnične 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. Medmrežje:
http://earth.usc.edu/geol150/evolution/lastmillenia.html (2. 6. 2005).
The Little Ice Age and before. Medmrežje: http://geowords.com/histbooknetscape/b03.htm (19. 5. 2005).

177
Tokunaga, E. 2003: Tiling Properties of Drainage Basins and Their Physical Bases. Concepts and Modelling
in Geomorphology: International Perspectives, 147–166. Terrapub. Tokyo.
Topole, M. 1998: Mirnska dolina – regionalna geografija porečja Mirne na Dolenjskem.
Znanstvenoraziskovalni center SAZU, Založba 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, 251–256.
Tuckfield, C., G. 1986: A study of dells in the New Forest, Hampshire, England. Earth Surface Processes and
Landforms 11, 23–40. London.
V
Valenčič, V. 1970: Vinogradništvo. V: Blaznik, P. 1970: Gospodarska in družbena zgodovina Slovencev:
Zgodovina agrarnih panog 1, 279–308. DZS. Ljubljana.
Verbič, T. 1998: Kamnine. V: Fridl, J. s sod. 1998: Geografski atlas Slovenije, 74–77. Državna založba
Slovenije. Ljubljana.
Verbič, T. 2004: Stratigrafija kvartarja in neotektonika vzhodnega dela Krške kotline. Razprave IV. razreda
SAZU 45, 171–225. Ljubljana.
Verbič, T., 1991: Geološke osnove morfogeneze reliefa na prostoru Slovenije. Magistrska naloga. Oddelek za
montanistiko Naravoslovnotehniške fLjubljana, akultete.. Ljubljana.
Verbovšek, T. 2003: Izdatnost vodnjakov in vrtin v Sloveniji – skupina dolomitnih vodonosnikov. Oddelek
za montanistiko Naravoslovnotehniške fakultete. Ljubljana.
Vidrih, R. 2005: Napovedovanje potresov – da ali ne? Življenje in tehnika 66, 4, 20–36. Ljubljana.
Viles, H. A. 2001: Scale issues in weathering studies. Geomorphology, 41-1, 63–72.
Viles, H. A., 2004: Self-organized criticality. V: Goudie, A., S. 2004: Encyclopedia of Geomorphology 2,
944–945. Routledge. London.
W
Whalley, W. B., Turkington, A. V. 2001: Weathering and Geomorphology. Geomorphology 41, 1, 1–3.?
Y
Young, A. 1961: Characteristic and limiting slope angles. Zeitschrift für geomorphologie 5, 2, 126–131.
Young, A. 1972: Slopes. Edimburgh, Oliver & Boyd.. Edinburgh.
Young, A., R., M. 1986: The geomorphic development of dells (upland swamps) on the Woronora Plateau N.
S. W., Australia. Zeitschrift für Geomorphologie 30, 317–327.
Z
Zámbó, L. 1989: Impact of karst corrosion effect of soils on doline morphology. V: Pécsi, M. 1989:
Geomorphological and geoecological essays, 61–72. Akadémiai kiadó. Budapest.
Zogović, D. 1966: Hidrogeološka uloga dolomita u dinarskom karstu. Vesnik, inženjerska geologija i
hidrogeologija 6/B, 5–112. Zavod za geološka i geofizička istraživanja. Beograd.
Zorn, M. 2002: Podori na Dobraču. Geografski vestnik 74, 2, 9–20.
Zorn, M., Komac, B. 2002: Pobočni procesi in drobirski tok v Logu pod Mangartom. Geografski vestnik 74-
1, 9–23. Ljubljana.
Zupan, N. 1989: Mineralogija tektonske gline v Pivki jami. Acta carsologica 18, 139–156. Ljubljana.
Zupan Hajna, N. 2000: Razmerje med avtohtono kemično in mehansko erozijo pri nastajanju kraških rovov.
Doktorska disertacija. Oddelek za geologijo Naravoslovnotehniške fakultete. Ljubljana.
Zupan Hajna, N. 2003: Incomplete solution – weathering of cave walls and the production, transport and
deposition of carbonate fines. Inštitut za raziskovanje krasa ZRC. Postojna.
Ž
Živanović, M. 2003: Primeri uporabe georadarskih raziskav v različnih kamninah. Geološki zbornik 17, 181–
186. Oddelek za geologijo Naravoslovnotehniške fakultete. Ljubljana.

178
8 Priloge
8. 1 Seznam slik
Slika 1: Prečni prerez dolca v peščenih in puhličnih sedimentih z obale Blatnega jezera.
14
Slika 2: Kartografski znaki za prikaz dolca.
17
Slika 3: Derazijske doline pri mestu Budaörs na Madžarskem.
19
Slika 4: Lega puhlice in nevezanih nanosov na pobočju v primerjavi z rečnimi terasami.
20
Slika 5: Poglavitne značilnosti pobočij dvojnega visečega dolca na apneniškem dolomitu na
območju Tata-Bieske pri mestu Szár na Madžarskem.
20
Slika 6: Dolci so pomembna reliefna oblika na Žibršah.
21
Slika 7: Pobočja dolca v Polhograjskem hribovju.
22
Slika 8: Geomorfološka skica Kališča.
22
Slika 9: Geomorfološka skica Kureščka.
23
Slika 10: Dolci na Rakitni.
23
Slika 11: Dolci na dolomitnem površju v okolici Litije.
24
Slika 12: Dolci v gričevjih pokrajine Somogy zahodno in južno od Blatnega jezera.
24
Slika 13: Dolci v hribovjih in gričevjih madžarskega porečja Tise na severu Madžarske.
25
Slika 14: Dolci na zahodnem obrobju Budimpešte.
25
Slika 15: Plitev periglacialni dolec pri kraju Stadel v kantonu Zürich v Švici.
26
Slika 16: Dolci na krednih apnencih in laporovcih v Halleinu pri Bertechsgadenu v Nemčiji.
26
Slika 17: Ploska dna dolcev v Žibršah.
27
Slika 18: Zemljevid dolcev v Žibršah.
27
Slika 19: Dolci v Selu.
28
Slika 20: Dolci v Selu.
28
Slika 21: Dolci severozahodno in severno od Metnaja.
29
Slika 22: Zemljevid dolcev severno od Metnaja.
29
Slika 23: Dno dolca severno od Poljan pri Stični.
30
Slika 24: Zemljevid dolcev severno od doline Stiškega potoka.
30
Slika 25: Dolec pri Zgornjih Vrtičah severno od Zgornje Kungote pri Mariboru.
31
Slika 26: Dolec severno od Poljan pri Stični.
32
Slika 27: Zemljevid dolcev severno od Poljan pri Stični.
32
Slika 28: Dno dolca na pobočju Novaške gore.
33
Slika 29: Zemljevid dolcev na Rakitni.
33
Slika 30: Preučevana območja po stometrskih višinskih pasovih.
34
Slika 31: Pantometer.
37
Slika 32: Hipsometrični integral.
38
Slika 33: Izmerjena (dol) in izračunana (dmv) kumulativna frekvenčna razporeditev naklonov.
39
Slika 34: Frekvenčna razporeditev naklonov, pridobljena z meritvami.
40
Slika 35: Frekvenčna razporeditev naklonov, pridobljena z digitalnim modelom višin.
40

179
Slika 36: Primerjava povprečnih vrednosti izmerjenih in izračunanih naklonov.
41
Slika 37: Frekvenčna porazdelitev naklonov v dnu dolcev, geomorfni proces in reliefna oblika.
41
Slika 38: Frekvenčna razporeditev naklonov dolcev po Natekovi naklonski lestvici.
48
Slika 39: Frekvenčna razporeditev naklonov dolcev po naklonski lestvici Demeka s sodelavci.
48
Slika 40: Frekvenčna razporeditev naklonov dolcev po Parsonsovi naklonski lestvici.
48
Slika 41: Premiki različno velikih skalnih blokov v odvisnosti od naklona površja.
54
Slika 42: Krivulja hiperboličnega kosinusa in hiperboličnega sinusa.
55
Slika 43: Primerjava lestvic naklonskih pragov različnih avtorjev s Fibonaccijevim zaporedjem.
56
Slika 44: Carnotova krožna sprememba.
57
Slika 45: Primerjava povprečnih vrednosti naklonskih pragov in Fibonaccijevega zaporedja.
59
Slika 46: Obala ob začetku erozije in fraktalna obala na koncu erozijskega procesa .
59
Slika 47: Prelomni stik med dvema dolomitnima plastema.
60
Slika 48: Nelinearni dinamični model razvoja površja
71
Slika 49: Bifurkacijski diagram.
72
Slika 50: Frekvenčna razporeditev naklonov v odstotkih po naklonskih razredih.
74
Slika 51: Frekvenčna razporeditev naklonov v Žibršah pri Logatcu.
74
Slika 52: Frekvenčna razporeditev naklonov v Selu pri Polhovem Gradcu.
74
Slika 53: Frekvenčna razporeditev naklonov v Žibršah pri Logatcu.
75
Slika 54: Frekvenčna razporeditev naklonov nad Metnajem pri Stični.
75
Slika 55: Frekvenčna razporeditev naklonov nad dolino Stiškega potoka.
75
Slika 56: Frekvenčna razporeditev naklonov severno od Poljan pri Stični.
75
Slika 57: Frekvenčna razporeditev naklonov v Rakitni.
76
Slika 58: Frekvenčna razporeditev naklonov na vseh območjih.
76
Slika 59: Primerjava razvrstitve dolcev z Wardovo metodo in z metodo sredin.
78
Slika 60: Primerjava razvrstitve dolcev z Wardovo metodo in z metodo sredin.
79
Slika 61: Primerjava razvrstitve dolcev z Wardovo metodo in z metodo sredin.
80
Slika 62: Nagnjena drevesa severno od Metnaja.
81
Slika 63: Dolci glede na delež konveksnih, premočrtnih in konkavnih segmentov.
85
Slika 64: Grafični način določenja ukrivljenosti vzdolžnega prereza dolca.
86
Slika 65: Tipi dolcev glede na ukrivljenost.
87
Slika 66: Dolci glede na prevladujočo ukrivljenost.
88
Slika 67: Dolci tipa I.
89
Slika 68: Dolci tipa II.
90
Slika 69: Dolci tipa III.
90
Slika 70: Dolci tipa IV.
91
Slika 71: Dolci tipa V.
92
Slika 72: Prst na dolomitnem površju.
93
Slika 73: Merilna naprava, akumulator in kovinske palice.
94
Slika 74: Elektroda je pričvrščena na kovinski stebriček.
94
Slika 75: Debelina in vlažnost prepereline v dolcu.
95
Slika 76: Umerjanje metode v kamnolomu oziroma peskokopu.
95
Slika 77: Rezultat meritve v kamnolomu.
96
Slika 78: Zaporedni prečni prerezi dna dolca.
96
Slika 79: Rdeče-rjava ilovica.
97
Slika 80: Meritev prečnega prereza dolca.
97
Slika 81: Korozijska zajeda.
98
Slika 82: Meritev prečnega prereza dolca.
99
Slika 83: Oddajno-sprejemne električne sonde.
100
Slika 84: Obdelava podatkov.
100
Slika 85: Vzdolžni prerez dolca.
101
Slika 86: Geološko-strukturna podoba območja.
101
Slika 87: Vpliv površinskih geomorfnih procesov na razvoj pobočij.
104
Slika 88: Širok dolec v Transdanubijskem gričevju.
107
Slika 89: Asimetričen, plitev, dolg in širok dolec.
107
Slika 90: Vlažnost prsti v različnih letnih časih.
108
Slika 91: Polkrožno dno dolca severno od Poljan pri Stični.
109
Slika 92: Dolci na krioplanacijskih terasah.
110
Slika 93: Derazijska vdolbina.
111
Slika 94: Serija derazijskih vdolbin.
111
Slika 95: Niz dolcev nad dolino Selanovega potoka v Polhograjskem hribovju.
112
Slika 96: Fosilni dolec.
112
Slika 97: Dolec, zapolnjen z amorfnim soliflukcijskim gradivom.
113

180
Slika 98: Potencialna dolomitna periglacialna območja v Sloveniji.
114
Slika 99: Potencialna dolomitna neperiglacialna območja v Sloveniji.
114
Slika 100: Površina dolomitnega površja v Sloveniji glede na usmerjenost.
116
Slika 101: Usmerjenost preučevanih območij.
117
Slika 102: Usmerjenost na preučevanih območjih.
118
Slika 103: Dolomitna območja v Sloveniji in potencialna območja periglacialnih procesov.
118
Slika 104: Zaobljena slemena nad dolci v Selu pri Polhovem Gradcu.
119
Slika 105: Grbine na južni strani slemena Smolevca na Žibršah.
120
Slika 106: Polzenje prepereline.
122
Slika 107: Vpliv podnebja na hitrost polzenja.
123
Slika 108: Mejni kamen nad dolino Stiškega potoka.
123
Slika 109: Prečna prereza severno od Metnaja.
124
Slika 110: Značilne reliefne oblike glede na vrsto prevladujočih geomorfnih procesov.
124
Slika 111: Vzdolžni prerez dolca v ilovnati puhlici v pokrajini Aszód.
126
Slika 112: Dolci v Selu pri Polhovem Gradcu.
127
Slika 113: Prečni in vzdolžni prerez dolca v bližini železniške postaje Hévígyörk na Madžarskem.
129
Slika 114: Letna korozija za nekatere kraške izvire.
131
Slika 115: Letna korozija za nekatere slovenske reke glede na njihov pretok.
131
Slika 116: Korozijsko zniževanje površja.
133
Slika 117: Nanos gradiva v dnu dolca.
134
Slika 118: Podzemsko spiranje ali cevčenje.
135
Slika 119: Možen hidrogeografski razvoj dolomitnega površja.
138
Slika 120: Interakcijska matrika za sistem preperevanja.
140
Slika 121: Interakcijska matrika za pobočni sistem.
141
Slika 122: Pretrt in milonitiziran dolomit.
144
Slika 123: Košček lesa je razkrilo kopanje v kamnolomu.
144
Slika 124: Najdišče lesa z lepo vidnimi sloji kamnine, fosilne prsti in dolomitnega drobirja.
145
Slika 125: Košček lesa.
146
Slika 126: Košček lesa v spodnjem delu fosilne prsti, tik nad preperelo matično kamnino.
147
Slika 127: Dolci v porečju reke Kapos.
147
Slika 128: Dolci na pobočju večje doline.
148
Slika 129: Koščki lesa od blizu.
148
Slika 130: Kalibracijska krivulja za 14C analizo.
149
Slika 131: Temperatura, debelina drevesnih letnic, količina 14C in 18O v mali ledeni dobi.
153
Slika 132: Indeks ostrosti zime v Parizu, ledeniki v Alpah in na Grenlandiji, cena pšenice na
evropskih trgih, polarni led, viden z Islandije in geomorfni pomen podnebja v mali ledeni dobi. 153
Slika 133: Diagram S1/S3 za določanje geneze sedimentov oziroma diamiktov.
154
Slika 134: Prikaz možnega vzroka premika gradiva.
156
Slika 135: Premik gradiva.
156
Slika 136: Navpični premik v perujskih Andih.
157
Slika 137: Navpični potresni premik na Aljaski v ZDA.
157
Slika 138: Zahodni del kamnoloma v Žibršah.
158
Slika 139: Razmerje med sodobnim in zgodovinskim v geomorfologiji.
160
Slika 140: Odnos med stabilnimi in nestabilnimi geomorfnimi sistemi.
160

181
8. 2 Seznam preglednic
Preglednica 1: Poglavitni cilji in temeljne predpostavke doktorskega dela.
15
Preglednica 2: Oznake in lega območij meritev.
26
Preglednica 3: Ukrivljenost površja v radianih na 100 m.
37
Preglednica 4: Oznake vzdolžnih in prečnih prerezov.
39
Preglednica 5: Izračun χ2 za naklone v dnu dolcev.
44
Preglednica 6: Naklonski razredi za posamezna območja preučevanja.
45
Preglednica 7: Vpliv odpornosti podlage na naklon pobočij.
45
Preglednica 8: Nekatere vrste pobočnih procesov na kopnem.
46
Preglednica 9: Nakloni in značilni geomorfni procesi.
47
Preglednica 10: Razporeditev usadov glede na naklon pobočij v Voglajnskem gričevju.
50
Preglednica 11: Razporeditev usadov glede na naklon pobočij v Halozah.
50
Preglednica 12: Povprečni naklonski pragovi.
51
Preglednica 13: Naklonski razredi po različnih virih in Fibonaccijevo zaporedje.
53
Preglednica 14: Primerjava Fibonaccijevega zaporedja in povprečnih naklonskih pragov.
53
Preglednica 15: Deset možnih načinov razvoja reliefa glede na kaotičnost.
70
Preglednica 16: Delež naklonov v dnu dolcev po naklonskih razredih.
73
Preglednica 17: Prevladujoči geomorfni procesi na pobočjih glede na ukrivljenost.
82
Preglednica 18: Dolci, razvrščeni v skupine glede na delež ukrivljenosti.
82
Preglednica 19: Dolžina dolcev po ukrivljenosti v prvi skupini v odstotkih.
83
Preglednica 20: Dolžina dolcev po ukrivljenosti v drugi skupini v odstotkih.
83
Preglednica 21: Dolžina dolcev po ukrivljenosti v tretji skupini v odstotkih.
83
Preglednica 22: Dolžina dolcev po ukrivljenosti v četrti skupini v odstotkih.
84
Preglednica 23: Število različnih tipov dolcev.
86
Preglednica 24: Povprečna debelina prsti in njena retencijska kapaciteta.
93
Preglednica 25: Povprečna debelina prsti in njena retencijska kapaciteta.
93
Preglednica 26: Interpretacija električne upornosti..
96
Preglednica 27: Klasifikacija periglacialnih procesov in pojavov.
103
Preglednica 28: Procesi, ki oblikujejo doline in dolinam podobne reliefne oblike.
109
Preglednica 29: Možen razvoj dolca.
111
Preglednica 30: Površina dolomitnih območij glede na naklon površja v Sloveniji.
115
Preglednica 31: Površina in delež dolomitnega površja v Sloveniji glede na značilne naklone.
116
Preglednica 32: Delež dolomitnega površja in površja v Sloveniji glede na usmerjenost.
116
Preglednica 33: Intenzivnost polzenja v dnu dolca nad dolino Stiškega potoka.
122
Preglednica 34: Poglavitni tipi suhih dolin oziroma dolcev v krednih pokrajinah Anglije.
137
Preglednica 35: Trdote vode v izvirih v Žibršah.
139
Preglednica 36: Interakcijska matrika za opis preperevanja.
140
Preglednica 37: Interakcijska matrika za opis pobočja.
141
Preglednica 38: Stabilnost geomorfnih sistemov, ki so odvisni od preperevanja.
142
Preglednica 39: Hitrost nastajanja prepereline, izračunana iz njene starosti in debeline.
149
Preglednica 40: Normalizirane Eigenove vrednosti in Eigenovi vektorji.
155
Preglednica 41: Vloga prostora in časa v porečju.
161
Preglednica 42: Kategorije človekovega spoznavanja.
162
Preglednica 43: Vrsta kamnine v kraški jami in dejavniki, ki vplivajo na njeno preperevanje.
167
Na naslednjih straneh sta prikazana:
8. 3 Relief in naklon izmerjenih prerezov

182

183

184

185

186

187

188

189

190

191

192

8. 4 Seznam izmerjenih naklonov
Nakloni so v stopinjah. Pri vzdolžnih prerezih je meritev potekala od zgoraj navzdol, pri prečnih pa od desnega do levega pobočja.
dolec naklon (º)
A-01 6
A-01 6,5
A-01 7,5
A-01 2
A-01 2
A-01 8
A-01 6
A-01 9,5
A-01 12,5
A-01 19,5
A-01 28,5
A-01 5
A-01 6
A-01 30
A-01 28,5
A-01 13
A-01 16
A-01 25
A-01 13
A-01 15,5
A-01 16,5
A-01 19
A-01 22
A-01 16,5
A-01 18
A-01 15
A-01 15
A-01 21
A-01 18
A-01 16
A-01 13
A-01 8
A-01 41
A-01 40
A-01 15
A-01 11
A-01 23
A-01 21
A-01 23
A-01 24
A-01 22
A-01 22
A-01 19
A-01 20
A-01 20
A-01 15,5
A-01 18
A-01 17
A-01 18
A-01 20
A-01 23
A-01 23
A-01 2,5
A-01 0
A-01 5
A-01 3
A-01 3
A-01 3
A-01 5
A-01 3
A-01 5,5
A-01 5
A-01 15
A-01 21
A-01 19
A-01 21
A-01 19,5
A-01 9,5
A-01 7,5
A-01 12
A-01 10,5
A-01 10
A-01 8,5
A-01 10
A-01 9,5
A-01 8
A-01 9
A-01 9
A-01 9
A-01 9,5
A-01 8,5
A-01 9,5
A-01 12,5
A-01 11
A-01 11
A-01 11
A-01 12
A-01 12
A-01 13
A-01 12
A-01 11,5
A-01 10,5
A-01 10,5
A-01 8
A-01 12
A-01 11,5
A-01 10
A-01 11,5
A-01 11
A-01 10,5
A-01 10
A-01 9
A-01 9
A-01 11
A-01 9
A-01 8,5
A-01 8,5
A-01 8,5
A-01 10
A-01 10
A-01 9
A-01 7,5
A-01 8
A-01 9
A-01 8,5
A-01 8
A-01 7
A-01 9
A-01 9
A-01 7
A-01 8
A-01 7,5
A-01 8
A-01 8,5
A-01 6,5
A-01 6,5
A-01 5
A-01 4,5
A-01 4
A-01 2,5
A-01 2,5
A-01 3,5
A-01 5,5
A-01 7
A-01 2
A-01 2
A-01 0,5
A-01 3
A-01 2,5
A-01 4
A-01 4
A-01 4
A-01 5
A-01 2,5
A-01 3
A-01 3,5
A-01 3
A-01 4,5
A-01 4,5
A-01 6,5
A-01 6
A-01 4
A-01 5,5
A-01 5,5
A-01 5
A-01 3
A-01 4
A-01 3
A-01 4,5
A-01 5
A-01 4
A-01 4,5
A-01 3
A-01 3,5
A-01 3
A-01 3
A-01 5
A-01 2
A-01 5
A-01 4
A-01 2,5
A-01 3
A-01 3
A-01 3
A-01 3
A-01 3,5
A-01 2,5
A-01 3
A-01 5
A-01 12
A-01 7
A-01 7
A-01 7,5
A-01 4,5
A-01 3,5
A-01 3
A-01 3,5
A-01 4,5
A-01 4,5
A-01 4
A-01 5
A-01 5
A-01 3,5
A-01 2,5
A-01 2
A-01 3
A-01 4
A-01 1,5
A-01 5
A-01 4
A-01 4,5
A-01 3,5
A-01 4
A-01 5
A-01 7,5
A-01 4,5
A-01 5
A-01 5,5
A-01 4,25
A-01 4
A-01 3
A-01 3
A-01 4
A-01 7,5
A-01 8,5
A-01 6,5
A-01 3
A-01 7
A-01 3
A-01 3,5
A-01 3,5
A-01 4
A-01 3
A-01 5
A-01 4,5
A-01 2
A-01 1
A-01 5,5
A-01 5,5
A-01 4
A-01 3,5
A-01 4,5
A-01 5,5
A-01 8
A-01 10
A-01 5
A-01 2,5
A-01 2,5
A-01 5,5
A-01 4
A-01 3
A-01 4
A-01 5
A-02 -2
A-02 -4
A-02 -3,5
A-02 -3
A-02 -3,5
A-02 -1
A-02 -2
A-02 0
A-02 6
A-02 7
A-02 7
A-02 8
A-02 8
A-02 8
A-02 9
A-02 10
A-02 8,5
A-02 8,5
A-02 9,5
A-02 11
A-02 9
A-02 7
A-02 8
A-02 9,5
A-02 8
A-02 8
A-02 8
A-02 5
A-02 10
A-02 8,5
A-02 5
A-02 8
A-02 8
A-02 8
A-02 7
A-02 8
A-02 7
A-02 7
A-02 9
A-02 6
A-02 8
A-02 9
A-02 8,5
A-02 7
A-02 7,5
A-02 8
A-02 8
A-02 8
A-02 7
A-02 8
A-02 5,5
A-02 4,5
A-02 7
A-02 6
A-02 5,5
A-02 6,5
A-02 6
A-02 7
A-02 10
A-02 14,5
A-02 18,5
A-02 16,5
A-02 15,5
A-02 19
A-02 17
A-02 15
A-02 15
A-02 12
A-02 13
A-02 12
A-02 12,5
A-02 14
A-02 12
A-02 12
A-02 7,5
A-02 11
A-02 9
A-02 10
A-02 8
A-02 7,5
A-02 8
A-02 6,5
A-02 6,5
A-02 5,5
A-02 6
A-02 4,5
A-02 4
A-02 5,5
A-02 5
A-02 5
A-02 5
A-02 4
A-02 3
A-02 6
A-02 14
A-02 21
A-02 14
A-02 11
A-02 5,5
A-02 6
A-02 11,5
A-02 11
A-02 14
A-02 9
A-02 7,5
A-02 8
A-02 8,5
A-02 8,5
A-02 6
A-02 5,5
A-02 6
A-02 6
A-02 7,5
A-02 7
A-02 6
A-02 8
A-02 6,5
A-02 7,5
A-02 9
A-02 8
A-02 9
A-02 7
A-02 8
A-02 9
A-02 7
A-02 9
A-02 9
A-02 9,5
A-02 9
A-02 8
A-02 8,5
A-02 8
A-02 8
A-02 8
A-02 7
A-02 8,5
A-02 7
A-02 7,5
A-02 8
A-02 8
A-02 7
A-02 7,5
A-02 7,5
A-02 8,5
A-02 8
A-02 10
A-02 8
A-02 9
A-02 8
A-02 8
A-02 8
A-02 6,5
A-02 8,5
A-02 6,5
A-02 7,5
A-02 5,5
A-02 6
A-02 8
A-02 4,5
A-02 8,5
A-02 7
A-02 6,5
A-02 5
A-02 6
A-02 9
A-02 4
A-02 6
A-02 6,5
A-02 3
A-02 6,5
A-02 7
A-02 6
A-02 5,5
A-02 4
A-02 2,5
A-02 4
A-02 5,5
A-02 4
A-02 5
A-02 5
A-02 3
A-02 3,5
A-02 5,5
A-02 3,5
A-02 3,5
A-02 4
A-02 3
A-02 5
A-02 6
A-02 4
A-02 6
A-02 7
A-02 6
A-02 5,5
A-02 6,5
A-02 6
A-02 5
A-02 6
A-02 6
A-02 4
A-02 5
A-02 3
A-02 3,5
A-02 4,5
A-02 3,5
A-02 5,5
A-02 1,5
A-02 3
A-02 3,5
A-02 2
A-02 3,5
A-02 3
A-02 3
A-02 3,5
A-02 2
A-02 2
A-02 1,5
A-02 1
A-02 2
A-02 2,5
A-02 3
A-02 0
A-02 7
A-02a 23
A-02a 39
A-02a 29
A-02a 21,5
A-02a 25
A-02a 26
A-02a 26
A-02a 24
A-02a 24,5
A-02a 29,5
A-02a 26
A-02a 30
A-02a 27
A-02a 28
A-02a 23
A-02a 23
A-02a 37
A-02a 34
A-02a 29
A-02a 27
A-02a 20
A-02a 20,5
A-02a 26
A-02a 29,5
A-02a 28
A-02a 26
A-02a 21
A-02a 20,5
A-02a 11,5
A-02a 11
A-02a 25,5
A-02a 26
A-02a 20
A-02a 25
A-02a 21,5
A-02a 1,5
A-02a 6,5
A-02a 11,5
A-02a 11
A-02a 11
A-02a 13,5
A-02a 13
A-02a 14
A-02a 14,5
A-02a 14
A-02a 15
A-02a 11,5
A-02a 11,5
A-02a 20
A-02a 17
A-02a 19
A-02a 17,5
A-02a 18,5
A-02a 18
A-02a 18
A-02a 12
A-02a 14,5
A-02a 12,5
A-02a 9
A-02a 12
A-02a 8
A-03 -21
A-03 -36,5
A-03 -35
A-03 -26
A-03 -19
A-03 -8
A-03 -26
A-03 12
A-03 0,5
A-03 -2
A-03 6
A-03 0,5
A-03 16
A-03 12
A-03 12,5
A-03 9
A-03 17,5
A-03 19,5
A-03 7,5
A-03 8
A-03 19
A-03 7,5
A-03 5
A-03 13
A-03 18,5
A-03 5
A-03 0,5
A-03 3
A-03 12
A-03 12
A-03 10,5
A-03 12
A-03 18
A-03 20
A-03 11
A-03 9
A-03 14
A-03 20
A-03 20
A-03 20
A-03 8,5
A-03 4
A-03 7
A-03 9,5
A-03 13
A-03 10
A-03 12,5
A-03 19
A-03 21,5
A-03 21
A-03 20,5
A-03 25
A-03 25
A-03 21
A-03 20,5
A-03 18,5
A-03 17
A-03 20
A-03 21
A-03 30
A-03 23
A-03 17
A-03 21
A-03 21,5
A-03 20
A-03 20,5
A-03 20,5
A-03 23
A-03 20
A-03 20
A-03 20
A-03 19,5
A-03 18
A-03 17
A-03 19,5
A-03 20
A-03 16
A-03 14
A-03 14
A-03 14
A-03 10
A-03 12
A-03 18
A-03 21
A-03 10,5
A-03 2,5
A-03 7
A-03 9
A-03 7,5
A-03 8
A-03 7
A-03 6,75

194
A-03 7
A-03 6
A-03 5
A-03 3,5
A-03 2,5
A-03 12,5
A-03 27
A-03 34
A-03 13
A-03 6,5
A-03 13
A-03 15,5
A-03 11
A-03 10,5
A-03 11
A-03 11
A-03 10
A-03 13,5
A-03 12
A-03 11
A-03 17
A-03 10,5
A-03 8
A-03 9,5
A-03 10
A-03 10
A-03 12
A-03 12,5
A-03 10,5
A-03 11,5
A-03 10,5
A-03 12
A-03 11,5
A-03 12
A-03 10
A-03 9,5
A-03 10,5
A-03 9,5
A-03 10
A-03 9
A-03 7,5
A-03 8
A-03 8
A-03 8,5
A-03 2,5
A-03 5
A-03 5,5
A-04 36,5
A-04 35,5
A-04 34,5
A-04 33,5
A-04 32,5
A-04 31,5
A-04 30,5
A-04 29,5
A-04 28,5
A-04 27,5
A-04 26,5
A-04 25,5
A-04 24,5
A-04 23,5
A-04 22,5
A-04 21,5
A-04 20,5
A-04 19,5
A-04 18,5
A-04 17,5
A-04 16,5
A-04 15,5
A-04 14,5
A-04 13,5
A-04 12,5
A-04 15
A-04 18
A-04 16
A-04 9
A-04 10
A-04 11,5
A-04 12
A-04 14
A-04 15
A-04 18,5
A-04 18
A-04 18,5
A-04 16
A-04 15
A-04 16
A-04 15
A-04 15,5
A-04 13
A-04 13
A-04 14
A-04 14
A-04 10,5
A-04 10,5
A-04 10
A-04 13
A-04 10
A-04 8,5
A-04 9
A-04 9
A-04 11
A-04 7
A-04 3,5
A-04 4,5
A-04 8,5
A-04 6,5
A-04 6
A-04 3,5
A-06 1
A-06 5
A-06 7
A-06 11
A-06 19
A-06 11,5
A-06 26
A-06 32
A-06 32
A-06 17
A-06 18
A-06 19
A-06 18
A-06 15
A-06 18
A-06 15,5
A-06 15
A-06 21
A-06 19
A-06 15
A-06 15
A-06 13
A-06 12
A-06 10,5
A-06 9
A-06 10,5
A-06 10
A-06 10
A-06 10,5
A-06 14
A-06 8
A-06 7
A-06 9
A-06 8,5
A-06 8,5
A-06 9
A-06 8
A-06 8,5
A-06 9
A-06 9
A-06 8
A-06 9
A-06 9
A-06 8,5
A-06 7,5
A-06 7
A-06 7
A-06 5
A-06 6
A-06 4
A-06 8
A-06 7
A-06 6,5
A-06 7
A-06 6
A-06 4
A-06 3
A-06 4
A-06 4
A-06 4
A-06 4
A-06 6
A-06 6
A-06 6,5
A-06 6,5
A-06 7
A-06 7
A-06 6
A-06 7,5
A-06 10
A-06 9
A-06 9
A-06 9
A-06 9
A-06 9,5
A-06 9
A-06 8
A-06 7
A-06 8
A-06 8
A-06 8,5
A-06 7,5
A-06 6
A-06 7
A-06 8
A-06 6,5
A-06 8
A-06 12
A-06 9
A-06 10
A-06 11
A-06 7
A-06 8
A-06 9,5
A-06 10
A-06 12
A-06 12
A-06 14,5
A-06 15
A-06 15
A-06 14
A-06 14
A-06 10,5
A-06 9
A-06 8
A-06 9
A-06 9
A-06 7
A-06 7
A-06 3,5
A-06 4
A-06 5
A-06 4
A-06 2
A-06 5
A-06 4
A-06 2
A-06 14,5
A-06 10,5
A-06 9
A-06 7
A-06 6
A-06 6,5
A-06 5
A-06 7
A-06 5,5
A-06 7,5
A-06 7
A-06 6
A-06 8,5
A-06 10
A-06 11,5
A-06 10,5
A-06 3
A-06 7
A-06 5
A-06 3
A-06 3
A-06 3,5
A-06 2,5
A-06 4,5
A-06 6
A-06 5
A-06 6
A-06 8,5
A-06 9,5
A-06 9,5
A-06 12
A-06 8
A-06 7
A-06 6
A-06 4,5
A-06 8
A-06 5,5
A-06 5,5
A-06 4
A-06 6,5
A-06 6
A-06 8,5
A-06 8
A-06 4,5
A-06 5
A-06 5
A-06 5,5
A-06 -17
A-08 2
A-08 3
A-08 4,5
A-08 8
A-08 17
A-08 19
A-08 22
A-08 20
A-08 15
A-08 20
A-08 15,5
A-08 9
A-08 9,5
A-08 12
A-08 15
A-08 18
A-08 17
A-08 13
A-08 15
A-08 6
A-08 9
A-08 5
A-08 4
A-08 7
A-08 7
A-08 9
A-08 10
A-08 10,5
A-08 10
A-08 8
A-08 9
A-08 8
A-08 7,5
A-08 7
A-08 7
A-08 7
A-08 7
A-08 7
A-08 6
A-08 6,5
A-08 7,5
A-08 7
A-08 7,5
A-08 7,5
A-08 7
A-08 6,5
A-08 7
A-08 7
A-08 8
A-08 7
A-08 8
A-08 7
A-08 7
A-08 7
A-08 6
A-08 4
A-08 0
A-08 3
A-08 0
A-08 7
A-08 1,5
A-08 9
A-08 2,5
A-08 7
A-08 12
A-08 6
A-08 8
A-08 4
A-08 9
A-08 9
A-08 5,5
A-08 5
A-08 3
A-08 4
A-08 6
A-08 3
A-08 3
A-08 2,5
A-08 4
A-08 4,5
A-08 0
A-08 -1
A-08 -4
A-08 3
A-08 0
A-08 1
A-08 -0,5
A-08 1
A-08 -1
A-08 -1
A-08 2,5
A-08 5
A-08 5
A-08 5
A-08 3,5
A-08 3,5
A-08 4
A-08 1
A-08 3
A-08 5
A-08 5,5
A-08 5
A-08 2
A-08 3,5
A-08 5
A-08 6
A-08 9,5
A-08 7
A-08 6
A-08 5,5
A-08 5
A-08 8
A-08 7
A-08 5,5
A-08 4,5
A-08 6
A-08 8
A-08 7
A-08 7
A-08 6
A-08 6
A-08 8
A-08 8
A-08 5
A-08 4
A-08 3
A-08 3,5
A-08 6,5
A-08 3
A-08 3
A-08 2,5
A-08 4
A-08 3
A-08 5
A-08 4,5
A-08 5
A-08 6
A-08 6
A-08 5,5
A-08 8
A-08 6
A-08 4
A-08 4
A-08 5
A-08 4
A-08 4
A-08 6
A-08 8
A-08 7
A-08 8
A-08 8
A-08 6,5
A-08 7
A-08 7
A-08 7
A-08 1
A-08 8
A-08 5
A-08 7
A-08 7
A-08 7
A-08 8
A-08 8
A-08 7,5
A-08 9
A-08 6
A-08 10
A-08 6
A-08 9
A-08 10,5
A-08 11
A-08 6
A-08 5
A-08 1
A-08 -1
B-01 -2,5
B-01 4
B-01 6
B-01 11,5
B-01 20,5
B-01 21,5
B-01 19
B-01 23,5
B-01 24
B-01 27,5
B-01 28,5
B-01 28
B-01 31,5
B-01 33
B-01 33
B-01 30
B-01 30,5
B-01 25
B-01 30
B-01 20
B-01 20,5
B-01 27,5
B-01 27
B-01 26,5
B-01 23,5
B-01 22,5
B-01 18
B-01 22,5
B-01 18
B-01 23,5
B-01 19,5
B-01 19
B-01 18
B-01 22,5
B-01 16
B-01 17,5
B-01 16
B-01 18,5
B-01 22,5
B-01 23,5
B-01 16,5
B-01 13,5
B-01 16
B-01 15,5
B-01 11,5
B-01 12,5
B-01 11
B-01 10
B-01 9
B-01 18
B-01 21
B-01 24,5
B-01 24
B-01 25
B-01 25,5
B-01 27
B-01 25
B-01 25
B-01 25
B-01 23,5
B-01 25
B-01 20,5
B-01 18
B-01 20
B-01 23,5
B-01 26,5
B-01 25,5
B-01 25
B-01 25,5
B-01 30
B-01 15
B-01 15
B-01 10
B-01 38
B-01 33
B-01 32,5
B-01 26,5
B-01 26
B-01 27
B-01 30
B-01 36
B-01 39
B-01 41
B-01 38,5
B-01 18
B-01 20
B-01 40
B-01 40
B-01 32,5
B-01 37
B-01 34
B-01 33,5
B-01 23
B-01 22,5
B-01 33
B-01 36
B-01 35
B-01 33
B-01 38,5
B-01 30
B-01 37
B-01 30
B-01 24
B-01 29,5
B-01 21
B-02 4
B-02 19
B-02 31
B-02 43,5
B-02 37,5
B-02 25
B-02 22,5
B-02 26
B-02 21,5
B-02 19,5
B-02 25
B-02 22
B-02 20
B-02 22,5
B-02 20
B-02 20
B-02 23,5
B-02 26,5
B-02 24,5
B-02 22
B-02 20
B-02 20
B-02 20
B-02 21
B-02 19
B-02 16
B-02 18,5
B-02 18
B-02 18
B-02 19,5
B-02 18,5
B-02 19,5
B-02 18
B-02 21,5
B-02 8
B-04 -9
B-04 -3
B-04 -5
B-04 -4
B-04 -3,5
B-04 -1
B-04 -1,5
B-04 -0,25
B-04 2
B-04 2
B-04 2
B-04 3
B-04 4
B-04 4
B-04 4
B-04 3,5
B-04 5
B-04 5
B-04 9
B-04 7
B-04 10
B-04 11
B-04 16
B-04 11,5
B-04 10
B-04 9,5
B-04 11,5
B-04 10
B-04 10
B-04 11
B-04 9,5
B-04 17,5
B-04 42
B-04 37,5
B-04 30,5
B-04 16
B-04 14
B-04 23,5
B-04 23
B-04 23
B-04 23
B-04 23
B-04 21,5
B-04 18
B-04 17
B-04 18
B-04 17
B-04 15
B-04 11
B-04 10
B-04 12
B-04 28,5
B-04 25
B-04 23
B-04 21,5
B-04 23
B-04 23
B-04 27
B-04 25
B-05 8,5
B-05 20
B-05 15
B-05 11,5
B-05 14,5
B-05 15
B-05 18,5
B-05 19,5
B-05 29
B-05 26
B-05 22,5
B-05 24
B-05 22
B-05 21,5
B-05 15
B-05 10
B-05 7
B-05 3
B-05 2,5
B-05 -5,5
B-05 -2,2
B-05 -25,5
B-05 -23,5
B-05 -21,25
B-05 -20,5
B-05 -10
B-05 -5
B-05 1,5
B-05 7
B-06 3
B-06 -1,5
B-06 24
B-06 29,75
B-06 21,5
B-06 13,5
B-06 8
B-06 11,5
B-06 8
B-06 11,5
B-06 13,5
B-06 16,25
B-06 16
B-06 17,5
B-06 18
B-06 19,5
B-06 21,5
B-06 22,5
B-06 22
B-06 20,5
B-06 41,5
B-06 36,5
B-06 32,5
B-06 29
B-06 28,5
B-06 28,75
B-06 27
B-06 27
B-06 24
B-06 23
B-06 22
B-06 20
B-06 20
B-06 21
B-06 30,5
B-06 34
B-06 26
B-06 28
B-06 30
B-06 36
B-06 34
B-06 14,5
B-06 15
B-06 18
B-06 15,5
B-06 15
B-06 14
B-06 18,5
B-06 14
B-06 16,25
B-06 17
B-06 14,5
B-06 23,5
B-06 22
B-06 21,75
B-06 21,5
B-06 15,5
B-06 13
B-06 12
B-06 13,5
B-06 9
B-06 8
B-06 8,75
B-06 11
B-06 12
B-06 13
B-06 12
B-06 12,5
B-06 13,5
B-06 13,5
B-06 13,5
B-06 14
B-06 13,75
B-06 15
B-06 14,5
B-06 14
B-06 14,5
B-06 14,5
B-06 15
B-06 14,75
B-06 15
B-06 16
B-06 16
B-06 17,5
B-06 18
B-06 16,25
B-06 18
B-06 19
B-06 18,75
B-06 19
B-06 18
B-06 17,75
B-06 15,25
B-06 18,5
B-06 18,5
B-06 18,25
B-06 18,25
B-06 18
B-06 17,75
B-06 17,75
B-06 15,25
B-06 17
B-06 18,5

195
B-06 24,5
B-06 16,5
B-06 27,5
B-06 42
B-06 32
B-06 32,5
B-06 23
B-06 25
B-06 25
B-06 13
B-06 10,5
B-06 8,5
B-06 11
B-06 10
B-08 28
B-08 22
B-08 25
B-08 26
B-08 27
B-08 17,25
B-08 19,5
B-08 22,75
B-08 25,5
B-08 28,5
B-08 26
B-08 4
B-08 8
B-08 16
B-08 17,5
B-08 17,5
B-08 18
B-08 15,5
B-08 17,5
B-08 16,5
B-08 15,75
B-08 14,5
B-08 13,75
B-08 14,25
B-08 14,75
B-08 13,5
B-08 15,5
B-08 14
B-08 13
B-08 12,5
B-08 15
B-08 20
B-08 32
B-08 45
B-08 40
B-08 29
B-08 22,5
B-08 21
B-08 25,25
B-08 21,5
B-08 20,25
B-08 19,5
B-08 20,5
B-08 24,5
B-08 25
B-08 23,75
B-08 28,25
B-08 22,5
B-08 27
B-08 27
B-08 29
B-08 27,25
B-08 28,5
B-08 24
B-08 30,5
B-08 32,5
B-08 33,5
B-08 27
B-08 30
B-08 29,5
B-08 35,5
B-08 29,5
B-08 31
B-08 27,75
B-08 29,75
B-08 29
B-08 29,5
B-08 28,25
B-08 26,5
B-08 28
B-08 25
B-08 22,5
B-08 24
B-08 24,5
B-08 24,5
B-08 22,5
B-08 22,5
B-08 24,25
B-08 25,75
B-08 27,25
B-08 20
B-08 19,5
B-08 21,5
B-08 22,5
B-08 21
B-08 20
B-08 22
B-08 23
B-08 22,25
B-08 22
B-08 21
B-08 21,5
B-08 21,5
B-08 19,5
B-08 19,5
B-08 20,75
B-08 23,25
B-08 19,5
B-08 18,75
B-08 19,25
B-08 18
B-08 18,5
B-08 18,5
B-08 17,75
B-08 11,5
B-08 11
B-08 18,5
B-08 11,5
B-08 13,5
B-08 14
B-08 13,5
B-08 14
B-08 15
B-08 14,75
B-08 14,75
B-10 10,5
B-10 13,25
B-10 10,5
B-10 18,75
B-10 19,5
B-10 22,5
B-10 21,5
B-10 21,5
B-10 20
B-10 22,5
B-10 35
B-10 33,5
B-10 25,25
B-10 24,5
B-10 22,75
B-10 22,5
B-10 27,5
B-10 20,5
B-10 22,5
B-10 21,5
B-10 20
B-10 21
B-10 23,25
B-10 29
B-10 28
B-10 24
B-10 26
B-10 24
B-10 24
B-10 21
B-10 20,5
B-10 21,5
B-10 20,5
B-10 20
B-10 19
B-10 16
B-10 12
B-10 21
B-10 23,75
B-10 22,75
B-10 23,5
B-10 23
B-10 23
B-10 23,5
B-10 22,5
B-10 22
B-10 22,5
B-10 23,75
B-10 19,75
B-10 23
B-10 21,5
B-10 22,5
B-10 22
B-10 21
B-10 21,5
B-10 19
B-10 17,5
B-10 15,5
B-10 15
B-10 18
B-10 18,75
B-10 21,75
B-10 15
B-10 12,5
B-10 18
B-10 25
B-10 22,75
B-10 22
B-10 22,25
B-10 20,5
B-10 20
B-10 18,5
B-10 20,25
B-10 20,25
B-10 19,5
B-10 20,75
B-10 19
B-10 19,5
B-10 20
B-10 22
B-10 24
B-10 22
B-10 21
B-10 20
B-10 18,5
B-10 19
B-10 19,25
B-10 20,25
B-10 19,25
B-10 21,5
B-10 20,25
B-10 18,25
B-10 20,25
B-10 20,25
B-10 19,25
B-10 19
B-10 17
B-10 17,5
B-10 20,5
B-10 19,5
B-10 22
B-10 17
B-10 18
B-10 17
B-10 20,25
B-10 17
B-10 17
B-10 18
B-10 19,5
B-10 18
B-10 16,5
B-10 16
B-10 17
B-10 15,5
B-10 15,5
B-10 14,5
B-10 16,5
B-10 16,75
B-10 15,75
B-10 16,5
B-10 16,5
B-10 16,5
B-10 16
B-10 16
B-10 13,25
B-10 12,5
B-10 15
B-10 16,25
B-10 15,25
B-10 16,5
B-10 16,5
B-10 16,5
B-10 15
B-10 13,5
B-10 11,75
B-10 19
B-10 17,5
B-10 16,5
B-10 16,5
B-10 17,5
B-10 17
B-10 16,5
B-10 15,5
B-10 15,5
B-10 14
B-10 14
B-10 13
B-10 15
B-10 15
B-10 13
B-10 12,5
B-10 12
B-10 12,25
B-10 12,25
B-10 13
B-10 13,5
B-10 12
B-10 12
B-10 13
B-10 13
B-10 13
B-10 14
B-10 12
B-10 10
B-10 11
B-10 14,5
B-10 15
B-10 20
B-12 28,75
B-12 28,25
B-12 34,5
B-12 31,5
B-12 31,5
B-12 26
B-12 27,5
B-12 11,5
B-12 37,5
B-12 37
B-12 35
B-12 27,5
B-12 27
B-12 24,5
B-12 29,5
B-12 28,75
B-12 33
B-12 34
B-12 32,5
B-12 30
B-12 33,25
B-12 33
B-12 21,5
B-12 25
B-12 28,75
B-12 29
B-12 30,5
B-12 25,5
B-12 29,5
B-12 26,25
B-12 25
B-12 28,25
B-12 28
B-12 29
B-12 29,75
B-12 28,75
B-12 29
B-12 30
B-12 31,75
B-12 30,5
B-12 30
B-12 31,5
B-12 37
B-12 33
B-12 31,5
B-12 30,25
B-12 26
B-12 26,5
B-12 23
B-12 23,5
B-12 25
B-12 26
B-12 26,5
B-12 27
B-12 27
B-12 27,25
B-12 29
B-12 27,5
B-12 27
B-12 25
B-12 23
B-12 21,5
B-12 24,5
B-12 24
B-12 23,5
B-12 23,75
B-12 23
B-12 23
B-12 22,25
B-12 22
B-12 22
B-12 23,5
B-12 22
B-12 21,5
B-12 20,5
B-12 19,75
B-12 19
B-12 19
B-12 17,5
B-12 17,5
B-12 18,5
B-12 17,5
B-12 18
B-12 19
B-12 18,5
B-12 17,5
B-12 14,5
B-12 11
B-12 15,75
B-12 11,5
B-12 16
B-12 18
B-12 17
B-12 15,25
B-12 17,5
B-12 15,5
B-12 16,5
B-12 15,5
B-12 15
B-12 15
B-12 12,5
B-12 13,75
B-12 13,25
B-12 13
B-12 13,5
B-12 14,25
B-12 13,5
B-12 15
B-12 16,5
B-12 15
B-12 15,75
B-12 16
B-12 15,5
B-12 14
B-12 16
B-12 15,5
B-12 12
B-12 13
B-12 13,75
B-12 12
B-12 11,25
B-12 12
B-12 13,25
B-12 12,75
B-12 11,5
B-12 12
B-12 13
B-12 11
B-12 11,5
B-12 10,5
B-12 11,5
B-12 11
B-12 8
B-12 11,5
B-12 13
B-12 14,5
B-12 12,5
B-12 12
B-12 11,25
B-12 9,75
B-12 5,5
B-12 5,25
B-12 2,5
B-12 1
B-12 1
B-12 1,25
B-12 0,25
B-12 -1
C-01 13,5
C-01 19
C-01 16,5
C-01 12,5
C-01 12
C-01 11,5
C-01 17,75
C-01 21,5
C-01 11
C-01 23,5
C-01 17
C-01 7
C-01 10,25
C-01 14
C-01 12,25
C-01 24,25
C-01 21,5
C-01 25,5
C-01 22,25
C-01 15
C-01 11
C-01 11
C-01 12
C-01 7
C-01 10
C-01 3,75
C-01 19,75
C-01 4,5
C-01 5,5
C-01 7,5
C-01 5,5
C-01 4,5
C-01 3,75
C-01 3
C-01 3,5
C-01 9
C-01 13
C-01 9
C-01 8,25
C-01 10
C-01 7,5
C-01 8,75
C-01 8,5
C-01 8
C-01 8,5
C-01 7
C-01 8
C-01 7,5
C-01 7
C-01 7
C-01 8
C-01 8
C-01 8,5
C-01 9,5
C-01 9
C-01 7,5
C-01 9
C-01 8,75
C-01 8,75
C-01 10
C-01 8
C-01 9,75
C-01 8,75
C-01 9,25
C-01 7,5
C-01 10
C-01 9
C-01 7,25
C-01 9
C-01 8,75
C-01 7
C-01 6,5
C-01 4
C-01 7,75
C-01 11,75
C-01 19
C-01 12
C-01 10
C-01 13,25
C-01 12,75
C-01 13
C-01 13,25
C-01 16,5
C-01 18,75
C-01 20
C-01 12,75
C-01 12,25
C-01 10
C-01 12
C-01 12,75
C-01 13,5
C-01 14
C-01 8,5
C-01 13
C-01 10,5
C-01 14,5
C-01 12,5
C-01 14
C-01 9
C-01 9,5
C-01 10,75
C-01 15
C-01 11,75
C-01 14
C-01 21,5
C-01 17
C-01 15
C-01 13,5
C-01 14
C-01 17
C-01 14,5
C-01 14
C-01 16,5
C-01 21,5
C-01 24
C-01 23
C-01 23
C-01 28,5
C-01 28,25
C-01 23,75
C-01 23,5
C-01 28
C-01 27
C-01 18,5
C-01 18,75
C-01 19
C-01 18,75
C-01 21,5
C-01 21,75
C-01 31,25
C-01 34,5
C-01 35
C-01 37
C-01 34,75
C-01 35
C-01 35
C-01 34,25
C-01 26,5
C-01 27,5
C-01 26,5
C-01 29,75
C-01 26,25
C-01 26,75
C-01 20,75
C-02 4
C-02 13
C-02 4,5
C-02 3
C-02 7
C-02 8,5
C-02 16,5
C-02 4
C-02 2,75
C-02 6
C-02 -0,5
C-02 1,5
C-02 6
C-02 -2
C-02 6
C-02 14,5
C-02 10
C-02 9
C-02 19
C-02 17
C-02 9
C-02 14
C-02 8,5
C-02 14,5
C-02 7,5
C-02 24
C-02 8,5
C-02 4,5
C-02 11
C-02 22,25
C-02 10
C-02 13
C-02 7,5
C-02 6
C-02 2,25
C-02 9,5
C-02 0,25
C-02 9
C-02 2,5
C-02 11,5
C-02 15,25
C-02 11
C-02 10
C-02 9,5
C-02 15
C-02 17,25
C-02 15,25
C-02 12
C-02 21
C-02 18
C-02 22
C-02 15,75
C-02 16
C-02 22,5
C-02 24
C-02 22,5
C-02 25,5
C-02 14
C-02 10
C-02 12
C-02 9
C-02 5,5
C-02 3,5
C-02 12
C-02 13,5
C-02 11
C-02 21,25
C-02 12,5
C-02 10
C-02 14
C-02 9,25
C-02 12
C-02 11,75
C-02 13,25
C-02 32,5
C-02 24
C-02 23,5
C-02 33
C-02 42,5
C-02 49
C-02 9,5
C-02 18,75
C-02 33
C-02 11
C-02 25
C-02 1
C-02 6,5
C-02 11,5
C-02 5
C-02 12
C-02 12
C-02 17,5
C-02 20
C-02 29
C-02 31
C-02 24
C-02 22
C-02 21
C-02 22
C-02 28,75
C-02 12,75
C-02 17,5
C-02 44,5
C-02 25
C-02 23
C-02 22
C-02 14,5
C-02 14
C-02 20
C-02 8,25
C-02 9
C-02 7
C-02 16
C-02 1
C-02 17
C-02 12
C-02 11,25
C-02 12
C-02 22,5
C-02 29,5
C-02 18,5
C-02 19,75
C-02 20
C-02 24,5
C-02 26
C-02 23
C-02 15,5
C-02 13
C-02 20,5
C-02 10
C-02 16
C-02 24
C-02 25
C-02 20
C-02 21
C-02 21,5
C-02 39
C-02 42,5
C-02 27,5
C-02 18,5
C-02 24,5
C-02 17
C-02 13,25
C-02 18,5
C-02 17
C-02 19
C-02 17,5
C-02 16,5
C-02 11
C-02 11
C-02 19,5
C-02 9,5
C-02 16
C-02 16,5
C-02 16,75
C-02 11,5
C-02 9,25
C-02 10,25
C-02 17
C-02 16,5
C-02 19,5
C-02 18,5
C-02 19
C-02 23,5
C-02 21
C-02 21
C-02 29,25
C-02 16
C-02 31
C-02 26,5
C-02 4
C-02 8,5
C-02 43,75
C-02 34,25
C-02 35,75
C-02 45
C-02 12
C-02 7
C-02 14
C-02 11,25
C-02 10
C-02 10,5
C-02 14,5
C-02 12,75
C-02 13,75
C-02 12,5
C-02 11,5
C-02 12
C-02 11,5
C-02 13,25
C-02 10,75

196
C-02 12,25
C-02 12,5
C-02 12,75
C-02 15,25
C-02 21
C-02 7
C-02 6,5
C-02 20
C-02 21
C-02 24
C-02 20,5
C-02 19,75
C-02 13,75
C-02 19,5
C-02 16,75
C-02 22,5
C-02 19
C-02 20,25
C-02 21
C-02 22
C-02 21
C-02 18,5
C-02 20
C-02 24,5
C-02 21
C-02 16,75
C-02 19,5
C-02 22,75
C-02 25,25
C-02 27
C-02 21,5
C-02 21
C-02 22,5
C-02 19,5
C-02 19,25
C-02 20,25
C-02 20
C-02 22
C-02 17,25
C-02 19
C-02 23
C-02 20
C-02 17,5
C-02 17,5
C-02 27
C-02 39
C-02 28,5
C-02 16
C-02 16,5
C-02 13
C-02 22,5
C-02 20,5
C-02 22,5
C-02 23,75
C-02 3,5
C-02 4
C-02 -3,5
C-03 7
C-03 8
C-03 11,5
C-03 12,5
C-03 11,5
C-03 12,5
C-03 10,5
C-03 18
C-03 19
C-03 14,5
C-03 7
C-03 4,75
C-03 5
C-03 7
C-03 2,5
C-03 2
C-03 2
C-03 8
C-03 31
C-03 18
C-03 7,5
C-03 11
C-03 17,5
C-03 11,5
C-03 12,5
C-03 10,5
C-03 9
C-03 15,5
C-03 25
C-03 28
C-03 10,25
C-03 10
C-03 15
C-03 2
C-03 12
C-03 25
C-03 25,5
C-03 7,5
C-03 20,5
C-03 7,5
C-03 11
C-03 10
C-03 22,5
C-03 14,5
C-03 11
C-03 13
C-03 8,25
C-03 11,5
C-03 10,5
C-03 11,5
C-03 9
C-03 16
C-03 22
C-03 26
C-03 18,75
C-03 26
C-03 21,5
C-03 24,75
C-03 24,5
C-03 21
C-03 26
C-03 32
C-03 16,5
C-03 20
C-03 26,5
C-03 23
C-03 24,5
C-03 12,5
C-03 43,5
C-03 37,5
C-03 43
C-03 38,25
C-03 32,5
C-03 12
C-03 16
C-03 13,5
C-03 16,25
C-03 22
C-03 25,75
C-03 14
C-03 17,25
C-03 10
C-03 5
C-03 32
C-03 20,25
C-03 25
C-03 26
C-03 18
C-03 13,25
C-03 5,5
C-03 8
C-03 25
C-03 13,75
C-03 11,5
C-03 12,5
C-03 10,25
C-03 9
C-03 13
C-03 14
C-03 12
C-03 15,25
C-03 4,5
C-03 24,5
C-03 18,25
C-03 7
C-03 11,5
C-03 8,5
C-03 6
C-03 24,5
C-03 25,75
C-03 25
C-03 8
C-03 25
C-03 29,5
C-03 10
C-03 47,5
C-03 4
C-03 9
C-03 3,5
C-03 1,5
C-03 11
C-03 3
C-03 4,5
C-03 7,75
C-03 6,5
C-03 12
C-03 36
C-03 33,5
C-03 43
C-03 16,75
C-03 1
C-03 6,5
C-03 9,75
C-03 17,5
C-03 13,5
C-03 32,5
C-03 10,75
C-03 10,5
C-03 8
C-03 3,5
C-03 4
C-03 11
C-03 2,5
C-03 7,5
C-03 4
C-03 2,5
C-03 10,75
C-03 6
C-03 3
C-03 2,5
C-03 12,5
C-03 4
C-03 5
C-03 4
C-03 8,5
C-03 1,5
C-03 6
C-03 10
C-03 3
C-03 8,5
C-03 7,25
C-03 22,5
C-03 12
C-03 23,5
C-03 4,5
C-03 14
C-03 3
C-03 4,75
C-03 1
C-03 2
C-03 13,5
C-03 0
C-03 6,5
C-03 11
C-03 6
C-03 -0,5
C-03 -0,75
C-03 1
C-03 11
C-03 6
C-03 5
C-03 20
C-03 19
C-03 21,5
C-03 21,5
C-03 20
C-03 15
C-03 20,25
C-03 24,75
C-03 21,25
C-03 23,25
C-03 27
C-03 21,5
C-03 20
C-03 20
C-03 13
C-03 0,5
C-03 1
C-03 -17,5
C-03 -12
C-03 -14
C-03 -10
C-03 -9,25
C-03 -9
C-03 -8,75
C-03 -10,25
C-03 -11,5
C-03 -10,5
C-03 -12,5
C-03 -5
C-03 -7
C-03 -7
C-03 -6
C-03 -3
C-03 -2
C-03 -0,5
C-03 5,25
C-03 8
C-03 14,5
C-03 19
C-03 26,5
C-03 26,75
C-03 28
C-03 26
C-03 30,75
C-03 29
C-03 34
C-03 37,5
C-03 38,5
C-03 34,5
C-03 34
C-03 34
C-03 25
C-03 14,5
C-03 5
C-03 3,25
C-03 0,25
C-03 -4
C-03 -8
C-03 -11,5
C-03 -18
C-03 -20,5
C-03 -22,5
C-03 -20
C-03 -20
C-03 -25
C-03 -21,5
C-03 -18
C-03 -17
C-03 -10,25
C-03 -9
C-03 -3
C-03 1
C-03 5
C-03 10
C-03 -0,5
C-03 3,5
C-03 14,75
C-03 14,75
C-03 19
C-03 25
C-03 26
C-03 26,5
C-03 25
C-03 11
C-03 24
C-03 27,5
C-03 28,5
C-03 26
C-03 22,25
C-03 14,5
C-03 16
C-03 21
C-03 23,5
C-03 17,75
C-03 19,75
C-03 21,5
C-03 24,25
C-03 27,5
C-03 34
C-03 26
C-03 23
C-03 24,75
C-03 23
C-03 25
C-03 25
C-03 23,25
C-03 21,25
C-03 25,5
C-03 26
C-03 27,75
C-03 29,5
C-03 26
C-03 27,25
C-03 27,5
C-03 28,5
C-03 30
C-03 27,25
C-03 26
C-03 30
C-03 25,5
C-03 28
C-03 25,5
C-03 20,75
C-03 29,5
C-03 26,75
C-03 25,5
C-03 27,75
C-03 26
C-03 24
C-03 28,5
C-03 25,5
C-03 29
C-03 26
C-03 21,5
C-03 19
C-03 19
C-03 18,25
C-03 16,75
C-03 16
C-03 15,5
C-03 11
C-03 14,5
C-03 17,75
C-03 12
C-03 16
C-03 14,5
C-03 18,5
C-03 14,5
C-03 12
C-03 14,5
C-03 7,5
C-03 5
C-03 8,25
C-03 9
C-03 8,5
C-03 10
C-03 8
C-03 9,5
C-03 9
C-03 8
C-03 7
C-03 6,5
C-03 10,5
C-03 26,75
C-03 24
C-03 27
C-03 24,5
C-03 22,5
C-03 22,75
C-03 14
C-03 21
C-03 23,75
C-03 19,75
C-03 22
C-03 25
C-03 22,75
C-03 20,5
C-03 25,5
C-03 28,5
C-03 32
C-03 24
C-03 32,25
C-03 36
C-03 33,25
C-03 24,5
C-03 20,5
C-03 21,25
C-03 26,5
C-03 28,5
C-03 26,5
C-03 38,25
C-03 34,5
C-03 34
C-03 31
C-03 31,5
C-03 29,5
C-03 30
C-03 23,75
C-03 29,25
C-03 32,5
C-03 31
C-03 32
C-03 26
C-03 24
C-03 24,75
C-03 26,5
C-03 34
C-03 20
C-03 21,5
C-03 25,75
C-03 22,5
C-03 28,5
C-03 23
C-03 21
C-03 24
C-03 20
C-03 21,75
C-03 20
C-03 21,5
C-03 19
C-03 15,5
C-03 10,25
C-03 14
C-03 13,5
C-03 14
C-03 5,25
C-03 4
C-03 3,5
C-03 4,5
C-03 -2,5
C-03 2,5
C-03 22,5
C-03 22,75
C-03 18,75
C-03 22,75
C-03 26
C-03 24,75
C-03 32,75
C-03 32,25
C-03 31
C-03 31
C-03 34
C-03 32
C-03 32,5
C-03 36,25
C-03 27
C-03 34,5
C-03 31
C-03 23,5
C-03 21
C-03 32
C-03 32,5
C-03 22,5
C-03 15,5
C-03 16,5
C-03 14
C-03 15,5
C-03 18,25
C-03 20,25
C-03 20
C-03 22,25
C-03 17
C-03 22
C-03 17,5
C-03 13
C-03 16
C-03 15
C-03 16
C-03 19
C-03 21
C-03 20,25
C-03 20,25
C-03 18,75
C-03 15,25
C-03 12,25
C-03 18,75
C-03 3,75
C-03 14
C-03 14,5
C-03 15
C-03 9,5
C-03 9,25
C-03 9,25
C-03 10,25
C-03 10,25
C-03 8,75
C-03 13,75
C-03 5
C-03 9,75
C-03 7,25
C-03 11
C-03 9,75
C-03 10
C-03 7,5
C-03 8,5
C-03 7,5
C-03 10,5
C-03 5
C-03 11,25
C-03 31,75
C-03 33,5
C-03 12,25
C-03 3
C-03 23
C-03 23
C-03 24,5
C-03 20,25
C-03 22
C-03 20
C-03 15,5
C-03 16,5
C-03 18
C-03 20,75
C-03 15,5
C-03 13,5
C-03 11,5
C-03 19
C-03 20
C-03 17
C-03 18
C-03 11,5
C-03 13
C-03 15
C-03 16
C-03 13
C-03 19,5
C-03 18,5
C-03 19,5
C-03 17
C-03 19,5
C-03 17
C-03 26
C-03 29
C-03 17
C-03 15
C-03 9
C-03 19,5
C-03 16
C-03 10
C-03 12
C-03 16,5
C-03 19,5
C-03 18,5
C-03 15
C-03 10,5
C-03 13
C-03 11,25
C-03 12
C-03 10,25
C-03 10
C-03 9
C-03 9
C-03 14
C-03 12,5
C-03 10,5
C-03 11,5
C-03 12
C-03 14,75
C-03 16
C-03 16,5
C-03 8,5
C-03 10
C-03 11
C-03 11,25
C-03 13,75
C-03 12,25
C-03 9,5
C-03 8
C-03 10,5
C-03 12,25
C-03 15,5
C-03 10
C-03 15,5
C-03 13
C-03 12,5
C-03 13,5
C-03 7,25
C-03 13
C-03 17
C-03 17,5
C-03 12
C-03 13,5
C-03 11,75
C-03 14
C-03 13,5
C-03 11,5
C-03 3,5
C-03 2,25
C-03 3,75
C-03 12,25
C-03 18
C-03 13
C-03 11,5
C-03 13
C-03 2,5
C-03 5
C-03 12,5
C-03 12,5
C-03 12,25
C-03 11,25
C-03 5,5
C-03 5
C-03 8,5
C-03 20,5
C-03 19,5
C-03 22,25
C-03 20,25
C-03 21,5
C-03 20
C-03 16,5
C-03 16,5
C-03 17
C-03 24
C-03 24,25
C-03 27
C-03 26
C-03 28,5
C-03 30
C-03 32
C-03 34
C-03 33,75
C-03 31
C-03 31,5
C-03 32
C-03 29
C-03 20,25
C-03 12
C-03 30
C-03 27
C-03 22,75
C-03 20,25
C-03 20
C-03 19
C-03 19
C-03 19,5
C-03 15,25
C-03 16
C-03 15,5
C-03 14,5
C-03 14,5
C-03 14
C-03 13
C-03 13,75
C-03 14
C-03 12,25
C-03 11,5
C-03 22,5
C-03 17
C-03 13,5
C-03 9,25
C-03 6
C-03 -2
C-03 0
C-03 31,5
C-03 30
C-03 20
C-03 18
C-03 14
C-03 15,25
C-03 28,5
C-03 17
C-03 15
C-03 18,25
C-03 16,75
C-03 18
C-03 15
C-03 16,5
C-03 15
C-03 14
C-03 12,25
C-03 13
C-03 13
C-03 12,5
C-03 12,5
C-03 11
C-03 10,5
C-03 10,5
C-03 12,25
C-03 13
C-03 16
C-03 11,25
C-03 15
C-03 15,5
C-03 14,75
C-03 16
C-03 14
C-03 14
C-03 14,5
C-03 13,5
C-03 22,25
C-03 22,25
C-03 24
C-03 19
C-03 19
C-03 23,5
C-03 23
C-03 22
C-03 25
C-03 21
C-03 22,5
C-03 20,5
C-03 17,5
C-03 17,25
C-03 16
C-03 13,5
C-03 14
C-03 11,25
C-03 10,25
C-03 10,5
C-03 10,75
C-03 9,5
C-03 12
C-03 18
C-03 18,5
C-03 15
C-03 15,5
C-03 14
C-03 10
C-03 8,75
C-03 8,5
C-03 9
C-03 8,5
C-03 10
C-03 9,75
C-03 9,75
C-03 10,75
C-03 12
C-03 10
C-03 10,75
C-03 9,5
C-03 10,25
C-03 11
C-03 13,25
C-03 12,25
C-03 10
C-03 11,25
C-03 10
C-03 10,5
C-03 9
C-03 9
C-03 10,5
C-03 11

197
C-03 12,25
C-03 11,75
C-03 11,25
C-03 11
C-03 9
C-03 8
C-03 9
C-03 7,75
C-03 9,75
C-03 7,25
C-03 6
C-03 9,5
C-03 9
C-03 5,5
C-03 7
C-03 6,25
C-03 6
C-03 7,25
C-03 5,5
C-03 6,5
C-03 7
C-03 7
C-03 6,75
C-03 7
C-03 5,5
C-03 6
C-03 6
C-03 5,5
C-03 6
C-03 6,75
C-03 6
C-03 5
C-03 2
C-03 5
C-03 5,5
C-03 6,5
C-03 7
C-03 8,5
C-03 9
C-03 10
C-03 11,75
C-03 12,5
C-03 13,25
C-03 13,5
C-03 13,5
C-03 13,5
C-03 14
C-03 13,75
C-03 11,75
C-03 10,75
C-03 13,75
C-03 15
C-03 16,25
C-03 14,75
C-03 14,75
C-03 15
C-03 13,5
C-03 13,5
C-03 12,5
C-03 11,25
C-03 11,25
C-03 9
C-03 10,75
C-03 11
C-03 10
C-03 9,75
C-03 10,5
C-03 9
C-03 6,25
C-03 6,5
C-03 7,5
C-03 6
C-03 3,75
C-03 6,5
C-03 6,5
C-03 6,25
C-03 8,5
C-03 9,5
C-03 11,5
C-03 10
C-03 9
C-03 11,5
C-03 8,5
C-03 8,5
C-03 8
C-03 9
C-03 10
C-03 12,5
C-03 11,5
C-03 13,25
C-03 13,5
C-03 10
C-03 8
C-03 9
C-03 9
C-03 5
C-03 5,5
C-03 8
C-03 10
C-03 9,25
C-03 9,5
C-03 8,75
C-03 13,5
C-03 13
C-03 12,5
C-03 13
C-03 7,75
C-03 12
C-03 12,25
C-03 14,75
C-03 15,75
C-03 16
C-03 16,75
C-03 17
C-03 15,5
C-03 6,75
C-03 5
C-03 5,5
C-03 6
C-03 5,5
C-03 4,5
C-03 2,75
C-03 3
C-03 2
C-03 3,25
C-03 1,75
C-03 2
C-03 1,75
C-03 2
C-03 0,75
C-03 2,5
C-03 1
C-03 0
C-03 2
C-03 -1,75
C-03 -1,25
C-03 -1
C-03 -1
C-03 -2
C-03 0,5
C-03 3
C-03 4
C-03 3
C-03 0
C-03 7,5
C-03 17
C-03 22
C-03 33
C-03 34
C-03 33
C-03 27
C-03 21,25
C-03 16
C-03 19
C-03 18,5
C-03 20
C-03 20,75
C-03 21
C-03 25,25
C-03 31
C-03 27,5
C-03 24
C-03 19
C-03 18,5
C-03 18,75
C-03 12,25
C-03 4,5
C-03 -0,5
C-03 -1
D-05 9
D-05 10
D-05 13
D-05 16
D-05 18
D-05 19,25
D-05 21,75
D-05 10
D-05 22,75
D-05 22
D-05 17,5
D-05 21
D-05 23
D-05 24,5
D-05 27
D-05 29
D-05 32
D-05 31
D-05 40
D-05 39,5
D-05 22
D-05 39,5
D-05 40
D-05 35
D-05 33
D-05 34,5
D-05 31
D-05 26,25
D-05 28,5
D-05 33
D-05 31
D-05 24,5
D-11 3
D-11 -1
D-11 32,5
D-11 29
D-11 26
D-11 29
D-11 24
D-11 26,75
D-11 22
D-11 25,5
D-11 24
D-11 22,25
D-11 26,25
D-11 26,25
D-11 24,5
D-11 27
D-11 26,5
D-11 26
D-11 25
D-11 27
D-11 22,5
D-11 21,5
D-11 21,75
D-11 22
D-11 21,25
D-11 21,75
D-11 21,25
D-11 20,25
D-11 19,75
D-11 19
D-11 19
D-11 18,75
D-11 19
D-11 15,25
D-11 16
D-11 7,25
D-11 12,25
D-11 28,25
D-11 26
D-11 25
D-11 23,25
D-11 19,75
D-11 20,5
D-11 17,5
D-11 22,5
D-11 20
D-11 21
D-11 28,25
D-11 22
D-11 19
D-11 21
D-11 23,75
D-11 35
D-11 27,5
D-11 19,75
D-11 23,25
D-11 19,75
D-11 19,75
D-11 18,5
D-11 21
D-11 23,5
D-11 20,5
D-11 18,5
D-11 25,5
D-11 37,5
D-11 29,5
D-11 25,5
D-11 21
D-11 18,75
D-11 21,5
D-11 20
D-11 24
D-11 23,5
D-11 21
D-11 21,75
D-11 21,25
D-11 24,5
D-11 33
D-11 33
D-11 22
D-11 20,5
D-11 22,5
D-11 39,75
D-11 41,5
D-11 36,5
D-11 27
D-11 35,25
D-11 18
D-11 25
D-11 24,75
D-11 28,25
D-11 30,5
D-11 30,25
D-11 35,75
D-11 36,75
D-11 31,75
D-11 33
D-11 32,25
D-11 29,75
D-11 21,75
D-11 21,5
D-11 30,75
D-11 30
D-11 27,75
D-11 25
D-11 24
D-11 23
D-11 25
D-11 26,75
D-11 31
D-11 36
D-11 34
D-11 28,5
D-11 27
D-11 30
D-11 29,5
D-11 19,75
D-11 18,25
D-11 19
D-11 16,75
D-11 14
D-11 22
D-11 11,75
D-11 13
D-11 10,5
D-11 10
D-11 13
D-11 13
D-11 16
D-11 16
D-11 17
D-11 16
D-11 17
D-11 16,5
D-11 16,25
D-11 14,5
D-11 14
D-11 15
D-11 14
D-11 19,25
D-11 19,25
D-11 17
D-11 20,25
D-11 16,5
D-11 17,75
D-11 17,25
D-11 15,25
D-11 14,25
D-11 13
D-11 13
D-11 13,75
D-11 13,25
D-11 16
D-11 15,25
D-11 15
D-11 14,5
D-11 13,5
D-11 15,5
D-11 18
D-11 16
D-11 15
D-11 9,5
D-11 8
D-11 16,5
D-11 9
D-11 12
D-11 12,5
D-11 6,5
D-11 9,5
D-11 6,75
D-11 7,5
D-12 -1
D-12 -1
D-12 3,25
D-12 29,5
D-12 31,5
D-12 30,25
D-12 21,5
D-12 23,5
D-12 24,5
D-12 29,25
D-12 15,25
D-12 21,5
D-12 22
D-12 25,5
D-12 25,5
D-12 24
D-12 22
D-12 19,75
D-12 17
D-12 21,75
D-12 21,25
D-12 21
D-12 22,25
D-12 22,25
D-12 16,25
D-12 16,5
D-12 16,75
D-12 16,75
D-12 18,5
D-12 14,25
D-12 12,5
D-12 11,5
D-12 12,5
D-12 11
D-12 11
D-12 13
D-12 10
D-12 7
D-12 7,25
D-12 13
D-12 19
D-12 19,5
D-12 19,75
D-12 20
D-12 24
D-12 24,25
D-12 17,5
D-12 22,25
D-12 29,25
D-12 23,75
D-12 28,75
D-12 16,75
D-12 18,5
D-12 18
D-12 24
D-12 19,25
D-12 20,5
D-12 21
D-12 21,5
D-12 22
D-12 21,5
D-12 20,25
D-12 18
D-12 16,5
D-12 20,25
D-12 16
D-12 14,5
D-12 16,5
D-12 21
D-12 19,75
D-12 22,5
D-12 15
D-12 14,5
D-12 12,5
D-12 13,25
D-12 15,5
D-12 13,5
D-12 13
D-12 13,75
D-12 11,5
D-12 16,25
D-12 11
D-12 16
D-12 16
D-12 13,25
D-12 14,25
D-12 11
D-12 10
D-12 19,5
D-12 23,5
D-12 24
D-12 23
D-12 27,25
D-12 23
D-12 22,5
D-12 16,25
D-12 18,75
D-12 14,25
D-12 14,5
D-12 22,75
D-12 31
D-12 38
D-12 41,25
D-12 40,25
D-12 30
D-12 27
D-12 27
D-12 26,5
D-12 22,5
D-12 20
D-12 19
D-12 18,5
D-12 18,5
D-12 18,5
D-12 16,5
D-12 16,5
D-12 19
D-12 18,75
D-12 16,5
D-12 17,5
D-12 18
D-12 23
D-12 20
D-12 17,75
D-12 16
D-12 15,5
D-12 13
D-12 15
D-12 12
D-12 10,75
D-12 11,5
D-12 13,5
D-12 17
D-12 14,75
D-12 18,5
D-12 19
D-12 14,25
D-12 10,75
D-12 12
D-12 14,25
D-12 12,25
D-12 16
D-12 13,75
D-12 15
D-12 15,25
D-12 11,25
D-12 19,75
D-12 22,25
D-12 20,25
D-12 16
D-12 17
D-12 18,25
D-12 11,25
D-12 9,5
D-12 9
D-12 7,5
D-12 7
D-12 6,25
D-12 6,5
D-12 4,5
D-12 3
D-12 7
D-12 6,5
D-12 8,75
D-12 11,5
D-12 11
D-12 13,25
D-12 17,5
D-12 14
D-12 8,25
D-12 9
D-12 17,25
D-12 7
D-12 14
D-12 11
D-12 20
D-12 11,5
D-12 13
D-12 7,5
D-12 16
D-12 21,25
D-12 7
D-12 5,75
D-12 6,75
D-12 7,25
D-13 -14,75
D-13 18,5
D-13 19,75
D-13 16,75
D-13 17,5
D-13 16,75
D-13 21
D-13 19,75
D-13 24,25
D-13 24
D-13 21,5
D-13 23,7
D-13 23
D-13 25,5
D-13 23,5
D-13 26,5
D-13 20
D-13 21,75
D-13 19
D-13 17,5
D-13 17
D-13 17,5
D-13 18,25
D-13 21,5
D-13 17,5
D-13 16,75
D-13 18,75
D-13 28,25
D-13 27,5
D-13 28,25
D-13 27,75
D-13 17,5
D-13 18
D-13 20,5
D-13 25
D-13 18
D-13 22,25
D-13 22
D-13 22,25
D-13 22,5
D-13 16
D-13 23
D-13 21
D-13 19,25
D-13 19,75
D-13 24
D-13 24
D-13 15
D-13 20
D-13 32
D-13 21
D-13 23
D-13 21,5
D-13 25,5
D-13 26
D-13 21
D-13 26,5
D-13 26
D-13 23,25
D-13 23,25
D-13 24,25
D-13 25
D-13 25,5
D-13 26,75
D-13 26,5
D-13 25,5
D-13 24,5
D-13 20,5
D-13 29,5
D-13 32
D-13 28
D-13 25,75
D-13 24
D-13 25
D-13 24,5
D-13 26
D-13 22,5
D-13 31,75
D-13 24
D-13 23
D-13 26,5
D-13 30
D-13 23,5
D-13 26,75
D-13 21
D-13 22,5
D-13 17
D-13 16
D-13 15
D-13 13,25
D-13 12,5
D-13 11,5
D-13 11
D-13 15
D-13 15
D-13 14
D-13 16,75
D-13 13,5
D-13 20
D-13 16
D-13 13,75
D-13 13
D-13 16
D-13 13,25
D-13 16
D-13 6,75
D-13 8,5
D-13 18
D-13 18,75
D-13 12
D-13 12
D-13 13,25
D-13 18,75
D-13 10,5
D-15 5
D-15 2,5
D-15 19,5
D-15 17
D-15 18,5
D-15 18
D-15 15,75
D-15 10,75
D-15 19,5
D-15 18,5
D-15 23
D-15 21
D-15 20
D-15 19,75
D-15 25
D-15 22
D-15 19,5
D-15 19
D-15 19,5
D-15 16
D-15 19,25
D-15 22,5
D-15 18,5
D-15 19
D-15 20,5
D-15 19,5
D-15 20,25
D-15 20
D-15 24
D-15 19,5
D-15 18,5
D-15 19
D-15 16,5
D-15 19,75
D-15 20,5
D-15 21,5
D-15 21,5
D-15 20,25
D-15 19,5
D-15 21
D-15 19,5
D-15 23
D-15 24
D-15 26,5
D-15 29,5
D-15 24
D-15 22,75
D-15 24
D-15 26,5
D-15 25
D-15 26,25
D-15 28,5
D-15 24
D-15 28
D-15 28
D-15 30,75
D-15 30,75
D-15 29
D-15 31,75
D-15 30
D-15 31,75
D-15 32,5
D-15 38
D-15 33
D-15 33
D-15 32
D-15 31
D-15 29,5
D-15 28
D-15 30
D-15 27
D-15 28,5
D-15 33
D-15 29
D-15 21,5
D-15 27,5
D-15 17
D-15 14,5
D-15 13,75
D-15 37,75
D-15 33
D-15 32
D-15 23,5
D-15 24
D-15 29,25
D-15 26,5
D-15 25
D-15 27
D-15 27,5
D-15 29,5
D-15 29,25
D-15 26
D-15 28
D-15 26
D-15 35,5
D-15 25
D-15 20
D-15 23
D-15 23
D-15 24,5
D-15 26
D-15 25
D-15 20,5
D-15 21,75
D-15 20,75
D-15 18,5
D-15 21,5
D-15 20,5
D-15 21

198
D-15 20,5
D-15 17,5
D-15 17,75
D-15 14
D-15 15
D-15 15
D-15 14,5
D-15 20
D-15 29,75
D-15 29,5
D-15 35
D-15 48,5
D-15 21
D-15 28
D-15 32,5
D-15 33,25
D-15 33,5
D-15 30,5
D-15 21,25
D-15 21,5
D-15 17,25
D-15 18,75
D-15 15,75
D-15 17
D-15 20
D-15 13,5
D-15 5,5
D-15 6
D-15 18,25
D-15 9,75
D-15 9,25
D-15 10,75
D-15 14
D-15 18
D-15 14
D-15 17
D-15 12,75
D-15 12
D-15 13,5
D-15 14,5
D-15 10,75
D-15 12,75
D-15 13
D-15 11,75
D-15 10,5
D-15 12,5
D-15 15
D-15 11
D-15 12,5
D-15 12,5
D-15 10,25
D-15 9
D-15 4,75
D-15 12,75
D-15 12
D-15 14
D-15 9,5
D-15 6,75
D-15 1,75
D-15 3,25
D-16 20
D-16 22,5
D-16 9,25
D-16 11,25
D-16 11,75
D-16 11,5
D-16 10,5
D-16 10
D-16 10
D-16 10,5
D-16 10,5
D-16 12,25
D-16 9
D-16 14
D-16 10,5
D-16 10
D-16 15,5
D-16 14
D-16 13,5
D-16 12,25
D-16 12
D-16 12
D-16 11,75
D-16 13
D-16 12
D-16 12,5
D-16 12,5
D-16 14
D-16 17
D-16 22,5
D-16 20,5
D-16 11,5
D-16 16,75
D-16 11
D-16 2,5
D-16 -1
D-16 14
D-16 27
D-16 17
D-16 19
D-16 14,5
D-16 21,75
D-16 17
D-16 18
D-16 14
D-16 7,5
D-16 20,5
D-16 21,5
D-16 23,5
D-16 16
D-16 18,75
D-16 26,5
D-16 26
D-16 27
D-16 28,25
D-16 24
D-16 27,5
D-16 23,5
D-16 22
D-16 23,5
D-16 27
D-16 26,25
D-16 25,25
D-16 20,5
D-16 18,5
D-16 24,25
D-16 24
D-16 22,5
D-16 20
D-16 22
D-16 28
D-16 24,25
D-16 21,25
D-16 19,75
D-16 20
D-16 18,5
D-16 18,25
D-16 20
D-16 21,75
D-16 23,5
D-16 22,75
D-16 18
D-16 10,75
D-16 32,5
D-16 30,25
D-16 26,75
D-16 30
D-16 27
D-16 26,75
D-16 27
D-16 18,5
D-16 22,25
D-16 28
D-16 27,5
D-16 36,75
D-16 30
D-16 40
D-16 44,75
D-16 46
D-16 33,75
D-16 25,75
D-16 25,25
D-16 24,75
D-16 27,25
D-16 25
D-16 24
D-16 24,5
D-16 32
D-16 34
D-16 32
D-16 35,5
D-16 33
D-16 32
D-16 31,75
D-16 28,75
D-16 28,75
D-16 27
D-16 25
D-16 24,75
D-16 24
D-16 19
D-16 27
D-16 28
D-16 29
D-16 28
D-16 28
D-16 28,75
D-16 27,25
D-16 27
D-16 24,5
D-16 28
D-16 27,75
D-16 27
D-16 21,5
D-16 21
D-16 22,75
D-16 21,5
D-16 26,5
D-16 28
D-16 27
D-16 30,25
D-16 28
D-16 30
D-16 25,25
D-16 27,5
D-16 27,5
D-16 23,5
D-16 26,75
D-16 22,5
D-16 24
D-16 20
D-16 18,75
D-16 16,75
D-16 18,75
D-16 19
D-16 20
D-16 28,28
D-16 15,75
D-16 16,5
D-16 13
D-16 7
D-16 5
D-16 5,5
D-16 10
D-17 1,5
D-17 -1,5
D-17 15
D-17 11
D-17 11,75
D-17 8,75
D-17 7,5
D-17 12,75
D-17 7
D-17 9
D-17 9,75
D-17 10,75
D-17 9,5
D-17 9
D-17 9,5
D-17 13,25
D-17 13,5
D-17 16,5
D-17 16,25
D-17 18,5
D-17 19
D-17 17
D-17 15,5
D-17 13,25
D-17 16
D-17 15
D-17 15,5
D-17 19,5
D-17 13,25
D-17 13,25
D-17 14,25
D-17 17,5
D-17 21,25
D-17 23,75
D-17 24
D-17 25,5
D-17 29,5
D-17 23
D-17 24,75
D-17 23,5
D-17 24,5
D-17 25,5
D-17 29
D-17 28
D-17 26
D-17 27
D-17 29
D-17 32,5
D-17 29
D-17 28,5
D-17 26,75
D-17 29
D-17 28,75
D-17 30,5
D-17 30,25
D-17 29
D-17 28,25
D-17 27,5
D-17 27
D-17 27
D-17 23,5
D-17 25
D-17 26,25
D-17 31
D-17 32,25
D-17 38
D-17 32
D-17 30,5
D-17 33,5
D-17 33
D-17 27,5
D-17 25
D-17 23
D-17 30
D-17 30
D-17 27,5
D-17 28,5
D-17 28
D-17 27
D-17 31
D-17 32
D-17 32
D-17 28,5
D-17 27
D-17 30,5
D-17 31,75
D-17 28,5
D-17 27,5
D-17 29
D-17 29,5
D-17 24,5
D-17 24
D-17 26
D-17 19,5
D-17 19,5
D-17 19,75
D-17 20
D-17 19,5
D-17 19
D-17 23,5
D-17 25,5
D-17 25,25
D-17 23,5
D-17 30,5
D-17 25,75
D-17 18,5
D-17 23,5
D-17 23
D-17 19,5
D-17 22,5
D-17 20
D-17 12
D-17 15,5
D-17 13,5
D-17 15,5
D-17 15
D-17 18
D-17 15,25
D-17 13,5
D-17 16,75
D-17 12
D-17 12
D-17 10,25
D-18 30
D-18 28
D-18 38,25
D-18 30
D-18 37,5
D-18 62,5
D-18 31
D-18 44,75
D-18 33,5
D-18 35,5
D-18 38,5
D-18 43
D-18 45
D-18 30
D-18 42,5
D-18 33
D-18 35,5
D-18 33
D-18 34
D-18 35
D-18 28
D-18 29,75
D-18 27,25
D-18 22,5
D-18 27,5
D-18 23
D-18 19,5
D-18 22,25
D-18 25
D-18 22,5
D-18 35
D-18 33,5
D-18 31
D-18 23,5
D-18 30
D-18 37
D-18 33,75
D-18 27
D-18 29
D-18 32
D-18 26,5
D-18 24,5
D-18 26
D-18 27
D-18 25,5
D-18 25
D-18 22,75
D-18 30
D-18 26
D-18 24,5
D-18 27,5
D-18 26
D-18 28
D-18 26,25
D-18 23
D-18 21
D-18 18,75
D-18 18,5
D-18 21
D-18 21,5
D-18 16
D-18 15
D-18 11,5
D-18 13,5
D-18 13
D-18 9
D-18 15,5
D-18 5
D-18 5,75
D-18 4,25
D-18 3,5
D-18 1,5
D-18 1,5
D-18 4
D-18 4
D-20 0,5
D-20 7,75
D-20 14,25
D-20 24
D-20 30
D-20 22,5
D-20 21,75
D-20 18,25
D-20 22
D-20 23,5
D-20 16,5
D-20 19
D-20 18,5
D-20 19,75
D-20 13,75
D-20 11,5
D-20 16,75
D-20 17,25
D-20 14,25
D-20 13,75
D-20 25
D-20 30,75
D-20 29,25
D-20 33,25
D-20 38,75
D-20 32
E-01 4,75
E-01 6
E-01 12
E-01 13,25
E-01 17,75
E-01 18,75
E-01 22
E-01 22,25
E-01 20,5
E-01 19,5
E-01 18,25
E-01 19,25
E-01 17,5
E-01 20,25
E-01 19
E-01 17,5
E-01 15
E-01 14
E-01 12,5
E-01 11,5
E-01 12,5
E-01 11,5
E-01 13
E-01 14
E-01 11,5
E-01 10,75
E-01 11
E-01 9
E-01 8,5
E-01 9
E-01 16
E-01 16
E-01 22
E-01 29,5
E-01 28
E-01 26,75
E-01 21,5
E-01 22,5
E-01 25
E-01 20
E-01 20,25
E-01 24
E-01 20,5
E-01 27
E-01 24,75
E-01 24
E-01 31
E-01 31,5
E-01 24,75
E-01 26
E-01 25
E-01 24
E-01 21
E-01 19
E-01 18
E-01 14,5
E-01 10,5
E-01 41
E-01 30,25
E-01 32
E-01 31,75
E-01 27,25
E-01 27,5
E-01 29,25
E-01 32,5
E-01 40
E-01 32,5
E-01 39
E-01 38
E-01 27
E-01 26,5
E-01 29,25
E-01 21,25
E-01 27,5
E-01 38,25
E-01 34,75
E-01 26,5
E-01 31,5
E-01 32,75
E-01 31,25
E-01 28,5
E-01 34
E-01 48,25
E-01 27,75
E-01 22,5
E-01 21
E-01 28,5
E-01 25
E-01 22
E-01 34
E-01 50
E-01 55,75
E-01 50
E-01 49
E-01 42
E-01 38
E-01 40
E-01 38
E-01 29,5
E-01 24,75
E-01 25,75
E-01 21,5
E-01 19,5
E-01 20,75
E-01 18,5
E-01 15,5
E-01 22,25
E-01 22,75
E-01 21,5
E-01 18
E-01 11
E-01 15,5
E-01 17,5
E-01 15,25
E-01 15,5
E-01 35
E-01 33
E-01 26,75
E-01 31
E-01 29,5
E-01 26
E-01 25
E-01 24,25
E-01 21,5
E-01 20
E-01 18,25
E-01 15,5
E-01 11,75
E-01 13,5
E-01 13,75
E-01 15,75
E-01 16
E-01 13,25
E-01 10,5
E-01 8,5
E-01 7,5
E-01 9,5
E-01 8
E-01 11,5
E-01 13,75
E-01 12
E-01 13,75
E-01 14
E-01 16,75
E-01 16,25
E-01 13,5
E-01 12,25
E-01 11,25
E-01 9,75
E-01 10
E-01 8,75
E-01 9,25
E-01 7
E-01 6,25
E-01 9,25
E-01 9,25
E-01 7,5
E-01 10,5
E-01 10,25
E-01 10,5
E-01 9
E-01 10,5
E-01 8
E-01 10
E-01 8,75
E-01 10
E-01 8,75
E-01 7
E-01 8,25
E-01 7
E-01 7,5
E-01 8
E-01 8,25
E-01 8
E-01 8,5
E-01 7
E-01 7
E-01 8
E-01 7,5
E-01 9
E-01 8,75
E-01 9,25
E-01 9,25
E-01 8,75
E-01 8,5
E-01 10
E-01 9,75
E-01 10,5
E-01 11,75
E-01 11,25
E-01 9,75
E-01 9
E-01 8,25
E-01 9,5
E-01 9,5
E-01 9
E-01 10
E-01 14,5
E-01 12
E-01 10,5
E-01 10
E-01 12,5
E-01 11
E-01 11
E-01 10,75
E-01 10
E-01 9,5
E-01 10
E-01 8
E-01 10
E-01 10
E-01 8,5
E-01 8,25
E-01 9
E-01 7,75
E-01 7,25
E-01 6,75
E-01 9
E-01 11,25
E-01 9,25
E-01 6,25
E-01 6,75
E-01 6,5
E-01 5,25
E-01 4
E-01 5,25
E-01 6
E-01 1,25
E-01 5
E-01 13,25
E-01 8,25
E-01 5,25
E-01 8,25
E-01 9,25
E-01 13
E-01 17
E-01 22
E-01 19,5
E-01 21,5
E-01 16,25
E-01 15,5
E-01 16,25
E-01 15,5
E-01 12
E-01 12,5
E-01 11,25
E-01 15,5
E-01 12,5
E-01 7
E-01 12
E-01 8,5
E-01 10
E-01 17
E-01 17,5
E-01 12
E-01 5,25
E-01 6,25
E-01 8
E-01 7
E-01 8,25
E-01 7,75
E-01 6,75
E-01 6,25
E-01 7
E-01 7,5
E-01 5,25
E-01 6,5
E-01 5
E-01 7,5
E-01 7,5
E-01 7,25
E-01 8,5
E-01 8
E-01 6,5
E-01 6,5
E-01 6,5
E-01 7,25
E-01 8,25
E-01 6,5
E-01 6,5
E-01 7
E-01 6,5
E-01 8,25
E-01 7
E-01 7,75
E-01 7,5
E-01 8
E-01 7
E-01 7,5
E-01 7,75
E-01 7
E-01 6,75
E-01 6,25
E-01 7
E-01 7
E-02 30
E-02 27,75
E-02 35
E-02 37,5
E-02 33,5
E-02 24,25
E-02 25,5
E-02 22,75
E-02 25
E-02 27
E-02 25
E-02 25
E-02 25
E-02 27
E-02 24
E-02 22,75
E-02 24,75
E-02 23
E-02 21,5
E-02 20
E-02 20
E-02 23,25
E-02 23,75
E-02 20,25
E-02 18,5
E-02 34,75
E-02 34,25
E-02 39,5
E-02 33
E-02 37,25
E-02 29,5
E-02 40,75
E-02 37,5
E-02 42,5
E-02 34,5
E-02 35
E-02 31

199
E-02 32,75
E-02 31
E-02 31,5
E-02 22,25
E-02 22
E-02 14,75
E-02 14
E-02 15,75
E-02 15
E-02 12,75
E-02 15,5
E-02 17,75
E-02 16,75
E-02 13,75
E-02 13,5
E-02 8,5
E-02 13,25
E-02 13,5
E-02 16,5
E-02 17,75
E-02 15,5
E-02 14
E-02 16,25
E-02 13,5
E-02 11
E-02 11,5
E-02 12,75
E-02 9
E-02 5,25
E-02 6,75
E-02 9
E-02 8,5
E-02 12,5
E-02 10,25
E-02 10,75
E-02 7,5
E-02 11,75
E-02 14
E-02 17
E-02 15,25
E-02 11,5
E-02 11
E-02 14
E-02 13,75
E-02 12,25
E-02 9,5
E-02 16,5
E-02 16,5
E-02 22
E-02 13
E-02 6,75
E-02 12
E-02 9
E-02 20
E-02 16,5
E-02 23
E-02 31
E-02 23,25
E-02 24
E-02 20,25
E-02 19,25
E-02 28,5
E-02 27,25
E-02 21
E-02 25
E-02 30,75
E-02 25,5
E-02 19,25
E-02 13,5
E-02 17
E-02 17
E-02 18
E-02 13,5
E-02 12
E-02 22,75
E-02 21,5
E-02 22,25
E-02 17
E-02 19
E-02 23,75
E-02 28
E-02 30
E-02 24,25
E-02 19,5
E-02 19,5
E-02 23,25
E-02 34
E-02 25,5
E-02 29,25
E-02 22,5
E-02 19
E-02 17
E-02 15
E-02 14,25
E-02 11,25
E-02 15
E-02 16,5
E-02 14
E-02 12
E-02 12,5
E-02 19,75
E-02 14,5
E-02 13,75
E-02 12,75
E-02 12,25
E-02 12,25
E-02 8,5
E-02 8,5
E-02 10,25
E-02 14,5
E-02 19
E-02 25,5
E-02 44
E-02 38
E-02 23
E-02 18
E-02 15,5
E-02 12,75
E-02 12,5
E-02 14,25
E-02 14,25
E-02 17,5
E-02 20,25
E-02 32,25
E-02 29
E-02 14,25
E-02 11
E-02 8
E-02 11,5
E-02 14,25
E-02 13,25
E-02 13
E-02 14,25
E-02 13
E-02 14,5
E-02 14,25
E-02 16
E-02 14
E-02 14,75
E-02 15,25
E-02 10,75
E-02 13
E-02 10
E-02 10
E-03 12,25
E-03 13,5
E-03 13,75
E-03 13,25
E-03 11,5
E-03 18,25
E-03 17
E-03 15
E-03 15
E-03 13
E-03 18,75
E-03 21,5
E-03 17,25
E-03 18,75
E-03 17,75
E-03 17,75
E-03 17
E-03 17,25
E-03 17
E-03 17
E-03 16,75
E-03 16,75
E-03 13,25
E-03 16
E-03 18,25
E-03 20,5
E-03 18
E-03 15,5
E-03 15,5
E-03 15,5
E-03 13,25
E-03 27,5
E-03 29,5
E-03 25
E-03 22,75
E-03 22
E-03 22,75
E-03 17,25
E-03 17,25
E-03 18,5
E-03 13,25
E-03 8
E-03 27,5
E-03 25
E-03 18,5
E-03 14
E-03 15,75
E-03 14
E-03 15
E-03 15,5
E-03 14
E-03 24
E-03 23
E-03 28,5
E-03 19,75
E-03 19
E-03 17,75
E-03 21,75
E-03 16
E-03 16
E-03 15
E-03 11,25
E-03 13,5
E-03 11,5
E-03 18
E-03 26,25
E-03 25
E-03 30,5
E-03 32
E-03 22,25
E-03 22,5
E-03 23,75
E-03 23,25
E-03 25
E-03 21,75
E-03 20,5
E-03 21,75
E-03 25
E-03 24,5
E-03 23
E-03 25,75
E-03 20,75
E-03 14,25
E-03 13,5
E-03 15,5
E-03 21
E-03 20
E-03 32
E-03 33,75
E-03 26,5
E-03 26
E-03 25,25
E-03 33
E-03 26,5
E-03 25
E-03 60,5
E-03 48
E-03 41
E-03 36
E-03 34,5
E-03 33,75
E-03 30,5
E-03 34
E-03 33
E-03 30,5
E-03 30,75
E-03 29,75
E-03 30,25
E-03 27,5
E-03 24
E-03 25,25
E-03 18,25
E-03 17,75
E-03 24
E-03 25
E-03 18,5
E-03 24
E-03 18,75
E-03 20,25
E-03 17
E-03 30
E-03 26
E-03 16,5
E-04 -16,5
E-04 -3,5
E-04 7
E-04 13,75
E-04 17
E-04 19,5
E-04 24,75
E-04 22,5
E-04 25,75
E-04 28,5
E-04 29,75
E-04 24,5
E-04 24
E-04 33
E-04 30
E-04 21,25
E-04 23
E-04 29
E-04 30,25
E-04 28
E-04 27
E-04 26,75
E-04 24,75
E-04 22
E-04 18,25
E-04 27
E-04 40
E-04 26
E-04 29,75
E-04 27
E-04 29
E-04 29,5
E-04 24
E-04 23,75
E-04 23,5
E-04 9,25
E-04 4,5
E-05 7
E-05 5
E-05 6,75
E-05 10,5
E-05 9
E-05 10
E-05 10,25
E-05 9
E-05 5
E-05 10,5
E-05 31
E-05 31,25
E-05 24
E-05 31,5
E-05 32,5
E-05 28,5
E-05 30,75
E-05 31,5
E-05 29,5
E-05 32,5
E-05 30,5
E-05 30,5
E-05 26,5
E-05 26
E-05 26,75
E-05 27
E-05 31
E-05 31
E-05 31,5
E-05 31
E-05 31,5
E-05 35,25
E-05 33,5
E-05 34,25
E-05 38,25
E-05 34,5
E-05 36,5
E-05 29
E-05 30,75
E-05 33,75
E-05 33
E-05 31,75
E-05 27
E-05 28,25
E-05 27
E-05 29
E-05 24,75
E-05 23
E-05 37
E-05 35,5
E-05 33,25
E-05 14
E-05 10,5
E-05 14,5
E-05 15,5
E-05 14
E-06 11,5
E-06 25
E-06 27
E-06 39,75
E-06 52,5
E-06 34
E-06 39,25
E-06 34,75
E-06 37
E-06 38
E-06 37
E-06 33
E-06 30
E-06 31
E-06 34
E-06 34
E-06 23
E-06 34,5
E-06 35
E-06 40
E-06 34,75
E-06 37
E-06 32,5
E-06 32
E-06 26,25
E-06 23,75
E-06 25,5
E-06 29
E-06 12,5
E-06 14
E-06 18
E-06 25
E-06 16,75
E-06 14
E-06 10,25
E-06 9,75
E-06 9
F-01 2,25
F-01 24,5
F-01 32,25
F-01 23,5
F-01 32
F-01 27
F-01 24
F-01 21
F-01 23,25
F-01 22,25
F-01 25,25
F-01 29,25
F-01 23
F-01 24
F-01 24,25
F-01 28
F-01 32,5
F-01 33,25
F-01 33,75
F-01 34
F-01 37,5
F-01 32
F-01 39
F-01 38,5
F-01 34,5
F-01 29,5
F-01 38,5
F-01 33,5
F-01 37,25
F-01 37,5
F-01 33
F-01 32,25
F-01 34
F-01 32,75
F-01 29
F-01 31,5
F-01 32
F-01 26
F-01 26,5
F-01 27,25
F-01 27
F-01 31,75
F-01 31,25
F-01 28
F-01 28
F-01 28,75
F-01 33
F-01 30
F-01 28,5
F-01 25,5
F-01 26,5
F-01 29,5
F-01 25,5
F-01 26,5
F-01 23,75
F-01 22,5
F-01 20
F-01 19
F-01 16,5
F-01 17,5
F-01 21
F-01 18,25
F-01 17
F-01 17,5
F-01 16,75
F-01 13,75
F-01 15
F-01 15
F-01 15,75
F-01 4,5
F-01 0,5
F-01 0
F-01 21
F-01 28,75
F-01 28
F-01 24,5
F-01 20,25
F-01 15,5
F-01 23,25
F-01 20
F-01 24
F-01 20,25
F-01 22,25
F-01 26,25
F-01 23,25
F-01 24
F-01 17,25
F-01 20,25
F-01 17,5
F-01 22,5
F-01 22,75
F-01 24
F-01 22,5
F-01 21,25
F-01 15,25
F-01 15,25
F-01 19,5
F-01 17,25
F-01 18,25
F-01 16,5
F-01 16,5
F-01 19
F-01 22,5
F-01 23,25
F-01 22,75
F-01 22,25
F-01 24,25
F-01 25,5
F-01 22,5
F-01 21
F-01 18,75
F-01 19,75
F-01 24,75
F-01 27,75
F-01 22,75
F-01 19,25
F-01 17,17
F-01 12,75
F-01 18
F-01 17,75
F-01 22,25
F-01 19,5
F-01 15,25
F-01 19
F-01 15,5
F-01 16
F-01 16
F-01 17,75
F-01 17,75
F-01 19,5
F-01 16,5
F-01 18
F-01 16,5
F-01 13,75
F-01 20,25
F-01 19,25
F-01 25,25
F-01 23,5
F-01 27
F-01 23
F-01 23
F-01 22,75
F-01 21,5
F-01 22,75
F-01 24,25
F-01 23,75
F-01 27
F-01 25
F-01 25,25
F-01 23,75
F-01 24,5
F-01 24,25
F-01 32,5
F-01 30
F-01 24,75
F-01 28,5
F-01 23,5
F-01 20,5
F-01 21,5
F-01 18,5
F-01 21
F-01 15,5
F-01 9,25
F-01 3
F-01 17,75
F-01 18,5
F-01 17,75
F-01 17,5
F-01 15,25
F-01 13,25
F-01 17,5
F-01 18
F-01 18
F-01 18,75
F-01 14
F-01 14
F-01 16,5
F-01 18,5
F-01 17,25
F-01 22,25
F-01 21,5
F-01 21,5
F-01 19,5
F-01 20
F-01 18
F-01 19,75
F-01 16,25
F-01 17,25
F-01 18,25
F-01 14,75
F-01 16
F-01 1,25
F-01 18
F-01 19,25
F-01 20,25
F-01 19,75
F-01 21
F-01 20
F-01 20
F-01 21,5
F-01 19,75
F-01 20,5
F-01 18,25
F-01 17,5
F-01 17
F-01 17
F-01 24
F-01 15,75
F-01 14,5
F-01 12,5
F-01 13,75
F-01 15
F-01 13
F-01 13,75
F-01 10,75
F-01 11,25
F-01 11,5
F-01 10
F-01 10,75
F-01 8,75
F-01 7
F-01 8
F-01 8
F-01 8
F-01 9
F-01 8,5
F-01 8,5
F-01 9,75
F-01 10,5
F-01 8
F-01 9,5
F-01 10,75
F-01 8,75
F-01 8,75
F-01 8
F-01 7,5
F-01 8,5
F-01 9
F-01 7
F-01 7,75
F-01 7,75
F-01 7,25
F-01 8,25
F-01 7,75
F-01 8,25
F-01 9,25
F-01 8,25
F-01 8
F-01 7
F-01 7,5
F-01 7
F-01 10,5
F-01 12
F-01 12,25
F-01 17
F-01 11
F-01 9
F-01 9,75
F-01 8
F-01 8,25
F-01 7,5
F-01 8,5
F-01 8,75
F-01 9,5
F-01 9,5
F-01 9
F-01 8,5
F-01 8,5
F-01 7,75
F-01 7,75
F-01 7,25
F-01 7,75
F-01 6,75
F-01 6,25
F-01 9
F-01 7,5
F-01 8,25
F-01 7
F-01 7,25
F-01 7,25
F-01 5,5
F-01 5,25
F-01 5,75
F-01 4,25
F-01 6,25
F-01 10,25
F-01 10
F-01 10,75
F-01 13
F-01 11,5
F-01 10,75
F-01 8,5
F-01 7
F-01 5
F-01 4,5
F-01 2,5
F-01 4
F-01 3
F-01 4,5
F-01 7
F-01 6,25
F-01 8,5
F-01 4,25
F-01 3,75
F-01 1,75
F-01 3,25
F-01 4,75
F-01 2,5
F-01 3,75
F-01 4
F-01 5
F-01 1,75
F-01 5,5
F-01 5,25
F-01 7
F-01 6
F-01 4,25
F-01 4
F-01 3,5
F-01 4
F-01 5,5
F-01 5
F-01 6,25
F-01 6,5
F-01 8
F-01 6,5
F-01 7,25
F-01 7
F-01 7
F-01 6,25
F-01 5
F-01 5
F-01 4,25
F-01 4,25
F-01 6
F-01 6,25
F-01 5,5
F-01 7
F-01 4,5
F-01 6
F-02 5,5
F-02 29,5
F-02 29
F-02 25,25
F-02 28,5
F-02 26
F-02 26,25
F-02 27
F-02 36,25
F-02 21
F-02 25,25
F-02 24,75
F-02 26
F-02 25,75
F-02 21
F-02 23,75
F-02 25,75
F-02 25
F-02 23
F-02 21
F-02 23
F-02 23
F-02 24,75
F-02 23,5
F-02 21,5
F-02 21,75
F-02 15,5
F-02 20,5
F-02 17,5
F-02 22
F-02 19,5
F-02 33
F-02 7,75
F-02 1,25
F-02 13
F-02 31
F-02 24,5
F-02 24,75
F-02 22,5
F-02 25,25
F-02 19,5
F-02 22,75
F-02 20

200
F-02 20,75
F-02 19,25
F-02 19,25
F-02 20
F-02 17,75
F-02 18,5
F-02 13,5
F-02 19,5
F-02 17
F-02 18
F-02 14,25
F-02 15,25
F-02 15,75
F-02 17,5
F-02 16,75
F-02 20,75
F-02 20,25
F-02 18,5
F-02 17,5
F-02 16,75
F-02 19,75
F-02 24
F-02 23,75
F-02 21,75
F-02 4
F-02 0,75
F-02 17,5
F-02 21,25
F-02 21
F-02 17,75
F-02 17,5
F-02 10,75
F-02 14
F-02 17
F-02 17,75
F-02 19
F-02 6,75
F-02 4,75
F-02 7
F-02 10,75
F-02 19
F-02 19
F-02 16
F-02 14,75
F-02 16,5
F-02 15,25
F-02 16,25
F-02 14,75
F-02 13,75
F-02 15
F-02 12,5
F-02 15
F-02 13,75
F-02 14,5
F-02 13,75
F-02 19
F-02 20,25
F-02 18,75
F-02 21
F-02 22
F-02 22,75
F-02 27
F-02 27
F-02 24
F-02 22,75
F-02 20,25
F-02 23,25
F-02 24,75
F-02 22,25
F-02 24,25
F-02 21,75
F-02 21,5
F-02 22,75
F-02 21,75
F-02 20,5
F-02 21
F-02 21,5
F-02 27
F-02 20,25
F-02 20
F-02 19,5
F-02 30,5
F-02 33,25
F-02 31,5
F-02 12,25
F-02 -2
F-02 18,75
F-02 16,75
F-02 15
F-02 20,25
F-02 21
F-02 20,75
F-02 18,25
F-02 20,5
F-02 23
F-02 21,75
F-02 23,25
F-02 22,5
F-02 19,5
F-02 19,25
F-02 21,5
F-02 23
F-02 23,25
F-02 24,75
F-02 24
F-02 23,5
F-02 27
F-02 27
F-02 26
F-02 25
F-02 28
F-02 24,75
F-02 24
F-02 23,75
F-02 20
F-02 23
F-02 22,25
F-02 24,75
F-02 11,5
F-02 11,5
F-02 12
F-03 6,5
F-03 13
F-03 24,25
F-03 24
F-03 20
F-03 18
F-03 18,75
F-03 21,75
F-03 23,75
F-03 27,5
F-03 26
F-03 24,5
F-03 27,75
F-03 26,5
F-03 30,5
F-03 32
F-03 29
F-03 32,5
F-03 32,5
F-03 30,5
F-03 32,5
F-03 33
F-03 34,75
F-03 26,25
F-03 27,75
F-03 33
F-03 33,25
F-03 26,25
F-03 29
F-03 23
F-03 26,5
F-03 25,5
F-03 28,25
F-03 24,75
F-03 27
F-03 24,75
F-03 26,5
F-03 24,75
F-03 23,75
F-03 20,75
F-03 24,75
F-03 26
F-03 22,75
F-03 22,75
F-03 22,5
F-03 19,75
F-03 22
F-03 27,5
F-03 29
F-03 27,5
F-03 42
F-03 24
F-03 7
F-03 4,25
F-03 6
F-03 25,75
F-03 25,25
F-03 24
F-03 27
F-03 23,25
F-03 23
F-03 24,75
F-03 23
F-03 35
F-03 25
F-03 25
F-03 24
F-03 22
F-03 23,75
F-03 24
F-03 27,75
F-03 25,5
F-03 32,5
F-03 10,75
F-03 3,75
F-03 23,5
F-03 29,75
F-03 25
F-03 22,75
F-03 24,5
F-03 25
F-03 24,5
F-03 23
F-03 27,25
F-03 29
F-03 24,25
F-03 21,75
F-03 20,25
F-03 19
F-03 22
F-03 19,75
F-03 18,25
F-03 18
F-03 18,25
F-03 17,5
F-03 13,25
F-03 18,75
F-03 22
F-03 20,75
F-03 18,25
F-03 15
F-03 22
F-03 26
F-03 20,25
F-03 19
F-03 18,25
F-03 20,25
F-03 19,75
F-03 21,25
F-03 18,5
F-03 17,75
F-03 21
F-03 21
F-03 21,25
F-03 20
F-03 18,75
F-03 19
F-03 15,75
F-03 17
F-03 19,5
F-03 19
F-03 19,75
F-03 19,5
F-03 21,25
F-03 23,5
F-03 24
F-03 25,5
F-03 24
F-03 27
F-03 35,25
F-03 32
F-03 22,5
F-03 20,5
F-03 10,5
F-03 14
F-03 17
F-03 14
F-03 11,25
F-03 15
F-03 16
F-03 14,5
F-03 13
F-03 16,5
F-05 1
F-05 3,75
F-05 29,75
F-05 29
F-05 21
F-05 22
F-05 18,5
F-05 26
F-05 27,25
F-05 22,25
F-05 34
F-05 30,25
F-05 23,75
F-05 21,75
F-05 22,25
F-05 20,75
F-05 20
F-05 18,25
F-05 12
F-05 19,25
F-05 16
F-05 17
F-05 15,5
F-05 19
F-05 26,5
F-05 23,5
F-05 21
F-05 27,5
F-05 22
F-05 28
F-05 26,25
F-05 27
F-05 24,5
F-05 37,75
F-05 35,25
F-05 29,25
F-05 38
F-05 34,75
F-05 36,25
F-05 41,5
F-05 34
F-05 34,5
F-05 29,75
F-05 22,25
F-05 34,5
F-05 39,75
F-05 33
F-05 32,75
F-05 27,25
F-05 29,75
F-05 41
F-05 36,5
F-05 35
F-05 35
F-05 36
F-05 32
F-05 29,75
F-05 27,5
F-05 32,75
F-05 38
F-05 37,25
F-05 38,5
F-05 30,75
F-05 28,25
F-05 26,75
F-05 26,5
F-05 24
F-05 25,25
F-05 21,75
F-05 23,75
F-05 27,5
F-05 27
F-05 25,25
F-05 24,5
F-05 23
F-05 26,5
F-05 23
F-05 21
F-05 18,75
F-05 20
F-05 22,25
F-05 19,25
F-05 23,75
F-05 19
F-05 22,5
F-05 27,5
F-05 24
F-05 22,5
F-05 24,5
F-05 24
F-05 24
F-05 21
F-05 20,75
F-05 20
F-05 20
F-05 24
F-05 24
F-05 21
F-05 24,25
F-05 22
F-05 24
F-05 21,5
F-05 19,5
F-05 18,5
F-05 17
F-05 17,75
F-05 20
F-05 18,75
F-05 18
F-05 18
F-05 18
F-05 17,75
F-05 19,25
F-05 17,25
F-05 16,75
F-05 18,75
F-05 15,75
F-05 16,25
F-05 14
F-05 13,75
F-06 29
F-06 23
F-06 25,5
F-06 23
F-06 28
F-06 32,75
F-06 30
F-06 32
F-06 29,5
F-06 41,5
F-06 40
F-06 38
F-06 26
F-06 29,25
F-06 34
F-06 31
F-06 29
F-06 28
F-06 30,25
F-06 29,75
F-06 28,75
F-06 20
F-06 18
F-06 22
F-06 32,5
F-06 26,5
F-06 23
F-06 38,5
F-06 26
F-06 36
F-06 32,5
F-06 25,75
F-06 27
F-06 26,5
F-06 26,25
F-06 30,25
F-06 29,75
F-06 29
F-06 38
F-06 34
F-06 34
F-06 30,75
F-06 28,5
F-06 21,25
F-06 20,25
F-06 18
F-06 19
F-06 20,75
F-06 20,75
F-06 21,5
F-06 21
F-06 17,75
F-06 18,75
F-06 18,25
F-06 17
F-06 26
F-06 17,25
F-06 18,25
F-06 14,75
F-06 16,5
F-06 9,5
F-06 17
F-06 16,5
F-06 18
F-06 14,75
F-06 15,5
F-06 16
F-06 18,5
F-06 17,75
F-06 15,25
F-06 14,75
F-06 13,25
F-06 15,25
F-06 13,75
F-06 12,5
F-06 7,5
F-06 0,25
F-06 2
F-06 2,5
F-06 2,5
F-06 7
F-06 14,75
F-06 16,25
F-06 15
F-06 15,5
F-06 12,75
F-06 15,5
F-06 9
F-06 12
F-06 11,5
F-06 14,5
F-06 11,5
F-06 13,5
F-06 17,5
F-06 13,75
F-06 14
F-06 14
F-06 12,75
F-06 10,25
F-06 11,5
F-06 13
F-06 13
F-06 10,5
F-06 9,5
F-06 12
F-06 13
F-06 11,5
F-06 10
F-06 9,25
F-06 9,25
F-06 9,5
F-06 10,5
F-06 11
F-06 8,5
F-06 10
F-06 9,75
F-06 8,25
F-06 7,75
F-06 7,5
F-06 6,75
F-06 10
F-06 11
F-06 9,5
F-06 8,75
F-06 10,25
F-06 6,5
F-06 6,25
F-06 10,75
F-06 13,25
F-06 11,25
F-06 11
F-06 7,75
F-06 6,75
F-06 11
F-06 9
F-06 9,75
F-06 7
F-07 3
F-07 -0,5
F-07 24
F-07 35
F-07 35
F-07 25
F-07 31,5
F-07 27,5
F-07 27
F-07 27,5
F-07 33,25
F-07 36,5
F-07 27,25
F-07 35
F-07 30
F-07 26,25
F-07 25
F-07 27
F-07 26
F-07 29,25
F-07 20
F-07 40
F-07 41,5
F-07 20
F-07 27
F-07 33,25
F-07 28
F-07 26
F-07 37,5
F-07 23
F-07 27,75
F-07 32,5
F-07 23
F-07 30
F-07 27
F-07 28
F-07 26
F-07 21,75
F-07 24,25
F-07 28
F-07 27,25
F-07 31
F-07 30
F-07 29,5
F-07 29,25
F-07 33,5
F-07 32
F-07 27
F-07 19,75
F-07 25,25
F-07 20
F-07 20,25
F-07 25,25
F-07 20,25
F-07 19,75
F-07 18,5
F-07 17,75
F-07 24
F-07 26,75
F-07 32
F-07 28
F-07 20
F-07 37,5
F-07 21,5
F-07 23,5
F-07 28,5
F-07 24,25
F-07 39
F-07 19
F-07 34,75
F-07 37
F-07 27,25
F-07 28,25
F-07 32,25
F-07 32,5
F-07 33
F-07 30
F-07 32,25
F-07 34,75
F-07 36
F-07 35,75
F-07 30
F-07 24,5
F-07 19,75
F-07 15,5
F-07 11
F-07 24,25
F-07 30
F-07 30
F-07 24
F-07 16,5
F-07 15,5
F-07 12,5
F-07 17
F-07 13
F-07 14
F-07 16,25
F-07 17,25
F-07 18,5
F-07 19
F-07 16
F-07 11,75
F-07 11
F-07 19,25
F-07 14
F-07 14,75
F-07 13
F-07 11
F-07 18,5
F-07 14
F-07 17
F-07 10
F-07 14,5
F-07 15,5
F-07 12
F-07 10,25
F-07 14,5
F-07 10,75
F-07 11,5
F-07 12,5
F-07 15
F-07 15
F-07 15
F-07 15
F-07 12,5
F-07 9,75
F-07 11
F-07 17,75
F-07 17
F-07 15,75
F-07 15
F-07 14,25
F-07 10,25
F-07 12,25
F-07 11,5
F-07 14,5
F-07 12,5
F-07 11
F-07 12,5
F-07 10,5
F-07 10,5
F-07 8,75
F-07 8
F-07 8,5
F-07 11
F-07 10,75
F-07 10,25
F-07 10,75
F-07 12
F-07 11,5
F-07 11
F-07 10
F-07 9,25
F-07 10,75
F-07 6,75
F-07 8,75
F-07 11,75
F-07 10
F-07 5,5
F-07 11
F-07 10,5
F-07 10,5
F-07 8
F-07 5,5
F-07 2
F-07 7,5
F-07 3,5
F-07 3
F-07 2,75
F-08 0,5
F-08 4,5
F-08 5
F-08 24,75
F-08 24
F-08 29
F-08 26,75
F-08 29,25
F-08 26,75
F-08 28,75
F-08 26,25
F-08 27
F-08 30,25
F-08 28,75
F-08 28
F-08 31
F-08 25,25
F-08 27,25
F-08 23
F-08 24,25
F-08 27,75
F-08 26,5
F-08 25,5
F-08 27,5
F-08 24,75
F-08 27,75
F-08 22,5
F-08 24,25
F-08 24
F-08 26
F-08 27
F-08 26
F-08 25
F-08 30
F-08 28
F-08 27
F-08 26,75
F-08 26,25
F-08 26,25
F-08 27,25
F-08 28,75
F-08 26,75
F-08 25
F-08 27,25
F-08 28
F-08 25,75
F-08 26
F-08 28
F-08 31,75
F-08 25
F-08 24,25
F-08 20,5
F-08 34
F-08 28,5
F-08 26
F-08 27,5
F-08 29
F-08 34,5
F-08 32
F-08 28
F-08 28,5
F-08 24,5
F-08 25
F-08 28
F-08 26,5
F-08 19
F-08 23
F-08 21,75
F-08 17,5
F-08 22
F-08 23
F-08 18,75
F-08 18
F-08 19,5
F-08 15,25
F-08 26
F-08 24
F-08 18,75
F-08 24,25
F-08 22
F-08 20,5
F-08 18,5
F-08 20,25
F-08 24
F-08 28,25
F-08 16
F-08 16
F-08 18,25
F-09 6,75
F-09 7,25

201
F-09 24,75
F-09 21,25
F-09 22
F-09 23,75
F-09 24,5
F-09 25,25
F-09 26,75
F-09 22
F-09 24
F-09 26,25
F-09 24
F-09 24
F-09 24
F-09 26,25
F-09 23,5
F-09 24,25
F-09 33
F-09 30,75
F-09 26,75
F-09 25,5
F-09 25
F-09 20
F-09 16,5
F-09 17
F-09 19,5
F-09 19,25
F-09 25,25
F-09 36,75
F-09 28
F-09 24
F-09 22,5
F-09 27
F-09 31,25
F-09 31,75
F-09 27,5
F-09 28
F-09 33,75
F-09 30,5
F-09 24,75
F-09 21,75
F-09 33,5
F-09 28,5
F-09 29
F-09 26
F-09 29
F-09 29
F-09 28,25
F-09 34
F-09 33
F-09 30,75
F-09 30
F-09 30,75
F-09 29,75
F-09 29
F-09 28
F-09 28,75
F-09 25
F-09 33,25
F-09 28,75
F-09 26
F-09 29,25
F-09 26
F-09 26
F-09 25,75
F-09 28
F-09 30
F-09 17
F-09 29
F-09 29,25
F-09 28
F-09 27,25
F-09 32
F-09 25,75
F-09 25,5
F-09 27,25
F-09 29,75
F-09 22,75
F-09 22
F-09 26,25
F-09 25,5
F-09 22
F-09 21,25
F-09 20
F-09 20,5
F-09 20,5
F-09 22,25
F-09 27,75
F-09 27,5
F-09 31,5
F-09 37,5
F-09 35
F-09 28,5
F-09 20
G-01 -3,5
G-01 -3
G-01 4,75
G-01 12,5
G-01 11,25
G-01 11,75
G-01 11,5
G-01 10,75
G-01 18
G-01 16
G-01 19,5
G-01 15
G-01 14
G-01 13,25
G-01 11,5
G-01 8,5
G-01 10,5
G-01 10
G-01 10
G-01 10,5
G-01 8,25
G-01 10,5
G-01 5,75
G-01 9,5
G-01 8,75
G-01 9,25
G-01 8
G-01 7,5
G-01 8,75
G-01 9,75
G-01 9,5
G-01 11,75
G-01 9,75
G-01 9,75
G-01 11,75
G-01 12,75
G-01 16,75
G-01 8
G-01 9,25
G-01 9
G-01 8,75
G-01 11
G-01 10,5
G-01 11
G-01 13
G-01 11
G-01 10,25
G-01 18,75
G-01 11,25
G-01 13,25
G-01 12
G-01 13
G-01 9,25
G-01 15,25
G-01 12,5
G-01 14
G-01 16
G-01 14
G-01 11,75
G-01 11
G-01 10
G-01 10
G-01 11
G-01 10,5
G-01 6,5
G-01 9,5
G-01 10,5
G-01 8,5
G-01 7,75
G-01 7,25
G-01 5,5
G-01 6,5
G-01 8
G-01 11,5
G-01 10,75
G-01 16,5
G-01 5,25
G-01 2
G-01 4,5
G-01 4
G-01 7
G-01 6,25
G-01 6
G-01 6,25
G-01 6,75
G-01 6,25
G-01 6,5
G-01 6,75
G-01 6
G-01 6,5
G-01 6,25
G-01 6
G-01 5,75
G-01 6,75
G-01 5,5
G-01 6,5
G-01 6,5
G-01 6,25
G-01 5,75
G-01 5
G-01 5,5
G-01 5
G-01 5,5
G-01 6,75
G-01 6,25
G-01 5
G-01 5,5
G-01 4,75
G-01 5,5
G-01 5,25
G-01 4,75
G-01 5,25
G-01 5
G-01 4,5
G-01 6,25
G-01 3,75
G-01 5,75
G-01 5,25
G-01 6
G-01 5,75
G-01 4,75
G-01 3
G-01 3
G-01 4,25
G-01 7
G-01 4,5
G-01 5,75
G-01 10,75
G-01 10,75
G-01 8,5
G-01 4
G-01 4,5
G-01 5,25
G-01 4,75
G-01 4
G-01 5
G-01 3,75
G-01 4,75
G-01 4,5
G-01 1,5
G-01 0
G-01 5
G-01 9
G-01 9,75
G-01 10,25
G-01 12,25
G-01 11,25
G-01 6,75
G-01 10,25
G-01 22,25
G-01 4,25
G-03 12,25
G-03 9
G-03 11,5
G-03 17,75
G-03 27,5
G-03 16,5
G-03 18,75
G-03 10
G-03 10,25
G-03 9
G-03 11
G-03 10,25
G-03 15
G-03 7
G-03 8,75
G-03 7,5
G-03 5,5
G-03 3,5
G-03 8,25
G-03 11,5
G-03 10,5
G-03 9,5
G-03 11,5
G-03 14
G-03 10
G-03 8
G-03 11,5
G-03 9,75
G-03 13,25
G-03 17,5
G-03 15
G-03 14,5
G-03 17,75
G-03 19,75
G-03 19,5
G-03 16,5
G-03 15,5
G-03 14
G-03 15
G-03 13
G-03 14,75
G-03 10
G-03 11
G-03 11
G-03 12
G-03 9,25
G-03 6,75
G-03 2
G-03 11,25
G-03 5,5
G-03 11,25
G-03 5,5
G-03 10,5
G-03 14
G-03 19
G-03 13,5
G-03 28,5
G-03 38,5
G-03 27,75
G-03 26,5
G-03 22,75
G-03 19
G-03 13
G-03 16
G-03 18,5
G-03 15
G-03 16,75
G-03 15,25
G-03 12,75
G-03 15
G-03 12,5
G-03 13,75
G-03 15
G-03 15,25
G-03 12,5
G-03 9
G-03 10,5
G-03 9
G-03 10,5
G-03 15
G-03 12
G-03 14
G-03 14
G-03 12
G-03 10
G-03 17
G-03 11,25
G-03 13,75
G-03 11
G-03 10,75
G-03 12
G-03 11,5
G-03 12
G-03 11,5
G-03 13,25
G-03 11
G-03 12,5
G-03 16
G-03 14,75
G-03 18,25
G-03 17,75
G-03 17
G-03 19
G-03 19
G-03 14,5
G-03 11,25
G-03 12,5
G-03 15
G-03 12
G-03 16,25
G-03 12,5
G-03 13,25
G-03 13
G-03 15,5
G-03 14,25
G-03 14,75
G-03 13
G-03 12,5
G-03 11,25
G-03 7
G-03 15,25
G-03 13,5
G-03 11,5
G-03 12,5
G-03 15
G-03 13,5
G-03 11,5
G-03 12,5
G-03 15
G-03 13,5
G-03 11,5
G-03 10,5
G-03 12,5
G-03 12
G-03 13
G-03 12
G-03 12,25
G-03 8,5
G-03 12,75
G-03 11,75
G-03 11,75
G-03 11
G-03 10
G-03 11
G-03 10
G-03 9,5
G-03 10,5
G-03 10,75
G-03 8,5
G-03 8,25
G-03 8,5
G-03 8,25
G-03 9,25
G-03 7
G-03 6
G-03 7
G-03 4,75
G-03 5,75
G-03 6
G-03 7
G-03 6,75
G-03 6
G-03 6,5
G-03 4,75
G-03 8
G-03 6,5
G-03 9,25
G-03 5,25
G-03 7
G-03 6,25
G-03 3,75
G-03 5
G-03 6
G-03 4,5
G-03 7
G-03 6,75
G-03 5
G-03 5,75
G-03 6
G-03 8,25
G-03 7,25
G-03 7
G-03 8,75
G-03 8,5
G-03 6,5
G-03 9
G-03 11
G-03 11
G-03 9,5
G-03 11
G-03 8
G-03 8
G-03 13
G-03 7
G-03 5,5
G-03 5,25
G-03 7
G-03 6
G-03 7,25
G-03 9,5
G-03 8,75
G-03 8,5
G-03 7,5
G-03 8,25
G-03 7,5
G-03 7,25
G-03 7,25
G-03 9,5
G-03 7
G-03 5,5
G-03 5,75
G-03 5
G-03 5
G-03 7
G-03 6,5
G-03 5,5
G-03 4,75
G-03 7
G-03 6
G-03 3,75
G-03 5
G-03 6
G-03 5
G-03 5,5
G-03 4,5
G-03 6,5
G-03 3,25
G-03 5
G-03 4,5
G-03 4,5
G-03 6,5
G-03 5
G-03 4,5
G-03 6
G-03 6
G-03 5,5
G-03 6,5
G-03 8
G-03 6
G-03 3,5
G-03 5
G-03 1,5
G-03 4
G-03 5,25
G-03 7,75
G-03 7
G-03 5
G-03 4
G-03 5
G-03 3,755
G-03 3,25
G-03 3,5
G-03 5,75
G-03 5
G-03 5,5
G-03 7,5
G-03 7,5
G-03 5,25
G-03 4,75
G-03 4,75
G-03 5,5
G-03 5,5
G-03 4,5
G-03 7,25
G-03 5
G-03 8
G-03 3
G-03 2,5
G-03 3,75
G-03 11
G-03 9
G-03 7
G-03 7
G-03 8
G-03 7,25
G-03 8,5
G-03 7,75
G-03 9,75
G-03 10
G-03 5
G-03 1,5
G-03 3,5
G-03 4
G-03 3,5
G-04 11,25
G-04 16,25
G-04 20
G-04 16,75
G-04 18,75
G-04 16,5
G-04 17,75
G-04 28
G-04 19,75
G-04 21
G-04 24,75
G-04 17,25
G-04 24,75
G-04 20,25
G-04 21,75
G-04 21,75
G-04 18,5
G-04 18,75
G-04 21,25
G-04 20,75
G-04 20,75
G-04 20,75
G-04 20
G-04 20,25
G-04 23,5
G-04 20
G-04 17
G-04 16,5
G-04 20,5
G-04 23,75
G-04 19,5
G-04 19
G-04 19,5
G-04 17,5
G-04 23,75
G-04 19,5
G-04 15
G-04 17,25
G-04 17,75
G-04 20
G-04 20,25
G-04 20
G-04 20,5
G-04 20,75
G-04 13,5
G-04 22,25
G-04 17,25
G-04 20,75
G-04 15
G-04 28
G-04 21
G-04 20
G-04 18,5
G-04 17
G-04 21
G-04 16,5
G-04 25
G-04 20
G-04 18,5
G-04 17,5
G-04 20,25
G-04 21,75
G-04 19,5
G-04 15,5
G-04 12
G-04 12
G-04 10,25
G-06 18
G-06 27,25
G-06 27
G-06 25,5
G-06 26,75
G-06 23,75
G-06 20,5
G-06 21
G-06 21,5
G-06 2,5
G-06 9,5
G-06 25
G-06 16
G-06 15,25
G-06 14,5
G-06 14,5
G-06 16
G-06 16,75
G-06 24
G-06 25
G-06 26
G-06 20,25
G-06 23,5
G-06 22,75
G-06 18,25
G-06 14
G-06 11,25
G-06 10,25
G-06 14
G-06 14
G-06 14
G-06 13,75
G-06 15,75
G-06 12,25
G-06 12,25
G-06 11,75
G-06 11,5
G-06 17
G-06 9
G-06 10
G-06 11,5
G-06 16,25
G-06 14,5
G-06 15
G-06 12
G-06 11,25
G-06 18,25
G-06 16,5
G-06 16,5
G-06 16,5
G-06 15,5
G-06 15
G-06 14,25
G-06 13,5
G-06 17,75
G-06 19
G-06 15
G-06 6,5
G-06 7
G-06 15,5
G-06 12,5
G-06 11,5
G-06 12,75
G-06 16
G-06 13,75
G-06 13,5
G-06 11,75
G-06 7,5
G-06 10,5
G-06 23,75
G-06 19,75
G-06 18
G-06 17,75
G-06 11,75
G-06 9,75
G-06 14,25
G-06 16,25
G-06 18
G-06 13,5
G-06 13
G-06 17
G-06 21,75
G-06 23,75
G-06 17,5
G-06 21
G-06 29
G-06 18,5
G-06 25,25
G-06 16,5
G-06 13,5
G-06 21
G-06 24
G-06 25
G-06 21
G-06 14,25
G-06 14,5
G-06 18,25
G-06 20,5
G-06 13,75
G-06 15
G-06 18,5
G-06 16,5
G-06 18,75
G-06 17
G-06 16,25
G-06 17,25
G-06 16,5
G-06 17,5
G-06 19,5
G-06 21
G-06 20,75
G-06 25,25
G-06 23,5
G-06 19,5
G-06 17,25
G-06 23
G-06 20,75
G-06 22,5
G-06 26
G-06 21,5
G-06 18
G-06 15,25
G-06 13,25
G-06 14,25
G-06 9,25
G-06 13,25
G-06 14,75
G-06 16
G-06 20,25
G-06 12,25
G-06 17
G-06 18
G-06 18,5
G-06 15,5
G-06 14
G-06 18,5
G-06 19,5
G-06 19,5
G-06 18
G-06 20
G-06 20
G-06 20
G-06 20,5
G-06 21
G-06 37,25
G-06 23,75
G-06 25,5
G-06 22,25
G-06 23
G-06 23,5
G-06 25,5
G-06 25,5
G-06 20
G-06 24
G-06 25,25
G-06 23
G-06 18,25
G-06 27
G-06 20,25
G-06 26
G-06 17,25
G-06 23,5
G-06 29,75
G-06 19,75
G-06 16
G-06 20
G-06 20,5
G-06 22,5
G-06 20,25
G-06 19
G-06 18
G-06 12
G-06 14,75
G-06 14
G-06 12,75
G-06 16
G-06 15
G-06 18,5
G-06 15,5
G-06 17,75
G-06 15,5
G-06 18
G-06 16,5
G-06 18,75
G-06 18,5

202
G-06 19
G-06 17,75
G-06 18,75
G-06 16
G-06 16,5
G-06 15,75
G-06 16,75
G-06 14,5
G-06 16,25
G-06 15,75
G-06 17
G-06 17,5
G-06 16
G-06 11,5
G-06 12,25
G-06 16
G-06 19,5
G-06 15
G-06 14,75
G-06 16,5
G-06 16,5
G-06 16
G-06 16
G-06 13,25
G-06 14
G-06 17,5
G-06 17
G-06 15
G-06 15
G-06 18,5
G-06 16
G-06 16
G-06 14
G-06 12,5
G-06 14,25
G-06 12
G-06 16,25
G-06 26,5
G-06 18
G-06 14,5
G-06 13
G-06 17,25
G-06 14
G-06 11,25
G-06 8
G-06 10,25
G-06 10
G-06 11
G-06 9,5
G-06 8
G-08 17
G-08 17
G-08 18
G-08 17
G-08 20
G-08 18,5
G-08 19
G-08 23,75
G-08 24,25
G-08 18,75
G-08 21
G-08 22,5
G-08 20
G-08 21,75
G-08 20,5
G-08 22
G-08 20
G-08 18,75
G-08 21
G-08 19,75
G-08 17,75
G-08 16,25
G-08 19
G-08 18,75
G-08 8,5
G-08 11
G-08 21
G-08 15,25
G-08 13,75
G-08 11,75
G-08 10,75
G-08 17,25
G-08 15,25
G-08 8,75
G-08 18,25
G-08 17
G-08 13
G-08 16,15
G-08 14,75
G-08 11,25
G-08 18,5
G-08 16,75
G-08 13,75
G-08 11,75
G-08 20
G-08 17
G-08 13,5
G-08 20,75
G-08 16,25
G-08 16
G-08 15
G-08 17
G-08 16
G-08 16,25
G-08 14
G-08 16
G-08 15
G-08 11
G-08 12,75
G-08 10,25
G-08 13
G-08 33,25
G-08 16
G-08 17,25
G-08 18,25
G-08 20,5
G-08 17,5
G-08 15,25
G-08 11,75
G-08 12,75
G-08 14,25
G-08 8,5
G-08 11,5
G-08 10,25
G-08 13,5
G-08 9,5
G-08 11,5
G-08 10
G-08 10
G-08 12,5
G-08 10,25
G-08 10,25
G-08 11,25
G-08 9,25
G-08 11
G-08 9,75
G-08 9,5
G-08 9,25
G-08 13
G-08 11
G-08 7,75
G-08 12
G-08 12,25
G-08 11
G-08 11
G-08 10,5
G-08 11,25
G-08 11
G-08 10
G-08 10
G-08 11,5
G-08 9
G-08 11
G-08 11
G-08 8,75
G-08 7
G-08 10
G-08 10
G-08 11
G-08 11,25
G-08 9,5
G-08 12,5
G-08 10
G-08 11,75
G-08 11,75
G-08 14,5
G-08 10,25
G-08 11
G-08 14,25
G-08 14,75
G-08 12,75
G-08 11,75
G-08 12
G-08 16
G-08 10,5
G-08 12,25
G-08 12,25
G-08 4,75
G-08 8
G-08 10,75
G-08 10,5
G-08 6
G-08 7
G-08 8,75
G-08 13
G-08 10
G-08 11,5
G-08 14,5
G-08 17
G-08 11,5
G-08 7
G-08 7,5
G-08 8,75
G-08 7
G-08 8
G-08 6,75
G-08 8,5
G-08 10
G-08 7,5
G-08 6
G-08 7,5
G-08 5,5
G-08 6
G-08 9,5
G-08 11,5
G-08 10
G-08 10,25
G-08 10
G-08 10,5
G-08 9
G-08 9
G-08 9,25
G-08 8,75
G-08 6
G-08 5,5
G-08 6,75
G-08 6
G-08 6
G-08 3,25
G-08 5,5
G-08 5,75
G-08 5
G-08 5,25
G-08 8
G-08 4
G-08 5,25
G-08 6,5
G-08 7
G-08 4,25
G-08 4,5
G-08 6
G-08 7,5
G-08 6
G-08 4
G-08 5
G-08 4
G-08 5,25
G-08 4,5
G-08 4
G-08 4
G-08 5,25
G-08 5
G-08 3,25
G-08 3,75
G-08 3
G-08 2,25
G-08 3,25
G-08 2,75
G-08 6
G-08 7
G-08 6,5
G-08 6
G-08 7,5
G-08 7
G-08 5
G-08 2
G-08 3
G-08 1,75
G-08 2,5
G-08 0,75
G-08 1
G-08 2,5
G-08 3,5
G-08 1,5
G-08 2
G-08 4
G-08 3,75
G-08 3,5
G-08 2,5
G-08 6
G-08 4,5
G-08 3,25
G-08 6,5
G-08 8,25
G-08 7,75
G-08 9,25
G-08 6
G-08 5,5
G-08 3
G-08 4,5
G-08 4
G-08 3,5
G-08 3,5
G-08 1,75
G-08 2,5
G-08 0,5
G-08 0,5
G-08 2,25
G-08 4,25
G-08 7
G-08 6
G-08 5,5
G-08 4,5
G-08 2,5
G-08 0,25
G-08 -0,25
G-08 0,25
G-08 0,25
G-08 0,5
G-08 0
G-08 5
G-08 1,5
G-08 3,5
G-08 5,25
G-08 4,5
G-08 6
G-08 3,5
G-08 5
G-08 5
G-08 3,25
slemena naklon
B-09 -1
B-09 11
B-09 15
B-09 15
B-09 15
B-09 20
B-09 20
B-09 25
B-09 16
B-09 18,75
B-09 13,75
B-09 21
B-09 21
B-09 21
B-09 22
B-09 27,75
B-09 27,25
B-09 30,75
B-09 31,5
B-09 26,25
B-09 24
B-09 29,5
B-09 32
B-09 32,25
B-09 28,5
B-09 27,25
B-09 31
B-09 31
B-09 29,75
B-09 30,25
B-09 25,5
B-09 24
B-09 28
B-09 31
B-09 32
B-09 28,5
B-09 30,25
B-09 28
B-09 30,5
B-09 31,25
B-09 31,5
B-09 31
B-09 27
B-09 29,75
B-09 28,5
B-09 27,5
B-09 29,5
B-09 31,5
B-09 29,5
B-09 29,5
B-09 28
B-09 30,5
B-09 29,75
B-09 24,5
B-09 29,5
B-09 33,5
B-09 33
B-09 33
B-09 33
B-09 33
B-09 33,75
B-09 31
B-09 33,5
B-09 33
B-09 31,5
B-09 28
B-09 32
B-09 30,5
B-09 31,5
B-09 28
B-09 28
B-09 30
B-09 32,5
B-09 32
B-09 28,75
B-09 22,5
B-09 26
B-09 25,5
B-09 22,75
B-09 20,5
B-09 18,75
B-09 18,5
B-09 17,75
B-09 14,5
B-09 13
B-09 11
B-11 -3,5
B-11 -2
B-11 7
B-11 23
B-11 9
B-11 4,75
B-11 13,5
B-11 7,5
B-11 7
B-11 13,75
B-11 17
B-11 10,5
B-11 7,5
B-11 19,75
B-11 16,75
B-11 12,75
B-11 15,25
B-11 19,75
B-11 18,25
B-11 15
B-11 16
B-11 15
B-11 12
B-11 7,5
B-11 23,5
B-11 26,5
B-11 11
B-11 26,25
B-11 28,5
B-11 24
B-11 18,5
B-11 21,5
B-11 20,25
B-11 18,25
B-11 17
B-11 18,5
B-11 19
B-11 19,5
B-11 20,5
B-11 19,5
B-11 15,5
B-11 17
B-11 17,5
B-11 17,5
B-11 11,5
B-11 18
B-11 18,75
B-11 6,5
B-11 10,5
B-11 14,25
B-11 17,25
B-11 17,75
B-11 20,75
B-11 26,5
B-11 27
B-11 23,75
B-11 23,5
B-11 25
B-11 21
B-11 22
B-11 22
B-11 24,75
B-11 24,25
B-11 23
B-11 22,5
B-11 28,75
B-11 24,5
B-11 29
B-11 27,5
B-11 28
B-11 26,5
B-11 27,5
B-11 27
B-11 28,5
B-11 25,5
B-11 28,25
B-11 29,5
B-11 27,5
B-11 26,5
B-11 24,75
B-11 27
B-11 30
B-11 22,5
B-11 18,5
B-11 27
B-11 24
B-11 23,75
B-11 21,5
B-11 22
B-11 20,75
B-11 22,5
B-11 29
B-11 29
B-11 23,5
B-11 19
B-11 23,25
B-11 25,5
B-11 23,25
B-11 21,5
B-11 22
B-11 23,25
B-11 21
B-11 8,5
B-11 16
B-11 18,5
B-11 18,25
B-11 20
B-11 22,5
B-11 19
B-11 17
B-11 16
B-11 13,5
B-11 24
B-11 24,5
B-11 25
B-11 20,25
B-11 19,75
B-11 15,5
B-11 17
B-11 21
B-11 26
B-11 20,25
B-11 16,75
B-11 17
B-11 17,5
B-11 18,75
B-11 8,5
B-11 11
B-11 8,75
B-11 8
B-11 8,5
B-11 5,5
B-11 0,5
B-11 4
B-11 4
B-11 -2,5
B-11 4
B-11 6
B-11 4
B-11 6,75
B-11 9
B-11 13
B-11 10
B-11 11,75
B-11 11
B-11 12
B-11 10
B-11 29,5
B-11 29,5
B-11 21,5
B-11 10
B-11 26,5
B-11 31,25
B-11 34
B-11 37,25
B-11 36,5
B-11 25,5
B-11 35,5
B-11 36
B-11 32,5
B-11 34,25
B-11 33
B-11 36
B-11 35
B-11 31,5
B-11 39
B-11 36
B-11 3,5
B-13 0,25
B-13 1
B-13 6
B-13 26
B-13 29,25
B-13 34,5
B-13 25,75
B-13 9
B-13 17,5
B-13 18
B-13 18
B-13 19,75
B-13 21,75
B-13 23,75
B-13 24,25
B-13 21,5
B-13 22
B-13 21,5
B-13 22
B-13 19,75
B-13 21,25
B-13 17,75
B-13 22,5
B-13 15,5
B-13 9
B-13 26
B-13 20
B-13 11
B-13 9
B-13 15,5
B-13 11
B-13 17
B-13 17,5
B-13 21
B-13 8,5
B-13 16
B-13 16
B-13 20,25
B-13 22
B-13 14
B-13 16,5
B-13 8
B-13 8
B-13 6
B-13 6
B-13 11,75
B-13 18
B-13 17
B-13 17,5
B-13 19,5
B-13 20
B-13 14,5
B-13 15,5
B-13 16,25
B-13 14,5
B-13 12,25
B-13 12
B-13 12
B-13 13
B-13 10
B-13 8
B-13 6
B-13 4
B-13 4,25
B-13 11,25
B-13 8,25
B-13 8
B-13 10,25
B-13 5,5
B-13 6,5
B-13 7
B-13 9
B-13 15
B-13 15,5
B-13 16
B-13 14,5
B-13 14
B-13 12,25
B-13 11,5
B-13 18,5
B-13 13
B-13 14
B-13 11
B-13 14,5
B-13 13
B-13 14
B-13 13,25
B-13 6,75
B-13 8
B-13 14
B-13 14,5
B-13 13,5
B-13 15
B-13 15
B-13 15
B-13 10
B-13 2
B-13 -1,5
B-13 -5
B-13 -1,5
B-13 6,5
B-13 18
B-13 20
B-13 11,5
B-13 11,5
B-13 12,25
B-13 9
B-13 11,5
B-13 8
B-13 -1,5
B-13 10,25
B-13 15
B-13 9,75
B-13 12,25
B-13 20,75
B-13 24
B-13 22
B-13 31
B-13 34
B-13 35
B-13 34
B-13 35
B-13 36
B-13 37,5
B-13 35
B-13 32,5
B-13 35
B-13 40,25
B-13 38
B-13 35,5
B-13 42
B-13 39
B-13 38
B-13 39
B-13 39,25
B-13 42
B-13 40
B-13 40
B-13 39,25
B-13 36
B-13 36
B-13 30
B-13 34
B-13 32
B-13 32
B-13 24,5
B-13 27
B-13 31,25
B-13 31,5
B-13 35
B-13 35
B-13 35
B-13 39
B-13 41
B-13 38,5
B-13 36,5
B-13 34
B-13 29
B-13 24
B-13 25
B-13 26,5
B-13 26
B-13 23
B-13 27
B-13 31
B-13 29
B-13 22
B-13 18
B-13 18
B-13 19
B-13 10
B-13 12
B-13 10,25
B-13 8
B-13 12
B-13 19
B-13 24,5
B-13 2,5
prečni prerezi na klon
A-05 -12
A-05 -12,5
A-05 -14,5
A-05 -21
A-05 -23
A-05 -23
A-05 -21,5
A-05 -16,5
A-05 -11
A-05 -0,5
A-05 -1
A-05 -2
A-05 6
A-05 10
A-05 20
A-05 23
A-05 20
A-05 18
A-05 14
A-05 14
A-05 7
A-05 5
A-05 -3,5
A-05 3
A-05 0
A-05 -7
A-05 -9
A-05 -9
A-05 -10
A-05 -14
A-05 -22,5
A-05 -26,5
A-05 -25,5
A-05 -24,5

203
A-05 -23,5
A-05 -22,5
A-05 -21,5
A-05 -20,5
A-05 -19,5
A-05 -18,5
A-05 -17,5
A-05 -16,5
A-05 -15,5
A-05 -14,5
A-05 -13,5
A-05 -12,5
A-05 -11,5
A-05 -10,5
A-05 -9,5
A-05 -8,5
A-05 -7,5
A-05 -6,5
A-05 -5,5
A-05 -4,5
A-05 -3,5
A-05 -2,5
A-05 -1,5
A-05 -0,5
A-05 0,5
A-05 1,5
A-05 2,5
A-05 3,5
A-05 4,5
A-05 5,5
A-05 6,5
A-05 7,5
A-05 8,5
A-05 9,5
A-05 10,5
A-05 11,5
A-05 12,5
A-05 13,5
A-05 14,5
A-07 -13
A-07 -14,5
A-07 -23
A-07 -30
A-07 -17
A-07 -10,5
A-07 -8,5
A-07 -7
A-07 -5
A-07 -4,5
A-07 -5
A-07 -6
A-07 -9
A-07 -12
A-07 -11
A-07 -12
A-07 -18,5
A-07 -7
A-07 -6
A-07 -12,5
A-07 -4
A-07 0
A-07 3
A-07 8
A-07 9
A-07 10
A-07 10
A-07 11
A-07 14
A-07 11
A-07 11,5
A-07 9
A-07 0
A-07 14
A-07 33
A-07 24
A-07 10
A-07 0
A-07 -9
A-07 -12
A-07 -13
A-07 -24
A-07 -24
A-07 -24
A-07 -23
A-07 -25
A-07 -25
A-07 -30
A-07 -27
A-07 -23
A-07 -25
A-07 -21
A-07 -34
A-07 -42
A-07 -33,5
A-07 -24,5
A-07 -20
A-07 -8,5
A-07 -4,5
A-07 -2
A-07 2
A-07 5
A-07 24
C-04 -0,5
C-04 -0,75
C-04 1
C-04 11
C-04 6
C-04 5
C-04 20
C-04 19
C-04 21,5
C-04 21,5
C-04 20
C-04 15
C-04 20,25
C-04 24,75
C-04 21,25
C-04 23,25
C-04 27
C-04 21,5
C-04 20
C-04 20
C-04 13
C-04 0,5
C-04 1
C-04 -17,5
C-04 -12
C-04 -14
C-04 -10
C-04 -9,25
C-04 -9
C-04 -8,75
C-04 -10,25
C-04 -11,5
C-04 -10,5
C-04 -12,5
C-04 -5
C-04 -7
C-04 -7
C-04 -6
C-04 -3
C-04 -2
C-04 -0,5
C-04 5,25
C-04 8
C-04 14,5
C-04 19
C-04 26,5
C-04 26,75
C-04 28
C-04 26
C-04 30,75
C-04 29
C-04 34
C-04 37,5
C-04 38,5
C-04 34,5
C-04 34
C-04 34
C-04 25
C-04 14,5
C-04 5
C-04 3,25
C-04 0,25
C-04 -4
C-04 -8
C-04 -11,5
C-04 -18
C-04 -20,5
C-04 -22,5
C-04 -20
C-04 -20
C-04 -25
C-04 -21,5
C-04 -18
C-04 -17
C-04 -10,25
C-04 -9
C-04 -3
C-04 1
C-04 5
C-04 10
D-08 31
D-08 28
D-08 26,75
D-08 25
D-08 25,5
D-08 35
D-08 36,5
D-08 37
D-08 35
D-08 26,75
D-08 -28,5
D-08 -40,5
D-08 -40
D-08 -39
D-08 -32
D-08 -32,75
D-08 -31
D-08 -29
D-08 -30,75
D-09 33,5
D-09 32
D-09 32,5
D-09 31
D-09 26,25
D-09 26
D-09 31,25
D-09 27
D-09 27
D-09 25,5
D-09 35,5
D-09 40,25
D-09 33,25
D-09 12,5
D-09 -31,5
D-09 -40
D-09 -45,5
D-09 -32
D-09 -24
D-09 -33,5
D-09 -24
D-09 -35,5
D-09 -26
D-10 0,5
D-10 -3,5
D-10 1,5
D-10 7
D-10 8
D-10 16,5
D-10 18,75
D-10 25
D-10 24
D-10 31,5
D-10 37,75
D-10 30
D-10 27,75
D-10 28
D-10 28,5
D-10 28,5
D-10 35
D-10 34,75
D-10 37
D-10 36,5
D-10 36
D-10 34
D-10 35,75
D-10 36
D-10 33
D-10 39
D-10 34
D-10 34,75
D-10 30
D-10 36
D-10 34,25
D-10 33,75
D-10 34
D-10 29
D-10 34
D-10 34
D-10 29,25
D-10 10
D-10 5
D-10 1,25
D-10 -0,75
D-10 -5
D-10 0,5
D-10 -6,25
D-10 -9,5
D-10 -13,75
D-10 -22,5
D-10 -37,75
D-10 -40,5
D-10 -39
D-10 -47
D-10 -33
D-10 -38,5
D-10 -34,75
D-10 -39
D-10 -40
D-10 -40,75
D-10 -35
D-10 -36
D-10 -31,75
D-10 -29
B-07 14
B-07 19
B-07 25,5
B-07 26
B-07 25,5
B-07 27
B-07 26,75
B-07 26,75
B-07 27,75
B-07 32,75
B-07 32,25
B-07 31
B-07 30
B-07 34
B-07 29
B-07 26,25
B-07 32,75
B-07 32,5
B-07 31,25
B-07 30,5
B-07 26
B-07 25
B-07 25
B-07 24,25
B-07 27,5
B-07 39
B-07 26,5
B-07 12,5
B-07 12
B-07 3,5
B-07 -3
B-07 -5
B-07 -4,25
B-07 -3
B-07 -3
B-07 0,5
B-07 -5,2
B-07 -5,5
B-07 -9,5
B-07 -10
B-07 -20
B-07 -29
B-07 -29
B-07 -33
B-07 -38,5
B-07 -39,5
B-07 -42,5
B-07 -37
B-07 -39
B-07 -35
B-07 -33
B-07 -35
B-07 -38
B-07 -39,5
B-07 -35
B-07 -38
B-07 -40,5
B-07 -34,5
B-07 -31,5
B-07 -32,5
B-07 -28
B-07 -26
B-07 -21,5
B-07 -13,5
B-07 -10
B-07 10
B-07 12
B-07 14,5
B-07 23,5
B-07 26,5
B-07 25,5
B-07 24
B-07 27,5
B-07 27
B-07 27,25
B-07 23,5
B-07 22
B-07 10
B-07 12,75
B-07 13
B-07 18
B-07 15,5
B-07 14,5
B-07 13,5
B-07 16
B-07 22
B-07 18
B-07 18
B-07 21,5
B-07 18,25
B-07 20
B-07 8
B-07 11
B-07 19
B-07 18,25
B-07 17
B-07 17
B-07 11,5
B-07 11,5
B-07 17
B-07 36
B-07 32
B-07 31,5
B-07 32,25
B-07 31
B-07 31
B-07 37
B-07 35
B-07 31
B-07 35
B-07 34,5
B-07 33,5
B-07 34,5
B-07 33,5
B-07 32
B-07 26
B-07 24
B-07 10,5
B-07 3,5
B-07 3,5
B-07 0,75
B-07 -9,5
B-07 -19
B-07 -19
B-07 -21
B-07 -25
B-07 -28
B-07 -30
B-07 -31,5
B-07 -31
B-07 -34,5
B-07 -33
B-07 -34
B-07 -36
B-07 -29
B-07 -30
B-07 -33,5
B-07 -30
B-07 -31,5
B-07 -29,5
B-07 -24,5
B-07 -37
B-07 -36,75
B-07 -35
B-07 -39,5
B-07 -38,5
B-07 -32
B-07 -32,5
B-07 -34,5
B-07 -37,25
B-07 -35
B-07 -36
B-07 -35
B-07 -36
B-07 -35
B-07 -36
B-07 -34
B-07 -34,5
B-07 -35
B-07 -35,5
B-07 -37
B-07 -37,5
B-07 -37,5
B-07 -36
B-07 -35
B-07 -35
B-07 -35,5
B-07 -32
B-07 -33,5
B-07 -33
B-07 -28
B-07 -26,25
B-07 -27,5
B-07 -24,5
B-07 -24
B-07 -13,5
B-07 3
B-07 27,5
B-07 33,5
B-07 33
B-07 32,5
B-07 32
B-07 36,5
B-07 33,5
B-07 31,5
B-07 35
B-07 23
B-07 24,5
B-07 26,5
B-07 29,5
B-07 31,5
B-07 28,5
B-07 29
B-07 29
B-07 33,5
B-07 39
B-07 34,5
B-07 32,5
B-07 31
B-07 32,5
B-07 32,5
B-07 35,5
B-07 19
B-07 8,5
B-07 0,75
B-07 -2
B-07 3
B-07 1,5
B-07 -21
B-07 -26,5
B-07 -30
B-07 -33
B-07 -36,5
B-07 -33
B-07 -33
B-07 -33
B-07 -33
B-07 -33
B-07 -31,5
B-07 -32
B-07 -31
B-07 -30,5
B-07 -33
B-07 -35,5
B-07 -37
B-07 -40
B-07 -41
B-07 -40
B-07 -40,5
B-07 -36
B-07 -37
B-07 -35,25
B-07 -30
B-07 -30,5
B-07 -33,5
B-07 -32
B-07 -31,75
B-07 -32
B-07 -26
B-07 -26
B-07 -22,5
B-07 -22,5
B-07 -25
B-07 -21,5
B-07 -21
B-07 -20
B-07 -17,5
B-07 -18,5
B-07 -3,5
B-07 3
B-07 7
B-07 19,25
B-07 14,5
B-07 14
B-07 31,5
B-07 1,5