Geometrická analýza neogenních štěrků na několika lokalitách ve střední části karpatské předhlubně

Josef Havíř

Geol. výzk. Mor. Slez. v r. 1997, 26-28. Brno

Neogenní sedimenty karpatské předhlubně vznikající před čelem vnějších karpatských příkrovů byly ve své východní části pod tyto příkrovy také podsouvány. Postup karpatských příkrovů tak mohl vést k projevům kompresní deformace v neogenních sedimentech před čelem příkrovů. O zvrásnění karpatských štěrků (zestrmění ploch vrstevnatosti) u Nítkovic na jižních svazích Litenčických vrchů informuje například Štos (1978). V tomto regionu byl také v pískovně mezi Litenčicemi a Nítkovicemi, umístěné ve velmi malé vzdálenosti od současného čela karpatských příkrovů, nalezen vějíř mikrozlomů se zřetelnou přesmykovou složkou pohybu. Na několika lokalitách neogenních štěrků ve střední části karpatské předhlubně byla proto vyšetřována geometrickými metodami vnitřní stavba štěrků, ve snaze ověřit možnost jejich případného ovlivnění kompresí.

Vnitřní stavba štěrků byla studována na pěti lokalitách (obr.1). Dvě lokality byly umístěny v nítkovických štěrcích, na lokalitě u Kostelce u Holešova byly sledovány holešovské štěrky. Jak nítkovické tak i holešovské štěrky jsou řazeny do karpatu. Pro srovnání byla měřena orientace a tvar valounů také na dvou lokalitách bádenských štěrků u Němčan a u Bohdalic. Podle Krystka (1974) se na těchto lokalitách jedná o lutrštécké štěrky a jejich ekvivalenty. Na všech lokalitách byly měřeny třírozměrné orientace hlavních os valounů a jejich tvar a z těchto dat byl metodou Shimamoto - Ikeda (1976) počítán tzv. elipsoid "konečné stavby".

Všechny elipsoidy konečné stavby zjištěné geometrickou analýzou valounů neogenních štěrků mají výrazný oblátní tvar. Krátké osy elipsoidu konečné stavby svírají s normálou vrstevnatosti úhel 15-36°, ve většině případů se tento úhel pohybuje kolem 30°. Jak orientace krátkých os tak i oblátní tvar elipsoidu konečné stavby jsou ve shodě s imbrikací a šikmým zvrstvením, které bylo v neogenních sedimentech karpatské předhlubně již v minulosti detailněji studováno jinými autory (napr. Krystek 1974; Štos 1978). Dlouhé osy elipsoidů se svou orientaci na různých lokalitách vzájemně dosti liší. Důvodem mohou být rozdílné směry proudění a sklonu dna během sedimentace, které zřejmě dominantním způsobem ovlivnily vnitřní stavbu štěrků. Zajímavá je ale velmi strmá orientace dlouhé osy elipsoidu konečné stavby (a také velký sklon plochy vrstevnatosti dosahující 38-48°) z lokality 504 (sv. od Nítkovic) ležící v přibližně kilometrové vzdálenosti od současného čela karpatských příkrovů.

Překvapivá je výrazná anizotropie tvaru všech elipsoidů konečné stavby zjištěných geometrickou analýzou valounů neogenních štěrků (obr.2). Pozornost budí zejména elipsoid konečné stavby karpatských štěrků z lokality 504 (sv. od Nítkovic), který anizotropií svého tvaru zřetelně předstihuje všechny ostatní elipsoidy konečné stavby neogenních štěrků. Podíl střední a krátké osy dosahuje až hodnoty 1.64.

Na většině lokalit neogenních štěrků nelze na základě geometrické analýzy předpokládat žádný vliv duktilní deformace na vnitřní stavbu. Výjimkou je pouze lokalita 504, sv. od Nítkovic. Malá vzdálenost lokality 504 (sv. od Nítkovic) od čela karpatských příkrovů, strmá vrstevnatost a strmá orientace dlouhé osy elipsoidů konečné stavby zde studovaných štěrků, orientace krátké osy ve směru S-J až SSZ-JJV (tj. téměř kolmo k orientaci čela karpatských příkrovů v tomto regionu) a konečně silně zploštělá oblátní tvar elipsoidu konečné stavby, to vše budí podezření na možný vliv komprese na vnitřní stavbu karpatského štěrku na této lokalitě. Těžko lze počítat s deformační změnou tvaru valounů v ne zcela zpevněném sedimentu, zmíněná komprese se mohla projevit pouze rotací rigidních částic plovoucích ve viskózní matrix.

V řezu kolmém na střední osu byl na data získaná z lokality 504 aplikován dvourozměrný chi^2-test shody souboru dat s modelem původně náhodně orientované sady dat ovlivněné duktilní deformací za předpokladu rigidní rotace částic. Pro test byla předpokládaná subhorizontální jednoosá komprese (prostý střih) ve směru zhruba kolmém na průběh čela karpatských příkrovů v blízkosti lokality, tedy ve směru přibližně 170°. Stejný test byl aplikován také na data z lokality 506 (severně od Nítkovic), která representuje také nítkovické štěrky, jako lokalita 504, ale ve větší vzdálenosti od čela příkrovu.

Třebaže částice v třírozměrném prostoru svůj tvar nemění, při rotaci se stáčí do roviny řezu různými průřezy, což se v Rf/fi grafu projeví změnami elipticity průřezu a tedy určitou "falešnou" změnou tvaru. Pohyb rigidní elipsoidální částice při deformaci je velmi složitý a silně závisí na tvaru částice a na její orientaci v prostoru, nelze jej tedy simulovat jen na základě dvourozměrných dat. Třírozměrné prostorové simulace pohybu rigidních elipsoidálních částic při laminárním proudění vycházejí z Jefferyho (1922), které jsou bohužel v současnosti řešitelné jen pro zjednodušené případy obecných rotačních elipsoidů a tříosých elipsoidů s konstantními poměry délek. Proto bylo nutné nahradit valouny při aplikaci chi^2-testu nikoli tříosými elipsoidy ale elipsoidy rotačními, což může vést k určitým odchylkám simulovaného pohybu částic od reality. Tyto odchylky mohou být významné především při deformaci jednoduchým střihem (Ježek et al. 1994), v případě deformace prostým střihem jsou rozdíly méně výrazné.

chi^2-test byl na lokalitě 506 jednoznačně negativní. V případě lokality 504 bylo sice zjištěno minimum hodnoty chi^2 okolo hodnoty Rs = 1.8, avšak hodnoty chi^2 zůstaly nad kritickou úrovní. V případě neogenních štěrků karpatské předhlubně ale nelze zcela zanedbat vliv původní depoziční stavby. Naopak, jak svědčí tvary elipsoidů konečné stavby z ostatních lokalit mimo lokalitu 504, usměrnění valounů je i při depoziční stavbě významné. Proto byl model při aplikaci chi^2-testu dále upravován s ohledem na možnost původní přednostní orientace. Při předpokladu původního usměrnění srovnatelného s usměrněním valounů na ostatních lokalitách pak hodnoty chi^2-testu klesají v minimu Rs = 1.7-1.9 pod kritickou mez. K podobnému efektu je možné dospět také při záměně jednoosého stláčení za model prosté deformace s horizontální osou komprese a vertikálním roztažením. Výsledky dvourozměrné statistické analýzy tak připouští možnost vlivu deformace na lokalitě 504.

Současně byla také sledována změna tvaru elipsoidu konečné stavby na lokalitě 504 při postupném odstraňování jednoosé komprese ve směru 170°. Deformační dráha elipsoidu konečné stavby z lokality 504 probíhá v K-grafu přímo přes místo, které zaujímají body reprezentující tvar ostatních elipsoidů (obr.3). Ke tvaru ostatních elipsoidů se elipsoid konečné stavby z lokality 504 přiblíží při výše zmíněném charakteru deformace již při hodnotě Rs = 1.8. Také tato skutečnost ukazuje, že deformaci jednoosým zkrácením nelze ve štěrcích z lokality 504 vyloučit.

V neogenních sedimentech karpatské předhlubně nebyl tedy na většině lokalit zjištěn žádný podstatný vliv deformace. Pouze geometrická analýza karpatských nítkovických štěrků na lokalitě 504 nevyloučila vliv jednoosé komprese na vnitřní stavbu slepence. Tato komprese nejspíše souvisela s tlakem působícím před čelem vnějších karpatských příkrovů při jejich dosouvání. Na jiné druhé lokalitě nítkovických štěrků (lokalita 506), která je od současného průběhu čela karpatských příkrovů více vzdálená, však již žádné známky komprese zjištěny nebyly. Vliv komprese je tedy pravděpodobně omezen pouze na prostor v těsné blízkosti současného průběhu čela karpatských příkrovů.

Literatura:

Jeffery, G. B. (1922): The motion of ellipsoidal particles immersed in a viscous fluid. - Proc. R. Soc. London, Ser. A, 102, 161-179. London.

Jezek, J. et al. (1994): The behaviour of rigid triaxial ellipsoidal particles in viscous flows-modeling of fabric evolution in a multiparticle system. - Tectonophysics, 229, 165-180. Amsterdam.

Krystek, I. (1974): Výsledky sedimentologického výzkumu sedimentů spodního bádenu v karpatské předhlubni (na Moravě). - Folia Univ. Purkyn. Brůn., Geol. 15, 8. Brno.

Štos, P. (1978): Nítkovické štěrky a jejich srovnání s ostatními hrubými klastiky karpatu a karpatské předhlubně na Moravě. - MS dipl. Práce UJEP Brno.

Shimamoto, T. - Ikeda, Y. (1976): A simple algebraic method for strain estimation from deformed ellipsoidal objects I. Basic theory. - Tectonophysics, 36, 315-337. Amsterdam.


Tektonické mikrozemětřesení od Valašského Meziříčí z 1. 5. 1997

Josef Havíř, Zuzana Skácelová

Geol. výzk. Mor. Slez. v r. 1997, 100-102. Brno

V rámci studia recentní tektonické aktivity na v. okraji Českého masívu vzbudila v minulém roce pozornost registrace slabého lokálního tektonického otřesu z širšího okolí Valašského Meziříčí (obr.1), tedy z regionu rozhraní vnějších karpatských příkrovů a v. svahů Českého masívu. Do tohoto regionu byla řazena také série devíti otřesů, které byly registrovány 9.8.1994 v průběhu pouhých tří hodin na stanicích MORC (Červená u Libavé) a VRAC (Vranov u Brna) provozovaných Ústavem fyziky Země a na stanicích Frenštátského polygonu, provozovaných Ústavem geoniky AV ČR (Havíř - Skácelová 1996, Kaláb 1994). Všechny otřesy ze série z roku 1994 pocházely přibližně z jednoho místa, jejich epicentrum bylo kladeno původně do širšího okolí Valašského Meziříčí. Nyní po přehodnocení seismologických dat se ovšem zdá správnější lokalizace těchto starších jevů západněji, a to až do j. okolí Hranic na Moravě, ještě před čelo vnějších karpatských příkrovů.

Ojedinělý otřes, zaregistrovaný 1.5.1997 zcela jednoznačně nepochází ze stejného místa, jako otřesy ze série z roku 1994. Zřetelné větší rozdíly v časech příchodů Pg a Sg vln ukazují oproti starším tektonickým otřesům větší vzdálenost jak od stanice MORC, tak i od stanice VRAC. První předběžná lokalizace, založená pouze na odečtech času příchodu seismického signálu na seismologických stanicích provozovaných Ústavem fyziky Země, kladla epicentrum jevu do blízkosti Kelčskeho Javorníku (865 m) v Hostýnských vrších. Tektonický otřes byl ovšem zaznamenán také na blízkých stanicích Frenštátského polygonu. V druhé fázi byly tedy do lokalizace zahrnuty také odečty času příchodu seismického signálu na stanice Frenštátského polygonu. Nový výpočet lokalizoval epicentrum tektonického otřesu z 1. 5. 1997 do blízkosti Valašského Meziříčí (souřadnice: 17.905 v.d. a 49.415 s.s. viz obr.2).

Epicentrum jevu z 1. 5. 1997 spadá na rozhraní račanské jednotky magurského příkrovu a příkrovu slezského. Obě jednotky náleží k vnějším karpatským příkrovům. Je však třeba upozornit na poměrně malou mocnost karpatských příkrovů v tomto regionu. Vrt NP-518 u Valašského Meziříčí navrtal pod slezským příkrovem autochtonní sedimenty v platformním pokryvu Českého masívu na svahu podbeskydské deprese v hloubce 2457 metrů (Jurková 1997). Oproti tomu západněji umístěný vrt Branky-1 zastihl autochton Českého masívu již v hloubce 378 m. Výrazně menší mocnosti vnějších karpatských příkrovů oproti vrtu NP-518 byly zjištěny také v dalších vrtech s. a sv. od Valašského Meziříčí.


Plánek lokalizace epicentra lokálního tektonického otřesu z 1. 5. 1997

Malá mocnost vnějších karpatských příkrovů, jen několik set metrů, a její prudké zvětšení u Valašského Meziříčí je patrná také ze seismických profilů (viz Menčík - Pešl - Plíčka 1979). Tento poměrně náhlý skok, podle Jurkové (1979) o 1500 m na délce 6 km, je vysvětlován výraznou východozápadni poklesovou strukturou (zlomem či ohybem), označovanou také jako súlovský či rožnovský zlom. Další tektonickou poruchou ovlivňující u Valašského Meziříčí jednotky Českého masívu pod karpatskými příkrovy je z. okrajový zlom hornoslezské uhelné pánve směru S-J až SSV-JJZ.

Lokalizace tektonického otřesu z 1. 5. 1997 poskytla informaci nejen o souřadnicích epicentra, ale také o přibližné hloubce hypocentra tohoto jevu. Hloubka hypocentra dosahuje hodnot zhruba 28 km. Tato skutečnost ukazuje na tektonické pohyby hluboko v krystaliniku východního svahu Českého masívu. Je obtížné dávat otřes do souvislosti s případnou seismotektonickou aktivitou nějaké konkrétní struktury. Nicméně, jak bylo zmíněno výše, výsledky vrtného a seismického průzkumu ukázaly ve zjištěné epicentrální oblasti existenci významných tektonických struktur, ať již přímo zlomů, či jen ohybů.

Literatura:

Havíř J. - Skácelová Z. (1996): Tektonické otřesy na východním okraji Českého masívu. - Geol. výzk. Mor. Slez. v r. 1995, 4-8.Brno.

Jurková A. (1977): Geologický profil vrtu Valašské Meziříčí NP 518. - Sborník GPO, VII, 14, 43-71. Ostrava.

Jurková A. (1979): Konfrontace geologické stavby neoidního a variského strukturního patra v moravskoslezských Beskydech a jejich předhůří. - In.: Mahel M. (ed.): Tektonické profily Západných Karpat, 31-35. Bratislava.

Kaláb Z. (1994): Seismicita frenštátské oblasti - aktuální dodatek. - Sborník referátů z reg. konference seismologů "inženýrská seismologie" 10.5.1994. Ostrava.

Menčík E. - Pešl V. - Plíčka M. (1979): Příspěvek k poznání tzv. prohybu epivariské platformy v podloží vnějších Karpat. - In.: Mahel M. (ed.): Tektonické profily Západných Karpat, 15-23. Bratislava.


Recentní tektonické pohyby v jihozápadní části Nízkého Jeseníku

Josef Havíř, Zuzana Skácelová, Zdeňka Sýkorová

Geol. výzk. Mor. Slez. v r. 1996, 6-7. Brno

Recentní tektonická aktivita širší jesenické oblasti je dokumentována řadou výzkumů, zejména výsledky seismologických a geodetických prací. Opakovaným geodetickým měřením byly zjištěny významné horizontální pohyby (Vyskočil 1991). Již z historických pramenů jsou z jesenické oblasti známa makroseismicky pozorovaná zemětřesení v okolí Opavy a Šumperka (viz napr. Kárník - Míchal - Molnár 1958), poslední významnější otřes byl na šumpersku zaznamenán v roce 1986 (Holub - Ruprechtová - Klíma 1992), na opavsku pak byla zvýšená seismická aktivita zjištěna naposledy v roce 1993 (Holub - Šťastná - Trýbová 1994). Slabé tektonické otřesy na různých místech Nízkého Jeseníku byly detekovány od roku 1994 především širokopásmovou seismologickou stanicí MORC na lokalitě Červená u Libavé (Havíř - Skácelová 1996, Skácelová - Skácelová - Havíř 1997).

Na základě času příchodu Pg a Sg vln na seismologické stanice MORC, případně VRAC (stanice na lokalitě Vranov u Brna) a KRUC (stanice na lokalitě Moravský Krumlov) a na základě polarizační analýzy byly odhadnuty možné polohy epicentrálních oblastí zmíněných slabých tektonických otřesů v Nízkém Jeseníku. Jedna z nich byla předpokládána v regionu severně od Šternberka (Havíř - Skácelová 1996, Skácelová - Skácelová - Havíř 1997). Do konce roku 1996 bylo do tohoto prostoru lokalizováno 10 slabých otřesů. Přestože nejsilnější z nich (26. 1. 1996 - lokální magnitudo 1.6) byl velmi dobře zaregistrován také na relativně vzdálených seismologických stanicích (stanice VRAC a KRUC), nemohly tyto registrace právě pro velkou vzdálenost epicentra od stanic (více než 100km v případě stanice KRUC) příliš významné přispět ke zpřesnění již dříve odhadnuté lokalizace této skupiny jevů. Proto byla na podzim roku 1996 do předpokládané epicentrální oblasti umístěna mobilní stanice MUTC (na lokalitě Mutkov), jejíž registrace by mohly být pro výrazné upřesnění lokalizace slabých tektonických otřesů ze severního okolí Šternberka rozhodující.


obr. 1
Umístění seismologických stanic a předběžná lokalizace (přerušované kružnice) slabých tektonických otřesů severně od Šternberka (1 - devon šternbersko-hornobenešovského pruhu; 2 - kulm Nízkého Jeseníku; 3 - neogen; 4 - neovulkanity; 5 - zlomy; 6 - seismologické stanice).

Mobilní seismologická stanice MUTC byla umístěna u obce Mutkova, asi 9 km severně od Šternberka (viz obr.1). Po svém uvedení do provozu zaregistrovala stanice větší počet velmi slabých lokálních tektonických jevů. Lokalizaci většiny těchto otřesů lze ztotožnit s lokalizací dříve známých jevů ze severního okolí Šternberka. Registrace na stanici MUTC jejich lokalizace upřesnila. Pravděpodobná epicentra slabých otřesů leží ve dvou severně položených oblastech, u obcí Rýžoviště a Břidličná. Tato lokalizace není v rozporu s předchozími registracemi těchto jevů. Spolehlivější potvrzení nově zjištěné skutečnosti však může poskytnout teprve kvalitní registrace tektonického otřesu nejen na stanici MUTC, ale i na dalších stanicích (MORC, případně VRAC a KRUC). To ovšem vyžaduje delší dobu registrace, protože takové dostatečně silné otřesy v regionu severně od Šternberka jsou poměrně vzácné (10 zaregistrovaných jevů na stanici MORC během jejího zhruba dvou a půlletého provozu). Přesto lze již nyní hodnotit přínos mobilní stanice MUTC k lepšímu poznání seismické aktivity severně od Šternberka velmi kladně.

Na stanici MUTC byly navíc zaregistrovány další velmi slabé tektonické, jejichž lokalizace se evidentně liší od lokalizace všech ostatních dosud registrovaných otřesů z Nízkého Jeseníku. Jejich epicentrální oblast leží pravděpodobně jihozápadně od stanice MUTC, ve vzdálenosti cca 38 km, a byly zaregistrovány pouze zde. Na žádné další vzdálenější stanici se tyto otřesy neprojevily.

Stanice MUTC může při pokračující registraci významné pomoci při upřesnění také dalších tektonických otřesů. Nově byly zjištěny v roce 1996 (ještě před uvedením stanice MUTC do provozu) lokální tektonické otřesy u Olomouce a Prostějova, které mohou souviset s pohyby na zlomech poruchového pásma Hané. Epicentra těchto jevů jsou jen 20 až 30 km jižně od stanice MUTC. Také epicentrální oblast jižně od Jevíčka, kam byly již dříve lokalizovány slabé tektonické otřesy ze severního ukončení boskovické brázdy (Havíř - Pazdírkova 1995) leží ve vzdálenosti menší než 50 km vjv. od stanice MUTC. Při výskytu silnějších otřesů ve zmíněných místech během provozu mobilní stanice MUTC bude tato stanice patřit k nejbližším a její registrace pak budou velmi důležité při dalším zpracování těchto tektonických jevů.

Literatura:

Havíř J., Pazdírková J. (1995): Série otřesů z okolí Jevíčka (leden 1993) a tektonické otřesy z Nízkého Jeseníku (listopad a prosinec 1994). - Geol. Výzk. Mor. Slez. v r. 1994, 110, Brno.

Havíř J., Skácelová Z. (1996): Tektonické otřesy na východním okraji Českého masívu. - Geol. Výzk. Mor. Slez. v r. 1995, 4-8. Brno.

Holub K., Ruprechtová L., Klíma K. (1992): Přirozená a indukovaná seismicita severní Moravy. - in. Kaláb Z. (ed.): Sborník referátů z celostátní konference seismologů, 12.5.1992, Ostrava-Porubá, 28-50. Ostrava.

Holub L., Šťastná E., Trýbová M. (1994): Oživení seismické aktivity v širším okolí Opavy v roce 1993. - U-R-GP, 11, 430-435

Kárník V., Míchal E., Molnár A. (1958): Erdbebenkatalog der Tschechoslowakei. - Geofysikální sborník 1957, No. 69, 411-598. Praha.

Skácelová D., Skácelová Z., Havíř J. (1997): Earthquakes in the North-Eastern Part of the Bohemian Massif recorded by the MORC station in the period October 1994 - March 1995. - Věst. Čes. geol. Úst., Praha. (in press)

Vyskočil P. (1991): Recentní pohyby a deformace zemského povrchu na území České republiky a jejich praktické důsledky. - Geodetický a kartografický obzor, 37/79, 1, 6-13. Praha.


Křehká deformace jurských vápenců na Stránské skále v Brně

Josef Havíř

Geol. výzk. Mor. Slez. v r. 1996, 28-29. Brno

V jižní části východního okraje Českého masívu jsou známy rozsáhlé jednotky jurských sedimentů, z větší části skryté pod mladšími terciérními sedimenty karpatské předhlubně a také příkrovy karpatského flyše, kde byly navrtány četnými vrty při naftovém průzkumu (viz napr. Adámek 1986). Na povrch vystupují svrchnojurské karbonáty pouze v izolovaných výskytech (denudačních reliktech) v těsném okolí Brna (Stránská skála, Nová Hora, Hády, Švédské šance) a u Olomučan v Moravském krasu. Jednou z nejznámějších lokalit svrchnojurských karbonátů je Stránská skála u Brna.
Jurské karbonáty ze Stránské skály u Brna byly ze sedimentologického a paleontologického hlediska detailněji diskutovány v odborné literatuře již před delší dobou (Oppenheimer 1926, Koutek 1926, 1927), nověji se touto problematikou zabývali především Eliáš (1969, 1981) a Eliášová (1994). Karbonáty byly součástí vnitřního okraje rozsáhlé brněnské plošiny, která se táhla od vídenského lesa přes okolí Znojma a Brna k Vyškovu (Eliáš 1981). Koutek (1926) vyčlenil na Stránské skále tři základní polohy svrchnojurských karbonátů: spodní rohovcové vápence, krinoidové vápence (Eliáš - 1981 - je charakterizuje jako krinoidový biosparitový rudstone) a svrchní rohovcové vápence. Svrchní rohovcový vápenec je tvořen ve spodní části hrubě zrnitým, výše pak středně až hrubě zrnitým intrabiosparitem (Eliáš 1981). Jak ukázala geometrická analýza, drobné karbonátové klasty (intraklasty, ooidy, úlomky fosilií) jsou v tomto vápenci jen velmi nezřetelně usměrněny.
Alpínské pohyby se projevily ve svrchnojurských vápencích na Stránské skále u Brna především křehkou deformací. Vápence jsou porušeny velkým množstvím puklin, jejichž systém je ovšem nejednotný. Jak je patrno z obrázku 1, orientace puklin se na lokalitě 3 (u kóty 310 m) a na lokalitě 5 (ve spodní části Stránské skály) liší. V obou případech však schází výraznější přednostní orientace pólů puklin. Na řadě míst lze vzácně pozorovat na menších strmých plochách kinematické indikátory pohybu (obr.2a). V jednom případě byl charakter pohybu zjištěn jako pokles, v ostatních případech jde o horizontální posuny, ovšem jejich smysl není zcela zřejmý.
Významná křehká porucha (řádově rozměru minimálně metrů až desítek metrů) byla zjištěna ve svrchnojurském vápenci na lokalitě 3 (u kóty 310 m) v těsné blízkosti kontaktu hruběji zrnitých vápenců (intrabiosparitu či oointrabiosparitu podle Eliáše 1981) s nadložními jemněji zrnitými karbonáty. Jedná se o nerovnou subhorizontální plochu (orientací blízkou vrstevnatosti), na které byly nalezeny striace. Přestože směr sklonu tektonické plochy se v různých místech značně liší (přičemž velikost sklonu místy přesahuje 20°), striace mají v tomto případě vzájemně velmi jednotný směr (zhruba V-Z, viz obr.2b). Vápence mají v těsném okolí plochy "drcený" vzhled, snadněji zvětrávají a okraje plochy tak na výchozu zřetelně vystupují. Smysl pohybu nebylo možné na základě kinematických indikátorů jednoznačně určit, ale vzhledem k velmi malému sklonu plochy jde zřejmě o velmi plochý násun.
Odraz alpínské tektoniky lze tedy dokumentovat také ve svrchnojurských karbonátech na Stránské skále u Brna, kde se projevil především křehkou deformací. Její studium je však ztíženo relativně snadným zvětráváním karbonátů, které vede k rychlému setření kinematických indikátorů na obnažených zlomových plochách.

Literatura:

Adámek J. (1986): Geologické poznatky o stavbě mezozoika v úseku JIH jihovýchodních svahů Českého masívu. - Zem. Plyn, Nafta, 31, 4, 453-484. Hodonín.

Eliáš M. (1969): Zpráva o sedimentologickém výzkumu brněnské jury. - Zpr. geol. Výzk. v r. 1968, 1, 216-219. Praha.

Eliáš M. (1981): Facies and paleogeography of the Jurassic of the Bohemian Massif. - Sbor. geol. Věd, Geol., 35, 75-144. Praha.

Eliášová H. (1994): Scleractiniares de Stránská skála (Oxfordien inferieur/superieur, Brno, Moravie, Republique tcheque). - Věst. Čes. geol. úst., 69, 4, 65-70. Praha.

Koutek J. (1926): Příspěvek k poznání rohovcových vápenců jurských na Stránské skále u Brna. - Věst. St. geol. Úst., 2, 172-182. Praha.

Koutek J. (1927): K otázce hloubky jurského moře u Brna. - Čas. Vlasten. mus. Spol. v Olomouci, 38, 1, 1-5. Olomouc.

Oppenheimer J. (1926): Der Malm der Stránská skála bei Brnn. - Čas. Morav. Mus. v Brně, Vědy přir., 24, 1-31. Brno.