tomazverbic2008

UNIVERZA V LJUBLJANI

NARAVOSLOVNOTEHNIŠKA FAKULTETA

DOKTORSKA DISERTACIJA

TOMAŽ VERBIČ

LJUBLJANA, 2008

UNIVERZA V LJUBLJANI

NARAVOSLOVNOTEHNIŠKA FAKULTETA

ODDELEK ZA GEOLOGIJO

KVARTARNI SEDIMENTI, STRATIGRAFIJA IN

NEOTEKTONIKA VZHODNEGA DELA KRŠKE

KOTLINE

DOKTORSKA DISERTACIJA

Tomaž VERBIČ

Ljubljana, 2008

UNIVERSITY OF LJUBLJANA

FACULTY OF NATURAL SCIENCES AND ENGINEERING

DEAPRTMENT OF GEOLOGY

QUATERNARY SEDIMENTS, STRATIGRAPHY AND

NEOTECTONICS OF THE EASTERN KRŠKO BASIN

PH. D. THESIS

Tomaž VERBIČ

Ljubljana, 2008

IZJAVA

Izjavljam, da je doktorska disertacija rezultat mojega raziskovalnega dela.

Mentor: red. prof. dr. Jernej Pavšič

Somentor: doc. dr. Aleksander Horvat

Zahvala

Prof. dr. Dušan Kuščer je usmerjal raziskave v začetnem obdobju. V času, ko je bil problem seizmične

aktivnosti na lokaciji Nuklearne elektrarne Krško (NEK) postavljen pred parlament in tudi pred slovensko

javnost, to je v letih 1991-1993, je bil edini, ki se je pri nas zavedal pomena študija kvartarnih sedimentov,

tal in geomorfnih površin ter stratigrafskega pristopa pri reševanju aplikativnih neotektonskih problemov.

Prof. dr. Leonello Serva (ANPA, Rim) in dr. Bert Swan (Geomatrix Consultants, Oakland) sta v okviru

uradnih srečanj in recenzij, predvsem pa v neformalnih pogovorih spodbujala delo po predstavljeni

metodologiji, ki je v marsičem novost v slovenskem prostoru. Njihova moralna podpora in strokovni nasveti

ter namigi so bili neprecenljivi.

Shannon Mahan (USGS Luminiscence Dating Laboratory, Denver) je naredila luminiscenčne datacije.

Akademik dr. Alojz Šercelj je naredil pelodne analize. Dr. Nina Zupančič je naredila petrografske analize

prodnikov na podlagi katerih smo opredelili kriterije za ločevanje neogenskih sedimentov od Globoške

aloformacije. Podjetje Geoid d.o.o. je naredilo geodetske izmere v okviru širšega projekta, ki je potekal preko

Geološkega zavoda Slovenije. Tomaž Prus in dr. Nataša J. Vidic sta pomagala pri nekaterih terenskih

pedoloških ogledih in opisih. Velik del stroškov raziskav med leti 1993 do 1999 je pokrivala Uprava RS za

jedrsko varnost. V letih 2002-2003 je potekala revizija verjetnostne ocene potresne nevarnosti na lokaciji NE

Krško, ki ju je naročila in financirala NE Krško. Tedaj sem imel priložnost združiti različne podatke in jih

urediti v obliko razprave. Disertacija vsebuje tudi del rezultatov raziskav, ki jih je finančno omogočil Zavod

RS za varstvo kulturne dediščine, OE Ljubljana. Za neformalne, vendar izrazito plodne diskusije, se

zahvaljujem številnim kolegom iz različnih ustanov, še posebno kolegom z Geološkega zavoda Slovenije.

Sicer pa z mislimi na starše, ki so mi podarili pogum, ter

Emo, Jošta, Martina, Žiga in Lelo, zaradi katerih je življenje lepo …

»Igra znanosti je načeloma brez konca. Tisti, ki se nekega

dne odloči, da znanstveni stavki ne potrebujejo več

nadaljnjih preskusov in da jih lahko imamo za dokončno

preverjene, je izstopil iz igre.«

Sir Karl Raimund Popper (1902-1994)

Hipoteze so mreže: samo tisti, ki jih vrže, kaj ujame.

Georg Philipp Friedrich von Hardenberg – Novalis (1772-1801)

Tomaž Verbič Kvartarni sedimenti, stratigrafija in neotektonika vzhodnega dela Krške kotline

1

Vsebina

VSEBINA ............................................................................................................................................... 1

SEZNAM SLIK....................................................................................................................................... 4

SEZNAM PREGLEDNIC ....................................................................................................................... 7

SEZNAM TÁBEL................................................................................................................................... 8

POVZETEK.......................................................................................................................................... 11

ABSTRACT ......................................................................................................................................... 12

1. UVOD................................................................................................................. 13 2. METODOLOGIJA DELA ................................................................................... 17

2.1. METODE STRATIGRAFSKIH RAZISKAV V KVARTARJU IN GEOLOŠKA KARTA

KVARTARNIH SEDIMENTOV ..................................................................................... 17

2.2. LUMINISCENČNE ANALIZE STAROSTI SEDIMENTOV ............................................. 19

2.3. PALINOLOŠKE ANALIZE................................................................................... 20

2.4. GEOMORFOLOŠKE ANALIZE IN OPAZOVANJA .................................................... 20

2.5. KONSTRUKCIJA NEOTEKTONSKEGA MODELA.................................................... 21

3. GEOLOŠKA KARTA IN STRATIGRAFIJA KVARTARNIH SEDIMENTOV...... 23 3.1. PLIOCENSKO-KVARTARNI ZASIP: GLOBOŠKA ALOFORMACIJA............................. 23

3.2. DOBRAVSKA FORMACIJA - KROVNINA IN BOČNI EKVIVALENT GLOBOŠKE

ALOFORMACIJE..................................................................................................... 28

3.3. SREDNJEPLEISTOCENSKI ZASIP: BREŽIŠKA ALOFORMACIJA............................... 30

3.4. MALENSKA TERASA........................................................................................ 31

3.5. DOBRAVSKA FORMACIJA - KROVNINA IN BOČNI EKVIVALENT BREŽIŠKE

ALOFORMACIJE..................................................................................................... 31

3.6. ZGORNJEPLEISTOCENSKI ZASIP: DRNOVSKA ALOFORMACIJA............................. 32

3.7. DOBRAVSKA FORMACIJA - KROVNINA IN BOČNI EKVIVALENT DRNOVSKE

ALOFORMACIJE..................................................................................................... 37

3.8. HOLOCENSKE TERASE: VRBINSKI ALOČLEN...................................................... 37

3.9. STAROST KVARTARNIH ZASIPOV IN GEOMORFNIH POVRŠIN ................................ 39

3.10. DISKUSIJA ................................................................................................... 43

4. NEOTEKTONIKA .............................................................................................. 49 4.1. DOSEDANJE RAZISKAVE STRUKTURNEGA STILA, AKTIVNIH PRELOMOV IN POTRESNIH

IZVOROV V KRŠKI KOTLINI...................................................................................... 51

4.2. REGIONALNA STRUKTURNA LEGA RAZISKANEGA OZEMLJA ................................ 54


2

4.3. ARTIŠKI PRELOM............................................................................................ 59

Točka 1: Artiški prelom pri Globokem.......................................................... 59

Točka 2: Holocenska aktivnost Artiškega preloma vzdolž doline Sromljice. 63

Točka 3: Postpliocensko-kvartarna aktivnost Artiškega preloma pod Artičami

.................................................................................................................... 66

Točka 4 (A,B): Opazovanja med Pesjem in Zg. Obrežem ........................... 67

Točka 5: Z vrbinskim aločlenom prekrita meja med pontijskim peskom in

globoško aloformacijo.................................................................................. 67

Točka 6: Z geodetskimi meritvami ugotovljena aktivnost Artiškega preloma

na območju površine drnovske aloformacije................................................ 67

Točka 7 (A,B): Vertikalni premik brežiške aloformacije ob Artiškem prelomu

med Leskovcem in Veliko vasjo................................................................... 70

4.4. DEFORMACIJE V KROVNINSKEM KRILU ARTIŠKEGA PRELOMA ............................ 71

Točka 8: Sromeljski prelom; točka 9: Gaberniški prelom............................. 71

Točka 10: 'Pop-up' struktura Libne in vprašanje kvartarne aktivnosti

Orliškega preloma ....................................................................................... 72

Točka 11: Prelom povezan z vzhodnim robom gravimetričnega sedla........ 73

4.5. BREŽIŠKI PRELOM .......................................................................................... 75

Točka 12: Sedimentnemu padcu nasprotna nagnjenost površine Brežiške

terase .......................................................................................................... 75

Točka 13: Postpliocensko-kvartarna in postsrednjepleistocenska aktivnost

Brežiškega preloma na območju Šentlenarta .............................................. 75

Točka 14: Postzgornjepleistocenska aktivnost Brežiškega preloma severno

od Šentlenarta ............................................................................................. 77

Točka 15: Aluvialni preboj Save med Brežicami in Čatežem ter

zgornjepleistocenski aluvialni preboj med Brežicami in Selom pri Dobovi... 78

Točka 16: Ostanek srednjepleistocenskega zasipa v Čatežu...................... 79

Točka 17: Antiklinalne izbokline SE od Drnovega ....................................... 79

Točka 18: Brežiški prelom interpretiran na podlagi podatkov iz vrtin v okolici

vasi Brege ................................................................................................... 82

Točka 19: Močvirski in jezerski sedimenti pod zgornjepleistocenskim

zasipom na območju med Brežiškim in Artiškim prelomom, v okolici

avtocestnega križišča pri Krškem ................................................................ 82


3

Točka 20: Z geodetskimi meritvami ugotovljena aktivnost Brežiškega

reverznega preloma na območju površine drnovske aloformacije južno od

Drnovega..................................................................................................... 83

Točka 21: Holocenske površine na relativno spuščenem območju med

obema reverznima prelomoma.................................................................... 84

4.6. DEFORMACIJE V KROVNINSKEM KRILU BREŽIŠKEGA PRELOMA........................... 87

Točka 22: Veliki breg ................................................................................... 87

Točka 23: Prelom med Velikim bregom in Cerkeljsko teraso ...................... 87

Točka 24: Malenski prelom.......................................................................... 88

Točka 25: Aluvialni preboj med Brežiško teraso in Čatežem....................... 88

4.7. NEOTEKTONSKI MODEL IN DISKUSIJA ............................................................... 90

4.7.1. Natančnost določitve poteka prelomov, vprašanje slepih prelomov in

fleksurnih upogibov...................................................................................... 93

4.7.2. Seizmološki in geodetski podatki ter njihov odnos do predstavljenega

neotektonskega modela .............................................................................. 95

4.7.3. Seizmični ali aseizmični premiki? ...................................................... 99

4.7.4. Odnos neotektonskega modela do nekaterih prejšnjih pogledov na

strukturno zgradbo..................................................................................... 101

4.7.5. Narivanje ali podrivanje? ................................................................. 102

4.7.6. Dolžina prelomov in njihova segmentacija....................................... 102

4.7.7. Zahodni del Brežiškega preloma in povezanost topografskih anomalij

na površini z gravimetričnimi podatki......................................................... 104

4.7.8. Aktivnost .......................................................................................... 104

4.7.9. Geometrija prelomov v globini in problem ločilne cone.................... 106

4.7.10. Modeli v geologiji med resničnostjo in izmišljotino: potrditev

pravilnosti (resničnosti), potrditev veljavnosti in preveritev (podkrepitev);

(verifikacija, validacija in konfirmacija)....................................................... 108

5. ZAKLJUČKI..................................................................................................... 111 6. LITERATURA .................................................................................................. 113 7. TABLE 1-14..................................................................................................... 126


4

Seznam slik

Slika 1: Območje raziskav in okolica z nekaterimi toponimi. Podatki DMV25 (Geodetska

uprava RS). Razločno so vidne nekatere grobe, vendar prostorsko zelo omejene napake v višinskih podatkih. Legenda prikazuje nadmorsko višino v metrih............... 14

Slika 2: Dve ločeni vprašanji potresne ogroženosti lokacije NEK........................................ 15 Slika 3: Geološko-geomorfološka karta kvartarnih sedimentov v vzhodnem delu Krške

kotline ............................................................................................................................ 25 Slika 4:Kvartarna lito-, alo- in kronostratigrafija ter provenienca sedimentov in njihove

glavne lastnosti v vzhodnem delu Krške kotline. Vertikalna os je časovna, stolpec ne prikazuje prostorskih odnosov med posameznimi lito- in alostratigrafskimi enotami. (P.S.= pred sedanjostjo)................................................................................................ 26

Slika 5: Predvideni obseg zgornjepleistocenskega aluvialnega vršaja v Krški kotlini. Na območju Krakovskega gozda in na območju Dobrave je prekrit s poznoglacialnimi in holocenskimi aluvialnimi in močvirskimi sedimenti. Vzdolž toka današnje Krke je deloma erodiran zaradi vrezovanja postglacialne Krke. Brežiška in Cerkeljska terasa, terasa pri Sušinah (vse ostanki srednjepleistocenskega zasipa – brežiška aloformacija) ter Veliki breg (globoška aloformacija) so se ohranili kot dvignjena območja. Savski vršaj je segal vse do obrobja Gorjancev in tako zasul tedanjo strugo Krke in jo verjetno zajezil na območju Krakovskega gozda. Z vijoličnimi zvezdicami so označena nekatera za interpretacijo bistvena mesta, kjer je bil opazovan (golica, vrtina ali razkop) zgornjepleistocenski zasip in na podlagi katerih je interpretiran njegov obseg. Legenda prikazuje nadmorske višine v metrih. ............................................................. 35

Slika 6: A. Struge Save in deloma Krke v zgodovinskem obdobju od druge polovice 18. do sredine 19. stoletja med Krškim in Sotlo. Podlaga DMV (digitalni model višin) 25m (GURS). B. Prekrivanje LIDAR (Light Detection and Ranging) podatkov v obliki DMV2m (Flycom in HSE), TTN5 (GURS) in savskih strug iz zgodovinskih obdobij za območje okolice peskokopa na Vrbini. Viri zgodovinskih podatkov: kartografski podatki Arhiva RS (glej opombo 1) in RAJŠP (1995, 1996). Natančnost georeferenciranja rečnih korit večinoma ocenjujem v okviru 100 m. (Digitalizacija in georeferenciranje: T. Verbič, A. Sušnik in M. Erič; priprava obeh slik: M. Erič). .... 40

Slika 7: Nekateri prelomi, zbrani iz obstoječih razprav in ekspertiz. ................................... 56 Slika 8: Regionalne tektonske strukture in geotektonska lega obravnavanega območja...... 57 Slika 9: A. Karta Bougerjevih anomalij po podatkih ALJINOVIĆ-a (neobjavljeno) in

PRELOGOVIĆ-a s sodelavci (1994). Gravimetrična struktura negativnih anomalij se iz osrednjega dela obravnavanega področja nadaljuje proti WSW (zahodni del Krške kotline), kot tudi proti ENE, na ozemlje Hrvaškega Zagorja vse do Kalnika. V celoti je ta struktura dolga okoli 70 km. B. Karta Bougerjevih anomalij na ožjem raziskovanem območju (po URH 1955). Razmik med dvema izogalama je 1 mgal. Anomalije oblikujejo relativno ravno in široko dno strukture, na njenih robovih pa so izogale zgoščene in nakazujejo na relativno strme robove strukture. Na dnu strukture, zahodno od Save, anomalije oblikujejo 'sedlo', ki ločuje njen zahodni del od vzhodnega. ......... 58

Slika 10: Neotektonska karta vzhodnega dela Krške kotline................................................. 60 Slika 11: Profil preko Globoškega premogovnega bazena (dopolnjeno po MARKIČ &

ROKAVEC 2002). Lokacija profila je na sliki 10............................................................. 62


5

Slika 12: Geodetske GPS izmere topografskih profilov. Višinsko merilo je v primerjavi z dolžinami 50x previšano. Lokacije profilov so vrisane na sliki 10. .............................. 64

Slika 13: Interpretacija geodetskih GPS izmer topografskih profilov. Višinsko merilo je v primerjavi z dolžinami 50x previšano. Lokacije profilov so vrisane na sliki 10........... 65

Slika 14: Prognostični geološki profil B-B' preko Krške sinklinale preko Brežiške terase. Lokacija profila je na sliki 10. Profil je izrisan na podlagi terenskih geoloških podatkov in litostratigrafskih stolpcev označenih vrtin. Na profilu označeni prelomi in pretrgi ob njih izkazujejo ugotovljen strukturni relief, dejansko gre verjetno za kompleksne deformacije v širokih tektonskih conah, kot so razmere na območju rudnka Globoko za Artiški prelom opisovali MARIN s sodelavci (1989) ter MARKIČ in ROKAVEC (2002). Vertikalno previšanje je potrebno zaradi prikaza nagnjenosti Brežiške terase, različne nadmorske višine brežiške aloformacije južno in severno od Save ter različnega položaja drnovske aloformacije glede na absolutno nadmorsko višino na območju glinokopa Globoko (vrtina KK-4) ter preboja med Brežicami in Čatežem. ... 66

Slika 15: Prognostični geološki profil A-A'-A'' preko Krške sinklinale preko Libne in vrtine DRN-1. Profil je izrisan na podlagi terenskih geoloških podatkov in litostratigrafskih stolpcev na sliki označenih vrtin. Na profilu označeni prelomi in pretrgi ob njih izkazujejo ugotovljen ali interpretiran premik, dejansko gre verjetno za kompleksne deformacije v širokih tektonskih conah, ki jih v profilu zaradi pomanjkanja ustreznih podatkov ne moremo izrisati. Lokacija profila je na sliki 10. ....................................... 68

Slika 16: A. Poskus sedimentne interpretacije topografskega profila 1-1'-2. Po tej interpretaciji bi površinski naklon 1,6 m/km pripadal spodnjemu zasipu, ki bi ga prekril zgornji zasip z nagibom 4,7 m/km. Za ta nagib bi v skladu z načelom o obliki longitudinalnega profila pričakovali, da se bo nadaljeval gorvodno, ali se celo povečal. Vendar se naklon gorvodno zmanjša za trikrat, na 1,6 m/km. Tak longitudinalni profil nekdanjega korita ni verjeten. Hkrati sedimentna interpretacija ne ponuja odgovora na izmerjene segmente profilov, ki imajo nasproten padec in ki jih lahko povežemo v izrazit pas. Hipoteza, da bi ta pas in hkrati celotno območje med obema dvignjenima deloma nastal kot posledica erozijskih procesov, ki bi morali imeti smer E-W ni možna. Na tem delu so namreč ohranjeni originalni kanali prepletajočega se rečnega toka na vršaju v smeri N-S (tab.7, sl. 2). ..................................................... 71

Slika 17: A. Profil po površini holocenske terase. Lokacija profila je na sliki 10................ 74 Slika 18: Območje stika med glavno in južno vejo Brežiškega reverznega preloma (točki 17

in 20). Lokacija območja je označena na sliki 10. Do sedaj evidentirane deformacije površine obsegajo le monoklinalne, antiklinalne in sinklinalne oblike, pretrgov na površini še nismo opazovali, zato so omenjeni prelomi lahko slepi, na sliki so označene vertikalne projekcije prelomov na površje. ................................................................... 80

Slika 19: Območje z izmerjenimi topografskimi profili preko Brežiškega reverznega preloma. Lokacija območja je označena na sliki 10. Segmenti profilov s povratnim nagibom so povezani v pas površinske tektonske deformacije, ki jo interpretiram kot fleksurni upogib površja nad glavno vejo Brežiškega reverznega preloma. Terenski detajl iz tega območja je prikazan na Tab. 7., sl. 2, kjer so ohranjena korita nekdanjega prepletajočega se rečnega toka po zgornjepleistocenskem aluvialnem vršaju. ............................................................................................................................ 81

Slika 20: Nekateri najbolj izraziti meandrski loki na holocenskih terasah prostorsko sovpadajo z območjem med obema reverznima prelomoma. (Topografska podlaga DTK25, Geodetska uprava RS). Pojav sam za sebe ne ne odgovarja na nobeno vprašanje. Nastajanje meandrov v območjih, ki nimajo predispozicije je stohastičen pojav. V primerih tektonske predispozicije so meandri lahko ponekod bolj izraziti, taka predispozicija bi utegnila nastati tudi na holocenskih terasah med obema


6

reverznima strukturama. Vsekakor je širina holocenskih teras največja prav v pasu med obema prelomoma. Za bolj argumentiran odgovor na to vprašanje bo v prihodnosti potrebno pridobiti in analizirati LIDAR podatke in izdelati kvaliteten digitalni model višin za območje vseh holocenskih teras med Krškim in Brežicami. .. 85

Slika 21: Podlaga, navrtana v vrtinah pod (alo)formacijami na površini. Uporabljeni viri: NOSAN et al. 1973; ŠKERLJ 1980, 1981; MARIN et al. 1989; KRANJC et al. 1990; ULAGA 1993; VERBIČ 1995, 1999 in KENK 2003........................................................................ 86

Slika 22: Aluvialni preboj med Brežiško teraso in Čatežem. Izrazita je zgostitev rečnih korit pred tem prebojem v zgodovinskem obdobju . Dejstvo, da je tak preboj sploh potreben, je strukturno pogojeno in sicer z dvigom ob povratnem reverznem prelomu, ki se manifestira v dvignjeni in nasprotno nagnjeni Brežiški terasi. Na sami lokaciji preboja je današnje rečno korito vrezano v neogensko (sarmatijsko – RIŽNAR et al. 2002) podlago. Ta slika je izsek iz slike 6, priprava slike: M. Erič. S črko S je označena lokacija fotografije na sliki 23....................................................................................... 89

Slika 23: Korito Save je nekoliko gorvodno (cca 200 m) od starega mostu preko Save do Brežic, v krovninskem krilu povratnega reverznega preloma, vrezano v sarmatijske kalkarenite in laporovce. To je edina lokacija, med Krškim in Jesenicami (na teh dveh lokacijah v današnjem koritu Save izdanjajo mezozojske plasti), kjer Sava dejansko teče po predkvartarni podlagi. Lokacija fotografije je označena na sliki 22 s črko S. . 89

Slika 24: Neotektonski model vzhodnega dela Krške kotline. ............................................... 92 Slika 25: A Kompleksna deformacija neposredno nad konico, v krovninskem krilu

reverznega preloma McKinleyville (prelomna cona Mad River), Clam Beach, Kalifornija. Kompleksno deformacijo ustvarja stotina sintetičnih in antitetičnih prelomov. Klif na sliki je visok okoli 35 m in dolg 150 m. ............................................ 96

Slika 26: Tipični primeri deformacije površja ob aktivnih reverznih prelomih. (Iz: PACIFIC GAS AND ELECTRIC COMPANY 2002; Fig. 8-1). Primeri se seveda ne nanašajo na dejansko 'slepe' prelome................................................................................................ 97

Slika 27: Primerjava gravimetričnih podatkov in topografskih anomalij na površini z glavnima strukturama v predloženem seizmotektonskem modelu. Relativno široko gravimetrično 'dno' dobro sovpada z območjem med obema reverznima strukturama. Povijanje izogal v južnem krilu sinklinale iz 'alpske' na vzhodu v 'balatonsko' na zahodu raziskanega območja je praktično identično smeri izmerjene topografske anomalije. .................................................................................................................... 105


7

Seznam preglednic

Preglednica 1: Petrografska sestava prodnikov (večjih kot 2 cm) v različnih savskih zasipih

v Krški kotlini. Skupaj je bilo analiziranih 22 vzorcev, teža posameznega vzorca je bila med 14 in 22 kg. (Podatki iz: Verbič, 1995; 2004b) ..................................................... 24

Preglednica 2: Značilnosti tal na kvartarnih sedimentih, njihova starost in relativna višinska lega. ................................................................................................................. 33

Preglednica 3: Starosti vzorcev (v letih pred sedanjostjo – PS) na podlagi analiz z infrardeče stimulirano luminiscenco (IRSL) in termoluminiscenco (TL)...................... 42

Preglednica 4: Verjetnost ohranitve glaciofluvialnih zasipov, v primeru, če je bilo odloženih N=10 zasipov. Predpostavka: ohrani se le tisti starejši zasip, ki je bil odložen na širšem področju kot katerikoli mlajši. Prirejeno po GIBBONS et al., 1984. Verjetnost je izračunana po formuli ................................................................................................... 47

Preglednica 5: Pregled vertikalne komponente aktivnosti vzdolž Artiškega in Brežiškega reverznega preloma in deformacij v krovninskih krilih obeh prelomov. VR – višinska razlika; RP – referenčna površina: A-spodnja površina globoške aloformacije (1-2 milijona let); B-zgornja površina brežiške aloformacije (150.000 let); C-zgornja površina drnovske aloformacije (17.000 let); D-holocenska površina (10.000 let). jv-južna veja; glv-glavna (severna) veja; prp-povratni reverzni prelom. Aktivnost je izračunana na podlagi ocen starosti posameznih referenčnih površin (VERBIČ 2004b)........................................................................................................................................ 76

Preglednica 6: Ocenjen vertikalni zamik ob Brežiškem prelomu na podlagi interpretacije geodetskih profilov (slika 13). ....................................................................................... 83


8

Seznam tábel TABLA 1…………………………………………………………………………………………127

Sl. 1 Erozijski kontakt med spodaj ležečim pontijskim? kremenovim peskom in glino ter nekarbonatnim peščenim prodom (GA; globoška aloformacija, pliocensko-kvartarni zasip) v okolici Oklukove gore.

Sl. 2 Erozijski kontakt med spodaj ležečo pontijsko? glino ter nekarbonatnim peščenim prodom (GA; globoška aloformacija, pliocensko-kvartarni zasip) na območju glinokopa Globoko. Vidno je zapolnjeno rečno korito vrezano v podlago in navzkrižna plastnatost v produ (puščici).

TABLA 2…………………………………………………………………………………………128

Sl. 1 Peščen prod globoške aloformacije. Vsebuje vse in hkrati izključno le nekarbonatne vrste prodnikov iz savskega porečja. Zaradi razpadanja manj obstojnih prodnikov (predvsem andezitnega tufa) je prod nekoliko zaglinjen.

Sl. 2 Leča pretežno roženčevega proda med muljastimi sedimenti. Dobravska formacija v krovnini globoške aloformacije, glinokop Globoko. Razen prodnikov rožencev so tudi posamezni prodniki savske provenience, resedimentirani iz globoške aloformacije.

TABLA 3…………………………………………………………………………………………129

Sl. 1 Tla na dobravski formaciji v krovnini globoške aloformacije. Horizont Bfe je na širšem območju glinokopa Globoko debel tudi več kot 0,8 m. Sestavljajo ga do 1 cm veliki gomolji, v katerih je razen mineralov glin in kremena največ göethita (MIŠIČ 1995). Sl. 2 Tla na dobravski formaciji v severnem delu Krakovskega gozda, lokacija na blagem pobočju. Organski horizont je odstranjen, Aoh horizont je tanek in je v suhem stanju trd. Pod tankim eluvialnim E horizontom je psevdoglej (Bg), debel tudi do 10 m. Odsek na merilni palici je dolg 0,5 m.

TABLA 4…………………………………………………………………………………………130

Sl. 1 Laminiran peščen mulj, jedro vrtine KK-3, globina 29,1-29,4 m. Temnejše lamine so bolj glinaste in vsebujejo manj peska. Dobravska formacija nad globoško aloformacijo.

Sl. 2 Laminiran peščen mulj, jedro vrtine KK-3, globina 18,0,1-18,2 m. Sediment je zajela oksidacija v okviru psevdooglejevanja, verjetno kmalu po sedimentaciji. Rjave tanjše lamine so bolj glinaste in vsebujejo manj peska. Debelejše lamine so delno obarvane sivo (Bgr) in rjavo (Bgo), značilni pojav za psevdooglejevanje. Dobravska formacija nad globoško aloformacijo.

TABLA 5…………………………………………………………………………………………131

Sl. 1 Dobro litificiran srednjepleistocenski konglomerat (BA; brežiška aloformacija) nad badenijskim apnencem. Ježa terase v Krškem (Stara vas).

Sl.2 Srednjepleistocenski peščen prod (BA; brežiška aloformacija) nad panonijskim laporovcem. Ježa terase v Starem Gradu pri Vidmu.

TABLA 6…………………………………………………………………………………………132

Sl. 1 Golica v terasni ježi v Dolenji vasi pri Krškem. Zgoraj talni profil A-(B)v-Bg, nastal na sedimentih dobravske formacije (DF) nad brežiško aloformacijo. Pod njim pokopana tla (Bb


9

in BCb) nastala na peščenem produ z lečami peska brežiške aloformacije (BA). Puščica kaže na vzorčevalni tulec za luminiscenčne analize.

Sl. 2 Zahodni del golice na prejšnji sliki. Puščica označuje mesto vzorčenja psevdogleja, Bg horizont, dobravska formacija (DF) nad brežiško aloformacijo (BA), za luminiscenčne analize.

TABLA 7…………………………………………………………………………………………133

Sl. 1 Zgornjepleistocenski peščen prodnat savski zasip, drnovska aloformacija (DA). Prodna jama 'Pri gomili' severno od Boršta. Sedimentna arhitektura prepletajočega se rečnega toka.

Sl. 2 Valovita površina zgornjepleistocenskega zasipa pod talnimi horizonti vzdolž arheološkega razkopa, slika posneta v letu 2003 južno od Drnovega. Površina nekdanjega aluvialnega vršaja, drnovska aloformacija. Smer vrhov in dna undulacij je večinoma N-S do N-SE, kar je tudi smer toka nekdanje reke. Odsek na merilni palici je dolg 0,5 m.

TABLA 8…………………………………………………………………………………………134

Sl. 1 Profil tal ob magistralni cesti Ljubljana – Zagreb SW od Drnovega, zgornjepleistocenska terasa, drnovska aloformacija (DA). Današnja obdelovalna tla (Ap1, globina oranja) ležijo nad nekdanjim obdelovalnim horizontom (Ap2). Naraven horizont A (mogoče pa tudi zgornji del (B)v) je v celoti premešan in vključen v Ap2. Na tem mestu je v začetni fazi oblikovanje žepastega argiluvičnega Bt horizonta, kar sicer ni pogosto na tej terasi. Odsek na merilni palici je dolg 0,5 m.

Sl. 2 Profil tal ob magistralni cesti Ljubljana – Zagreb SE od Drnovega, zgornjepleistocenska terasa, drnovska aloformacija (DA). Podoben profil nedaleč stran od tistega na zgornji sliki. Prisotni so trije obdelovalni horizonti, spodnji naj bi po arheoloških najdbah izhajal iz antičnega obdobja. Pod njim le (B)v horizont. Odsek na merilni palici je dolg 0,5 m.

TABLA 9…………………………………………………………………………………………135

Sl. 1 Glina in šota, vrtina v Krakovskem gozdu NW od Gržeče vasi, globina 2,2 do 2,8 m. Dobravska formacija nad drnovsko aloformacijo, pozni glacial. Sl. 2 Talni profil na terasi H1severno od Gornjih Skopic. Na tej terasi je bila odkrita rimska podeželska vila. Na peščenem produ je razvit kambičen (B) horizont, ki pa je pokopan z poplavnim, nekoliko muljastim peskom, ki ga je tudi že v celotni debelini zajela pedogeneza. Obdelovalni Ap horizont je v profilu odstranjen, je pa viden v ozadju. Odsek na merilni palici je dolg 0,5 m.

TABLA 10………………………………………………………………………………………136

Sl. 1 Tipični talni profil na terasi H3. Pod obdelovalnim horizontom (Ap) so razločne oksidacijske pedogene spremembe (BC horizont). Odsek na merilni palici je dolg 0,5 m.

Sl. 2 Tla na terasi H4, območje v bližini nekdaj odplavljene vasi Zasavje vzhodno od Skopic. Na peščenem produ v talnini ni razvitih tal. Pesek kot poplavni pokrov je prekril prod brez vidnega časovnega hiatusa. Na pesku so le antropogena obdelovalna tla. Odsek na merilni palici je dolg 0,5 m.

TABLA 11………………………………………………………………………………………137

Sl. 1 Subrecentni peščen sediment na današnjem obrežnem nasipu na območju Vrbine. Sedimentne teksture so še bolj razločno opazne zaradi plasti z več oziroma manj primesmi premogovih zrn. Premogova zrna so v Savo in kasneje v sediment prišla ob separaciji premoga v Zasavju.


10

Sl. 2 Obrežni nasip na območju Vrbine ob poplavi leta 1999. Ob tej, sicer manjši, poplavi se je na nekaterih delih obrežnega nasipa usedlo tudi več kot 1 m peščenega sedimenta.

TABLA 12………………………………………………………………………………………138

Sl. 1 Posamezni bloki v zgornjepleistocenskem zasipu dosežejo tudi več kot 0,5 m3. Blok na sliki iz prodne gramoznice na Vrbini ima volumen približno 0,2 m3.

Sl. 2 Pogled iz mostu preko Save v Krškem proti severu v sotesko. Desno Sremič, levo Krško hribovje. Sava na svoji poti vse od Ljubljanske kotline pa vse do tu, do vstopa v Krško kotlino ni imela prostora, kjer bi lahko odlagala večjo količino svojega talnega tovora. Prav zaradi tega je tu nasula tako obsežen aluvialni vršaj.

TABLA 13………………………………………………………………………………………139

Sl. 1 Izrez Jožefinske vojaške topografske karte, ki je bila za to območje izdelana v letu 1784 (RAJŠP 1996). Skenogram S. Čertalič (GeoZS).

Sl. 2 Izrez topografske karte iz leta 1807, območje med Skopicami in Brežicami, vključno z vasjo Zasavje. Črtkana črta prikazuje strugo, ki je bila tedaj plovna. Bistvena sprememba glede na zgornjo karto (Sl. 1) je premaknitev struge na območje Skopiške Pristave (Mayerhof) in posledično njeno uničenje. Arhiv RS, kartografsko gradivo kat.št. 2-331 do 2-332. Skenogram S. Čertalič (GeoZS).

TABLA 14………………………………………………………………………………………140

Sl. 1 Izrez topografske karte iz leta 1839 (Situations Niveau und Profill: Plan von der Saveflusstrecke von Gurkfeld bis Rann). Arhiv RS, kartografsko gradivo kat.št. 2-368 do 2-379. Skenogram S. Čertalič (GeoZS). Sl. 2 Izrez topografske karte iz 1853, izdelane v okviru gradnje 'hrvaške' železnice proti Zagrebu (1855-1862) (Uibersicht des Savestromes im Bereiche der k.k. Bauexpositur Gurkfeld; Distanz-Zeichen IV-VIII mit Einzeichnung des unterhabenden Strafsenzuges und der Trage des im Entstehen begriffenen Steinbrüch-Agramer Stadte Eisenbahn – Flügets). Struga pod Brežiško teraso ni več plovna v tistem času, na karti je kot plovna označena tista s tanko modro sredinsko črto. Z modro barvico so verjetno že začrtane poteze bodočega reguliranega kanala. Arhiv RS, kartografsko gradivo kat.št. 2-337 do 2-339. Skenogram S. Čertalič (GeoZS).


11

Povzetek Kvartarni sedimenti, stratigrafija in neotektonika vzhodnega

dela Krške kotline

Kvartarni sedimenti v vzhodnem delu Krške kotline so stratigrafsko razvrščeni na podlagi

geoloških, geomorfnih in pedoloških kriterijev. Ugotovljeni sta dve različni skupini

sedimentov: savski peščeno prodnati rečni zasipi in drobnozrnati aluvialni sedimenti sistema

pesek-melj-glina lokalne provenience. Savski zasipi, kot izrazito diskontinuirana

sedimentna telesa, so opisani v skladu z relevantno nomenklaturo kot aloformacije. Dva

izmed savskih zasipov sta interpretirana kot tipična klimatsko pogojena glaciofluvialna

zasipa. Luminiscenčne datacije kažejo na njun nastanek tekom zadnje in predzadnje

deglaciacije, po višku vsakokratne poledenitve.

Na podlagi lito-, pedo-, morfo- in kronostratigrafskega zaporedja kvartarnih sedimentov ter

z upoštevanjem drugih geoloških in geofizikalnih podatkov je predstavljen stil kvartarnih

tektonskih deformacij. Nosilca neotektonskih deformacij sta dva reverzna preloma, Artiški z

vergenco proti jugu na severnem krilu in Brežiški z vergenco proti severu na južnem krilu

Krške sinklinale. Na podlagi geoloških in geodetskih podatkov sta interpretirana kot

potencialna seizmična izvora in hkrati na podlagi relevantnih mednarodnih standardov

opredeljena kot zmožna preloma. Brežiški prelom je sestavljen iz več vej, ki tvorijo široko

deformacijsko cono sestavljeno iz reverznih in povratnih reverznih prelomov. Artiški

prelom na površini označuje široka, vendar enotna deformacijska cona. Ostale ugotovljene

deformacije so interpretirane kot sekundarne, nastale v krovninskih krilih obeh reverznih

prelomov. Aktivnosti obeh prelomov oziroma posameznih njihovih vej znašajo na različnih

opazovanih mestih in glede na različne kvartarne stratigrafske reperje med 0,04 in 0,46

mm/leto.


12

Abstract

Quaternary sediments, stratigraphy and neotectonics of the

Eastern Krško Basin

Stratigraphy of Quaternary sediments from the Eastern Krško Basin is based on geological,

geomorphological and pedological criteria. Two distinct groups of sediments were

recognized: succession of the Sava River sandy gravel deposits on one hand and fine

grained sediments from the local sources on the other. Sava River deposits are unconformity

bounded sedimentary units and are as such described as alloformations. Two of them are of

typical glaciofluvial origin. Luminiscence ages are indicating their sedimentation during the

last and penultimate glaciation and deglaciation.

The recent structural style of the Krško Basin was established on the basis of the

deformations of the Quaternary sediments and geomorphological surfaces and by

considering other relevant geological and geophysical data. Two reverse faults were

identified as the main structures and seismic sources: south-verging Artiče reverse fault on

the northern and north-verging Brežice reverse fault on the southern limb of the Krško

syncline. Both faults are considered as capable, regarding the relevant international

standards. Especially the latter builds up a wide structural zone and consists of several

reverse faults and backthrusts. Artiče fault on the other hand is at the surface characterized

by single but wide fault zone. Other recognized structures are interpreted as secondary

deformations within hanging walls of both reverse faults. The slip rate of both faults and

their branches based on the vertical displacement of the Quaternary stratigraphic layers are

estimated between 0,04 – 0,46 mm/y.


13

1. Uvod

V sklopu predložene doktorske disertacije sem raziskoval kvartarne sedimente v vzhodnem delu Krške kotline, med Krakovskim gozdom na zahodu in državno mejo s Hrvaško na vzhodu. Na severu je območje raziskav omejeno s Krškim hribovjem in Orlico, na jugu pa z Gorjanci (slika 1). Raziskovano območje, ki meri okoli 200 km2, je pretežno ravninsko in leži med 140 in 400 metri nadmorske višine. V letih 1993 do 1995 so raziskave potekale kot samostojna študija v okviru projekta 'Neotektonske raziskave na območju Nuklearne elektrarne Krško', ki jo je naročila in financirala Uprava Republike Slovenije za jedrsko varnost (URSJV). Namen in cilj projekta je bil odgovoriti na vprašanje v kolikšni meri, na kakšen način in preko katerih potresnih izvorov je lokacija Nuklearne elektrarne Krško (NEK) potresno ogrožena. Take raziskave običajno delimo na reševanje dveh dokaj samostojnih vprašanj (slika 2): 1. ugotavljanje ogroženosti lokacije zaradi potencialnega zmožnega prelamljanja (ang. capable faulting), ki vključuje t.i. površinski pretrg (ang. surface faulting) v bližini ali neposredno pod reaktorjem 2. ugotavljanje ogroženosti zaradi potresnega nihanja tal na lokaciji, kot posledica kateregakoli potresa, ne glede na oddaljenost žarišča. Drugo vprašanje je bolj ali manj stvar tehnične oziroma konstrukcijske rešitve (ang. design issue), vsaj pri načrtovanju novih objektov. To pomeni, da se varnost objekta glede na ogroženost lahko v praksi zagotovi v veliki meri z ustreznimi konstrukcijskimi rešitvami. Pri odgovoru na to vprašanje gre za verjetnostno oceno največjega možnega pospeška tal (ob ustrezni frekvenci) na lokaciji, ki bi lahko nastal ob potencialnem potresu. Ta verjetnostna ocena mora vsebovati vse negotovosti glede potresnih izvorov. Za to oceno so najbolj pomembne geometrijske lastnosti potencialno aktivnega preloma: dolžina (na površini in v globini), širina preloma po vpadu in velikost premika v danem časovnem obdobju (aktivnost). Pomembna je seveda tudi vrsta oziroma značaj preloma ter seveda horizontalna oddaljenost potencialnega žarišča od objekta.

Slika 1: Območje raziskav in okolica z nekaterimi toponimi. Podatki DMV25 (Geodetska uprava RS). Razločno so vidne nekatere grobe, vendar prostorsko zelo omejene napake v višinskih podatkih. Legenda prikazuje nadmorsko višino v metrih.

ÁNE Krško

Gorjanci

Brežice

Sava

Libna

Krka

Sava

O r l i c a

Krško hribovje

Krakovski gozd

D o b r a v a

Globoko

Kostanjevica na Krki

Obrežje

Artiče

Drnovo

Bela Cerkev

Šentjernej

Veliki Breg

14

Tomaž V

erbič Kvartarni sedim

enti, stratigrafija in neotektonika vzhodnega dela Krške kotline

5km


15

Slika 2: Dve ločeni vprašanji potresne ogroženosti lokacije NEK.

Prvo vprašanje je za razliko od drugega stvar naravnih danosti na lokaciji (ang. site feasibility issue), s konstrukcijskimi rešitvami nanj običajno ne moremo odločilno vplivati. To pomeni, da objekte običajno ne gradijo tako, da bi nepoškodovani vzdržali premik ob površinskem prelomu neposredno pod ali ob temeljih. Odgovori na taka vprašanja so zato običajno deterministični, čeprav postajajo v svetu verjetnostne ocene te nevarnosti vse pogostejše (SWAN 1993a,b). Negotovosti naj v primeru determinističnega pristopa k temu problemu ne bi bilo. Tako prvo kot tudi drugo vprašanje pa spadata v sklop neotektonskih in seizmotektonskih raziskav.

Ključna naloga vseh raziskav v okviru projekta 'Neotektonske raziskave na območju NE

Krško', ne le raziskav kvartarnih sedimentov, je bila ugotoviti morebitne zmožne prelome

in določiti njihove osnovne parametre: geometrijo (azimut, dolžina, širina oz. globina,

vpad), kinematiko in aktivnost. Zmožni prelomi so v različnih standardih nekoliko različno

definirani. Standarda Mednarodne agencije za atomsko energijo (INTERNATIONAL ATOMIC

ENERGY AGENCY - IAEA 1991, 2002) opredeljujeta zmožni prelom kot 'prelom, ki ima

znaten potencial za relativni premik na površini ali blizu nje'. Ameriški standard (CODE OF

FEDERAL REGULATIONS - CFR 1974, 1997) je bolj natančen. Kot zmožen prelom opredeljuje

tisti prelom, ki je bil aktiven na površju ali blizu njega (1) vsaj enkrat v 35.000 letih ali

večkrat v zadnjih 500.000 letih, ali (2) je določen na podlagi zanesljivih instrumentalnih

seizmoloških podatkov ali (3) je ugotovljeno povezan s prelomom, ki izraža značilnosti (1)

ali (2).

Potresna ogroženost lokacije NEK

ogroženost zaradi potencialnega površinskega pretrga

ogroženost zaradi potresnega nihanja tal


16

V ZDA je stroka (kot tudi regulativa) na tem področju najbolj razvita in je že pred desetletji

postavila sicer nepisana izkustvena priporočila. Ta so se dandanes uveljavila praktično

povsod po svetu. Spoznano je bilo, da v primeru pomanjkanja ustreznih seizmoloških in

geodetskih podatkov (kar je večinoma primer), najbolj zanesljiv in natančen odgovor na

vprašanje o prisotnosti zmožnih prelomov dobimo iz raziskav kvartarnih sedimentov in

ustreznih geomorfnih površin. S temi raziskavami zajamemo tudi bolj ustrezen časovni

interval (nekaj 10.000 ali nekaj 100.000 let), ki ga s seizmološkimi podatki in geodetskimi

meritvami ne pridobimo. Povratne periode velikih potresov vzdolž posameznega aktivnega

preloma, značilnih potresov po SCHWARTZU & COPPERSMITHU (1984) na območjih z

zmerno seizmično aktivnostjo, kamor sodi ozemlje Slovenije, so namreč lahko nekaj tisoč

do nekaj deset tisoč let, npr. YEATS in sod. (1997). Kvartarne študije imajo večjo uporabno

vrednost tudi v primerjavi s strukturnimi študijami starejših formacij. Sklepanje v zvezi s

tem je enostavno: če imamo jasne znake za, na primer, post miocensko aktivnost danega

preloma in če hkrati preverjeno nimamo znakov deformacij v srednjepleistocenskih

sedimentih ter na njihovih površinah, potem lahko rečemo, da prelom ni več aktiven in

glede na standarde ni zmožen. Velja pa tudi obratno: tudi če ni nedvomno ugotovljenih

prelomov v starejših stratigrafskih enotah (bodisi da v celoti potekajo pa kvartarnih

sedimentih ali da je teren izrazito neugoden za njihovo neposredno in posredno opazovanje

v okviru klasičnega geološkega kartiranja), pa imamo nedvomno ugotovljene deformacije

srednje- in zgornjepleistocenskih sedimentov ter površin, se moramo soočiti s prisotnostjo

zmožnih prelomov. S tem nikakor ne želim negirati pomena raziskav starejših formacij,

vendar se zdi, da odgovori na vprašanja v zvezi z zmožnimi prelomi tičijo pretežno v

pravilnem kvartarnem stratigrafskem modelu in na njem slonečih strukturnih rešitvah.

Kot sem že omenil, je delo deloma potekalo v okviru raziskav ocene potresne nevarnosti na

lokaciji Nuklearne elektrarne Krško (VERBIČ 1995, 1999). V letih 2002-2003 je potekala

revizija verjetnostne ocene potresne nevarnosti na lokaciji NE Krško. Tedaj sem kot

sodelavec imel priložnost združiti različne podatke in jih nato urediti v obliko razprave. Del

predstavljenih rezultatov je nastal ob geološki spremljavi arheoloških izkopavanj vzdolž

obstoječe magistralne ceste med Krakovskim gozdom in Obrežjem (VERBIČ 2004a). Na tem

odseku (približno 20 km) sem ob tem imel možnost vpogleda v talne profile in v sedimente

pod njimi. Del predstavljenih rezultatov je nastal izključno na iniciativo avtorja in izven

institucionalnega okvira, kot posledica znanstvene radovednosti (VERBIČ 2002a).


17

2. Metodologija dela

2.1. Metode stratigrafskih raziskav v kvartarju in geološka karta kvartarnih sedimentov

Metode stratigrafskih raziskav v kvartarju na področju terestičnih sedimentacijskih okolij

imajo sicer splošna teoretična izhodišča, vendar so njihova orodja specifična. Glavna

značilnost profilov v terestičnem kvartarju, še posebno pa v primeru glaciofluvialnih

zasipov, je njihova diskontinuiranost, posledica tega pa izrazit pomen geomorfnih površin in

postsedimentacijskih procesov na teh površinah (pedogeneza; aluvialna, koluvialna ali

eolska akumulacija; erozija). Eno izmed zelo pomembnih stratigrafskih orodij je študij

talnih kronosekvenc oz. njihovih 'značilnih' horizontov skozi geološki čas (BIRKELAND

1984; BULLARD & LETTIS 1993; SCHAETZL & ANDERSON 2005). S talno kronosekvenco

označujemo zaporedje sorodnih tal, ki se medsebojno razlikujejo v določenih lastnostih,

predvsem zaradi časa samega kot tvornega činitelja tal. V primeru kvartarnih sedimentov

Krške kotline lahko govorimo o dveh ločenih kronosekvencah: tisti na savskih zasipih in

tisti na dobravski formaciji. Medsebojno prekrivanje obeh tipov sedimentov v

stratigrafskem zaporedju predstavlja znatno težavo pri ugotavljanju ustreznih kronosekvenc.

Pojavljajo se horizonti različno starih pokopanih tal, ki se zaradi prekritja z mlajšimi

sedimenti niso uspela razviti v taki meri, kot bi se lahko glede na njihovo starost. Izredno

pomembno je ustrezno ločevanje med 'in situ' tlemi in resedimentom tal. Litologija oziroma

petrografija, še posebno v primeru prodnatih sedimentov, je odločilna za ločevanje

provenience stratigrafskih enot. Nenazadnje moram omeniti velik pomen luminiscenčnih

metod datiranja, ki so na primeru kvartarne stratigrafije Krške kotline pokazale 'absolutne'

starosti dveh glaciofluvialnih zasipov.

Kvartarne usedline sem razdelil na podlagi sistema dveh zaporednih korakov oziroma dveh

različnih skupin kriterijev. Prvi korak obsega petrografske, litološke in sedimentološke

kriterije. Na podlagi teh sem ločil dve skupini usedlin. V prvo skupino uvrščam pretežno

karbonatni peščen prod (konglomerat) z lečami peska, ki je glede na provenienco sediment

reke Save. V drugo skupino usedlin uvrščam pretežno drobnozrnate sedimente sistema

pesek-melj-glina, z lečami muljastega proda in brez karbonatne komponente. To so pretežno


18

aluvialni sedimenti poplavnih ravnin, ki so jih nanašali potoki večinoma s severnega obrobja

kotline (Krško hribovje, Orlica). Glede na provenienco gre za sedimente lokalnega izvora in

kot take večinoma za resedimente tal. Samo geološko kartiranje je potekalo po metodi vseh

golic, ki so na tem območju večinoma antropogene (izkopi, useki, …). Pri kartiranju sem

uporabljal različne topografske osnove (vse Geodetska uprava Republike Slovenije -

GURS): večinoma Temeljni topografski načrt 1:5000 (TTN5), tudi Digitalni ortofoto načrt

1:5000 (DOF5), kot pregledno pa Topografsko karto 1:25.000 (DTK25). Pri tem moram

poudariti kvalitetne temeljne topografske načrte, ki predvsem zaradi gostih plastnic (na

ravninskem območju večinoma na 0,5 m) omogočajo zaznavanje zelo rahlih topografskih

anomalij. Kot sestavni del kartiranja kvartarnih sedimentov je sočasno potekalo že

omenjeno kartiranje talnih profilov ter tudi geomorfološko kartiranje. Zaradi same narave so

za neotektonsko interpretacijo bistveno pomembnejši glaciofluvialni zasipi kot sedimenti

lokalnega aluvialnega vnosa. Savskim zasipom je zato bila posvečena tudi nekoliko večja

pozornost.

Savski peščen prod je odložen v akumulacijskih in tudi erozijskih terasah. Akumulacijsko

teraso lahko opisujemo tudi z že uveljavljenim izrazom zasip. Te terase oziroma neerodirane

dele posameznih zasipov sem med seboj ločil v drugem koraku, in sicer na podlagi sledečih

kriterijev:

- izraznost, obseg

- nadmorska višina

- litologija (struktura, sestava)

- tla – predvsem kronosekvenca (pokopana tla, če je odložen lokalni ali koluvialni

sediment)

- morebitni pokrov lokalnih aluvialnih sedimentov (struktura, sestava, tla na njih)

- morebitni koluvialni sediment, tla na koluvialnem sedimentu

- razrezanost robov teras

- morfologija površin teras

- geometrija sedimentnih teles

- relativni naklon površin

- luminscenčne analize

- antropogeni posegi (arheološki in zgodovinski podatki, …).


19

Ločil sem lahko štiri holocenske in tri pleistocenske terase. V skladu z veljavno

stratigrafsko nomenklaturo jih opisujem tudi kot aloformacije (NORTH AMERICAN

COMMISSION ON STRATIGRAPHIC NOMENCLATURE 1983). Ocenjujem, da je razvrstitev

kvartarnih sedimentov v Krški kotlini na podlagi omenjenega pravilnika ustreznejša kot

tista, ki jo za stratigrafske enote z različnimi diskordantnimi mejami predlaga Mednarodna

stratigrafska komisija (SALVADOR 1994). Razlog za mojo odločitev je v tem, da v tej

razpravi opisane enote ustrezajo alostratigrafskim enotam, ki imajo nekoliko ožjo in bolj

natančno opredelitev kot sinteme (SALVADOR 1994). Zdi se, da najstarejši ohranjen zasip

izvira iz obdobja pred intenzivnimi kvartarnimi poledenitvami in je torej lahko tudi delno ali

v celoti pliocenski. Na to nakazujejo številna posredna opazovanja. Omenjam tudi

potencialni četrti pleistocenski zasip, ki pa ni dovolj raziskan, saj se pojavlja le na enem

mestu (Malenska terasa). Dve pleistocenski terasi sta interpretirani kot površini tipičnega

glaciofluvialnega zasipa.

Poimenovanje in formaliziranje posameznih (alo)formacij je v tej razpravi na nivoju

delovnega predloga. Ob tem predlagam lokacije, ki bi lahko bile primerne kot tipične

(stratitipi) za posamezne (alo)formacije. Formalizacija litostratigrafske nomenklature je v

primeru kvartarnih terestičnih sedimentov otežena zaradi njihove vertikalne

diskontinuiranosti in omejene bočne razširjenosti. Opozarjam, da je predlagana

nomenklatura vezana le na prostor Krške kotline. V prihodnosti bo potrebno izdelati več

podobnih lokalnih lito- oziroma alostratigrafskih zaporedij, šele nato pa jih na podlagi

podobnosti poskusiti združiti v konsistentno stratigrafsko shemo za širši prostor.

2.2. Luminiscenčne analize starosti sedimentov

V sklopu naloge so bile uporabljene različne metode datiranja kvartarnih sedimentov in

površin. Luminiscenčne analize je naredila dr. Shannon Mahan z Laboratorija za

luminiscenčne datacije Ameriškega geološkega zavoda v Denverju (United States

Geological Survey, Luminiscence Dating Laboratory, Denver). Elaborati o postopku datacij

so shranjeni pri avtorju disertacije. Izvedene so bile infrardeče stimulirane luminiscenčne

analize (IRSL – Infrared Stimulation Luminiscence) in termalne luminiscenčne analize (TL


20

– Thermal Luminiscence). Za analize so bila izbrana zrna kremena in plagioklazov velikosti

4-11 µm.

2.3. Palinološke analize

Akademik dr. Alojz Šercelj je namensko v sklopu neotektonskih raziskav naredil nekaj

pelodnih analiz vzorcev iz vrtin z območja glinokopa pri Šentlenartu in Krakovskega gozda.

2.4. Geomorfološke analize in opazovanja

Geomorfološka opazovanja so običajno sestavni del geološkega kartiranja kvartarnih

sedimentov, kar je bilo že omenjeno. Še enkrat lahko poudarim koristnost obstoječih

topografskih načrtov TTN5 (GURS), na podlagi katerih so bile analizirane in kasneje tudi

interpretirane številne topografske oblike (na primer na sliki 18). Razen tega v sklop

geomorfoloških analiz spadajo tudi natančne geodetske meritve površine

zgornjepleistocenskega aluvialnega vršaja in njihova interpretacija. Geodetske meritve so

bile izvajane v linijah, ki sem jih določil na tak način, da so

a) potekale kar se da vzporedno z nekdanjim aluvialnim odtokom na vršaju,

b) da so se izognile poseljenim območjem in antropogenim posegom in

c) da so bile le izjemoma lomljene in da je bil kot loma čim manjši.

Izvedlo jih je podjetje Geoid d.o.o. z diferencialno GPS (Global Positioning System)

napravo Leica 530 RS. Skupna dolžina meritev je bila približno 15 km, korak med dvema

meritvama pa približno 1,5 m. Natančnost meritev je dosegla interval ±1 cm.


21

2.5. Konstrukcija neotektonskega modela

Aktivne prelome lahko ugotavljamo z različnimi orodji. LETTIS & KELSON (2000) izdvajata

štiri pristope: geodetski, zgodovinski skupaj z arheološkim, seizmološki ter geološki.

Različni geološki pristopi so v pogojih zmerne tektonske aktivnosti večinoma najbolj

uspešni pri reševanju neotektonskih problemov.

Neotektonski model predstavljen v tej razpravi sloni na strukturni interpretaciji rezultatov

stratigrafske analize kvartarnih sedimentov. Hkrati v neotektonski model vključujem druge

geološke, gravimetrične, georadarske in geodetske podatke. Dodatno so bili obdelani

stratigrafski podatki pridobljeni iz številnih vrtin (NOSAN et al. 1973; ŠKERLJ 1980, 1981;

MARIN et al. 1989; KRANJC et al. 1990; ULAGA 1993; VERBIČ 1995, 1999; KENK 2003). Ob

nastajanju razprave so bili kritično ovrednoteni in seveda primerno upoštevani dosedanji

pogledi na strukturno zgradbo Krške kotline.

Ugotavljanje površinskih deformacij na območjih kvartarnih glaciofluvialnih zasipov sloni

na analizah njihovih zgornjih, deloma pa tudi spodnjih površin. Zgornje površine odražajo

primarni sedimentni padec v smeri toka reke. Praviloma je ta padec enakomeren, če le

vzamemo dovolj kratek odsek rečnega toka. Znatna odstopanja od primarnega sedimentnega

padca lahko interpretiramo s postsedimentacijskimi procesi, tektonski premiki so en izmed

najbolj pogostih vzrokov za porušitev primarnega sedimentnega naklona določene površine.

Mozaik vhodnih podatkov za neotektonski model dopolnjujejo podatki geodetskih meritev.

Te so potekale na površini zgornjepleistocenske terase, v šestih profilih, ki sem jih določil

na podlagi poteka plastnic na TTN5 ter na podlagi drugih opazovanj, ki so nakazovala na

površinske deformacije površine te terase (slike 12, 13, 16). Namen meritev je bil predvsem

evidentirati morebitne tektonske deformacije površine zgornjepleistocenske terase (profili 1-

5). Ta je za meritve zelo primerna, saj je glede na nastanek akumulacijska in tudi ohranjena

na dovolj veliki površini. Holocenske površine (vrbinski aločlen) so le delno akumulacijske,

delno pa tudi erozijske, zato niso primerne za natančna geodetska merjenja. Prav tako so za


22

te meritve primerne površine poplavnih ravnin ob manjših potokih. Na takih površinah je bil

izmerjen profil vzdolž dela doline Sromljice (profil 6).


23

3. Geološka karta in stratigrafija kvartarnih sedimentov

Spodnja kronostratigrafska meja dobravske formacije ni natančno določena, v

stratigrafskem modelu (slika 4) jo deloma enačim s spodnjo mejo globoške aloformacije,

čeprav večinoma dobravska formacija leži v krovnini globoške aloformacije. Stratigrafsko

višje je na nekaterih območjih (tu še posebno omenjam območje Dobrave med Brezino,

Kapelami in Globokim) bolj ali manj neprekinjeno potekala monotona sedimentacija

pretežno drobnozrnatega, nekarbonatnega aluvialnega materiala vse do danes. To območje

še danes zaznamujejo pretežno močvirne poplavne ravnine ob potokih Sromljica, Gabrnica,

Žabjek, Ribjenk, Negot in Virje. Stratigrafska zaporedja na območju Dobrave so poznana

izključno iz opisov jeder vrtin. Čeprav ni običajno, da so stratotipi vezani na jedra vrtin

predlagam, da stratotip te formacije določimo na podlagi litostratigrafskega opisa ene izmed

obstoječih vrtin, še veliko primerneje pa bo, če bo namensko za stratotip opisano jedro

morebitne nove vrtine.

Na večjem delu raziskovanega območja pa je stratigrafsko zaporedje dobravske formacije

prekinjeno s savskimi zasipi. Tako dobimo dobravsko formacijo v različnih, bolj natančno

definiranih litostratigrafskih položajih in ne le kot omenjen kronostratigrafski ekvivalent in

krovnino globoške aloformacije. Ločimo lahko še dobravsko formacijo kot krovnino

brežiške aloformacije in kot krovnino drnovske aloformacije (slika 4). Ker je različen

litostratigrafski položaj odločilen za razumevanje stratigrafskih odnosov v Krški kotlini,

opisujem Dobravsko formacijo ločeno v več podpoglavjih, glede na njeno talnino.

3.1. Pliocensko-kvartarni zasip: globoška aloformacija

Ta zasip je odložen na najširšem območju kartiranega ozemlja (slika 3). Leži diskordantno

na različni, pretežno neogenski, ponekod pa tudi mezozojski in paleozojski podlagi (slika 4;

tab. 1, sl. 1,2). Na obrobju kotline ga najdemo na severu v Krškem hribovju (do nadmorske

višine 240 m), na pobočju Orlice (340 m), na Libni (330 m) kot tudi na jugovzhodu in na

jugu Krške kotline (Kapele, 218 m, pobočje Gorjancev, 310 m). Na dnu kotline je


24

pliocensko-kvartarni zasip v vrtinah na različnih nadmorskih višinah: SW od naselja

Globoko je bil ta zasip navrtan na nadmorski višini med +80 in +5 m (vrtina GV-10/82)

oziroma med +70 in –40 m (vrtina GV-11/82) (MARKIČ & ROKAVEC 2002). Vrtina Mi-2 pri

Trebežu severno od Šentlenarta je ta zasip navrtala na nadmorski višini med +60 do –50m,

vrtina na dvorišču podjetja Vino Brežice (VB na sliki 3) v Šentlenartu na nadmorski višini

med +140 in +60 m. 200 m SW od mesta vrtine VB pliocensko-kvartarnega zasipa ni več,

saj je na neogenski podlagi neposredno odložen srednjepleistocenski zasip. Tudi na številnih

drugih mestih na dnu kotline je globoška aloformacija v celoti erodirana, tako da na

neogenski podlagi ležijo neposredno mlajši kvartarni zasipi. Debelina pliocensko-

kvartarnega zasipa je izrazito spremenljiva in znaša od vsega nekaj metrov na obrobju

kotline do več kot 100 m na območju južno od kraja Globoko. Višinska razlika med zgornjo

površino tega zasipa na Libni in v vrtini Mi2 je več kot 250 m, med spodnjo pa več kot 350

m. Te razlike lahko pojasnimo le s postsedimentacijskimi deformacijami. Glede na znaten

razkorak v razliki lege zgornjih in spodnjih površin lahko posredno sklepamo, da je bila

sedimentacija tega zasipa dolgotrajna in da se prav glede tega izrazito loči od srednje- in

mlajšepleistocenskega zasipa. Najpreglednejše golice te aloformacije so na območju

glinokopa Globoko severno od istoimenskega kraja. Po njem je aloformacija dobila tudi

ime. Čeprav je debelina globoške aloformacije na območju glinokopa le 15 do 20 m, vseeno

menim, da je to tudi najprimernejše mesto za opis tipskega profila, ki je bil že opisan

(VERBIČ 1995).

Preglednica 1: Petrografska sestava prodnikov (večjih kot 2 cm) v različnih savskih zasipih v Krški kotlini. Skupaj je bilo analiziranih 22 vzorcev, teža posameznega vzorca je bila med 14 in 22 kg. (Podatki iz: Verbič, 1995; 2004b)

aloformacija

globoška brežiška & drnovska (z vrbinskim aločlenom)

petrografska skupina

vsi prodniki nekarbonatni prodniki vsi prodniki

karbonati 0% / 77%

rdeči silikaklastiti 17% 15%

ostali silikaklastiti 14% 32%

triasne predornine in tufi 22% 17%

terciarne predornine in tufi 13% 21%

roženci 22% 9%

kremen 12% 6%

23%

skupaj 100% 100% 100%


25

Slika 3: Geološko-geomorfološka karta kvartarnih sedimentov v vzhodnem delu Krške kotline

Slika 4:Kvartarna lito-, alo- in kronostratigrafija ter provenienca sedimentov in njihove glavne lastnosti v vzhodnem delu Krške kotline. Vertikalna os je časovna, stolpec ne prikazuje prostorskih odnosov med posameznimi lito- in alostratigrafskimi enotami. (P.S.= pred sedanjostjo).

Tomaž V



26

Tomaž Verbič Kvartarna stratigrafija in neotektonika vzhodnega dela krške kotline

27

Petrografska sestava tega peščeno prodnatega zasipa je na veliki večini opazovalnih točk

izključno nekarbonatna (tab. 2, sl. 1, VERBIČ 1995; VERBIČ et al. 2000) in s tem odstopa od

lastnosti mlajših savskih zasipov. Hkrati pa vsebuje izključno in hkrati tudi vse nekarbonatne

različke prodnikov, ki jih so v mlajših savskih zasipih. Ne le kvalitativno, tudi kvantitativni

deleži posameznih petrografskih različkov potrjujejo, da je ta prod nasula Sava (VERBIČ

1995). Če primerjamo nekarbonatne skupine prodnikov iz tega zasipa s tistimi iz mlajših

zasipov (preglednica 1) vidimo, da je v globoški aloformaciji kvantitativno več bolj obstojnih

petrografskih različkov (kremen, roženec) in manj slabše obstojnih (skupina ostalih

silikaklastitov, kamor sem med drugim uvrstil recimo karbonske in permske ter triasne

skrilave silikaklastite in skupina terciarnih predornin in tufov). Kam so izginili karbonatni

prodniki? 'In situ' pedogeno raztapljanje (KUŠČER 1993) verjetno ni pravilna interpretacija. V

glinokopu severno od kraja Globoko lahko opazujemo tanke centimetrske muljaste pole med

prodom, ki niso deformirane. V primeru 'in situ' raztapljanja karbonatnih prodnikov, ki jih je

v mlajšem savskem produ okoli 77%, bi verjetno prišlo do deformacij tako tankih vložkov,

kot so centimetrske plasti mulja. Hkrati je tu ohranjena imbrikacija prodnikov in nekatere

fluvialne sedimentne teksture, predvsem navzkrižna plastnatost (tab. 1, sl. 2). Bolj verjetno je

prišlo do raztapljanja karbonatnih prodnikov med sukcesivnim zaporedjem (avto)cikličnih

procesov pred dokončno odložitvijo materiala, posamezen cikel je obsegal sledeče procese:

1. nastajanje tal (pedogeneza, vključuje raztapljanje karbonata)

2. (rečna) erozija in transport

3. odlaganje v rečnem koritu ali poplavni ravnini, ki mu sledi ponovno nastajanje tal.

Odsotnost karbonatnih prodnikov lahko razlagamo s pedogenim raztapljanjem karbonata in

sukcesivni resedimentaciji pedogenih horizontov. Predvsem iluvialen horizont B in

argiluvičen horizont Bt na prodnih savskih zasipih imata take lastnosti: popolno odsotnost

karbonata in nekarbonatne prodnike kot skelet. Tako interpretacijo odsotnosti karbonatnih

prodnikov podpirajo tudi navedene kvantitativne petrografske analize (preglednica 1). V tej

formaciji je delež bolj obstojnih monomineralnih kamnin primerjalno bistveno večji kot v

mlajših zasipih. In obratno: v mlajših zasipih je primerjalno več slabo obstojnih različkov, kot

so na primer že omenjeni skrilavi silikaklastiti karbonske in permske starosti ter andezitni tufi.

To lahko razlagamo s hitrejšim razpadanjem manj obstojnih prodnikov tekom večkratne

resedimentacije. Mlajši kvartarni zasipi niso prešli skozi procese intenzivnih resedimentacij,

njihova sedimentacija je bila sunkovita, zato je njihova petrografska sestava 'sveža'.


28

Glede na geometrijo ta zasip bistveno odstopa od mlajših glaciofluvialnih zasipov. Debelina

slednjih znaša namreč le do 20 m (zgornjepleistocenski) oziroma 10 m (srednjepleistocenski).

Relativna velika debelina tega zasipa pa nakazuje, da bi njegovo nastajanje utegnilo potekati

dalj časa kot pa je potekalo sunkovito nasipavanje tipičnega glaciofluvialnega zasipa.

Posledično lahko sklepamo, da ne gre za enoten zasip in da bi ga ob primernem neposrednem

opazovanju v njegovi največji debelini lahko delili na več delov. Na to nakazujeta tudi dve

opazovanji na vznožju Libne. Tam je njegova petrografska sestava pretežno karbonatna in

ustreza sestavi srednje- in zgornjepleistocenskih zasipov. Enako pretežno karbonaten prod

smo v posameznih horizontih opazovali tudi kot izplako na vrtini Vino Brežice v Šentlenartu.

Zalo utemeljeno domnevam, da je Sava poleg resedimenta skeleta talnih horizontov B in Bt

odlagala tudi 'svež' prod, ki ima pretežno karbonatne prodnike in da torej pliocensko –

kvartarni zasip ni enoten. Razmere, predvsem zaradi sporadičnosti opazovanj, pa niso

dovoljevale njegovo členitev.

Ugotovim lahko, da imamo o tem zasipu danes pomanjkljive informacije. Na daljše obdobje

nastajanja tega zasipa nakazuje tudi že omenjena velika razlika v strukturnem reliefu glede na

spodnjo (maksimalno ~350 m) in zgornjo (maksimalno ~250 m) površino. Peščen prod tega

zasipa ni nikjer sprijet v konglomerat.

3.2. Dobravska formacija - krovnina in bočni ekvivalent globoške aloformacije

Praktično povsod, tako na obrobju kot tudi na dnu kotline, je pliocensko-kvartarni zasip

prekrit s pretežno drobnozrnatimi aluvialnimi naplavinami. Na območju glinokopa pri

Globokem so te naplavine debele do 8 m (VERBIČ 1995). Tu jih je v celotni debelini zajelo

psevdooglejevanje, tako da je pravilneje, če ta pokrov označimo s pedološkim izrazom

psevdoglej. Značilno je pojavljanje debelega Bfe horizonta nad Bg horizontom (tab. 3, sl. 1).

Debelina teh sedimentov v vrtini Mi-2 je okoli 100 m, v vrtini GV-11/82 80 m (MARKIČ &

ROKAVEC 2002), v vrtini KK3 pa 34 m (VERBIČ 1995). Zdi se, da so se na tem območju

istočasno prepletali bolj ali manj kontinuirani sedimentacijski in pedološki procesi:

psevdooglejevanje ter ponekod tudi oglejevanje. Kjer so sedimentne teksture ohranjene, lahko

opazujemo različne vrste laminiranosti, predvsem navzkrižno in horizontalno (tab. 4, sl. 1,2).


29

Največje debeline ta formacija doseže na območju med Trebežem in Kapelami. To območje

nosi ledinsko ime Dobrava, po katerem je formacija dobila tudi ime. Tipsko lokalnost za to

formacijo bo potrebno še določiti, najbolj primerna za opis stratotipa pa bi nedvomno bilo

jedro morebitne nove vrtine na območju Dobrave. Začasna rešitev v sili je tudi profil v

glinokopu Globoko (VERBIČ 1995), čeprav je tam debelina teh sedimentov le 8 m.

Izvorno območje za te aluvialne naplavine je pobočje Orlice, ki se proti kotlini odvodnjava s

potoki Močnik, Sromljica, Gabrnica in Žabjek, deloma pa tudi pobočje Kapel s potokoma

Negot in Virje. Sedimentacija se je na območjih, ki jih niso zajeli savski glaciofluvialni zasipi

odvijala bolj ali manj kontinuirano skozi celoten kvartar. V stratigrafskem zaporedju ni

opaznih prekinitev in erozijskih dogodkov, kot je to primer na območjih, ki so jih dosegli

klimatsko pogojeni savski glaciofluvialni zasipi. Zdi se, da je bila kontrolirana pretežno s

strukturnimi oziroma tektonskimi pogoji (višina lokalne erozijske baze). Na območjih, ki so

jih dosegli savski glaciofluvialni zasipi, je ta formacija z njimi prekinjena, vendar se njeni

sedimenti ponovno odlagajo v krovnini glaciofluvialnih zasipov (glej poglavji '3.5.

Dobravska formacija - krovnina in bočni ekvivalent brežiške aloformacije' in '3.7. Dobravska

formacija - krovnina in bočni ekvivalent drnovske aloformacije'). Podobne razmere so v

severnem delu Krakovskega gozda (tab. 3, sl. 2).

Na OGK SFRJ, list Zagreb (ŠIKIĆ et al. 1977) so ti sedimenti opredeljeni kot pliocensko-

kvartarna glina ter kot pleistocenska nekarbonatna puhlica oziroma močvirska puhlica.

Čeprav ne moremo z gotovostjo ovreči delnega eolskega nastanka teh sedimentov, pa številni

pokazatelji nakazujejo na njihov lokalni aluvialni izvor. Prevladuje mulj in pesek, podrejeno

nastopajo leče proda, ki je večinoma muljast in/ali peščen. Tudi prodniki so izključno

nekarbonatni: v manjšini gre za posamezne nekarbonatne prodnike presedimentirane iz

spodnjemiocenskega konglomerata (blestnik, kvarcit, grafitni skrilavec), delno gre za

presedimentirane prodnike iz savske provenience (resediment globoške formacije), pretežno

pa za slabo zaobljene rožence lokalnega izvora, predvsem iz krednih formacij (tab. 2, sl. 2;

ZUPANČIČ 1995; VERBIČ 1995). V sicer manjšem obsegu, tako časovno kot tudi glede na

prostorsko razširjenost, se pojavljajo tudi izrazito drobnozrnati sedimenti (meljasta glina) in

plasti šote. Predvidevam, da se je sedimentacija odvijala na območju zamočvirjene poplavne

ravnine. Podobno sedimentacijsko okolje je na območju Dobrave NE od Brežic deloma še

danes: večji del leta močvirnato ozemlje s številnimi manjšimi vodotoki in krajša obdobja

relativno suhih razmer. V takih pogojih prihaja do procesov oglejevanja in predvsem


30

psevdooglejevanja. Površinska voda na številnih mestih dalj časa zastaja, vendar pravih

ojezeritev danes ni. Korita potokov so prodnata, poplavni sediment na poplavni ravnini pa

peščen in predvsem muljast.

3.3. Srednjepleistocenski zasip: brežiška aloformacija

Srednjepleistocenski zasip je na levem bregu Save ohranjen pri Krškem, v okolici Dolenje

vasi, med Šentlenartom in Brežicami (Brežiška terasa), od tu vzdolž toka Save do Dobove

(slika 3). Na desnem bregu Save je ohranjen pri Leskovcu (Leskovška terasa), na južnem

obrobju Krške kotline pa med Hrastjem in Borštom (Cerkeljska terasa), pri Čatežu, ter v

ozkem, prekinjenem pasu med Prilipami in Jesenicami, kjer se spet razširi v široko teraso do

Bregane. Opozoriti je treba na ostanka tega zasipa na desnem bregu Krke pod Malenskim

vrhom ter na vzhodnem pobočju Velikega brega (VERBIČ & RIŽNAR 1997). Že na podlagi te

prostorske razširjenosti je vidno, da v osrednjem delu kotline tega zasipa na površini ni, je pa

bil navrtan v vrtinah (VERBIČ 1999). Površine te terase na severu med Dolenjo vasjo in

Pesjem padajo proti jugu, na južni strani med Brežicami in Šentlenartu pa proti severu. Tako

na severu (Krško, Dolenja vas) kot na jugu (Brežice, Čatež) so ostanki tega zasipa dvignjeni

nad današnjo (holocensko) površino do okoli 20 m. Zdi se, da so to jasni znaki za post

srednjepleistocenske tektonske deformacije. Zasip je ime dobil po mestu Brežice, ki v celoti

ležijo na njem. Kot tipsko lokacijo te aloformacije predlagam golico v ježi terase v Starem

gradu pri Vidmu (tab. 5, sl. 2).

Konglomeriranost tega zasipa je spremenljiva. Dobro litificiran konglomerat opazujemo v eni

izmed teras pri Krškem (tab. 5, sl. 1), nekoliko slabšo v terasah pri Leskovcu ter med

Hrastjem in Borštom (Cerkeljska terasa). V ostankih terase pri Dolenji vasi (tab. 5, sl. 2), pod

Velikim bregim in Malenskim vrhom, med Šentlenartom in Brežicami ter od tu dolvodno tako

na levem, kot tudi na desnem bregu Save ta zasip ni konglomeriran. Zdi se, da je stopnja

konglomeriranosti izključno kategorija lokalnih hidrogeloških razmer. Zanimivo je, da

debelina tega zasipa nikjer ne presega 10 m, večinoma pa znaša okoli 5 m. Tako je ta zasip v

povprečju polovico tanjši kot zgornjepleistocenski.

Z opazovanji je potrjeno, da so se tla na tem zasipu nemoteno, brez opazne akumulacije ali

erozije, razvijala le na srednjepleistocenskih terasah med Cerkljami in Borštom in delno pri


31

Leskovcu. Povsod drugod sta se na izpostavljeni srednjepleistocenski površini bolj ali manj

intenzivno odvijali akumulacija in/ali erozija.

3.4. Malenska terasa

Malenska terasa se nahaja pri Velikih Malencah na desnem bregu Krke in je približno 25 m

dvignjena nad današnjo poplavno ravnino Krke (slika 3). Njena površina je skoraj v celoti

antropogeno predelana, saj je na njej prazgodovinsko, rimsko in srednjeveško arheološko

najdišče. Opazovanja sedimentov in tal na tej terasi so omejena, ustreznih golic skoraj ni. V

letu 1996 se je na severnem robu terase odtrgal manjši usad, ki je delno razkril talni in

sedimentni profil. Izkazalo se je, da je eluvialni horizont (E) nad argiluvičnim horizontom

(Bt) na tem mestu nenavadno debel v primerjavi z ustreznimi profili na Cerkeljski terasi.

Debelina eluvialnega horizonta je tu znašla najmanj 110 cm, debelina argiluvičnega pa več

kot 170 cm. Glede na kriterij talne kronosekvence na savskih zasipih v Krški kotlini

(preglednica 2) se ta terasa značilno razlikuje od drugih primerljivih ostankov

srednjepleistocenske terase, na primer Cerkeljske terase. Zdi se, da gre za starejšo, verjetno še

vedno srednjepleistocensko teraso. Ker pa gre le za en kriterij, ugotovljen na enem samem

mestu ocenjujem, da to za uvedbo samostojnega zasipa ni dovolj tehten argument. Problem

ostaja odprt.

3.5. Dobravska formacija - krovnina in bočni ekvivalent brežiške aloformacije

Prekritost brežiške aloformacije z mlajšimi sedimenti je zelo raznolika. Terasa med Starim

gradom in Pesjem (tab. 6, sl. 1,2) je prekrita z 0,3 do 2 m, redko do 10 m debelim pokrovom

peščeno muljastih aluvialnih usedlin, ki ležijo na pokopanih tleh, nastalih na peščenem produ

(brežiška aloformacija). Še nekoliko tanjši (0,2 do 1 m) je pokrov aluvialnih peščeno

muljastih naplavin na območju med Brežicami in Šentlenartom (Brežiška terasa). Tu jih je v

celotni debelini zajela pedogeneza. Podobna situacija je na območju med Selom pri Dobovi in

Dobovo ter Ribnico in Obrežjem, s tem, da je tu erozija pred akumulacijo odnesla del

prodnega zasipa in seveda pokopana tla na njem. Vsa ta območja so na karti (slika 3) sicer

prikazana kot srednjepleistocenski savski zasip, ki sicer izdanja v ježah teh teras. Karta torej


32

na teh mestih ne upošteva njegove prekritosti z lokalnimi sedimenti. To izjemo sem naredil

zaradi večje preglednosti karte, predvsem pa zaradi tega, ker ima srednjepleistocenski savski

zasip (Brežiška aloformacija) bistveno večji pomen pri strukturni interpertaciji kot površina

dobravske formacije, ki je starostno zelo raznolika. Značilen profil za ta del dobravske

formacije je v ježi terase v Dolenji vasi pri Krškem.

Aluvialne naplavine, ki prekrivajo srednjepleistocensko teraso so izključno nekarbonatne. Na

OGK SFRJ, list Zagreb (ŠIKIĆ et al. 1977) so ti sedimenti interpretirani kot puhlica ali

močvirska puhlica. Enako kot sem omenil že za dobravsko formacijo v krovnini globoške

aloformacije, tudi tu ne moremo z gotovostjo ovreči delnega eolskega nastanka teh

sedimentov. Številni znaki pa vendarle nakazujejo na njihov aluvialni izvor. Tudi tu

prevladuje mulj in pesek, podrejeno nastopajo leče muljasto peščenega proda. Prodniki so

izključno nekarbonatni. Delno pripadajo resedimentiranim nekarbonatnim prodnikom savske

provenience, večinoma pa rožencem. Na številnih mestih je celotno sekvenco tega pokrova

zajela pedogeneza – psevdooglejevanje. Ta pokrov zato lahko opisujemo tudi kot tla. Kjer so

sedimentne teksture ohranjene, lahko opazujemo tanko, milimetrsko do centimetrsko

laminacijo. Zdi se, da so večino tega aluvialnega sedimenta na nekdanje dno kotline naplavili

potoki z obrobja Orlice: Dolenjevaški potok, Močnik in Sromljica. Ti potoki so prekrili skoraj

celotno dno kotline, na jugu pa je bilo območje omejeno s Savo. To opazovanje nakazuje na

še en impliciten zaključek. Sava je v obdobju sedimentacije dobravske formacije nad brežiško

aloformacijo tekla skozi preboj med Brežicami in Čatežem, sicer Brežiška terasa ne bi bila

prekrita z drobnozrnatimi naplavinami Dobravske formacije. Topografsko nad nivojem

sedimentacije je bilo območje Cerkeljske trase med Cerkljami in Borštom. Pobočjem

proksimalni deli pa so prekriti tudi s koluvialnimi sedimenti.

3.6. Zgornjepleistocenski zasip: drnovska aloformacija

Aloformacija je poimenovana po kraju Drnovo v osrednjem delu Krške kotline.

Zgornjepleistocenski zasip je ohranjen v sklenjeni površini med Leskovcem na severu ter

Brodom na SW ter Krško vasjo na SE. Značilne profile tega zasipa lahko opazujemo v

prodnih jamah. Kot primer navajam prodni jami Kamnica zahodno od Drnovega in Pri gomili

severno od Boršta (tab. 7, sl. 1). Površina terase ima, vsaj delno, še obliko velikega


33

aluvialnega vršaja, čeprav je holocenska erozija zajela več kot polovico njene površine (to so

holocenske terase). Njen povprečni naklon je relativno majhen saj znaša le 1,6 m/km. Na

pogled je enakomerno nagnjena proti jugu in jugovzhodu, vendar so natančne geodetske GPS

meritve pokazale na značilna in urejena odstopanja (Glej poglavje Neotektonika). Deloma se

neenakomeren naklon površine te terase vidi tudi s topografskih načrtov 1:5.000. Geodetske

meritve te površine, ki so potekale v linijah, so močan argument za post zgornjepleistocenske,

torej holocenske tektonske deformacije.

Preglednica 2: Značilnosti tal na kvartarnih sedimentih, njihova starost in relativna višinska lega.

GA globoška aloformacija DF(ls) dobravska formacija (lokalni sedimentni pokrov) MT Malenska terasa BA brežiška aloformacija DA drnovska aloformacija H1-H4 holocenske savske terase ‡ zgodovinski in arheološki podatki ‡‡ pozni glacial in mlajše (pelodne analize) # TL-IRSL datacije ## ekspertna ocena § višina glede na najbližji recentni vodotok §§ glede na debelino in izraznost prevladujoč talni

horizont bp brez podatka

enota

starost (ka)

§višina glede na erozijsko bazo, m

§§značilni talni horizont

debelina značilnega talnega horizonta, m

največja pordečelost horizonta

H4 < 0,3‡ 0 - 2 Ap < 0.4 10YR

H3 < 1‡ 1 - 4 Ap < 0.4 10YR

H2 1-3‡ 1 - 4 Ap < 0.4 10YR

H1 3-5‡ 3 - 7 Ap < 0.4 10YR

DF(ls) < 13‡‡ 0 - +8 Ah < 0,3 10YR

DA 16-18# -8 - +13 (B)v <0,6 7,5YR

DF(ls) 117# ? - +30 Bg 1 - 4 10YRBA 145# -15? - +27

E Bt

0,4-0,6 1,3

5YR

MT bp ? - +25

E Bt

1,1 1,7

5YR

DF(ls) bp -100 - +175 Bg 5 - 12 10YR

GA 1000 - 2000## -200 - +175 bp bp bp


34

Na levem boku Save so le skromni ostanki zgornjepleistocenskega zasipa. Majhen ostanek je

pri Krškem, nato pa šele nekoliko zahodno od vasi Sela pri Dobovi. Zasip je navrtan v vrtini

na območju glinokopa pri Šentlenartu na globini 8 m pod poznoglacialno (ŠERCELJ 1995) in

domnevno tudi holocensko glino. Glede na slabo razvita pokopana tla (AC horizont, VERBIČ

1995) na tem produ se ne zdi verjetno, da bi matični peščeni prod pripadal

srednjepleistocenskemu zasipu. Glede na druge primerljive pedološko/sedimentološke profile

pa ta prod verjetno pripada zgornjepleistocenskemu zasipu. Tako je Sava še v zgornjem

pleistocenu tekla tudi severno od Brežiške terase in na območju Cundrovca naredila okljuk v

preboj proti jugu med Trnjem in Selom pri Dobovi. Na to kaže že omenjeni ostanek

zgornjepleistocenskega zasipa. Glede na prostorsko razširjenost izstopa izrazita

neuravnoteženost ostankov tega zasipa levo in desno od današnjega toka Save. Zanimivo je

tudi, da južno od Brežic, vse do meje s Hrvaško ostankov tega zasipa na površini ni, prekrit je

s holocenskimi naplavinami. Debelina tega zasipa večinoma znaša med 10 in 20 m.

Glede na vsa opazovanja zgornjepleistocenskega proda v številnih prodnih jamah (tab. 7, sl.

1) in drugih izkopih zaključujem, da je sedimentacija potekala v prepletajočem se rečnem

režimu na nekdanjem aluvialnem vršaju, ki je segal od Krškega na N pa do Krakovskega

gozda na SW in Brežic na SE ter do vznožja Gorjancev na S (slika 5). Na številnih mestih je

namreč današnja struga Krke vrezana v zgornjepleistocenski savski zasip (VERBIČ 1995).

Prodniki oziroma bloki najdeni v tem produ v osrednjem delu kotline dosegajo velikost tudi

več kot 0,5 m3 (tab. 12, sl. 1). Iz sklenjenega aluvialnega vršaja kot 'otoki' segajo dvignjena

območja Brežiške in Cerkeljske terase, Velikega Brega in Sušin, ki jih sedimentacija ni

dosegala (slika 5).

Slika 5: Predvideni obseg zgornjepleistocenskega aluvialnega vršaja v Krški kotlini. Na območju Krakovskega gozda in na območju Dobrave je prekrit s poznoglacialnimi in holocenskimi aluvialnimi in močvirskimi sedimenti. Vzdolž toka današnje Krke je deloma erodiran zaradi vrezovanja postglacialne Krke. Brežiška in Cerkeljska terasa, terasa pri Sušinah (vse ostanki srednjepleistocenskega zasipa – brežiška aloformacija) ter Veliki breg (globoška aloformacija) so se ohranili kot dvignjena območja. Savski vršaj je segal vse do obrobja Gorjancev in tako zasul tedanjo strugo Krke in jo verjetno zajezil na območju Krakovskega gozda. Z vijoličnimi zvezdicami so označena nekatera za interpretacijo bistvena mesta, kjer je bil opazovan (golica, vrtina ali razkop) zgornjepleistocenski zasip in na podlagi katerih je interpretiran njegov obseg. Legenda prikazuje nadmorske višine v metrih.

Tomaž V



Sušine

Cerkeljska terasa

Veliki Breg

Brežiška terasa

35

5 km


36

Praviloma na peščenem produ kot sedimentu prepletajočega se toka ni savskih

drobnozrnatih poplavnih sedimentov, kot je to primer na holocenskih terasah (glej v

nadaljevanju). Zdi se, da se je s te površine rečni tok umaknil nenadoma in za vselej.

Ponekod, kot na primer na območju že omenjenega Krakovskega gozda, ta peščen prod

prekrivajo holocenski aluvialni sedimenti lokalne provenience (dobravska formacija).

Današnja površina zgornjepleistocenske terase na pogled zdi ravna, brez izrazitih undulacij.

Vendar pa je ta oblikovanost delno antropogena, posledica izravnavanja terena, predvsem

zaradi strojnega obdelovanja tal (oranja) v zadnjih 50 letih. Površina proda pod tlemi

namreč izrazito valovi, kar je bilo ugotovljeno vzdolž arheološkega razkopa vzdolž

avtoceste med Krakovskim gozdom in Krško vasjo, kjer je bilo ugotovljenih več kot 50

približno vzporednih valov (VERBIČ 2004a; tab. 7, sl. 2). Dna in vrhovi teh valov imajo

azimut praviloma N-S do N-SE. Njihove dimenzije so zelo različne: valovna dolžina je od 3

do 200 m in višina do 1,3 m. Gre za nekdanjo površino aluvialnega vršaja, ki je bila

prepredena z longitudinalnimi prodnimi sipinami v smeri toka reke po vršaju. Glede na

različne dimenzije sipin se zdi, da gre za različne kategorije le teh. Vrhovi sipin so

praviloma antropogeno erodirani zaradi premeščanja materiala v dna sipin ob oranju; nad

dnom sipin se ta premeščen material akumulira. Tako nastaja nad dnom sipin debel

obdelovalni Ap horizont ali več ločenih Ap horizontov (tab. 8, sl. 1,2). Tipični pedološki

profil na vrhovih sipin je tako:

- Ap horizont, debel do 25 cm (globina oranja) z več kot 50% skeleta

- C horizont

Na dnu sipin pa je profil sledeč:

- Ap horizont(i), debel(i) do 90 cm, do 20% skeleta

- Ab horizont (ohranjen le redko, večinoma vključen v Ap)

- (B)vb horizont , debel do 40 cm

- Cb horizont

Z vrhov sipin sta na njihovo dno premeščena (del ali celotna) nekdanja A in (B)v horizonta,

ter ponekod tudi del peščenega proda (C). Na splošno argiluvični Bt horizont in eluvialni E

horizont na tej terasi še nista razvita, se pa mestoma pojavljata v začetni obliki (tab. 8, sl. 1).


37

3.7. Dobravska formacija - krovnina in bočni ekvivalent drnovske aloformacije

Proti vzhodu, na območju Krakovskega gozda, je zgornjepleistocenski zasip prekrit z

mlajšimi (poznoglacialnimi in holocenskimi) aluvialnimi naplavinami Velikovaškega

potoka ter Senuše (VERBIČ 1995; ŠERCELJ 1995). Petrografsko, glede na strukturo in glede

na izvor ter sedimentacijsko okolje, so ti sedimenti primerljivi s tistimi, ki prekrivajo

srednjepleistocensko teraso in globoško aloformacijo, zato jih uvrščam v dobravsko

formacijo. Na posameznih območjih in v posameznih horizontih usedline nakazujejo na

sedimentacijo v bolj izoliranem okolju (močvirje, manjše ojezeritve; tab. 9, sl. 1). Značilen

profil tega dela dobravske formacije je v opuščenem glinokopu severno od Šentlenarta, kjer

je bila izvrtana tudi vrtina KK-3 (VERBIČ 1995).

3.8. Holocenske terase: vrbinski aločlen

Uvodoma naj poudarim, da te terase ne predstavljajo samostojnega zasipa, zato ni

upravičeno, da bi jih opredelili kot aloformacijo(e). Ocenjujem, da je najprimerneje, če jih

obravnavamo kot enoten aločlen v sklopu že opisane drnovske aloformacije. Glavni razlog

za tako uvrstitev je, da so te terase 'neto' erozijske (po nastanku so to erozijske površine,

čeprav se je na njih odvijala tudi akumulacija) in vrezane v sediment drnovske aloformacije.

Vrbina je ledinsko ime, kjer so te terase najobširnejše.

Holocenska površina je bila večinoma predstavljena kot enotna (VERBIČ 1995, VERBIČ et al.

2000). Vendar jo lahko na podlagi pedološke kronosekvence, arheoloških podatkov,

zgodovinskih podatkov in zemljevidov ter geomorfnih značilnosti delimo na štiri različne

površine (H1 do H4; slika 3). Južno od Brežic jo zaradi pomanjkanja ustreznih kriterijev

delimo le na dve površini (H1+H2 in H3+H4). Praviloma je mlajša terasa topografsko nižja

in ima manjši strmec.

Vrezovanje Save v svoj lasten zasip se je začelo na severu pri Krškem, kjer je danes

višinska razlika med holocenskimi površinami in zgornjepleistocensko površino približno 8

m. Dolvodno proti Krški vasi se, sicer neenakomerno, znižuje. Tam je razlika manj kot

meter. Do tu lahko holocenske površine obravnavamo kot 'neto' erozijske, čeprav se je na

njih odvijala tudi akumulacija. SE od Čateža holocenski terasi prekrivata


38

zgornjepleistocensko in jo moramo obravnavati kot 'neto' akumulacijsko – čeprav se je na

njiju odvijala tudi erozija. Značilnost erozijskih površin med Krškim in Čatežem je

prepredenost z opuščenimi, pretežno meandrirajočimi rečnimi koriti, kar je najbolj očitna

morfološka razlika v primerjavi z zgornjepleistocensko teraso. Robovi teras so v glavnem

oblikovani kot meandrski loki. Pretežno jih prekriva do dva metra (redkeje tudi več) debel

pokrov debelozrnatega peska, čeprav tudi prodnati sedimenti na površini niso izjema.

Pri Žadovinku je na terasi H2 ohranjeno rimsko arheološko najdišče. Vemo, da Sava te

terase v postantičnem času ni dosegla. Zdi se, da je Sava del rimskega mesta Neviodunum

(Drnovo) bočno erodirala saj so bili antični artefakti najdeni v razločno vidni opuščeni

savski strugi pod Drnovim. Gre za bočno erozijo v postantičnem obdobju, ko je Sava tekla

po tersi H3). Pri Skopicah je bila odkrita antična vila na terasi H1 (tab. 9, sl. 2). Vas Zasavje

med Krško vasjo in Brežicami (območje terase H4) je bila ob poplavi leta 1781 zelo

poškodovana, kasneje pa popolnoma uničena. Iz 18. in 19. stoletja obstajajo različne

topografske karte tega ozemlja1 (VERBIČ 1993; tab. 13, 14; slika 6). Delno so bile delane

tudi zaradi inženirskih potreb glede plovnosti reke. Na njih so vidne znatne spremembe

rečnih tokov bolj ali manj preko celotne terase H4. Tla na tej terasi sestoje skoraj izključno

iz obdelovalnega Ap horizonta, pedogene spremembe, razen oksidacije, pod njim so komaj

vidne (tab. 10, sl. 2). Bolj razločne so na območju terase H3, vendar izraziti samostojni talni

horizonti niso razviti (tab. 10, sl. 1). Današnje korito Save je v celoti umetno poglobljeno in

seka meandre različnih zgodovinskih obdobij (slika 6). Sava kljub obsežnim regulacijskim

delom, ki so potekala od začetka gradnje 'hrvaške' železnice v drugi polovici 19. stoletja pa

vse do druge polovice 20. stoletja, še vedno pogosto poplavlja predvsem na SE območju

Vrbine (tab. 11, sl. 1,2). 1 Kartografsko gradivo Arhiva RS, in sicer:

- Sava in njena korita v letu 1807, karta brez naslova; kat.št. 2-331, 2-332 - Franciscejski kataster za Štajersko in Dolenjsko 1824-1827 - Savestrom zwischen dem Dorf Thiergarten un Croatischen Gränze, Mai 1835; kat.št. 2-365, 2-366 - Situations Plan des Savestromes von Gurkfeld abwärts bis an das Ende des Durchstiches, 1837;

kat.št. 2-349 do 2-362 - Situations Niveau und Profill: Plan von der Saveflusstrecke von Gurkfeld bis Rann, 1839; kat.št. 2-

368 do 2-379 - Uibersicht des Savestromes im Bereiche der k.k. Bauexpositur Gurkfeld; Distanz-Zeichen IV-VIII mit

Einzeichnung des unterhabenden Strafsenzuges und der Trage des im Entstehen begriffenen Steinbrüch-Agramer Stadte Eisenbahn – Flügets, 1853; kat.št. 2-337 do 2-339

Razen tega pa še: - Slovenija na vojaškem zemljevidu 1763-1787 (Jožefinski vojaški zemljevidi, listi: 217, 220 in 235

(RAJŠP 1995; 1996) Vse podatke je skenirala Staša Čertalič (Geološki zavod Slovenije).


39

Širina holocenskih teras v Krški kotlini ni enakomerna. Po vstopu Save v kotlino pri

Krškem se holocenske površine hitro razširijo. Njihova širina v črti med Drnovim in

Dolenjo vasjo pravokotno na tok Save znaša 6,5 km (slika 20). Dolvodno se zmanjša na

okoli 4 km in ostaja bolj ali manj enaka do preboja med Brežicami in Čatežem, kjer pa se

zoži na vsega 800 m. Tu je Sava vrezana v miocenske kamnine, gre za aluvialni preboj

(slika 22, 23). Dolvodno od tu se holocenske površine spet razširijo na širino 3-4 km.

3.9. Starost kvartarnih zasipov in geomorfnih površin

PLENIČAR & RAMOVŠ (1954) sta sedimente, ki jih tu uvrščamo v pliocensko-kvartarni zasip

imenovala 'belvederski prod' in ga na podlagi lege uvrstila v pliocen. Izraz 'belvederski prod'

je v geološko literaturo uvedel Suess leta 1862 (SWOBODY 1960). Tako je imenoval

prodnate usedline v Dunajski kotlini v krovnini kongerijskih plasti. Mogoče bi veljalo ta

izraz ponovno uvesti v strokovno literaturo kot formacijski izraz. Z njim bi lahko enotno

poimenovali facialno podobne aluvialne sedimente na zahodnem obrobju Panonske kotline

v krovnini kongerijskih plasti in hkrati v talnini tipičnih kvartarnih glaciofluvialni zasipov.

Že tedaj so te usedline na podlagi fosilne favne uvrščali v zgornji pliocen (SWOBODY 1960).

Pliocensko do kvartarno starost so tem sedimentom prvi pripisali geologi v sklopu del za

OGK SFRJ 1:100.000 (PLENIČAR et al. 1975; ŠIKIĆ et al. 1977). KUŠČER (1993) je

sedimente opisal kot rečni zasip in jim na podlagi ekspertne ocene pripisal starost 1 – 2

milijona let. Kasnejši avtorji so se s to oceno očitno strinjali, oziroma niso imeli

argumentov za popravek te ocene (VERBIČ 1995; VERBIČ et al. 2000). To oceno povzemam

tudi v tej razpravi2.

2 Ocena starosti 1-2 milijona let po trenutno še veljavni stratigrafski členitvi (http://www.stratigraphy.org/; GRADSTEIN et al. 2004) obsega del pliocena in del pleistocena. V zadnjem obdobju je prišlo do številnih zapletov glede meje neogen/kvartar in sploh glede upravičenosti obstoja kvartarja kot formalne kronostratigrafske enote (http://www.quaternary.stratigraphy.org.uk/meetings/task.html). Ta zaplet je sedaj deloma rešen in kvartar je formalna kronostratigrafska enota, ratificirana tudi s strani IUGS (ista spletna povezava). Hkrati je bila s strani INQA predlagana tudi nova spodnja meja kvartarja. Gelasijska stopnja (1,806 – 2,588 milijona let) naj bi se po tem predlogu uvrščala v kvartar. Trenutno velja 10-letni moratorij glede formalne spremembe te meje, čeprav jo nekateri viri že vključujejo v svoje stratigrafske lestvice (http://www.quaternary.stratigraphy.org.uk/correlation/chart.html). Kot ena izmed pomembnih tem je javna razprava o spremembi te meje postavljena tudi na dnevni red 33. mednarodnega geološkega kongresa v Oslu avgusta 2008. Glede na to napovedano spremembo bo ocena starosti 1-2 milijona let vključevala le obdobje kvartarja. V disertaciji za to obdobje uporabljam izraz npr. 'pliocensko-kvartarni sedimenti', to pa opravičujem tako z dejstvom, da formalno meja pliocen/kvartar do nadaljnjega ostaja pri 1,806 milijona let kot tudi z dejstvom, da je taka uporaba splošno uveljavljena in strokovno razumljiva.


40

Slika 6: A. Struge Save in deloma Krke v zgodovinskem obdobju od druge polovice 18. do sredine 19. stoletja med Krškim in Sotlo. Podlaga DMV (digitalni model višin) 25m (GURS). B. Prekrivanje LIDAR (Light Detection and Ranging) podatkov v obliki DMV2m (Flycom in HSE), TTN5 (GURS) in savskih strug iz zgodovinskih obdobij za območje okolice peskokopa na Vrbini. Viri zgodovinskih podatkov: kartografski podatki Arhiva RS (glej opombo 1) in RAJŠP (1995, 1996). Natančnost georeferenciranja rečnih korit večinoma ocenjujem v okviru 100 m. (Digitalizacija in georeferenciranje: T. Verbič, A. Sušnik in M. Erič; priprava obeh slik: M. Erič).

0 1 2km

A

B

izrez na sliki 22


41

Na OGK SFRJ 1:100.000, listih Novo mesto (PLENIČAR et al. 1975) in Zagreb (ŠIKIĆ et al.

1977) so kvartarni savski sedimenti, z izjemo terase pri Cerkljah, vsi uvrščeni v holocen.

Bolj podrobno je zasipe stratigrafsko uvrstil že KUŠČER (1993). Srednjepleistocenski zasip

je v sicer nekoliko drugačnem obsegu in odnosu do drugih stratigrafskih enot imenoval

zasip predzadnje ledene dobe. Podobno je določil tudi stratigrafski položaj

zgornjepleistocenskega zasipa, imenoval ga je zasip zadnje ledene dobe. Holocenski zasip je

imenoval pretežno erozijske površine, ki jih označujem kot holocenske terase (H1 do H4).

Relativna starost zasipov in geomorfnih površin oziroma njihova stratigrafska umestitev je

bila ugotovljena na podlagi že omenjenih kriterijev. Pomemben kriterij za relativno

razvrščanje posameznih ostankov teras je razvitost tal. S talno kronosekvenco označujemo

zaporedje sorodnih tal, ki se medsebojno razlikujejo v določenih lastnostih, predvsem zaradi

časa kot tvornega činitelja tal. V primeru kvartarnih sedimentov Krške kotline moramo

govoriti o dveh ločenih kronosekvencah: tisti na savskih zasipih in tisti na dobravski

formaciji. Medsebojno prekrivanje obeh tipov sedimentov v stratigrafskem zaporedju

predstavlja znatno težavo pri konstruiranju ustreznih kronosekvenc. Pojavljajo se horizonti

različno starih pokopanih tal, ki se zaradi prekritja z mlajšimi sedimenti niso uspela razviti v

taki meri, kot bi se glede na njihovo starost lahko. Neposredno na pliocensko-kvartarnem

zasipu tako skoraj nikjer nismo opazovali avtohtono nastalih tal. Zdi se, da je bil ta zasip

takoj, še preden so se lahko tvorila avtohtona tla, prekrit z lokalnimi sedimenti dobravske

formacije. Nekatere lastnosti obeh kronosekvenc so navedene v preglednici 2.

'Absolutna' starost zasipov in površin je bila določena na podlagi različnih metod. Starost

holocenskih teras je bila ocenjena na podlagi zgodovinskih virov in arheoloških podatkov.

Starost dobravske formacije kot krovnine drnovske aloformacije je bila ocenjena na podlagi

pelodnih analiz. ŠERCELJ (1995) je spodnji del teh sedimentov na območju Krakovskega

gozda kot tudi na območju glinokopa pri Šentlenartu, uvrstil v pozni glacial. Zgornje- in

srednjepleistocenski zasip sta bila datirana z luminiscenčnimi analizami. Prav tako je bil s to

metodo analiziran en vzorec psevdogleja iz dobravske formacije kot krovnine brežiške

aloformacije (VERBIČ 2002a). Zdi se, da rezultati (preglednica 3) nakazujejo na

sedimentcijo savskih zasipov ob višku vsakokratne poledenitve in predvsem med

deglaciacijo, tako predzadnje kot tudi zadnje ledene dobe. Starost vzorca psevdogleja iz

dobravske formacije, ki je bil odvzet neposredno nad brežiško aloformacijo, nakazuje na


42

začetek sedimentacije v lokalnih aluvialnih okoljih kmalu po prehodu v zadnji interglacial.

Na kratek premor med prenehanjem savske sedimenatcije in začetkom sedimenatcije v

lokalnih aluvialnih okoljih nakazujejo tudi opazovanja pokopanih tal na savskih zasipih. Ta

so praviloma slabo razvita, ponekod pa sploh ne. Tudi znatna debelina in bočna razširjenost

pozno glacialnih in holocenskih sedimentov nad drnovsko aloformacijo na območju

Krakovskega gozda in glinokopa pri Šentlenartu nakazuje na podobno dinamiko. Starost

globoške aloformacije sloni na že omenjeni ekspertni oceni, ki jo je prvi podal KUŠČER

(1993). Stratigrafski stolpec izdelan na osnovi vseh pridobljenih podatkov je prikazan na

sliki 4.

Preglednica 3: Starosti vzorcev (v letih pred sedanjostjo – PS) na podlagi analiz z infrardeče stimulirano luminiscenco (IRSL) in termoluminiscenco (TL).

Pg1, Pg2: leči muljastega peska med peščenim prodom, gramoznica 'Pri gomili', severno od vasi Boršt KNN1-02: leča peska med peščenim prodom, Dolenja vas pri Krškem KNN3-02: peščen mulj – pedološko psevdoglej, Dolenja vas pri Krškem # IRSL datacije vzorcev starejših kot 100.000 let ne podajajo pravih ocen, ker se hitro 'izsušijo'. Te ocene so pač le 'absolutno najnižje', vzorci enostavno ne morejo biti mlajši (S. Mahan, osebna komunikacija, 16.7.2002) ‡ Starost 95.920 ± 5.270 let je nekoliko verjetnejša kot starejša (136.960 ± 9.450), vendar sem na podlagi sugestije S. Mahan (osebna komunikacija, 1.8.2002) povzel aritmetično sredino obeh izračunov §Pomeni večjo vlažnost kot je terenska, vendar ne namočenost (S. Mahan, osebna komunikacija, 16.07.2002) IRSL datacije# TL datacije Ocena

starosti vzorci terenska vlažnost večja vlažnost§ terenska vlažnost večja vlažnost§

Pg1 16.730 ± 740 17.490 ± 620 19.400 ± 1000 20.260 ± 1440 18.000

Pg2 14.130 ± 580 16.060 ± 910 16.070 ± 3.200 18.740 ± 1050 16.000

KNN3-02 51.220 ± 2.180# 71.400 ± 3.850# 95.920 ± 5.270

136.960 ± 9.450

117.000‡

KNN1-02 72.580 ± 11.640# 79.100 ± 4.210# 139.500 ± 11.840 151.710 ± 14.810 145.000


43

3.10. Diskusija

V diskusiji se bom osredotočil na dinamiko zasipavanja Krške kotline v povezavi s

poznanimi klimatskimi nihanji v kvartarju. Ta nihanja so, kot se zdi, posredno odločilno

posegala v sedimentacijske procese in pogoje tudi na tem, glede na poledenelo zaledje,

relativno distalnem glaciofluvialnem okolju.

Potek klimatskih sprememb med zadnjo ledeno dobo je bil sprva določen na podlagi

stratigrafskih zapisov v kontinentalnih okoljih. EBERL (1930) je zagovarjal tri würmske

stadiale in dva vmesna interstadiala. Taka delitev, ki je bila kasneje še nekoliko dodelana, je

prevladovala v slovenski kvartarni geološki in paleolitski arheološki stratigrafiji, čeprav so

obstajali tudi argumenti za dva würmska stadiala (KUŠČER 1955). Tako različna stališča so

bila v sredini prejšnjega stoletja razumljiva, saj tedaj obstoječe raziskovalne metode, ki so se

omejile na terestična okolja, niso omogočale raziskav z dovolj visoko ločljivostjo. Popoln

preobrat v tej veji stratigrafije so prinesle raziskave globokomorskih sedimentov, bolj

podroben pregled teh je v delu TURK in VERBIČ (1993). Potek globalnih klimatskih nihanj

tekom zadnjega glaciala je bil tako dokaj natančno določen že pred tremi desetletji na

podlagi raziskav globokomorskih sedimentov iz številnih vrtin iz Pacifika (SHACKELTON &

OPDYKE 1973), Atlantika (SANCETTA et al. 1972), Indijskega oceana in drugod, nekoliko

kasneje pa tudi iz Jadranskega morja (BLANC-VERNET 1988). Dobljene paleoklimatske

krivulje so še potrdile in tudi dopolnile zgodnje raziskave ledu na Grenlandiji (DANSGAARD

et al. 1971, 1982) in na Antarktiki (LORIUS et al. 1985). Danes se zdi, da je bila kulminacija

globalnega hladnega podnebja med zadnjo poledenitvijo 20.000 do 18.000 let pred

sedanjostjo (PS). To je razvidno tudi iz novejših raziskav na Grenlandiji in Antarktiki na

podlagi različnih pokazateljev (PETIT et al. 1999; JOHNSEN et al. 1995). Obdobje globalne

kulminacije hladnega podnebja je poznano kot zadnji glacialni višek – ZGV (Last Glacial

Maximum – LGM). Na podlagi raziskav najnižje gladine oceanov se ocene o kronologiji

ZGV nekoliko razlikujejo. Te raziskave kažejo, da naj bi bilo največ vode vključene v

ledene pokrove v obdobju med 22.000 in 19.000 leti. ZGV naj bi se grobo prekinil okoli

19.000 let PS, ko se je v vsega nekaj sto letih obseg ledenikov zmanjšal za vsaj 10%

(YOKOHAMA et al. 2000). Vsekakor pa se vse ocene starosti ZGV vrtijo okoli 20.000 let PS

(MIX et al. 2001).


44

Raziskave lednih jeder z Grenlandije in Antarktike z vse večjo ločljivostjo v zadnjih desetih

letih so pokazale na izredno kompleksna paleoklimatska nihanja v zadnjih 100.000 letih in

na globalne časovne zamike v klimatskih nihanjih (Dansgaard-Oescherjevih dogodkih) med

severno in južno poloblo (DANSGAARD et al. 1993; BLUNIER & BROOK 2001; SCHULZ 2002;

CALLION et al. 2003). Dodatni zaplet v tej zgodbi je odkritje plasti detritičnih glacigenih

sedimentov v severnem Atlantiku, ki so posledica izrazito povečanega dotoka ledenih plošč

s severnih poledenelih območij. Ugotovili so šest oziroma sedem takih 'Heinrichovih

dogodkov' med mlajšim dryasom in 50.000 let PS (HEINRICH 1988; PAILLARD 2001;

GANOPOLSKI & RAHMSTROF 2001; RASHID ET AL. 2003).

Ločljivost rezultatov paleoklimatskih raziskav v kontinentalnih glacialnih in

glaciofluvialnih okoljih je manjša od tistih iz oceanskih ali lednih okolij. Kontinentalna

okolja pa so bolj občutljiva za regionalne klimatske vzorce. Te lahko rekonstruiramo le, če

je ustrezno občutljivost možno razbrati iz sedimentnega materiala (TZEDAKIS et al. 2002).

Bolj natančni podatki o poteku klimatskih nihanj v zadnji ledeni dobi so tako prihajali tudi

iz območij alpskih poledenitev. V Vzhodnih, Južnih in Centralnih Alpah največji obseg

poledenitve časovno sovpada z globalnim ZGV ali ga le neznatno prehiteva, ocenjen je na

čas pred približno 20.000 leti (KOHL 1986; DRAXLER & VAN HUSEN 1991; BINI 1997;

FLORINETH & SCHLÜCHTER 2000). Na drugih območjih v Evropi, ki so bila podvržena alpski

poledenitvi, je maksimalni obseg ledenikov večinoma datiran pred globalnim ZGV. V

Vogezih je največji obseg ledenikov datiran v čas med 30.000 in 50.000 let PS (SERET et al.

1990). V Zahodnih Alpah so ledeniki imeli največji obseg bistveno pred ZGV (GUITER et al.

2001). V Severnih Pirenejih je največji obseg ledenikov vezan na obdobje pred več kot

38.000 leti (ANDRIEU et al. 1988), v Osrednjih Španskih Pirenejih pa več kot 30.000 leti

(GARCIA-RUIZ et al. 2003). Podobna asinhronost med ZGV in največjim obsegom alpskih

ledenikov je ugotovljena tudi v Kantabrijskem gorovju (JIMÉNEZ-SÁNCHES & FARIAS 2002).

Prav tako velika ali še večja časovna disharmonija med ZGV in maksimalnim obsegom

alpskih ledenikov obstaja v obeh Amerikah in v Aziji (GILLESPIE & MOLNAR 1995). Ti

podatki nakazujejo, da so dinamiko alpskih poledenitev, razen globalnih klimatskih razmer,

v veliki meri pogojevali tudi regionalni klimatski vzorci (npr. GILLESPIE & MOLNAR 1995;

FLORINETH & SCHLÜCHTER 2000).


45

V zvezi z nastajanjem glaciofluvialnih zasipov je, kot kažejo raziskave v zadnjem obdobju,

pomemben še en proces, to je deglaciacija. Podatki o deglaciaciji so za Alpe nepopolni, še

bolj to velja za druga območja alpskih poledenitev v Evropi in drugod po svetu. Zdi se, da je

bila deglaciacija v Vzhodnih Alpah zgodnja, že pred okoli 15.500 leti (nekalibrirana 14C

starost) naj bi se v vsega 1.000-2.000 let stalilo 50-60% ledu (VAN HUSEN 1989). Hitra

deglaciacija v Alpah seveda ni presenečenje in je kot izgleda posledica hitrih temperatrurnih

prehodov iz glacialov v interglaciale. Deglaciacija v Švicarskih Alpah naj bi bila nekoliko

mlajša in naj bi se zgodila pred približno 14.000 leti (nekalibrirana 14C starost; SCHLÜCHTER

1988; SCHLÜCHTER & WOHLFARTH 1993).

Glede na relativno skromno število pridobljenih datacij s Krške kotline si komaj lahko

dovolimo njihovo interpretacijo v smislu paleoklimatskih nihanj. Vendar menim, da kljub

vsemu z določeno previdnostjo lahko zarišemo nekatere, seveda začasne, sklepe. Zdi se, da

datacije zgornjepleistocenskega zasipa padejo v interval zgodnje deglaciacije v Vzhodnih

Alpah. Če je res tako, potem lahko rečemo, da gre v primeru Krške kotline za dokaj

pričakovano dinamiko glaciofluvialnega zasipavanja. Z otoplitvijo v času deglaciacije se

namreč poveča količina padavin, razen tega se velike količine vode sprostijo s taljenjem

ledenikov. Vode kot transportnega sredstva je bilo v obdobju deglaciacije torej bistveno več

kot v obdobju viška glaciala. Hkrati so se ob nazadovanju alpskih ledenikov sproščale pod

njimi ogromne količine kamninskega materiala, torej je bilo tega tedaj za resedimentacijo na

voljo več kot v drugih obdobjih zadnje poledenitve. Ti parametri so se, kot se zdi,

medsebojno združili in kulminirali v nastanku obsežnih glaciofluvialnih zasipov. Veliki

bloki oziroma prodniki (tudi večji kot 0,5 m3; tab. 12, sl.1) najdeni v prodnih jamah v

zgornjepleistocenskem zasipu nakazujejo na vsaj občasne katastrofalne dogodke. Skozi

ozko sotesko Save severno od Krškega (tab. 12, sl. 2) je v tistem obdobju reka prinašala

ogromne količine talnega tovora. Material je nasula ob prihodu v Krško kotlino nasula v

obliki ogromnega aluvialnega vršaja, ki je proti jugu segal vse do obrobja Gorjancev in

zasul tudi tedanjo strugo Krke (slika 5). Ta je vzdolž svojega toka med Kostanjevico in

Čatežem vrezana v zgornjepleistocenski savski zasip, kar lahko opazujemo na številnih

mestih vzdolž njenega toka. To nakazuje, da je bila v času sedimentacije tega zasipa Krka

vsaj delno in krajši čas zajezena in se je razlivala na območju Krakovskega gozda. Kot

pretežno kraška reka Krka skoraj ni prodonosna, s svojim majhnim padcem in s tem

povezano majhno močjo, pa se ni mogla primerjati s katastrofalno velikimi pretoki in


46

sedimentnim tovorom Save. Svoje korito je Krka šele kasneje vrezala v nasut

zgornjepleistocenski savski zasip. Na podobne zaključke nas lahko napeljuje ostanek

srednjepleistocenskega savskega zasipa na desnem bregu Krke neposredno pod Malenskim

vrhom.

Vsi glaciofluvialni sedimenti iz zadnjega glacilnega cikla nedvomno ne izvirajo izključno iz

obdobja ZGV in deglaciacije. PREUSSER (2004) dokazuje, da so v severnem Alpskem

predgorju iz obdobja zadnjega glaciala ponekod ohranjeni vsaj štirje med seboj časovno

ločeni glaciofluvialni zasipi. Tako naj bi bila na območju Alp štiri ločena napredovanja

ledenikov, ki naj bi odgovarjala izotopskim stopnjam 2, 4, 5b in 5d. Hkrati poudarja, da naj

bi bila, ohranitvena sposobnost starejših treh (z napredovanjem ledenikov povezanih)

glaciofluvialnih zasipov vseeno relativno majhna. Vzrok temu seveda pripisuje primerno

manjšemu obsegu starejših würmskih poledenitev in ustrezno skromnejšem

glaciofluvialnem nasipavanju. Omeniti je treba delo KUŠČER-ja (1955), ki je na Gorenjskem

ugotovil dva zasipa iz obdobja zadnje ledene dobe. Dokazov oziroma pokazateljev za

Preusserjeve trditve v Krški kotlini nismo ugotovili. Prav tako nismo ugotovili vsaj en

starejši würmski zasip, ki ga je na Gorenjskem evidentiral KUŠČER (1955). Ohranitvena

sposobnost glaciofluvialnih zasipov v primeru zaporednih sedimentacijsko erozijskih ciklov

je namreč glede na preprost verjetnostni izračun majhna (GIBBONS et al. 1984; preglednica

4). Zato seveda ni presenetljivo, da imamo v Krški kotlini ohranjena le dva, pogojno pa tri,

glaciofluvialne zasipe. V kontekstu ohranitve glaciofluvialnih zasipov je potrebno navesti

relativno distalen položaj Krške kotline glede na poledenelo alpsko zaledje. Vpliv dolge in

ozke soteske Save preko Posavskih gub med Ljubljansko in Krško kotlino, kjer Sava nikjer

ni mogla odlagati svojega talnega tovora, ni jasen. Zdi se, da bi ta lahko znatno vplivala na

sedimentacijsko/erozijsko dinamiko glaciofluvialnih zasipov v Krški kotlini. To vprašanje

ostaja odprto za prihodnja raziskovanja.


47

Preglednica 4: Verjetnost ohranitve glaciofluvialnih zasipov, v primeru, če je bilo odloženih N=10 zasipov. Predpostavka: ohrani se le tisti starejši zasip, ki je bil odložen na širšem področju kot katerikoli mlajši. Prirejeno po GIBBONS et al., 1984. Verjetnost je izračunana po formuli

N-1

P(n|N)=1/N*Σ P(n-1|N) N=n-1

kjer je N število zaporednih odloženih zasipov in n število ohranjenih zasipov.

število ohranjenih zasipov (n)

verjetnost, da se res ohranijo

1 0,1000 2 0,2829 3 0,3232 4 0,1994 5 0,0742 6 0,0174 7 0,0026 8 0,0002 9 0,0000

10 0,0000 Starost srednjepleistocenskega zasipa je na podlagi luminiscenčnih analiz ocenjena na

145.000 let (preglednica 3; slika 4). S tem je potrjena KUŠČER-jeva (1993) domneva, da gre

za zasip predzadnje ledene dobe. Podrobnejši vpogled v potek predzadnje ledene dobe

nakazuje, da tudi ta starost pade v zaključno obdobje predzadnjega glaciala, pred hitro

otoplitvijo v Alpah pred okoli 135.000 leti (SPÖTL et al. 2002; SCHLÜCHTER 1988b), čeprav

se moramo ob tem zavedati, da operiramo z datacijo enega samega vzorca. Neposredno (1,8

m) nad mestom, kjer je bil odvzet ta vzorec, so ohranjena pokopana tla, nastala na

srednjepleistocenskem zasipu. Ta tla (tab. 6, sl. 1) obsegajo horizonti BCb, Bb (do 24 cm) in

Ab (debelina do 6 cm, ponekod v celoti erdoiran), nad njimi pa je bil odložen peščen mulj,

ki je v celotni debelini spremenjen v psevdoglej (Bg horizont) (tab. 6, sl. 1, 2). Ta

psevdoglej sem vzorčil (vzorec KNN3-02, preglednica 3), in sicer približno 80 cm nad

pokopanimi tlemi in hkrati 110 cm pod površino (tab. 6, sl. 2). Ocenjena starost 117.000 let,

ob velikem intervalu zaupanja, sicer pade v izotopsko stopnjo 5d, torej v začetno obdobje

zadnje ledene dobe. Z upoštevanjem širokega intervala zaupanja pa seveda ni izključena

interglacialna starost tega sedimenta. Vsekakor se zdi, da sediment izvira iz obdobja, ko je v

Krški kotlini verjetno potekala intenzivna bočna erozija reke Save. Ta je tedaj erodirala svoj

lasten zasip, podobno kot v holocenu vzdolž svojega toka erodira zgornjepleistocenski

zasip.


48

Sava je tekom nasipavanja zgornjepleistocenskega zasipa v Krški kotlini ustvarila aluvialen

vršaj s padcem 1,6 m/km. Holocenska erozija se je začela na vrhu tega stožca pri Krškem,

ko je začela prilagajati svoj tok spremenjenim pogojem. Količina prostega materiala na

izvoru (predvsem na nekdanjih poledenelih območjih), primernega za resedimentacijo, se je

namreč zmanjšala, možno je, da se je zmanjšal tudi pretok reke, saj so se ledeniki že stalili

in je bilo napajanje reke odvisno le od padavin. Vsekakor so nove razmere narekovale

zmanjšanje padca savske struge na odseku med Krškim in Brežicami. Posledica procesov v

zvezi s tem zmanjševanjem padca so vidne kot 'neto' erozijske holocenske terase. Padec

mlajše holocenske terase na tem odseku je le še 1,2 m/km.


49

4. Neotektonika

Številni kvartarno aktivni prelomi na geoloških, strukturnih ali tektonskih kartah niso

vrisani. To je večinoma posledica metodološkega pristopa pri izdelavi teh kart.

Konvencionalno geološko kartiranje je usmerjeno na predkvartarne formacije in geološke

strukture ugotovljene v litificiranih kamninah. Tako je po svetu (SLEMMONS & DEPOLO

1986), kot tudi v Sloveniji. Aktivne prelome pa najlaže ugotovimo na terenih, ki so prekriti

s kvartarnimi sedimenti. Različne veje geološke stroke imajo danes večinoma odločilno

vlogo v okviru opredeljevanja potresnih izvorov, njihove geometrije in aktivnosti. To, da

prostorska geometrija preloma kinematsko ustreza današnjemu tektonskemu napetostnemu

polju je potreben, vendar hkrati ne tudi zadosten pogoj za opredelitev njegove aktivnosti.

Primeri iz območij z različno seizmotektonsko aktivnostjo so pokazali, da na številna

vprašanja v okviru seizmotektonskih študij lahko v prvi vrsti odgovorimo s pazljivo

startigrafsko analizo kvartarnih sedimentov in natančnim opazovanjem geomorfnih površin

(SLEMMONS 1977; WALLACE 1986; YEATS et al. 1997; HANSON et al. 1999). V tem smislu

se je v svetu uveljavila nova hibridna veja geologije, ki sloni predvsem na različnih analizah

kvartarnih sedimentov in geomorfnih površin, vključevanju različnih geofizikalnih podatkov

ter vzporednem poznavanju strukturnih stilov. Ta nova veja geologije nima enotnega imena,

še največkrat se uporablja izraz 'aktivna tektonika' (ang. active tectonics). Pregledi njenih

metod in rezultatov pa so številni (WALLACE 1986; MCCALPIN 1996; YEATS et al. 1997;

BURBANK & ANDERSON 2001; KELLER & PINTER 2002). Tak pristop je v Sloveniji novost,

preiskušen pa je bil tudi v primeru ugotavljanja kvartarno aktivnih prelomov v Ljubljanski

kotlini (VERBIČ 2006).

Definicija aktivnih prelomov ni enoznačna. Deloma je definicija odvisna od samega

namena, ki nas vodi v opredeljevanje aktivnega preloma. Različne definicije (CODE OF

FEDERAL REGULATIONS – CFR 1974, 1997; SLEMMONS 1977; WALLACE 1986; MACHETTE

2000; FRASER 2001; INTERNATIONAL ATOMIC ENERGY AGENCY – IAEA 2002; WESTERN

STATES SEISMIC POLICY COUNCIL – WSSPC 2005) lahko razdelimo v dve skupini, tiste

uporabne v geoloških raziskavah in druge, namenjene inženirskim aplikacijam. Za

opredelitev aktivnosti v geološkem smislu zadostuje, da ugotovimo njegovo kvartarno

aktivnost v sedanjem seizmotektonskem okolju. Take prelome imenujemo tudi neotektonske


50

prelome. Pri tem je potrebno opozoriti, da se je ponekod tekom kvartarja zaradi znatnih

sprememb v dinamiki litosferskih plošč seizmotektonsko okolje spremenilo (CELLO et al.

1997; TONDI 1998), ter tudi, da glede na dano seizmotektonsko okolje kinematsko ustrezna

lega preloma še ne pomeni, da je le-ta v kvartarju aktiven. Različna seizmotektonska

območja zahtevajo različne časovne opredelitve neotektonske aktivnosti. MACHETTE (2000)

na primer navaja primer Kalifornije, kjer kot neotektonsko smatrajo obdobje zadnjih 0,5

Ma, primer območja Basin and Range (2 Ma) in primer 'stabilnega' severnoameriškega

kratona (15 Ma). Območje Slovenije zaznamuje zmerna seizmotektonska aktivnost in glede

tega se zdi razumno neotektonsko obdobje v Sloveniji časovno povezati s kvartarjem.

Prehod k bolj inženirskim opredelitvam aktivnih prelomov je njihovo razumevanje s strani

Bob-a Wallace-a (WALLACE 1986), začetnika modernih geoloških raziskav, ki so povezale

geologijo potresov z geofiziko potresov (seizmologijo), kot: prelome, za katere upravičeno

pričakujemo, da se bodo aktivirali v tisti bližnji prihodnosti, ki je še družbena skrb. Tak

pogled na aktivne prelome obsega torej tiste prelome, ki so zmožni močnih (M>6) ali vsaj

zmernih potresnih sunkov. Kot bolj tehnično dopolnilo tej opredelitvi smatram, da kot

aktivne prelome lahko obravnavamo večinoma le zmožne prelome, definirane s strani

INTERNATIONAL ATOMIC ENERGY AGENCY – IAEA (2002) in CODE OF FEDERAL

REGULATIONS – CFR (1974, 1997). Zdi se, da je pri posameznih aktivnih prelomih smiselno

poudariti njihovo zadnjo aktivnost v smislu: holocensko aktivni prelom,

postzgornjepleistocenski aktivni prelom, … (npr. WESTERN STATES SEISMIC POLICY

COUNCIL – WSSPC 2005).

Problem različnih opredelitev aktivnih in zmožnih prelomov s strani različnih regulativnih

služb, raziskovalcev in inženirjev je seveda ob ustrezni komunikaciji zlahka obvladljiv. Trši

oreh je vsebinski problem, to je razpoznavanje aktivnih oz. zmožnih prelomov na terenu. To

je še posebno težka naloga v območjih zmerne in nizke seizmičnosti. V teh območjih so

povratne periode značilnih potresov (SCHWARTZ & COPPERSMITH 1984) na posameznih

prelomih bistveno daljše od instrumentalnega in tudi od zgodovinskega opazovanja oz.

opisovanja potresov. Na podlagi paleoseizmoloških raziskav ugotovljene oz. domnevne

povratne periode značilnih potresov so nemalokrat daljše kot 10.000 let (verjetnost

ponovitve 10-4/leto) ali, na območjih z nizko seizmotektonsko aktivnostjo, celo daljše kot

1.000.000 let (verjetnost ponovitve 10-6/leto) (ADAMS et al. 1992, CAMELBEECK &


51

MEGHRAOUI 1996, CRONE et al. 2003, WESTERN STATES SEISMIC POLICY COUNCIL –

WSSPC 2005). Številni močni potresi po svetu vsakoletno nastajajo ob prelomih, ki do tedaj

niso bili poznani kot potresni izvori in na t.i. 'aseizmičnih' območjih (MICHETTI et al. 2000).

Razmere pri evidentiranju in opredeljevanju aktivnih prelomov dodatno zapleta ne povsem

pojasnjeno pojavljanje potresov na posameznih prelomih oziroma na njihovih segmentih v

časovnih klastrih (ang. temporal earthquake clustering) (KAGAN & JACKSON 1991; SWAN

1988; SWAN et al. 1993; MCCALPIN & NISHENKO 1996; KENNER & SIMONS 2005).

Raziskave v smeri karakterizacije potencialnih potresnih izvorov so zato ena izmed najbolj

propulzivnih vej znanosti o Zemlji oz. geologije v najširšem pomenu.

V tem poglavju podajam strukturni stil kvartarnih deformacij in njihovo aktivnost v Krški

kotlini. Konvergenca različnih obstoječih podatkov in neotektonska interpretacija

stratigrafskih podatkov, ki so bili predstavljeni v prvem delu razprave, na podlagi katerih je

strukturni stil definiran, je v tem primeru izrazita. Osnova modela je sinklinalna struktura

Krške kotline, ki se nadaljuje proti vzhodu na ozemlje Hrvaške. Hkrati kot bistvene

strukturne elemente poudarjam tudi prelomne deformacije tako v južnem kot tudi v

severnem krilu sinklinale. Zdi se, da je še posebno Brežiški prelom na južnem krilu

sinklinale izrazito razvejen in ga razen glavne (severne) veje sestavljajo tako reverzni

prelomi kot tudi povratni reverzni prelomi. Te in druge ugotovljene aktivne strukture

povezujem z deformacijami v krovninskih krilih obeh reverznih prelomov. V zvezi s

sekundarnimi deformacijami v krovninskih krilih obeh reverznih prelomov lahko

pričakujemo dopolnitve modela, glede samega strukturnega stila pa se zdi, da model sloni

na trdnih vhodnih podatkih.

4.1. Dosedanje raziskave strukturnega stila, aktivnih prelomov in potresnih izvorov v Krški kotlini

Razvoj misli o strukturni zgradbi Krške kotline oziroma o njenem prevladujočem

strukturnem stilu je dolg. Sinklinalno zgradbo Krške kotline je predvideval že ZOLLIKOFER

(1862). Kot tektonsko udorino sta jo po dostopnih podatkih prva predstavila HERITSCH in

SEIDEL (1919, s.114, Fig. 8), ko sta opisovala geološke razmere ob najmočnejšem potresu v

tem stoletju na območju Krške kotline. To misel je ponovil RAKOVEC (1956). URH (1955)


52

je ugotovil izrazito negativno gravimetrično anomalijo z relativno ravnim dnom in strmima

bokoma, ki bi jo lahko interpretirali tudi kot porušeno sinklinalno strukturo. Podobno

zgradbo so potrdili tudi seizmični refleksijski profili iz leta 1959 (BREZIGAR et al. 1993).

Kljub temu je v sklopu kartiranja za OGK SFRJ, lista Novo mesto (PLENIČAR et al. 1975;

PLENIČAR & PREMRU 1977) in Zagreb (ŠIKIĆ et al. 1977, 1979) prevladalo mnenje, da je

Krška kotlina kvartarna tektonska udorina, ki naj bi se oblikovala nad neogensko sinklinalo.

To mnenje se je ohranilo vse do devetdesetih let prejšnjega stoletja (POLJAK & ŽIVČIĆ 1995;

PREMRU 1997). Prevladujoči strukturni stil naj bi se iz kompresijskega v neogenu obrnil v

ekstenzijskega v kvartarju. Kvartarno sinklinalno zgradbo, oziroma kompresijsko tektoniko

tekom kvartarja, je tedaj zagovarjal KUŠČER (1993). Ta je bila potrjena s seizmičnimi

refleksijskimi meritvami v letih 1994-95 (GOSAR 1998). Refleksijske seizmične meritve so

se nadaljevale v letih 1999-2000 v okviru projekta pod okriljem programa PHARE.

PERSOGLIA (2000), POLJAK in GOSAR (2001) ter ACCAINO s sodelavci (2003) s tem v zvezi

omenjajo sinklinalno zgradbo kotline z dvema ločenima depresijama. Sedlo med

depresijama naj bi odgovarjalo čelu 'dinarskega' nariva. Dno sinklinale naj bi bilo porušeno

s številnimi prečnimi prelomi, ki praviloma ne dosegajo površine. ACCAINO s sodelavci

(2003) omenja reverzni prelom vzdolž severnega krila sinklinale, ki naj bi segal do

površine. Pridobljeni podatki pomenijo za slovenske razmere edinstveno bogastvo za

interpretacijo globinske zgradbe na tem območju. Na žalost pa so strukturne interpretacije

seizmičnih refleksijskih profilov različnih avtorjev iz različnih obdobij le delno usklajene,

delno pa si nasprotujejo (PRELOGOVIĆ 1996; GOSAR 1998; PRELOGOVIĆ 2002 (osebna

komunikcija); TOMLJENOVIĆ 2002 (osebna komunikacija); SWAN 2002 (osebna

komunikacija); ACCAINO et al. 2003; RIŽNAR 2005). To je razlog, da se bom v tem

prispevku večinoma izognil sklicevanju na te podatke in komentiral izključno objavljene

vire. Lahko rečem, da določene interpretacije teh profilov konvergirajo s tu predstavljenimi

ugotovitvami.

Problematika, obravnavana v tej razpravi je bila predmet številnih raziskav v zadnjih

tridesetih letih. Pogledi oziroma interpretacije so zelo različne, kar seveda samo po sebi ni

nič narobe. Pomembno pa je, da se pri takih občutljivih temah zavedamo razlike med

podatkom in interpretacijo in da imamo to vedno pred očmi.

Strukturna zgradba Krške kotline v povezavi z določitvijo površinsko aktivnih prelomov in

potresnih izvorov je bila predmet številnih raziskovanj in ekspertiz, ki so se začele že pred


53

izgradnjo Nuklearne elektrarne Krško (NEK). PREMRU s sodelavci (1972) je ugotovil

številne aktivne prelome v različnih smereh v neposredni okolici lokacije NEK (slika 7). Še

več aktivnih prelomov je ta avtor ugotovil v kasnejših razpravah, v katerih Krško kotlino še

vedno predstavlja kot tektonsko udorino (PREMRU 1997). Zdi se, da je njegova

metodologija, na podlagi katere so bili potresni izvori določeni, povsem originalna in kot

taka nepreverjena tudi v svetovnem merilu. Nikjer na svetu se seizmotektonske raziskave ne

naslanjajo na podobno metodologijo. KUŠČER (1992) je njegovo metodologijo sistematično

ovrednotil in pokazal, da ne gre za znanstveno metodo oziroma metodo, ki bi imela

primerno strokovno naravoslovno podlago. V okviru projektne dokumentacije v zvezi z

NEK obstajata še dve študiji (KUŠČER 1973; ARSOVSKI et al. 1975). Samostojno delo

predstavljata lista OGK SFRJ 1:100.000, Novo mesto in Zagreb (PLENIČAR et al. 1975;

PLENIČAR & PREMRU 1977; ŠIKIĆ et al. 1977, 1979). Od devetdesetih let prejšnjega stoletja

so se izvajale dodatne ekspertize, ki so glede strukturne zgradbe predvidele nekatere nove

rešitve (BREZIGAR et al. 1993; KUŠČER 1993; PRELOGOVIĆ et al. 1994; POLJAK & ŽIVĆIĆ

1994, 1995; VERBIČ 1995; GOSAR 1998; ACCAINO et al. 2003). Razen KUŠČER-ja (1993) in

VERBIČ-a (1995) drugi avtorji v svoje študije večinoma niso vključevali izsledke kvartarne

geologije in geomorfologije. Na sliki 7 so zbrani prelomi iz nekaterih navedenih ekspertiz.

V splošnem se dela nekaterih raziskovalcev sicer delno prekrivajo in dopolnjujejo, delno pa

si tudi nasprotujejo, tako da je na podlagi teh prelomov nemogoče enoznačno izluščiti

strukturni oziroma deformacijski stil. GOSAR (1998), na primer, ugotavlja, da je Krška

kotlina sinklinala nastala s kompresijsko tektoniko. Ugotovil je postsedimentacijsko

gubanje, čeprav omenja tudi možne argumente za sinsedimentno gubanje. Hkrati s

kompresijsko tektoniko omenja vzdolž sinklinale kot prevladujoči prelomni strukturi tudi

dva večja normalna preloma, ki segata v osrednji oziroma zgornji del neogenskih plasti.

Dilemo (skoraj) istočasnega pojavljanja nasprotujočih si strukturnih stilov v istem bazenu

pojasnjuje tako, da normalne prelome povezuje z neznano globljo strukturo, bodisi slepim

prelomom ali narivom.


54

4.2. Regionalna strukturna lega raziskanega ozemlja

Ozemlje v regionalnem pogledu pripada območju stika med tremi geotektonskimi enotami,

in sicer Evrazijsko ploščo na severu, Jadransko mikroploščo na SW ter Tisza mikroploščo

na SE. V območju kroga s polmerom 100 km okoli raziskanega območja se stikajo dinarske

strukture (npr. Stiški in Idrijski prelom), strukture Srednjemadžarske (vključno z

Balatonsko) cone ter alpske strukture (slika 8). PLACER (1999a) je del tega območja

imenoval Savski kompresijski klin. Del tega klina so Posavske gube s prevladujočimi

alpskimi strukturami, kamor lahko uvrstimo naše raziskano območje. Sama geotektonska

lega obravnavanega ozemlja torej dopušča aktivnost (tudi konjugiranih) dinarskih in

prečnodinarskih zmikov kot tudi reverznih alpskih struktur.

Bližnje regionalno območje izkazuje negativno gravimetrično anomalijo (ALJINOVIĆ

neobjavljeno; PRELOGOVIĆ et al. 1994), ki se približno od Otočca razteza preko Krške

kotline proti ENE, na območje Hrvaškega Zagorja, vse do Kalnika v skupni dolžini več kot

70 km (slika 9A). Krška kotlina v geomorfnem smislu dobro sledi geometriji negativne

gravimetrične anomalije. Podrobnejši gravimetrični podatki na območju Krške kotline (URH

1955) zahodno od Save izkazujejo 'sedlo', široko nekaj kilometrov, ki anomalijo deli v dve

ločeni negativni gravimetrični anomaliji (slika 9B). Ta dva gravimetrična minimuma

odgovarjata dvema ločenima depresijama, ugotovljenima na seizmičnih refleksijskih

profilih (POLJAK & GOSAR 2001; ACCAINO et al. 2003).

Strukturni stil neogenskih in kvartarnih deformacij na območju Hrvaškega Zagorja sta

predvsem na podlagi interpretacije številnih refleksijskih seizmičnih profilov podala

TOMLJENOVIĆ in CSONTOS (2001). Ugotovila sta spodnjemiocensko raztezanje v smeri

ENE, deloma povezano z N-S krčenjem. Srednjemiocensko (badenij in sarmatij) raztezanje

je imelo smer NW-SE do WNW-ESE. Temu je sledilo pozno sarmatijsko krčenje

(narivanje) v smeri NNW-SSE. Zgornjemiocensko (panonij in pontij) raztezanje je imelo

smer E-W do WNW-ESE. Temu je v pliocenu in kvartarju (6 m.l. – danes) sledilo končno,

danes aktivno NNW-SSE krčenje, ko nastaja regionalna nagubana zgradba, dvigovanje

podlage v obliki 'pop-up' struktur in druge kompresijske strukture. To obdobje je tako v

geoloških strukturah kot tudi v geomorfnem pogledu teren najbolj zaznamovalo. V grobem

je podobno zaporedje strukturnih deformacij na tem ozemlju ugotovil že prej PRELOGOVIĆ s


55

sodelavci (1998). Vzdolž južnega roba omenjene negativne gravimetrične anomalije in

naprej proti vzhodu omenjajo regionalni reverzni prelom Brežice-Koprivnica z vergenco

proti NNW. Del tega preloma PRELOGOVIĆ s sodelavci (1994) imenuje prelom

Kostanjevica – Stubica. Na severnem robu Krške kotline omenja prelom Krško – Zlatar, ki

pa naj bi bil normalni prelom, vendar povezan z reverznim prelomom Sevnica-Senovo-

Krapinske toplice.

V neogenu in kvartarju v Krški kotlini ni natančno ugotovljenih strukturnih vzorcev.

HORVAT (2004) omenja, da je badenijska morska sedimentacija vezana na ozke

sedimentacijske prostore povezane z ekstenzijsko tektoniko. Pretežno ekstenzijsko

tektoniko, vezano na dinarske prelome vse do začetka pliocena, omenja tudi RIŽNAR (2005).

Verjetno so, podobno kot v neposredni bližini (TOMLJENOVIĆ & CSONTOS 2001), tudi v

Krški kotlini debela zaporedja panonijskih in pontijskih lapornatih, meljastih ter peščenih

plasti, vezana predvsem na ekstenzijsko tektoniko, podobnosti pa bi lahko poiskali tudi v

nekoliko širši okolici v različnih delih Panonske kotline (RUMPLER & HORVATH 1988).

Znake kvartarne aktivnosti prelomov bom opisoval po posameznih točkah, ki so označene

na sliki 10.

Slika 7: Nekateri prelomi, zbrani iz obstoječih razprav in ekspertiz.

Tomaž V



56

Slika 8: Regionalne tektonske strukture in geotektonska lega obravnavanega območja.

PAL Periadriatski lineament; SF Savski prelom (v Sloveniji); LF Labotski prelom; ŠF Šoštanjski prelom; DoF Donački prelom; StF Štiški prelom; IF Idrijski prelom; SaF Savski prelom (na Hrvaškem); MHL Srednjemadžarski lineament; DF Dravski prelom. Modro: glavne tektonske strukture na obravnavanem območju in njihov položaj glede na regionalni strukturni vzorec: KS Krška sinklinala; AF Artiški prelom; BF Brežiški prelom.

Tomaž V



57


58

Slika 9: A. Karta Bougerjevih anomalij po podatkih ALJINOVIĆ-a (neobjavljeno) in PRELOGOVIĆ-a s sodelavci (1994). Gravimetrična struktura negativnih anomalij se iz osrednjega dela obravnavanega področja nadaljuje proti WSW (zahodni del Krške kotline), kot tudi proti ENE, na ozemlje Hrvaškega Zagorja vse do Kalnika. V celoti je ta struktura dolga okoli 70 km. B. Karta Bougerjevih anomalij na ožjem raziskovanem območju (po URH 1955). Razmik med dvema izogalama je 1 mgal. Anomalije oblikujejo relativno ravno in široko dno strukture, na njenih robovih pa so izogale zgoščene in nakazujejo na relativno strme robove strukture. Na dnu strukture, zahodno od Save, anomalije oblikujejo 'sedlo', ki ločuje njen zahodni del od vzhodnega.


59

4.3. Artiški prelom

Artiški prelom je vrisan že na OGK SFRJ 1:100.000, list Zagreb (ŠIKIĆ et al. 1977).

PRELOGOVIĆ s sodelavci (1994) ga je imenoval prelom Krško-Zlatar. Številni raziskovalci

so ga imenovali tudi Artiška fleksura (VERBIČ 1995; POLJAK & ŽIVČIĆ 1994) ali lokalno

fleksura Dečno selo – Globoko (MARIN et al. 1989; MARKIČ & ROKAVEC 2002). POLJAK in

GOSAR (2001) sta ga opredelila kot reverzni prelom, hkrati pa omenjata, da se v pontijskih

in pliocensko – kvartarnih plasteh odraža kot fleksura. V osemdesetih letih prejšnjega

stoletja so se v okolici Globokega izvajale obsežne raziskave lignita, ki se pojavlja v

zgornjepontijskih plasteh (MARKIČ & RAKOVEC 2002). V ta namen je bilo izvrtanih več

deset vrtin, ki so prevrtale dobravsko formacijo in globoško aloformacijo in dosegle njeno

talnino (MARKIČ 1986; MARIN et al. 1989). Prav tako je bilo izkopanih več sto metrov

raziskovalnih rovov. Na podlagi vrtin in raziskovalnih rudarskih del so bile ugotovljene

številne tektonske deformacije. Najbolj pomembna ugotovitev, ki izhaja iz teh raziskav, je

aktivnost Artiškega preloma tekom sedimentacije globoške aloformacije in dobravske

formacije (slika 11). Kot prelom, ki domnevno sega do površine ga je opisal ACCAINO s

sodelavci (2003). Ko govorim o artiškem prelomu mislim na deformacijsko cono (in ne na

prelomno ploskev).

Točka 1: Artiški prelom pri Globokem

Na geološkem profilu prečno na Artiški prelom (slika 11; MARIN et al. 1989; MARKIČ &

ROKAVEC 2002) v osrednjem delu izstopa dokaj široko območje različno nagnjenih

zgornjepontijskih plasti, medtem ko so plasti severno in še posebno južno praktično

nedeformirane, subhorizontalne. Deformacije znotraj te cone so sicer interpretirane kot

zvezne (gubanje), vendar je to le groba aproksimacija. Profil je namreč izrisan izključno na

podlagi podatkov globin posameznih litostratigrafskih členov iz vrtin in ga bi lahko na tej

podlagi izrisali na številne različne načine, tudi z uporabo prelomnih struktur. Na to

opozarjata tudi MARKIČ in ROKAVEC (2002). Bistveno kar iz profila izhaja je, da je

deformacija ob Artiškem prelomu koncentrirana v okoli 800 m široki coni. Zdi se, da tako

stanje izključuje nekatere domneve o zveznem gubanju v severnem krilu Krške sinklinale.


60

Slika 10: Neotektonska karta vzhodnega dela Krške kotline.


61

Čeprav si vrtine vzdolž profila (slika 11) sledijo v razdaljah okoli 200 m, pa deformacij bolj

natančno v profilu niti ne moremo interpretirati. Nekaj deformacij nižjega reda v severnem

delu prelomne cone in krovninskem krilu Artiškega preloma je na podlagi kartiranja

raziskovalnih rovov podal MARIN s sodelavci (1989). Tu se izkazuje vsa zapletenost in

raznovrstnost predvsem prelomnih deformacij povezanih s krovninskim krilom reverznega

preloma. Pri tem je potrebno opozoriti na splošna opazovanja v različnih seizmotektonskih

provincah, ki nakazujejo, da so v krovninskih krilih reverznih prelomov deformacije izredno

pestre, predvsem v coni 100 ali nekaj 100 m od glavne prelomne ploskve (YEATS et al.

1997). V tem območju lahko skoraj dobesedno eden ob drugem nastajajo tako tektonski

jarki kot tudi povratni reverzni prelomi in druge strukture. Prav take deformacije so bile

evidentirane v Globokem (MARIN et al. 1989), ki jih razlagam kot sekundarne deformacije v

krovninskem krilu Artiškega reverznega preloma.

Razen koncentracije deformacij vzdolž Artiškega preloma je za nas pomembna tudi časovna

aktivnost preloma, ki je razvidna iz profila (slika 11). Relativno enakomerna debelina

premogonosnih zgornjepontijskih plasti znotraj območja deformacij nakazuje, da je prelom

aktiven šele po njihovi odložitvi. Možno pa je, da je bil v tistem času prelom aktiven

nekoliko bolj proti severu, na odseku profila v okolici vrtine GV-15/86 (slika 11). Na to daje

slutiti pojavljanje lignitnih plasti dokaj enakomerne debeline južno od tega odseka.

Odebelitev proda globoške aloformacije in predvsem drobnozrnatih sedimentov dobravske

formacije v talninskem krilu preloma nakazuje na tedanjo sinsedimentacijsko aktivnost. Iz

tega izhaja trditev, da je Artiški prelom aktiven v kvartarju. Razlika v bazi globoške

aloformacije v krovninskem in talninskem krilu preloma je 240 m. Interpretacija, ki jo

zagovarjam je, da je ta premik nastal ob Artiškem reverznem prelomu, ki vergira proti jugu.

Slika 11: Profil preko Globoškega premogovnega bazena (dopolnjeno po MARKIČ & ROKAVEC 2002). Lokacija profila je na sliki 10.

Tomaž V



62


63

Točka 2: Holocenska aktivnost Artiškega preloma vzdolž doline Sromljice

Na holocensko aktivnost Artiškega preloma na tem območju kaže topografski profil vzdolž

aluvialne doline Sromljice (sliki 12, 13; profil 6-6'). Značilnost takih dolin je, da težijo k

erozijski terminanti skozi celoten vzdolžni profil. To pomeni, da so njihovi vzdolžni profili

zvezno konkavni in da se njihov naklon zvezno manjša proti izlivu. Reke in potoki na

odsekih, kjer tečejo po homogeni litološki podlagi, dosežejo pogoje (sicer dinamičnega)

ravnovesnega toka relativno hitro, hkrati pa na takih odsekih lažje kontroliramo in

interpretiramo vzroke za odklone od ravnovesnega stanja. Pojem homogene litološke

podlage je tu vezan na njeno (ne)zmožnost vplivanja na vzdolžni prerez ravnovesnega

rečnega toka. Sprememba ravnovesnih razmer je v takih primerih najpogosteje posledica

vertikalnih tektonskih premikov. Uporaba geodetskih metod za ugotavljanje deformacij

konkavnega profila je bila uporabljena v številnih primerih (SCHUMM et al. 2000; BURBANK

& ANDERSON 2001). Profil 6-6' smo izmerili na delu doline, kjer bi pričakovali anomalijo v

vzdolžnem topografskem profilu, le če je Artiški prelom aktiven še v holocenu. Poplavna

ravnina ob strugi potoka, oziroma tla (tipičen regosol) namreč jasno nakazuje na holocensko

starost. Segmenta 1 in 2 na profilu 6-6' (slika 13) izkazujeta normalno konkavno obliko, na

segmentu 3 pa se naklon profila poveča, čeprav bi pričakovali še naprej počasno

izravnavanje oziroma manjšanje naklona. Temu sledi segment 4, ki izraža normalen,

konkaven odnos do segmenta 3 in ima enak naklon kot segment 2. Na podlagi teh meritev

lahko zaključimo, da segment 3 in še posebno del tega segmenta 3a (slika 13) izraža

deformacijo konkavnega topografskega profila. Izmerjen vertikalni skok segmenta 2 v

primerjavi s segmentom 4 je 4,6 m. Ker je podlaga vzdolž doline podobna (menjavanje

peščenih in muljastih usedlin, leče organogene gline in šote ter muljastega proda; VERBIČ

1999), tak skok ne moremo pripisati litološkim razmeram. Z znatno verjetnostjo ga lahko

pripišemo holocenski tektoniki. Ta premik pripisujem reletivnemu dviganju krovninskega

krila Artiškega reverznega preloma.


64

Slika 12: Geodetske GPS izmere topografskih profilov. Višinsko merilo je v primerjavi z dolžinami 50x previšano. Lokacije profilov so vrisane na sliki 10.


65

Slika 13: Interpretacija geodetskih GPS izmer topografskih profilov. Višinsko merilo je v primerjavi z dolžinami 50x previšano. Lokacije profilov so vrisane na sliki 10.


66

Točka 3: Postpliocensko-kvartarna aktivnost Artiškega preloma pod Artičami

Dober kilometer vzhodno od opisane točke je profil B-B' (slika 14), sicer približno

vzporeden profilu C-C' (slika 11). Na podlagi podatkov iz vrtin lahko tudi tu opazujemo

vertikalni premik premogonosnih plasti in njihove krovnine (MARIN et al. 1989; MARKIČ &

ROKAVEC 2002). Vertikalni premik talnine globoške aloformacije, ki ga prav tako

pripisujemo Artiškemu prelomu, tu znaša le 120 m.

Slika 14: Prognostični geološki profil B-B' preko Krške sinklinale preko Brežiške terase. Lokacija profila je na sliki 10. Profil je izrisan na podlagi terenskih geoloških podatkov in litostratigrafskih stolpcev označenih vrtin. Na profilu označeni prelomi in pretrgi ob njih izkazujejo ugotovljen strukturni relief, dejansko gre verjetno za kompleksne deformacije v širokih tektonskih conah, kot so razmere na območju rudnka Globoko za Artiški prelom opisovali MARIN s sodelavci (1989) ter MARKIČ in ROKAVEC (2002). Vertikalno previšanje je potrebno zaradi prikaza nagnjenosti Brežiške terase, različne nadmorske višine brežiške aloformacije južno in severno od Save ter različnega položaja drnovske aloformacije glede na absolutno nadmorsko višino na območju glinokopa Globoko (vrtina KK-4) ter preboja med Brežicami in Čatežem.


67

Točka 4 (A,B): Opazovanja med Pesjem in Zg. Obrežem

Na južnem robu vasi Pesje (točka 4A), v ježi terase, nad železniško progo, pod peščenim

prodom aloformacije Brežice, leži kremenov pesek, ki ga stratigrafsko uvrščamo v pontij.

Tega lahko spremljamo vzdolž ježe te terase proti severu, proti Dolenji vasi. V Zg. Obrežu,

približno 500 m vzhodno od te lokacije (točka 4B) so vrtine, globoke do 10 m, navrtale

izključno peščene in muljaste usedline dobravske formacije (VERBIČ 1999). Samo to

opazovanje ne vodi k enoznačni interpretaciji, situacija je lahko tudi rezultat erozijskih

procesov. Pomembno je, da med obema opazovanima točkama pričakujemo potek Artiškega

preloma in da opisana situacija oziroma opazovanja ne nasprotujejo takemu poteku.

Točka 5: Z vrbinskim aločlenom prekrita meja med pontijskim peskom in globoško aloformacijo

Mejo med pontijskim kremenovim peskom in globoško aloformacijo na tem mestu prekriva

peščen prod drnovske aloformacije. Postavljena je glede na številne podatke iz vrtin.

Prikazana interpretacija (profil A-A'-A'', slika 15) ni edina možna. Spet pa se zdi, da je

ugotovljena meja med pontijskimi plastmi in globoško aloformacijo na mestu, kjer bi

pričakovali potek Artiškega preloma.

Točka 6: Z geodetskimi meritvami ugotovljena aktivnost Artiškega preloma na območju površine drnovske aloformacije

Na tem območju je ohranjena površina zgornjepleistocenskega zasipa, na kateri smo

izmerili natančne topografske profile (slike 12, 13. 16). Predvideval sem nadaljevanje

Artiškega preloma od Zg. Obreža proti zahodu, na to območje. Če je Artški prelom aktiven

v postzgornjepleistocenskem obdobju na tem območju vsaj približno tako kot pri

Globokem, bi lahko to aktivnost razbrali iz natančno izmerjenih topografskih profilov.

Geološko podlago, peščen prod, lahko v konkretnem kontekstu smatramo kot homogen

material, ki sam za sebe ne more biti vzrok za opazovane spremembe naklona površine

zasipa.

Slika 15: Prognostični geološki profil A-A'-A'' preko Krške sinklinale preko Libne in vrtine DRN-1. Profil je izrisan na podlagi terenskih geoloških podatkov in litostratigrafskih stolpcev na sliki označenih vrtin. Na profilu označeni prelomi in pretrgi ob njih izkazujejo ugotovljen ali interpretiran premik, dejansko gre verjetno za kompleksne deformacije v širokih tektonskih conah, ki jih v profilu zaradi pomanjkanja ustreznih podatkov ne moremo izrisati. Lokacija profila je na sliki 10.

Tomaž V



68


69

Na podlagi številnih naključnih odčitavanj naklona te površine (višine iz TTN5, Geodetska

uprava RS) preko celotnega dna kotline je razvidno, da njen naklon znaša približno 1,6

m/km v pahljačasto oblikovanih smereh prepletajočega se toka na aluvialnem vršaju.

Posamezna odčitavanja se večinoma gibljejo v razponu med 1,5 in 1,8 m/km. Ta naklon

bomo imenovali primarni sedimentni naklon. Zdi se razumno, da kot deformiran smatramo

tisti naklon, ki se od tega razlikuje več kot 50%, torej če znaša bodisi več kot 2,4 m/km ali

manj kot 0,8 m/km. Na tem delu smo izmerili dva geodetska profila (slika 13; profila 1-1'''

in 1-2), ki v svojih severnih delih potekata po terenu, kjer bi pričakovali deformacije

povezane z Artiškim prelomom. V začetku obeh profilov (segment 1) naklon odgovarja

primarnemu sedimentnemu naklonu, 1,6 m/km. Vendar temu sledi segment 2, kjer se naklon

poveča za dvakrat (3,0 m/km; profil 1-1''') oziroma trikrat (4,7 m/km; profil 1-2). Izmerjeni

nakloni bistveno odstopajo od primarnega sedimentnega naklona in lahko trdimo, da gre za

deformacijo primarne sedimentne površine. Temu segmentu v obeh profilih sledita

segmenta s približnim primarnim sedimentnim naklonom (segment 3). Deformiran segment

na obeh profilih povezujem z dvigovanjem krovninskega (severnega) krila Artiškega

preloma.

Alternativna razlaga za izmerjeno anomalijo naklona površine zgornjepleistocenske terase je

sedimentološka. Povečan naklon površine bi lahko nastal kot posledica ločenega

sedimentnega dogodka, ki bi imel bistveno drugačne hidrodinamične lastnosti. Tu naj

opozorim, da imajo holocenske terase in tudi današnja Sava med Krškim in Brežicami

povprečni naklon okoli 1,2 m/km. To pomeni, da je današnji rečni padec od pleistocenskega

prepletajočega toka manjši le za 25%. Že ob tako majhni spremembi pa se je fluvialna

arhitektura povsem spremenila, iz prepletajočega se toka v dokaj izrazit meandrirajoči se

rečni tok (slika 6). Vprašanje je, koliko časa bi lahko na tem območju lahko rečni tok s

padcem, recimo 3 m/km sploh funkcioniral in na kakšnih razdaljah. Za razdaljo med Krškim

in Brežicami bi ob takem naklonu potrebovali kar 30 m višinske razlike, kar pa seveda ni

možno. Hkrati se ob omenjeni alternativni razlagi pojavlja nekaj dodatnih vprašanj in

pomislekov:

- sedimentološka anomalija naj bi nastala točno na mestu, kjer pričakujemo tektonsko

deformacijo ob Artiškem prelomu

- gorvodno od izmerjene anomalije (proksimalno glede na vodni tok) bi v skladu s

načelom o ravnovesnem rečnem toku in njegovim longitudinalnim profilom


70

pričakovali bodisi nadaljevanje enakega naklona, bodisi rahlo povečanje naklona

površine. Dejansko ta pade s 3,0 (ozirona s 4,7 m/km) na vsega 1,6 m/km.

- na tem območju obstaja dodatno nedovisno opazovanje – vertikalni premik brežiške

aloformacije med Leskovcem in Veliko vasjo – ki ga interpretiramo v smislu

aktivnosti Artiškega reverznega preloma (Točka 7).

Točka 7 (A,B): Vertikalni premik brežiške aloformacije ob Artiškem prelomu med Leskovcem in Veliko vasjo

Površina Leskovške terase (brežiška aloformacija) je ohranjena na višini 172-173 m (slika

10, točka 7A). Hkrati je bil južno od vasi Gorenja vas pri Leskovcu (točka 7B) konglomerat

brežiške aloformacije navrtan v vrtinah na globini 153 m (VERBIČ 1999). Razlika med

pričakovano višino tega zasipa (na podlagi upoštevanja primernega sedimentnega padca) in

njegovo dejansko višino je na tem mestu približno 15 m (slika 13, profil 1-1'''). To razliko

pripisujem relativnemu dvigu krovninskega krila Artiškega preloma. Omenjeno opazovanje

je tudi konvergentno interpretaciji izmerjenih geodetskih profilov (slika 13, profila 1-1''' in

1-2).

Od tu proti zahodu potek Artiškega preloma ni povsem jasen. Morfološki pokazatelji kažejo

na njegov potek severno od avtoceste vsaj do potoka Lokavec. Možno pa je njegovo

nadaljevanje vse do Škocjanskega preloma (PLENIČAR et al. 1975), kjer se konča tudi

omenjena gravimetrična anomalija (slika 9A). Proti ENE od opisane točke 1 lahko prelom

še nekaj časa sledimo na podlagi topografskih pokazateljev. Njegovo nadaljevanje vzhodno

od Župelovca ni jasno, reverzne strukture, ki bi jih lahko pripisali nadaljevanju Artiškega

preloma pa sta nekaj kilometrov vzhodno ugotovila TOMLJENOVIĆ in CSONTOS (2001).


71

Slika 16: A. Poskus sedimentne interpretacije topografskega profila 1-1'-2. Po tej interpretaciji bi površinski naklon 1,6 m/km pripadal spodnjemu zasipu, ki bi ga prekril zgornji zasip z nagibom 4,7 m/km. Za ta nagib bi v skladu z načelom o obliki longitudinalnega profila pričakovali, da se bo nadaljeval gorvodno, ali se celo povečal. Vendar se naklon gorvodno zmanjša za trikrat, na 1,6 m/km. Tak longitudinalni profil nekdanjega korita ni verjeten. Hkrati sedimentna interpretacija ne ponuja odgovora na izmerjene segmente profilov, ki imajo nasproten padec in ki jih lahko povežemo v izrazit pas. Hipoteza, da bi ta pas in hkrati celotno območje med obema dvignjenima deloma nastal kot posledica erozijskih procesov, ki bi morali imeti smer E-W ni možna. Na tem delu so namreč ohranjeni originalni kanali prepletajočega se rečnega toka na vršaju v smeri N-S (tab.7, sl. 2).

B. Tektonska interpretacija profila 1-1'-2. Osrednji del profila med obema reverznima prelomoma v relativnem odnosu do obeh prelomov izkazuje nedeformirano površino. Nad to površino je južni del profila dvignjen za 0,9 m, severni pa za 2,4 m.

4.4. Deformacije v krovninskem krilu Artiškega preloma

Točka 8: Sromeljski prelom; točka 9: Gaberniški prelom

Prelom po dolini Sromljice je vrisan že na OGK SFRJ 1:100.000, list Zagreb (ŠIKIĆ et al.,

1977). Oba preloma sta podrobneje opisana v razpravi MARKIČA in ROKAVČEVE (2002).

Sromeljski prelom ima značaj poševnega zmika, ob katerem se je vzhodni blok pomikal

proti severu in se hkrati dvigoval. Levi zmik premogovih plasti po njunih ugotovitvah znaša


72

okoli 200 m, vertikalni dvig vzhodnega krila pa od 50 do 100 m. (Ta dvig bi utegnil biti

razlog za manjši premik opazovan ob Artiškem prelomu na profilu B-B' (slika 14) v

primerjavi s profilom C-C' (slika 11). Ob njem naj bi bil zamaknjen Artiški prelom

(MARKIČ & ROKAVEC 2002). Tudi na podlagi geomorfnih pokazateljev zaključujeta, da je ta

prelom mlajši od Artiškega. MARKIČ in ROKAVEC (2002) menita, da je Gabrniški prelom

kinematsko enak kot Sromeljski, vendar zanj hkrati dopuščata tudi nasprotno možnost.

Zdi se, da sta Sromeljski in Gabrniški prelom sekundarni deformaciji v krovninskem krilu

Artiškega preloma. Za Sromeljski prelom opazovanja nakazujejo, da ima vlogo geološke

segmentacije Artiškega preloma (MARIN et al. 1989; MARKIČ & ROKAVEC 2002).

Točka 10: 'Pop-up' struktura Libne in vprašanje kvartarne aktivnosti Orliškega preloma

Na OGK SFRJ 1:100.000, list Zagreb (ŠIKIĆ et al. 1977) je Libna omejena z normalnimi

prelomi in ima značaj tektonskega horsta. KUŠČER (1993) jo je povezoval z reverznim

prelomom z vergenco proti severu na severni strani Libne. POLJAK s sodelavci (1996) in

POLJAK (1997) ter VERBIČ s sodelavci (2000) so bili mnenja, da gre za gubo, ki je nastala

zaradi zmika ob Orliškem prelomu in je tako sekundarna guba v severnem krilu Krške

sinklinale. PLACER (1997) je menil, da se je Libna dvignila kot obprelomna guba in hkrati

tudi kot sekundarna struktura Orliškega preloma. Libenska struktura je v njegovem modelu

razkosana s tremi dinarskimi prelomi, ki pa ne prečkajo Orliškega preloma.

Izrazitost Libenske strukture, predvsem nagnjenost plasti proti severu in jugu, se na

vzhodnem delu Libne le počasi manjša. Vpadi plasti na tem delu nakazujejo, da os Libenske

strukture počasi in zmerno tone proti vzhodu. Nasprotno pa je na zahodu struktura ostro

odrezana. Vpadi plasti litotamnijskega apnenca v Stari vasi pri Krškem dosegajo tudi do

80°. Morfološko se struktura na zahodu odsekano konča ob dolini potoka Potočnica, po

kateri poteka Orliški prelom. Kvartarna aktivnost Orliškega preloma se zdi kljub vsemu

vprašljiva, saj ob njem, razen domnevnega premika srednjepleistocenske terase pri Libni

(VERBIČ 1995), ni drugih evidentiranih premikov kvartarnih površin oz. plasti. Ta premik pa


73

tu, glede na dopolnjena opazovanja, povezujem z iztiskom Libnenske 'pop-up' strukture iz

severnega krila Krške sinklinale (slika 15). Orliški prelom ima pri tem dvigu le pasivno

vlogo zahodnega robnega preloma. V to interpretacijo vključujem dvignjen položaj

globoške aloformacije na grebenu Libne kot tudi problem obeh ostankov

srednjepleistocenske terase v Stari vasi pri Krškem (VERBIČ 1995). Zelo podobno mehansko

diskontinuiteto je Orliškemu prelomu pripisal že PLACER (1997), ki pa hkrati meni, da je še

vedno aktiven.

Točka 11: Prelom povezan z vzhodnim robom gravimetričnega sedla

Pri poskusnih georadarskih meritvah na holocenski terasi sem ugotovili zanimivo strukturo

(slika 17B,C). Na radargramu so v enaki smeri premaknjeni vsi odboji (globina 1,5-6 m),

razen povsem zgornjih. Ti tvorijo lečasto strukturo, ki je na vrhu prekrita z le rahlo

monoklinalno povitim odbojem. Taka situacija je nenavadna celo v fluvialnem

sedimentacijskem okolju prepletajočega se rečnega toka in bi jo lahko povezovali s

površinsko tektonsko deformacijo. Nastal strukturni relief je bil najprej delno zapolnjen s

polnilom lečaste oziroma klinaste oblike, to polnilo pa prekriva horizontalno odložen

poplavni sediment, ki je na spuščenem vzhodnem krilu nekoliko debelejši. Enaka situacija

se je ponovila v treh vzporednih profilih preko te strukture. Po pregledu situacije v okolici

se zdi, da bi deformacijo lahko povezovali z dinarskimi prelomi, ki jih je pri kartiranju

Libne ugotovil PLACER (1997). Pri pregledu podatkov iz vrtin sem ugotovil, da bi s tem

prelomom utegnila biti povezana sprememba podlage, meja med meljevcem in kremenovim

peskom (slika 17A). Hkrati to območje pripada sicer širokemu vzhodnemu robu sedla, ki je

vidno na gravimetrični karti (URH 1955, slika 9B).


74

Slika 17: A. Profil po površini holocenske terase. Lokacija profila je na sliki 10.

B. Izrez georadarskega profila (Ramac/GPR naprava; 100 MHz bistatični anteni; korak med dvema sledema 10 cm; obdelan s programom ReflexW ©Sandmeier Software).

C. Interpretacija georadarskega profila.


75

4.5. Brežiški prelom

Prelom, ki ga opisujem kot Brežiški, delno sovpada s prelomom Brežice – Koprivnica

(PRELOGOVIĆ et al. 1998) oziroma s prelomom Kostanjevica – Zlatar (PRELOGOVIĆ et al.

1994). Prelom je sestavljen iz več vej, tako da gre v bistvu za snop prelomov. Z metodami

uporabljenimi pri tej raziskavi sem lahko ločil glavno in južno vejo ter dve povratni reverzni

veji. Z dodatnimi raziskavami bo vedenje o tem prelomu bolj popolno, zato jih ne imenujem

z ločenimi imeni.

Točka 12: Sedimentnemu padcu nasprotna nagnjenost površine Brežiške terase

Jasen pokazatelj za površinske tektonske deformacije na južnem krilu Krške sinklinale je

nagib površine Brežiške terase (površina brežiške aloformacije) proti severu, torej v

nasprotno smer kot bi pričakovali glede na primarni sedimentni naklon. Ta padec je viden

na terenu in jasno izražen tudi na sliki 14. Na razdalji 2,15 km padec proti severu (merjeno

od horizontale) znaša 10,8 m. Če k temu prištejemo padec, ki ga je imela površina ob

sedimentaciji (domnevno okoli 1,6 m/km), dobimo skupni tektonski padec, ki na tej razdalji

znaša 14,2 m. Tektonski naklon torej ocenjujem na 0.38° oziroma 6.6x10-3 rad.

Točka 13: Postpliocensko-kvartarna in postsrednjepleistocenska aktivnost Brežiškega preloma na območju Šentlenarta

Vzdolž zahodne ježe Brežiške terase lahko na več mestih opazujemo, kako brežiška

aloformacija nalega na laporovec (VERBIČ & RIŽNAR 1997). Zadnja taka opazovalna točka

je ob cesti, ki pelje iz Šentlenarta proti Vrbini (slika 10, T13). To točko je opisal tudi

RAMOVŠ (1961). 400 m NE od tod je bila na dvorišču podjetja Vino Brežice leta 2002

izvrtana vrtina (VB na slikah 10 in 14). V vrtini je bil nekarbonaten meljevec navrtan šele v

globini 97 m. Nad njim (15-97 m) je prod, ki verjetno pripada globoški aloformaciji.

Navzgor sledi rjava in črna organogena glina (12,5-15 m) in do površine peščen, pretežno

karbonaten, prod. Višinska razlika v koti predkvartarne podlage med opisano golico in

vrtino VB je tako okoli 90 m.


76

Preglednica 5: Pregled vertikalne komponente aktivnosti3 vzdolž Artiškega in Brežiškega reverznega preloma in deformacij v krovninskih krilih obeh prelomov. VR – višinska razlika; RP – referenčna površina: A-spodnja površina globoške aloformacije (1-2 milijona let); B-zgornja površina brežiške aloformacije (150.000 let); C-zgornja površina drnovske aloformacije (17.000 let); D-holocenska površina (10.000 let). jv-južna veja; glv-glavna (severna) veja; prp-povratni reverzni prelom. Aktivnost je izračunana na podlagi ocen starosti posameznih referenčnih površin (VERBIČ 2004b).

točka struktura

RP VR (m) hitrost premika oz.

aktivnost (mm/leto)

Artiški prelom

1 Artiški p. A 240 m 0,12–0,24

2 Artiški p. D 4,6 m 0,46

3 Artiški p. A 120 m 0,06–0,12

6 – profil 1-1''' Artiški p. C 2,3 m 0,14

6 – profil 1-2 Artiški p. C 2,4 m 0,14

7 Artiški p. B 15 m 0,10

10 Libenska s. B 10 m 0,067

10 Libenska s. A 100 m 0,05–0,10

11 sekundaren p. D 0,7 m 0,07

Brežiški prelom

13 Brežiški p., jv A >90 m >0,045–0,09

14 Brežiški p., glv A 100 m 0,05–0,10

14 Brežiški p., glv C >5 m >0,29

15 Brežiški p., glv+jv+prp C >9,5 m >0,56

16 Brežiški p., prp B 5.8 m 0,04

20 – profil 1-1''' Brežiški p., glv C 0,7 m 0,04

20 – profil 1-2 Brežiški p., glv C 0,9 m 0,05

20 – profil 3-3' Brežiški p., glv C 1,1 m 0,06



23 sekundaren p. B 7 m 0,05

3 Aktivnost preloma pomeni hitrost premika ob prelomu v izbranem časovnem intervalu. Za podajanje aktivnosti se običajno uporablja enota mm/leto. Aktivnost podaja le povprečno hitrost premika v danem časovnem obdobju. Natančnost ocene hitrosti premika je odvisna tako od natančnosti izmerjenega ali ocenjenega premika določene površine (ali horizonta) kot tudi od natančnosti izmerjene ali ocenjene starosti površine ali horizonta.


77

Razen tega lahko na že omenjeni golici opazujemo, da je prod brežiške aloformacije debel

vsega okoli 3 do 4 m, v vrtini VB pa kar 12,5 m. Pomembno je opazovanje, da brežiška

aloformacija nikjer v Krški kotlini ni debelejša kot 10 m, večinoma pa je debela okoli 5 m.

To je en izmed argumentov, da prod, prevrtan v zgornjih 12,5 m vrtine VB, interpretiram

kot zgornjepleistocenski zasip. Ta na nekaterih območjih v kotlini sicer doseže debelino

celo do 20 m. Razmerje med zgornjepleistocenskim (v vrtini) in srednjepleistocenskim

zasipom (na opisani golici) je verjetno erozijsko. Kot tektonskega pa interpretiram

evidentiran zamik miocenske podlage in njene krovnine in sicer po odložitvi globoške

aloformacije. V opisani golici na miocenski podlagi leži brežiška aloformacija, v vrtini pa

globoška aloformacija v debelini 82 m. Zdi se, da je bila ta z območja golice v celoti

erodirana, razen tega pa je bila verjetno erodirana tudi neznana debelina miocenske podlage.

Omenjena opazovanja interpretiram kot posledico dviga krovninskega krila južne veje

Brežiškega reverznega preloma (slika 14).

Točka 14: Postzgornjepleistocenska aktivnost Brežiškega preloma severno od Šentlenarta

V vrtini KK-4 je bil prvotno pod poznoglacialnimi in holocenskimi jezerskimi in

barjanskimi usedlinami interpretiran srednjepleistocenski zasip (VERBIČ 1995). Pri

ponovnem pregledu vzorcev jedra in slikovnega gradiva se zdi ta interpretacija vprašljiva.

Predvsem gre za pomen, ki ga ima pri tem pokopan talni horizont AC (VERBIČ 1995) razvit

na peščenem produ in prekrit s poznoglacialno organogeno glino. Ta horizont ne izraža

razvojne stopnje srednjepleistocenskih tal. Verjetno so to tla, ki so nastala v kratkem

obdobju po odložitvi zgornjepleistocenskega zasipa in pred odlaganjem poznoglacialnih

barjanskih in jezerskih usedlin. Zasip je bil navrtan v globini 8,5 m pa vse do konca vrtine

(18,5 m), ki ni navrtala talnine (slika 14). Glede na višino ustja vrtine (152,5 m) je vrtina

dosegla zgornjepleistocenski zasip na nadmorski višini med 144,5 pa vse do 134,5 m, kjer

pa še vedno nismo prišli do podlage. To je znatno nižje kot v vrtini VB, kjer je drnovska

aloformacija navrtana v globini med 152 (ustje vrtine) in 139,5 m, kjer je že bila navrtana

njena podlaga. Razlika v nadmorski višini podlage je vsekakor večja kot 5 m. Razen tega je

bila miocenska podlaga pod globoško aloformacijo v vrtini Mi-2 navrtana približno 100 m

nižje kot v vrtini VB. Ti dve opazovanji pripisujem aktivnosti glavne veje Brežiškega

preloma (slika 14).


78

Točka 15: Aluvialni preboj Save med Brežicami in Čatežem ter zgornjepleistocenski aluvialni preboj med Brežicami in Selom pri Dobovi

Na omenjeni lokaciji med Brežicami in Čatežem je možno podrobneje opisati in razložiti

stratigrafski položaj in geomorfno lego drnovske aloformacije v vrtini KK-4 glede na njeno

lego med Brežiško teraso in Čateškim hribom, kjer gre sicer za holocensko geomorfno

površino razvito na zgornjepleistocenskem zasipu. V vrtini KK-4 je bila drnovska

aloformacija navrtana v globini 8,5 m pa vse do konca vrtine (18,5 m). Glede na višino ustja

(152,5 m) je vrtina navrtala zgornjepleistocenki zasip na višini med 144,5 pa vse do 134,5

m. Podlaga zgornjepleistocenskega zasipa je torej pod koto 134,5 m.

Na območju današnjega toka Save v preboju med Brežiško teraso in Čateškim hribom je

korito Save vrezano v miocensko podlago, ki izdanja na nadmorski višini 139 m. Velika

golica srednjemiocenskih plasti peščenjaka in laporovca je vzdolž korita Save neposredno

gorvodno od starega mosta (slika 23).

Glede na ohranjen ostanek zgornjepleistocenskega zasipa na desnem bregu Gabrnice

(zahodno od Sel pri Dobovi, domačija Hervol) ter na podatke iz vrtin VB in KK-4 je

verjetno, da je Sava v zgornjem pleistocenu nasipavala tudi severno od Brežic in od tu tekla

nekoliko proti vzhodu in se nekje pri Bukošku usmerila proti jugu, kjer je tekla po današnji

dolini Gabrnice in se v današnjo savsko dolino izlivala med Trnjem in Selom pri Dobovi.

Opažamo pa, da je podlaga zgornjepleistocenskega zasipa na območju preboja med

Brežiško teraso in Čateškim hribom na višji nadmorski višini kot pa na območju severno od

Šentlenarta (slika 14), čeprav bi glede na gradient rečnega toka pričakovali nasprotno.

Razlike ne moremo ugotoviti natančno (ker v vrtini KK-4 ni navrtana talnina), nedvomno pa

je večja kot 5,5 m. Upoštevaje še primarni sedimentni naklon, ocenjen na 1,6 m/km, je

ocena vertikalnega zamika več kot 9,5 m. Zdi se, da je edina razlaga za takšno lego

zgornjepleistocenskega zasipa in njegove talnine lahko le pozgornjepleistocenska tektonska

aktivnost oziroma relativno dvigovanje krovninskega krila Brežiškega preloma. Premik

lahko pripisujem le Brežiškemu prelomu kot celoti, glavni in južni veji ter povratnemu

reverznemu prelomu (slika 14).


79

Točka 16: Ostanek srednjepleistocenskega zasipa v Čatežu

Površina brežiške aloformacije na južnem robu Brežiške terase doseže nadmorsko višino

164,8 m. Na južnem bregu Save ima ostanek tega zasipa površino na koti 159 m. Razlika

med obema višinama je znatna in jo pri konstrukciji neotektonskega modela moramo

upoštevati. Ta razlika utegne biti posledica aktivnosti Brežiškega povratnega reverznega

preloma (slika 14). Projekcija nadaljevanja opazovanega povratnega tektonskega nagiba

površine Brežiške terase proti jugu pokaže na mestu ostanka terase na desnem bregu Save

celo na nadmorsko višino 174 m. Razlika med opazovano in (na podlagi načela

oblikovanosti longitudinalnega rečnega profila) pričakovano višino je torej 15 m.

Točka 17: Antiklinalne izbokline SE od Drnovega

S sklenjenimi izohipsami topografsko zaprta območja, bodisi izbočena ali vbočena, na

sedimentnih površinah aluvialnih vršajev niso pravilo. Razlog za to je v sami naravi

sedimentacijskih procesov na aluvialnem vršaju. Ti procesi rezultirajo v že omenjenem

primarnem sedimentnem naklonu v smeri aluvialnega odtoka. Kljub vsemu se tudi v takih

sedimentnih okoljih prostorsko sporadično oblikujejo zaprta topografska območja (SCHUMM

et al., 2000). Večinoma so to dvignjene površine prodnih sipin. Neobičajno pa postane, če

so taka zaprta območja na določeni površini prevladujoča topografska oblika, ki je hkrati ne

moremo povezati z aluvialnim režimom na vršaju. Tak primer je topografija površine med

vasema Drnovo in Brege na severu in avtocesto na jugu (slika 18). Na tem območju imajo

aluvialna korita, ki so ohranjena tik pod talnimi horizonti, smer N-S do NNW-SSE (slika

19; tab. 7 sl. 2). Zaprte topografske oblike pa imajo vzdolžne osi v smeri E-W, torej

pravokotno na nekdanji vršajni aluvialni odtok, tako da lahko sedimentni izvor teh

topografskih oblik izključimo. Na tem območju lahko pričakujemo stik med glavno in južno

vejo Brežiškega preloma. Zato opisane zaprte topografske oblike interpretiram kot

površinski odraz krčenja ozemlja med glavno in južno vejo Brežiškega preloma.

Slika 18: Območje stika med glavno in južno vejo Brežiškega reverznega preloma (točki 17 in 20). Lokacija območja je označena na sliki 10. Do sedaj evidentirane deformacije površine obsegajo le monoklinalne, antiklinalne in sinklinalne oblike, pretrgov na površini še nismo opazovali, zato so omenjeni prelomi lahko slepi, na sliki so označene vertikalne projekcije prelomov na površje.

Tomaž V



80

Slika 19: Območje z izmerjenimi topografskimi profili preko Brežiškega reverznega preloma. Lokacija območja je označena na sliki 10. Segmenti profilov s povratnim nagibom so povezani v pas površinske tektonske deformacije, ki jo interpretiram kot fleksurni upogib površja nad glavno vejo Brežiškega reverznega preloma. Terenski detajl iz tega območja je prikazan na Tab. 7., sl. 2, kjer so ohranjena korita nekdanjega prepletajočega se rečnega toka po zgornjepleistocenskem aluvialnem vršaju.

Tomaž V



81


82

Točka 18: Brežiški prelom interpretiran na podlagi podatkov iz vrtin v okolici vasi Brege

Na območju prej omenjenega stika med glavno in južno vejo Brežiškega preloma je

izvrtanih nekaj vrtin, ki dodatno pojasnjujejo situacijo. V vrtini VČ-1 (NOSAN et al. 1973) je

na globini 9 m navrtan neogenski meljasti glinavec, v vrtini DRN-1 (KRANJC et al. 1990) pa

so glinasto peščene neogenske plasti navrtane šele na globini 48 m. Zdi se, da je na območju

vrtine VČ-1 razen globoške aloformacije erodirana tudi neznana debelina neogenskih plasti.

Ustji vrtin sta na enaki višini, medsebojno pa sta oddaljeni 220 m. Hkrati je ob avtocesti

južno od Drnovega kar nekaj vrtin, kjer so navrtane plasti miocenskega laporovca oziroma

meljevca neposredno pod drnovsko aloformacijo (slika 18). Zdi se, da je vrtina DRN-1

edina na tem ožjem območju, kjer so prevrtane plasti globoške aloformacije. Glede na to

menim, da se ta lokacija nahaja med južno vejo Brežiškega preloma in (notranjim)

povratnim reverznim prelomom med glavno in južno vejo, čeprav to ni edina možna

interpretacija. Nadaljevanja tega povratnega reverznega preloma proti vzhodu ne poznamo,

možno je, da je le lokalna struktura v krovninskem krilu Brežiškega preloma.

Točka 19: Močvirski in jezerski sedimenti pod zgornjepleistocenskim zasipom na območju med Brežiškim in Artiškim prelomom, v okolici avtocestnega križišča pri Krškem

Zahodno od podvoza Drnovo – Gorica so bile v sklopu projektiranja avtocestenega odseka

Smednik – Krška vas, predvsem za dva nadvoza (priključek Drnovo in deviacija Krško –

Kostanjevica) izvrtane številne vrtine, največ do globine 40 m (KENK 2003). Vrtine nikjer

niso dosegle neogenske podlage niti proda globoške aloformacije. Vrtine so zgoraj prevrtale

drnovsko aloformacijo (do globine 14 – 15 m), globlje pa sledijo barjanski in jezerski

sedimenti, ki bi jih lahko uvrstili v dobravsko formacijo. Tudi peščeno – muljaste plasti v

globini med 20 in 40 m, ki so v posameznih horizontih psevdooglejene, lahko uvrstimo v

dobravsko formacijo, vendar njihova natančnejša stratigrafska lega znotraj te formacije ni

jasna. Predvidevam pa, da je pod temi drobnozrnatimi sedimenti prod oziroma konglomerat

brežiške aloformacije ali prod globoške aloformacije.


83

Pojav omenjenih jezerskih in barjanskih usedlin sem zasledili tudi v nekaterih vrtinah ob

spremljanju vrtanja v okviru zajemanja podatkov za seizmični profil KK-2-99 (VERBIČ

1999). Barjanske in jezerske usedline na tem območju so bile prevrtane v talninskem krilu,

tako glede na Artiški kot tudi na Brežiški prelom. Nastanek in ohranitev teh usedlin torej

povezujem s pogrezanjem tega območja relativno glede na krovninski krili obeh omenjenih

prelomov.

Točka 20: Z geodetskimi meritvami ugotovljena aktivnost Brežiškega reverznega preloma na območju površine drnovske aloformacije južno od Drnovega

Pod to točko bom opisal že omenjene geodetske izmere topografskih profilov, ki segajo na

območje Brežiškega preloma. Najjužnejša segmenta (segment 5) obeh daljših profilov (1-1'''

in 1-2 na sliki 13) imata naklon, ki odgovarja normalnemu sedimentnemu naklonu

aluvialnega vršaja (1,6 m/km). Proti severu na obeh profilih sledita segmenta (segment 4),

ki sta nagnjena proti severu, torej v smer nasprotno aluvialnemu odtoku. Temu na obeh

profilih sledi segment (segment 3), ki spet izraža primarni sedimentni naklon.

Segmenti s padcem v nasprotni smeri se pojavljajo tudi na profilih 3-3', 4-4' in 5-5' (slika

13). Vse te segmente z nasprotnim naklonom povezujem v linijo oziroma pas glavne veje

Brežiškega preloma (slika 19). Zanimivo je, kako se ocenjen vertikalni zamik spreminja od

profila do profila (preglednica 6).

Preglednica 6: Ocenjen vertikalni zamik ob Brežiškem prelomu na podlagi interpretacije geodetskih profilov (slika 13).

profil ocenjen vertikalni zamik ob Brežiškem prelomu

1-1''' 0,7 m

1-2 0,9 m

3-3' 1,1 m

4-4' 1,3 m

5-5' 1,6 m


84

Iz meritev je razvidno postopno manjšanje velikosti vertikalnega zamika od vzhoda proti

zahodu. Na razdalji 2,5 km se vertikalni premik zmanjša za več kot 50%. Hkrati na tem

območju Brežiški prelom iz smeri približno E-W povije v smer SW-NE.

Poudaril bi, da pravilnost navedene strukturne interpretacije topografskih anomalij na

profilih (slika 13), potrjujejo opazovanja smeri ohranjenih aluvialnih kanalov na nekdanjem

vršaju, ki jih lahko opazujemo pod talnimi horizonti na površini drnovske aloformacije

(slika 19; tab. 7, sl. 2) med avtocestnim priključkom Drnovo in Mrtvicami. Ta opazovanja

izključujejo morebitne erozijske procese, ki bi utegnili preoblikovati profilne segmente v

take, kot smo jih izmerili. Erozijski procesi naj bi bili mlajši in bi tako morali vsaj erodirati

odtočne kanale na površini nekdanjega aluvialnega vršaja. Hkrati bi pričakovali, da bi ti

mlajši procesi za seboj pustili kakršnekoli sledove (bodisi erozijske ali akumulacijske). Ti

pa vzdolž razkopa, ki je potekal po trasi današnje avtoceste, niso bili evidentirali (VERBIČ

2004a).

Točka 21: Holocenske površine na relativno spuščenem območju med obema reverznima prelomoma

Ta točka pojasnjuje obseg savskih holocenskih površin (vrbinski aločlen), ki so nastale z

vrezovanjem Save v njen zgornjepleistocenski zasip. S tem v zvezi je zanimiv velik

meandrski lok severno in vzhodno od Drnovega (skrajni W meander označen na sliki 20).

Ta meandrski lok, po katerem je Sava tekla v rimskem obdobju, je nastal na spuščenem

območju med obema reverznima prelomoma.

Glede na rezultate arheoloških izkopavanj (PETRU 1977), ki so ugotovila strukture rimskega

rečnega pristanišča in druge ostanke rimske arhitekture v danes suhi rečni strugi tik pod

Drnovim ter rimski vodnjak tik ob suhi strugi, se zdi, da je bila bočna erozija Save na tem

delu aktivna še v postrimskem obdobju.

Bočne zajede meandrskih lokov na relativno pogreznjena območja so pogoste (SCHUMM et

al. 2000). Zahodno od meandra pri Drnovem, v podaljšku relativno spuščenega območja

med prelomoma, je bila izvrtana skupina vrtin, kjer so pod drnovsko aloformacijo jezerski

in barjanski sedimenti (KENK 2003; slika 21; točka 19 na sliki 10). Ti prav tako nakazujejo


85

na relativno pogrezanje ozemlja. Holocenska površina vrbinskega aločlena ima največjo

širino prav med obema reverznima prelomoma (slika 20).

Zaenkrat pa ne znam ustrezno prepričljivo pojasniti, zakaj se je tok Save v zgodovinskem

obdobju (18. do 20. stoletje) premeščal predvsem na območju severno od današnjega

umetnega korita Save, tudi povsem pod Libno, Šentlenartom in Brežicami. Dejstvo pa je, da

so debeline post pliocensko kvartarnih sedimentov na tistem območju večje in da je

geološko ugotovljena aktivnost prelomov tam večja.

Slika 20: Nekateri najbolj izraziti meandrski loki na holocenskih terasah prostorsko sovpadajo z območjem med obema reverznima prelomoma. (Topografska podlaga DTK25, Geodetska uprava RS). Pojav sam za sebe ne ne odgovarja na nobeno vprašanje. Nastajanje meandrov v območjih, ki nimajo predispozicije je stohastičen pojav. V primerih tektonske predispozicije so meandri lahko ponekod bolj izraziti, taka predispozicija bi utegnila nastati tudi na holocenskih terasah med obema reverznima strukturama. Vsekakor je širina holocenskih teras največja prav v pasu med obema prelomoma. Za bolj argumentiran odgovor na to vprašanje bo v prihodnosti potrebno pridobiti in analizirati LIDAR podatke in izdelati kvaliteten digitalni model višin za območje vseh holocenskih teras med Krškim in Brežicami.

Slika 21: Podlaga, navrtana v vrtinah pod (alo)formacijami na površini. Uporabljeni viri: NOSAN et al. 1973; ŠKERLJ 1980, 1981; MARIN et al. 1989; KRANJC et al. 1990; ULAGA 1993; VERBIČ 1995, 1999 in KENK 2003.

Tomaž V



86


87

4.6. Deformacije v krovninskem krilu Brežiškega preloma

Nekatere deformacije v krovninskem krilu Brežiškega preloma povezane z njegovimi

različnimi vejami sem že opisal, ostala opazovanja sledijo pod naslednjimi štirimi točkami.

Točka 22: Veliki breg

Veliki breg je vzpetina, kjer izdanja dobravska formacija in njena talnina, globoška

aloformacija. Površina Velikega brega je nagnjena proti severu (VERBIČ 1999), nagib znaša

31 m na razdalji 1800 m, to je približno 1°. Nagib je torej približno trikrat večji kot je nagib

Brežiške terase. Omenjeno deformacijo povezujem s sekundarnimi deformacijami v

krovninskem krilu Brežiškega reverznega preloma. Neposredne povezave s točno določeno

strukturo in opisano deformacijo nisem ugotovil.

Točka 23: Prelom med Velikim bregom in Cerkeljsko teraso

Dinarski prelom na tem mestu je vrisan na OGK SFRJ list Zagreb (ŠIKIĆ et al. 1977),

omenja pa ga tudi KUŠČER (1993) ter ARSOVSKI s sodelavci (1975). Na območju Gorjancev

ga je ugotovil tudi RIŽNAR (2005). Traso preloma opredeljujem na podlagi geomorfnih in

kvartarno geoloških pokazateljev. Njegovo kvartarno aktivnost opredeljujem z relativnim

vertikalnim dvigom SW krila. Premik je opredeljen na podlagi ostankov brežiške

aloformacije na različnih višinah na obeh straneh preloma (VERBIČ & RIŽNAR 1997).

Vertikalni zamik zgornje površine srednjepleistocenskega zasipa ob tem prelomu znaša 7 m.

Zmična komponenta premika ni znana.

Indikativno je tudi, da SW od preloma na površini izdanjajo pretežno sedimenti globoške

aloformacije in dobravske formacije (Veliki Breg, Dobrava, Stojanski vrh), na NE krilu pa

teh ni. Podatkov o aktivnosti preloma naprej proti NW, na območje krovninskega krila

Artiškega preloma, ni. Zdi se, da je prelom v regionalnem pogledu povezan z

gravimetričnim sedlom, ki ga ACCAINO s sodelavci (2003) opredeljuje kot čelo dinarskega

nariva. Zdi se, da je aktiviran le v krovninskem krilu Brežiškega preloma.


88

Točka 24: Malenski prelom

Malenski prelom sta VERBIČ in RIŽNAR (1997) opredelila kot normalen prelom s

pogreznjenim vzhodnim krilom, hkrati pa tudi kot desni zmik. O njegovi aktivnosti v

kvartarju sicer ni dovolj kvalitetnih geoloških ali geomorfnih argumentov. Z njegovo

predvideno traso v grobem sovpada SW rob holocenskih teras, ki ima 'dinarsko' smer.

Omenjam ga tudi zato, ker je po mnenju nekaterih avtorjev ta prelom hkrati tudi seizmični

izvor. Opozoriti pa velja, da nihče ne navaja ustrezno kvalitetnih znakov za njegovo

kvartarno aktivnost.

Točka 25: Aluvialni preboj med Brežiško teraso in Čatežem

Dejstvo, da je Sava še tekom zadnje poledenitve delno pretakala severno od Brežic in se

nato po vzhodnem robu Brežiške terase usmerila proti svoji današnji dolini, sem že omenil.

V tem odstavku želim poudariti strukturno pogojenost dviga južnega dela Brežiške terase in

hkrati seveda tudi območja neposredno ob njej. Topografske karte iz zgodovinskega

obdobja izkazujejo zgostitev rečnih meandrov na obširnem območju ob zahodnem robu

Brežiške terase (slika 22). Razen primerjav nadmorskih višin brežiške in drnovske

aloformacije na širšem območju Brežiške terase (slika 14), na dvig njenega južnega dela

nakazuje prag predkvartarne podlage v katerega je vrezano današnje korito Save (slika 23).

Na tem delu so bile tudi struge iz zgodovinskih obdobij ujete v relativno ozek preboj preko

dvignjenega praga. Dvig praga razlagam z aktivnostjo povratnega reverznega preloma v

krovninskem krilu Brežiškega reverznega preloma.


89

Slika 22: Aluvialni preboj med Brežiško teraso in Čatežem. Izrazita je zgostitev rečnih korit pred tem prebojem v zgodovinskem obdobju . Dejstvo, da je tak preboj sploh potreben, je strukturno pogojeno in sicer z dvigom ob povratnem reverznem prelomu, ki se manifestira v dvignjeni in nasprotno nagnjeni Brežiški terasi. Na sami lokaciji preboja je današnje rečno korito vrezano v neogensko (sarmatijsko – RIŽNAR et al. 2002) podlago. Ta slika je izsek iz slike 6, priprava slike: M. Erič. S črko S je označena lokacija fotografije na sliki 23.

Slika 23: Korito Save je nekoliko gorvodno (cca 200 m) od starega mostu preko Save do Brežic, v krovninskem krilu povratnega reverznega preloma, vrezano v sarmatijske kalkarenite in laporovce. To je edina lokacija, med Krškim in Jesenicami (na teh dveh lokacijah v današnjem koritu Save izdanjajo mezozojske plasti), kjer Sava dejansko teče po predkvartarni podlagi. Lokacija fotografije je označena na sliki 22 s črko S.

Brežiška terasa

povratni reverzni prelom (projekcija na površino) Čatež

S

1km


90

4.7. Neotektonski model in diskusija

Osnovno vodilo pri konstrukciji vsakega lokalnega neotektonskega modela je univerzalnost

strukturnih stilov oziroma univerzalnost geometrije potresnih izvorov. Velike razlike seveda

obstajajo med različnimi seizmotektonskimi območji, vendar ne glede samih strukturnih

stilov, ampak glede izraznosti, gostote, dolžine in aktivnosti posameznih prelomov kot tudi

velikosti značilnih potresov (YEATS et al. 1997). Nosilca neotektonskega modela sta Artiški

in Brežiški (glavna, severna veja) reverzni prelom. Glede na izraznost in (sicer zmerno)

aktivnost v zadnjih 20.000 letih ter povezanost obeh obravnavanih reverznih prelomov z

regionalno gravimetrično strukturo, smatram Artiški in Brežiški prelom kot samostojna

seizmična izvora, ki lahko generirata tudi močne potrese. Druge strukture opredeljujem kot

sekundarne deformacije v krovninskih krilih obeh prelomov, ki lahko predstavljajo

seizmične izvore za šibke potrese. Zdi se, da povratna perioda značilnih potresov na obeh

prelomih znaša več tisoč, mogoče celo nekaj 10.000 let. V tej razpravi ne opredeljujem

nekaterih nedoločnosti v neotektonskem modelu, ki so potrebne za izdelavo verjetnostne

ocene potresne nevarnosti (INTERNATIONAL ATOMIC ENERGY AGENCY – IAEA 2002;

YEATS et al. 1997; KRINITZSKY & SLEMMONS 1990).

Pokazatelje in opazovanja, ki sem jih predstavil pod zgornjimi točkami lahko konsistentno

vključimo v neotektonski model (slika 24). Model sloni na konvergenci številnih meritev,

opazovanj in drugih podatkov. Najpomembnejši so:

- model regionalnih tektonskih deformacij (PLACER 1999a,b; TOMLJENOVIĆ &

CSONTOS 2001)

- regionalne in lokalne gravimetrične anomalije (ALJINOVIĆ neobjavljeno,

PRELOGOVIĆ et al. 1994; URH 1955)

- ugotovljeni strukturni stil v neposrednem podaljšku Krške kotline na Hrvaškem

(TOMLJENOVIĆ & CSONTOS 2001)

- deformacije dobravske formacije, globoške aloformacije in zgornjepontijskih

premogonosnih plasti na območju Globokega (MARIN et al. 1989; MARKIČ &

ROKAVEC 2002)

- opredelitev preloma na severnem krilu sinklinale (Artiškega preloma) kot reverznega

(POLJAK & GOSAR 2001; ACCAINO et al. 2003)


91

- opredelitev preloma na južnem krilu sinklinale (Brežiškega preloma) kot reverznega

(PRELOGOVIĆ et al. 1994; 1998)

- terenske razmere in podatki iz vrtin med Pesjem in Zgornjim Obrežem (VERBIČ

1995, 1999)

- terenske razmere na Leskovški terasi in razmere v vrtinah južno do Gorenje vasi pri

Leskovcu (VERBIČ 1995, 1999)

- geodetska izmera topografskih profilov in njihova interpretacija (slike 12, 13 in 16B)

- terenske razmere glede kvartarnih površin na območju Libne

- geoelektrični podatki iz območja med NEK in cesto Ljubljana – Zagreb (LAPAJNE

1975)

- deformacije površine na območju Drnovim in Bregami ter avtocesto ter podatki iz

vrtin na tem območju (slika 18, 19)

- razmere v vrtinah DRN-1, VČ-1 ter vrtinah vzdolž AC odseka Smednik – Krška vas

(KENK 2003) (slika 18, 21)

- višinska lega brežiške aloformacije pri Cerkljah in pod Velikim Bregom

- višinska lega drnovske aloformacije v vrtini KK-4 in na območju aluvialnega

preboja Save med Brežiško teraso in Čateškim hribom (slika 14)

- razmere v vrtinah Mi-2 in VB ter terenske razmere v ježi Brežiške terase v

Šentlenartu

- nagnjenost Brežiške terase proti severu (slika 14)

- višinska lega južnega roba Brežiške terase in ostanka brežiške aloformacije pri

Čatežu (slika 14); aluvialni preboj skozi miocensko podlago med Brežicami in

Čatežem (slika 22, 23)

Artiški prelom ima v tem modelu podobno vlogo, kot mu jo je pripisal ACCAINO s sodelavci

(2003). Brežiški prelom ima v modelu podobno vlogo kot mu jo je pripisal PRELOGOVIČ s

sodelavci (1994, 1998). Za oba preloma pa tu predstavljam nove ugotovitve v zvezi z njuno

kvartarno aktivnostjo.

Slika 24: Neotektonski model vzhodnega dela Krške kotline.

Tomaž V



92


93

4.7.1. Natančnost določitve poteka prelomov, vprašanje slepih prelomov in fleksurnih upogibov

Površinske deformacije, ki jih pripisujem aktivnosti obeh prelomov, niso omejene na ozke

prelomne strukture kot jih velikokrat lahko opazujemo v trdnih kamninah. Omejene so z

relativno širokimi območji. Tako območje je na primer definirano na sliki 114. Na slikah 13,

16B in 19 pa so površinske deformacije omejene na deformirane segmente topografskih

profilov. Ta območja so široka od 150 m pa tudi do več kot 1 km. S podobno natančnostjo

100 do 500 m lahko definiramo potek prelomov, ki jih interpretiram na podlagi podatkov iz

vrtin. Tako stanje je lahko posledica več dejavnikov. Najprej je seveda potrebno povedati,

da bi dodatne bolj natančne in metodološko ter stroškovno bolj zahtevne raziskave verjetno

privedle do bolj natančnih površinskih tras prelomov. Tudi ponovna interpretacija

obstoječih seizmičnih profilov, z upoštevanjem navedenih pokazateljev in opazovanj, bi

lahko prispevala k večji natančnosti. Na drugi strani lahko navedemo kar nekaj opažanj,

zakaj je reverzne prelome, čeprav aktivne, velikokrat težko natančno locirati. Aktivnost tu

opisanih prelomov je zmerna do nizka, taka je tudi njihova geomorfna izrazitost

(SLEMMONS & DEPOLO 1986). Pri tem moramo opozoriti, da je debelina slabo vezanih ali

nevezanih sedimentov na območju obeh prelomov tudi kilometer in več. Prelom se v takih

razmerah v nevezanih in slabo vezanih sedimentih velikokrat 'razprši' (slika 25, slika 26h;

CARVER & MCCALPIN 1996; YEATS et. al 1997). Nadalje, njivsko obdelovanje tal skozi

arheološka in zgodovinska obdobja teži k izravnavanju različnih topografskih anomalij, tudi

tistih, ki imajo tektonski izvor. Deformacije ob reverznih prelomih na površju ali blizu njega

so lahko zelo raznolike. Na sliki 26 so prikazane shematizirane deformacije, ki so bile po

svetu opazovane neposredno ob aktiviranju reverznih prelomov ali pa v paleoseizmoloških

razkopih. Opozarjam, da primeri na sliki 26 ne vključujejo 'slepih' prelomov.

Predvsem pa je treba opozoriti na realno možnost, da sta omenjena preloma na nekaterih

mestih 'slepa' v tem smislu, da ne dosežeta površine ali njene neposredne bližine, ampak se 4 Na sliki 11 deformacije niso opredeljene kot pretrg ob prelomu ampak kot sinsedimentacijski fleksurni upogib. Glede na opise tektonskih deformacij opazovanih v raziskovalnih rudniških rovih (MARIN s sodelavci 1986; MARKIČ in ROKAVEC 2002) gre pri tem profilu le za grobe približke dejanskega stanja. Nasprotno sem na slikah 14 in 15 prikazal ugotovljene premike med posameznimi formacijami izključno kot deformacije vzdolž diskretne prelomne ploskve, kar prav tako gotovo ne odgovarja dejanskim razmeram. Opozarjam, da z različnimi grafičnimi razlagami ne zagovarjam različnih strukturnih rešitev na posameznih profilih, ampak da so zaradi pomanjkanja ustreznih podatkov dopuščam različne rešitve, ki so na vseh omenjenih slikah močno idealizirane in poenostavljene.


94

prelomne deformacije končajo globlje pod površino. Ugotovljene površinske deformacije so

tako posledica fleksurnega upogiba plasti nad slepim prelomom. LETTIS s sodelavcema

(1997) je aktivne popolnoma 'slepe' reverzne prelome definiral le kot tiste, ki jih niti z

natančnimi geološkimi in geomorfološkimi pregledi na površini ni mogoče evidentirati, niti

kot fleksurne upogibe. Taki popolnoma 'slepi' prelomi so v območjih stikov geotektonskih

plošč (ang. interplate faults) izjemno redki. (Seveda tu govorimo le o prelomih, ki generirajo

tudi močne potrese). Večinoma jih s pazljivimi opazovanji lahko zaznamo tudi na površini,

največkrat na podlagi evidentiranih topografskih anomalij (BULLARD & LETTIS 1993;

LETTIS et al. 1997; YEATS et. al. 1997; CARVER & MCCALPIN 1996). Podobno situacijo

imamo verjetno tudi v Krški kotlini. Glede na zelo široka območja ugotovljenih površinskih

anomalij ob obeh prelomih (na primer slika 13, 19), je znatna verjetnost, da se prelomni

pretrgi ob obeh strukturah končajo globlje, mogoče tudi nekaj 100 m pod površjem. Nad

prelomnimi pretrgi imajo deformacije večinoma lahko le obliko fleksurnega upogiba, na kar

kažejo številni primeri predvsem v kompresijskih strukturnih režimih (PERRY et al. 1984;

SUPPE 1985; YEATS 1986; YEATS et al. 1997; SHAW et al. 2005). Kljub temu je potrebno

velikost strukturnega reliefa, ki je ugotovljena na tak način (slike 11, 13, 19) obravnavati

hkrati tudi kot pretrg ob prelomu v globini, v seizmogenem delu skorje, kjer se potresi

generirajo. Zveznega fleksurnega upogiba površja enostavno ne moremo projecirati navzdol

v seizmogeni del skorje (YEATS 1986). Hkrati seveda nikakor ne moremo izključiti, da

pretrgi ob prelomih ne segajo povsem do površine, kot nakazuje slika 17. Številne raziskave

opisujejo značilne pretrge povezane s fleksurnimi upogibi na površju (YEATS 1986; YEATS

et al. 1997; MC CALPIN 1996). Do sedaj pa ti pretrgi neposredno (v izkopih) v Krški kotlini

še niso bili opazovani.

Natančnost tras prelomov na površini je torej le okvirna in je rezultat zgoraj omenjenih

objektivnih naravnih razmer. Zdi pa se, da v tej, prvi fazi raziskav, večja natančnost v tem

trenutku niti ni najbolj pomembna. Bistveno je, da so deformacije ugotovljene.

Na holocenskih površinah se je fluvialna aktivnost večinoma odvijala še v postrimskem

obdobju (VERBIČ 2004a,b; sliki 6, 22; tab. 13, 14). Ta je neprimerno bolj intenzivna kot

tektonska aktivnost v Krški kotlini. Glede na zmerno aktivnost prelomnih struktur

(preglednica 5) pa ni pričakovati, da bi tektonske premike, tudi z natančnimi geodetskimi

meritvami, sploh lahko evidentirali na teh površinah. Vzrok za to je predvsem v obsežnih


95

poplavah in z njimi povezano erozijo in akumulacijo, evidentiranih tudi v zadnjih 250 letih

(VERBIČ 2004a,b).

4.7.2. Seizmološki in geodetski podatki ter njihov odnos do predstavljenega neotektonskega modela

Kot sem že omenil LETTIS & KELSON (2000) pri ugotavljanju aktivnih tektonskih struktur

izdvajata štiri pristope: geodetski, zgodovinski in arheološki, seizmološki ter geološki. V

sklopu naloge sem sicer uporabil zgodovinske in arheološke podatke, vendar le kot vhodne

podatke pri reševanju holocenske stratigrafije. Tako arheološki kot zgodovinski podatki so

uporabni pri ugotavljanju aktivnih geoloških struktur bolj neposredno na območjih z visoko

seizmično aktivnostjo in hkrati v povezavi z nekdanjimi visoko razvitimi kulturami (Grčija,

Italija, …; STIROS & JONES 1996).

Seizmološki podatki o lokacijah potresnih žarišč do konca 19. stoletja niso zanesljivi.

Kasnejši makroseizmični podatki iz Krške kotline večinoma nudijo določitve epicentrov le v

okviru natančnosti 10 km in več (CECIĆ 1994; POLJAK & ŽIVČIĆ 1995). Napaka

makroseizmično določenih epicentrov je namreč odvisna od povprečne razdalje med

posameznimi podatki v epicentralnem območju. Prav tako je potrebno poudariti, da

hipocentri niso nujno projekcija lokacije najvišje evidentiranre intenzitete v globino.

Najmočnejši znani potres na območju Krške kotline je nastal 29. januarja 1917 (ML=5,7;

I=VIII MSK; RIBARIČ 1982). Njegov makoseizmično določen epicenter je nekaj kilometrov

severno od Brežic, globina žarišča pa je ocenjena na 13 km (RIBARIČ 1982) oziroma 6 km

(SHEBALIN et al. 1974).

Slika 25: A Kompleksna deformacija neposredno nad konico, v krovninskem krilu reverznega preloma McKinleyville (prelomna cona Mad River), Clam Beach, Kalifornija. Kompleksno deformacijo ustvarja stotina sintetičnih in antitetičnih prelomov. Klif na sliki je visok okoli 35 m in dolg 150 m.

B Razvoj prelomne cone: 1 – iniciacija prelomne cone z nastankom sintetičnih razpok oz. prelomov; 2 – napredovanje deformacije in nastanek konjugiranih antitetičnih prelomov. Večkratno ponavljanje začetih procesov ob zaporednih potresih rezultira v kompleksnem romboedričnem vzorcu gostih prelomov; 3 in 4 – ob posameznem prelomu so premiki sicer majhni, skupno pa so lahko vzrok znatnega litosferskega krčenja. (Iz: PACIFIC GAS AND ELECTRIC COMPANY 2002; Fig. 8-4).

A

B

Tomaž V



96

Slika 26: Tipični primeri deformacije površja ob aktivnih reverznih prelomih. (Iz: PACIFIC GAS AND ELECTRIC COMPANY 2002; Fig. 8-1). Primeri se seveda ne nanašajo na dejansko 'slepe' prelome.

Tomaž V



97


98

Lokacije instrumentalno določenih potresnih žarišč do približno leta 2000 imajo na tem

območju nekoliko večjo natančnost. POLJAK & ŽIVČIĆ (1995) poročata o natančnosti

instrumentalno določenih epicentrov v okviru napake 5 km ter o natančnosti določitve

globine žarišč v okviru 10 km. Najmočnejši potres na tem območju po letu 1980 je nastal

11. marca 1984 pri Kostanjevici (ML=4,2). Iz tega obdobja je v literaturi znanih kar nekaj

žariščnih mehanizmov potresov (z M med 3,0 in 4,2) iz same kotline in iz njene okolice

(HERAK et al. 1995; POLJAK et al. 2000). Vsaj dva žariščna mehanizma nakazujeta na

zmike, ki pa jih zaradi omenjene nezanesljivosti v sami lokaciji hipo- oziroma epicentra

težko komentiram v seizmotektonskem smislu. Hkrati gre namreč pretežno za šibke potrese,

ki ne morejo generirati površinskih tektonskih deformacij. Lahko, da so ti potresi povezani z

deformacijami v krovninskih krilih obeh prelomov. Tudi drugi avtorji (HERAK et al. 1995;

POLJAK et al. 2000) omenjene dogodke ne povezujejo z določenimi prelomi.

Glede na zgornje opise lahko sklenem, da dosedanji seizmološki podatki ne morejo bistveno

posegati na področje določevanja in lociranja aktivnih prelomov oziroma potresnih izvorov,

ki so vzrok za evidentirane deformacije kvartarnih sedimentov in površin. V prihodnje pa se

velik napredek pri reševanju tega vprašanja obetamo prav s strani seizmologije. Končana je

namreč postavitev državne mreže šestindvajsetih potresnih opazovalnic. Na podlagi

njihovih zapisov bo, med drugim, tudi natančnost določitve potresnih žarišč bistveno večja

(VIDRIH 2006).

V Krški kotlini so bile do sedaj izvedene tako ponovitve nivelmanskih izmer (npr.

VODOPIVEC et al. 1997) kot tudi izmere geodetske geodinamične Krško z GPS tehnologijo

(VODOPIVEC et al. 2001). Rezultati nivelmanskih izmer glede na izhodiščni reper FR 1018

severno od Krškega nakazujejo na relativno pogrezanje območja kotline s hitrostjo do 1

mm/leto, kar pa je sicer znotraj intervala napak. Kakorkoli že, tudi če meritve izkazujejo

realne premike, je njihova interpretacija nezanesljiva. V tem pogledu nikakor ne moremo

ločevati posedanja ozemlja zaradi:

- litostatične kompakcije nevezanih in slabo vezanih kvartarnih in neogenskih

sedimentov

- kompakcije sedimentov zaradi izsuševanja in nižanja nivoja podtalnice v zadnjih

100 letih ali

- dejansko zaradi tektonskih procesov v litosferi.


99

Prve GPS izmere v Krški kotlini izvirajo iz leta 1994. Geodinamično mrežo Krško danes

sestavlja 18 točk na širšem območju NE Krško, vse točke pa so bile opazovane najmanj

dvakrat. Od teh 18 točk je 11 točk prvotne geodetske geodinamične GPS mreže Krško, kjer

so bile točke stabilizirane leta 1996 in 2000 s strani Geodetske Uprave Republike Slovenije

in služijo kot osnova za stabilno in kvalitetno koordinatno osnovo na tem območju.

Ostale točke niso del prvotne geodetske geodinamične GPS mreže Krško in so bile

opazovane v drugih izmerah (STOPAR 2006, osebna komunikacija). Rezultate vseh meritev

(1994-2005) je v letu 2006 obdelal dr. Bojan Stopar in čakajo na geološko oziroma

neotektonsko interpretacijo.

4.7.3. Seizmični ali aseizmični premiki?

Vprašanje, kakšen del premikov ob posameznem prelomu se manifestira preko potresov in

kakšen kot aseizmično drsenje je na eni strani akademsko, na drugi pa tudi inženirsko. Samo

ugotavljanje, ali gre pri določenih geodetsko izmerjenih premikih res za aseizmično

polzenje ali le za deformacije v sklopu kopičenja tektonske napetosti med potresnim ciklom

(e.g. YEATS et al. 1997), metodološko še ni enoznačno rešeno.

Verjetno najbolj znan primer aseizmičnega tektonskega polzenja je na Memorial Stadium v

Berkeley-ju (ZDA). Prelomna cona Hayward, ki akumulira približno 25% celotne

deformacije vzdolž stika Pacifiške in Severnoameriške plošče, poteka prav pod tem

stadionom. Bloka ob tej prelomni coni se aseizmično premikata relativno s hitrostjo 4,7

mm/leto (GALEHOUSE 2002; DOOLIN et al. 2005). Ti premiki so bili vzrok za večkratna

obnovitvena dela, predvsem na instalacijah. Vendar so omenjeni premiki le del, vsekakor

manj kot polovica celotne dolgoročne vrednosti, ki je bila za ta prelom ugotovljena na

podlagi geoloških podatkov. Sklep, da se ob tem in številnih drugih prelomih, z

aseizmičnim polzenjem sprošča le del napetosti, del pa se je akumulira ter kasneje sprošča

ob potresih, je bil potrjen s paleoseizmološkimi raziskavami (LIENKAEMPER et al. 1999).

Praktično na vseh prelomih, na katerih so v zadnjih štiridesetih letih ugotovili aseizmični


100

premik, so opazili, da ti prelomi izkazujejo močno potresno aktivnost v obdobju zadnjih

100.000 let (YEATS et al. 1997; KELLER & PINTER 2002).

Relativna količina aseizmičnega polzenja v primerjavi s seizmičnim premikom nikakor ni le

akademsko vprašanje. Znatna količina aseizmičnega polzenja bi lahko pomembno

zmanjšala potresno nevarnost na določenih območjih. Teoretično bi lahko vsak zagovarjal,

da so premiki ob tem ali onem prelomu aseizmični in s tem poskušal zmanjšati potresno

nevarnost celo na minimum. Vendar opazovanja nikakor ne podpirajo mnenja, da bi

aseizmično polzenje lahko kjerkoli odločilno zmanjšalo potresno nevarnost. Na območju

San Francisca, kjer je največ prelomov z opazovanimi aseizmičnimi tektonskimi premiki,

pri izračunih potresne nevarnosti tem premikom pripisujejo le do največ 20% skupnih

tektonskih premikov (Bert Swan, Geomatrix Consultants, osebna komunikacija 15.12.2003).

V inženirskih aplikacijah v zvezi z ocenami potresne nevarnosti velja, da je potrebno

kakršnokoli aseizmično drsenje v okviru celotnega tektonskega premika argumentirati in

dokazati s specifičnimi lastnostmi določenega preloma.

Ta odstotek (20%) je pravzaprav skoraj zanemarljiv v primerjavi s širino intervala hitrosti

premikov ugotovljenih ob Brežiškem in Artiškem prelomu (preglednica 5). V takih primerih

upoštevanje morebitnega deleža aseizmičnega drsenja v sklopu celotnega tektonskega

premika pri izračunih potresne nevarnosti niti ni smiselno in se v praksi ne izvaja (Bert

Swan, Geomatrix Consultants, osebna komunikacija 15.12.2003).

Poenostavimo: v enostavnem izračunu, mimo katerega kjub vsem negotovostim ne moremo,

predpostavimo hitrost premikov ob posameznih prelomih 0,1 mm/leto (dejanske izračunane

vrednosti med 0,04 in 0,46 mm/leto; preglednica 5). Če je značilen površinski premik ob

potresu ob omenjenih prelomih nekje med 0,5 in 2,5 m potem to pomeni močan potres z

neposrednimi učinki na površini (M>6) vsakih 4.000 do 20.000 let (ob upoštevanju šibkih

regresij iz WELLS & COPPERSMITH 1994). Zgodovinska opazovanja obsegajo prekratko

obdobje, da bi zajela te dogodke. Med seboj neodvisni podatki o deformacijah zgornje- in

srednjepleistocenskih ter pliocensko-kvartarnih sedimentov in površin pa ta izračun vsi

podpirajo.


101

4.7.4. Odnos neotektonskega modela do nekaterih prejšnjih pogledov na strukturno zgradbo

Kljub temu, da se tu predstavljeni strukturni stil precej razlikuje od do sedaj predstavljenih

(GOSAR 1998; POLJAK & ŽIVČIĆ 1995), bi rad poudaril nekatere podobnosti ali vsaj

navidezne podobnosti. Površinski projekciji obeh normalnih prelomov v južnem krilu

sinklinale, ki jih je interpretiral GOSAR (1998) se, kolikor natančnost dopušča, ujemajo z

linijama glavne in južne veje Brežiškega reverznega preloma. Interpretacija starih

seizmičnih profilov (BREZIGAR et al. 1993) prikazuje dva normalna preloma vzdolž

severnega in južnega krila sinklinale. Spet lahko rečem, da se trasi teh dveh prelomov v

grobem ujema s traso tu definiranega Artiškega in Brežiškega (glavna veja) preloma. Artiški

prelom le približno (na primer podobna dolžina preloma) ustreza prelomu Krško-Zlatar, ki

pa mu PRELOGOVIĆ s sodelavci (1994) pripisuje normalni značaj. Več podobnosti bi lahko

poiskali med Brežiškim prelomom in prelomom Kostanjevica-Stubica (PRELOGOVIĆ et al.

1994). Ta dva se ujemata tako v značaju, vergenci in azimutu kot tudi (približno) v dolžini.

Tudi podobnost v tukaj opisanem Artiškem prelomu in prelomu na severnem krilu Krške

sinklinale, ki ga opisuje ACCAINO s sodelavci (2003), je znatna.

Ena izmed večjih razlik v odnosu do obstoječih ekspertiz je tu evidentirana oziroma

interpretirana kvartarna neaktivnost Orliškega preloma. Ta je v večini prejšnjih razprav imel

vlogo aktivnega regionalnega robnega normalnega preloma na severu kotline, s spuščenim

SE krilom in horizontalnim zmikom (e.g. POLJAK & ŽIVĆIĆ 1995). Že nekatera kasnejša

poročila (npr. POLJAK & GOSAR 2001) Orliški prelom prikazujejo kot domnevno neogensko

strukturo, ki ne deformira kvartarnih plasti. V preteklosti je bila kvartarna aktivnost

Orliškega preloma interpretirana na osnovi vertikalnega zamika srednjepleistocenske terase

pri Krškem (VERBIČ 1995; VERBIČ et al. 2000). Glede na nove podatke o kvartarni

stratigrafiji (VERBIČ 2004b) ta zamik pripisujem dvigovanju Libenske 'pop-up' strukture. Ob

tem dvigu pa ima Orliški prelom sicer pasivno vlogo zahodnega robnega preloma ob

katerem aktivnost Libenske strukture nenadno preneha. Poudariti moram, da je podoben

nastanek Libenske strukture ugotovil že PLACER (1997).


102

4.7.5. Narivanje ali podrivanje?

Glede na to, da so površine vseh kvartarnih (razen holocenskih) lito- oziroma

alostratigrafskih enot na različnih mestih kotline tako pod kot tudi nad današnjo lokalno

erozijsko bazo (VERBIČ 2004b; preglednica 2), lahko sklepamo, da se glede na erozijski

nivo Save del območja med obema reverznima prelomoma spušča, obe krovninski krili pa

dvigujeta. V 'absolutnem' smislu, vendar le glede na lokalno erozijsko bazo (Sava), ob obeh

prelomih tako poteka tako narivanje kot podrivanje. Oboje pa je seveda posledica krčenja

ozemlja.

4.7.6. Dolžina prelomov in njihova segmentacija

Ugotovljena dolžina obeh prelomov je več kot 20 km in potekata preko celotnega

obravnavanega terena. Proti vzhodu je smiselna in logična povezava obeh prelomov z

reverznimi strukturami v obeh krilih nadaljevanja sinklinale v Hrvaškem Zagorju

(TOMLJENOVIĆ & CSONTOS 2001). Te strukture sta namreč ugotovila le nekaj kilometrov

vzhodno od obravnavanega ozemlja. Hkrati je potrebno ponovno poudariti zveznost

negativne gravimetrične anomalije preko celotne dolžine sinklinale, ki znaša okoli 70 km

(slika 9A). Zdi se smiselno, da potekajo podobne strukture, ki pa so verjetno na nek način

segmentirane, vzdolž celotne sinklinale. Dolžino obeh prelomov tako omejujem na podlagi

regionalnih geoloških in posredno na podlagi gravimetričnih podatkov. Na vzhodu se

preloma končata s strukturo Kalnika oziroma ob zmiku, ki predstavlja ešalonirano

jugovzhodno vejo Savskega preloma (TOMLJENOVIĆ & CSONTOS 2001) in ga PRELOGOVIĆ s

sodelavci (1998) imenuje prelom Celje – Križevci. Na zahodu, prav na raziskanem ozemlju,

SW od Drnovega, Brežiški prelom povije v 'balatonsko' smer in zdi se da tam napetost vsaj

delno akumulira kot zmik. Artiški prelom se proti zahodu nadaljuje v približno isti smeri.

Vertikalna in celo rahlo inverzna lega badenijskih plasti s smerjo 80º-260º pri Beli Cerkvi

(VERBIČ 2002c) nakazuje na možno deformacijo ob reverznem prelomu. Na recentnost

deformacije na tem območju (Ruhna vas) utegne nakazovati tudi lega kulturne plasti iz

obdobja kulture žarnih grobišč (KŽG, starost približno 3.000 let) na nadmorski višini 150,2

m, približno 1,6 m pod današnjo poplavno ravnino Krke in pod nivojem poprečnega

vodostaja Krke (VERBIČ 2002b). Možno je, da se Artiški prelom konča šele ob zahodnem


103

robu gravimetrične anomalije, kjer poteka 'dinarsko' usmerjen Škocjanski prelom

(HERITSCH & SEIDL 1919; PLENIČAR & PREMRU 1977).

Segmentacija obeh prelomov na obravnavanem ozemlju ni jasna. PLACER (1995) je v Laški

sinklinali med Vidrgo in Savinjo po gubanju ugotovil reaktivacijo dveh oziroma treh

dinarskih prelomov, sicer so ti prelomi pred srednjeoligocenski. V Krški kotlini bi

pričakovali, da gravimetrično sedlo, ki ga verjetno lahko interpretiramo kot dinarsko

strukturo, predstavlja segmentacijski rob Artiškega in Brežiškega preloma. Moji rezultati

tega jasno ne potrjujejo, hkrati pa tudi ne izključujejo. Edini jasen segmentacijski element

Artiškega preloma na obravnavanem ozemlju je že omenjeni Sromeljski prelom (MARKIČ &

ROKAVEC 2002). Evidentiranje reverznih prelomov, še posebno pa opredeljevanje njihove

segmentacije, na podlagi geomorfnih in kvartarnih geoloških fenomenov, je večinoma težja

naloga kot ugotavljanje normalnih in/ali zmičnih prelomov (npr. JACKSON 2002).

Povsem drugo vprašanje je, ali ima ta geološka segmentacija kakršenkoli vpliv na seizmično

segmentacijo, oziroma ali potres nastane le ob enem segmentu ali se hkrati, ob istem

potresu, lahko aktivira več segmentov istega preloma. Seizmična segmentacija je bila po

svetu evidentirana pri številnih velikih prelomih. Podatkov v zvezi s seizmično

segmentacijo manjših prelomov, kot sta na primer Artiški ali Brežiški, pa v literaturi skoraj

ni. Na številne pasti in nedoločnosti geološke segmentacije seizmogenih prelomov na

različnih recentnih primerih opozarja YEATS s sodelavcema (1997).

Na aplikativno žgoč problem segmentacije lahko pogledamo tudi z drugega zornega kota.

Vprašamo se lahko, kako veliki morajo biti prelomi ali njihovi segmenti, da ustvarijo

deformacije površine, kot smo jih evidentirali v našem primeru. Korelacije med velikostjo

koseizmičnega površinskega premika in velikostjo aktivirane površine preloma so namreč

znane iz baze podatkov, ki vključuje praktično vse korektno opazovane potrese v zadnjih

150 letih (WELLS & COPPERSMITH 1994). Zaradi pojavljanja potresov v časovnih klastrih so

ti intervali negotovi in težko določljivi, še posebno na tako zmerno aktivnih

seizmotektonskih območjih kot je Krška kotlina. Odgovor na zgoraj zastavljeno vprašanje

seveda zahteva dodatne vhodne podatke.


104

4.7.7. Zahodni del Brežiškega preloma in povezanost topografskih anomalij na površini z gravimetričnimi podatki

Upadanje vertikalnega površinskega premika ob Brežiškem prelomu v zahodnem delu

raziskanega ozemlja je razvidno iz geodetskih meritev (točka 20 na sliki 10; slika 13;

preglednica 6). Hkrati z upadanjem vertikalnega premika lahko opazujemo tudi dokaj

izrazito povijanje preloma iz t.i. 'alpske' v 'balatonsko' smer. Podobno kot prelom povijajo

tudi izogale (slika 27A,B). Zdi se, da je potek Brežiškega preloma na tem odseku povezan z

gravimetrično anomalijo in da gre za neposredno povezavo globinskih in površinskih

podatkov. To povijanje samo utegne biti tudi razlog za manjši vertikalni premik, ki ga

opazujemo v smeri proti SW. Del napetosti na tem mestu bi se glede na model (slika 24)

lahko sprostil v obliki zmične deformacije. Nejasno ostaja morebitno nadaljevanje ločene

veje Brežiškega preloma proti zahodu v smeri kotline.

Nadaljevanje Artiškega preloma z območja Globokega ter Brežiškega preloma z območja

Šentlenarta proti zahodu je eno izmed bistvenih vprašanj, na katero skušam odgovoriti v tej

razpravi. Praktično vsi znaki kažejo, da lahko upravičeno pričakujemo nadaljevanje obeh

prelomov zahodno od Save. Na to nakazujejo že opisane konvergence med topografskimi

meritvami, terenskimi litostratigrafskimi podatki iz podatki iz vrtin ter nenazadnje tudi

gravimetričnimi podatki.

4.7.8. Aktivnost

Aktivnost posameznih struktur se v posameznih časovnih intervalih na različnih mestih

giblje med 0,04 in 0,46 mm/leto (preglednica 5). Na obravnavanem območju tako lahko

sledimo opaznim spremembam površinske aktivnosti Artiškega in Brežiškega preloma. Na

splošno lahko rečemo, da je aktivnost Artiškega preloma (0,1 do 0,46 mm/leto) dvakrat

večja kot aktivnost Brežiškega. Pri aktivnosti izstopa območje Artiškega preloma vzhodno


105

Slika 27: Primerjava gravimetričnih podatkov in topografskih anomalij na površini z glavnima strukturama v predloženem seizmotektonskem modelu. Relativno široko gravimetrično 'dno' dobro sovpada z območjem med obema reverznima strukturama. Povijanje izogal v južnem krilu sinklinale iz 'alpske' na vzhodu v 'balatonsko' na zahodu raziskanega območja je praktično identično smeri izmerjene topografske anomalije.


106

od Sromeljskega preloma in Brežiškega preloma na območju Brežic. To je območje

gravimetričnega minimuma vzhodno od gravimetričnega sedla. Na tem območju je

aktivnost obeh prelomov večja kot sicer. Hkrati s prostorskimi razlikami v aktivnosti lahko

opazimo tudi spremembe v aktivnosti v odvisnosti od časa. Zdi se, da je aktivnost Artiškega

preloma na območju Globokega znatno povečana v holocenu (0,46 mm/leto), vendar bi za

trdnejši dokaz potrebovali dodatno potrditev, saj sloni le na enem izmerjenem geodetskem

profilu (profil 6-6, slika 13). Pri Brežiškem prelomu izstopa postzgornjepleistocenska

aktivnost na območju Brežic (točka 14, 15). Kumulativna aktivnost ob vseh treh vejah

Brežiškega preloma v tem primeru celo presega aktivnost Artiškega preloma. Kaže, da je

povečana aktivnost povezana z vzhodnim robom gravimetričnega sedla (slika 9), morebiti

tudi s prelomom povezanim s tem sedlom (slika 17). Vzhodno od sedla se namreč debeline

globoške aloformacije in dobravske formacije znatno povečajo.

Spremenljivost velikosti površinskega premika oziroma aktivnosti vzdolž reverznih

prelomov je dobro znana iz literature (CARVER & MCCALPIN 1996; YEATS et al. 1997). Ob

potresu leta 1999 na Tajvanu (Chi-Chi, M7.6) sta se aktivirala skupaj okoli 100 km dolga

preloma Chelungpu in Shihkang, ki sta sicer veljala le za domnevno aktivna preloma.

Velikost površinskega premika se je spreminjala v intervalu nekaj metrov že na kratkih

razdaljah, na vsega nekaj kilometrih. V poprečju je premik v severnem delu prelomnega

sistema znašal do 10 m, v osrednjem okoli 1 m in v južnem do 5 m (CHEN et al. 2001;

KELSON et al. 2001). V tem pogledu tudi opažena spremenljivost velikosti premika ob

Brežiškem in Artiškem prelomu ni nenavadna.

4.7.9. Geometrija prelomov v globini in problem ločilne cone

Geometrija obeh prelomov v globini je vprašljiva, podatki na podlagi katerih bi jo lahko

konstruirali pa skopi. Možno je, da so prelomi subvertikalni v zgornjem delu (kar

nakazujejo relativno ravni pasovi prelomov na površini in interpretacija seizmičnih profilov

(ACCAINO et al. 2003) in da imajo listrični značaj, kar bi zadovoljevalo tezo, da narivi in

pokrovi izvirajo iz ločilne cone, ki jo predstavljajo paleozojske skrilave kamnine (npr.

PLACER 1999 a,b). Debelino karbonskih plasti MLAKAR (1985/86) ocenjuje na 2 km,


107

PLACER s sodelavci (2000) jim skupaj s permskimi klastiti pripisuje debelino 3 km. Kako

debela je ta serija na raziskanem območju, ni podatkov. Možno pa je tudi, da se prelomi v

obliki duktilnih con nadaljujejo navzdol skozi nekompetentne paleozojske plasti v spodnji

del seizmogene skorje in pri tem ohranjajo relativno strme vpade.

Vprašanje, ki v slovenski strokovni javnosti še ni niti odprto, je, kako je nekompetentna

serija paleozojskih kamnin notranje deformirana. Njena notranja litostratigrafska členitev je,

kakršnokoli že privzamemo (PREMRU 1982; MLAKAR 1987), ob ustreznih drugih pogojih,

ugodna za nastanek strukturnih ramp in z njimi povezanih dupleks ali celo imbriciranih

struktur (SUPPE 1985). PLACER (1999a) in PLACER s sodelavci (2000) jo prikazuje kot

enotno, notranje nedeformirano in kot le rahlo nagubano serijo. Do neke mere je odprto tudi

vprašanje, kakšen odnos imajo te nekompetentne kamnine do kompetentne podlage.

'Mobilistična' hipoteza zagovarja v podlagi mezozojske karbonate, 'fiksistična' pa starejše

paleozojske kamnine (PLACER et al. 2000). Zdi se, da je v tem primeru bolj verjetna

'fiksistična' hipoteza. Na kakšni globini je ta meja na raziskanem območju in kakšen odnos

imajo strukture, ki smo jih opisali, do ločilne ploskve in do podlage pod njo, ne vemo

natančno. V primeru Krške kotline vemo, da paleozojske kamnine izdanjajo v jedrih obeh

sosednjih antiklinal - tako na Orlici kot tudi na Mariji Gorici, ki sta med seboj oddaljeni

okoli 15 km. V jedru sinklinale te kamnine domnevno pričakujemo šele na globini okoli 5

km. Malo verjetno je, da je gre v tem primeru za enostavno gubanje paleozojske podlage.

Hkrati vemo, da imajo potresi v Krški kotlini žariščne globine večinoma do 10 km, manjši

del pa do 15 km, le izjemoma pa globlje (POLJAK & ŽIVĆIĆ 1995; PRELOGOVIĆ et al. 1998).

S tem lahko ocenimo, da seizmogena skorja sega do globine okoli 15 km. Potresi imajo

žarišča tako nad (v mezozojskih sedimentinih kamninah, predvsem šibki potresi) kot tudi

pod domnevno ločilno ploskvijo. Zdi se, da le ti lahko generirajo srednje in močne potrese.

Opazovanja na nekaterih drugih območjih po svetu (BERBERIAN 1995; ABERS &

MCCAFFERY 1988; MOLINARO et al. 2005) nakazujejo, da so strukture pod ločilno ploskvijo

sorodne tistim nad njo, da nekatere iz podlage segajo proti površini in da spodnje strukture

v bistvu predstavljajo 'pogon' za zgornje.

Seveda pa na primeru Krške kotline ne vemo ali nekompetentne paleozojske kamnine res

predstavljajo ločilno ploskev za oba opisana preloma. Možno je, da preloma ohranjata

relativno strm vpad vse do duktilnega dela skorje. Vendar so mišljenja o geometriji


108

prelomov tudi na takih stikih deljena. Podatki po svetu nakazujejo, da številni reverzni

prelomi na tem stiku listrično povijejo, čeprav obstajajo tudi drugačne ocene, lahko se

nadaljujejo kot duktilne cone strmo navzdol v aseizmični del skorje (YEATS 1993).

4.7.10. Modeli v geologiji med resničnostjo in izmišljotino: potrditev pravilnosti (resničnosti), potrditev veljavnosti in preveritev (podkrepitev); (verifikacija, validacija in konfirmacija)

V obdobju zadnjih dveh desetletij se dramatično povečuje uporaba različnih modeliranj v

naravoslovju, hkrati tudi na področju ved o Zemlji. Vse pogosteje so ti modeli, oziroma

natančneje, napovedi, ki slonijo na njih, osnova za različne strokovne in tudi politične

odločitve. V zvezi s tem se je pojavila relevantna in utemeljena potreba po zagotavljanju

kakovosti postavljenih modelov. Iz te potrebe se je izoblikovalo široko javno in tudi

strokovno mnenje, da je modele, ki naj bi simulirali naravne sisteme, možno verificirati

(potrditi njihovo pravilnost oz. resničnost) in validirati5 (potrditi njihovo veljavnost). Še

posebno se je potreba po dokazovanju pravilnosti in veljavnosti različnih modelov pokazala

na področjih, kjer je izrazito prisoten javen interes. Verjetno najbolj znan problem v

svetovnem merilu, ki izpostavlja potrebo po verifikaciji in validaciji najrazličnejših

modelov, je problem ocene antropogenega vpliva na globalno segrevanje ozračja in

projekcije tega vpliva v prihodnost. Le nekoliko manj odmevne (niti ne v ZDA ampak

drugod po svetu) so študije in želja po njihovi verifikaciji v okviru projekta izbire lokacije

odlagališča visoko radioaktivnih odpadkov Yucca Mountains (ZDA)6. Zdi se, da naj bi

izraza verifikacija in validacija v teh primerih služila kot atributa pomiritve/agitacije 5 Za razliko od pojma »verifikacija«, naj pojem »validacija« ne bi vsebovala konotacije ugotavljanja pravilnosti, resničnosti. V bistvu gre za potrditev veljavnosti, legitimnosti (pogodbe, volitev, argumenta, …). Hkrati nekatere definicije validacije implicitno vključujejo tudi razsežnost »resničnosti«. Taka je definicija Mednarodne agencije za jedrsko energijo (INTERNATIONAL ATOMIC ENERGY AGENCY - IAEA 2007), ki validacijo opredeljuje kot postopek za opredelitev modela kot »ustrezne predstavitve dejanskih procesov, ki se odvijajo v resničnem okolju«. Taka definicija je vsekakor bližje originalnemu pojmu »verifikacija« (na kar opozarjata tudi KONIKOW & BREDEHOEFT 1992) in nikakor ni izvedljiva, operativna (ORESKES 1994). Da bo zmešnjava večja, IAEA smatra verifikacijo le kot segment procesa validacije, predvsem kot segment »zagotavljanja kakovosti« in ne kot proces »zagotavljanja pravilnosti«. V nekaterih sodobnih definicijah pojmov »validacija« in »verifikacija« torej skoraj ni več zaznati originalnih pomenov teh izrazov. 6 Iskalnik Google na iskano besedno zvezo »Verification Yucca Mountains« ponudi 134.000 zadetkov, na zvezo « Verification Global Warming« pa 261.000 zadetkov.


109

javnega mnenja, kot aduta regulatornih organov v dialogu z javnostmi. Dejansko pa gre pri

tovrstnih procesih validacije in verifikacije modelov za vsebinsko neusklajenost ali celo za

nerazumevanje postopkov in pojmov.

Dejstvo, ki izhaja iz logike je, da je nemogoče potrditi resničnost katerekoli trditve v

odprtem sistemu. Ali drugače: popolna verifikacija je možna le v zaprtih sistemih (ORESKES

et al. 1994). Naravni sistemi oziroma njihovi modeli, na primer v geologiji in v znanosti o

Zemlji nasploh, pa so vedno odprti. En od razlogov za to odprtost je, da so vhodni parametri

s katerimi konstruktor modela operira, vedno nepopolni. Če bi imeli dostop do popolnih

podatkov, modelov ne bi potrebovali. Razlog za modeliranje je torej prav v nepopolnosti,

nedoločnosti, v tem, da nimamo dostopa do celotnega niza podatkov za obravnavo

določenega problema. Številni parametri modelov so tako lahko nedvomno lastni objektom

modeliranja, nekateri drugi pa lahko lastni izključno svoji ustreznosti. Nekateri avtorji imajo

zato izrazite pomisleke do modelov kot interpretacije stvarnega sveta. Podobna razmišljanja

so nekatere avtorje navedla celo do provokativne trditve, da gre pri modelih v bistvu za

izmišljotino (work of fiction; CARTWRIGHT 1984). Kakorkoli, kljub takim in podobnim

kritikam ostaja primaren pomen modelov, hevrističen7 pomen, v celoti neomadeževan.

Te in druge logične težave povezane z verifikacijo in validacijo hipotez in modelov je

premostil Karl Popper8 in sicer enostavno tako, da je verifikacijo kot metodološko teorijo

zavrgel in jo zamenjal s teorijo falzifikacije. Po njegovi teoriji, ki je v naravoslovju močno

zasidrana, se lahko vse trditve, recimo v okviru nekega modela, le zavrnejo (falzificirajo) in

sicer z empiričnim izkustvom, nikakor pa se jih ne da verificirati. Če poskusi falzifikacije ne

uspejo, potem je model začasno preverjen oziroma podkrepljen (confirmed), kar pa ne

pomeni, da je dokazana njegova pravilnost in resničnost (verifikacija). Vsaka za model ali

hipotezo uspešna preverjenost je v tem kontekstu začasna. Na nek način preverjenost lahko

stopnjujemo in postane stvar dograjevanja, vendar v odprtih sistemih nikoli ni dokončna, saj

v okviru preverjanja nikoli nimamo dostopa do vseh potrebnih podatkov. Popper trdi, da je

neka hipoteza ali model lahko bolj ali manj podkrepljena, odvisno od tega koliko preskusov

falzifikacije prestane in kako ostri so ti preskusi. Ne glede koliko posameznih empiričnih

7 Hevristika v smislu miselnih strategij, ki nam z zmanjševanjem števila alternativ omogočajo lažje presojanje. 8 Njegova teorija falzifikacije je bila prvič objavljena leta 1934 (Logik der Frschung), angleški prevod prve izdaje z dodatki iz leta 1959 (The Logic of Scientific Discovery) je preveden tudi v slovenščino (POPPER 1998).


110

opazovanj podpira model, nikoli ga ne morejo verificirati, lahko le povečujejo njegovo

verjetnost pravilnosti. Iz tega nujno sledi, da istočasno lahko več različnih modelov na

različne načine razlaga meritve in opazovanja, ki so na voljo9. Vsekakor gre tudi pri

predstavljenem modelu le za eno interpretacijo navedenih opazovanj in merjenj. Hkrati

ocenjujem, da je tu predstavljen model v primerjavi z obstoječimi seizmotektonskimi

modeli in modeli potresnih izvorov (FAJFAR 1993; 2004) vključuje največ relevantnih

podatkov in jih konsistentno povezuje v celoto. Hkrati je bil že tekom konstrukcije podvržen

številnim poskusom falzifikacije.

Model vključuje in tudi vzdrži možnost, da je lahko praktično vsak posamezen pokazatelj,

naveden v začetku tega poglavja, interpretiran v napačnem smislu. Hkrati ocenjujem, da

model vsebuje dovolj veliko število med seboj popolnoma neodvisnih opazovanj, za katere

podana interpretacija sloni na dovolj zanesljivih podatkih. Možnost, da bi bilo napačno

interpretiranih večina pokazateljev predstavljenih po točkah, ocenjujem kot minimalno,

seveda pa je zaradi zgoraj navedenih lastnosti modelov ne morem povsem izključiti. To

dejstvo izhaja iz samega bistva modelov, saj jim ne moremo dokazati pravilnost. Model bo

v prihodnosti, ob dodatnih raziskavah, nedvomno doživel številne dopolnitve, predvsem kar

se tiče deformacij v krovninskih krilih obeh prelomov. Ocenjujem pa, da je osnova

predstavljenega modela (Krška sinklinala in oba glavna reverzna preloma) podprta z dovolj

dokazi, da se ne bo bistveno spreminjala in da jo bodo dodatne raziskave še podkrepile. To

oceno gradim tudi (vendar ne izključno) na dejstvu, da model konsistentno razlaga in

povezuje globinske podatke (meritve) z meritvami in opazovanji na površini oziroma blizu

nje (na primer na sliki 27). Verjetnost naključnega ujemanja teh podatkov je minimalna.

9 Kot primer naj navedem primer dveh konkretnih trditev in sicer »Artiški prelom je zmožen« in »Artiški prelom ni zmožen«. Oba stavka sta seveda veljavna, legitimna, hkrati pa njuna verifikacija (potrditev veljavnosti oz. resničnosti) ni možna. Možna je le ocena podkrepljenosti, verjetnosti obeh stavkov preko preskusov falzifikacije. Iz obeh stavkov lahko izpeljemo večje število določenih (osnovnih) empiričnih posledic, ki jih preverimo in tako stavek podkrepimo ali falzificiramo (testiranje posameznih pokazateljev, evidenc).


111

5. Zaključki

- Kvartarne usedline v vzhodnem delu Krške kotline so na podlagi pridobljenih lito-,

pedo-, morfo in kronostratigrafskih podatkov razvrščene v formacije in aloformacije.

- Glede na provenienco materiala sta definirani dve skupini sedimentov: sedimenti

reke Save in sedimenti lokalnega aluvialnega dotoka.

- Na podlagi kvartarnih stratigrafskih podatkov in izdelane geološko-geomorfološke

karte sem ugotovil postsedimentacijske tektonske deformacije glaciofluvialnih

zasipov, njihovih površin in tudi drugih sedimentnih teles. Na podlagi teh deformacij

je bila izdelana je bila neotekonska karta.

- Ugotovljene deformacije sem povezal v predloženi neotektonski model. Kljub

hotenju po čim višji objektivnosti se subjektivnemu pogledu pri postavljanju

ekspertnih ocen ni možno povsem izogniti.

o V osnovi gre za kompresijski strukturni stil z glavno strukturo Krško

sinklinalo, ki ima porušeni obe krili. Nosilca neotektonskega modela sta tako

dva reverzna preloma, Artiški na severnem robu kotline z vergenco proti

jugu in Brežiški z vergenco proti severu. Brežiški prelom je sestavljen iz več

reverznih in povratnih reverznih vej.

o Preloma sta na površju večinoma identificirana kot široki coni deformacije,

ki sta interpretirani kot fleksurna upogiba plasti nad obema prelomnima

pretrgoma. Hkrati znotraj območja fleksur ne izključujem pretrgov, ki bi

segali povsem do površja.

o Tako Krška sinklinala kot tudi prostor med obema omenjenima reverznima

prelomoma sta povezana z negativno gravimetrično anomalijo, ki ima

regionalen pomen, njena dolžina je več kot 60 km.

o Aktivnosti obeh prelomov oziroma posameznih njihovih vej znašajo na

različnih opazovanih mestih in glede na različne kvartarne stratigrafske

reperje med 0,04 in 0,46 mm/leto.

o Proti vzhodu se preloma nadaljujeta na ozemlje Hrvaške. Proti zahodu

Brežiški prelom povije v 'balatonsko' smer in je verjetno vsaj delno aktiven

kot zmik. Razlog za to povitje je vprašljiv, prav ni znano, ali se z ločeno vejo

prelom nadaljuje tudi proti zahodu v smeri osi sinklinale. Artiški prelom se


112

od Globokega nadaljuje proti zahodu, južno od NE Krško prečka Savo in

verjetno poteka po severnem obrobju kotline, proti Beli Cerkvi.

o Segmentacija obeh prelomov ni znana. Zdi se, da na obravnavanem terenu

lahko govorimo o geološki segmentaciji Artiškega preloma, vendar to

nikakor še ne pomeni, da se ta prelom ne bi mogel aktivirati v svoji celotni

dolžini, vsaj na raziskanem ozemlju (približno 20 km).

o Preloma sta vsaj v najvišjem delu skorje strma, mogoče subvertikalna. Njuna

geometrija v globini je bolj kot ne spekulativna in stvar izvedenih

interpretacij v okviru poznavanja podobnih prelomov v podobnih

seizmotektonskih oziroma strukturno geoloških območjih.

o Glede na navedene pokazatelje in izvedene dokaze ocenjujem, da imata

Brežiški in Artiški reverzni prelom lastnosti aktivnih in zmožnih prelomov v

smislu Mednarodne agencije za jedrsko energijo (INTERNATIONAL ATOMIC

ENERGY AGENCY 1991; 2002), v smislu ameriškega standarda (CODE OF

FEDERAL REGULATIONS 1974; 1997), kot tudi glede na definicijo, ki jo je

podal WALLACE (1986).


113

6. Literatura

ABERS, G.A. & R. MCCAFFREY, 1988: Active deformation in the new Guinea fold-and-thrust belt: Seismological evidence for strike-slip faulting and basement-involved thrusting. – J. Geoph. Res. (Washington) 93: 13.332-13.354.

ACCAINO, F., A. GOSAR, K. MILLAHN, R. NICOLICH, M. POLJAK, G. ROSSI & F. ZGUR, 2003: Regional and high-resolution seismic reflection investigations in the Krško Basin (SE Slovenia). – Ann. Univ. Sci. Budapest. Sec. Geologica (Budapest) 35: 116-117.

ADAMS, J., J.A. PERCIVAL, R.J. WETMILLER, J.A. DRYSDALE, & P.B. ROBERTSON, 1992: Geologic control on the 1989 Ungava surface rupture: a preliminary interpretation. Geol. Sur. Can. Paper (Ottawa) 92-C: 147-155.

ANDRIEU, V., J. HUBSCHMAN, G. JALUT & G. HERAIL, 1988: Chronologie de la déglaciation des Pyrénées françaises. Dynamique de sèdimentation et contenu pollinique des palèolacs: Application à l'interprètation du retrait glaciaire. – Bulletin de l'Association française pour l'étude du Quaternaire (Paris) 34-35: 55-67.

ARSOVSKI, M., M. STOJKOVIĆ, V. MIHAILOV, D. PETROVSKI, 1975: Summary of the geological and seismological investigations of the nuclear power plant Krško location. – Uprava RS za jedrsko varnost. Ljubjana. (Neobjavljeno poročilo).

BERBERIAN, M. 1995,: Master ‘blind’ thrust faults hidden under the Zagros folds: Active basement tectonics and surface mophotectonics. – Tectonophysics (Amsterdam) 241:193-224.

BINI, A., 1997: Stratigraphy, chronology and paleogeography of Quaternary between Ticino and Olona rivers. – Geologia Insubrica (Milano) 2: 21-46.

BIRKELAND, P. W., 1984: Soils and Geomorphology. – 372 pp., New York.

BLANC-VERNET, L., 1988: Distribution des foraminifères dans une corotte de Mer Adriatique: interprétation paléoclimatique at paléohydrologique. – Géologie Mediterranéenne (Marseille) 15: 183-189.

BLUNIER, T. & J. BROOK, 2001: Timing of millennial-scale climate change in Antarctica and Greenland during the Last Glacial period. – Science (Washington) 291: 109- 112.

BREZIGAR, A., B. TOMŠIČ, R. STOPAR & M. ŽIVANOVIĆ, 1993: Pregled in reinterpretacija geofizikalnih raziskav v okolici NE Krško. – Geološki zavod Slovenije. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

BULLARD, T.F. & W.R. LETTIS, 1993: Quaternary fold deformation associated with blind thrust faulting, Los Angeles Basin, California. – J. Geoph. Res. (Washington): 98: 8349-8369.

BURBANK, D.W. & R.S. ANDERSON, 2001: Tectonic Geomorphology. Blackwell.


114

CALLION, N., J. JOUZEL., J.P. SEVERINGHAUS, J. GHAPPELLAZ & T. BLUNIER, 2003: A novel method to study the phase relationship between Antarctic and Greenland climate. – Geoph. Res. Lett. (Washington) 30: 1899, doi:10.1029/2003gl017838.

CAMELBEECK T. & M. MEGHRAOUI, 1996: Large Earthquakes in Northern Europe More Likely Than Once Thought. – Eos (Washington) 77/42: 405,409.

CARTWRIGHT, N., 1984: How the laws of physics lie. – Clarendon Press, Oxford.

CARVER, G.A. & J.P. MCCALPIN, 1996: Paleoseismology of Compressional Tectonic Environments. In J.P. Mc Calpin: Paleoseismology. – Academic Press, 183-270.

CECIĆ, I., 1994: Macroseismic practice in Slovenia. – Natural Hazards, 10, 59-64.

CELLO, G., S. MAZZOLI, E. TONDI & E. TURCO, 1997: Active tectonics in the central Apennines and possible implications for seismic hazard analysis in peninsular Italy. Tectonophysics (Amsterdam) 272: 43-68.

CHEN, W.-S., B.-S. HUANG, Y.-G. CHEN, Y.-HI. LEE, C.-N. YANG, C.-H. LO, H.-C. CHANG, Q.-C. SUNG, N.-W. HUANG, C.-C. LIN, S.-H. SUNG & K.-J. LEE, 2001: 1999 Chi-Chi Earthquake: A Case Study on the Role of Thrust-Ramp Structures for Generating Earthquakes. – Bull. Seis. Soc. Am. 91: 986-994.

CODE OF FEDERAL REGULATIONS – CFR, 1974: NRC Regulations. Title 10, Code of Federal Regulations. Part 100, Reactor site criteria. Appendix A to Part 100. Seismic and Geologic Siting Criteria for Nuclear Power Plants. Washington. http://www.nrc.gov/reading-rm/doc-collections/cfr/part100/part100-appa.html

CODE OF FEDERAL REGULATIONS – CFR, 1997: NRC Regulatory Guide 1.165 - Identification and Characterization of Seismic Sources and Determination of Safe Shutdown Earthquake Ground Motion. Washington. http://www.nrc.gov/reading-rm/doc-collections/reg-guides/power-reactors/active/01-165/index.html

CRONE, A.J., P.M. DEMARTINI, M.N. MACHETTE, K. OKUMURA & J.R. PRESCOTT, 2003: Paleoseismicity of Two Historically Quiescent Faults in Australia: Implications for Fault Behaviour in Stable Continental Regions. Bull. Seis. Soc. Am. (Los Alamos) 93: 1913-1934.

DANSGAARD, W., S.J. JOHNSEN, H.B. CLAUSEN & C.C. LANGWAY JR., 1971: Climatic record revealed by the Camp Century ice core. In K.K. Turekian (ed.) The Late Cenozoic Glacial Ages. – Yale Univ. Press (New Haven): 37-56.

DANSGAARD, W., H.B. CLAUSEN, N. GUNDESTRUP, C.M. HAMMER, S.J. JOHNSEN, P.M. KRISTINDOTIR & N. REEH, 1982: A new Greenland deep ice core. – Science (Washington) 218: 1273-1277.

DANSGAARD, W., S.J. JOHNSEN, H.B.LAUSEN, D. DAHL-JENSEN, N.S. GUNDESTRUP, C.U. HAMMER, C.S. HVIDBERG, J.P. STEFFENSEN, A.E. SVEINBJÖRNSDOTTIR, J. JOUZEL & G. BOND, 1993: Evidence for general instability of past climate from 250 kyr ice core record. – Nature (London) 364: 218-220.


115

DOOLIN, D.M., D.L. WELLS & P.L. WILLIAMS, 2005: Assesment of Fault-Creep Deformation at Memorial Stadium, University of California, Berkeley, California. – Environmental & Engineering Geoscience 11: 125-139.

DRAXLER, I. & D. VAN HUSEN, 1991: Ein 14C-datiertes Profil in der Niederterrasse bei Neurath (Stainz, Stmk.). – Zeitschrift für Gletscherkunde und Glazialgeologie (Innsbruck) 21: 351-361.

EBERL, B., 1930: Die Eiszeitenfolge im nördlichen Alpenvorland. – Filser, Augsburg.

FAJFAR, P., (ur.) 1993: Verjetnostna ocena potresne nevarnosti na lokaciji NEK. Revizija 0. – Nuklearna elektrarna Krško.

FAJFAR, P., (ur.) 2004: Revised PSHA for NPP Krško site. Revision 1. – Nuklearna elektrarna Krško.

FLORIENTH, D. & CH. SCHLÜCHTER, 2000: Alpine evidence for atmospheric circulation patterns in Europe during Last Glacial Maximum. – Q. Res. (New York) 54: 295-308.

FRASER, W.A. 2001: Fault activity guidelines. California Division of Safety of Dams. http://damsafety.water.ca.gov/tech-ref/fault.pdf

GALEHOUSE, J.S. 2002: Data from theodolite measurements of creep rates on San Francisco Bay region faults, California: 1971-2002. – U.S. Geol. Sur. Open-File Report 02-225, 94 pp.

GANOPOLSKI, A. & S. RAHMSTROF, 2001: Rapid changes of glacial climate simulated in a coupled climate model. – Nature (London) 409: 153-158.

GARCÍA-RUIZ, J.M., B.L. VALERO-GARCÉS, C. MARTÍ BONO & P. GONZÁLES SEPMÉRIZ, 2003: Asynchroneity of maximum glacier advances in the central Spanish Pyrenees. – J. Q. Sci. (Chichester) 18: 61-72.

GIBBONS, A.B., J.D. MEGATH & K.L. PIERCE, 1984: Probability of moraine survival in a succession of glacial advances. – Geology (Boulder) 6: 327-330.

GILLESPIE, A. & P. MOLNAR, 1995: Asynchronous maximum advances of mountain and continental glaciers. – Rew. Geoph. (Washington) 33: 311-364.

GOSAR, A., 1998: Seismic reflection surveys of the Krško basin structure: implications for earthquake hazard at the Krško nuclear power plant, southeast Slovenia. – Journal of Applied Geophysics (Amsterdam) 39: 31-153.

GRADSTEIN, F.M., OGG, J.G., AND SMITH, A.G., AGTERBERG, F.P., BLEEKER, W., COOPER, R.A., DAVYDOV, V., GIBBARD, P., HINNOV, L.A., HOUSE, M.R., LOURENS, L., LUTERBACHER, H.P., MCARTHUR, J., MELCHIN, M.J., ROBB, L.J., SHERGOLD, J., VILLENEUVE, M., WARDLAW, B.R., ALI, J., BRINKHUIS, H., HILGEN, F.J., HOOKER, J., HOWARTH, R.J., KNOLL, A.H., LASKAR, J., MONECHI, S., PLUMB, K.A., POWELL, J., RAFFI, I., RÖHL, U., SADLER, P., SANFILIPPO, A., SCHMITZ, B., SHACKLETON, N.J., SHIELDS, G.A., STRAUSS, H., VAN DAM, J., VAN KOLFSCHOTEN, T., VEIZER, J., AND


116

WILSON, D., 2004: A Geologic Time Scale 2004. – Cambridge University Press, 589 p., Cambridge.

GUITER, F., V. ANDRIEU-PONEL, J.-L. DE BEAULIEU, B. VANNIÈRE, G. BOSSUET, A. TRIGANON, B. BLAVOUX & G. NICOUD, 2001: The Würmian glaciation in the Geneva basin; reconstitution of the vegetation dynamics in a context of successive ice retreats. – Past Climate Variability Through Europe and Africa PAGES – PEP III Meeting Abstract Book (Aix-en-Provence): 90-91.

HANSON, K.L., K.I. KELSON, M.A. ANGELL & W.R. LETTIS, 1999: Techniques for identifying faults and determining their origins. – NUREG/CR-5503, USNRC Washington.

HEINRICH, H., 1988: Origin and consequences of cyclic ice rafting in the northeast Atlantic Ocean during the past 130.000 years. – Q. Res. (New York) 29:142-152.

HERAK, M., D. HERAK & S. MARKUŠIĆ, 1995: Fault-plane solutions for earthquakes (1956-1995) in Croaria and neighbouring regions. – Geofizika (Zagreb) 12: 43-56.

HERITSCH, F. & F.SEIDL, 1919: Das Erdbeben von Rann an der Save vom 29. Jänner 1917, Zweiter Teil. – Mitteilungen der Erdbeben-Kommission N.F. (Wien) 55: 156 s.

HORVAT, A., 2004: Srednjemiocenske kremenične alge Slovenije. – ZRC SAZU Publ., 255 str. Ljubljana.

INTERNATIONAL ATOMIC ENERGY AGENCY – IAEA, 1991: Earthquake and Associated Topics in Relation to Nuclear Power Plant Sitting, Safety Guides within The NUSS Programme, Safety Series No. 50-SG-S1 (Rev.1). Vienna.

INTERNATIONAL ATOMIC ENERGY AGENCY – IAEA, 2002: Evaluation of Seismic Hazards for Nuclear Power Plants. IAEA Safety Guide, No. NS-G-3.3. Vienna. http://www-pub.iaea.org/MTCD/publications/PDF/Pub1144_web.pdf

INTERNATIONAL ATOMIC ENERGY AGENCY – IAEA, 2007: Terminology used in nuclear safety and radiation protection. – IAEA Safety Glossary. Vienna. http://www-pub.iaea.org/MTCD/publications/PDF/Pub1290_web.pdf

JACKSON, J.A., 2002: Using Earthquakes for Continental Tectonic Geology. In W. Lee: International Handbook of Earthquake and Engineering Seismology, Part A. – Academic Press: 491-503.

JIMÉNEZ-SÁNCHES, M. & P. FARIAS, 2002: New radiometric and geomorphologic evidence of Last Glacial Maximum older than 18 ka in SW European Mountains: the example of Redes Natural Park (Cantabrian Mountains, NW Spain). – Geodinamica acta (Amsterdam) 15: 93-101.

JOHNSEN, S.J., D. DAHL-JENSEN, W. DANSGAARD & N. GUNDESTRUP, 1995: Greenland paleotemperatures derived from GRIP bore hole temperature and ice core isotope profiles. – Tellus B (Oxford) 47: 624-629.


117

KAGAN, Y.Y. & D.D. JACKSON, 1991: Long-term earthquake clustering. Geophys. J. Int. (London) 104: 117-133.

KELLER, E.A. & N. PINTER, 2002: Active Tectonics. – Prentice Hall. New Jersey.

KELSON, K.I., K.-H. KANG, W. D. PAGE, C.-T. LEE, AND L. S. CLUF, 2001: Representative Styles of Deformation along the Chelungpu Fault from 1999 Chi-Chi (Taiwan) Earthquake: Geomorfhic Characteristics and Responses of Man-Made Structures. – Bull. Seis. Soc. Am. 91: 930-952.

KENK, M., (ur.) 2003: AC Smednik – Krška vas. – Geoinženiring. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

KENNER, S. J. & M. SIMONS, 2005: Temporal clustering of major earthquakes along individual faults due to post-seismic reloading. Geophys. J. Int. (London) 160: 179–194.

KONIKOW, L.F. & J.D. BREDEHOEFT, 1992: Groundwater models cannot be validated. – Advances in Water Resources 15, 75-83.

KÖHL, H., 1986: Pleistocene glaciations in Austria. – Q. Sci. Rew. (Oxford) 5: 421-427.

KRANJC, S., M. BOŽOVIĆ, & T. MATOZ, 1990: Končno poročilo o geoloških raziskavah na Krškem polju za potrebe podzemnega skladišcenja plina, vrtina DRN-1/89. – Geološki zavod Slovenije. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

KRINITZSKY E.L. & B.D. SLEMMONS, 1990: Neotectonics in earthquake evaluation. – GSA Rew. Eng. Geol. 8. Boulder.

KUŠČER, D., 1955: Prispevek h glacialni geologiji radovljiške kotline. – Geologija (Ljubljana) 3: 136-150.

KUŠČER, D., 1973: Summary on preliminary geologic site investigations for the Krško Nuclear Power Plant. – Uprava RS za jedrsko varnost. Ljubjana. (Neobjavljeno poročilo).

KUŠČER, D., 1992: Vloga fotogeoloških raziskav pri odkrivanju potresnih prelomnic v Sloveniji. – Rud. metal. zbor. (Ljubljana) 39: 333-346.

KUŠČER, D., 1993: Neotektonika Krške kotline, predhodno poročilo. – Uprava RS za jedrsko varnost. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo, 28 str.).

LAPAJNE, J., 1975: Geofizikalne raziskave vodonosnikov v Sloveniji. – Geologija (Ljubljana) 18:339-355.

LETTIS, W.R., D.L. WELLS & J.N. BALDWIN, 1997: Empirical observations regarding reverse earthquakes, blind thrust faults, and Quaternary deformation; are blind thrust faults truly blind? – Bull. Seis. Soc. Am. 87:1171-1198.

LETTIS, W.R. & K.I. KELSON, 2000: Applying geochronology in paleoseismology. In: J.S. NOLLER et al.: Quaternary Geochronology. Methods and applications. – Am. Geoph. Union Reference Shelf 4, (Washington): 479-496.


118

LIENKAEMPER, J.J., K.I. KELSON, J.R. SOUTHON, J.A. WANKET & P.L. WILLIAMS, 1999: Timing of Paleoearthquakes on the Northern Hayward Fault – Preliminary evidence in El Cerrito, California. – USGS Open File Report 99-318.

LORIUS, C., J. JOUZEL, C. RITZ, L. MERLIVAT, N.I. BARKOV, Y.S. KOROTKEVICH & V.M. KOTLYAKOV, 1985: A 150.000-year climatic record from Antarctic ice. – Nature (London) 316: 591-596.

MACHETTE, M.N., 2000: Active, capable, and potentially active faults – a paleoseismic perspective. J. Geodynamics (Amsterdam) 29: 387-392.

MARIN, M., M. MARKIČ, S. ZAKRAJŠEK, T. ŽUŽA, M. MIŠIČ, D. PEČEK, 1989: Spremljava in obdelava podatkov geotehničnih lastnosti hribin, strukturnih in hidrogeoloških razner na območju rudnika Globoko pri poizkusnem odkopavanju za izdelavo glavnega rudarskeha projekta in investicijskeha programa. 3. del. – Geološki zavod Slovenije. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

MARKIČ, M. 1986: Poročilo o izdelavi strukturnih vrtin od GB-14/86 do GB-20/86 na območju Globoko. – Geološki zavod Slovenije. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

MARKIČ, M. & D. ROKAVEC, 2002: Geološka zgradba, nekovinske mineralne surovine in lignit okolice Globokega (Krška kotlina). – RMZ (Ljubljana) 49: 229-266.

MCCALPIN, J.P., (ed.) 1996: Paleoseismology. Academic Press.

MCCALPIN, J. & S.P. NISHENKO, 1996: Holocene plaeoseismicity, temporal clustering, and probabilities of future large (M > 7) earthquake on the Wasatch Fault Zone, Utah. J. Geophys. Res. (Washington) 101: 6233-6253.

MICHETTI, A.M., L. FERRELI, E. ESPOSITO, S. PORFIDO, A.M. BLUMETTI, E. VITTORI, L. SERVA & G.P. ROBERTS, 2000: Ground effects during the September 9, 1998, Mw = 5.6, Lauria earthquake and the seismic potential of the aseismic Pollino region in Southern Italy. Seismological Research Letters (El Cerrito) 71: 31-46.

MIŠIČ, M., 1995: Mineralna sestava nekaterih vzorcev kvartarnih sedimentov iz Krške kotline. – V T. Verbič: Kvartarni sedimenti v vzhodnem delu Krške kotline. – Uprava RS za jedrsko varnost (Ljubljana): Priloga 9, 2 str.

MIX, A.C., E. BARD & L.R. SCHNEIDER, 2001: Environmental processes of the ice age: land, oceans, glaciers (EPILOG). – Q. Sci. Rew. (Oxford) 20: 627-657.

MLAKAR, I. 1987: Prispevek k poznavanju geološke zgradbe Posavskih gub in njihovega južnega obrobja. – Geologija (Ljubljana) 28/29: 157-182.

MOLINARO, M., H. ZEYEN & X. LAURENCIN, 2005: Lithospheric structure beneath the south-eastern Zagros Mountains, Iran: recent slab break-off? – Terra Nova 17: 1-6.

NORTH AMERICAN COMMISSION ON STRATIGRAPHIC NOMENCLATURE, 1983: North American Stratigraphic Code. – AAPG Bull. (Tulsa) 67: 841-875.


119

NOSAN, T., F. DROBNE, J. IVANKOVIĆ & Z. MENCEJ, 1973: Poročilo k hidrogeološki karti Čateškega polja in njegove širše okolice. – Geološki zavod Slovenije. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

ORESKES, N., K. SHRADER-FRECHETTE & K. BELITZ, 1994: Verification, validation and confirmation of numerical models in the earth sciences. – Science 263, 641-646.

PACIFIC GAS AND ELECTRIC COMPANY, 2002: Seismic Hazard Assessment for the Humboldt Bay ISFSI Project. – Pacific Gas and Electric Company, Geosciences Department, Technical Report TR-HBIP-2002-01. San Francisco.

PAILLARD, D., 2001: Glacial cycles: toward a new paradigm. – Rew. Geoph. (Washington) 39: 325-346.

PERRY, W.J., D.H. ROEDER & D.R. LAGERSON (eds.), 1984: North American Thrust-Faulted Terranes. – AAPG Reprint Series 27, 466 pp., Tulsa.

PERSOGLIA S., (ed.) 2000: Geophysical Research in the Surroundings of the Krško NPP. Final report. – URSJV. Ljubljana. (Unpublished report).

PETIT, J.R., J. JOUZEL, D. RAYNAUD, N.I. BARKOV, J.-M. BARNOLA, I. BASILE, M. BENDER, J. CHAPPELLAZ, M. DAVIS, G. DELAYGUE, M. DELMOTTE, V.M. KOTLYAKOV, M. LEGRAND, V.Y. LIPENKOV, C. LORIUS, L. PEPIN, C. RITZ, E. SALTZMAN, & M. STIEVENARD, 1999: Climate and atmospheric history of past 420.000 years from the Vostok ice core, Antarctica. – Nature (London) 399: 429-436.

PETRU, P., 1977: Neviodunum – Drnovo pri Krškem. – Kulturni in naravni spomeniki Slovenije 80, Ljubljana.

PLACER, L., 1995: O aktivnosti Škocjanskega preloma na območju Zagorske sinklinale. – Geološki zbornik (Ljubljana) 10: 58-61.

PLACER, L., 1997: Reambulacijski ogled Libne. – Geološki zavod Slovenije. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

PLACER, L., 1999a: Contribution to the macrotectonic subdivision of the border region between Southern Alps and External Dinarides. – Geologija (Ljubljana) 41: 223-255.

PLACER, L., 1999b: Structural meaning of the Sava folds. – Geologija (Ljubljana) 41: 191-221.

PLACER, L., D. SKABERNE, I. MLAKAR, 2000: Strukturni pomen vrtine LK-1/88 v Nadgorici pri Ljubljani. – Geologija (Ljubljana) 42: 215-218.

PLENIČAR, M. & A. RAMOVŠ, 1954: Geološko kartiranje severovzhodno od Brežic. – Geologija (Ljubljana) 2: 242-248.

PLENIČAR, M., U. PREMRU, & M. HERAK, 1975: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100.000, list Novo mesto. – Zvezni geološki zavod. Beograd.


120

PLENIČAR, M. & U. PREMRU, 1977: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100.000. Tolmač za list Novo mesto. – Zvezni geološki zavod. Beograd.

POLJAK, M., 1997: Geološka reambulacija hriba Libne pri Krškem in okolice. – Geološki zavod Slovenije. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

POLJAK, M. & M. ŽIVČIĆ, 1994: Seizmotektonska študija. V P. Fajfar & J. Lapajne: Verjetnostna ocena potresne nevarnosti na lokaciji Nuklearne elektrarne Krško. (Revizija 1). – IKPIR. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

POLJAK, M. & M. ŽIVČIĆ, 1995: Tectonics and Seismicity of the Krško Basin – Proceedings of the First Croatian Geologic Congress (Opatija) 2: 475-479.

POLJAK, M., T. VERBIČ, I. RIŽNAR, M. TOMAN, & M. DEMŠAR, 1996: Poročilo o detajlnem geološkem kartiranju Libne pri Krškem in okolice. – Geološki zavod Slovenije. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

POLJAK, M., M. ŽIVČIĆ & P. ZUPANČIČ, 2000: The seismotectonic characteristics of Slovenia. – Prure appl. Geoph. (Basel) 157, 37-55.

POLJAK, M. & A. GOSAR, 2001: Strukturna zgradba Krške kotline po podatkih geofizikalnih raziskav v letih 1994-2000. – Geološki zbornik (Ljubljana) 16: 79-82.

POPPER, K.R., 1998: Logika znanstvenega odkritja. – Studia Humanitatis, Ljubljana.

PRELOGOVIĆ, E., 1996: Geološka interpretacija seizmičnih profilov iz leta 1994 in 1995. – URSJV. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

PRELOGOVIĆ, E., B. ALJINOVIĆ & D. MATIČEC, 1994: Seizmotektonska študija. V P. Fajfar & J. Lapajne: Verjetnostna ocena potresne nevarnosti na lokaciji Nuklearne elektrarne Krško. (Revizija 1). – IKPIR. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

PRELOGOVIĆ, E., B. SAFTIĆ, V. KUK, J. VELIĆ, M. DRAGAŠ, & D. LUČIĆ, 1998: Tectonic activity in the Croatian part of the Pannonian basin. – Tectonophysics (Amsterdam) 297: 283-293.

PREMRU, U., 1982: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100.000, list Ljubljana. – Zvezni geološki zavod. Beograd.

PREMRU, U., 1997: Rezente tektonische Aktivität des Krško-Einbruchstales (Slowenien). – Geologija (Ljubljana) 39: 239-281.

PREMRU, U., O. BASCH, K. ŠIKIĆ, 1972: Geologija širše okolice Krškega. Študija za NE Krško. – Geološki zavod Slovenije. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

PREUSSER, F., 2004: Towards a chronology of the Late Pleistocene in the northern Alpine Foreland. – Boreas (Oslo) 33: 195-210.

RAJŠP, V. (ur.) 1995: Slovenija na vojaškem zemljevidu 1763-1787 – 1. del. Karte. – ZRC SAZU in Arhiv RS, Ljubljana.


121

RAJŠP, V. (ur.) 1996: Slovenija na vojaškem zemljevidu 1763-1787 – 2. del. Karte. – ZRC SAZU in Arhiv RS, Ljubljana.

RAKOVEC, I., 1956: Pregled tektonske zgradbe Slovenije. – 1. Jug. geol. kongr., predavanje in poročila (Ljubljana): 73-83.

RAMOVŠ, A., 1961: Prispevek k stratigrafiji severovzhodnega dela Krškega polja. – Geologija (Ljubljana) 7: 55-62.

RASHID, H., R. HESE & D.J.W. PIPER, 2003: Evidence for an additional Heinrich event between H5 and H6 in the Labrador Sea. – Paleoceanography (Washington) 18: 1077, doi:10.1029/2003PA000913.

RIBARIČ, V., 1982: Katalog potresov (792 n.e. – 1981). – Uprava RS za seizmologijo in geologijo.

RIŽNAR, I., 2005: Geološka zgradba mejnega področja med Zunanjimi in Notranjimi Dinaridi vzhodne Slovenije. – Doktorska disertacija, Univerza v Zagrebu. Zagreb.

RIŽNAR, I., D. MILETIĆ, T. VERBIČ & A. HORVAT, 2002: Srednjemiocenske kamnine severnega pobočja Gorjancev med Čatežem in Kostanjevico. – Geologija (Ljubljana) 45: 531-536.

RUMPLER, J., & F. HORVÁTH, 1988, Some representative seismic reflection lines from the Pannonian basin and their structural interpretations. In L.H. Royden, & F. Horváth: The Pannonian Basin. A Study in Basin Evolution. – Am. Assoc. Pet. Geol., Memoir 45 (Tulsa): 153-167.

SALVADOR, A., (ed.) 1994: International stratigraphic guide. – IUGS & GSA, Boulder.

SANCETTA, C.J., J. IMBRIE, N.G. KIPP, A. MCINTYRE & W.F. RUDDIMAN, 1972: Climatic record in North Atlantic deep-sea core V23-82: Comparison of the last and present interglacials based on quantitative time series. – Q. Res. (New York) 2: 363-367.

SCHAETZL, R. & S. ANDERSON, 2005: Soils: Genesis and Geomorphology. – 827 pp., Cambridge.

SCHLÜCHTER, CH., 1988a: The deglaciation of the Swiss Alps: a paleoclimatic event with chronological problems. – Bulletin de l'Association française pour l'étude du Quaternaire (Paris) 34-35: 141-145.

SCHLÜCHTER, CH., 1988b: A non classical summary of the Quaternary stratigraphy in the Northern Alpine Foreland of Switzerland. – Bull. Soc. Neuchateloise Geogr. 32-33: 143-157.

SCHLÜCHTER, CH. & B. WOHLFARTH, 1993: Geologie. V Die Schweiz vom Paläolithikum bis zum frühen Mittelalter. – Verlag Schweiz. Gesellschaft für Ur- und Frühgeschichte (Basel): 47-65.

SCHULZ, M., 2002: On the 1470-year pacing of Dansgaard-Oescher warm events. – Paleoceanography (Washington) 17: 1014, doi:10.1029/2000PA000571.


122

SCHUMM, S.A., J.F. DUMONT & J.M. HOLBROOK, 2000: Active Tectonics and Alluvial Rivers. – Cambridge.

SCHWARTZ, D.P. & K.J. COPPERSMITH, 1984: Fault behaviour and characteristic earthquakes: examples from the Wasatch and San Andreas faults. J. Geoph. Res. (Washington) 89: 5681-5698.

SERET, G., E. DRICOT & G. WANSARD, 1990: Evidence for an early glacial maximum in the French Vosges during the last glacial cycle. – Nature (London) 346: 453-456.

SHACKELTON, N.J. & N.D. OPDYKE, 1973: Oxygen isotope and paleoclimatic stratigraphy of equatorial Pacific core V 28-238: Oxygen isotope temperatures and ice volumes on a 105 year and 104 year scale. – Q. Res. (New York) 3: 39-55.

SHAW, J.H., C. CONNORS, & J. SUPPE (eds.), 2005: Seismic Interpretation of Contractional Fault-Related Folds. – AAPG Studies in Geology 53, 156 pp., Tulsa.

SHEBALIN, N.V., KARNIK, V. & HADŽIEVSKI, D., (eds.) 1974: Catalogue of earthquakes. Survey of the seismicity of the Balkan region. – UNDP/UNESCO, Skoplje.

SLEMMONS, D.B., 1977: State-of-the-art for assessing earthquake hazards in the United States: Report 6, Faults and earthquake magnitudes. U.S. Army Engineer Waterways Experiment Station. Vicksburg.

SLEMMONS, D.B. & C.M. DEPOLO, 1986: Evaluation of Active Faulting and Associated Hazards. In: Geophysics Study Committee: Active Tectonics. – National Academy Press. Washington.

SPÖTL, CH., A. MANGINI, N. FRANK, R. EICHSTÄDTER & S.J. BURNS, 2002: Start of the last interglacial period at 135 ka: Evidence from a high Alpine speleothem. – Geology (Boulder) 30: 815-818.

STIROS, S. & R.E. JONES (eds.), 1996: Archaeoseismology. – I.G.M.E. & The British School at Athens.

SUPPE, J., 1985: Principles of structural geology. – Prentice Hall.

SWAN, F.H., 1988: Temporal clustering of paleoseismic events on the Qued Fodda fault, Algeria. Geology (Boulder) 16: 1092-1095.

SWAN, F.H., 1993a: Comments on: Neotectonic Research in the Surroundings of the Krško NPP-Proposal of the programme of Additional Geological-Neotectonic and Seismological Research: No 942-01/93-2-4462/EL. – Arhiv URSJV, 8 pp., Ljubljana.

SWAN, F.H., 1993b: Technical Peer Review of: 'Probabilistic Assessment of Seismic Hazard at Krško Nuclear Power Plant', Preliminary Report (Revision 0). – Arhiv RUJV, 14 pp., Ljubljana.

SWAN, F.H., J.R. WESLING, K.A. HANSON, K.I. KELSON & R.C. PERMAN, 1993: Investigation of the Quaternary structural and tectonic character of the Meers fault (southwestern


123

Oklahoma). Technical report to U.S. Nuclear Regulatory Commission, 104 p., Washington, D.C.

SWOBODY, J.F. (UR.) 1960: Naučny geologicky slovnik, 1. dil. – Československe akademie ved. Praha.

ŠERCELJ, A. 1995: Poročilo o palinoloških raziskavah sedimentov iz okolice Krškega. V T. Verbič: Kvartarni sedimenti v vzhodnem delu Krške kotline. – Uprava RS za jedrsko varnost (Ljubljana): Priloga 6, 3 str.

ŠIKIĆ, K., O. BASCH, & A. ŠIMUNIĆ, 1977: Osnovna geološka karta SFRJ 1:100.000, list Zagreb. – Zvezni geološki zavod. Beograd.

ŠIKIĆ, K., O. BASCH, & A. ŠIMUNIĆ, 1979:, Osnovna geološka karta SFRJ 1:100.000. Tolmač za list Zagreb. – Zvezni geološki zavod. Beograd.

ŠKERLJ, Ž., 1980: Katraster vrtin Slovenije. List Zagreb, 1.del. List Novo mesto, 1. del – Geološki zavod Slovenije. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

ŠKERLJ, Ž., 1981: Katraster vrtin Slovenije. List Zagreb, 2.del. – Geološki zavod Slovenije. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

TOMLJENOVIĆ, B. & L. CSONTOS, 2001: Neogene-Quaternary structures in the border zone between Alps, Dinarides, and Pannonian Basin (Hrvatsko zagorje and Karlovac Basins, Croatia) – Int. J. Earth Sci. (Berlin) 90: 560-578.

TONDI, E., 1998: Active and capable fault segments in the central Apennines (Italy). In Cello, G. et al. (eds.) The resolution of geological analysis and models for earthquake faulting studies. – Proc. Inter. Workshop, Camerino.

TURK, I., & T. VERBIČ, 1993: Uvodna razprava za posodobitev kronologije mlajšega pleistocena v Sloveniji. Starejši in srednji würm. – Arheološki vestnik (Ljubljana) 44: 29-44.

TZEDAKIS, P.C., I.T. LAWSON, M.R. FROGLEY, G.M. HEWITT, & R.C. PREECE, 2002: Buffered tree Population changes in a Quatrenary refugium: Evolutionary implications. –Science (Washington) 297: 2044-2047.

ULAGA, G., 1993: Pregled podatkov iz vrtin na Krško-Brežiškem polju. – Uprava RS za jedrsko varnost. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

URH, I., 1955: Poročilo o detajlni gravimetrični izmeri na Krškem polju 1953-1954. – Geološki zavod Slovenije. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

VAN HUSEN, D., 1989: The last interglacial-glacial cycle in the Eastern Alps. – Q. Int. (Oxford) 3-4: 115-121.

VERBIČ, T., 1993: Kvartarni sedimenti v Krški kotlini, raziskave za potrebe ugotavljanja potresne nevarnosti na lokaciji NEK. – Uprava RS za jedrsko varnost. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo, 31 str., 5 prilog).


124

VERBIČ, T., 1995: Kvartarni sedimenti v vzhodnem delu Krške kotline. – Uprava RS za jedrsko varnost. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo, 248 str., 10 prilog).

VERBIČ, T., 1999: Poročilo o raziskavah kvartarnih sedimentov vzdolž refleksijskih seizmičnih profilov na Krškem polju in pripravljalna dela za postavitev seizmičnih opazovalnic v širši okolici NE Krško. – Uprava RS za jedrsko varnost. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

VERBIČ, T., 2002a: Lito- in alostratigrafija kvartarnih sedimentov ter neotektonska aktivnost v vzhodnem delu Krške kotline. – V A. Horvat et al.: 1. Slov. geol. kong., Knjiga povzetkov (Črna na Koroškem): 98-99.

VERBIČ, T., 2002b: Poročilo o geološki spremljavi arheoloških izkopavanj na Lokah pri Ruhni vasi. – Arhiv Oddelka za arheologijo FF, 12 str., Ljubljana.

VERBIČ, T., 2002c: Poročilo o geološkem pregledu arheoloških izkopavanj na najdišču Bela cerkev. – Dolenjski muzej, 23 str., Novo mesto.

VERBIČ, T., 2004a: Poročilo o geološkem pregledu arheoloških izkopavanj vzdolž trase avtoceste Smednik – Krška vas. – Zavod za varstvo kulturne dediščine Slovenije. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

VERBIČ, T., 2004b: Stratigrafija kvartarja in neotektonika vzhodnega dela Krške kotline. 1.del: Stratigrafija. – Razprave IV. Razreda SAZU (Ljubljana) 45: 171-225.

VERBIČ, T., 2005: Stratigrafija kvartarja in neotektonika vzhodnega dela Krške kotline. 2.del: Neotektonika. – Razprave IV. Razreda SAZU (Ljubljana) 46: 171-216.

VERBIČ, T. 2006: Aktivni reverzni prelomi med Ljubljano in Kranjem. – Razprave IV. Razreda SAZU (Ljubljana) 47: 101-132.

VERBIČ, T. & I. RIŽNAR, 1997: Geološka karta med Prilipami in Velikim Bregom. – Uprava RS za jedrsko varnost. Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

VERBIČ, T., I. RIŽNAR, M. POLJAK, M. DEMŠAR, & M. TOMAN, 2000: Quaternary sediments of the Krško basin. – Proceedings, Second Croatian Geological Congress, (Zagreb): 451-457.

VIDRIH, R., (ur.) 2006: Državna mreža potresnih opazovalnic. – Agencija RS za okolje. Ljubljana

VODOPIVEC, F., B. KOLER, A. BREZNIKAR & D. VICENTIĆ, 1997: Izmera nivelmanskih vlakov na območju Krškega. – FGG, 66 str., Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

VODOPIVEC, F., B. STOPAR, P. PAVLOVČIČ, D. GRIGILLO, D. KOZMUS & B. STEGENŠEK, 2001: Izmera geodetske geodinamične mreže Krško z GPS tehnologijo. - FGG, Ljubljana. (Neobjavljeno poročilo).

WALLACE, R.E. (anonymous), 1986: Overview and recommendations. In Wallace, R.E. (ed., anonymous) Active tectonics. – National Academy Press. Washington.


125

WELLS, D.L. & K.J. COPPERSMITH, 1994: New empirical relationships among magnitude, rupture length, rupture width, rupture area and surface displacement. – Bull. Seism. Soc. Am. 84: 974-1002.

WESTERN STATES SEISMIC POLICY COUNCIL – WSSPC, 2005: WSSPC Policy Recommendation 05-2: Active Fault Definition for the Basin and Range Province. Sacramento.

YEATS, R.S., 1986: Active Faults Related to Folding. In Wallace, R.E. (ed., anonymous) Active tectonics. – National Academy Press. Washington.

YEATS, R.S., 1993: Converging more slowly. – Nature (London) 366: 299-301.

YEATS, R.S., K. SIEH & C.R. ALLEN, 1997: The geology of earthquakes. New York.

YOKOHAMA, Y., K. LAMBECK, P. DE DECKKER, P. JOHNSTON & K. FIFIELD, 2000: Timing of the Last Glacial Maximum from observed sea-level minima. – Nature (London) 406: 713-716.

ZOLLIKOFER, TH., 1862: Über die Geologischen Verhaltnisse des Südöstlichen Theiles von Untersteiermark. – Jahrb. Geol. R. A. (Wien) 12: 311-366.

ZUPANČIČ, N., 1995: Petrografski pregled nekaterih prodnikov iz karpatijskega konglomerata in formacije Globoko na vzhodnem delu Krške kotline. – V T. Verbič: Kvartarni sedimenti v vzhodnem delu Krške kotline. – Uprava RS za jedrsko varnost (Ljubljana): Priloga 10, 5 str.


126

7. Table 1-14


127

TABLA 1

Sl. 1 Erozijski kontakt med spodaj ležečim pontijskim? kremenovim peskom in glino ter nekarbonatnim peščenim prodom (GA; globoška aloformacija, pliocensko-kvartarni zasip) v okolici Oklukove gore.

Sl. 2 Erozijski kontakt med spodaj ležečo pontijsko? glino ter nekarbonatnim peščenim prodom (GA; globoška aloformacija, pliocensko-kvartarni zasip) na območju glinokopa Globoko. Vidno je zapolnjeno rečno korito vrezano v podlago in navzkrižna plastnatost v produ (puščici).


128

TABLA 2

Sl. 1 Peščen prod globoške aloformacije. Vsebuje vse in hkrati izključno le nekarbonatne vrste prodnikov iz savskega porečja. Zaradi razpadanja manj obstojnih prodnikov (predvsem andezitnega tufa) je prod nekoliko zaglinjen.

Sl. 2 Leča pretežno roženčevega proda med muljastimi sedimenti. Dobravska formacija v krovnini globoške aloformacije, glinokop Globoko. Razen prodnikov rožencev so tudi posamezni prodniki savske provenience, resedimentirani iz globoške aloformacije.


129

TABLA 3

Sl. 1 Tla na dobravski formaciji v krovnini globoške aloformacije. Horizont Bfe je na širšem območju glinokopa Globoko debel tudi več kot 0,8 m. Sestavljajo ga do 1 cm veliki gomolji, v katerih je razen mineralov glin in kremena največ göethita (MIŠIČ 1995).

Sl. 2 Tla na dobravski formaciji v severnem delu Krakovskega gozda. Organski horizont je odstranjen, Aoh horizont je tanek in je v suhem stanju trd. Pod tankim eluvialnim E horizontom je psevdoglej (Bg), debel tudi do 10 m. Odsek na merilni palici je dolg 0,5 m.


130

TABLA 4

Sl. 1 Laminiran peščen mulj, jedro vrtine KK-3, globina 29,1-29,4 m. Temnejše lamine so bolj glinaste in vsebujejo manj peska. Dobravska formacija nad globoško aloformacijo.

Sl. 2 Laminiran peščen mulj, jedro vrtine KK-3, globina 18,0,1-18,2 m. Sediment je zajela oksidacija v okviru psevdooglejevanja, verjetno kmalu po sedimentaciji. Rjave tanjše lamine so bolj glinaste in vsebujejo manj peska. Debelejše lamine so delno obarvane sivo (Bgr) in rjavo (Bgo), značilni pojav za psevdooglejevanje. dobravska formacija nad globoško aloformacijo.


131

TABLA 5

Sl. 1 Dobro litificiran srednjepleistocenski konglomerat (BA; brežiška aloformacija) nad badenijskim apnencem. Ježa terase v Krškem (Stara vas).

Sl.2 Srednjepleistocenski peščen prod (BA; brežiška aloformacija) nad panonijskim laporovcem. Ježa terase v Starem Gradu pri Vidmu.


132

TABLA 6

Sl. 1 Golica v terasni ježi v Dolenji vasi pri Krškem. Zgoraj talni profil A-(B)v-Bg, nastal na sedimentih dobravske formacije (DF) nad brežiško aloformacijo. Pod njim pokopana tla (Bb in BCb) nastala na peščenem produ z lečami peska brežiške aloformacije (BA). Puščica kaže na vzorčevalni tulec za luminiscenčne analize.

Sl. 2 Zahodni del golice na prejšnji sliki. Puščica označuje mesto vzorčenja psevdogleja, Bg horizont, dobravska formacija (DF) nad brežiško aloformacijo (BA), za luminiscenčne analize.


133

TABLA 7

Sl. 1 Zgornjepleistocenski peščen prodnat savski zasip, drnovska aloformacija (DA). Prodna jama 'Pri gomili' severno od Boršta. Sedimentna arhitektura prepletajočega se rečnega toka.

Sl. 2 Valovita površina zgornjepleistocenskega zasipa pod talnimi horizonti vzdolž arheološkega razkopa, slika posneta v letu 2003 južno od Drnovega. Površina nekdanjega aluvialnega vršaja, drnovska aloformacija. Smer vrhov in dna undulacij je večinoma N-S do N-SE, kar je tudi smer toka nekdanje reke. Odsek na merilni palici je dolg 0,5 m.


134

TABLA 8

Sl. 1 Profil tal ob magistralni cesti Ljubljana – Zagreb SW od Drnovega, zgornjepleistocenska terasa, drnovska aloformacija (DA). Današnja obdelovalna tla (Ap1, globina oranja) ležijo nad nekdanjim obdelovalnim horizontom (Ap2). Naraven horizont A (mogoče pa tudi zgornji del (B)v) je v celoti premešan in vključen v Ap2. Na tem mestu je v začetni fazi oblikovanje žepastega argiluvičnega Bt horizonta, kar sicer ni pogosto na tej terasi. Odsek na merilni palici je dolg 0,5 m.

Sl. 2 Profil tal ob magistralni cesti Ljubljana – Zagreb SE od Drnovega, zgornjepleistocenska terasa, drnovska aloformacija (DA). Podoben profil nedaleč stran od tistega na zgornji sliki. Prisotni so trije obdelovalni horizonti, spodnji naj bi po arheoloških najdbah izhajal iz antičnega obdobja. Pod njim le (B)v horizont. Odsek na merilni palici je dolg 0,5 m.


135

TABLA 9

Sl. 1 Glina in šota, vrtina v Krakovskem gozdu NW od Gržeče vasi, globina 2,2 do 2,8 m. Dobravska formacija nad drnovsko aloformacijo, pozni glacial.

Sl. 2 Talni profil na terasi H1severno od Gornjih Skopic. Na tej terasi je bila odkrita rimska podeželska vila. Na peščenem produ je razvit kambičen (B) horizont, ki pa je pokopan s poplavnim, nekoliko muljastim peskom, ki ga je v celotni debelini zajela pedogeneza. Obdelovalni Ap horizont je v profilu odstranjen, je pa viden v ozadju. Odsek na merilni palici je dolg 0,5 m.


136

TABLA 10

Sl. 1 Tipični talni profil na terasi H3. Pod obdelovalnim horizontom (Ap) so razločne oksidacijske pedogene spremembe (BC horizont). Odsek na merilni palici je dolg 0,5 m.

Sl. 2 Tla na terasi H4, območje v bližini nekdaj odplavljene vasi Zasavje vzhodno od Skopic. Na peščenem produ v talnini ni razvitih tal. Pesek kot poplavni pokrov je prekril prod brez vidnega časovnega hiatusa. Na pesku so le antropogena obdelovalna tla. Odsek na merilni palici je dolg 0,5 m.


137

TABLA 11

Sl. 1 Subrecentni peščen sediment na današnjem obrežnem nasipu na območju Vrbine. Sedimentne teksture so še bolj razločno opazne zaradi plasti z več oziroma manj primesmi premogovih zrn. Premogova zrna so v Savo in kasneje v sediment prišla ob separaciji premoga v Zasavju.

Sl. 2 Obrežni nasip na območju Vrbine ob poplavi leta 1999. Ob tej, sicer manjši, poplavi, se je na nekaterih delih obrežnega nasipa usedlo tudi več kot 1 m peščenega sedimenta.


138

TABLA 12

Sl. 1 Posamezni bloki v zgornjepleistocenskem zasipu dosežejo tudi do 1 m3. Blok na sliki iz prodne gramoznice na Vrbini ima volumen približno 0,2 m3.

Sl. 2 Pogled iz mostu preko Save v Krškem proti severu v sotesko. Desno Sremič, levo Krško hribovje. Sava na svoji poti vse od Ljubljanske kotline do vstopa v Krško kotlino ni imela prostora, kjer bi lahko odlagala večjo količino svojega talnega tovora. Prav zaradi tega je tu nasula tako obsežen aluvialni vršaj.


139

TABLA 13

Sl. 1 Izrez Jožefinske vojaške topografske karte, ki je bila za to območje izdelana v letu 1784 (RAJŠP 1996).

Sl. 2 Izrez topografske karte iz leta 1807, območje med Skopicami in Brežicami, vključno z vasjo Zasavje. Črtkana črta prikazuje strugo, ki je bila tedaj plovna. Bistvena sprememba glede na zgornjo karto (Sl. 1) je premaknitev struge na območje Skopiške Pristave (Mayerhof) in posledično njeno uničenje. Arhiv RS, kartografsko gradivo kat.št. 2-331 do 2-332.


140

TABLA 14

Sl. 1 Izrez topografske karte iz leta 1839 (Situations Niveau und Profill: Plan von der Saveflusstrecke von Gurkfeld bis Rann). Arhiv RS, kartografsko gradivo kat.št. 2-368 do 2-379.

Sl. 2 Izrez topografske karte iz 1853, izdelane v okviru gradnje 'hrvaške' železnice proti Zagrebu (1855-1862) (Uibersicht des Savestromes im Bereiche der k.k. Bauexpositur Gurkfeld; Distanz-Zeichen IV-VIII mit Einzeichnung des unterhabenden Strafsenzuges und der Trage des im Entstehen begriffenen Steinbrüch-Agramer Stadte Eisenbahn – Flügets). Struga pod Brežiško teraso ni več plovna v tistem času, na karti je kot plovna označena tista s tanko modro sredinsko črto. Z modro barvico so verjetno že začrtane poteze bodočega reguliranega kanala. Arhiv RS, kartografsko gradivo kat.št. 2-337 do 2-339.

tomazverbic2008

Documents

kartografsko gradivo kat

association franaise pour

katraster vrtin slovenije

trije obdelovalni horizonti

dolinami 50x previano

konstrukcija neotektonskega modela

irokih tektonskih conah

vidne nekatere grobe