RELIEFNE ENOTE 
IN STRUKTURNICE MATICNEGA KRASA 
(S 3 SLIKAMI) 
RELIEF UNITS AND STRUCTURAL LINES 
ON CLASSICAL KARST 
(WITH 3 FIGURES) 
PETER HABIC 
SPREJETO NA SEJI 
RAZREDA ZA NARAVOSLOVNE VEDE 
SLOVENSKE AKADEMIJE ZNANOSTI IN UMETNOSTI 
DNE 5. JUNIJA 1984 
Vsebina 
Izvleček - Abstract 
UVOD .. 
IZHODISCE 
UGOTAVLJANJE STRUKTURNIH ENOT IN STRUKTURNIC 
OMEJITEV PREUČEVANEGA OBMOČJA 
RAZPORED RELIEFNIH ENOT . 
Vzpetine in kopasti vrhovi 
Ravnate in ravniki 
Doli in podolja 
STRUKTURNICE IN POGLAVITNE PRELOMNE CONE KRASA 
RAZPRAVA IN SKLEPI . . . . . . . . . . . . . . . . 
LITERATURA 
RELIEF UNITS AND STRUCTURAL LINES ON CLASSICAL KARST 
(Swnmary) ....................... . 
Naslov - Address 
dr. PETER HABIC, dlpl. geogr., znanstveni svetnik 
Inštitut za raziskovanje krasa ZRC SAZU 
Titi~v tr~ 2 
66230 Postojna 
Jugoslavija 
7 ( 3) 
7 ( 3) 
8 ( 4) 
10 ( 6) 
10 ( 6) 
11 ( 7) 
19 (15) 
21 (17) 
23 (19) 
25 (21) 
Acta carsologica XII (1983), 5-26, Ljubljana, 1984 
Izvleček: UDK 551.442(234.422.l-16) 
Habič Peter: Reliefne enote in strukturnice matičnega Krasa. 
Strukturne reliefne enote matičnega Krasa med Tržaškim zalivom in Vipav~ko 
dolino (NW Dinaridi) so opredeljene s pomočjo reliefnih strukturnic kot so robovi, 
brazde, razori, rebri, nizi vrtač ter žlebovi. Razčlenjeni vzdolžni hrb i, š;roil:e ·, ,. 7 -
nave in vanje poglobljeni vzdolžni in prečni doli so zasnovani na vzdolžnih, prečnih 
ter vmesnih prelomih in prelomnih conah, ob katerih so bili posamezni bloki med 
nekdanjim fluvialnim in kasnejšim kraškim preoblikovanjem karbonatnih kamnin 
tektonsko različno premaknjeni. Razpored in dinamika se skladata z netektoniko 
ob stiku Alp, Dinaridov in Jadranske morske kotline. 
Abstract UDC 551.442(234.422.1-16) 
Habič Peter: Relief units and structural lines on classical Karst. 
Structural relief units of classical Karst between Trieste Bay and Vipava Valley 
(NW Dinarids) were defined by the help of relief structural lines as are edges, karst 
furrows, fluvial gullies, flanks, series of dolines and denudation gullies. Dissected 
lingitudinal ridges, broad levelled surfaces with transverse and longitudinal valleys 
cut in them developed on longitudinal, transverse and interlying faults and fault 
zones, where particular blocks between previous fluvial and later karst transforma-
tion of carbonate rocks were tectonically differently displaced. Distribution and 
dynamics correspond to neotectonics at the contact of Alps, Dinarids and Adriatic 
Sea depression. 
UVOD 
Ob novih spoznanjih o mladem tektonskem oblikovanju reliefa v zahodnem 
delu Slovenije (D. Kuščer in drugi, 1974, I. Gam s 1976, P. Habič. 1932) 
kot tudi v sosednji Furlaniji (A. Za n f f era r i in drugi, 1982) smo skušali na 
območju matičnega Krasa odkriti tiste reliefne poteze, ki so predvsem pogo-
jene z geološko zgradbo in mladimi tektonskimi premiki. 
Pregledali smo geomorfološke razprave o Krasu in ugotovili, da se izogi-
bajo strukturnih vplivov na razpored in značaj reliefnih oblik. S pomočjo topo-
grafske karte v merilu 1 :25.000, letalskih posnetkov in terenskega pregleda 
smo izdelali pregledno karto strukturnih reliefnih enot. Primerjali smo jo z 
osnovno geološko karto in ugotovili skladnost s tremi poglavitnimi prelomnimi 
conami. Z njimi se sklada tudi razpored temeljnih reliefnih oblik, vzpetin, rav-
not in podolij. Skladnost je izrazita zlasti v vzdolžni dinarski smeri, poglavitne 
prečne reliefne značilnosti pa so zelo verjetno z njimi genetsko povezane. 
V razporeditvi reliefnih enot in njihovi oblikovanosti kot tudi v poteku 
poglavitnih reliefnih strukturnic, pregibnic, rebernic, brazd in razorov odseva 
mlada tektonika. Tektonska dinamika je bila pomembna že v času prevladujo-
čega fluvialnega in korozijskega oblikovanja površja, ko je bil Kras še z vseh 
strani zajezen in je bila gladina kraške vode blizu površja. Takrat so čezenj 
lahko tekle tudi reke s sosednjega fliša in odlagale različne naplavine. Odločil­
na je bila tektonika tudi pozneje pri lomljenju in diferenciranem premikanju 
morfoloških enot, tako hrbtov, uravnav in dolov, kot tudi pri celotni izdvojitvi 
Krasa med Tržaškim zalivom, Goriško ravnino in Vipavsko dolino. Različno 
dviganje je tudi v vzdolžni dinarski smeri zapustilo sledove. 
7 
4 Acta carsologica XII, 1983 (1984) 
Kraško razčlenjevanje se je kasneje prilagajalo spremembam v razporeditvi 
in značaju zunanjih sil in sproščanju notranjih napetosti. S temi spoznanji smo 
dopolnili pestro podobo o morfogenezi Krasa, ki so jo sestavili številni dosedanji 
raziskovalci. Hkrati pa se je s tem odprla možnost za smiselno uskladitev mar-
sikaterega spornega morfogenetskega vprašanja. Nakazana je pot za pogloblje-
na hidrogeološka in speleološka preučevanja matičnega Krasa. 
IZHODišCE 
Doslej je bilo geomorfološko preučevanje matičnega Krasa med Tržaškim 
zalivom in Vipavsko dolino usmerjeno predvsem v analizo fluvialno-erozijskih 
sledov in kraških oblik (A. Mar u s si, 1941, 1975; A. Melik, 1956, 1960; 
D. Radinja, 1966, 1967, 1969, 1972, 1974). Predmet geomorfološkega preuče­
vanja so bile tudi nekatere drobne kraške oblike v odvisnosti od litološke pod-
lage in tektonike na ožjem območju Tržaškega Krasa (F. F o rti, 1972, 1979; 
F. C u c c hi, F. F o rti, R. Seme r ar o, 1976, 1979; F. C u c c hi, F. F o rti, 
1982). Tudi splošne reliefne značilnosti in večje kraške oblike so bile večkrat 
obravnave, vendar so jih geologi in gemorfologi različno razlagali. Pregled 
teh ugotovitev je podal I. Gam s (1974, 196-199). 
Doslej je pri nas geomorfološke znašilnosti Krasa najtemeljiteje preučeval 
D. Radinja in objavil razprave o Doberdobskem Krasu (1969), o Vremski 
dolini in Divaškem Krasu (1967) ter o Senožeškem podolju (1972). Bolj pregled-
nega značaja sta prispevka iz leta 1966 in 1974. Relief matičnega Krasa je sku-
šal razložiti z erozijsko denudacijskimi in korozijskimi procesi ob stiku apnen-
cev s flišnim sosedstvom. Pri tem se je poleg oblik oprl na ostanke rečnih 
naplavin. Strukturnim reliefnim oblikam ni namenil posebne pozornosti, čeprav 
večkrat omenja, da je sedanji relief Krasa strukturen v tektonskem in petro-
grafskem pomenu. V nasprotju s sedanjim naj bi bil starejši relief inverznega 
značaja, višji v flišu in nižji na apnencih. Danes je kraška antiklinala višja, 
sinklinalno sosedstvo pa nižje; trši apnenci so višji, mehkejši fliš nižji (D. R a -
dinja, 1966). Nadalje ugotavlja, da obstajajo o genezi Krasa različna, tudi 
diametralno nasprotna pojmovanja. Eni razlagajo osnovno površje na Krasu 
z abrazijo, drugi z erozijo, tretji s korozijo. Problem je po njegovem v tem, 
da tolmačijo posamezne reliefne oblike z različnimi procesi. Tako so, na primer 
suhe doline, ki naj bi bile najbolj prepričljiv dokaz za erozijo in fluvialno fazo 
na Krasu, hkrati tudi najbolj sporne. Nastale naj bi bodisi s tektoniko, oziro-
ma z lokalnimi procesi na manj čistih apnencih, ali pa na stiku apnenca in do-
lomita. Različna so tudi temeljna izhodišča o oblikovanju Krasa. D. Radinja 
(1966) je mnenja, da se je v hladnejši klimi začelo flišno obrobje Krasa hitreje 
zniževati in da je tedaj korozija na apnencih oslabela. I. Gam s (1974, 199) pa 
sodi, da je erozija znižala fliš pod Kras po udoru Tržaškega zaliva in Soške 
ravnine. 
Pri preučevanju Doberdobskega Krasa je D. Radinj a (1969) določil osem 
nivojev ali stopenj v višinah med 70 in 280 m. Te stopnje je nato združil v 
štiri osnovne nivoje, končno pa je mnenja, da sta markantna in prevladujoča 
le dva nivoja, prvi je v višini 200-220 m, drugi pa v višini okoli 100 m. V Se-
nožeškem podolju je v višinah med 520 in 720 m naštel osem teras (520 do 
530, 560, 580, 620, 670-690, 720), na Vremščici pa je našel še dva nivoja v 
8 
Peter Habič, Re!liefne enote in strukturnice matičnega Krasa 
višini 800-850 m in 1025 m). V Vremski dolini je med aluvialno ravnico in 
površjem Divaškega Krasa ugotovil pet teras (340, 365-370, 385, 400-410, 
430-440, 450-460). Na Brkinih nad Vremsko dolino in Divaškim Krasom 
paje zasledil še osem nivojev v višinah med 480 in 800 m (480, 500, 520 do 
530, 580, 620-630, 680, 760, 800), poleg teh pa so še trije pregibi na 450, 660 
in 780, ki jih zaradi preskromnega obsega ni uvrstil v serijo teras. Medseboj-
nih zvez med stopnjami na Doberdobskem Krasu, v Senožeškem podolju in 
Divaškem Krasu ni pojasnil. Prav tako ni znano, koliko terasnih stopenj ali 
nivojev je še možno ločiti v vmesnem predelu Krasa in na njegovem zunanjem 
obrobju. 
Nivoji so po D. Radinji različno stare uravnave, in sicer višje s,o starejše, 
nižje pa mlajše. Vse stopnje niso povsod ohranjene, pa tudi prehodi med nji-
mi niso enako izraziti. Pri usklajevanju terasnih nivojev in morfogenetskih faz 
je očitno zadel na težave. Na Doberdobskem Krasu je opazil enake splošne 
morfološke značilnosti kot na celotnem matičnem Krasu, kjer so značilni trije 
nizi vzpetin z vmesnimi uravnavami in dolinskimi progami. Stevilnejši nivoji 
naj bi bili odraz bolj specialističnih morfogenetskih procesov. Dvojna nag-
njenost površja naj bi bila posledica dveh razvojnih faz. Prečno čez Kras te-
koče vode naj bi površje uravnavale in ga zniževale proti jugu. To naj bi po-
trjevali tudi ostanki rečnih naplavin. Teh je največ našel na Doberdobskem, 
Komenskem in Divaškem Krasu; na prvem prevladuje beli kremen, na drugem 
avtohtoni roženci, na tretjem pa raznobarvni kremen. V drugi fazi naj bi začel 
prevladovati odtok od vzhoda proti zahodu, kamor ga je pritegnilo grezajoče 
sosedstvo. Dokaz za to je po njegovem vrsta opuščenih dolin na južni strani 
Doberdobskega Krasa. Ni pa mogel opredeliti, katere dele površja so izdelale 
ene in katere druge vode. Pri tem si ni mogel pomagati niti s podrobno ana-
lizo ohranjenega fluvialnega gradiva, ki je razširjeno po Krasu ne glede na se-
danji relief. S kremenovim prodom ni mogel pojasniti mlajših razvojnih faz, 
ne nastanka suhih dolin (1969, 240). Vkljub temu je skušal z rečno erozijo in 
zakrasevanjem razložiti nenavaden dolinski splet ob južni strani Doberdob-
skega Krasa. Toda njegova razlaga ni prepričljiva. 
Tolmačenj N. Krebsa (1907), F. Kossmata (1916) in A. Winkler-
ja (1926), da je relief v južnem delu Doberdobskega Krasa pogojen z dinar-
sko potekajočimi dislokacijami, ki naj bi sprva enotno planotasto površje raz-
členile v posamezne reliefne stopnje, pa D. Radinja s svojim terenskim preuče­
vanjem reliefa ni mogel potrditi. Ceprav se povsem le ni mogel izogniti »tek-
tonskim faktorjem« v razvoju Dobredobskega Krasa, je skušal vse reliefne 
značilnosti razložiti s prvotnim fluvialnim uravnavanjem in kasnejšim koro-
zijsko kraškim razčlenjevanjem. Pri tem je upošteval »grezajoče sosedstvo«, 
spregledal pa možnost morfološkega razvoja ob diferenciranem dviganju posa-
meznih delov in celotnega Krasa. Opazil je sicer nekatere pomembne struk-
turne posebnosti, in sicer, da je antiklinalna zgradba Krasa na zahodni strani 
prekinjena, njeno nadaljevanje pa nakazuje osamelec pri Medeji. Motnje v 
tektonski strukturi tega dela povezuje z grezanjem spodnje Soške doline. 
Na tektonsko dinamiko ga opozarjata tudi termalna vrelca pri Tržiču in Kr-
minu. 
9 
_________________________ A_c_ta_car_s_o_logica XII, 1983 (1984) 
UGOTAVLJANJE STRUKTURNIH ENOT IN STRUKTURNIC 
Strukturne oblike v kraškem reliefu smo skušali spoznati s pomočjo Os-
novne geološke karte SFRJ, po listih Gorica (1968), Trst (1973), Ilirska Bistri-
ca (1975). Reliefne brazde v kraškem površju in razore v sosednjih neprepust-
nih kamninah smo ugotavljali s pomočjo izohipsne podlage topografskih kart 
v merilu 1 : 25.000 ter letalskih posnetkov, ki smo jih dobili pri Geodetskem 
zavodu SRS. Osnovna geološka karta v merilu 1 : 100.000 prikazuje le najpo-
membnejše litostratigrafske enote in strukturne črte. Na podlagi geološke kar-
te smo le v manjši meri spoznali odvisnost reliefnih oblik od geološke podlage. 
Razpoložljivi geološki podatki so za študij reliefnih oblik premalo natančni. 
O tem smo se prepričali tudi pri preučevanju Postojnskega in Notranjskega 
krasa. Zadovoljive podatke je tam dalo šele podrobno geološko kartiranje, 
ki sta ga opravila J. Car (1982, 1983) in J. Car, R. Go spod ari č (1984). 
Na podlagi izkušenj s Postojnskega krasa (P. lI a bič 1982) in po ugo-
tovitvah L. P 1 a cer j a (1981, 1982), o geološki zgradbi jugozahodne Slovenije 
in o morfologiji idrijskega preloma, smo skušali tudi na območju Krasa spo-
znati bolj pretrte drenažne cone, ki so povečini vezane na prelome in razpoke 
ter se odražajo v izoblikovanosti kraškega površja. To so predvsem žlebovi in 
brazde ter nizi vrtač in dolov. Ce poleg teh oblik vrišemo na topografsko pod-
lago še robove polic in vznožja strmih rebri, dobimo zanimivo mrežo reliefnih 
strukturnic, ki bodisi omejujejo ali prečkajo različne reliefne enote. 
Strukturnice lahko delimo po geoloških ali geomorfoloških načelih. Po 
slednjih ločimo korozijske brazde, erozijske razore, denudacijske žlebove ter 
razne pregibnice, rebernice, r-obove in čela v erozijskih bregovih, strukturnih 
in tektonskih rebreh ter stopnjah. Nizi vrtač z znižanimi vmesnimi robovi 
predstavljajo tipične kraške brazde. Te so posledica površinskega in globin-
skega spiranja pretrtih in zdrobljenih con v kamnini. Na nepropustni podlagi 
se v zdrobljenih conah oblikujejo grape in doline, ki jih v strukturi geo-
.morfologiji lahko skupno označujemo kot erozijske razore. Na višjih bregovih 
in rebreh nastajajo razni denudacijski žlebovi. Posebna oblika strukturnic v 
kraškem reliefu so predoii med vzpetinami in hrbti ter kopastimi vrhovi. 
Predoli so prav tako zasnovani na strukturnih razlikah v geološki podlagi. V 
kraškem površju pa se še na poseben način ohranjajo reliefne oblike, police, 
robovi in stopnje, ki so nastale neposredno s tektonskimi premiki. 
Po obliki in razporeditvi so strukturnice in strukturno zasnovane relief-
ne enote zelo različne. V celoti jih lahko pripišemo geološki podlagi in tek-
tonskim premikom ter pripadajočemu eksogenemu preoblikovanju. Tektogene 
in eksogene reliefne oblike in enote lahko zanesljivo ločimo le na podlagi po-
drobnega geološkega in geomorfološkega preučevanja. Analiza reliefnih se-
stavin je tako le eden od korakov v tej smeri. Pri preučevanju reliefnih 
značilnosti Krasa se je izkazalo, da je mogoče opredeliti enote, ki jim je 
geološka podlaga in tektonika ter fluvialno oblikovanje ali kraško razčlenje­
vanje vtisnilo poglavitni pečat. (Sl. 1, 2, 3). 
OMEJITEV PREUCEV ANEGA OBMOCJA 
Strukturne poteze v reliefu smo preučevali na območju Krasa med Trža-
škim zalivom, Goriško ravnino, flišno Vipavsko dolino, Brkini ter Istro. To je 
10 
-Peter Habič, Reliefne enote in sbrukturnice matičnega Krasa 
širše območje matičnega Krasa, ki ga delimo po večjih naseljih na zaokrože-
ne, a ne točno opredeljene enote kot so Doberdobski, Komenski, Tržaški, Se-
žanski, Divaški, Senožeški, Košanski, Matarski, Podgorski in Socerbski Kras. 
V nadaljevanju bomo za ves predel uporabljali le ime Kras, ki ga pišemo 
z veliko začetnico kot pokrajinsko ime, ne da bi mu posebej pristavljali pri-
devnik matični. , 
Na jugovzhodni strani se Kras nadaljuje onkraj republiške meje na Hr-
vaško,, vendar se za ta predel, kamor so delno segle tudi naše raziskave, 
navadno to ime ne uporablja. Pri preučevanju strukturnih potez v reliefu 
smo segli tudi preko državne meje z Italijo, kjer je naravno nadaljevanje 
Krasa tja do Tržaškega zaliva. Širše zajeto območje olajšuje vrednotenje 
struktur, je pa še vedno preozko za končne sklepe. Ugotovitve bo treba pre-
veriti še z raziskavo sosednjih predelov. 
Proti Tržaškemu zalivu, Goriški ravnini in Spodnji Vipavski dolini je 
reliefna omejitev Krasa dovolj izrazita. V tem delu prevladujejo strme struk-
turne in tektonske rebri, ki se večinoma skladajo z mejo med flišem in ap-
nencem ter soško prodno naplavino. Manj izrazita je meja Krasa v flišnih 
Vipavskih brdih in na prehodu v Pivško kotlino, kjer se razmejitev opira 
predvsem na geološko mejo in ne toliko na reliefne oblike. Flišni predel med 
Razdrtim, Pivko in Ilirsko Bistrico pomeni hidrogeološko mejo med jadran-
skim in črnomorskim porečjem, oziroma med kraškim povodjem Timava in 
Ljubljanice. K strukturni enoti Krasa spadajo še Brkini, Brgudsko in Matar-
sko podolje s Čičarijo, Slavnikom in Podgorskim Krasom. Morda bi ves ta 
predel morali imenovati drugače, žal pa nimamo drugega skupnega pokra-
jinskega imena. 
RAZPORED RELIEFNIB ENOT 
Vzpetine in kopasti vrhovi 
Za Kras so značilni trije vzdolžni hrbti, ki razčlenjeni s kopastimi vrhovi 
in vmesnimi žlebovi in predali prehajajo v nižje planote in ravnike ter strme 
zunanje rebri. Severnovzhodni pas vzpetin se razteza ob vipavskem robu od 
doberdobske Debele griže (276 m), preko Trstlja (343 m) ter dalje čez Gabrk 
in Vremščico (1027 m). Osrednji hrbet se začenja nekako z Grmado (323 m) in 
se nadaljuje čez Trnovco (343 m), Volnik (546 m), Medvejk (473 m) in Zidov-
nik (575 m) na Stari Tabor (603 m). Ta dvignjeni reliefni pas se nadaljuje po 
razvodnih vzpetinah flišnih Brkinov od Ajdovščine (804 m) nad Rodikom čez 
Tatre (762 m) dalje proti jugovzhodu. Tretji vzdolžni hrbet je ob jugozahod-
nem robu Krasa manj izrazit, vendar ga lahko sledimo od Nabrežine čez 
Veno in mimo Opčin na najvišji Globonjar (453 m), po slemenih nad Glin-
ščico pa prehaja v Slavnik in Čičarijo. Vsak od teh treh hrbtov je morfološka 
posebnost, vsem trem pa je skupen prehod v široko uravnano kraško ravnico, 
ki naj bi predstavljala dno dolin nekdanjih površinskih tokov, usmerjenih od 
jugovzhoda proti severozahodu (A. Mar u s si, 1975) (Sl. 1, 2). 
Hrbti so v prečni smeri razčlenjeni in ločeni z vmesnimi predali. V se-
vernem hrbtu je 120-180 m globoko zarezan Devetaški dol, pod Trsteljem so 
železna vrata poglobljena v hrbet za 160-240 m, Dolci pri Malem dolu so 
zarezani 120-200 m globoko, širok predal pri Štjaku je poglobljen le 60-80 m. 
11 
8 Acta carsologica XII, 1983 (1984} 
Večina teh predolov je na meji različnih reliefnih enot, kar se odraža v raz-
ličnih višinah slemen na obeh straneh predolov. V scrednjem hrbtu sta najbolj 
tipična Grižni dol in Sabliško-moščeniška dolina, ki sta poglobljena v prvot-
nem podaljšku Devetaškega dola prečno čez Kras. Vzhodno od Grmade (323 m) 
je svojevrsten širok planotast predol nad Mavhinjami, ki pomeni le 100 do 
150 m globoko vrzel v osrednjem vzdolžnem hrbtu. Med Šempolajem in Rep-
nom ni izrazitega predola, čeprav so med vrhovi manjši prehodi. Pomembnejšo 
vrzel v osrednjem hrbtu Krasa pomenita repensko-vrhoveljski predol na za-
hodni strani Medvejka ter sežanski predol med Taborom (484 m) in Zidovni-
kom (575 m) Ker sežeta oba predola skoraj do široke uravnave na obeh stra-
neh vzdolžnega hrbta, pomenita ugoden prometni prehod za cesto in želez-
nico iz Trsta čez Kras, proti Gorici in proti Postojni. 
Naslednji širok predol je med Lokvijo in Preložami na eni ter Kačičami 
in Rodikom na drugi strani osamljene vzpetine Velikega Gradišča (742 m), ki 
je nekoliko zamaknjen od vzdolžne smeri osrednjega hrbta na prehodu Krasa 
v Brkine. Tudi ta dva predola sta prometno pomembna. 
Morfološko zanimive drobne razlike v oblikovanosti vzdolžnih hrbtov bi 
kazalo posebej obravnavati. Omeniti velja značilno stopnjasto razporejene 
vrhove in police v Trsteljskem hribovju, na Grmadi in Volniku. še bolj izra-
zite strukturno pogojene stopnje in police s kopastimi vzpetinami so na 
Slavniku in v Cičariji. Posebnost Taborskega hrbta med Divačo in Sežano so 
skoraj krožne in v drobnem še posebej razčlenjene poglobitve pri Merčah in 
Plešivici nad Povirjem. Zelo podobne in sorodne oblike so tudi pri Vogljah in 
Repentabru. V Cičariji spominjajo nanje uvale pri Skadanščini, Golcu in Ple-
šivici. Vse naštete polkrožne in krožne kraške depresije so razporejene na ob-
robju hrbtov in na prehodu v sosednjo uravnavo. Z njo so genetsko pove-
zane. 
Po reliefnih potezah se bistveno loči hrbet Gabrka s Petnjakom (580 m), 
Sopado (464 m), Cebulovico (643 m) in Selivcem (619 m) nad Senadolskim do-
lom ter Vremščico (1027 m) in Mlečnikom (830 m) med Senožečami, Košansko 
in Vremsko dolino. Morfološko zanimive so tudi nižje vzpetine v flišu in na 
apnencih v Brkinih in Brgudskem podolju ter med Novokračino, Klano in 
povirjem Ričine. Na eni strani izhajajo te reliefne razlike iz svojstvenega 
preoblikovanja zgradbenih enot, po drugi strani pa se v njih odražajo nepo-
sredni vplivi mlade tektonske dinamike. Oba vpliva bo treba na posameznih 
primerih podrobneje analizirati. 
Ravnote in ravniki 
Med navedenimi nizi vzpetin so vzdolžni pasovi uravnanega kraškega po-
vršja. To ni povsem enoten ravnik, temveč je razčlenjen na manjše in večje 
ravnote in ravnice. Takšni so Doberdobski, Selski, Lipsko-temniški, Komenski, 
Gorjanski, Gabroviški, Pliskovški, Dutoveljski, Tomajski, Divaški, Lipiško-
sežanski, Bazoviški, Opensko-nabrežinski ter Kozinski, Matarski, Brgudski in 
Munski ravnik. Na južni strani Slavnika so še Podgorski, Socerbski ter Sever-
noistrski ravnik (Sl. 1). 
Ravnote in ravniki se razlikujejo po razsežnosti in drobni oblikovitosti, pa 
tudi po višini. Ravniki so bolj izrazite in z vrtačami gosto posejane kraške 
12 
Peter Habič, Reliefne enote .in strukturnice matičnega Krasa 9 
uravnave, so skoraj brez osamljenih vzpetin ali pa take z višjimi policami in 
položnimi kopastimi vzpetinami. Ravniki in ravnote so omenjene z izrazitimi 
robovi in globljimi reliefnimi brazdami, ali pa postopno prehajajo v višje 
police in vzpetine. Prehodi so ostri in strukturno pogojeni, zato jih ne moremo 
pripisati le fluvialno erozijskim in korozijskim procesom. Zunanji procesi so 
jih le modificirali. Po višini se ravnate razlikujejo za nekaj 10 do 100 in več 
metrov, kar pa se ne sklada v celoti z vzdolžno erozijsko korozijsko nagnje-
nostjo Krasa. Najnižja je res Doberdobska planota v višini okrog 100 m. Na 
vzhodni strani Devetaškega dola je Opajsko-selska ravnata okrog 100 m višje, 
saj je prevladujoči ravnik v višinah med 180 in 220 m. Prehod proti Deveta-
škemu dolu je položen, ni pa enoten, podobno kot proti višji Temeniški planoti 
med Kostanjevico, Vojščico, Svetim in škrbino. Temniška planota sega v 
višine med 300 in 400 m in je razčlenjena z doli in slemeni vzdolž in počez. 
Naslednja vzhodna ravnata je nižja od Temniške, saj sega Gorjanski ravnik 
le v višine med 220 in 260 m. še nekaj nižja je sosednja ravnata med Gabro-
vico in Pliskovico s prevladujočimi višinami med 230 in 250 m. Gabroviška 
ravnata obvisi nad Malim dolom, ki je zarezan počez čez Kras, in planota na 
njegovi vzhodni strani ni enako visoka. Južno od Gabroviške ravnate je višji 
Pliskovški ravnik z višinami okrog 260 m in z najvišjimi slemeni do 290 m. 
Tudi severni del osrednje planote Krasa okrog Gabrovice in Tomačevce 
sega v višine med 260 in 280 m. Pri Hruševici je polica že višja od 300 m, pri 
Kobji Glavi pa celo od 350 m. Skrajni severni rob planote je še za stopnjo 
višji. Ta razporeditev polic v osrednjem delu Krasa je prav značilna in je ne 
moremo razložiti samo z erozijskim ali korozijskim preoblikovanjem. Nena-
vadno je tudi nadaljevanje osrednje planote onkraj Velikega dola in Žeken-
ske rebri, kjer sta najvišja kopasta hrbta Trnovice (343 m) in Volnika (546 m). 
Iz osrednje planote se torej dvigajo police tako proti Komnu in Škrbini kot 
proti Dutovljam in Avberju. Ker so prehodi med posameznimi policami dovolj 
izraziti, jih ne moremo prezreti in njihove višinske razčlenjenosti razlagati z 
enakomerno nagnjenostjo celotne uravnave Krasa. 
Strukturna zasnova polic in njihova višinska razporeditev se potemtakem 
tudi ne sklada z morebitnimi zunanjimi morfogenetskimi dejavniki, z domnev-
nimi površinskimi dotoki s sosednjega fliša ali z drugimi erozijskimi vplivi na 
poglabljanje in razčlenjevanje sklenjenega ravnika. Razčlenjenost in višinske 
razlike so po naših analizah odraz mlade tektonske dinamike v času obliko-
vanja ravnika in po njem. 
Južno od Velikega dola je po obliki in legi zanimiv Mavhinjski ravnik, ki 
predstavlja nekakšno reliefno vrzel v notranjem vzdolžnem hrbtu med Gr-
mado (323 m) in Trnovico {343 m). Površje sega v višine med 180 in 220 m 
ter stropnjasto prehaja proti Nabrežini in Sesljanu. Tu se praktično zaključi 
široko Opensko-nabrežinsko podolje, ki morfološko ni enotno. Severno od osi 
tega podolja so police razporejene skladno z reliefnimi enotami osrednjega 
hrbta, na južni strani pa prevladuje položno pobočje zunanjega robnega sle-
mena, ki se vleče vzdolž vsega Krasa nad Tržaškim zalivom. 
Openski ravnik z višinami med 280 in 330 m stopnjema prehaja v višjo 
Sežansko-orleško ravnoto z višinami med 350 in 380 m na eni ter Trebensko-
bazoviškim podoljem v približno enakih višinah na drugi strani. Vmes je 
13 
10 Acta carsologica XII, 1983 (1984) 
osamljena vzpetina gropajskega Golega vrha (477 m), ki je obdana s policami 
v višinah med 420 in 440 m. 
Sežansko-orleška ravnota prehaja v Lipiško-lokevsko polico med Tabor-
skim hrbtom in Velikim Gradiščem {742 m). Prevladujejo višine med 400 in 
450 m. Pregib z 20 do 40 m visokim robom med Sežano in Bazovico poteka 
v smeri sever-jug. Z ozkim Lokevskim prehodom pa se Lipiška polica od-
pira v Divaško-kačiški ravnik. 
Tomajska ravnota spada med bolj razčlenjene uravnave, kjer je poleg 
nižjih delov ravnika nekaj slemenastih in kopastih hrbtov v višinah med 300 
in 380 m. Takšno površje sega na vzhodu in jugovzhodu do Raše in do 
vznožja Gabrka. Pri Danah se začenja osrednji ali Veliki dol in ob njem po-
teka južna meja Tomajske ravnote. Kraška planota se vzhodno od črte 
Dane-Štorje pa tja proti Divači zoži v dvojno Senadolsko in Povirsko podolje 
z vmesnim slemenom Sopade in Gabrka. 
Senadolski dol se ob vznožju Gabrka zaključi, pri Štorjah pa obvisi nad 
nižjim Kazeljsko-dobroveljskim podoljem. Sosednji Povirski dol se na zgor-
njem koncu prevali čez Divaški prag proti Škocjanu in Vremski dolini. Proti 
zahodu prehaja Povirski dol v Tomajsko ravnoto, kjer so nad lokalno zni-
žanim dnom ohranjeni višji hrbti, slemena in brda, kot sta Grahovo in 
Filipčje. 
Posebej je treba opozoriti na morfološko neizrazito nadaljevanje Povir-
skega podoblja proti Velikem dolu. Severni rob Velikega dola je visok in iz-
razit predvsem med Doberdobom in Brestovico, proti vzhodu pa se mimo Gor-
janskega in Pliskovice višinska razlika med dnom dola in robom planote manj-
ša, med Krepljami in Šmarjem se skoraj povsem izgubi. To pomembno relief-
no črto sredi Krasa moremo severno od Dan slediti le še v značilni vrtačasto 
dolasti brazdi po Povirskem podolju. Reliefna razlika ob stiku zgornje in 
spodnjekrednih apnencev je opazna le še v drobni razčlenjenosti površja. Na 
spodnjekrednem dolomitu južno od preloma je več prepereline in v drobnem 
bolj razčlenjeno površje, na bolj čistih apnencih severno od preloma pa je 
manj razčlenjen grižast kraški ravnik. 
Divaški Kras se vzhodno od najvišjega praga med Cebulovico in Gore-
njem stopnjema znižuje od 460 in 440 m proti dnu Vremske doline v višini 
nekaj nad 300 m. Stopnjaste police je D. Radinja (1967) razvrstil v sistem 
erozijsko korozijskih teras ob ponorih Notranjske Reke. Nastajale naj bi s 
postopnim poglabljanjem in zniževanjem, zoževanjem in krajšanjem slepe 
doline. Takšna razlaga je na prvi pogled kar sprejemljiva in skladna s preo-
blikovanjem površja ob ponikvah na stiku fliša in apnenca. V reliefnih pote-
zah Vremske doline pa je opaziti pomembno neskladnost z opisano shemo te-
ras in korozijskih polic. Težko je namreč smiselno razložiti nastanek in razvoj 
široke erozijsko-korozijske ravnine v dnu Vremske doline hkrati z oblikova-
njem ozke kanjonske doline Reke in Sušice. To morfološko neskladnost je si-
cer mogoče pojasniti s predpostavko o udornem nastanku kanjona. Razvil naj 
bi se z udorom jamskega stropa nad podzemeljskim vodnim rovom. Za tak 
razvoj pa ni prepričljivih dokazov. Kanjonska dolina je namreč precej enotna 
in prej antecedentna kot podorna. Oblikovanje kanjona Reke in Sušice hkrati 
s široko Vremsko dolino je mogoče pojasniti s strukturnimi posebnostmi in 
14 
Peter Habič, Reliefne enote in strukturnice matičnega Krasa 1:l 
mlado tektoniko. Zasnova Vremske doline je pogojena z grezanjem ali vsaj 
zastajanjem ožje strukturne enote ob divaškem prelomu. Ob njem se je so-
sednji blok s kanjonsko dolino hitreje dvigoval, da si je vanj Reka poglobila 
ozko dolino. V sosednjem še hitreje dvigajočem se bloku pa je našla končno 
pot v kraško podzemlje. Podrobnejše dokaze za takšno razlago morfološkega 
razvoja Vremske doline bo treba poiskati ob študiju speleogeneze Škocjanskih 
jam. 
S tektonsko zasnovo Vremske doline se sklada tudi usmerjenost kanjona 
Sušice proti vzhodu, to je proti območju domnevnega tektonskega grezanja 
in ne obratno v smeri odtoka in ponikanja površinskih voda. Morfološki razvoj 
Vremske doline in Divaškega Krasa je treba primerjati tudi s širšim obrobjem 
predvsem z Vremščico in njenim južnim vznožjem na eni ter Brkini na drugi 
strani. Ze groba primerjava reliefnih enot opozarja na više dvignjene vzhod-
ne predele (Vremščica 1027 m, Artviže 817 m, Ajdovščina 804 m) v primerjavi 
z manj dvignjenimi zahodnimi predeli (Cebulovica 643, Stari Tabor 603 m, 
Veliko Gradišče 742 m). Vmes med temi hrbti so ob dinarskih prelomih po-
greznjene in ne le korozijsko ali erozijsko znižane zgradbene enote s samo-
svojo obliko. 
V značilnem prečnem prerezu med Vremščico in Artvižami (sl. 3) je izra-
žena široka slemenska ravnata v višini med 650 in 700 m. Poglavitne morfo-
loške poteze, ki se odražajo v široki uravnavi, nakazujejo genetsko zvezo s 
splošno uravnavo na sosednjih apnencih, ki je dobrih 200 m niže. Na prehodu 
Divaškega ravnika v flišne Brkine so potemtakem nastale različne reliefne 
posebnosti. Na eni strani je globel Vremske doline s ponori Notranjske 
Reke, na drugi strani pa reliefni rob Brkinov, ki je najbolj izrazit nad 
Kačičami in Rodikom. Takšnih reliefnih razlik ni mogoče zadovoljivo raz-
ložiti samo z razlikami v eroziji in denudaciji na stiku fliša in apnenca. 
Kozinsko matarski ravnik med Brkini in Slavnikom je v literaturi več­
krat omenjen kot Podgrajsko ali Matarsko podolje (W. M a u c c i, 1953, 
A. Me 1 i k, 1960, I. Gam s, 1962). Izoblikovale naj bi ga površinske vode 
z južne strani Brkinov, ko so odtekale proti severozahodu v Nabrežinsko 
podolje in proti jugovzhodu v Brgudsko podolje. Takšna usmerjenost odtoka 
je precej verjetna, vendar je možno izoblikovanje ravnika med Brkini in 
Slavnikom tudi strukturno utemeljiti. Premočrtna reber Slavnika nad Matar-
skim podoljem je prej tektonskega kot erozijskega porekla. Pomembne so re-
liefne razlike na brkinski strani podolja, ki so strukturno pogojene tudi v 
prečni smeri. Z njimi je povezana oblika in razporeditev prečno na podolje 
usmerjenih ponikalnic. Primerjamo lahko globoki slepi dolini Brezovice in 
Odoline s plitvimi zatrepi Malih in Velikih Loč. 
Matarsko podolje se pri Kozini tudi nenavadno zapira, čeprav bi pričako­
vali v skladu z normalnim erozijskim razvojem razširitev doline. Podolje 
namreč zapira nekaj sto metrov visok hrbet Velikega Gradišča (742 m), ki je 
izrazita strukturno pogojena reliefna oblika. To tudi potrjuje našo domnevo, 
da je celotno Matarsko podolje strukturno zasnovano. V zastajajočem vzdolž-
nem pasu ob vznožju Slavnika (1029 m) se je oblikoval tipični kraški ravnik 
v nivoju kraške talne vode. Ohranjene so znašilne poteze kraškega uravna-
vanja. Razvite so številne vrtače, ohranjeni pa so tudi nizki griči in vzpetine 
15 
12 Acta ca:rsologica XII, 1983 (1984) 
kot posledica nepopolne korozijske izravnave. V drobnem oblikovanju so 
se uveljavile litološke in drenažne razlike. 
Matarski ravnik je v sredini skledasto poglobljen in proti jugovzhodu 
nekoliko dvignjen, nato pa stopnjasto preide v nižje in širše Brgudsko podolje. 
Tam so tudi višinske razlike med flišnim obrobjem in apnenci bistveno manjše 
kot v zahodnem delu Brkinov. Jasneje so izražene strukturne poteze v reliefu 
na apnencih samih. Pri tem velja posebej opozoriti na ravnik ob Jelšanskem 
potoku, kjer ni niti zametka slepe doline. že v neposredni bližini ob Novo-
krajskem potoku pa je izrazita slepa dolina z dvojno stopnjo in še višjo suho 
dolino. ki obvisi nad danjim ravnikom. Na zastajajoči zgradbeni enoti poni-
kalnica ni mogla poglobiti slepe doline, v ozkem dvigajočem se hrbtu pa je 
nastala prečna suha dolina in na stiku s flišem tudi dvostopenjska slepa 
dolina. 
V Brgudskem in Munskem podolju je prvotno sklenjeni krnški ravnik 
premaknjen različno visoko. V morfološkem pogledu so poleg robov in stopnic 
med policami zanimivi tudi postopni prehodi kopastih in slemenastih hrbtov 
v nižjo uravnavo. Prvotni ravnik je najvišje dvignjen okrog Starada (680 m), 
od koder se znižuje proti severozahodu in jugovzhodu. Podobno razporeditev 
lahko sledimo tudi na južni strani Cičarije, kjer so deli obsežnega ravnika 
najviše dvignjeni okrog Lanišča. 
Ravnik na južni st,rani Cičarije je razčlenjen v posamezne kraške hrbte, 
ki jih obdajajo ob vzdolžnih flišnih progah poglobljene grape in žlebovi. Struk-
turni relief je tu zelo jasno izražen, še posebno v predelu med Zazidom in 
Movražem ter med Hrastovljami in Kubedom, kjer se tudi stopnjasto zniža. 
Socerbsko-podgorski Kras je največji sklenjeni ravnik ob zahodnem 
vznožju Slavnika. Na vzhodni strani je omejen s 100-500 m visoko strmo rebri-
jo Slavnika, na zahodni pa odrezan ob flišnem bregu z narivnim apniškim 
robom med Socerbom in Crnim Kalom. Večji del ravnika sega v višine med 
450 in 500 m, višje se vzpenjajo le posamezne položne vzpetine na vzhodni 
strani Podgorskega Krasa. Uravnava v podaljšku Kozinske in Bazoviške rav-
note je razčlenjena s površinskimi grapami v povirju Glinščice in Ocizelskih 
ponikalnic. 
Ob luskasti narivni zgradbi na prehodu Istre v Čičarijo so reliefne oblike 
predvsem pogojene z razporeditvijo apnenca in fliša. V tem predelu po obli-
kah ni mogoče ugotoviti mladih tektonskih stopenj. V mešanem kraškem in 
erozijskem reliefu se namreč menjavajo mladi žlebovi in doline ter različno 
odporne strukturne stopnje. Pomembnejšo tektonsko linijo je mogoče slediti 
le v povirju Osapske Reke in Rižane ter dalje proti jugovzhodu v povirje 
Mirne. Podobna tektonska linija poteka tudi ob samem vznožju Slavnika in 
Čičarije, kjer so police razporejene v več stopnjah, slednjič pa prehajajo 
v strme rebri. 
Strukturne stopnje prevladujejo v območju Zazida, Gračišča in Movraža. 
Vzhodno od Movraške vale (P. Habič in drugi, 1983) prevlada sklenjeno 
planotasto površje, ki se nadaljuje na obeh straneh Laniške vale. Poleg na-
rivne zgradbe z reliefnimi stopnjami med flišem in apnencem se v površju 
pojavljajo značilne vzdolžne brazde in nizi vrtač ob dinarsko usmerjenih pre-
lomih. Mlada tektonska dinamika se kaže v obliki in razporeditvi višjih stopenj 
16 
Peter Habič, Reliefne enote in strukturnice matičnega Krasa 13 
na prehodu v Slavnik in Cičarijo kot tudi v spuščenih in znižanih reliefnih 
enotah v povirju Mirne okrog Buzeta. 
Doli in podolja 
Opuščenim rečnim dolinam podobne oblike so na Krasu že večkrat vzbu-
dile zanimanje geomorfologov (A. Mar u s si, 1941, 1975, A. Me 1 i k, 1956, 
D. Radinj a, 1969). V njih so videli predvsem dokaze o prvotnem fluvial-
nem oblikovanju reliefa, ki ga je kasneje zamenjalo zakrasevanje. Nekateri 
raziskovalci so po podrobnem preučevanju teh oblik naleteli tudi na proble-
me. Predvsem so imeli težave z rekonstrukcijo celotne rečne mreže na Krasu. 
Površinske vode naj bi se najdalj ohranile samo v dolih, pa tudi v njih niso 
povsod enako učinkovito poglabljale svojih strug (I. Gam s, F. Lovre n-
č a k, B. In go 1 i č, 1971). Ker pa so bili po umiku površinskih voda iz dolov 
le ti tudi korozijsko in kraško preoblikovani, je prvotna višinska razporeditev 
rečnih dolin še toliko težje določljiva. Najbolj zapletena je razporeditev suhih 
dolov na Dolnjem Krasu, kjer je tudi pomembna podzemeljska sovodenj kra-
ških voda. Prepletanje dolov v tem delu Krasa je takšno, da ga preprosto 
ni mogoče pojasniti samo z erozijskimi procesi (D. Radinja, 1969 252-265). 
Od severa proti jugu prečka Kras Devetaški dol in deli nižjo zahodno Do-
berdobsko planoto od 100 m višje Opajsko-selske. Po obliki dol sicer spommJa 
na zavito rečno dolino, vendar njegovo dno ni ravno pa tudi ne enotnega 
strmca, temveč je strukturno pogojeno in kraško razčlenjeno z 10-40 m 
globokimi uvalami. Površinski tok od severa, s flišne Vipavske doline je mo-
gel zasnovati in zarezati ta dol v prvi razvojni fazi, kasneje pa so ga preo·Jli-
kovali tektonski in kraški procesi. V severnem delu je Devetaški dol poglob-
ljen najmanj 100 do 120 m v široko polico, ki je na vzhodni strani za 30 m 
višja kot na zahodni. V srednjem delu je dol zarezan do prevalov med uvalami 
za 40 m v Doberdobski ravnik na zahodni strani in za 140 do 180 m v Opajski 
ravnik na vzhodu. V južnem delu je preval v dnu dola 80 m pod planotastim 
površjem Crnega hriba (164 m) ter 120 m pod uravnavo na vzhodni strani. 
Takšne višinske in morfološke razlike so lahko nastale le z diferenciranimi 
tektonskimi premiki med vrezovanjem površinskega toka v prvotno sklenjeno 
uravnavo. Poleg kraškega smemo s tektonskim poglabljanjem računati tudi ob 
stiku prečnega Devetaškega z vzdolžnim Jameljskim dolom. Slednji je širši, 
predvsem pa globlji, tako da obvisi Devetaški dol nad njim za 80 m. Prvotni 
Devetaški dol pa se na južni strani Doberdobskega jezera nadaljuje v Grižnem 
dolu med Gorupo kupo (145 m) in Debelim vrhom (140 m). Dno tega dola je 
na prevalu okrog 20 m nad dnom Doberdobskega jezera in okrog 65 m niže od 
Devetaškega dola. Grižni dol obvisi na južni strani nad še bolj poglobljenim 
vzdolžnim Selškim dolom, ki je nekakšno južno nadaljevanje Velikega ali Bre-
stoviškega dola. Grižni dol se onkraj Selškega nadaljuje čez nizek preval 
Prelosno (5 m) v Sabliško-moščeniško in Timavsko dolino. 
Brestoviški dol se pri Komarjih pred Jamljami razcepi v dva kraka. 
Severni je usmerjen čez Jameljski preval (45 m) v široko podolgovato globel 
Doberdobskega jezera. Južno nadaljevanje Brestoviškega dola sega čez preval 
(43 m) v Selški dol, ki je najbolj poglobljen pri Laškem jezeru na križišču z 
Grižnim dolom in Sabliško dolino. Dno Selškega dola se proti zahodu nekoliko 
napne, onkraj 15 m visokega prevala pred Selcami pa se poglobi pod aluvial-
17 
14 Acta cal)S()logica XII, 1983 (1984} 
no ravnico med Vremljanom in Ronkami. Dno Jameljskega dola se zahodno 
od Doberdobskega jezera vzpne do roba planote in le položna reber nakazuje 
zavoj tega dola od Doberdoba proti zahodu. Takšnih reliefnih značilnosti med 
Doberdobom, Brestovico in Štivanom nikakor ni mogoče zadovoljiv pojasniti 
le s kombinacijo fluvialnega in kraškega preoblikovanja ob sicer pomembni 
površinski in podzemeljski sovodnji kraških voda. Veliko sprejemljivejšega je 
po našem mnenju razlaga, ki se opira na mlade tektonske premike na stiku 
in križanju različnih, značilno povitih prelomov. Tako so ves Veliki dol in 
oba njegova kraka zahodno od Brestovice strukturno in tektonsko zasnovani. 
Površinske vode in kraški procesi so dole le nekoliko preoblikovali. Kraška naj 
bi bila skledasta poglobitev pri Brestovici, Klaričih, Komarjah in pod Dober-
dobom. Podobne kraške globeli so tudi v drugih prečnih in vzdolžnih dolih. 
V Selškem dolu je kriptodepresija z Laškim jezerom, južno od njega je po-
dobna globel Sabliškega jezera, ki se prevali v Moščeniško dolino. Skalnega 
dna Timavske doline in dna pod aluvialno ravnico Liserta ne poznamo. Po-
dobne kraške globeli so v Devetaškem dolu in so značilno razporejene po 
strukturnih enotah med vzdolžnimi prelomi. Ti prečkajo Devetaški dol in 
sekajo planote na obeh straneh. Ni izključeno, da so tudi kraške globeli vsaj 
delno tektonsko pogojene. 
Podobno kot Devetaški dol je različno razčlenjen drugi prečni dol v kra-
škem hrbtu in planoti med škrbino in Brjami. V razliko z Velikim dolom, 
do katerega seže, a se ne nadaljuje čez Kras proti jugu, ga imenujemo Mali 
dol. Kraško strukturno je še bolj razčlenjen kot Devetaški, tako da si le tež-
ko predstavljamo tam nekdanjo sklenjeno rečno dolino. Položaj in razčlenjenost 
Malega dola se bolj skada s strukturnimi značilnostmi kot z domnevno rečno 
mrežo. Prečni dol je zasnovan na stiku različno premaknjenih tektonskih blo-
kov, ki se odražajo v značilnih reliefnih enotah različnih višin na obeh stra-
neh in vzdolž dola. 
Opozorili smo že, da tudi dno osrednjega Velikega dola morfološko ni 
enotno. Poleg kraških globeli so v njem še različne police, zdaj na eni, zdaj 
na drugi strani osrednjega žleba, ki pa jih ne kaže zamenjati z rečnimi te-
rasami. Osrednji žleb je širši v spodnjem delu, navzgor proti Šmarju in Danam 
pa se močno zoži. Čeprav ne moremo povsem izključiti selektivnega členjenja 
dna dola z občasnimi površinskimi tokovi predvsem na manj prepustnih dolo-
mitih v teku kvartarja (I. Gam s, F. Lov r en č a k, B. In go 1 i č, 1971), 
nam podrobna reliefna analiza kaže, da je dno tega podolja predvsem tekton-
sko zasnovano in preoblikovano. To stališče bomo skušali še bolj utemeljiti v 
naslednjem poglavju. 
Posebna morfološka oblika na Gornjem Krasu je 5 km dolg in 100 do 
150 m globok ter 200 do 500 m širok Senadolski dol, ki se ga morfologi v svo-
jih razpravah nekam izogibajo. Poteka v dinarski smeri z dnom v višini med 
440 in 460 m in se razmeroma strmo zapira na zgornji strani, ni pa odprt pro-
ti sosednjemu flišu ali nižjemu obrobju kot večina drugih dolov na Krasu. Na 
spodnji strani pri Štorjah obvisi za 60 m nad nižjo uravnavo, hkrati z njim 
pa se tam končata obe vzdolžni slemeni, Selivec (619 m) na severni in čebulo­
vica (643 m) s Sopado (580 m) na južni strani. Dno je širše v srednjem kot v 
spodnjem delu in le malo kraško poglobljeno. 
18 
Peter Habič, Reliefne enote in Sillruktumice matičnega Krasa 15 
Vzporedno s Senadolskim dolom poteka ožji in plitvejši dol ob raškem 
prelomu takoj onkraj vzdolžnega Selivca (619 m). Ta dol povezuje širše Se-
nožeško podolje z dolino Raše, tako da nad njo obvisi za dobrih 150 m. Po 
obliki in legi sklepamo, da sta oba dola nastala na podoben način. V zdroblje-
ni coni ob vzporednih prelomih je imela pomembno vlogo predvsem povr-
šinska denudacija, ki je že ob majhnem potoku lahko izoblikovala široko do-
lino. O tem se lahko prepričamo v neposrednem sosedstvu v sami dolini Raše. 
STRUKTURNICE IN POGLAVITNE PRELOMNE CONE KRASA 
Na Krasu so jasno izražene tri poglavitne prelomne cone, potekajoče v 
dinarski smeri, kar se sklada s prevladujočo neotektonsko razčlenjenostjo 
zahodne Slovenije. To so tržaška, divaška in raška prelomna cona z razvejano 
mrežo povitih spremljajočih prelomov ter prečnih in vmesnih razpoklinskih 
con (Sl. 1). 
Ob tržaškem p r e 1 o mu je Kras odrezan in ob njem je jugozahod-
ni blok pogreznjen in potopljen v Tržaškem zalivu pod morsko gladino, se-
verovzhodni blok Krasa pa je bolj dvignjen na vzhodni kot zahodni strani. 
Na severozahodni strani je tržaški prelom prekrit z rečnimi naplavinami 
Furlanske nižine, proti jugovzhodu pa se nadaljuje preko severne Istre. V 
tem delu ni jasno opredeljena poglavitna prE!lomna ploskev, ker se prelomna 
cona razdeli v več povitih prelomov vzdolž kraškega roba Čičarije in flišnega 
povirja Rižane ter Mirne. Pri Tržiču je Kr-as obdan z obmorsko aluvialno 
ravnico, južneje ob Tržaškem zalivu sega morje skoraj do kraškega roba, dalje 
proti JV pa ga spremlja vse širši obrežni pa!; fliša. Z njim je Kras hidrogeo-
loško zajezen, tako da so vode prisiljene odtekati proti severozahodu. Na JZ 
robu Krasa ni razen strukturnega čela opaziti drugih tektonsko pogojenih re-
liefnih značilnosti. 
Drugače je ob d i v a š k e m p r e 1 o mu, ki poteka po srredi vzdolž Krasa 
skoraj vzporedno s tržaškim prelomom. Proti severozahodu se razcepi v več 
krakov in izgubi pod naplavinami Soče. proti jugovzhodu pa se nadaljuje preko 
flišnih Brkinov in delno po dolini Notranjske Reke. V območju te osrednje 
prelomne cone Krasa je vrsta zanimivih reliefnih potez, ki so jih doslej geo-
morfologi pripisovali predvsem erozijskemu in korozijskemu delovanju povr-
šinske Notranjske Reke. Po strukturni analizi pa se te oblike bolj skladajo z 
morfologijo in dinamiko prelomne cone, pri čemer seveda ne izključujemo del-
nega fluvialnega, predvsem pa korozijsko denudacijskega modeliranja neotek-
tonsko pogojenih reliefnih oblik. Osrednja :prelomna cona Krasa obsega od 
0,5 do 1,5 km širok znižan reliefni pas, ki je na severovzhodni strani omejen 
s premim, le malo razčlenjenim prelomnim r()bom, na jugozahodni strani pa z 
višjo strmo rebrijo osrednjega vzdolžnega hi:bta. Podobno kot to obrobje je 
tudi vmesni pas reliefno razčlenjen. V predelu med Divačo in sežanskimi Da-
nami skoraj ni pravega tektonskega roba ob :stiku zgornjekrednih apnencev in 
spodnjekrednega dolomita. Drobne reliefne razlike v tem predelu so bolj po-
gojene z različno litološko podlago kot s tektonsko dinamiko. Med Danami, 
Šmarjem in Brjami ter dalje proti Brestovici in Doberdobu se ob isti pre-
lomni črti vse bolj izraža reliefna stopnja s premočrtno rebrijo in ostrim zgor-
19 
16 Acta cawolog:ica XII, 1983 (1984) 
njim robom ter jasno spodnjo rebernico, ki označuje prehod rebri v vrtačasto 
ravnico Dola. Zanimivo je, da se ta reliefna značilnost ohrani tudi v predelu 
pri Vojščici, kjer se reber cepi v dve manjši stranski veji. To je prav tam, 
kjer osrednja prelomna cona zavija proti zahodu iz dinarske v bolj alpsko 
smer. Ta zavoj Krasa je izražen tako na južni strani od Sesljana dalje, v osred-
njem delu med Brjami in Tržičem ter v severnem delu med Branikom ob ra-
škem prelomu ter Sočo ob severnem robu Doberdobskega Krasa. Verjetno je 
prav s tem zasukom povezan tudi položaj prečnega Malega dola, ki ima izra-
zite strukturne poteze, podobno kot Devetaški dol ob vzhodnem robu Dober-
dobske planote. 
Od omenjenega zavoja dalje proti zahodu je osrednja vmesna prelomna 
cona reliefno razčlenjena v različno znižane vzdolžne police na obeh straneh 
najgloblje zarezane brazde. Morfološka pestrost te cone se še stopnjuje na 
prehodu s Krasa v obalno ravnico pri Tržiču. Od Brestovice dalje se namreč 
enotna cona razdeli v dve ožji, ki sta lokalno različno poglobljeni. V severni je 
Doberdobsko jezero, južna pa od Komarjev prehaja v Selški dol z najnižjim 
Laškim jezerom. Med obema dolinskima progama je ostanek prvotno sklenje-
ne Doberdobske planote. Tudi južno od Selškega dola je znižan hrbet ob 
tržiškem prelomu. Ob njem je del kraškega roba še bolj pogreznjen, saj skal-
nati hrbet Sv. Antona (15 km) komaj moli iznad obrežne ravnice. Na južni 
strani tega hrbta je domnevni nabrežinski prelom, ki je povezan s tržaškim. 
Ob tržiškem prelomu priteka skozi obrežne naplavine ob severnem vznožju 
Sv. Antona topli izvirek, kjer so znane rimske toplice pri Tržiču. V morfolo-
ško zelo razgibanem predelu med Brestovico in Tržičem se potemtakem del 
osrednje prelomne cone Krasa naslanja na poglavitni tržaški prelom. Prav 
v tem delu pa je tudi najpomembnejša sovodenj kraških podzemeljskih voda. 
Doli in suhe doline ob južnem obrobju Doberdobskega krasa nakazujejo nek-
danjo hidrografsko funkcijo tega predela, ki pa je, kot kažejo geološke in 
reliefne razmere, strukturno oziroma tektonsko pogojena. 
V severnem sosedstvu osrednje prelomne cone Krasa prevladuje uravnano 
planotasto površje. Verjetno gre za prvotno enoten kraški ravnik, ki je bil 
kasneje tektonsko razlomljen in različno dvignjen. Južno od osrednjega pre-
loma prehaja višja strma reber v osrednji vzdolžni hrbet z značilnimi kopasti-
mi vrhovi, ki segajo v višine med 300 in 600 m in so razporejeni v bolj ali 
manj zaokroženih conah. Te so omenjene s prečnimi strukturnicami, ki izha-
jajo iz osrednje prelomne cone. Bloki ob njih so različno dvignjeni ali spušče­
ni, kot kažejo prevladujoče reliefne oblike. Osrednji hrbet se stopnjasto zni-
žuje v ravnote in police ob Nabrežinskem podolju. Morfološko pa izstopa ob-
močje v že omenjenem zavoju Krasa, kjer je izdatno dvignjen blok Grmade 
z globlje pogreznjenim zahodnim obrobjem. 
Ob r a š k e m p r e 1 o m u so nekatere morfostrukturne oblike podobne 
onim ob divaškem, druge pa se od njih razlikujejo. še največja je podobnost 
v poglavitni izoblikovanosti južnega obrobja raškega preloma. Predstavlja ga 
severni kopasto razčlenjeni hrbet Krasa, ki se stopnjema znižuje proti osrednji 
planoti. Ta hrbet je ob raškem prelomu različno dvignjen in napet. Enega od 
v,hov doseže v Trstelju (643 m) nekako tam, kjer se severni rob Krasa zasuka 
iz dinarske v alpsko smer. Proti zahodu se s Trstlja hrbet stopnjema zniža 
20 
Peter Habič, Reliefne enote in struktumice matičnega Krasa 17 
do Devetaškega dola in onkraj njega se najvišje vzpenja Debela griža (276 m), 
katere stopnjasto nadaljevanje je odrezano in pogreznjeno pod soško na-
plavino. 
Jugovzhodno od Trstlja je v hrbtu pomembna vrzel, kjer dno železnih 
vrat seže skoraj do planotastega vznožja pri Škrbini. Vzhodno od te zajede 
se hrbet stopnjema zniža do roba kraške planote pri Štanjelu v višini okrog 
300 m. Dalje proti jugovzhodu pa je površje ob raškem prelomu manj raz-
členjeno in nizko ter šele od štorij dalje se vse bolj vzpenja v hrbet Gabrka, 
ki doseže višek v Vremščici (1027 m). Raški prelom, ob katerem je med Bra-
nikom in Dolenjo vasjo pri Senožečah globoko zarezana dolina Raše, prečka 
Vremščico nekako po sredi čez vrh. Celotna Vremščica pa je razrezana s 
spremljajočimi prelomnimi in razpoklinskimi conami, ki se cepijo od glavnega 
preloma in se z njim spet združujejo. Reliefne oblike nakazujejo prav svoje-
vrstno razrezano kupolasto zgradbo. Proti jugovzhodu sledi ob tem prelomu 
podolgovata kotlasta globel Košanske doline s stopnjasto znižanim površjem 
pripadajočih pogreznjenih blokov (P. Habič, R. Go spod ari č, J. K o go v-
še k, 1984). Vmesna prelomna cona ob raškem prelomu ni tako izrazita kot 
pri divaškem prelomu. Razlika v reliefu je predvsem pogojena z učinkovitej­
šim razčlenjevanjem flišnega sosedstva, povezana pa je tudi z erozijskimi vplivi 
izdatno poglobljene Vipavske doline. Vkljub temu se je ob vznožju Štjaka 
ohranila na apnencih nizka polica nad dolino Raše, ki bi jo lahko pripisali 
znižani vmesni coni ob raškem prelomu. Podobno je znižano ob tem prelomu 
Senožeško podolje, ki ga v celoti le ne moremo pripisati erozijskemu zniževa-
nju apniškega površja ob stiku s flišem. Erozijske stopnje in terase, ki jih 
je ugotovil D. Radinja (1972) so vsekakor strukturno in tektonsko zasno-
vane, kar se kaže tudi v dvignjenem Teru (673). Na severovzhodni strani ra-
škega preloma se relief bistveno razlikuje od onega ob osrednjem divaškem 
prelomu, ker se tu že uveljavljajo zgradbene pa tudi tektonske značilnosti 
Vipavske doline. Te bo treba v strukturnem pogledu posebej analizirati, po-
dobno kot območje flišnih Brkinov. 
Na Krasu bo treba analizirati še druge strukturne poteze v reliefu. Razne 
strukturnice, zlasti brazde in rebernice nakazujejo poleg vzdolžnih še prečne in 
spremljajoče črte, ki omejujejo posamezne reliefne enote, hrbte, police in rav-
note. Oblikovanost ter višinska in prostorska razporeditev teh enot je očitno 
tesno povezana z morfologijo in dinamiko treh poglavitnih prelomnih con. Di-
namike posebej še nismo analizirali, vsaj delno pa jo poleg oblik nakazujejo 
višinske razmere. Toda za razjasnitev teh vprašanj bodo potrebne še poglob-
ljene in metodološko izpopolnjene raziskave in preučevanja. Premikanje vmes-
nih tektonskih blokov je povezano z razporeditvijo napetosti ob poglavitnih 
prelomnih zmikih. Napetosti se spreminjajo, prav tako pa tudi smeri njihovih 
sprostitev, v reliefu se odražajo le prevladujoče, ki izhajajo iz različnih kom-
binacij. 
RAZPRAVA IN SKLEPI 
Z analizo reliefne sestave, razporeditve reliefnih enot in strukturni~~o 
dopolnili dosedanja gledanja na morfološki razvoj Krasa. Reliefne oblike, ki jih 
ni bilo mogoče smiselno razložiti ne s prvotnim predkraškim fluvialnim obliko-
vanjem karbonatnih predelov, ne s korozijskim delovanjem deževnice na Krasu 
21 
18 Acta caxsologica XII, 1983 (1984) 
in površinskih voda iz sosednjih flinših predlov, so postale razumljivejše. Struk-
turne črte v reliefu, kot so pregibnice, rebernice, brazde in razori, se ponekod 
skladajo z geološko ugotovljenimi prelomi, marsikje pa take skladnosti še ni 
bilo mogoče ugotoviti. Vzroki za to so lahko različni. Na eni strani upravičeno 
domnevamo, da na osnovni geološki karti niso zarisani vsi ugotovljeni prelomi. 
Splošno geološko kartiranje tudi ne zajema vseh strukturnih in tektonskih 
pojavov, ki se tako ali drugače odražajo na površju in v razporeditvi reliefnih 
oblik. Po drugi strani se zavedamo, da se strukturne značilnosti kamninske 
podlagev reliefu ne odražajo vselej in povsod enako. Strukturnice, kot smo jih 
sledili po terenu, na karti in s pomočjo letalskih posnetkov, se ne skladajo ved-
no z razlikami v geološki podlagi. Upoštevati moramo namreč zakonitosti ero-
zijskega poglabljanja, mehanskega razpadanja in korozijskega razčlenjevanja. 
Marsikje je z erozijskimi in drugimi površinskimi procesi prvotna strukturna 
zasnova zabrisana ali vsaj zamaknjena, zato se reliefne oblike ne skladajo v 
celoti s sedanjo razporeditvijo zgradbenih in tektonskih enot. 
Ne glede na te razlike med geološko zgradbo in geomorfološkimi struktu-
rami pa nakazuje uporabljena geomorfološka metoda zanimive možnosti za po-
globljeno preučevanje kraškega pa tudi nekraškega reliefa. S sedanjo obliko 
in stopnjo analize reliefne zgradbe Krasa prav gotovo še ne moremo zadovo-
ljivo in zatrdno pojasniti vseh oblik, njihovih dimenzij po širini, dolžini in vi-
šini ter njihove razporeditve v prostoru. Pregledna karta reliefnih enot in 
strukturnic odpira vrsto vprašanj in hkrati nakazuje nekatere odgovore. 
Z morfološkimi se v določeni meri skladajo hidrološke značilnosti Krasa. 
Značilen je že položaj najpomembnejših izvirov Timava ob severozahodni 
strukturnici Grmade (323 m). Prav zanimivo bi bilo ugotoviti hidrogeološki 
pomen drugih poglavitnih strukturnic. Ni izključeno, da imajo vsaj nekatere 
površinske kraške brazde globlje v podzemlju pomembno hidrološko funkcijo. 
Aktivnih drenažnih con globoko v podzemlju pa ni mogoče preiskati drugače 
kot z dragim geološkim vrtanjem in črpanjem (P. K r i vi c, F. D rob n e, 
1980). 
Vlogo in pomen strukturnic bi kazalo preučiti tudi posredno s primerja-
vo speleoloških objektov. Ugotoviti bo treba, koliko in kako so kraške jame 
pogojene s strukturnimi značilnostmi kamninske podlage, kakor se ta odraža 
v reliefnih enotah in površinskih strukturnicah. 
Z ugotovitvijo strukturnic in od njih odvisnih reliefnih enot smo nedvom-
no spoznali nekatere nove poteze v geomorfologiji Krasa. Relief se nam ne 
kaže več kot neskladen skupek oblik, ki jih ni mogoče pripisati ne fluvialnim 
ne korozijskim zakonitostim oblikovanja. Tako vsaka zase ne predstavlja več 
nejasne morfogenetske posebnosti, ki bi potrebovala posebno fazo vrezovanja 
in uravnavanja. Kras se kaže kot povezana celota oblik in pojavov, ki so 
posledica zunanjih procesov na heterogeni in dinamični kamninski podlagi s 
svojevrstno razporeditvijo notranjih napetosti in odpornosti. 
V tektogenem tipu krasa se potemtakem uveljavlja poseben sklop napeto-
sti v kamnini, ki je izpostavljena površinskemu in podzemeljskemu preobliko-
vanju. Kraški proces je tedaj poleg zunanjih klimato-biogenih razmer pogojen 
tudi z razporedom notranjih sil. 
22 
Peter Habič, Reliefne enote in sitrukturnice matičnega Krasa 19 
LITERATURA 
Buser, S., M. P 1 eni čar, R. Pa v 1 o ve c, 1968: Osnovna geološka karta SFRJ, 
list Gorica, 1 : 100.000. Zvezni geološki zavod, Beograd. 
C u c c hi, F., F. F o rti, R. Seme r ar o, 1976: Studio geomorfologico della 
Grotta di Padriciano (VG 12). Atti e memorie della Comm. Grotte E. Boegan, 
V. XV (1975), 21-55, Trieste. 
C u c c hi, F., F. F o rt i, S. S e m e r a r o, 1979: Indizi di neotettonica in cavita 
della Val Rosandra (Trieste). Atti e memorie della Comm. Grotte E. Boegan, 
V. XVIII (1978), 105-109, Trieste. 
C u c c hi, F., F. F o rti, 1982: Esempio di »Carta della carsificabilita epigea« di 
un area del Carso Triestino. Geologia applicata e idrogeologia, Vol. XVII, 
495-505. Atti del II0 Simposio Internazionale sulla »utilizzazione delle aree 
carsiche«, Bari. 
Car, J., 1982: Geološka zgradba požiralnega obrobja Planinskega polja. Acta carso-
logica, X (1981), 75-105, Ljubljana. 
Car, J., 1983: Vpliv geoloških elementov na razvoj kraških pojavov na širšem ob-
močju Pivke in črne jame. Tipkopis, RPC Idrija - Atelje za projektiranje, 
arhiv IZRK, Postojna. 
Car, J., R. Go spod ari č, 1984: O geološki zgradbi krasa med Postojno, Pla-
nino in Cerknico. Acta carsologica, XII (1983), Ljubljana. 
F o rti, F., 1972: Le » Vaschette di corrosione«. Rapporti tra geomorfologia carsica 
e condizioni geolitologiche delle carbonatiti affionanti sul Carso Triestino. Atti 
e memorie della Comm. Grotte E. Boegan, V. XI (1971), Trieste. 
Gam s, I., 1962: Slepe doline v Sloveniji. Geografski zbornik, 7, 263-306, Ljub-
ljana. 
Gam s, I., 1974: Kras. Zgodovinski, naravoslovni in geografski oris. Slovenska 
matica, str. 360, Ljubljana. 
Gam s, I., 1976: Potres 6. maja 1976 in neotektonska morfologija Starijskega po-
dolja. Geografski obzornik, XXIII/1-2 (1976), 13-15, Ljubljana. 
G a m s, I., F. Lovre n č a k, B. I n go 1 i č, 1971: Krajna vas. študija o prirod-
nih pogojih in agrarnem izkoriščanju krasa. Geografski zbornik, 12, SAZU, 
Ljubljana. 
Habič, P., 1982: Kraški relief in tektonika. Acta carsologica, X (1981), 23-44, 
Ljubljana. 
Habič, P., Gospodarič, A. Mihevc, F. Šušteršič, 1983: Movraška 
in Smokavska vala ter Jama pod Krogom. Acta carsologica, XI (1982), 77-97, 
Ljubljana. 
Habič, P., R. Go spod ari č, J. K o go v še k, 1984: Kraške in hidrogeološke 
značilnosti Košanske doline. Acta carsologica, XII (1983), v tisku, Ljubljana. 
K o s s mat, F., 1916: Die morphologische Entwicklung der Gebirge im Isonzo -
und oberen Savegebiet. Zeit. d. Ges. f. Erdkunde, Berlin. 
Krebs, N., 1907: Die Halbinsel Istrien; Landeskundliche Studie. Pencks Geogr. 
Abh. B, IX, 2, Leipzig. 
Kri vic, P., F. Drobne, 1980: Hidrogeološke raziskave Tržaško-Komenskega 
Krasa. Problemi hidrogeologije in inženirske geologije Jugoslavije. Zbor. ref. 6. 
jug. simpozija o hidrogeologiji in inženirski geologiji, 1, 223-239, Portorož. 
Kuščer, D., K. Grad, A. No s a n, B. O gore 1 e c, 1974: Geološke raziskave 
Soške doline med Bovcem in Kobaridom. Geologija, 17, 425-476. 
Mar u s s i, A., 1941: Il Paleotimavo e l'antica idrografia subaerea del Carso Trie-
stino. Boll. Soc. Adv. Se. Nat. Trieste, 38, 104-126, Udine. 
M a r u s s i, A., 1975, Geomorphology, Paleohydrography and Karstification in the 
Karst of Trieste and upper Istria. Steir. Beitr. z. Hydrogeologie, 27, 45-53, Graz. 
M a u c c i, W., 1953: Inghiottitoi fossili e paleoidrografia epigea del Solci tli Auri-
sina (Carso Triestino). Premier Congres international ae speleologie, 2/1, 1-45, 
Paris. 
Me 1 i k, A., 1956: Pliocenska Soča. Geografski zbornik, IV, 129-183, Ljubljana. 
Me 1 i k, A., 1960: Slovensko Primorje. Slovenska matica, Ljubljana. 
P 1 a cer, L., 1981: Geološka zgradba jugozahodne Slovenije. Geologija, 24/1, 27 do 
60, Ljubljana. 
23 
20 Acta carsologica XII, 1983 (1984) 
P 1 a cer, L., 1982: Tektonski razvoj idrijskega rudišča. Geologija, 25/1, 1-208, 
Ljubljana. 
P 1 eni čar, M., A. Po 1 š a k, D. Si ki c, 1973: Osnovna geološka karta SFRJ, 
list Trst, s tolmačem, 1 : 100.000. Zvezni geološki zavod, Beograd. 
Radinja, D., 1966: Morfogenetska problematika matičnega Krasa. Geogr. obz., 13, 
3-4, 108-114. Ljubljana. 
Radinja, D., 1067: Vremska dolina in Divaški Kras. Problematika kraške morfo-
geneze. Geografski zbornik, X (1967), 157-269, SAZU, Ljubljana. 
Radinja, D., 1969: Doberdobski Kras. Morfogenetska problematika robne kraške 
pokrajine. Geografski zbornik, XI (1969), 223-279, SAZU, Ljubljana. 
Radinja, D., 1972: Senožeško podolje. Pokrajina na stiku fluvialnega in kraškega 
reliefa. Geografski zbornik, XIII (1972), 81-127, SAZU, Ljubljana. 
Radinja, D., 1974: Matični Kras v luči širšega reliefnega razvoja. Acta carsolo-
gica, VI (1973), 21-33, Ljubljana. 
š i ki c, D., M. P 1 e ni čar, M. S p ari c a, 1975: Osnovna geološka karta SFRJ, 
list Ilirska Bistrica, s tolmačem, 1 : 100.000. Zvezni geološki zavod, Beograd. 
Winkler, A., 1926: Zur Eiszeitgeschichte des lsonzotals. Z. f. Gletscherkunde 
XV, Leipzig. 
Z a n f e r r a r i, A. e t a l., 1982: Evoluzione neotettonica dell'Italia nord-orientale. 
Memorie di scienze geologiche, Vol. XXXV, 355-376, Padova. 
24 
Peter Habič, Reliefne enote in strukturnice matičnega Krasa 
RELIEF UNITS AND STRUCTURAL LINES ON CLASSICAL KARST 
Summary 
21 
According to recent knowledge about the relief shaping in Western Slovenia 
we tried to state on the Karst between Trieste Bay and Vipava Valley (NW Dina-
rids) those relief properties, which are mostly conditioned by young tectonic faults 
and displacements. The previous geomorphological treatises on Karst avoided the 
study of structural forms. A. Mar u s si, W. M a u c c i, A. Me 1 i k, D. Radinja 
and other geomorphologists studied mostly erosional and accumulation traces in 
karst relief, evoluted from pre-karstic fluvial transformation of cretaceous lime-
stones anticline ridges, surrounded from all parts by eocene flysch. By surface 
collapse in Trieste Bay and Gorica region and with this connected accelerated 
erosion in flysch Vipava Valley the karstification prevailed; but this karstification 
could not eliminate the existing fluvial forms and all the traces of fluvial sedi-
ments on Karst. F. F o rti, F. C u c c hi, R. Seme r ar o and others studied 
small karst forms dependent on lithological and tectonical base. In general very 
different opinions on relief origin exist. 
According to experiences from Postojna karst (P. Ha bi č, 1982) and to state-
ments of L. P 1 a cer (1982) on the morphology of Idrija fault, we have elaborated 
the map of relief units and structural lines for Karst area. Karst furrows, erosional 
fluvial gullies, denudation gullies and structural edges and flank foots are border-
ing or traversing the relief units. Three longitudinal relief ridges are characte-
ristic of Karst, dissected by ample summits and interlying "predols" passing to 
lower levelled plateaus and steep exterior flanks. Among series of elevations there 
are longitudinal belts of levelled karst surface, dissected to differently broadly 
extended and unequaly high plateaus where dry valleys and "dols" are cut in. 
Numerous levels on these levelled plateaus were explained by gradual erosional 
relief deepening from 1.000 m to about 100 m and even lower towards the seaside. 
Unequal inclination and dissection of levelled surfaces better correspond to younger 
tectonic dynamics than to gradual erosional lowering of the surface (Fig. 1, 2, 3). 
Karst is traversed by three longitudinal, dinaric oriented fault zones in NW-
SE direction; one along the coast, the second in the middle of the plateau and 
the third on the Vipava side. The exterior, Trieste, the central, Divača and the 
interior, Raša fault zones are accompanied by interjacent and cross faults, dis-
membering the entire carbonate karst plateau, as well as the adjacent flysch 
regions, to differently shaped and unequally big units. During general tectonic 
dynamics they differently moved, therefore the secundary processes, as erosion, 
corrosion and denudation, transformed them differently. 
The highest upraised units are dissected by ample summits and interlying 
"dols". Along Divača and Raša faults the blocks were lifted obliquely, therefore 
on one side steep, rectilinear flanks prevail, while on the other side the surface 
passes in steps into lower levelled plane. Edges, karst furrows and denudation 
gullies show the distribution of faults even on levelled surface. The edges are 
somewhere scarcely visible therefore the transistions from lower to higher lifted 
blocks are gentle. 
Along the central Divača fault the plateaus are cut by steep edge, underlying 
is narrow belt of lowered surface. We can folow it in the central Karst »podolje« 
from Vreme to ponors of Notranjska Reka on SE side to series of "dols" at Timavo 
springs on NW side of Karst. Some saw in these hydrological and morphological 
properties the trace of the previous surface river net. But longitudinal and cross 
"dols" are mostly tectonically controlled thus the exterior fluvial and karst pro-
cesses could transform them only partly. Structural forms prevail on scarcely 
visible fluvial ones and on more expressive karst forms, which mostly contribute 
to morphological variety of "podoljes". 
Characteristic longitudinal distribution of relief units, ridges, undulated karst 
planes and "podoljes" corresponds to main directions of neotectonic faults and 
wrench-faults. But transverse structural lines are also expressed in the relief and 
along them there are deeper notches in the ridges, while on plateaus there are 
smaller gradients. As a rule they are uplifted towards SE, but not proportionaly 
25 
22 Acta carsologica XII, 1983 (1984) 
and not equally intensive on particular IongitudinaI beits. The Ieast is dissected the 
SW part of Karst, where first of all the unit of Grmada (323 m) near Timavo 
springs and Veliko Gradišče (742 m) on SE side step out. Northern part of the Karst 
is more heterogeneous. Beside the lowest Karst of Doberdob the Trstelj ridge 
{643 m) steps out between transverse Devetaški and Mali "dols". The central Karst 
part is relatively low, pretty high is Jifted the oblong dome-shaped summit of 
Vremščica (1027 m) being in longitudinal section cut by Raša fault with accompany-
ing fault zones. Separate morphological structural unit is presented by Slavnik 
(1024 m) with Čičarija in SE additiona1 karst piece. In the altitudes between 700 
and 1000 m undulated karst surface prevails, surrounded by steep, longitudinal 
flanks. In morphological variety of this region intensive uplifts, vast deundation and 
permanent karst dissection are reflected. In distribution and size of relief forms the 
structural properties are strengthem:?d. 
At northern Slavnik foot Jevelled Podgrajsko podolje lies, from the foot of 
flysch Brkini series of transverse blind valles are coming to. The valley is inclined 
from Starad (680 m) towards NW to Kozina (500 m) and towards SE to Brgudsko 
podolje and at the contact with Brkini flysch could be explained mostly by tecto-
nic setting. On the southern Slavnik side there are Iower leve11ed surface distribu-
ted in steps in the altitudes between 450 and 700 m, dissected by longitudinal flysch 
belts and overthrusted limestone faces on the transition to flysch Istria. 
By the analysis of the relief composition, distribution of relief units and stru-
ctural lines we completed the previous knowledge on karst morphological develop-
ment. Relief forms, which could not be reasonably explained neither by previous 
fluvial transformation of carbonate regions, nor by corrosional activity of rain 
water on karst and by superficial waters from adjacent flysch regions, became 
more intelligible. 
Relief structural lines somewhere correspond to geologically stated faults, but 
on many places such accordance was not possible to be found out. The reasons are 
heterogeneous. It is not excluded, that the structural lines beside morphological have 
also important hydrological function. In rough lines it corresponds to main fault 
zone while the detailed dependence can be studied only by exacting piece of hy-
drogeological researches. We must still find out how speleological karst properties 
correspond to stated relief and structural units and how is the tectonic dynamics 
reflected in distribution and forms of speleological objects. 
26