Morfostrukturní Geomorfologický a sborník tektonické 2 problémy ČAG, ZČU v Plzni, 2003 Probíhající morfostrukturní výzkum mariánskolázeňského zlomu Jan Šperl jansperl@hotmail.com, Katedra fyzické geografie a geoekologie, PřF UK, Albertov 6, 128 43 Praha Morfostrukturní výzkum mariánskolázeňského zlomu je součástí probíhající geomorfologické analýzy území CHKO Slavkovský les. ZOUBEK ET AL. (1963) uvádí, že vznik mariánskolázeňského zlomu je patrně výsledkem asturské fáze hercynského tektonického cyklu, nevylučuje však ani dřívější založení zlomu. I v současné době jeví širší okolí zlomu známky endogenní aktivity, o čemž svědčí především celá řada historických i současných zemětřesných rojů (PROCHÁZKOVÁ, ŠIMŮNEK, 1999) a hydrogeologické rozbory (např. BANKWITZ, 2001). Z pohledu geomorfologických výzkumů však zatím oblasti nebyla věnována dostatečná pozornost. Dosud byla problematika řešena pouze v povodí Jilmového potoka (DEMEK, CZUDEK, 1957). V širším okolí jsou geomorfologické práce z Krušných hor (KRÁL, 1968; VILÍMEK, 1998), z údolí Ohře ve Slavkovském lese (ČTYROKÝ, 1996), středního Poohří (VILÍMEK, STEMBERK, 1994), či údolí Mže od Kočova po Stříbro (ŠKUDRNOVÁ, 2000). Morfostrukturní výzkum je zaměřen na identifikaci a popis tvarů reliéfu, jež jsou přímo podmíněny geologickou strukturou. Cílem morfostrukturního výzkumu mariánskolázeňského zlomu je studium charakteru a dynamiky neotektonické aktivity na tomto zlomu a její podíl na morfostrukturním vývoji reliéfu. Z hlediska metodiky jsou dílčími úkoly: a/ terénní výzkum a podrobná geomorfologická dokumentace sledovaného území v měřítku 1 : 25 000; b/ ohodnocení vývoje povrchových tvarů v průběhu čtvrtohor; c/ identifikace současných reliéfotvorných procesů; d/ případné odhalení pozdně čtvrtohorní tektonické aktivity v blízkosti zlomů podle geomorfologických projevů. Z hlediska dynamiky můžeme ve studovaném území rozlišit pasivní morfostrukturu, která je podmíněna geologickou stavbou území a starší tektonickou aktivitou, a morfostrukturu aktivní, kterou lze chápat jako vliv recentní tektonické aktivity na současný ráz a vývoj reliéfu. Geologická stavba zkoumaného území je značně složitá. Nejvýrazněji se v západočeské oblasti projevuje karlovarsko nejdecko eibenstocký pluton, k němuž patří všechny granitoidy vystupující v oblasti slavkovského krystalinika (MÍSAŘ, 1983). Slavkovské krystalinikum je považováno za regionálně metamorfované a kontaktními účinky hercynských granitoidů dotvořené svrchní proterozoikum, které lze rozdělit na slavkovské jádro a mladší obalové série (ZOUBEK ET AL., 1963). HOLUBEC (in ZOUBEK ET AL., 1963) regionálně tektonickým výzkumem zjistil, že slavkovské jádro je vůči mladšímu rulovému krystaliniku ohraničeno nejen strukturní, ale i statigrafickou diskordancí. Z pohledu starší tektonické aktivity sehrávají v západní části Českého masívu dominantní úlohu především dva poruchové systémy: 1/ poruchový systém 253
krušnohorského směru (ZJZ VSV), který sleduje struktury assyntské a starovariské; 2/ poruchový systém sudetského směru (SZ JV až SSZ JJV), který zpodobňuje mladokaledonské strukturní prvky (ZOUBEK ET AL., 1963). Na severu hraničí Slavkovský les s ohárecko-krušnohorským oslabeným pásmem, které je na jedné straně omezeno litoměřickým a na straně druhé krušnohorským zlomem (krušnohorský směr zlomů). Na západě je zkoumaná oblast omezena západočeským oslabeným pásmem, jehož omezení tvoří při hranici se Slavkovským lesem mariánskolázeňský zlom a při úpatí Českého lesa zlom tachovský (sudetský směr zlomů). Při formování reliéfu západních Čech sehrála zlomová struktura mariánskolázeňského zlomu velmi významnou úlohu. Již v průběhu paleozoika v této oblasti docházelo k výrazným vertikálním pohybům, které pokračovaly v průběhu saxonské fáze. V současné době se zlom morfologicky projevuje vyvýšenou krou Slavkovského lesa, Tepelské plošiny, Sedmiho ří a území dále až za Horšovský Týn, a naopak pokleslou krou chebsko domažlického příkopu (ZOUBEK ET AL., 1963). Ve všech předmezozoických etapách tomu však bylo naopak a zlom vykazoval opačný smysl, než má dnes jedná se tedy o klasickou inverzi reliéfu (ZOUBEK ET AL., 1963). Pravděpodobně ještě počátkem terciérní sedimentace byla oblast z. od mariánskolázeňského zlomu, tj. Chebská pánev, poněkud vyvýšená oproti pánvi Sokolovské. To dokazují sedimenty v obou pánvích ekvivalenty nejstarších souvrství Sokolovské pánve většinou v Chebské pánvi chybějí. Vlastní zlom je doprovázen paralelními zlomy např. poruchový systém, na němž je založeno údolí potoka Libavy či jižně od Mariánských Lázní v povodí Jilmového potoka. Mariánskolázeňský zlom je též porušován V Z dislokacemi, které posunují jižnější část zlomu k východu. Neoidní (saxonská) tektonika v rámci Českého masívu je též výsledkem vyznívání napětí, přenášeného z vrásněného alpínského horstva do jeho severního předpolí. KOPECKÝ (1972) však upozorňuje, že chápat neotektonickou aktivitu v Českém masívu v celém jejím rozsahu jako výsledek alpskokarpatského vrásnění by vedlo ke zjednodušování této problematiky. Tektonické procesy v prostoru Alp a Západních Karpat bezesporu ovlivnily tektonický režim Českého masívu, ale nezapříčinily jej. Dle výše uvedeného autora je tektonický režim Českého masívu pokračováním jeho předcházejícího vývoje, v podstatě nezávislého na existenci alpínské geosynklinály. Nejstarší pohyby neoidní fáze v oblasti mariánskolázeňského zlomu začaly patrně ve středním oligocénu, přičemž pokračovaly i během miocénu a vyvrcholily počátkem pliocénu. Těmito pohyby byl vytvořen i dnešní výškový rozdíl pánví a vyvýšených ker. Jak dále ZOUBEK ET AL. (1963) uvádí, vertikální pohyby nebyly v celém rozsahu ker stejné. Tato asymetrie pohybů způsobila sklon obou ker směrem k východu (proto v oblasti depresí dosahují sedimenty největších mocností v z. části, tedy v těsné blízkosti mariánskolázeňského zlomu). 254
Pod pojmem současné tektonické pohyby chápeme takové pohyby, které lze měřit přístrojovou technikou a jejich projevy můžeme pozorovat na změnách reliéfu či je lze zařadit do holocénu. Vzhledem ke skutečnosti, že tektonické procesy jsou dlouhodobé a v čase se vyvíjejí nelineárně, je jejich monitorování důležité. V oblastech s mírnou až střední tektonickou aktivitou mohou být projevy tektonické činnosti často maskovány působením exogenních a antropogenních činitelů. V podmínkách Českého masivu nemusí některé zlomy v současnosti vykazovat tektonickou aktivitu, avšak do budoucna jí nem ůžeme vyloučit. Z tohoto pohledu je nutné sledovat i současně neaktivní zlomy a tektonickou činnost oblasti posuzovat v rámci celého kvartéru (VILÍMEK, 1999). Současnou tektonickou aktivitu zkoumaného území nejlépe dokumentují výskyty zemětřesení a zemětřesných rojů. Ohniska zemětřesení se v převážné většině vyskytují v rozmezí zeměpisných souřadnic 50.2 50.4 s.š. a 12.2 12.6 v.d. to znamená v oblasti podél jáchymovského, litoměřického a krušnohorského hlubinného zlomu. Otřesy jsou spojovány s mariánskolázeňským zlomem, s pokračováním tachovského zlomu a krušnohorským zlomem (PROCHÁZKOVÁ, ŠIMŮNEK, 1999). Přesné určení zemětřesných rojů však nebylo v minulosti díky nedostatku měřících stanic možné. HORÁLEK (1986) tvrdí, že epicentra byla lokalizována s odchylkou 1.5 10 km, podle vzdálenosti mezi stanicemi. Proto mohou být zemětřesné roje spojovány nejen s mariánskolázeňským, ale i s litoměřickým, krušnohorským a jáchymovským zlomem. Pro zpřesnění dat bylo do blízkosti epicenter zemětřesných rojů z let 1985 86 lokalizováno 5 stanic. V období od dubna 1991 do června 1993 bylo zaregistrováno více než 700 mikrozemětřesení, na jejichž základě byly otřesy soustředěny do sedmi oblastí (NEHYBKA, SKÁCELOVÁ, 1995) 1/ oblast Kraslic; 2/ oblast mezi obcemi Nový Kostel Počátky; 3/ oblast Kynšperka; 4/ oblast Skalné; 5/ okolí Markredwitz; 6/ Adorf Bad Ester; 7/ širší okolí Plauen. Posledně zaznamenané zemětřesné roje probíhaly od srpna do listopadu 2000 s více než 10 000 otřesy (FISCHER ET AL., 2000 in BANKWITZ, 2001). HORÁLEK ET AL. (2000) naznačuje novou tektonickou linii na základě skutečnosti, že epicentra zemětřesných rojů v chebské pánvi jsou vyrovnána v jedné linii směru S J. Druhým regionem, ve kterém lze spojovat tektonickou aktivitu s mariánskolázeňským zlomem, je oblast Tachov Domažlice. Od roku 1197 zde bylo zaznamenáno 71 místních otřesů (PROCHÁZKOVÁ, ŠIMŮNEK, 1999). Jak dále výše zmínění autoři uvádějí, otřesy se vyskytly v blízkosti Plané (např. 1788, 1915), Přimdy (např. 1902), Stráže u Tachova, Vítkova, Studánky, Domažlic a Horšovského Týna ( např. 1688, 1858). Z pohledu hydrogeologie věnují oblasti značnou pozornost převážně němečtí vědci (např. BANKWITZ ET AL., 2001, HEINICKE, KOCH, 1995 atd.). Jejich výzkumy se týkají hydrogeochemických rozborů, které jsou zaměřeny na koncentrace těch plynů, jejichž výskyt je spojován s tektonickou aktivitou. Výsledky sedmiletého radiometrického měření v Bad Brambachu (pramen Radonquelle) ukázaly spojitost s nejčastějším hypocentrem zemětřesných rojů, 255
tj. v oblasti Nový Kostel Počátky (HEINICKE J., KOCH U., 1995). Druhým zkoumaným pramenem je Eisenquelle (lokalizován cca 50 m ZSZ od pramene Radonquelle), s obdobnými hydrogeologickými a hydrochemickými vlastnostmi. V 50. letech v této oblasti zjišťovali geomorfologické poměry Jilmového potoka DEMEK A CZUDEK (1957). Výše zmínění autoři reliéf zkoumaného povodí označili jako tektonicko destrukční. Dále tvrdí, že hlavní rysy dnešního povrchu byly vytvořeny mladými tektonickými pohyby. Pro tento závěr svědčí stupňovité klesání částí dříve jednotné paroviny směrem k Tachovské brázdě, pravoúhlé uspořádání údolní a říční sítě, tektonická asymetrie údolí a zjištění geomorfologicky výrazných zlomových svahů (DEMEK, CZUDEK, 1957) S podrobným geomorfologickým mapováním jsem začal v roce 2002, a to na území jihovýchodně a jižně od Mariánských Lázní. Zde bylo dosud zmapováno území o rozloze cca 20 km 2. KVĚT, IVAN (1983) uvádí, že svah na mariánskolázeňském zlomu patří mezi jedny z nejlepších příkladů zlomového svahu v celém Českém masívu. V dosud zmapovaném území dosahuje vlastní zalesněný svah mariánskolázeňského zlomu cca 100 metrů relativní výšky. V oblasti mezi obcemi Holubín a Martinov se nachází denudační úroveň, jež je zbytkem původní paroviny a která přechází do dalšího paralelního tektonického svahu. Ten již nedosahuje takového vertikálního rozpětí. Ve vrcholové části tento zlomový svah opět přechází do denudační plošiny. Východně od obce Martinov se zlomový svah uchyluje ze svého ssz. sm ěru a stáčí se více k severu. Tektonicky je predisponována i říční síť. Mezi Chotěnovem a Dolním Kramolínem Kosový potok přimyká těsně k mariánskolázeňskému zlomovému svahu. Stejný, tedy ssz. směr má i dolní tok (cca 3 km) Jilmového potoka. Dosavadní mapovací práce, které zatím pouze potvrzují výsledky DEMKA A CZUDKA (1957), budou pokračovat podél mariánskolázeňského zlomu dále ssz. směrem ke Kynšperku nad Ohří. Na základě podrobné geomorfologické dokumentace bude možné stanovit vývoj povrchových tvarů v průběhu čtvrtohor včetně určení současných reliéfotvorných procesů. Vzhledem ke skutečnosti, že se jedná o stále aktivní zlomovou strukturu, je též možné, že se na základ ě geomorfologických projevů podaří odhalit případnou pozdně čtvrtohorní tektonickou aktivitu. Literatura BANKWITZ P., KÄMPF H., STÖRN M. & SCHNEIDER G. (2001) : Shear faults in Tertiary clay formation of Eger Basin (Czech Republic) and their role for degassing of the uppermost mantel, Ber. Ins. Geol. Paleont. Univ. Cratz, Vol. 3, 1 5. ČTYROKÝ J. (1996) : Vývoj údolí Ohře ve Slavkovském lese, Magisterská práce, PřF UK Praha, 60 p. DEMEK J., CZUDEK T., (1957) : Geomorfologické poměry Jilmového potoka na Tepelské vrchovině, Sborník ČSSZ, číslo 3, svazek 62, 193 205. 256
HEINICKE J., KOCH U., (1995) : CO 2 and Radon measurements in the Vogtland area (Germany) a contribution to earthquake prediction research, Geophysical research letters, Vol. 22, No. 7, 771 774. HORÁLEK J., FISCHER T., BOUŠKOVÁ A. & JEDLIČKA P., (2000) : The western Bohemia/Vogtland region in the light of the WEBNET network, Studia geophysica et geodetica, 44, Praha, 107 125. HORÁLEK J., VAVRYČUK V., PLEŠINGER A., PŠENČÍK I., JEDLIČKA P. & SOUKUP J. (1986) : Refined localization of selected Jan. 5 - Feb. 6, 1986 events of the West-Bohemian earthquake swarm, Earthquake Swarms 1985/86 in Western Bohemia, Proceedings of workshop in Mariánské Lázně, Dec. 1.-5., 1986 KOPECKÝ A., (1985) : Hlavní rysy neotektoniky Československa, Sborník geologických věd, Antropozoikum, řada A, 6, Praha, 77 155. KRÁL V. (1968) : Geomorfologie vrcholové oblasti Krušných hor a problém paroviny, Rozp. Čs. Akad. Věd, Ř. mat. přír. Věd, 78, 9, Praha, 66 p. KVĚT R., IVAN A., (1983) : Fotolineamenty v oblasti tachovsko - domažlického příkopu, Sborník ČSGS, svazek 80, 256 259. MÍSAŘ, (1983) : Geologie ČSSR I. Český masív, SPN Praha, 333p. NEHYBKA V., Skácelová Z., (1995) : Seismotectonic analysis of the seismological measurements in the Kraslice network, Věstník ČGÚ 70, 2, 97 100. PROCHÁZKOVÁ D., ŠIMŮNEK P. (1999) : Regional earthquake catalogue and focal regions in central Europe, Acta Montana IRSM AS ČR, Series A Geodynamics, No. 13 (111), Praha, 83 p. ŠKUDRNOVÁ L. (2000) : Vývoj údolí řeky Mže od Kočova po Stříbro, Diplomová práce, PřF UK Praha, 70 p. VILÍMEK V. (1992) : Morfostrukturní vývoj reliéfu kateřinohorské klenby v Krušných horách, Dis. práce přírodověd. Fakulty Univerzity Karlovy, Praha, 232 p. VILÍMEK V. (1999) : Sledování a měření současných tektonických pohybů, Geografie XI, část B, Sborník prací Pedagogické fakulty Masarykovy univerzity, svazek 145, řada přír. věd, č. 22, 290 299. VILÍMEK V., STEMBERK J. (1994) : Recent geodynamic phenomenon in northwestern Bohemia (Central Poohří), Acta Universitatis Carolinae Geographica XXIX, 2, UK Praha, 73 84. ZOUBEK V. ET AL. (1963) : Vysvětlivky k přehledné geologické mapě 1 : 200 000, list M-33- XIII Karlovy Vary, ÚÚG ČSAV, Praha, 290 p. Summary Morphostructural research of Mariánské Lázně fault Above mentioned article discuss historic and recent tectonic activity of Mariánské Lázně fault. At present, tectonic activity in this region is manifested by occurence of earthquake and earthquake-swarms. This also confirm hydrogeochemical analyses of gas samples of Radonquelle and Eisenquelle (Bad Brambach, Germany). Based on research from seismic stations during years 1991-93, earthquakes can be located into the following areas: 1/ Kraslice area; 2/ area between Nový Kostel Počátky; 3/ Kynšperk area; 4/ Skalná area; 5/ Markredwitz area; 6/ Adorf - Bad Ester area; 7/ Plauen area. Hydrogeochemical analyses of gas samples are focused on detection of gases, which are linked with tectonic activity. The 257
results of seven-year radiometric investigation at mineral spring Radoquelle in Bad Brambach demonstrated a fluidal connection to the currently most frequent earthquake-swarm hypocentre at Nový Kostel E of Bad Brambach. The Eisenquelle mineral spring is located about 50 m WNW of Radonquelle and fairly similar in its hydrogeology and hydrochemistry. There were made a few geomorphological researches in Western Bohemia, e.g. in Krušné Mts. (KRÁL, 1968; VILÍMEK, 1998), in Ohře river valley in Slavkovský forest (ČTYROKÝ, 1996), in Central Poohří (VILÍMEK, STEMBERK, 1994) and in Mže river valley in area from Kočov to Stříbro (ŠKUDRNOVÁ, 2000). But there was made only one geomorphological field study in area near Mariánské Lázně fault in Jilmový brook basin. The relief of Jilmový brook basin was described by DEMEK, CZUDEK (1957) as tectonic - destructive. Precise geomorphological mapping (in scale 1: 25 000) has started in year 2002 in area SE and S of Mariánské Lázně. It was mapped approximately 20 km 2. The mapping, which only confirms the results of DEMEK, CZUDEK (1957), will continue along Mariánské Lázně fault in direction NNW to Kynšperk. The main aim of this field study is to evaluate the evolution of landsurface shapes during Quarternary era, including determination of recent relief processes. Concidering that Mariánské Lázně rupture zone is still active, it is also possible to detect on geomorphological features late Quarternary tectonic activity. 258