Istraživanje

140 godina nastave prirodoslovlja i matematike na Sveučilištu u Zagrebu, 70 godina PMF-a

Trenutno stanje u istraživanom području

Područje istraživanja

Geologija i seizmotektonika

Seizmičnost, oslobođeni seizmički moment, seizmička opasnost

Mehanizmi žarišta potresa, polje napetosti

Modeli struktura seizmičkih brzina, debljina kore i litosferski procesi

Atenuacija

Seizmička anizotropija

Ostala relevantna istraživanja

Mreža seizmoloških postaja

 

Područje istraživanja

Područje koje se predlaže za multidisciplinarno seizmološko i seizmotektonsko  istraživanje prostire se u središnjem sjeverozapadnom dijelu vanjskih Dinarida, a u središtu mu se nalazi planina Velebit, kao što je prikazano na slici a1. To područje uključuje dio Jadranske obale između Velebita i Dugog otoka, kao i Liku u velebitskom zaleđu sve do granice Bosne i Hercegovine. Da bi se seizmičnost, strukturni sustavi, tektonska povijest i geološke strukture, od plitkih do najdubljih mogle uspoređivati s rezultatima istraživanja za okolna područja, trebalo bi analizirati geofizičke i geološke podatke prikupljene sjeverozapadno i jugoistočno od Velebita. Prošireno područje istraživanja je prikazano na slici a1 plavim pravokutnikom.

 

 

 

 

 

 

 

 

Slika a1. Područje istraživanja Velebita koje uključuje jadransko primorje i zaleđe Like (crveni pravokutnik) i okolno područje u kojem je predviđeno djelomično seizmotektonsko profiliranje (plavi pravokutnik). Pouzdano locirani epicentri potresa od NE do 2013. uzeti su iz Hrvatskog kataloga potresa (dopunjeni verzija opisana u Herak i sur., 1996).

 

 

Geologija i seizmotektonika

Borano-navlačni pojas Vanjskih Dinarida stvoren je navlačnom tektonikom tijekom kenozoika, deformacijom vršnog dijela kore uzduž istočnog ruba Jadranske mikroploče (Blašković, 1988; Herak, 1991; Tari, 2002; Tari Kovačić and Mrinjek, 1994; Schmid et al. 2008; Korbar, 2009; s referencama), kao rezultat dugotrajne konvergencije između Afričke, Jadranske i Europske ploča u ovom dijelu Mediterana (Channell i Horváth, 1976; Dercourt et al. 1986; Stampfli i Borel, 2004).
Konvergencija Jadranske i Europske ploče započela je sredinom jure čime je započelo i zatvaranje dijela Neotethys oceana, o čemu svjedoči obdukcija ofiolita preko tektonskih jedinica na istočnom, pasivnom rubu Jadranske mikroploče sredinom i krajem jure (Pamić et al. 2002; Tomljenović et al. 2008; Schmid et al. 2008). Daljnji nastavak zatvaranja Neotethys oceana, kao posljedica subdukcije Jadranske mikroploče pod tektonske jedinice koje pripadaju Europskoj ploči, odnosno tektonskom bloku Tisije, završen je duž Savske suturne zone u unutrašnjim Dinaridima krajem krede i početkom paleogena (Pamić, 2002; Schmid et al., 2008; Ustaszewski et al., 2010). 
U svim dosadašnjim studijama o tektonskom razvitku Dinarida se, gotovo bez iznimke, pretpostavlja da je nakon zatvaranja Neotethysa duž Savske suturne zone, kao posljedica i dalje aktivne konvergencije između Jadranske i Europske ploče, došlo do postupnog napredovanja navlačnog čela prema jugozapadu u vanjski, distalni dio dinaridskog orogena, što je u konačnici dovelo i do stvaranja borano-navlačnog pojasa Vanjskih Dinarida (Tari, 2002; Schmid et al. 2008; Korbar, 2009; Ustaszewski et al. 2008; 2010). Prostorno napredovanje navlačnog čela praćeno je migracijom predgorskih bazena koji su progresivno mlađi idući prema jugoistoku, odnosno prema jugozapadu u središnji dio Jadrana, o čemu svjedoči starost sin-orogenetskih flišnih sedimenata taloženih sredinom i krajem eocena (e.g. Marjanac et al., 1981, Babić et al., 2007), u oligocenu (e.g. Tari Kovačić i Mrinjek, 1994; Korbar, 2009) i u miocenu (e.g. de Capoa et al., 1995; Tari-Kovačić et al., 1998; Mikes et al., 2008).
Konvergencija između Jadranske i Europske ploče je i danas aktivna duž istočnog ruba Jadrana i u području Dinarida, s brzinom pomaka od 2-5 mm/god utvrđenom GPS mjerenjima (e.g. Grenerczy et al., 2005; Bennett et al., 2008; Caporali et al., 2009; Weber et al., 2010), koja se dijelom ostvaruje i pomacima po reversnim i „strike-slip“ rasjedima neujednačeno raspoređenim duž borano-navlačnog pojasa, o čemu svjedoči podaci o seizmičnosti ovog područja (Slika 1a).
Na temelju zabilježene seizmičnosti, područje s najaktivnijim reversnim rasjedima je u jugoistočnom dijelu ovog borano-navlačnog pojasa u Dalmaciji, Crnoj Gori te u središnjeg dijela Jadranskog podmorja (Herak et al., 2005; Bennett et al., 2008; Tomljenović et al., 2009), gdje su zabilježeni i neki od najjačih potresa u ovom dijelu Mediterana, poput potresa u Dubrovniku 1667. godine s magnitudom 7.2 (Papazachos et al., 2009), potresa u Crnoj Gori 1979. godine s magnitudom 7.1 (Benetatos and Kiratzi, 2006) te potresa u Stonu 1996. godine s magnitudom 6 (Markušić et al., 1998). U pravilu se pretpostavlja, da su svi zabilježeni potresi u ovom dijelu Dinarida nastali na reversnim rasjedima s nagibom prema sjeveroistoku, s proračunatim prosječnim vrijednostima pomaka u njihovim središnjim segmentima između 0.7 i 2.5 mm/god (Kastelic and Carafa, 2012). Prema Kastelic et al. (2013) izdvojeni aktivni rasjedi u ovom dijelu borano-navlačnog pojasa predstavljaju samostalne ili združene seizmogene izvore koji mogu generirati potrese s maksimalnom magnitudom između 6.5 i 7.5.
U sjeverozapadnom dijelu vanjskih Dinarida tektonska aktivnost se pretežito ostvaruje po desnim rasjedima na području Slovenije (e.g. Vrabec i Fodor, 2006; Kastelic et al., 2008; Moulin et al., 2014), koji se često opisuju i kao seizmogene strukture odgovorne za najsnažnije potrese u tom području (e.g. Bajc et al., 2001; Kastelic et al., 2008; Bavec et al., 2013), uz koje je i podređeno prisutna reversna tektonska aktivnost zabilježena na području tršćanskog zaljeva (Busetti et al., 2010). Recentna aktivnost po rasjedima s desnim karakterom pomaka također je pretpostavljena i duž istočnog obalnog pojasa u Kvarnerskom zaljevu, gdje je izrazita koncentracija epicentara potresa koja se vrlo dobro podudara s pružanjem izdvojenih desnih rasjeda Ilirska Bistrica-Senj i Raša-Rijeka (e.g. Prelogović et al., 1995; Kuk et al., 2000), odnosno s rasjedom Vinodol-Rijeka koji Kastelic et al. (2013) smatraju seizmogenim izvorom na kojem je moguće očekivati potrese s maksimalnom magnitudom 6. stupnja. 
U usporedbi sa seizmički aktivnim područjima na SZ i JI, područje Velebita koje će se istraživati ovim projektom, obilježava izrazito slabija seizmička aktivnost (Sl. a1). Ova pojava, međutim, iznenađuje s obzirom da se prema gotovo svim relevantnim znanstvenim publikacijama upravo ovdje nalazi najdulji reversni rasjed središnjeg dijela Vanjskih Dinarida, za koji se smatra da je recentno aktivan seizmogeni izvor (Kuk et al., 2000) koji može generirati potrese maksimalnih magnituda 6.5 (vidi detaljnije u Kastelic et al., 2013). U većini publiciranih radova poznat je pod nazivom Velebitski rasjed (Herak i Bahun, 1979; Tari Kovačić i Mrinjek, 1994; Prelogović et al., 1995; Ivančić et al., 2006; Kastelic i Carafa, 2012 s referencama), odnosno prema Korbar (2009) SI Jadranski rasjed (Sl. a2).
U skladu s interpretacijom koju su prvi predložili Herak i Bahun (1979), Velebitski rasjed se najčešće opisuje kao reversni-navlačni rasjed nagnut prema sjeveroistoku (vidi na Sl. a2A) koji se pruža duž podnožja jugozapadne padine Velebita, no međutim, bez vidljivog traga na površini zbog pokrivenosti tercijarnim karbonatnim brečama poznati, pod nazivom “Jelarske naslage” (Bahun, 1963) ili “Velebitske breče” (Vlahović et al., 2012). Zbog površinske prekrivenosti, vršni dio Velebitskog rasjeda je pretpostavljen na drugom mjestu, u podmorju Jadrana jugozapadno od podnožja Velebita (e.g. Bahun, 1974; Prelogović et al., 1995, 2004). Međutim, Korbar (2009) je Velebitski rasjed, dotad smatran reversnim rasjedom sukladno prvotnoj interpretaciji (Herak i Bahun, 1979), zamijenio transpresijskim rasjedom s reversnim i desnim pomakom koji je nazvao SI Jadranski rasjed (Sl. a2). Isti autor predlaže da se ovaj rasjed pruža duž cijelog priobalnog pojasa Dalmacije, idući od graničnog područja s Crnom Gorom sve do Kvarnera. Nadalje, dijelu gdje se ovaj rasjed pruža uzduž jugozapadne padine Velebita, autor predlaže da je uz ovaj rasjed došlo do formiranja pozitivne cvjetne strukture kojom je presječen navlačni kontakt između pretpostavljenih Dinaridskih i Adrijatskih jedinica, a koji je nastao navlačnom tektonikom krajem eocena, s vergencijom prema jugozapadu. Time je i ponovno aktivirao ranije predloženu ideju o poli-faznom tektonskom razvoju Velebita koju je predložio Bahun (1974), iako s drugačijom interpretacijom kinematskog razvoja. 
Potrebno je također naglasiti da je prisutnost rasjeda bilo u neposrednom priobalnom području Velebita ili pak u podmorju Jadrana između Velebita i prvog otočnog niza prema jugozapadu, a koji bi bio važan za strukturnu građu ovog područja i sa značajnim tektonskim pomakom, na osnovnim geološkim kartama SFRJ u mjerilu 1:100 000 listova Gospić (Sokač et al., 1974) Zadar (Majcen et al., 1970) i Obrovac (Ivanović et al., 1973) i na njihovim pripadajućim geološkim profilima nije naznačen.
Stoga smatramo, da su dosad predložene interpretacije o postojanju, lokaciji, geometriji, kinematskom razvoju, recentnoj aktivnosti i seizmogenom potencijalu rasjeda koji je interpretiran u neposrednom priobalnom duž jugozapadne padine Velebita, poznat kao Velebitski rasjed ili SI Jadranski rasjed, vrlo kontroverzne i upitne, pa ih je stoga potrebno preispitati novim i detaljnijim istraživanjima.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Sl. a2. Geološki profili koji prikazuju različite interpretacije pripovršinskih i dubljih struktura u području predloženog istraživanja u središnjem dijelu Velebita. A) iz Kastelic at al. (2013) koji prikazuje Velebitski rasjed nagnut prema sjeveroistoku klasificiran kao združeni seizmogeni izvor oznake HRCS005 te B) iz Korbar (2009) koji na istoj lokaciji pretpostavlja transpresijski, reversni-desni rasjed. Detaljniji opis vidi u tekstu.

 

Osim opisanih, kontroverznih interpretacija koje se odnose na Velebitski rasjed, postoje također brojna druga i još uvijek otvorena pitanja glede geometrije, kinematskih značajki, potencijalne recentne tektonske aktivnosti i seizmogenog značaja drugih regionalnih rasjeda prikazanih na osnovnim geološkim kartama SFRJ 1:100.000 Velebitskog područja, kao što su Bakovački rasjed (Velić et al., 1974; Sokač et al., 1976), Brušanski rasjed, Lički rasjed te Paklenički rasjed (Sokač et al., 1974, 1976). Naime, ovi rasjedi, iako kartirani po pružanju na udaljenostima od više 10-taka km, su u gotovo svim recentnijim seizmo-tektonskim istraživanjima zanemareni, čime je i njihova potencijalna recentna tektonska aktivnost, seizmogeni potencijal te utjecaj na tektonsku evoluciju ovog dijela Vanjskih Dinarida u potpunosti marginaliziran.
Između ostalih, ova će pitanja biti u središtu predloženog istraživanja koje će provesti grupa za tektoniku istraživačkog projektnog tima, u cilju definiranja pri-površinskih i dubokih struktura, rekonstrukcije tektonske aktivnosti i procjene recentne tektonske aktivnosti na području istraživanja.

 

Seizmičnost, oslobođeni seizmički moment, seizmička opasnost

Čak se i površnim pogledom na sliku a1 može uočiti da je u području Velebita (crveni pravokutnik) neobično slaba seizmička aktivnost u odnosu na susjedna područja sjeverozapadno (šire riječko područje) i jugoistočno (šire zadarsko-šibensko područje) od planine. U tom su području instrumentalno zabilježeni plitki, slabi do umjereni potresi, magnituda rijetko većih od M = 5.0. Stoga se to područje smatra manje zanimljivim s obzirom na seizmički hazard, i do sada tamo nisu provedena detaljnija seizmološka istraživanja. Ipak se pregled seizmičnosti može naći u studijama seizmičnosti Hrvatske (Milošević, 1980; Herak i sur., 1991; Markušić i sur., 1993, 1998; Ivančić i sur., 2002, 2006), dok su Živčić i Allegretti (1983) proučavali pojedine potrese. Potpunost kataloga potresa je manja za područje Velebita u odnosu na druga područja Hrvatske. Današnji je prag potpunosti M = 2.8 i dosegnut je tek nedavno zahvaljujući postavljanju seizmoloških postaja NVLJ (2002. god.), SLUN (2005. god.) i UDBI (2009. god.) i instrumentalnom unapređenju postaje KSY (slika b1). S obzirom na prostorni razmještaj postaja, nepreciznost određivanja koordinata epicentra, a posebno dubine žarišta, još je uvijek prevelika i često doseže i 15 km u slučaju slabih potresa.
Seizmičnost Velebita, baš kao i ostatka sjeveroistočne jadranske obale, uzrokovana je međudjelovanjem Jadranske mikroploče koja rotira u smjeru suprotno od kazaljke na satu oko osi u sjevernoj Italiji (vjerojatno ne kao jedinstvena ploča (Devoti i sur., 2008) kako su izvorno predložili Anderson i Jackson, 1987) i Dinarida. Južno od Splita energija konvergencije Jadranske i Europske ploče oslobađa se kroz brojne potrese u vanjskim Dinaridima (slika a3). Oslobođeni seizmički moment naglo se smanjuje između Zadra i Splita (isprekidane crte 1 i 2 na slici a3), a danas se glavnina seizmičkog momenta oslobađa u unutrašnjim Dinaridima (banjalučko područje). U okolici Rijeke i dalje na sjeverozapad oslobođena napetost je opet najveća u blizini područja sudara Jadranske i Europske ploče, blizu obale. No, obalno područje između Jablanca i Zadra (područje Velebita) kao i zaleđe u smjeru sjeveroistoka, sve do Panoniskog bazena, (između crta 2 i 3 na slici a3) je seizmički vrlo mirno, čak i kad se uzmu u obzir i vrlo dobro poznati povijesni potresi (slika a1). Valja napomenuti da je najjači potres sadržan u hrvatskom katalogu iz 361. godine vjerojatno razorio grad Cissu (današnju Casku) na otoku Pagu, čije se ruševine danas nalaze pod morem. U katalogu se nalazi više razornih povijesnih potresa koji su se dogodili blizu ili na Velebitu, na primjer potres u Lici (1505., I0 = IX° MCS), blizu Zadra (1280., 1300., 1399., 1768., svi s epicentralnim intenzitetom I0 = IX° MCS), kod Senja (1648., I0 = VIII° MCS), i Dugog otoka (1343.,1418., I0 = IX° MCS), ili u Jadranu (361., I0 = X° MCS; 1626., I0 = IX° MCS), no svi su označeni kao nepouzdani. 

 

Slika a3. Lijevo: Oslobođeni seizmički moment prema modelu seizmičnosti Hrvatske i susjednih krajeva (Ustaszewski i sur., 2014). Desno: Karta seizmičke ugroženosti za područje Hrvatske-PGA za povratni period 475 godina (Herak i sur., 2011; CSI, 2011).

Trenutačno mala razina seizmičke aktivnosti nije objašnjiva današnjom razinom znanja. U stvari, prema razumijevanju tektonike Jadrana i okolice, uopće se ne očekuje postojanje tako mirnog područja! To je potvrđeno novim modelom u radu Kastelic i Carafe (2012) u kojem je procijenjen srednji pomak na seizmogenim rasjedima vanjskih Dinarida. Njihova analiza kaže da bi pomak na Velebitskom reversnom rasjedu kroz dulje razdoblje trebao biti usporediv sa pomakom na velikim rasjedima u Dalmaciji. Srednji procijenjeni pomak na Velebitskom rasjedu od 0.24 mm/god. je veći ili jednak od pomaka na sjeverozapadnim rasjedima (npr. Vinodolsko-riječki rasjed, 0.15 mm/god.). To je u suprotnosti s eksperimentalno registriranom seizmičnosti (slika a1) koja je mnogo jača u području Vinodola i Rijeke nego na Velebitu. Za razliku od područja između Zadra i Splita gdje je nedostatak seizmičke aktivnosti kompenziran jačom aktivnošću u unutrašnjim Dinaridima, sjeveroistočno od Velebita nije registrirano slično pojačanje aktivnosti. Područje istraživanja Carafe i Kastelic (2014) je bila i seizmičnost Velebita u dugom vremenskom razdoblju. Kao dio šireg područja Mediterana time su se bavili Howe i Bird (2010.).

Naravno da niska razina seizmičnosti Velebita djeluje na probabilistički seizmički hazard (potresnu ugroženost) zbog ovisnosti te veličine o podacima iz kataloga potresa. Hrvatska karta potresnih područja (slika a3: CSI, 2011; Herak i sur., 2011; http://seizkarta.gfz.hr), kao i trenutna SHARE mapa potresne ugroženosti (Giardini i sur., 2013; Hiemer i sur., 2014 su istraživali potrese u Europi) pokazuju malu razinu ugroženosti za područje Velebita.

 

Mehanizmi žarišta potresa, polje napetosti

Do sada je objavljeno samo desetak rješenja mehanizama potresa u žarištu potresa u širem proučavanom području, od kojih samo jedan ima žarište u planini Velebit (Herak i sur., 1995). Slika a4 prikazuje posve nova preliminarna rješenja koja su dobili M. Herak i D. Herak (2014) s dopunjenim i ponovo obrađenim podacima u hrvatskoj bazi podataka mehanizama žarišta potresa. Njihovi se rezultati uglavnom dobro slažu s očekivanim odstupanjima neovisnih CMT-procjena. Iako najveći broj rješenja ukazuje na reversne rasjede s okomitim do dijagonalnim pomakom po pružanju, na Velebitu i u području Like dobiven je i određen broj mehanizama žarišta potresa s pretežno desnim pomakom po pružanju. 

Dominantni pravci naprezanja (P-osi) su JZ–SI ili JJZ–SSI (u skladu s rezultatima Kastelic i Carafe, 2012 ili Carafe i Barbe, 2013), s jasnom lokalnom rotacijom u smjeru J–S u području Kvarnerskog zaljeva i na području između Novog Vinodolskog i sjevernog Velebita.

 

 

 

 

Slika a4. Crno – preliminarna rješenja za žarišne mehanizme potresa koristeći orijentaciju prvih pomaka (M. Herak i D. Herak, 2014, neobjavljeno), plavo, zeleno – CMT najbolji dvostruki parovi sila objavljeni u  MEDNET (2014) i SED (2014). Crvene crte – smjer P-osi.

 

 

 

Modeli struktura seizmičkih brzina, debljina kore i litosferski procesi

Prema našim spoznajama samo jedna studija (Herak i Herak, 1995) obrađuje strukturu brzina kore i gornjeg plašta u području Velebita analizom vremena putovanja prostornih valova  potresa izazvanih potresom, iako samo u širem kontekstu Jadranskog područja. Odredili su da je brzina longitudinalnih valova u gornjem plaštu oko 6,0 km/s, i pokazali su da su stanične korekcije pozitivne za postaje na području Velebita (za razliku od svih ostalih okolnih područja gdje su negativne).
Topografija Mohorovičićevog diskontinuiteta za šire područje Jadrana prikazana je u radu Skoke i sur. (1987): karta debljine Zemljine kore pokazuje da je kora deblja ispod Dinarida, gdje doseže maksimum na dubini od 45 km u južnim Dinaridima, a sve je tanja prema Panonskom bazenu i Jadranskom moru. Rezultati najranijih istraživanja (najvažniji eksperiment je povezan s metodom dubokog seizmičkog sondiranja, DSS, duž profila Dugi otok–Virovitica) prikazani su u radovima Dragaševića (1974) i Dragaševića i Andrića (1982). Detaljno istraživanje svojstava zemljine kore na području Dinarida nakon toga je objavio Aljinović (1984). U novije vrijeme Orešković (2010), Stipčević i sur. (2011) i Stipčević (2012) izveli su analizu funkcije prijemnika za šire područje Dinarida (pogledati također Van der Meijde i sur., 2003). Rezultati modeliranja funkcije prijemnika na osnovi tih istraživanja ukazuju na veće vrijednosti debljine kore u središnjim i južnim Dinaridima (>50km), stanjivanju kore prema sjeveru prije dosezanja minimuma u području Lika–Velebit (~40km), pa ponovo povećavanju debljine kore u sjeverozapadnim Dinaridima prema Alpama. Istraživanja Šumanovca i sur. (2009) i Orešković (2010) upotrebom mjerenja aktivnog seizmičkog izvora za vrijeme ALP2002 eksperimenta ukazuju da se kora u širem području Velebita može podijeliti na tri dijela: Jadransku koru, prijelaznu zonu prema Panonskom bazenu i Panonsku koru. Jadranska kora je karakterizirana dubokim Mohorovičićevim diskontinuitetom i izraženim diskontinuitetom središnjeg dijela kore koji polako nestaje u kori koja se naglo stanjuje prema zoni prijelaza. Panonska zona je karakterizirana s ekstremno sporim brzinama u nekoliko gornjih kilometara kore, ali može biti opisana kao uniformna iako relativno spora (brzine P-valova manje od 6,2 km/s). Nadalje, analize teleseizmičkih podataka nekoliko seizmičkih postaja u širem području Velebita (Kukača, Slunj, Udbina, Kosinj) ukazuju na kompleksnu strukturu kore s vrlo različitim dubinama Mohorovičičevog diskontinuiteta između južnih (Udbina, Kosinj) i sjevernih (Kukača, Slunj) postaja (Stipčević, 2012). Debljina kore se u tim relativno malim područjima mijenja od 50 km na jugu do 40 km na sjeveru. Signal koji dolazi s Mohorovičićevog diskontinuiteta posebno je izražen na južnim postajama, dok postaje na sjeveru pokazuju izrazito umanjen signal s Mohorovičićevog diskontinuiteta. Ta mjerenja povezana s rezultatima regionalne teleseizmičke tomografije pokazuju veliku anomaliju s malim brzinama u dijelu gornjeg plašta ispod tog područja (Lippitsch i sur., 2003; Piromallo i Morelli, 2003; Mitterbauer i sur., 2011) i upućuju na moguće uzlazne struje vrućeg materijala iz astenosfere i termalnu eroziju inače kontinuirane Jadranske litosferske ploče  (Ustaszewski i sur., 2008). 
 

Atenuacija

Svojstva atenuacije seizmičkih valova u širem području Dinarida objavljena su u radovima Dasović i sur. (2012, 2013). U tim radovima procijenjene su vrijednosti koda-Q vrijednosti u ovisnosti o vremenu za mnoge postaje Hrvatske mreže seizmografa. Rezultati dobiveni za postaje u području Velebita pokazuju drugačije ponašanje QC u ovisnosti o proteklom vremenu, pri čemu su vrijednosti veće od prosjeka za mala protekla vremena (30–50 s). Ovisnost Q-faktora o frekvenciji je izražena, no ne razlikuje se znatno od susjednih područja.


Seizmička anizotropija

Za područje Velebita nije učinjeno istraživanje koje bi se posebno posvetilo utvrđivanju svojstava anizotropije. Određena je anizotropija Pg-valova u području Središnjih Vanjskih Dinarida (jugoistočno od velebitskog područja), a rezultati su objavljeni u radu Lokmera i Heraka (1999). U svom su radu utvrdili da je anizotropija u tom području izražena te da je smjer brze osi usporedan smjeru osi tektonskog tlaka prema žarišnim mehanizmima potresa u tom području. Opaženu anizotropiju objasnili su modelom koji pretpostavlja postojanje vertikalnih i subvertikalnih pukotina u gornjoj kori koje su usmjerene djelovanjem regionalnog polja tektonskih napetosti. Preliminarni rezultati za anizotropiju koristeći metodu dvoloma lokalne Sg-faze objavljeni su u radu Allegrettija i sur. (2010).


Ostala relevantna istraživanja

Ukratko ćemo se osvrnuti na istraživanja koja se tiču potopljenih plimnih potkapina opaženih duž obale Jadranskog mora između Rijeke i Zadra (npr. Benac i sur., 2004, 2008; Faivre i sur., 2010; Stiros i Moschas, 2012; Marriner i sur., 2014). Autori su opazili dobro očuvane potopljene potkapine na otprilike jednakoj dubini od oko 50–60 cm ispod razine mora (osim u Bakarskom zaljevu). Primjetna odsutnost plimnih potkapina na današnjoj razini mora, njihova očuvana morfologija (pogotovo krovnog dijela), kao i oštra granica između slano-močvarnih lito- i biostratigrafija (kao što je opaženo kod Caske u radu Marrinera i sur., 2014) ukazuju na brzu, vjerojatno koseizmičku, promjenu u razini mora koju autori stavljaju u razdoblje 1000–1200. god. Stiros i Moschas (2012) proučavali su potkapine u Bakarskom zaljevu te su također došli do zaključka da se nepoznati potres magnitude najmanje 6.8 morao dogoditi u tom području u posljednjih nekoliko stoljeća. Benac i sur. (2004) sugeriraju da se brza regionalna subsidencija dogodila nakon razdoblja rimske vladavine, moguće između 4. i 6. stoljeća. Ako su ove intepretacije točne, seizmički hazard u Kvarneru i u području oko Velebita veći je nego što se danas misli, a sadašnje mirno razdoblje samo je zatišje u inače aktivnom području.
 

Mreža seizmoloških postaja

Kao što je već spomenuto, gustoća mreže seizmoloških postaja u područje Velebita je premalena da bi se pouzdano moglo locirati slabe potrese. Iako se stanje popravilo u posljednjih deset godina, danas u tom području postoje samo dvije postaje u krugu od 50 km od središta velebitskog planinskog lanca, dok ih je šest u polumjeru od 100 km (slika b1). Seizmološke postaje u Hrvatskoj postavlja i održava Geofizički odsjek Prirodoslovno-matematičkog fakulteta Sveučilišta u Zagrebu: dio ih pripada nacionalnoj mreži koju održava Seizmološka služba (BRJ, CACV, DUGI, HVAR, KALN, KIJV, KSY, LAST, MAKA, MORI, MOSL, PTJ, RIC, RIY, SLUN, STA, ZAG, ZIRJ), dok je manji dio financiran kroz nacionalne znanstvenoistraživačke projekte (NVLJ, OZLJ, STON, UDBI). Za analizu jačih potresa koriste se podaci iz slovenske i talijanske seizmološke mreže kako bi se pouzdanije odredili lokacija žarišta i žarišni mehanizam potresa.
 


Repozitorij

Repozitorij je prazan