Údolní niva jako geomorfologický fenomén

Transkript

1 Údolní niva jako geomorfologický fenomén marek křížek Údolní niva představuje v rámci krajiny specifický prostor, který se vyznačuje velkou dynamikou přírodních procesů, především fluviálních. Zároveň je tento prostor výrazně antropogenně ovlivněn a využíván. Přesto vymezení údolní nivy není triviální, protože na její modelaci se podílí celá řada geomorfologických procesů, které modifikují jednotlivé tvary v rámci údolní nivy vytvořené předešlými procesy, ale i samotnou nivu a mohou stírat rozdíl mezi ní a okolními formami reliéfu. Hranice údolní nivy se pak stávají méně zřetelné. Úkolem této studie je prostřednictvím rešerše představit údolní nivu jako důležitou součást reliéfu se specifickými vlastnostmi, které odrážejí její změny v prostoru i čase. 1. Definice údolní nivy Údolní niva představuje složitý vysoce dynamický geosystém a pro její vymezení existuje několik různých definic dle vědních disciplín, které se tímto prostorem zabývají. Význam údolní nivy jako prostoru depozice fluviálních sedimentů tkví v tom, že tyto akumulace a informace v nich obsažené umožňují postihnout vývoj nejen samotné údolní nivy, ale i změny, které postihují celé povodí. Tyto změny mohou mít různé měřítko prostorové, ale i časové (srov. Nicholas, Walling, 1997, Walling, He, 1998, Collins a kol. 1997, Vandenberghe, 2002, Bronstert 2003, Bridge 2003). Mohou postihovat malé úseky vodního toku stejně jako rozsáhlé regiony, mohou být nahodilé, stejně jako mohou mít vzrůstající tendenci znamenající hledání nové rovnováhy ve fyzickogeografickém systému odpovídající svým charakterem klimatické změně (Bronstert, 2003, Allen, 1997, Starkel, 1991, 2002). Pochopení přírodních procesů, které v údolní nivě probíhaly a probíhají, umožňuje optimalizovat působení člověka v údolních nivách, jež se zde etabluje v rámci svých ekonomických a sídelních aktivit, s cílem minimalizovat škody způsobené vybřežením vodních toků. Demek (1988) údolní nivu definuje jako akumulační rovinu podél vodního toku, která je tvořena nekonsolidovanými sedimenty transportovanými a usazenými tímto vodním tokem, přičemž při povodních bývá zpravidla částečně či celá zaplavována. Tato definice, která vystihuje údolní nivu z geomorfologického hlediska, se pak v různých analogiích objevuje i u dalších autorů (Whittow, 1984, Collin, 1988, Anhert 1996, Huggett, 2003, Bridge, 2003). Allen (1968) & Lewin (1978) in Brierley, Fryirs

2 218 marek křížek (2005) údolní nivu chápou jako prostor, který je vymezen tvary, jež vznikly fluviálními geomorfologickými procesy. Brierley, Fryirs (2005) prostor údolní nivy umisťují mezi hranice koryta a údolí, resp. údolního dna. V této stati bude údolní niva vymezena dle první definice, která je zřejmě nejvýstižnější a nejúplnější. Geomorfologický náhled na nivu tedy zdůrazňuje zejména její genezi a morfologii reliéfu, které jsou pro definici údolní nivy primární. Z definice údolní nivy vyplývá, že ji budují fluviální sedimenty, které jsou akumulovány v důsledku fungování fluviálních geomorfologických procesů v tomto prostoru. Tedy s účinkem fluviálních geomorfologických procesů je třeba počítat v celém prostoru údolní nivy, která byla těmito procesy vytvořena. Jsou to tedy procesy přirozené, které do tohoto prostoru patří, a je nutné je respektovat. Geomorfologickému pojetí údolní nivy je z ostatních definic jiných vědních oborů nejbližší geologické vymezení tohoto prostoru. Velmi často se geologické i geomorfologické definice shodují. Geologická definice popisuje údolní nivu jako rovinné údolní dno aktivované při povodňovém stavu vodního toku; tvoří ji horizontálně uložené, mladé (holocenní) štěrkovité, písčité, hlinité nebo jílovité naplaveniny, jejichž úložné poměry často vykazují nepravidelnosti způsobené větvením toku, vznikem ostrovů, meandrů, náplavových kuželů a delt, sutí, svahových sesuvů apod. (Collin, 1988). Geologie se tedy zaměřuje především na geologickou stavbu a stratigrafii údolní nivy, geneze je sekundární (srov. Collins, Walling, Leeks, 1997). Kromě zrnitosti fluviálního materiálu, která klesá s délkou transportu částic, a tedy i délkou nivy, se může měnit i geologické složení sedimentů v závislost na variabilitě a pozici zdrojových oblastí. Typickým příkladem je řeka Morava, která na horním toku unáší horniny českého masivu a po přítoku Bečvy se v transportovaném a ukládaném materiálu objevují sedimenty flyšového původu. Problematikou nehomogenity a prostorové variability fluviálních sedimentů se zabývali Walling, He (1998) a Nakamura, Kikuchi (1996). Zahraniční obecně fyzickogeografická literatura podobně jako česká literatura, jak již bylo výše uvedeno, vychází při základním definování údolní nivy převážně z její morfologie (Mayhew, 2004), resp. geomorfologického pojetí údolní nivy např. The Columbia Electronic Encyclopedia: Údolní niva je úroveň země podél vodního toku tvořena sedimenty uloženými během periodických záplav. Pro údolní nivy jsou charakteristické náspy, meandrová jezírka a široké delty. Údolní nivy jsou obecně velmi úrodné, což je činní zemědělsky hojně využívanými. Nevýhodou hospodaření na nivách je přirozené nebezpečí povodní. Geomorfologické vymezení údolní nivy je z hlediska jednoznačnosti a přesnosti nejvýstižnější a de facto ostatní definice, o které se opírají jiné vědní obory, z ní zprostředkovaně vycházejí (Křížek a kol., v tisku). 2. Morfologie údolní nivy Charakter a tvar údolní nivy jako formy reliéfu v sobě odráží kombinaci tří základních geomorfologických atributů: hmoty (množství, kvality, rozložení a uložení sedimentů v údolí),

3 údolní niva jako geomorfologický fenomén 219 procesů (je většinou funkcí reliéfové energie vyjádřené poměrem šířky údolí k ploše dílčího povodí nad daným profilem (Brierley, Fryirs 2005), času (je dáno historií formování a modelování údolní nivy). Údolní nivu je třeba chápat jako zónu, kudy je transportována hmota a energie z prostoru vyšší reliéfové energie do míst s nižším potenciálem. Obr. 1 Řez částí údolí se zachycením údolní nivy (1) a akumulační terasy (2). Údolní niva je ostře ohraničena hranou, která je totožná se změnou sklonu mezi stupněm terasy a plošinou údolní nivy. Prostřednictvím údolní nivy dochází ke komunikaci mezi jednotlivými částmi reliéfu povodí a vodní tok reaguje na změnu v povodí změnou charakteru fluviálních procesů. Tento systém fluviálních procesů (tab. 1, tab. 2), lze rozdělit do dvou základních skupin: erozní fluviální procesy, kdy převládá odnos materiálu, a akumulační fluviální procesy, kdy převládá sedimentace. Charakter fluviálních procesů se mění v závislosti na pozici dané části údolní nivy z hlediska spádové křivky vodního toku, která se může měnit v důsledku působení endogenních sil (tektonické pohyby), exogenních sil (např. přehrazení toku sesuvem) nebo antropogenních sil (např. výstavbou přehrady, odklonem řeky atd.). Údolní niva je od ostatních částí reliéfu (např. od údolního svahu či stupně fluviální terasy) oddělena hranou (obr. 1) s více či méně výrazným lomem spádu, který se projevuje v příčném profilu (Křížek, 2005). Morfologická výraznost ohraničení údolní nivy závisí na geomorfologických procesech, které působí nejen v prostoru údolní nivy, ale i mimo něj v dílčím či hlavním nadřazeném povodí (Křížek, 1997). Tyto procesy souvisejí s proměnlivostí a změnami energie geomorfologických procesů založených Tab. 1 Přírodní procesy formující údolní nivu. Upraveno dle Brierley, Fryirs (2005). Geomorfologický proces Boční akrece Vertikální akrece (akrece shora) Akrece stužkových koryt Šikmá akrece Kontrastní akrece Akrece opuštěných koryt charakteristika Transportovaný materiál sedimentuje na konvexním břehu zákrutu. Dochází k akumulaci uvnitř koryta a postupně k jeho posunu. Dochází k sedimentaci materiálu ze suspenze po vybřežení vodního toku. Bioturbace způsobuje jeho začlenění do nivních sedimentů a destrukci primární laminizace. Dochází k sedimentaci materiálu během velkých povodní uvnitř koryt a vzniku velkých stabilních ostrovů. Je charakteristická pro řeky s více koryty. Probíhá v prostoru koryt, kdy jsou bahnitopísčité sedimenty lavic postupně připojeny ke břehu a dochází k jejich postupnému nárůstu mocnosti až se stanou součástí akumulační roviny. Ukládání sedimentů v okolí zákrutů a meandrů, tam kde dochází k sekundární cirkulaci a vzniku zpětných proudů. Princip ukládání je podobný jako při vertikální akreci. Vzniká vyplněním opuštěného koryta, nejčastěji po odříznutí meandru, povodňovými sedimenty.

4 220 marek křížek Tab. 2 Přírodní procesy podílející se na přemodelování údolní nivy. Upraveno dle Brierley, Fryirs (2005). Geomorfologický proces Boční migrace Prořezávání Přeložení koryta Obnažení Vznik povodňových koryt Rozšiřování koryt charakteristika Putování meandrů prostorem údolní nivy v důsledku postupného zanášení a boční eroze v prostoru koryta. Prořezání či odškrcení části koryta, nejčastěji meandru. Výrazná změna pozice koryta, vytvoření nového koryta, zpravidla po rozsáhlé povodni. Proces odnosu svrchních vrstev údolní nivy rychle proudící vodou. Vytvoření koryt, která jsou protékána při zaplavení nivy, jinak jsou opuštěná. Proces zvětšování koryt převážně břehovou boční erozí Obr. 2 Schéma říčního zákrutu a říčního meandru podle ČSN (dle Demka 1988). na reliéfové energii a na energetickém vstupu exogenních procesů založených na cyklických a dlouhodobých změnách klimatu. Z morfologického hlediska lze údolní nivy rozlišit na konvexní a ploché (Huggett, 2003). U konvexních údolních niv je okolí vodního toku výše než oblasti pod patou údolních svahů, což souvisí s větší akumulací převážně dnových sedimentů (splavenin) než materiálu v suspenzi (plavenin), který je při vybřežení distribuován do vzdálenějších míst údolní nivy od vodního toku. Tento typ údolní nivy je charakteristický pro větší vodní toky a veletoky. V podmínkách kulturní krajiny je tento morfologický typ údolních niv častý v souvislosti výstavby ochranných valů podél koryt a antropogenním navršováním materiálu na původní přirozené agradační valy. Ploché údolní nivy mají v příčném profilu rovné dno (střední a větší toky) nebo jsou mírně konkávně prohnuté (malé vodní toky), což je důkazem neustálé remodelace tohoto prostoru bezprostředně obklopující vodní tok. Naopak ploché dno je důsledkem laterální akrece, tj. sedimentace uvnitř ohybu meandrů, nebo častějšího překládání koryta (Huggett, 2003). Morfologie údolní nivy vodního toku se mění v prostoru. Charakteristické je především její rozšiřování s rostoucí vzdáleností od pramene. S tímto rozšiřováním údolní nivy se také snižuje podíl svahových procesů na jejím formování, které je nejintenzivnější v pramenných oblastech (Křížek, 1997, 2005). Přesto však dochází k tomu, že se údolní nivy mohou náhle zužovat či mohou být zcela přerušeny. Takovéto situace nastávají především v důsledku změn geologických poměrů na daném úseku, což je dáno buď změnou geologické stavby, nebo intenzivnějšími tektonickými pohyby (srov. Demoulin, 1998, Bíl, Máčka, 1999, Bíl 2000), které probíhají podél zlomových linií zasahujících a protínajících údolí a údolní nivy (Křížek, 2005).

5 údolní niva jako geomorfologický fenomén Vodní toky a geomorfologické formy v údolní nivě Vodní toky v údolní nivě tvoří buď přímé, nebo zvlněné úseky. Zvlněné úseky se označují jako zákruty, či meandry (obr. 2). Meandry jsou zákruty koryta toku větší délky, než je polovina obvodu kružnice nad jeho tětivou. Středový úhel oblouku je větší než 180. U meandrů a zákrutů se rozlišuje vypuklý (jesepový) a vydutý (výsepový) břeh. Na jesepovém břehu obvykle dochází k sedimentaci transportovaného materiálu. Výsepový břeh je obvykle místem, kam se soustředí boční eroze břehu. Meandry mohou být volné či zaklesnuté, mohou se vyskytovat jednotlivě, avšak často vytvářejí meandrový pás. V nejužším místě území mezi meandry, v meandrové šíji, může dojít k prořezání meandru a vytvoření mrtvého ramene. To je postupně zazemňováno a zarůstáno vegetací až splynou s okolím, přesto je lze v reliéfu identifikovat s pomocí leteckého snímkování (Kuna a kol. 2004). Ostré záhyby a zákruty představují u vodních toků potenciální místa vybřežení či zvýšené akumulační (jesep), resp. erozní činnosti (výsep) vodního toku (Křížek, Engel, 2004). Zvláště nevhodné je, když tyto úseky s vyšší potenciální aktivitou fluviálních procesů, jsou akcelerovány špatně pozičně situovanými technickými stavbami v prostoru koryta nebo jeho bezprostřední blízkosti (Křížek, 2003). Kromě výše jmenovaných jednokorytových vodních toků, lze v údolních nivách nebo v údolích nalézt vodní toky s větším množstvím koryt, případně řeky divočící. Toto je charakteristické především pro toky, které v dané části údolí ukládají abnormálně velká množství sedimentů (srov. Vandenberghe 2001, 2002). V našich podmínkách kulturní krajiny jsou tyto vodní toky vzácné. Břehy vodních toků patří v prostoru údolní nivy k jejím nejdynamičtějším částem. Výrazný vliv na jejich dynamiku má přítomnost vegetace (Abernhety, Rutherfurd, 1998; Gurell, Gregory, 1995; Martson, Girel, 1995). Ta svým kořenovým systémem zpevňuje břehy koryt a umožňuje příkřejší geometrii koryt (Abernhety, Rutherfurd, 1998), ale zároveň v případě vysokých vodních stavů zachytává materiál unášený vodou, případně sama zasahuje do koryta a zužuje průtočný prostor, čímž negativně působí na průběh povodně. Přesto lze konstatovat, že stabilizační role vhodné břehové vegetace je nesporná a převládá nad případnými negativy (srov. Abernhety, Rutherfurd, 1998). V prostoru údolní nivy se nachází celá řada fluviálních tvarů (tab. 3) či tvarů, na jejichž genezi se fluviální činnost alespoň částečně podílela (srov. Hrádek, 2003). Přesto zde lze najít i takové geomorfologické formy, jejichž geneze není bezprostředně spjatá s fluviálními procesy. Do prostoru nivy mohou z okolních údolních svahů zasahovat tělesa sesuvů, jež je mohou i zcela zahradit (Křížek, 2005). 4. Sedimentární výplň údolního dna Fluviální sedimentární výplň údolního dna se skládá ze dvou jednotek různého stáří. Starší člen představují štěrky a písky nízké terasy uložené divočícími toky v posledním glaciálu (Vanderberghe, 2001). V odškrcených ramenech se mohou dochovat i pozůstatky jemnějšího materiálu, schránky měkkýšů nebo pozůstatky rostlin. Dle

6 222 marek křížek Tab. 3 Hlavní přírodní geomorfologické formy fluviálního původu lokalizované mimo koryto. Upraveno dle Brierley, Fryirs (2005). Forma Údolní niva /floodplain/ Fluviální terasa /alluvial terrace/ Agradační val /levee/ Výplavový kužel /crevasse splay/ Povodňové koryto /floodchannel, back channel/ Povodňové strouhy /flood runner/ Bezodtoká deprese /backswamp, floodplain wetland/ Písečný klín /sand wedge/ Písečná lavice (deska) /floodplain sand sheed/ Opuštěné koryto /abandoned channel, paleochannel/ Hřbítky a zazemněná koryta /ridge and swale topography/ Zazemněné údolí /valley fill/ Povodňový kužel /floodout/ Odškrcený meandr, mrtvé rameno /meander cutoff, ox bow/ Šíjové koryto /chute cutoff/ Koryto /channel/ Sekundární koryto /anabranch (secondary) channel/ Průrva /crevasse/ Dejekční kužel (aluviální, náplavový) /alluvial fan/ charakteristika Aluviální povrch vzniklý agradací fluviálních sedimentů; typická je distanční gradace zrnitosti sedimentů. Terasa tvořená fluviálním materiálem vzniklá před současnou údolní nivou, zpravidla ležící nad současným korytem a údolní nivou. Rozlišují se terasy akumulační, erozní a vložené. V rámci terasy se dle sklonu odlišuje plošina a stupeň terasy. Asymetrická vyvýšenina nad plochým povrchem údolní nivy podél koryta. Akumulační těleso zpravidla kuželovitého tvaru vzniklé pod nátrží za agradačním, protipovodňovým či jiným antropogenním valem. Vedlejší jinak opuštěné koryto vzniklé a zaplňované během povodně, nachází se nad současným korytem, většinou při okraji nivy. Přímé lineární deprese v údolní nivě, které během povodně odvádějí vodu, spojují jednotlivé části koryta a zkracují délku toku. Deprese, která je zamokřená a kde během povodně a vybřežení vznikají jezera. Asymetrická (s větším sklonem obrácená ke korytu) klínovitá fluviální akumulace, jež zpravidla vzniká v bezprostřední blízkosti koryta, většinou v místech, kde není vyvinutý výrazný agradační val. Charakteristickým znakem je dokonalá zrnitostní vytříděnost. Víceméně rovnoměrně mocná a rozložená akumulace v údolní nivě pokrývající větší plochu. Tyto akumulace se podílejí na vertikální stavbě údolní nivy a stojí za jejím nárůstem mocnosti. Koryto, jímž neprotéká vodní tok. Postupem času bývá vyplněno fluviálním materiálem při vybřežení vodního toku z hlavního koryta. Jsou reliktem po bývalých polohách koryt při intenzivní boční akreci. Relativně plochý neostře ohraničený povrch vyplňující údolní dno, v němž se nepravidelně objevuje nevýrazné koryto. Tento prostor je velmi často podmáčený. Akumulační těleso kuželového či lalokovitého tvaru vzniklé v důsledku zvednutí koryta (např. z důvodu zanesení) do úrovně povrchu údolní nivy a následné sedimentace. Část koryta meandru oddělená od koryta vodního toku. Nové koryto vzniklé po odškrcení (proříznutí) meandru. Místo soustředění vodního toku; řečiště. Je tvořeno dnem a břehy. Vedlejší koryto (s menší hloubkou a šířkou než má hlavní koryto), které je protékané vodou. Typické pro anastomózní toky. Místo, kudy proniká voda po porušení břehů do údolní nivy. Fluviálně proříznutý prostor agradačního valu. Akumulační těleso kuželového tvaru zasahující do údolní nivy hlavního toku z vedlejšího údolí, strže či rokle v důsledku náhlého poklesu unášecí schopnosti vedlejšího toku.

7 údolní niva jako geomorfologický fenomén 223 Obr. 3 Intenzita sedimentace z hlediska mikrotopografie a prostorového rozmístění v okolí řek Sever a Culm ve Velké Británii (dle Walling, He, 1998, upraveno). Ložka (2003) se rozsáhlá štěrkopísková tělesa utvořila u nás jen v širokých údolích, zejména v Polabí, na dolním toku Vltavy a Ohře, v moravských úvalech a dále v některých pánvích (např. na Třeboňsku). V úzkých skalnatých údolích se štěrkopískové akumulace zachovaly pouze v jesepních úsecích meandrů (Vltava, Berounka, Sázava); na menších tocích jsou překryty holocenními sedimenty (Ložek, 2003a). Mladší člen sedimentární výplně představují akumulace meandrujících řek, jež mají pestřejší vývoj. Tyto sedimenty jsou geneticky spjaté s akumulacemi nesenými vodním proudem (břehové valy, štěrkové lavice), s usazeninami z jemného bahna ukládaného ze zakalených povodňových vod nebo z výplní odškrcených ramen (hnilokaly až slatiny). Do této kategorie sedimentární výplně jsou zahrnovány i přemístěné štěrkopískové údolní terasy (Vanderberghe, 2001). Fluviální sedimentace v údolní nivě není rovnoměrná (Křížek, 2003) a odráží vztah mezi mikrotopografií a lokálními hydraulickými podmínkami (jež jsou dány tvarem a průběhem koryta), které kontrolují depozici a transport sedimentů v době rozlivu (obr. 3). Maximální akumulace nastává v té části nivy, která tvoří deprese vůči svému okolí (Walling, He, 1998). Při sedimentaci v prostoru údolní nivy se projevuje téměř lineární závislost mezi vzdáleností od koryta, v jehož okolí je sedimentace největší, a intenzitou sedimentace (Walling, He, 1998). Při vyhodnocení rozmístění fluviálních sedimentů v údolních nivách vzhledem k tvaru koryta na malých a středních tocích: na Trkmance, Rusavě, Kunratickém potoce, Volyňce, střední Obr. 4 Modelový příklad maximální sedimentace fluviálních uloženin (šrafovaná plocha) v údolní nivě vzhledem ke tvaru koryta.

8 224 marek křížek Obr. 5 Vztah mezi stářím sedimentů a mírou postižení erozí v prostoru údolní nivy (dle Nakamury, Kikuchi, 1996, upraveno). Obr. 6 Rozmístění morfologicky patrných povodňových akumulací z roku 2002 na Blanici. Otavě, Cikánském potoce a Blanici, se ukázalo, že ukládání nových sedimentů se koncentruje do oblasti výraznějších změn směru toků (obr. 4). K podobnému zjištění v prostorovém rozmístění dospěli i Nicholas, Walling (1997) a Zielinski (2003). Množství sedimentovaného materiálu je značně proměnlivé. Pro britské toky srovnatelné s našimi středně velkými řekami se recentní přírůstek sedimentů v jejich okolí pohybuje od 0,1 cm do 0,6 cm za rok (Collins, Walling, Leeks, 1997). Samotná sedimentace v údolní nivě je však větší, avšak kromě ní působí v tomto prostoru také eroze a odnos materiálu. Dle Nakamury, Kikuchi (1996) platí, že erodované plochy fluviálních sedimentů různého stáří lineárně rostou s mocností sedimentů a proporční celková erodovaná plocha klesá exponenciálně s rostoucím stářím sedimentu (obr. 5). Tedy projevy eroze jsou markantnější u mladých akumulací a klesají nelineárně s rostoucím stářím akumulovaného materiálu. To jistě souvisí s častějším výskytem mladších sedimentů a se superpoziční polohou mladších sedimentů na starších (obr. 1, kapitola Geomorfologické projevy povodní). Nové povodňové sedimenty se bio turbací (srov. Brierley, Fryirs, 2005) rychle stávají součástí materiálu údolních niv a po několika sezónách již nejsou takovéto akumulace morfologicky rozlišitelné od ostatního fluviálního materiálu budujícího údolní nivu. Při začleňování sedimentů nových akumulací do údolní nivy hraje roli jejich zrnitost. Jemnozrnné akumulace (pískové a štěrkové) jsou rychleji akceptovány údolní nivou než hrubozrnnější oblázkové až balvanité akumulace. Tady se projevuje i vliv pozice v rámci údolní nivy. V horních částech údolních niv, kde jsou četnější hrubozrnné sedimenty, zůstávají tyto akumulace déle morfologicky patrné než v dolních částech. Potvrzují to i dvě časově oddělené kampaně mapující povodňové sedimenty v povodí Blanice (obr. 6).

9 údolní niva jako geomorfologický fenomén 225 Kromě fluviálních sedimentů se lze v prostoru údolních niv setkat se svahovými, eolickými, lakustrinními či glacigenními typy uloženin, které lze zpravidla odlišit i dle morfologie tvarů jež budují (viz výše). 5. Vývoj údolních niv Z hlediska reliéfu, poskytují současné údolní nivy informace o jeho vývoji. Sedimentární rozbor umožňuje určit paleopovodně (McQueen, Vitek, Carter, 1993), a tím specifikovat případné klimatické výkyvy v průběhu holocénu (Taylor, Lewin, 1997, Nicholas, Walling, 1997). Odraz klimatických změn se projevuje na charakteru povodní (Bronstert, 2003), přesto je patrný i bezprostřední vliv lidské společnosti (Martson, Girel, 1995). Přestože se v jednotlivých částech světa potvrzuje existence fluviální cykličnosti (Grossman, 2001; Starkel, 1991, 2002; Taylor, Lewin, 1997; Mc- Queen, Vitek, Carter, 1993), není dle Vanderbergha (2002) zcela zřejmé, jak ona cykličnost koreluje s proměnlivostí klimatu a opírá se o to, že krátké klimatické výkyvy nepřinesly odpovídající změny zachycené ve fluviální sedimentaci. Vývojem a dnešní podobou niv se u nás nejvíce zabýval Ložek, jehož práce jsou přehledně shrnuty in Ložek (2003a, 2003b). Nepřetržité působení souboru fluviálních procesů v tomtéž prostoru vedlo k tomu, že během dlouhodobých změn, kterými krajina prošla (tektonické zdvihy, změny klimatu), se úroveň dřívějších údolních niv nachází v nesouhlasných polohách vzhledem k její současné pozici. Tyto staré úrovně jsou označovány jako fluviální terasy (tab. 3) a mohou se nacházet mnoho desítek až prvních stovek metrů nad úrovní současné nivy, nebo mohou být naopak pochovány pod jejími sedimenty. Vždy však tyto reziduální sedimenty dokumentují chování vodního toku během daného geologického období. Údolní nivy resp. z nich vzniklé fluviální terasy se mění i v čase a dokumentují vývoj krajiny. S tím jsou spojeny formy, které vstupují do nivy z vedlejších údolí či erozních rýh. Jsou to dejekční (náplavové) kužely. Tato tělesa kuželového tvaru vytvářejí v prostoru niv různě veliké a různě výrazné konvexní tvary. Mohou lemovat pouze okraj nivy, ale mohou být rovněž tak veliké, že způsobují zúžení údolní nivy a odtlačení hlavního toku k jejímu protějšímu okraji (srov. Křížek, 2003). Vznik dejekčních kuželů koresponduje s enormním přínosem materiálu vedlejším údolím, který byl v důsledku změny spádu vedlejšího toku a poklesu jeho unášecí schopnosti akumulován, přičemž hlavní tok nebyl schopen tuto novou akumulaci v prostoru údolní nivy erodovat a dále transportovat. Jelikož vznikají během náhlých událostí spojených se zvýšením vodních stavů, dosvědčuje jejich přítomnost existenci povodní v dřívější době. Mnohdy tyto tvary jsou vzhledem ke své velikosti také jedinými relikty historických povodní, které se uchovaly i v tak dynamickém prostoru, jako je údolní niva. Navíc tyto tvary, coby elevace na údolním dně, jsou mnohdy při zvýšených vodních stavech hlavního toku jako jediné nezaplavované (Křížek, 2003). Dnešní podoba našich údolních niv je výsledkem geomorfologických procesů nejmladší geologické minulosti (tj. würmský glaciál a holocén). Ve vrcholném úseku glaciálu proběhla zatím poslední velká fáze hloubkové eroze skalního podkladu,

10 226 marek křížek v mladším úseku glaciálu pak probíhal proces akumulace (především štěrkopísků a písků) (Ložek, 2003a). Podoba údolní nivy v glaciálu se velmi lišila od té současné, neboť toky měly divočící ráz, který byl podmíněn drsnými klimatickými podmínkami a bezlesou krajinou (Vanderberghe, 2001). Řeky se větvily v četná mělká koryta, údolní dna měla málo vyvinuté půdy se sporou vegetací (Starkel, 2002). Ve viselském glaciálu se na štěrkopískových nivách divočících glaciálních řek vyskytovaly keřovité vrby a rakytník, v nivách menších toků i bylinná společenstva sprašové stepi (Ložek, 2003a). Vlivem rozkolísanosti toků docházelo k enormnímu usazování sedimentárních fluviálních hornin, které byly toky následně prořezány. Na počátku a na konci posledního glaciálu stejně jako během celého holocénu se v důsledku erozních procesů měnily divočící toky na meandrující (Mol, Vanderberghe, Kasse, 2000). Takto se vytvořily akumulační terasy o mocnosti 10 i více metrů (Ložek, 2003a). Dnes leží jejich povrchy většinou několik metrů nad úrovní dnešní nivy, což je způsobeno tek- Obr. 7 Modelový vývoj středoevropských řek a údolních niv během posledních let (dle Stralera, 2002). (a) fluktuace materiálu v suspenzi plaveniny a dnových splaveninách. (b) fluktuace výskytu povodní. (c) hlavní změny koryta BR divočící tok, C unitární koryto, koncentrace do jednoho koryta, LM boční migrace koryt, MC odškrcování meandrů, A překládání koryt, S napřimování koryt, E zahlubování, D agradace, (d) změny parametrů koryta, jednotlivé cykly jsou odděleny prahovými změnami ve fluviálním systému, (e) schématické profily údolní nivou zachycující její transformaci v čase. 1 splaveniny; 2 plaveniny; 3 křivka frekvencí povodní; 4 divočící řeka (vícenásobné koryto); 5 velký paleomeandr; 6 malý paleomeandr; 7 odškrcený meandr (mrtvé rameno); 8 napřímení toku; 9 lavice v korytu; 10 povodňové sedimenty, 11 směr korytových změn.

11 údolní niva jako geomorfologický fenomén 227 tonicko-erozními geomorfologickými procesy. Od staršího holocénu, kdy se začaly šířit lužní porosty i na malých tocích, převládala akumulace, která víceméně s krátkými přestávkami (8000 let BP a 2700 let BP) pokračuje do současnosti (Ložek, 2003a, 2003b), Dreslerová in Kuna a kol., 2004). Datování těchto tvarů je založeno především na malakofauně, jež se zachovala především v jemně písčitých až hlinitých složkách fluviálních akumulací (Ložek, 2003a). Morfologickým vývojem řek, údolních niv vzhledem k frekvenci povodní v prostoru střední Evropy během posledních let se zabýval Starkel (1991, 2002). Z jeho práce vyplývá, že v holocénu existuje několik období s vyšší frekvencí povodní: , , , , , , , BP a v malé době ledové (obr. 7), přičemž dle Grossmana (2001) velké povodně probíhaly během klimatického optima do BP a následující povodňové cykly měly menší magnitudo. 6. Antropogenní faktor v údolní nivě Údolní niva představuje (vzhledem k tomu, že byla první částí krajiny, kterou člověk osidloval a přeměňoval) nejstarší část současné kulturní krajiny. V našem prostoru začal člověk přirozenou údolní nivu pozměňovat od pravěku, přesněji od 5. tisíciletí př. n. l. Do této doby spadají počátky zemědělství a s ním spojené obhospodařování půdy a přeměna původní přírodní krajiny. V tomto období převažovala především nepřímá ovlivňování údolní nivy spojená s odlesňováním a následným antropogenně podmíněným přísunem materiálu, který dával vzniknout již výše zmíněným akumulacím ukládaných v podobě nivních hlín. S tím je spojený charakteristický proces, jako je retrográdní vývoj půd (Schaeltz, Anderson, 2005), který spočívá v rozrušení již plně vyvinutých půd až na čerstvý matečný substrát, jenž je později také zasažen odnosem, a tak se tento materiál dostává do niv, kde dochází ke změně jejich půdních poměrů (Ložek, 2003b). Od středověku docházelo k postupným cíleným úpravám koryt řek a údolních niv, zprvu to bylo budování mlýnů a hamrů, později další opatření směřující zejména k potlačení přirozené dynamiky fluviálních geomorfologických procesů v rámci nivního systému. Dalším středověkým zásahem byla výstavba rybníků, při níž byly pozměněny nebo úplně přetvořeny odtokové podmínky, při tom bylo přemodelováno mnoho říčních koryt a údolních niv (Ložek, 2003b). Všechny tyto zásahy byly vzhledem k omezenému množství technických prostředků a vzhledem k větší závislosti na přírodních procesech prováděny v poměrném souladu s přírodou. Pozdější regulace na konci 19. a ve 20. století již představovaly hrubší zásah do přírodních poměrů a často znamenaly změny v chování vodních toků, které však byly nivelizovány dalšími technickými opatřeními (Lipský, 2004). Primárními zásahy byly především napřimování toků a zánik meandrů, zahlubování a výstavba umělých koryt spojené s odvodněním nivy. Sekundárním zásahem byla výstavba jezů, která měla zamezit zvýšenému zahlubování vodních toků jako přirozená reakce na jejich antropogenně podmíněné zkracování. Kromě toho jezy plnily a plní funkci provzdušňovací, kde na nich dochází k provzdušnění vody, která byla znečištěna organickými odpady. Stinnou stránkou jezů je mnohdy jejich nešetrná lokalizace do míst, která jsou více citlivá na

12 228 marek křížek projevy zvýšené akumulace nebo eroze v období vyšších vodních stavů (Křížek, 2003). Jezy jsou pak v obdobích vyšších vodních stavů centry antropogenně akcelerovaných fluviálních procesů, často v těch částech niv, kde v přirozeném stavu nedocházelo k výrazněji intenzivním fluviálním procesům ani za zvýšených vodních stavů. Člověk tak transformoval přirozené chování toku v rámci údolní nivy (Křížek, Engel, 2004). Tok se pak v důsledku antropogenních zásahů jinak chová za normálních vodních stavů, jinak za mírně zvýšených a jinak za zvýšených po celé délce. Tedy místa, která jsou za mírně zvýšených vodních stavů uchráněna od povodní, jsou naopak centry výrazných změn krajiny a intenzivního geomorfologického působení vodního toku v případě abnormálních vodních stavů. Nejmarkantnější antropogenní úpravou bylo zornění niv a zastavění nivy v důsledku rozvoje sídel, následkem čehož byl nivní systém ochuzen o svou přirozenou živou složku (Lipský, 2004). Největší dopad na údolní nivu má však bezesporu budování přehradních nádrží, což v mnoha případech znamená nejen narušení, ale úplný zánik nivy v místech nadržení. Literatura ABERNHETY, B., RUTHERFURD, I. D. (1998): Where along a river s length will vegetation most effectively stabilise stream banks? Geomorphology, 23, AHNERT, F. (1996): Introduction to geomorphology. Arnold, 1. London, 352 s. ALLEN, P., A. (1997): Earth Surface Processes. Blackwell, Oxford, 404 s. BÍL, M. (2000): Metoda identifikace tektoniky na základě změny šířky údolního dna (na příkladu Vsetínské Bečvy). Geolog. výzk. Mor. Slez. v r. 1999, 7. roč., 2 5. BÍL, M., MÁČKA, Z. (1999): Využití spádových indexů řek jako indikátorů tektonických pohybů na zlomech. Geolog. výzk. Mor. Slez. v r. 1998, 6. roč., s BRIDGE, J. S. (2003): Rivers and floodplains. Blackwell, Oxford, 491 s. BRIERLEY, G. J., FRYIRS, K. A. (2005): Geomorphology and River Management. Blackwell, Oxford, 397 s. BRONSTERT, A. (2003): Floods and climate change: interactions and impacts. Risk Analysis. 23, 3, s COLLIN, P. H. (1988): Dictionary of Ecology and the Environment. Teddington Park, Peter Collin Publishing, 198 s. COLLINS, A. L., WALLING, D. E., LEEKS, G. J. L. (1997): Use a geochemical record preserved in floodplain deposits to reconstruct recent changes in river basin sediment sources. Geomorphology, 19, s DEMEK, J. (1988): Obecná geomorfologie. Academia, Praha, 480 s. DEMOULIN, A. (1998): Testing the tectonic significance of some parameters of longitudinal river profiles: the case of the Ardenne (Belgium, NW Europe). Geomorphology, 24, GURELL, A. M., GREGORY, K. J. (1995): Interactions between semi-natural vegetation and hydrogeomorphological processes. Geomorphology. 13, GROSSMAN, M. J. (2001): large floods and climatic change during the Holocene on the Ara River, Central Japan. Geomorphology, 39, HUGGETT, R. J. (2003): Fundamentals of geomorphology. Routledge, London, 408 s. HRÁDEK, M. (2003): Návrh některých českých termínů z povodňové geomorfologie. Geomorfologický sborník, 2, KŘÍŽEK, M. (1997): Současná krajinná struktura a současné krajinné procesy ve vybrané části povodí Trkmanky. Manuskript, diplomová práce, Olomouc. Katedra geografie Přf UP Olomouc, 82 s. + 5 volných barevných mapových příloh.

13 údolní niva jako geomorfologický fenomén 229 KŘÍŽEK, M. (2003): Geomorfologický výzkum, In: Vilímek, V., Langhammer, J., Šefrna, L., Lipský, Z., Křížek, M., Stehlík, J.: Posouzení efektivnosti změn ve využívání krajiny pro retenci a retardaci vody jako preventivní opatření před povodněmi. Závěrečná zpráva k vládnímu projektu Vyhodnocení katastrofální povodně v srpnu 2002, Přf UK, Praha, KŘÍŽEK, M., ENGEL, Z. (2004): Geomorfologické projevy povodně 2002 v povodí Otavy, In: Langhammer, J., Engel, Z. (ed.): Hodnocení vlivu změn přírodního prostředí na vznik a vývoj povodní. Sborník příspěvků závěrečného semináře grantu GAČR 205/03/Z046, Přf UK, Praha, KŘÍŽEK, M. (2005): Morfostruktury a morfoskulptury Rusavské hornatiny. Manuskript, doktorská disertační práce, Praha. Katedra fyzické geografie a geoekologie Přf UK Praha, 211 s barevné mapové přílohy. KŘÍŽEK, M., HARTVICH, F., CHUMAN, T., ŠEFRNA, L., ŠOBR, M., ZÁDOROVÁ, T. (v tisku): floodplain and its delimitation. Geografie Sborník ČGS, Praha. KUNA, M. a kol. (2004): Nedestruktivní archeologie. Academia, Praha, 555 s. LOŽEK, V. (2003a): Naše nivy v proměnách času I. Ochrana přírody 58, č. 4, str LOŽEK, V. (2003b): Naše nivy v proměnách času II. Ochrana přírody 58, č. 5, str LIPSKÝ, Z. (2004): Problematika ochrany a využívání údolní nivy jako významného krajinného prvku. Spisy zeměpisného sdružení, č. 3/ MARTSON, R. A., GIREL, J. et al. (1995): Channel metamorphosis, floodplain disturbance, and vegetation, development. Ain river, France. Geomorphology, 15, MOL, J., VANDENBERGHE, J., KASSE, C. (2000): river response to variation of periglacial climate in midlatitude Europe. Geomorphology, 33, McQUEEN, K., VITEK, J. D., CARTER B. J. (1993): Paleoflood analysis of an alluvial channel in the southcentral Great plains. Black Bear Creek, Oklahoma. Geomorphology, 8, MAYHEW, A Dictionary of Geography [online]. 2004, [cit ]. < views/entry.html?subview=main&entry=t15.e1240> NAKAMURA, F., KIKUCHI, (1996): Some methodical developments in the analysis of sediment transport processes using age distribution of floodplain deposits. Geomorphology, 16, NICHOLAS, A. P., WALLING, D. E. (1997): Investigating spatial patterns of medium term overbank sedimentation on floodplains: a combined numerical modelling and radiocesium based approach. Geomorphology, 19, SCHAELTZ, R., ANDERSON, (2005): Soils: Genesis and Geomorphology. Cambridge university press, Cambridge, 817 s. STARKEL, L. (1991): Long distance correlation of fluvial events in the temperate zone. In: Starkel, L., Gregory, K. J., Thornes, J. B. (eds.): Temperate Palaeohydrology: Fluvial processes in the temperate zone during the last years. Wiley, Chichester, STARKEL, L. (2002): Change in the frequency of extreme events as the indicator of climatic change in the Holocene (in fluvial systems). Quaternary international, 91, TAYLOR, M. P., Lewin, J. (1997): Non-synchronous response of adjacent floodplain systems to Holocene environmental change. Geomorphology, 18, The Columbia Electronic Encyclopedia [online]. 2003, Sixth Edition. [cit ] < topic/flood-plain.> VANDENBERGHE, J. (2001): A typology of Pleistocene cold-based rivers. Quaternary International, 79, s VANDENBERGHE, J. (2002): The relation between climate and river processes, landforms and deposits, during the Quaternary. Quaternary International, 91, WALLING, D. E., HE, Q. (1998): The spatial variability of overbank sedimentation on river floodplains. Geomorphology, 24, WHITTOW, J. (1984): Dictionary of physical geography. The Penguin, Oxford, 591 s. ZIELINSKI, T. (2003): Catastrofic flood effects in alpine/foothill fluvial system. Geomorphology, 54, s