UNIVERZA V LJUBLJANI
FILOZOFSKA FAKULTETA ODDELEK ZA GEOGRAFIJO
Darja Simić
Geomorfološke značilnosti zahodnega Krasa
Diplomsko delo
Mentor: dr. Uroš Stepišnik Univerzitetni študijski program prve stopnje: GEOGRAFIJA
Ljubljana, 2021
Zahvala
Prof. Dr. Urošu Stepišniku, za mentorstvo, razumevanje in potrpežljivost.
Sašu Stefanovskemu, za vzpodbudo, nasvete, podporo, odlično družbo na terenu.
Urošu Macarolu Gorjupu in Anžetu Juvanu prav tako za odlično družbo na terenu.
Maji. Za klimo in wi-fi. In za vse ostalo.
Izvleček
Geomorfološke značilnosti zahodnega Krasa
Po metodi geomorfološke analize so bile ugotovljene ključne značilnosti zahodnega Krasa. Po pregledu strokovne literature o območju smo v okviru analize s pomočjo morfometrične, morfostrukturne in morfografske analize skušali opisati morfogenetski razvoj reliefa na proučevanem območju. Območje je nastajalo od spodnje krede naprej, relief pa so oblikovali tektonski, korozijski, tudi erozijski procesi. Večji del območja je uravnan, tu najdemo gosto razporejene vrtače. Uravnava se zaključi z reliefnimi znižanji, proti jugu je kras plitvejši, pojavljajo se kraška polja. Dalje proti jugu in jugovzhodu se relief razgiba, tu najdemo oblike kontaktnega in kopastega krasa.
Ključne besede
Geomorfologija, kras, Kras, Doberdob
Abstract
Geomorphological characteristics of western Karst
With the geomorphological analysis method we identified the key charachteristics of western Karst. After an overview of literature about the area, morphometric, morphostructural and morphographic analyses were conducted, in order to explain the morphogenetic formation of the relief in the area. The area began forming in the lower Cretaceous period. The relief was formed by tectonic, corrosion and even erosion processes.
The area is in most part a plat plain with a high density of dolinas. The flat terrain ends in tectonic lowlands. Karst becomes more shallow towards the south, where poljes can be found. Further towards the south and southeast the relief becomes more dynamic, contact karst formations can be found here, as well as cone karst.
Key words
Geomorphology, karst, Karst, Doberdò del Lago
Vsebina
1. Uvod ... 1
1.1. Namen in cilji ... 1
1.2. Metode dela ... 1
1.3. Teoretske osnove ... 2
1.3.1. Zgodovina raziskav preučevanega območja ... 2
1.3.2. Pregled pomembnejše literature o Krasu ... 3
1.3.3. Pregled pomembnejše literature o obravnavanem območju ... 5
2. Fizičnogeografske lastnosti območja ... 6
2.1. Lega ... 6
2.2. Reliefne lastnosti območja ... 6
2.3. Geološke lastnosti območja... 7
2.4. Hidrološke lastnosti območja ... 9
3. Geomorfološka analiza zahodnega Krasa ... 10
3.1. Doberdobski kras ... 14
3.2. Doberdobski in Veliki dol ... 20
3.3. Območje kopastega krasa ... 25
4. Razprava in sklepi ... 29
5. Summary ... 31
6. Viri in literatura ... 32
7. Seznam kart, slik in grafov ... 34
1
1. Uvod
Kras je eno najpomembnejših kraških območij na svetu, hkrati pa eno najpomembnejših kraških območij v Sloveniji. Tu so potekale prve raziskave kraškega reliefa, večina strokovnih izrazov, ki se nanašajo na kras, pa so bili prvotno poimenovanja na Krasu (Gams, 2003). Gre za okoli 500 km2 veliko območje, ki ga gradijo karbonati, na jugozahodu Slovenije in severovzhodu Italije. Proučevano je bilo že v obdobju antične Grčije, raziskave pa se nadaljujejo vse do danes (Kranjc, 1999). Kras je v 20. stoletju sprva spadal pod Avstrijo, kasneje pod Italijo, po Drugi svetovni vojni pa se je območje razdelilo med Jugoslavijo in Italijo. Tako je danes Kras, z izjemo njegovega zahodnega dela, del slovenskega ozemlja.
Zahodni del pa je pripadel Italiji, domnevno zaradi cestne povezave med Gorico in Trstom, ki poteka skozi Doberdobski dol (Melik, 1960). Prav na ta del Krasa se osredotoča naša raziskava. Raziskave na Krasu so namreč sprva zajemale Kras kot celoto, danes pa večina domače literature opisuje Kras le do slovensko-italijanske meje. Del Krasa zahodno od meje je bil v slovenski geomorfološki literaturi nazadnje opisan v osemdesetih letih prejšnjega stoletja (Habič, 1986; Bufon, 1988).
1.1. Namen in cilji
Diplomsko delo je bilo izdelano z namenom geomorfološke proučitve zahodnega Krasa. Gre za prispevek k geomorfološki literaturi, kjer smo skušali morfogenetske procese razložiti z najsodobnejšimi ugotovitvami na področju krasoslovja.
Za doseg osnovnega namena naloge smo si zadali naslednje cilje:
pregled strokovne literature in kartografskega gradiva o proučevanem območju
morfometrična, morfostrukturna in morfografska analiza območja
morfogenetska interpretacija območja
1.2. Metode dela
Prvi cilj pri proučitvi geomorfoloških značilnosti zahodnega Krasa je pregled geomorfološke, geološke in hidrološke literature o Krasu. Literature ni malo; o Krasu so pisali vsi vplivnejši slovenski geografi in geologi (npr. Melik, 1960; Gams, 1974; Habič, 1984; Jurkovšek, 2013). V drugem koraku smo iz literature skušali izluščiti podatke, ki se neposredno nanašajo na geomorfološke lastnosti obravnavanega dela Krasa. Te literature je manj; z izjemo Košutnika (2006) je območje zadnji natančneje opisal Bufon (1988), vendar so njegove morfogenetske interpretacije pomanjkljive.
Naslednji cilj je geomorfološka analiza proučevanega območja. Za lažjo analizo in kasnejšo interpretacijo ugotovitev smo območje razdelili na tri morfološko sorodne dele: uravnan vrtačast relief Doberdobskega krasa, dolinski svet Doberdobskega in Velikega dola ter
2
kopasti kras na jugu in jugovzhodu območja. V okviru geomorfološke analitske metode (Pavlopoulus in sod., 2009) so bile narejene morfografska, morfometrična in morfostrukturna analiza območja. Morfografska analiza temelji na terenskem kartiranju reliefnih oblik, ki pripomorejo k razumevanju nastanka površja. Kartiranje je potekalo s pomočjo topografskih kart v merilu 1 : 25.000 in 1 : 5000 (Cartografia: Ricerce alfanumerica, 2021a). Kartirane oblike smo nato digitalizirali s pomočjo programskega orodja ArcGIS 10.8.1 in prikazali v obliki morfografskih kart. Morfometrična analiza je vsebovala analizo nadmorskih višin, naklonov površja in prečnih ter vzdolžnih prerezov profila. Te analize smo naredili na podlagi digitalnega modela višin (DMV) v ločljivosti 1 m. DMV je izdelan iz LiDAR posnetkov (Cartografia: Ricerce alfanumerica, 2021b). Morfostrukturna analiza je temeljila na pregledu geološke karte območja (Cucchi in sod., 2015). Najprej je bilo v grobem analizirano območje v celoti, nato pa natančneje vsako določeno območje posebej. Na koncu smo na drobno analizirali še tiste oblike, ki so na posameznih območjih posebnost.
Zadnji cilj naloge je bila sintezna morfogenetska interpretacija območja na podlagi pregledane literature in morfometričnih, morfostrukturnih in morfografskih ugotovitev.
Območje bi lahko opredelili kot nekakšen zaključek Krasa, kar se kaže v njegovih reliefnih in morfogenetskih potezah.
1.3. Teoretske osnove
Kot teoretsko podlago za raziskavo smo zbrali, kronološko razporedili in pregledali pretekle pomembnejše geomorfološke, hidrološke in geološke raziskave Krasa. Iz njih smo skušali izluščiti tisto, kar se neposredno nanaša na obravnavano območje.
1.3.1. Zgodovina raziskav preučevanega območja
Raziskave območja so se začele že v antični dobi, ko so tako grški (Strabo) kot rimski avtorji (Vergil, Plinij, Livij itn.) kazali zanimanje za reko Timavo z njenimi izviri (Kranjc, 1999). Timavo naj bi pred srednjim vekom opisovalo 24 avtorjev (Czoernig, 1891). Že zelo zgodaj je bila ugotovljena povezava med Timavo in Reko, na prvih kartografskih upodobitvah območja pa sta obe reki navedeni pod imenom Timava (Radinja, 1969).
V 16. stoletju je oče Ferrante Imperato skušal s pomočjo plovcev dokazati povezavo med Reko in Timavo, svoja opazovanja pa je objavil leta 1566. Nemški jezuit Athanasius Kircher je izvire Timave razlagal s svojo teorijo o podzemnih rezervoarjih, katere je povezoval z morjem, ugotovitve pa objavil leta 1678. Tobias Gruber je v svojih raziskavah o izvirih iz leta 1781 prvi sodobno razložil kraško hidrologijo (Kranjc, 1999).
Hidrologija Krasa je tista, ki je skozi zgodovino izzvala največ zanimanja in zaradi katere so bila izvedena prva strokovna proučevanja. Prve moderne raziskave so se začele že v začetku 19. stoletja zaradi hitre rasti Trsta in odsotnosti površinskih tokov v njegovem zaledju ter posledičnega vprašanja pitne vode za mesto. Najizdatnejši vodni vir na območju Kraškega
3
vodonosnika so izviri Timave. Prvo pomembno delo, kjer so zbrana do tedaj ugotovljena znanja o Timavi, njenem porečju in povezavi z reko Reko, sega v leto 1938, ko je Eugenio Boegan izdal delo Il Timavo, študijo o podzemni kraški hidrografiji, kjer je podatke črpal na primeru vodozbirnega zaledja Timave (Kranjc, 1999).
1.3.2. Pregled pomembnejše literature o Krasu
Ker naše proučevano območje spada pod večjo enoto Krasa, je bilo potrebno literaturo o njegovem nastanku iskati v sklopu literature o celotnem Krasu, saj je zahodni Kras v znanstvenih in strokovnih raziskavah velikokrat spregledan.
Skozi zgodovino krasoslovja so se interpretacije kraškega površja in njegovega nastanka spreminjale, s tem pa tudi razlage o nastanku Krasa in oblik na njem. Prvotni avtorji so nastanek Krasa razlagali v okviru Davisovega cikličnega modela nastanka površja. Gre za teorijo o cikličnem razvoju površja, kjer naj bi tektonskemu dvigu sledile faze mladega, zrelega in starega reliefa (Kladnik in sod., 2005). Tako je nastanek in izoblikovanje površja Krasa razlagal Melik (1955; 1956; 1960). Po Krasu naj bi v pliocenu tekle reke v smeri jugovzhod – severozahod. Te naj bi uravnale kraško površje, preden je le-to zakraselo. Veliki dol pojasnjuje kot nekdanjo strugo reke Reke, po Doberdobskem dolu pa naj bi tekel vodotok, manjši od Soče ali Vipave. S teorijo o nekdanjih rekah na površju Krasa pojasnjuje nagnjenost reliefa od jugovzhoda proti severozahodu, kot dokaz za predkraško fazo pa navede prisotnost fluvialnih silikatnih sedimentov na celotnem Kraškem ravniku (Melik, 1955; 1956; 1960). Te sedimente je predkraški fazi pripisal tudi D’Ambrossi (1960;
D'Ambrossi in Legnani, 1965). Roglić (1957) je sedimente pripisal spremembam v klimi območja v okviru klimatske geomorfologije in tako nadgradil ciklični model razvoja s poudarkom vpliva klime na razvoj reliefa. Kraški ravnik naj bi tako nastal v času srednjega in zgornjega pliocena, ko je zaradi toplejše klime prihajalo do obilnejših padavin, ki so na Kras prinesle sedimente in ga dodatno erozijsko uravnale, različne količine sedimenta pa naj bi mestoma pospešile korozijo. Uravnave sicer še vedno pripisuje predkraški fazi, ko naj bi relief izravnale reke (Roglić, 1957). Radinja (1966) je sediment na Krasu pripisal razpadlemu flišu, ki je prekrival Kras in so ga erodirali površinski vodotoki.
Kasnejši pomembni avtorji se oddaljijo od ciklične razlage nastanka reliefa in le-tega pripišejo tektoniki. Habič (1984) je reliefne oblike, ki niso bile razložene s predkraško fluvialno fazo ali s korozijskim delovanjem, pripisal tektonski dinamiki. Herak (1986) postavi tektonske premike v ospredje nastajanja Krasa, korozijo pa obravnava kot zadnji proces preoblikovanja površja. Gospodarič (1986) je kronološko razvrstil nastanek litografskih plasti v Krasu, razvoj površja pa pripisal predvsem lokalnim geološkim razmeram, v manjši meri pa delovanju vode.
Gams (1974) je v delu Kras povzel večino do takrat znanih informacij tako o kraškem tipu reliefa kot tudi o matičnem Krasu. Delo je bilo obnovljeno in ponovno izdano z novimi
4
ugotovitvami leta 2003 (Gams, 2003). Nastanek Krasa pripisuje tektonskim dvigom in hkratnim erozijskim procesom. Ti procesi naj bi bili najmočnejši na zahodnem in severnem delu Krasa, kar pojasnjuje njegovo nagnjenost v smeri proti severozahodu (Gams, 2003).
Razlika v geološki zgradbi med Krasom in njegovo okolico je že zgodaj spodbudila geološke raziskave. Prve strokovne geološke analize so potekale še pod upravo avstro-ogrske monarhije v začetku 19. stoletja. Po Jurkovšku in sod. (2016) je najpomembnejše delo tega časa je Stachejeva monografija o razvoju krednih in paleogenskih prsti klasičnega Krasa.
Stache je izdal tudi geološko karto, kjer je upodobljen matični Kras. Naslednja natančnejša kartografska upodobitev geološke sestave Krasa je nastala leta 1922 kot del geološke karte Furlanije in Julijske krajine (Formacijska geološka karta…, 2016).
Po drugi svetovni vojni so geološke raziskave in kartiranje potekali tako na italijanski kot jugoslovanski, kasneje slovenski strani. Pomembnejši italijanski geologi, ki so prispevali k razumevanju Krasa, so Martinis (Carta geologica…, 1951), ki je izdal geološko karto, in D'Ambrossi, ki je geološko karto izdal dve leti kasneje (Carta geologica…, 1953). Cucchi je s sodelavci leta 1987 k strokovni literaturi geologije Krasa prispeval delo Karbonatna stratigrafska sekvenca Tržaškega krasa (Cucchi in sod., 1987). Geologija Krasa je upodobljena tudi na geološki karti Furlanije in Julijske krajine v merilu 1 : 150.000, ki jo je izdelal Carulli (2006). Slovenski geologi so Kras prvič kartirali v šestdesetih letih prejšnjega stoletja (Buser, 1967), ko so bile izdelane geološke karte v merilu 1 : 100.000, Kras pa je upodobljen na listih Trst, Gorica, Postojna in Ilirska Bistrica. S Krasom se je od slovenskih geologov verjetno največ ukvarjal Jurkovšek (1996), ki je s sodelavci izdelal formacijsko geološko karto južnega Krasa v merilu 1 : 50.000 (Formacijska geološka karta..., 1996), leta 2010 je izdelal geološko karto severnega dela Tržaško-Komenske planote v merilu 1 : 25.000 (Geološka karta…, 2008), leta 2013 pa je, v sodelovanju s še drugimi geologi, izšla njegova znanstvena monografija Geologija Krasa, kjer so zbrana vsa spoznanja o geološki, litološki in tektonski sestavi in delovanju Krasa (Jurkovšek, 2013).
Hidrološke lastnosti Krasa je najpodrobneje proučil italijanski avtor Civita (1995), ki je s sodelavci preučeval delovanje vodonosnika, njegovo napajanje in praznjenje ter nivo kraške vode. Druga pomembna italijanska avtorja, ki sta se ukvarjala s hidrologijo Krasa, sta Cucchi in Zini (2002), ki sta izvajala monitoring kraških podzemnih voda na Krasu in nadgradila že znane podatke o polnjenju in praznjenju kraškega akviferja. Leta 2015 sta s sodelavci v okviru projekta Hydrokarst izdala monografijo Vodonosnik klasičnega Krasa, kjer sta povzela do tedaj zbrano znanje o hidrografiji, pa tudi morfologiji, geologiji in litologiji območja, izvedeni pa so bili še dodatni monitoringi kraških voda z namenom raziskovanja kakovosti vode v vodonosniku. Vode, ki izvirajo južno od Doberdobskega krasa, pritečejo z jugozahoda in zahoda Krasa skozi številne ponorne sisteme. Eden večjih vodnih virov je reka Reka. V manjši meri prihajajo vode izpod severnega vznožja Doberdobskega krasa, kjer ponikne del Vipave.
Vse te vode, skupaj s padavinami, se pretakajo podzemno proti jugozahodu Krasa, kjer
5
izvirajo v sistemih izvirov v Doberdobskem in Prelostnem polju, pa v sistemih izvirov Močile, v Sabeljskih izvirih, Moščeniških izvirih in izvirih Lizert, največji del vode pa odteče skozi izvire Timave. V okviru projekta Hydrokarst so bile izdelane geološka, geomorfološka in hidrogeološka karta ter karta ranljivosti vodnih virov za območje celotnega Krasa (Cucchi in sod., 2015).
1.3.3. Pregled pomembnejše literature o obravnavanem območju
Čeprav velja matični Kras za izhodiščno točko krasoslovja, je naše proučevano območje v strokovni in znanstveni literaturi slabše in redkeje opisano. Poleg obširnih raziskav o Timavi je del, ki so omejena na zahodni del Krasa, malo.
Najpomembnejša in najobširnejša je raziskava Doberdobskega krasa Radinje (1969). V prispevku je povzel dotedanje raziskave in interpretacije matičnega Krasa in jih apliciral na ožje območje Doberdobskega krasa, lastne raziskave pa je opravil na silikatnih sedimentih na območju. Sestini (1940) pripisuje te sedimente abrazijskim procesom, kar Radinja sicer dopušča, vendar opozarja na odsotnost fosilnih ostankov iste starosti, ki bi pričali o abrazijskem nastanku površja. Pač pa pripiše sedimente paleofluvialnim procesom – tu je verjetno tekla pliocenska Soča ali Vipava. Dalje je Radinja opisal površje Doberdobske planote, katerega je klasificiral v štiri nivoje glede na povprečne nadmorske višine. S temi terasastimi nivoji razlaga reliefni razvoj območja, saj naj bi terase nastale zaradi tektonskega ugrezanja okolice in posledične spremembe v hidrografski mreži območja.
Leta 1982 je na območju zahodnega Krasa potekal raziskovalni tabor »Doberdob 82«. V okviru tabora je bil narejen hidrološki pregled Doberdobskega jezera. Ugotovitve sta povzela Habič in Graunerjeva (1982) in opisala način pretakanja vode v jezeru. Doberdobsko jezero dobi večino vode iz Vipave in Soče, ki se deloma pretakata skozi zahodni del Krasa in napajata jezero skozi manjše izvire na njegovem robu. Voda nato naprej odteka proti Timavi (Habič, Grauner, 1982). V okviru tabora so bile izvedene tudi speleološke raziskave, popisanih je bilo 21 večjih jam in brezen (Gruzovin, Kodrič, 1982).
Tudi Bufon (1988) pripisuje nastanek površja Doberdobskega krasa površinskemu toku Soče ali kakšnemu od njenih večjih pritokov, manjši vodni tok pa naj bi izoblikoval Doberdobski dol. Ukvarjal se je tudi z geologijo in s hidrologijo območja, dodatno pa je območje razdelil na štiri pokrajinske tipe (višji kraški rob na severu, osrednjo uravnavo, pas Dola na vzhodu in območje kraških jezer ter humidnih tal na jugu) in tri geomorfološka področja (blago vzpeto površje na severu, uravnano ozemlje na srednjem delu in razčlenjeno ozemlje na južnem delu planote) (Bufon, 1988).
6
2. Fizičnogeografske lastnosti območja
2.1. LegaV okviru raziskave je bil proučen zahodni del matičnega Krasa. Kras je približno 500 km2 velik ravnik, ki leži na skrajnem jugozahodu Slovenije in severozahodu Italije. Gre za najbolj zunanji del Dinaridov, ki se dviga iznad Tržaškega zaliva in sega od doline reke Soče na zahodu do Postojne na vzhodu in Vipavske doline na severu (Kranjc, 1999).
Naše proučevano območje smo omejili na zahodni Kras – na severu, zahodu in jugozahodu je območje omejeno z naplavnima ravnicama Vipave in Soče, na vzhodu s slovensko-italijansko mejo, na jugovzhodu pa meja poteka po vzhodnih pobočjih Volniških brd in se nato obrne proti jugu do vzhodnega roba naselja Devin in naprej do Jadranskega morja. Obsega Doberdobski Kras, torej območje, ki je od preostalega Krasa ločeno z Doberdobskim dolom, sam Doberdobski dol in skrajno zahodni del Kostanjeviškega krasa vse do slovenske meje, na jugu pa vključuje izvire Timave in zahodni del Volniških brd.
Karta 1: Lega območja glede na Slovenijo
2.2. Reliefne lastnosti območja
Kljub temu, da se obravnavano območje v povprečju dviga le do okrog 100 m n.m.v., je zaradi višinske razlike med njim in nižinsko okolico izrazito ločeno od okoliških naplavnih ravnic Soče in Vipave. Po relativno strmem dvigu iznad Soške doline se območje izravna in je skoraj v celoti masivno in nerazčlenjeno. Prva izjema takšnega reliefa je višji, nad 200 m visok severni del območja, kjer se pojavljajo blage vzpetine z najvišjim vrhom Doberdobskega krasa, Debelo grižo, ki se dviga na 276 m n.m.v. Druga izjema je Doberdobski dol – podolje, ki preseka območje od Goriškega polja na severu do Jadrana na jugu in loči Doberdobski kras od preostalega. Zadnja, verjetno najizrazitejša izjema pa je južni, priobalni del obravnavanega območja, ki je bolj razčlenjen; tu najdemo tudi najvišji vrh območja: Grmado
7
s 327 m n.m.v. Vzhodno od Doberdobskega dola se površje dviga in, na slovenski strani, zunaj obravnavanega območja, dosega znatno višje povprečne nadmorske višine kot Doberdobski Kras (Radinja, 1969).
2.3. Geološke lastnosti območja
Kras v geotektonskem smislu spada k Jadransko-dinarski plošči, natančneje k območju Zunanjih Dinaridov, prav tako pa ga prištevamo k Tržaško-komenski antiklinali. Ta je zgrajena iz več manjših antiklinal in sinklinal, za katere je značilno gubanje v dinarski smeri in da tonejo proti severozahodu (Šebela, 1999).
Karbonatne kamnine območja so nastajale na severnem delu Jadranske karbonatne platforme, sedimentacijsko okolje pa se je skozi geološko zgodovino mnogokrat spremenilo, kar se opazi v razliki fosilnih ostankov v kamninah. Po fazi sedimentacije je sledila faza kompresije, ki je bila vezana na alpidsko orogenezo in se je začela odvijati pred 35 do 20 milijoni let. Jadransko-dinarska mikroplošča je v tej fazi zaradi pomikanja proti severu trčila ob Evrazijsko in postopoma rotirala v nasprotni smeri urinega kazalca, posledično pa je prišlo do dvigovanja površja, gubanja ter narivanja. Prav narivna zgradba je značilna za matični Kras in njegovo okolico. Trdno jedro Jadranske mikroplošče se podriva pod zunanjedinaridski naluskani pas, kamor sodi tudi naše obravnavano območje (Šebela, 1999; Cucchi in sod., 2015).
Najpomembnejši in največji tektonski prelom obravnavanega območja je Divaški prelom, ki poteka v dinarski smeri in je zahodno od Doberdoba pokrit. Drugi večji prelom na območju je Brestoviški, ki poteka vzporedno z Divaškim, in je v bistvu njegov južni krak. Med Divaškim in Brestoviškim prelomom poteka Jameljski prelom, prav tako v dinarski smeri. Še en prelom, ki poteka v dinarski smeri, poteka po južnem robu proučevanega območja. Prisotnih je še več manjših prelomov med Tržičem in Devinom, ki potekajo v smeri jugozahod-severovzhod.
Prav ob teh prelomih je ob stiku z aluvijalnimi nanosi nastal sistem izvirov. Prečno na njih poteka več manjših prelomov (Cucchi in sod., 2015).
8
Legenda: 1 – kvartarni sedimenti; 2 – eocen (apnenec); 3 – paleocen (apnenec); 4 – prehod iz krede v paleocen (apnenec); 5 in 6 – zgornja kreda (apnenec); 7 – spodnja kreda (dolomit); 8 – spodnja kreda (apnenec); 9 – zgornja kreda (apnenec)
Karta 2: geološke značilnosti območja
Kamnine obravnavanega območja so v večini nastale v kredi, v manjšem delu v paleocenu.
Ker gre za antiklinalo, ki je odrezana z uravnavo, so najstarejše kamnine v osrednjem delu območja, proti robovom pa so čedalje mlajše. Najstarejše kamnine najdemo južno od Jameljskega preloma v pasu, ki se širi proti jugovzhodu ob italijansko-slovenski meji, in pa južno od naselja Markotini v pasu, ki poteka v smeri zahod-vzhod, do vzhodne meje obravnavanega območja. Gre za temno sive apnence, ki so nastali na prehodu iz spodnje v zgornjo kredo. Na jugu se zaključijo s pasom dolomita. Dolomit prav tako najdemo v ozkem pasu, ki poteka zahodno od naselja Doberdob do zahodne meje obravnavanega območja.
Mestoma se pojavlja dolomitna breča. Severno in južno od spodnjekrednih apnencev in dolomitov najdemo sive apnence, ki so nastali v zgornji kredi. Mestoma so dolomitizirani. Na severu obravnavanega območja najdemo mlajše kamnine, pas temno sivih apnencev, ki so nastali na prehodu iz krede v terciar. Severno od njega je pas svetlo sivih paleocenskih apnencev. Še mlajše kamnine pa sestavljajo majhno teraso na skrajnem severu območja med naseljema Gabrje na vzhodu in Petovlje na zahodu. Gre za apnence eocenske starosti. Na omenjeni terasi, pa ob vznožju Kraškega ravnika, v dnu Doberdobskega dola, v dneh Doberdobskega in Prelostnega polja ter v dolu Močile najdemo kvartarne sedimente. Flišni obod, ki je sicer značilen za Kras, je tu razpadel (Cucchi in sod., 2015).
9
2.4. Hidrološke lastnosti območja
Za razumevanje hidrologije območja je treba obravnavati širše vodozbirno zaledje celotnega Krasa. Nahajamo se namreč na njegovem iztočnem delu, kamor se stekajo vode iz celotnega masiva, torej gre za stik voda iz Soče, Vipave in z nasprotne strani vodonosnika Krasa, torej z juga in jugovzhoda (Bufon, 1988).
Matični Kras je okoli 500 km2 veliko območje, ki se sicer deli na slovenski in italijanski del, vendar v resnici deluje kot en vodonosnik. Sestavljen je iz karbonatnih kamnin z visoko stopnjo prepustnosti, obdajajo pa ga slabše prepustni fliši. Vode torej vtekajo v Kras iz njegove flišne okolice, omenjene razlike v prepustnosti kamnin pa znotraj kraškega masiva ustvarijo pomembne hidravlične gradiente, ki vplivajo na način pretakanja vode znotraj vodonosnika (Cucchi in sod., 2015).
Apnenci na območju dosegajo debelino preko 1000 m, kar je omogočilo razvoj kraškega vodonostnika. Dolomiti, ki se mestoma pojavljajo na območju, delujejo kot relativna hidrogeološka bariera (Petrič, 2005). Prav tako imajo nezakrasele flišne kamnine, ki obdajajo Kras, funkcijo neprepustne pregrade. Mestoma prihaja do prekinitev fliša, najbolj opazno na njegovem jugozahodnem delu, posledično pa se na tem območju pojavljajo številni kraški izviri, vrulje in izvirni sistem Timave. Na zahodu in severozahodu se kraški vodonosnik stika z medzrnskim vodonosnikom, ki se je razvil v rečnih nanosih Soče in Vipave (Petrič, 1999;
Petrič 2005).
Primarni vir napajanja kraškega vodonosnika v matičnem Krasu je razpršena infiltracija padavin na celotnem območju masiva. Ta pomembno prispeva k napajanju vodonosnika predvsem zaradi letne količine padavin, ki v povprečju niha med 1300 in 1800 mm. Skromen rastlinski pokrov in plitva prst na površju omogočata hitro infiltracijo padavin, z evapotranspiracijo pa je izgubljeni delež padavin tolikšen, da v kraško podzemlje odteče med 700 in 900 mm padavin letno. V celotni vodni bilanci Krasa je delež alogenega napajanja s padavinami okrog 65 % (Civita in sod., 1995; Petrič, 2005; Cucchi in sod., 2015).
Za kraško površje je značilna odsotnost površinskih vodnih tokov, kar je posledica prepustnosti karbonatnih kamnin. Glavni vir avtogene vode na Krasu je reka Reka, ki ponikne v Škocjanskih jamah in pride na površje kot reka Timava pri Štivanu v Italiji. Tu je treba omeniti še eno območje alogenega napajanja, ki se pojavi v obliki zaporednih požiralnikov vzdolž toka reke Raše na jugovzhodu Krasa, na stiku fliša in apnenca (Cucchi in sod., 2015). K napajanju pomembno prispevajo tudi požiralniki, ki so nanizani v ozkem pasu ob vznožju Krasa med naseljema Zagraj v Italiji in Miren v Sloveniji. Tu ponikajo vode iz rečnih naplavin Soče in Vipave (Petrič, 1999; Cucchi in sod., 2015).
10
Reka Reka je pravzaprav zgornji tok Timave. Potem ko ponikne v Škocjanske jame, teče 34 km po kraškem podzemlju. Podzemni tok se med Sežano in Divačo zaradi manj prepustnega dolomitnega pasu razdeli na dva toka. Prvi poteka severno od dolomitnega pasu, drugi pa južno. Tokova se spet združita pred izviri Timave (Petrič, 1999). Ponikalnice, ki v Kras vtekajo na stiku s soško in z vipavsko naplavno ravnico, prav tako tečejo proti izvirom Timave, del pa se prazni skozi izvire na Doberdobskem polju (Cucchi in sod., 2015).
Na jugozahodnem delu kraškega masiva se na stiku apnenca in fliša nahajajo sistemi kraških izvirov. Poleg stika s flišem je razlog za njihov nastanek še nizka nadmorska višina, ki omogoča izliv vode na površje. Glavni in največji izvir vode na tem območju je sistem izvirov Timave zahodno od Sesljanskega zaliva. Izviri Timave imajo štiri glavne vodne žile, ki se združijo v tri veje in se stekajo v Jadransko morje zahodno od Ribiškega naselja. Med Ribiškim naseljem in Nabrežino najdemo številne vrulje, manjši izviri pa se pojavljajo vzdolž celotnega italijanskega dela Tržaškega zaliva, na pobočjih nad naplavno ravnico Soče med Ronkami in Tržičem ter ob kraških poljih, ki se pojavljajo na jugozahodnem delu Krasa (Cucchi in sod., 2015).
3. Geomorfološka analiza zahodnega Krasa
Obravnavano območje je veliko 77 km2 in obsega skrajno zahodni del matičnega Krasa. Meja območja na severnovzhodni strani poteka od presečišča reke Vipave in državne meje Slovenija-Italija. Nato poteka po reki Vipavi do njenega sotočja s Sočo v smeri jugovzhod – severozahod. Dalje sledi rečni strugi Soče proti juhozahodu, od naselja Zagraj dalje pa poteka po vznožju kraškega sveta, ki se dviga iznad doline reke Soče. Pri naselju Ronke se meja preusmeri proti jugovzhodu in ob vznožju kraškega ravnika poteka vse do naselja Sabliči, kjer poteka po reki Moščenici, ji sledi v smeri jug do izliva v Timavo in nato v Jadransko morje.
Meja se nadaljuje po morski obali proti vzhodu, vzhodno od Devina pa se obrne proti severu in ob vzhodnem vznožju Volniških brd poteka do meje Italija-Slovenija. Proti severu meja našega območja sovpada z državno mejo vse do mesta, kjer le-ta prečka Vipavo. Območje je v obliki polmeseca z nekoliko podaljšanim jugovzhodnim delom.
Ker je večina obravnavanega območja obsežna uravnava Doberdobskega krasa, se nakloni območja večinoma gibajo pod 10°. Večje naklone najdemo na pobočjih Krasa nad dolino reke Soče, na pobočjih dolov in kopastih vrhov. 30° presežejo znotraj kraških oblik – severni obod Doberdobskega polja, dna okrog ponikev v slepi dolini na severozahodu območja in znotraj erozijskih jarkov (karta 3).
11
Karta 3: nakloni območja
Nadmorske višine obravnavanega območja segajo od depresije južno od Prelostnega polja, kjer je površje pod morsko gladino, pa vse do 327 m n.m.v., kolikor se dviga kopasti vrh Grmada. Večina območja leži med 50 in 150 m n.m.v., dvigne pa se na severu, zahodu in jugozahodu območja (karta 4).
12
Karta 4: višinski pasovi območja
Območje je pretežno uravnano z vmesnimi prekinitvami. Osrednji del območja, Doberdobski kras, visi v smeri sever – jug. Višje območje na severu se spusti v uravnavo na jugu. Uravnava je nato prekinjena z Jameljskim in s Selškim dolom, med katerima leži višji Grižni dol (graf 1).
Graf 1: prečni profil območja v smeri sever – jug
V smeri zahod – vzhod se območje najprej dvigne in nato uravna, uravnava je prekinjena šele z Doberdobskim dolom. Zahodno od Dola se območje nadaljuje po pobočjih Kostanjeviškega Krasa, ki dosega znatno višje nadmorske višine (graf 2).
Graf 2: prečni profil območja v smeri vzhod – zahod
V smeri severozahod – jugovzhod se območje postopoma dviga z vmesnimi znižanji. V dinarski smeri Kras tudi sicer visi, smo na najnižjem delu matičnega Krasa (graf 3).
13
Graf 3: prečni profil območja v smeri severozahod – jugovzhod
Na robovih Doberdobskega krasa, ki sovpadajo z mejo analiziranega območja, najdemo površinske erozijske jarke, ki so najizrazitejši in najštevilčnejši na severu. Proti vzhodu se Doberdobski kras strmo zaključi z Doberdobskim dolom, suho dolino, ki poteka od severa območja dokaj premočrtno proti jugu. Doberdobski dol prekine Veliki dol, ki se na tem delu Krasa razdeli v dva kraka. Na severnem, Jameljskem, leži Doberdobsko polje, od južnega, Selškega kraka, kjer leži Prelostno polje, pa ga loči Grižni dol, ki ga lahko obravnavamo kot nadaljevanje Doberdobskega dola. Južno od Prelostnega polja se območje razpotegne proti vzhodu med državno mejo in morjem. Tu postane območje bolj razčlenjeno, tu se dvigajo kopasti vrhovi z vmesnimi znižanji in kotanjami (karta 5).
Karta 5: morfografske enote območja
14
Za bolj sistematičen pregled območja smo ga razdelili na tri morfološko dokaj podobne enote (karta 6):
Doberdobski kras oziroma območje 1,
Doberdobski in Veliki dol oziroma območje 2 in
Območje kopastega krasa oziroma območje 3.
Karta 6: razdelitev območja na tri manjša območja
3.1. Doberdobski kras
Prvo območje, na katero smo razdelili proučevan teren, zajema dokaj uravnano površje Doberdobskega krasa in njegova severna ter zahodna pobočja (karta 6). Na vzhodu je območje omejeno z Doberdobskim dolom, na jugu pa s Prelostnim poljem in z dolino Močile zahodno od njega. Gre za najzahodnejši del matičnega Krasa in hkrati za najzahodnejši del Dinarskega gorstva.
Območje je 39 km2 velika uravnava, ki se na severu strmo dvigne iznad doline Soče do preko 200 m n.m.v. in se nato postopoma spušča proti jugu. Najvišja točka območja, vrh Debela griža z 276 metri nadmorske višine, se nahaja na severu, najnižja točka pa na jugozahodu, kjer se pobočja Doberdoba začnejo iznad doline reke Soče dvigati na 9 m n.m.v.
V grobem lahko Doberdobski kras razdelimo na severni del, ki se dviga iznad 150 m n.m.v. in uravnavo v njegovem jedru, ki leži na višinskem pasu približno 100 m n.m.v. ter se proti jugu postopoma spusti pod 50 m n.m.v.
15
Karta 7: višinski pasovi Doberdobskega krasa
Nakloni na območju presegajo 30° le znotraj erozijskih jarkov. Nekoliko večje naklone najdemo na severnih in zahodnih pobočjih območja, vendar ne presegajo 20°. Severni del se z najvišjih nadmorskih višin območja spusti proti jugu z naklonom med 10 in 20°, medtem ko preostali del območja leži na naklonih, manjših od 10°. Celotno območje torej visi v smeri sever – jug (graf 4).
Graf 4: prečni profil Doberdobskega krasa v smeri sevezovzhod - juhozahod
Kamnine, ki sestavljajo Doberdobski kras, so apnenci, v manjši meri dolomit. Najstarejše kamnine tu so apnenci iz spodnje krede. Sestavljajo večino južnega, uravnanega dela območja. Pri naselju Doberdob in zahodno od njega najdemo pas spodnje-krednega dolomita. Mestoma se pojavlja dolomitna breča. Apnenci, nastali v zgornji kredi, se pojavljajo zahodno od naselja Doberdob. Prav tako sestavljajo južna pobočja vzpetin na severu. Severna pobočja Doberdobskega krasa sestavljajo terciarni apnenci, večinoma nastali v paleocenu. Mestoma se pojavljajo breče iz apnencev. Najmlajše kamnine najdemo na manjši, nižje ležeči uravnavi na severu območja in na njenih severnih pobočjih. Ti apnenci so
16
nastali v eocenu. Plast prepereline je na večini območja tanka, izprana. Več nanosov najdemo znotraj erozijskih jarkov (slika 1), debela plast prepereline pa prekriva manjšo uravnavo na severu, kjer so nastale kmetijske površine (slika 2). Debelejša plast kvartarnih nanosov se nahaja še ob vznožjih pobočij Doberdobskega krasa.
Slika 1: debela plast prepereline znotraj erozijskega jarka
Avtorica: Darja Simić, 2021.
17
Slika 2: uravnava na severu, zapolnjena s preperelino
Avtorica: Darja Simić, 2021.
Skozi območje potekata dva večja preloma. Severni, Divaški prelom, je pokrit. Južno ležeči, Jameljski, je prekrit le deloma, od Doberdobskega dola proti zahodu. Oba večja preloma potekata v dinarski smeri. Med obema večjima prelomoma poteka manjši domnevni prelom.
Še en manjši prelom poteka v smeri vzhod – zahod in se zaključi ob združitvi z Jameljskim prelomom.
Na celotnem Doberdobskem krasu najdemo vrtače, ki imajo tu najgostejšo razporejenost na celotnem proučevanem območju. Vrtače povsod na Doberdobskem krasu presegajo gostoto 40 vrtač na km2, južno od svetega Martina in okrog naselja Doberdob pa presežejo gostoto 75 vrtač na km2. Večinoma so antropogeno preoblikovane, njihova dna so ravna, pogosto so tu obdelovalne površine (slika 3). Na južnih pobočjih vzpetin na severu se pojavljajo linijsko v smeri sever – jug.
18
Slika 3: antropogeno preoblikovano dno vrtače
Avtorica: Darja Simić, 2021.
Na severu območja 1 najdemo štiri kopaste vrhove, ki so del manj izrazitega grebena. Še en vrh je vrh svetega Mihaela, osamel vrh na drugače uravnanem območju, ki leži v bližini ostalih štirih vrhov, malo proti jugovzhodu. V pobočja Doberdobskega krasa so vrezani globoki, izraziti erozijski jarki. Njihova gostota je največja na severnih pobočjih. Tu najdemo tudi manjšo, nižje ležečo uravnavo, ki erozijske jarke prekine. Nadaljujejo se po severnih pobočjih te manjše uravnave. Ob vznožjih erozijskih jarkov ponekod najdemo nanose prepereline v obliki vršajev, vendar so ti močno antropogeno preoblikovani (karta 8).
19
Karta 8: morfografske lastnosti Doberdobskega krasa
Na severnozahodnem delu Doberdobskega krasa se nahaja slepa dolina. Velika je 1,7 km2, njeno podolgovato, dokaj uravnano dno pa leži na 100 m n.m.v., kar je okrog 50 metrov nižje od njegove okolice. Obod doline je izrazit, a nižji proti severozahodu. Južno in vzhodno je obod znatno višji, doseže do 251 m n.m.v. V pobočja okrog dna so se vrezali globoki erozijski jarki, na zahodnem robu dna kotanje pa najdemo sisteme ponikev (karta 9).
20
Karta 9: morfografske lastnosti slepe doline na Doberdobskem krasu
3.2. Doberdobski in Veliki dol
Drugo območje, na katero smo razdelili preučevani teren, zajema Doberdobski dol z zahodnimi pobočji Kostanjeviškega Krasa do slovensko-italijanske meje in pa Veliki dol, ki leži pravokotno na Doberdobskega in se vzhodno od prečkanja le-tega razdeli v dva kraka.
Severni krak oziroma Jameljski dol je na zahodu omejen z višje ležečo uravnavo Doberdobskega Krasa, južni oziroma Selški dol pa z dolino reke Soče. Območje se vleče v ozkem pasu v smeri sever – jug in se pri vhodu v Doberdobsko polje razširi v smeri vzhod – zahod (karta 6).
Območje je veliko 27 km2. Gre za dolinski del širšega proučevanega območja. Nadmorske višine so tu nižje, najvišjo vrednost dosežejo na pobočjih Kostanjeviškega krasa ob meji s Slovenijo. Tu se območje dvigne do 235 m n.m.v. Najnižjo točko območja najdemo v dnu jugovzhodnega podaljška Prelostnega polja, ki leži na višini morske gladine. Dno Doberdobskega dola, prav tako Veliki dol in v njem ležeči polji večinoma ležijo v višinskem pasu pod 50 m n.m.v., polji pod 10 m n.m.v. Pobočja se dvigajo višje, a tudi obodi dolin le redko presežejo 100 m n.m.v. Izjema je Kostanjeviški kras na vzhodnem delu območja, ki se nad pobočji Doberdobskega dola rahlo uravna, uravnava pa leži na višinskem pasu nad 100, na južnem delu nad 150 m n.m.v. Mestoma nadmorske višine presežejo 200 m n.m.v. (karta 10).
21
Karta 10: višinski pasovi Doberdobskega in Velikega dola
Nakloni na območju presegajo 30° na severni strani Doberdobskega polja in na skrajno severnih pobočjih Doberdobskega dola. Preostala pobočja območja imajo naklon med 10 in 20° in se nato uravnajo v ravna dna dolov.
Dno Doberdobskega dola je razgibano, nadmorske višine segajo od 100 m n.m.v pri prvem prevalu, nato se spusti pod 40 m n.m.v. in ponovno dvigne. Dno se nato strmo spusti v Jameljski dol do 6 m n.m.v., dvigne na 40 m n.m.v., na območju Grižnega dola pa prekine Selški dol, kjer se v dnu Prelostnega polja nadmorska višina spusti na nivo morske gladine (graf 5).
Graf 5: vzdolžni profil Doberdobskega dola
Prečni prerez Doberdobskega dola od vzhoda proti zahodu priča o njegovi globoki vrezavi v okolico, v 500 m zračne dolžine je višinska razlika okoli 60 m, v naslednjih 500 m zračne razdalje pa se ponovno dvigne za okoli 90 m (graf 6).
22
Graf 6: prečni profil Doberdobskega dola
Območje Doberdobskega in Velikega dola je v večini sestavljeno iz krednih apnencev.
Najstarejše kamnine iz spodnje krede najdemo med Šmihelom na severu in Sabljiško dolino na jugu, prav tako sestavljajo Doberdobsko in Prelostno polje. Južni del Prelostnega polja oziroma Sabljiški dol leži na spodnje-krednih dolomitih. Mestoma se pojavlja dolomitizirana breča (slika 4).
Slika 4: breča na območju Doberdobskega in Velikega dola
Avtorica: Darja Simić, 2021.
23
Kamnine severno od Devetakov so nastale v paleogenu. Prepereline je tu več, predvsem ob vznožjih erozijskih jarkov, kjer se nalaga v obliki vršajev. Kjer je uravnano dno Doberdobskega dola razširjeno, je prepereline več, vendar pa je območje močno antropogeno preoblikovano, torej so nanosi verjetno prerazporejeni. Kvartarni nanosi se pojavljajo še pred začetkom Doberdobskega dola, torej v dolini reke Vipave, v dnu Doberdobskega in Prelostnega polja ter v dolu Močile na zahodu območja.
Divaški prelom poteka po severnem robu Doberdobskega polja. Južno od njega poteka prekrit prelom po severnem delu Prelostnega polja. Severno od Divaškega preloma Doberdobski dol presekata še Jameljski in Brestoviški prelom.
Vrtače se tu pojavljajo na Kostanjeviškem krasu in na terasah na robu kraških polj. Njihova gostota je med 40 in 75 vrtač na km2. V pobočja Doberdobskega dola so vrezani erozijski jarki, vendar so le-ti manjših dimenzij in manj izraziti kot na območju 1. Ob vznožjih jarkov se pojavljajo vršaji, ki so antropogeno preoblikovani. Sam Doberdobski dol je suha dolina. V dnu doline se pojavljajo plitve, podolgovate kotanje, ki so nastale v preperelini – torej sufozijske vrtače. Uravnano dno je mestoma prekinjeno z višjim reliefom, dno je tu ožje, govorimo o prevalih.
Karta 11: morfografske lastnosti Doberdobskega in Velikega dola
Suho dolino proti jugu prekine pravokotno ležeči Veliki dol, v katerem ležita dve kraški polji.
Severno ležeče Doberdobsko polje je veliko približno 4,5 km2, njegovo dno leži na 5 m n.m.v.
24
V dnu je ojezeritev, njegova gladina pa niha za 2 m, ob močnejšem deževju se dvigne tudi do 6 m. Ob sušnem vremenu se spremeni v močvirnata tla (slika 5). Izviri se nahajajo v dnu ojezeritve. Proti zahodu in vzhodu najdemo višje ležeče uravnane terase z vrtačami. Severni obod polja je višji od južnega, njegovi nakloni pa presegajo 30°, torej so pobočja aktivna (karta 12). Južni obod je malo bolj položen, njegove nadmorske višine so nižje, vmes je prekinjen z Grižnim dolom, kar je nekakšno nadaljevanje Doberdobskega dola. Grižni dol služi kot povezava z nižje ležečim Prelostnim poljem.
Slika 5: močvirnato dno Doberdobskega polja ob nizkem vodostaju
Avtorica: Darja Simić, 2021.
Laško ali Prelostno polje leži južno od Doberdobskega, veliko je 3,9 km2, njegovo dno leži na nivoju morske gladine. Poteka v dinarski smeri in je razdeljeno na dva dela – severni in južni, ki sta povezana z zožanjem. Dno je občasno ojezerjeno. Po južnem delu polja teče stalni vodotok Moščenica. Na zahodu in vzhodu polja najdemo višje ležeči uravnani terasi z vrtačami. Gostota vrtač je višja na vzhodni terasi. Polje je proti severu in jugu zaprto z vzpetinami kopastega krasa, proti zahodu je nekoliko odprto, od dola Močile ga loči rahlo dvignjen relief. Proti jugovzhodu se polje zaključi s prevalom, ki se nadaljuje v uravnavo, ki jo je najverjetneje oblikovala Moščenica (karta 12).
25
Karta 12: morfografske lastnosti kraških polj v Velikem dolu
3.3. Območje kopastega krasa
Tretje območje, na katero smo razdelili pročevani teren, zajema ozek, reliefno razgiban pas Doberdobskega krasa med južnim robom Selškega dola in mejo proučevanega terena, ki se razteza v smeri zahod – vzhod, nato pa se proti vzhodu razširi in zajema še dolino reke Moščenice, reko Timavo od njenih izvirov do izliva v Tržaški zaliv ter jugozahodni del Kostanjeviškega krasa z zahodnim delom Volniških brd, vse do vzhodnega vznožja Grmade na Krasu na vzhodu (karta 6).
Površina območja meri 16 km2 in se v obliki vrhov dviguje v smeri zahod – vzhod. Tu se ponovno spusti do najnižje točke območja, ki je hkrati najnižja točka celotnega proučevanega območja. Vzhodni del tega območja je znatno višji, tu najdemo najvišjo točko celotnega proučevanega območja – Grmadao s 327 m n.m.v. Najnižji višinski pas območja zajema uravnavo med Jadranskim morjem in vznožji Volniških brd, kjer višine ne presegajo 50 m n.m.v. Vrhovi na zahodu območja ležijo v pasu med 50 in 100 m n.m.v., nad 100 m n.m.v. se območje dvigne le v osrednjem delu zahodnih vrhov. Vzhodni del območja je znatno višji, robovi Kostanjeviškega krasa ležijo nad 100 m n.m.v., Volniško gričevje pa dosega višine nad 150, celo nad 200 m n.m.v. (karta 13).
26 .
Karta 13: višinski pasovi območja kopastega krasa
Uravnani osrednji del območja, katerega nakloni ne presežejo 5°, je prekinjen s pobočji kopastih vrhov, kjer so nakloni znatno večji, ponekod presežejo 20°. Naklon 30° je presežen le na pobočjih uvale Vladarjeva dolina.
Zahodni del območja, ki ga sestavlja niz manjših vrhov, se proti vzhodu postopoma dviga, kopasti vrhovi si sledijo po velikosti od najnižjega pri okoli 20 m n.m.v. pa do najvišjega na 120 m n.m.v. Teren se nato spet spusti proti uravnavi med Jadranskim morjem in Kostanjeviškim krasom (graf 7).
Graf 7: prečni profil kopastih vrhov na zahodu območja kopastih vrhov v smeri zahod – vzhod
Dvig zahodnega dela terena v smeri zahod – vzhod je položnejši, v 2,5 km zračne razdalje se dvigne za približno 150 m, naprej proti vzhodu pa je dvig bolj strm, Volniška brda tu presežejo 300 m n.m.v., nato pa se malo položneje spustijo proti vzhodu (graf 8).
Graf 8: prečni profil Kostanjeviškega krasa med Velikim dolom in Grmado v smeri severozahod - jugovzhod
Območje kopastega krasa je večinoma sestavljeno iz krednih apnencev in dolomita. Spodnje- kredni apnenci se pojavljajo v pasu ob severni meji območja, dolomit pa v pasu južno od njih in sestavlja južna pobočja vzpetin na zahodu območja ter se nadaljuje v pasu proti
27
jugovzhodu. Mestoma se pojavlja dolomitizirana breča. Preostalo območje sestavljajo apnenci iz zgornje krede. Preperelina je večinoma izprana, pojavlja se ob vznožjih erozijskih jarkov v obliki vršajev in v dneh kraških kotanjah. Kvartarni sedimenti se nahajajo ob reki Timavi.
Po območju potekata dva večja in en manjši domneven prelom, vsi se nahajajo na vzhodu območja, ob Volniških brdih, in potekajo pravokotno na dinarsko smer, torej od severovzhoda proti jugozahodu. Pravokotno na njih poteka več manjših domnevnih prelomov. Gre torej za tektonsko močno razlomljeno območje. Zahodni del območja prelomov nima.
Vrtače na območju kopastega krasa so razporejene redkeje od tistih na Doberdobskem krasu, z izjemo vrtač na Kostanjeviškem krasu. Tu vrtače presegajo gostoto 40 vrtač na km2. Erozijski jarki se sicer pojavljajo po celotnem območju, z izjemo uravnave na Kostanjeviškem krasu, vendar so manj izraziti in plitvejši od tistih na severnem in zahodnem delu proučevanega območja. To zadnje manjše območje je polno kopastih vrhov z vmesnimi kotanjami. Na zahodnem delu območja najdemo 9 vrhov, ki si sledijo linijsko v dinarski smeri.
Druga skupina kopastih vrhov je razporejena okoli nižine, kjer teče reka Moščenica, in naprej zahodno na pobočju Kostanjeviškega krasa proti Volniškim brdom. Kopasti vrhovi Volniških brd na vzhodu območja kopastega krasa so najvišje točke celotnega proučevanega območja.
Karta 14: morfografske lastnosti območja kopastega krasa
Med kopastimi vrhovi Volniških brd najdemo tri uvale, ki si sledijo v smeri severovzhod – jugozahod. Južna uvala, Vladarjeva dolina, je najmanjša in je pravilne okrogle oblike, ima uravnano dno, leži pa opazno nižje od ostalih dveh (graf 9). Njeno dno leži na nadmorski višini 150 m. Obod je znatno nižji na jugozahodni strani. Preostali dve uvali sta jarkaste oblike, razpotegnjeni v smeri sever – jug. Dno večje uvale, ki leži med severno in južno, leži
28
na 230 m n.m.v. Njen obod je znižan proti jugu. Uvala, ki leži najbolj severno, hkrati pa najbolj vzhodno, ima dno na nadmorski višini 250 m (graf 9). Njen obod je odprt proti jugu, zahodno od nje pa se dvigne v najvišjo točko območja, vrh Grmado, ki leži na 327 m n.m.v.
Obe jarkasti uvali imata v dnu linijsko razporejene vrtače v smeri sever – jug. Obe liniji vrtač nato zavijeta proti vzhodu (karta 15).
Karta 15: morfografske lastnosti uval na območju kopastega krasa
Graf 9: prečni profil uval na območju kopastega krasa v smeri severovzhod – jugozahod
Na zahodnem robu vzhodnega dela območja kopastega krasa se nahajajo sistemi kraških izvirov, ki napajajo reko Timavo. Štirje izviri se nahajajo ob vznožju kraškega masiva, vzhodno od naselja Štivan. Južno ležeča izvira se nahajata pod približno 3 m visokim zatrepom, ostali izviri pa so antropogeno preoblikovani, zagrajeni za potrebe gojenja rib, dostop do njih pa otežuje še cestna infrastruktura. Timava teče od vzhoda proti zahodu, vzhodno od Štivana se združi z reko Moščenico, od tod pa teče proti Jadranskemu morju.
29
4. Razprava in sklepi
Kras se je začel oblikovati v mezozoiku, ko so se na dinarsko karbonatno platformo odlagali sedimenti, iz katerih so nastali apnenci in dolomiti. Na prehodu iz krede v terciar je prišlo do podrivanja Afriške plošče pod Evrazijsko, posledično tudi podrivanja Jadranske mikroplošče proti severu. To je povzročilo dvig Dinaridov. Ta proces traja še danes (Cucchi in sod., 2015).
V spodnjem eocenu pride do transgresije morja, sedimentacija je bila prekinjena. Celotno območje prekrijejo do 300 m debele flišne kamnine. Zaradi umika morja se na območju začne obdobje erozije in korozije. Na flišu se je razvila rečna mreža, ki je začela erodirati fliš.
Karbonatne kamnine krasa so tako prišle na površje pred najkasneje okoli 30 milijoni let (Košutnik, 2006).
Uravnano površje Doberdobskega Krasa je nastalo kot posledica nepropustnega flišnega oboda okoli njega. Fliš je povzročil zajezitev krasa in s tem visok nivo talne vode. Tak nivo, v kombinaciji z vtekanjem voda iz flišne okolice v pretrte karbonatne kamnine, je povzročal pogoste poplave. Te so območje uravnale, k procesu uravnave pa je pripomoglo tudi poplavljanje reke, ki je tekla s severa proti jugu (Habič, 1986; Košutnik, 2006). Kasneje zaradi razpada flišnega oboda pade nivo talne vode, začne se zakrasevanje, območje pa začne postajati čedalje bolj podobno današnjemu: uravnava z gosto razporeditvijo vrtač. Vrtače so gostejše na manjših naklonih (Stepišnik, 2020), uravnan teren torej pojasni njihovo gostoto med 40 in 75, ponekod celo preko 75 vrtač na km2. Na pobočju severnih vzpetin Doberdobskega Krasa se vrtače pojavljajo linijsko, ker pa so podolgovate, gre morda za brezstrope jame. Te so nastale z denudacijo jamskih stropov (Stepišnik, 2020). Ker pa je območje antropogeno preoblikovano, ponekod nedostopno, te trditve ne moremo potrditi, saj so morebitni ostanki sige verjetno odstranjeni.
Na severozahodu območja najdemo kraško kotanjo, ki ima skoraj vse lastnosti slepe doline.
Ima uravnano dno, vode s pobočij tečejo po globoko vrezanih erozijskih jarkih v matični kamnini in vtekajo v ponikve v dnu. Pobočja so strma, ob ponikvah stenasta. Po Stepišniku (2020) bi lahko kotanjo opredelili kot slepo dolino. Vendar pa ena ključna lastnost slepih dolin manjka. Slepe doline nastanejo na kontaktnem krasu. Ta kotanja pa se izoblikovala na apnencu. Možna razlaga bi bila, da se tu pojavlja dolomit, vendar pa bi za potrditev bile potrebne podrobnejše geološke analize.
Reka, ki je tekla s severa proti jugu, je oblikovala Doberdobski dol. Šlo je za večji vodotok, morda Sočo ali Vipavo. Reka je na Kras pritekala z višje flišne okolice na severu, zaradi njenega usmerjenega toka in visokega nivoja talne vode v Krasu pa ni poniknila v Kras, temveč je tekla površinsko ter ustvarila plitev kanjon. Z razpadom flišnega oboda se je tok reke preusmeril na zahod, njena opuščena struga pa je postala suha dolina (Košutnik, 2006).
Kasneje so bili iz uravnave s pobočnimi procesi prenešeni sedimenti, ki so povzročili lokalno pospešeno korozijo (Gams, 1986). Košutnik (2006) s tem pojasnjuje razlike v nadmorskih višinah dna dola, vendar so tu verjetno sodelovali tudi tektonski procesi. Erozijske jarke, ki so
30
nastali v pobočjih dola, so oblikovale površinske vode, ki ob obilnejših padavinah začnejo odtekati površinsko po pobočjih. Ker so erozijski jarki aktivni, lahko pričakujemo njihovo nadaljnje poglabljanje. V sedimentih, ki so se po jarkih presedimentirali v dno dola, so se izoblikovale podolgovate vrtače. Ker so vrtače nastale v sedimentih, ne pa v matični kamnini, sklepamo, da gre za sufozijske vrtače. To so vrtače, ki nastanejo s sufozijo, to je spiranje sedimenta v kraški vodonosnik (Stepišnik, 2020).
Doberdobsko polje je nastalo v Velikem dolu, natančneje v njegovem severnem kraku Jameljski dol, zaradi pogrezanja ob Jameljskem prelomu, ki poteka po severnem robu polja (Stepišnik, 2020; Cucchi in sod., 2015). Gre za občasno ojezerjeno polje, ob nizkem vodostaju se njegovo dno spremeni v močvirje. Tako izviri kot ponori se nahajajo v dnu polja.
Južno ležeče Prelostno polje je nastalo v južnem kraku Velikega dola, ki ga imenujemo Selški dol (Habič, 1984). Nastalo je zaradi pogrezanja površja ob Brestoviškem prelomu, ki poteka po severnem robu polja. Sistem izvirov na severnem robu polja pretoči vode preko polja, te pa nato poniknejo na njegovem južnem delu, pred začetkom njegovega podaljška proti jugovzhodu. Dno je sicer stalno ojezerjeno, vendar je to posledica antropogene zajezitve.
Pred posegom človeka je bilo dno polja le občasno ojezerjeno. Omenjeni podaljšek proti jugovzhodu, Sabeljski dol, je sicer v literaturi obravnavan kot samostojna oblika. Vendar pa reliefne meje med Prelostnim in Sabeljskim dolom nismo našli, zato ju obravnavamo kot eno obliko. Sabeljski dol ima sicer stalen odtok, kar izljuči možnost, da gre za polje (Gams, 1978), vendar pa je potok umetno kanaliziran, torej antropološko preoblikovan. Iz tega in prisotnosti ponorov na območju lahko sklepamo, da je vodotok pred posegom človeka v celoti poniknil v podzemlje. Sabeljski del polja je nastal na dolomitu, zaključi pa se na apnencu, kjer najdemo ponore. Njegovo dno je uravnano, občasno ojezerjeno, ob nizkem vodostaju močvirnato. Na severu dola je pod višjo steno oziroma zatrepom sistem izvirov, ki napajajo reko Moščenico. Moščenica je sicer levi pritok Timave. Ostale vode, ki poniknejo na Prelostnem, pa tudi Doberdobskem polju, odtekajo dalje proti izvirom Timave (Cucchi in sod., 2015). Ker gre zaradi pasu dolomita tu za kontaktni kras, lahko Prelostno polje opredelimo kot raztočno-ponorniško kraško polje (Stepišnik, 2020).
Koncentrično oblikovane vzpetine in vmesne kotanje imenujemo kopasti kras (Stepišnik, 2020). Takšen kras najdemo na južnem delu proučevanega območja. Kope na zahodu območja, med Selškim dolom in južnim robom proučevanega območja, se pojavljajo v ravni liniji ob manjšem pokritem prelomu, kope na zahodu pa so vezane na dva večja preloma, ki vzhodni del kopastega krasa našega območja prečkata v smeri severovzhod – jugozahod, in pa na več manjših prelomov, ki potekajo prečno na večje (Cucchi in sod., 2015). Kopasti kras je namreč rezultat manjše, kotanje med kopami po večje denudacijske aktivnosti ob tektonsko bolj pretrtih conah (Stefanovski, 2018). Tako so nastale zahodne kope na območju, vzhodne kope južno od Kostanjeviškega Krasa pa so verjetno nastale kot lokalno dvignjene strukture v območju tektonskih kompresij (Gams, 2003). So namreč zaključek
31
Volniških brd. Kraške kotanje med kopastimi vzpetinami imenujemo uvale. Uvale so nastale zaradi povečane denudacije ob tektonsko pretrtih conah (Stefanovski, 2018). Skrajni jugovzhod obravnavanega območja je tektonsko bolj pretrt od preostalega proučevanega terena. Ob številnih prelomih se je površje torej deloma pogreznilo, z denudacijo še dodatno znižalo, okrog kotanj pa so kopaste vzpetine. Uvale območja imajo neizrazit obod, ki prehaja v pobočja kopastih vzpetin. Južna uvala našega območja, Vladarjeva dolina, je pravilne okrogle oblike, preostali dve pa sta jarkasti. Ob manjših prelomih, ki jarkasti uvali prečkajo v dinarski smeri, so se razvili vrtačasti jarki.
Vode iz vodonosnika matičnega Krasa pritekajo z njegovega vzhoda, z jugovzhoda in s severa.
Ker sam Kras visi v smeri jugovzhod – severozahod, se podzemne vode pretakajo v smeri proti analiziranem območju. Vode pridejo na površje na južnem delu proučevanega terena v več sistemih izvirov. Najzahodnejši tak sistem so Močile, sistem zatrepnih izvirov na severu doline, zahodno od Prelostnega polja. Vode iz teh izvirov tečejo od severa proti jugu, ob večjih vodostajih poplavijo v obliki občasnega jezera. Vode poniknejo v ponorih pod južnim obodom doline in se stekajo naprej proti Prelostnemu polju. Drugi sistem izvirov je na Doberdobskem polju, v njegovem dnu, kjer je tudi sistem zatrepov. Izviri Prelostnega polja se nahajajo ob prelomu na severu polja, ponor pa se nahaja ob vhodu v Sabeljsko zatrepno dolino. Tu najdemo še en sistem izvirov, ki napaja Moščenico, levi pritok Timave. Največji sistem izvirov napaja reko Timavo. Vse vode, ki poniknejo v Krasu, se eventuelno prelijejo v Timavo ali pa zapustijo kraško podzemlje skozi sistem izvirov na stiku Krasa in Jadranskega morja (Cucchi in sod., 2015). Timavo in njene izvire lahko razumemo kot zaključni del celotnega kraškega sistema Krasa.
5. Summary
The Western Karst consists of the Doberdob karst, the Doberdoba dol, the Jameljski dol and the Selški dol, the western and south-western slopes of the Kostanjevica karst up to the Slovenian-Italian border, and the western slopes of the Volnik Brda Mountains, which change direction here and turn southwards from the Dinaric direction. The area began to be shaped during the Cretaceous period and is still shaped today by tectonic, corrosion and, to a lesser extent, erosion processes. The mainly flat terrain is dissected by tectonic lowlands, while the southernmost part of the area is less flat and is characterised by cone karst formations. Deep, shallow and contact karst formations are found in a relatively small area.
The largest plain in the area is the Doberdobo karst. The karst valleys are found in the form of corrosion dolinas, suffosian dolinas, uvalas, dry valleys, blind valleys, steephead valleys and karst poljes. There are also karst cones in the area. Contact karst forms are found in the form of the water source systems of the rivers Moščenica and Timava. The Timava River is the drainage system for the entire Karst. A geomorphological analysis has been used to systematically examine and describe the surface formations of the area and to try to explain their morphogenetic formation.
32
6. Viri in literatura
Bufon, M., 1988. Doberdobska planota. Gorica: Jamarski klub Kraški krti.
Cartografia: ricerca alfanumerica. Doberdo’ del Lago. DTM Prot. Civ. Pasoo 1.m. 2021 URL:
https://irdat.regione.fvg.it/CTRN/ricerca-
cartografia/caricaElementi.jsp?what=Comune&item=DOBERDO%27+DEL+LAGO (citirano 30. 6. 2021).
Cartografia: ricerca alfanumerica. Doberdo’ del Lago. Carta tecnica numerica regionale.
2021.URL: https://irdat.regione.fvg.it/CTRN/ricerca-
cartografia/caricaElementi.jsp?what=Comune&item=DOBERDO%27+DEL+LAGO (citirano 30. 6. 2021).
Carta geologica del Friuli Venezia Giulia. 1:150.000. Firenze: S. El. Ca.
Civita, M., Cucchi, F., Eusebio, A., Garavoglia, S., Maranzana, F., Vigna, B., 1995.
Hidrogeološki sistem Timave: pomemben dodatni vir, ki mora biti uporabljen in zaščiten.
Krasoslovni zbornik, 24, str. 169–186.
Cucchi, F., Prini Radrizzani, C., Pugliese, N., 1987. The carbonate stratigraphic sequence of the karst of Trieste (Italy). Mem. Soc. Geol. It., 40, str. 35–44.
Cucchi, F., Zini, L., Calligaris, C. (ur), 2015. Vodonosnik klasičnega Krasa: projekt Hydrokarst. Trst: Edizioni Universita di Trieste.
Cucchi, F., Zini, L., 2002. Monitoring podzemeljske reke Timave (Kras). V: Kranjc, A. (ur).
Monitoring of karst caves. Ljubljana: ZRC SAZU, str. 75–84.
Czoernig, K., 1891. Die gefürstete Grafschaft Görz und Gradisca. Gorica: K. K.
Ackerbaugesellschaft.
D'Ambrossi, C., 1960. Sviluppo e caratteristiche geologiche della serie stratigrafiche del Carso di Trieste. Trst: Boll. Soc. Adr. Sc. Nat.
D'Ambrossi, C., Legnani, F., 1965. Sula problema delle sabbie silicee del Carsto di Trieste.
Trst: Boll. Soc. Adr. Sc. Nat.
Gams, I., 1974. Kras. Ljubljana: Slovenska matica.
Gams, I., 1978. The polje: the problem of definition: with special regard to the Dinaric karst. Zeitschrift für Geomorphologie, 22, 2, str. 170–181.
Gams, I., 1986. Kontaktni fluviokras. Krasoslovni zbornik, 14-15, str. 71–87.
Gams, I., 2003. Kras v Sloveniji v prostoru in času. Ljubljana: ZRC SAZU.
Gospodarič, R., 1986. O geološkem razvoju klasičnega Krasa. Krasoslovni zbornik, 14-15, str. 19–29.
Gruzovin, N., Kodrič, B., 1982. Podzemski kras. V: Jazbec, B., Pahor, M., Pertot, M., Strajn, P. (ur.). Tabor »Doberdob 82«. Ljubljana: Gibanje »Znanost mladini«, str. 54–61.
Habič, P., Grauner, M., 1982. Hidrološki pregled Doberdobskega jezera. V: Jazbec, B., Pahor, M., Pertot, M., Strajn, P. (ur.). Tabor »Doberdob 82«. Ljubljana: Gibanje »Znanost mladini«, str. 62–63.
Habič, P., 1984. Reliefne enote in strukturnice matičnega Krasa. Krasoslovni zbornik, 12, str. 2–26.
Habič, P., 1986. Površinska razčlenjenost Dinarskega krasa. Krasoslovni zbornik, 14-15, str.
39–58.
Herak, M., 1986. Geotektonski okvir zaravni u kršu. Krasoslovni zbornik, 14-15, str. 11–18.
33
Jurkovšek, B., Cvetko Tešović, B., Kolar-Jurkovšek, T., 2013. Geologija Krasa. Ljubljana:
Geološki zavod Slovenije.
Jurkovšek, B., Biolchi, S., Furlani, S., Kolar-Jurkovšek, T., Zini, L., Jež, J., Tunis, G., Bavec, M., Cucchi, F., 2016. Geology of the Classical Karst Region (SW Slovenia-NE Italy). Journal of maps,12, str. 352–362.
Formacijska geološka karta južnega dela Tržaško-komenske planote. 1996. 1:50.000.
Ljubljana: Inštitut za geologijo, geotehniko in geofiziko.
Kladnik, D., Lovrenčak, F., Orožen Adamil, M. (ur.), 2005. Geografski terminološki slovar.
Ljubljana: ZRC SAZU.
Košutnik, J., 2006. Suhe doline na Krasu. Diplomsko delo. Ljubljana: Filozofska fakulteta.
Kranjc, A., 1999. Voda na Krasu. V: Kranjc, A. (ur.). Kras: pokrajina, življenje, ljudje.
Ljubljana: ZRC SAZU, str. 53–54.
Melik, A., 1955. Kraška polja v Sloveniji. Ljubljana: Slovenska akademija znanosti in umetnosti.
Melik, A., 1956. Pliocenska Soča. Geografski zbornik, 4, str. 129–157.
Melik, A., 1960. Slovensko primorje. Ljubljana: Slovenska matica.
Pavlopoulus, K., Evelpidou, N., Vassilopoulos, A., 2009. Mapping Geomorphological Enviroments. Berlin, Heidelberg: Springer-Verlag.
Petrič, M., 1999. Hidrogeologija Krasa. V: Kranjc, A. (ur.). Kras: pokrajina, življenje, ljudje.
Ljubljana: ZRC SAZU, str. 55–63.
Petrič, M., 2005. Hidrogeološke značilnosti Krasa. V: Mihevc, A. (ur.). Kras: voda in življenje v kamniti pokrajini. Ljubljana: ZRC SAZU, str. 21–28.
Radinja, D., 1966. Morfogenetska problematika matičnega Krasa. Geografski obzornik, 13, 3-4, str. 108-114.
Radinja, D., 1969. Doberdobski Kras: morfogenetska problematika robne kraške pokrajine.
Geografski obzornik, 11, str. 223–279.
Roglić, J., 1957. Zaravni na vapnencima. Geografski glasnik, 1957, 19, str. 103–134.
Sestini, A., 1940. Atlante fisico-economico d'Italia. Milano: Consociazione turistica italiana.
Stefanovski, S., 2018. Uporaba digitalnega modela višin pri proučevanju kopastega krasa na izbranih območjih. Zaključna seminarska naloga. Ljubljana: Filozofska fakulteta.
Stepišnik, U., 2020. Fizična geografija krasa. Ljubljana: Znanstvena založba Filozofske fakultete.
Šebela, S., 1999. Kras v geološki preteklosti. V: Kranjc, A. (ur.). Kras: pokrajina, življenje, ljudje. Ljubljana: ZRC SAZU, str. 19–24.
Carta geologica delle tre Venezie. Foglio 53 »Trieste«. 1953. 1:100.00. Benetke: Uff.
Idrogr. Mag. Acque.
Carta geologica delle tre Venezie. Foglio 40 »Gorizia«. 1953. 1:100.00. Firence: Uff. Idrogr.
Mag. Acque Venezia.
Osnovna geološka karta SFRJ. L 33-77. Postojna. 1967. 1:100.000. Beograd: Zvezni geološki zavod.
Osnovna geološka karta SFRJ. L 33-76. Gorica. 1968. 1:100.000. Beograd: Zvezni geološki zavod.
