UNIVERZITA PALACKÉHO V OLOMOUCI PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA KATEDRA ROZVOJOVÝCH STUDIÍ. Jan HOLUB

Transkript

1 UNIVERZITA PALACKÉHO V OLOMOUCI PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA KATEDRA ROZVOJOVÝCH STUDIÍ Jan HOLUB CHARAKTERISTIKA RIZIKOVÝCH PŘÍRODNÍCH FAKTORŮ VE VÝCHODOAFRICKÉM RIFTU Bakalářská práce Vedoucí práce: RNDr. Irena SMOLOVÁ, Phd. Olomouc 2008

2 Prohlašuji, že jsem bakalářskou práci vypracoval samostatně a veškeré použité zdroje jsem uvedl v seznamu literatury. Hradec Králové 15. srpna

3 Děkuji paní RNDr. Ireně Smolové Phd. za vstřícný přístup, cenné rady a odborné vedení mé bakalářské práce. 3

4 Vysoká škola: Univerzita Palackého Fakulta: Přírodovědecká Katedra: Geografie Školní rok: 2005/2006 ZADÁNÍ BAKALÁŘSKÉ PRÁCE Pro JANA HOLUBA Obor Mezinárodní rozvojová studia Název tématu: CHARAKTERISTIKA RIZIKOVÝCH PRÍRODNÍCH FAKTORU VE VÝCHODOAFRICKÉM RIFTU. Characterization of the natural hazard factors in the East African Rift Zásady pro vypracování: Cílem bakalárské práce je charakteristika významných rizikových faktoru ve Východoafrickém riftu, která bude vycházet z rešerše dostupné literatury a aktuálního monitoringu rizikových faktoru v zájmovém území (využití stránek USGS). Pozornost bude venována komplexní fyzickogeografické charakteristice Východoafrického riftu se zvláštním zretelem na seismickou a vulkanickou aktivitu v regionu v posledním období (doporucené je posledních 5 let). Charakteristika rizikových faktoru bude rozdelena na endogenní a exogenní faktory. Navržená struktura práce: 1. Úvod. 2. Cíle práce. 3. Použitá metodika (zhodnocení základní literatury). 4. Vymezení a základní fyzickogeografická charakteristika zájmového území. 5. Základní charakteristika riftových struktur sveta. 6. Základní morfometrická charakteristika Východoafrického riftu. 7. Endogenní rizikové faktory 7.1. Seismická aktivita v zájmovém území Projevy sopecné cinnosti v zájmovém území. 8. Exogenní rizikové faktory 8.1. Svahové pochody Extrémní klimatické jevy Ostatní exogenní faktory 9. Záver 10. Summary Seznam literatury 4

5 Bakalárská práce bude zpracována v techto kontrolovaných etapách: rešerše literárních pramenů červenec-prosinec 2006 textová část březen-duben 2007 Rozsah grafických prací: schémata, tématické mapy, grafy, tabulky. Rozsah průvodní zprávy: 40 stran vlastního textu + BP v elektronické podobě Seznam odborné literatury: Demek, J. (1987): Obecná geomorfologie. Academia, Praha, 476 s. Earthquake Hazards Program. USGS Earthquake Bulletins and Catalogs at the USGS National Earthquake Information Center Morgan, W., M.: Zemetresení: znicení San Francisca. Oldag, Ostrava, 1999, 259 s. Morris, N.: Zemetresení. Computer Press, Brno, 2003, 31 s. ISBN Procházková, D.: Seismické inženýrství na prahu tretího tisíciletí. SN, Praha, ISBN Regional Catalogue of Earthquakes ( Strahler, A. ed. (2006): Introducing Physical Geography. John Wiley, Fourth Edition, New York, 728 s. ISBN X. Summerfield, M.A. ed. (1991): Global Geomorphology. John Wiley, Fourth Edition, New York, 537 s. ISBN Vedoucí bakalárské práce: RNDr. Irena Smolová, Ph.D. Datum zadání bakalárské práce: červen 2006 Termín odevzdání bakalárské práce: květen 2007 vedoucí katedry vedoucí bakalářské práce 5

6 Obsah Seznam zkratek Úvod Cíle práce Použitá metodika Vymezení a základní fyzicko-geografická charakteristika zájmového území Základní charakteristika riftových struktur světa Základní morfometrická charakterisrika Východoafrického riftu Etiopský rift Albertův rift Gregoryho rift Endogenní rizikové faktory Seismická aktivita v zájmovém území Projevy sopečné činnosti v zájmovém území Nyamuragira Nyiragongo Ol Doinyo Lengai Manda Hararo Dabahhu Erta Ale Exogenní rizikové faktory Svahové pochody Extrémní klimatické jevy Globální změny klimatu El Niño Southern Oscilation (ENSO) Závěr Summary Seznam literatury Příloha

7 Seznam zkratek USGS OCHA IRIN ISDR ČGS ENSO ČHMÚ KNMI NOAA IPCC UNDP WWF United States Geological Survey United Nations Office for the Coordination of Humanitarian Affairs Integrated Regional Information Networks International Strategy for Disaster Reduction Česká geologická služba El Nino Southern Oscilation Český hydrometeorologický ústav Het Koninklijk Nederlands Meteorologisch Instituut (Královský nizozemský meteorologický institut) National Oceanic and Atmospheric Administration Intergovernmental Panel on Climate Change United Nations Development Programme World Wide Fund For Nature 7

8 1. Úvod Východoafrický rift představuje rozsáhlou a velmi rozmanitou oblast afrického kontinentu. Tato různorodost je patrná v každém ohledu. Obyvatelstvo náleží k mnoha desítkám kmenů s vlastní kulturou a jazykem. Podnebí sahá od pouštního až po klima tropické dešťové. S klimatickou rozmanitostí se pojí také bohatost společenství rostlin a živočichů. Od oblastí téměř bez života jako například vyprahlé území Afarského trojúhelníku v severní Etiopii po tropické deštné lesy s výjimečně vysokou druhovou rozmanitostí. Jedná se také o geologicky velmi zajímavé území. Východoafrický rift je totiž jedno z mála míst, kde můžeme přímo sledovat přeměnu kontinentální kůry na oceánskou. Vědci předpokládají, že během následujících deseti milionů let bude Východoafrický rift dosahovat současné šířky Rudého moře, dno riftového údolí zaplaví mořská voda a z takzvaného Rohu Afriky (Somálský poloostrov) se stane ostrov. S utvářením riftového systému jsou však spojeny procesy, které představují významné riziko pro místní obyvatelstvo. Zemětřesení a sopečná činnost ohrožují životy lidí i jejich možnosti obživy. Kromě endogenních faktorů obyvatele postihují také katastrofy exogenního původu, jako jsou například svahové pochody nebo extrémní klimatické jevy způsobující záplavy, sucha, sesuvy půdy nebo erozi. Jelikož se všechny státy východní Afriky řadí mezi rozvojové země mají přírodní katastrofy většinou velmi vážné následky. Zatímco vyspělé státy bývají na přírodní katastrofy dobře připraveny a dochází jen k minimálním ztrátám na životech a škody jsou převážně materiální, v chudých státech východoafrického riftu dochází k četným úmrtím a ke ztrátám prostředků zajišťujících základní obživu obyvatel. Proto je potřeba zhodnotit jednotlivé rizikové faktory a na základě tohoto ohodnocení zavést opatření, která by negativním důsledkům přírodních procesů zabránila, nebo je alespoň zmírnila. Mezi tato opatření mohou patřit systémy včasné výstrahy, normy ve stavebnictví týkající se odolnosti proti zemětřesení, moderní technologie, efektivní hospodaření s vodou a podobně. Všechna tato opatření jsou ve vyspělých státech běžná. V rozvojových státech tomu tak bohužel z mnoha důvodů není. Na vině je nedostatek odborníků, financí nebo i politické vůle k jejich zavádění. Jestli chtějí vyspělé státy rozvojovým zemím opravdu pomáhat, zde se nabízí vhodná příležitost. 8

9 2. Cíle práce Cílem předkládané bakalářské práce je komplexní charakteristika významných přírodních rizikových faktorů ve Východoafrickém riftu vyvolávané jak endogenními tak exogenními procesy probíhajícími na naší planetě. Práce vychází z rešerše dostupné české a cizojazyčné literatury, převážně cizojazyčných internetových zdrojů a aktuálního monitoringu dané oblasti. Pozornost bude věnována fyzicko-geografické a morfometrické charakteristice Východoafrického riftu. Hlavním tématem ovšem bude zhodnocení závažnosti jednotlivých rizikových faktorů. Dílčím cílem bude analýza dopadů jednotlivých rizikových jevů na obyvatelstvo a infrastrukturu a následné odstraňování vzniklých škod. Kromě textové části bude práce obsahovat také část grafickou (schematické mapy, tabulky, obrázky). 9

10 3. Použitá metodika Ke zpracování mé bakalářské práce jsem použil rešeršně-kompilační metodu. Tedy vyhledání informací v odborné literatuře a internetových zdrojích a jejich následné zpracování. Vzhledem ke geografické poloze zájmového území jsem vycházel především z cizojazyčných zdrojů, zejména anglických. Při zpracování kapitoly Vymezení a základní charakteristika fyzicko-geografická charakteristika zájmového území jsem vycházel především z publikace Introducing Physical Geography (STRAHLER, A.) Hlavní knižní zdroje informací pro kapitolu Základní charakteristika riftových struktur světa jsou Introducing Physical Geography (STRAHLER, A.), Obecná geomorfologie (DEMEK, J.) a Vznik pevnin a oceánů (KUKAL, Z.). Kapitola Základní morfometrická charakteristika Východoafrického riftu je rozdělena do tří podkapitol. Důvodem jsou rozdíly ve stáří a příčině vzniku jednotlivých částí riftu. Kapitola čerpá z knižních zdrojů a z odborných článků převzatých z internetových databází vědeckých publikací. Z tištěné literatury se jedná o knihy Introducing Physical Geography (STRAHLER, A.), Regionální geologie světa (MÍSAŘ, Z.) a Zeměpis světa, Afrika (KUNSKÝ, J.) Následující kapitola Endogenní rizikové faktory se skládá z části věnované seismické aktivitě a části týkající se sopečné činnosti. Informace o zemětřeseních jsem čerpal zejména z internetových stránek USGS. Hlavní zdroj pro podkapitolu popisující vulkanickou aktivitu jsou internetové stránky Smithsonian Institution. Kapitola Exogenní rizikové faktory obsahuje části věnované svahovým pochodům, extrémním klimatickým jevům, globálním změnám klimatu a ENSO. Pro tuto kapitolu jsem čerpal informace z odborných článků a internetových stránek mezinárodních i vládních organizací. Z mezinárodních se jedná například o WWF, IPCC nebo UNEP, z vládních NOAA, ČHMÚ a KNMI. 10

11 4. Vymezení a základní fyzicko-geografická charakteristika zájmového území Východoafrický rift je součástí celosvětového riftového systému obepínajícího celou planetu. Na tento systém navazuje v oblast i Afarského trojúhelníku v severní Etiopii, kde se spojuje s rifty Rudého moře a Adenského zálivu. Východoafrický rift se táhne ze středního Mosambiku v jihovýchodní Africe na sever celou východní Afrikou až do Etiopie a Eritrei. Rift se dělí na západní a východní větev. Za západní větev, také nazývanou Albertův rift (Albertin rift), je považována jižní část riftu v Mosambiku, Malawi a jižní Tanzanii, kde se riftový systém dělí. Západní větev poté vede přes jezero Tanganika po východní hranici Demokratické republiky Kongo až do Ugandy. Východní větev vede přibližně středem Tanzanie a Keni do Etiopie, Eritrei a Džibutska. Jižní část východní větve se také nazývá Gregoryho rift (Gregory rift), severní část je tvořena riftem etiopským. Mezi nejvýznamnější pohoří riftu patří Etiopská vysočina, Somálská plošina, Kilimandžáro, pohoří Virunga nebo Ruwenzori. Oblasti riftu se také nachází několik desítek sopek, z nichž mezi ty nejznámější se řadí Mt. Kenya, Mt, Elgon, Ol Doinyo Lengai, Mt. Meru ve východní větvi riftu nebo Nyiragongo, Nyamuragira a Karisimbi v západní větvi. Ve východoafrickém riftu jsou také nejvýše a nejníže položená místa celého afrického kontinentu. Nejnižší místo se nachází v Danakilské proláklině (- 125 m n. m.), nejvyšším místem je Kibo (5895 m n. m.), jeden z vrcholů Kilimandžára. Nejvýraznějším hydrologickým rysem Východoafrického riftu jsou takzvaná Velká africká jezera. Tedy jezera Ukerewe (Viktoriino), Albertovo, Edwardovo (Rutanzige), Kivu, Tanganika a Malawi. Další velká jezera jsou bezodtoká jezera Turkana v severní Keni a Rukwa v jihozápadní Tanzánii nebo průtočné jezero Kyoga v Ugandě. Kromě jezer Turkana, Ukerewe a Kyoga patří všechna výše zmíněná jezera do západní větve riftu. Ukerewe a Kyoga leží mimo Východoafrický rift na Východoafrické plošině, která je ze západu a východu tímto riftem ohraničena. Turkana náleží do východní části riftu, ve které se nachází řada menších jezer. Zejména v údolí Etiopského riftu a v keňské a severotanzanské části údolí Gregoryho riftu. Mimo riftová údolí leží jezero Tana na východě Etiopské vysočiny, z něhož vytéká Modrý Nil. Prameniště Bílého Nilu se nachází v oblasti Velkých jezer. Další významné řeky jsou Omo a Awash pramenící v Etiopské vysočině. Omo teče směrem na jih a vlévá se do jezera Turkana. 11

12 Awash pramení západně od Addis Abeby, protéká údolím Etiopského riftu a končí v jezeře Abbe na hranicích Etiopie a Džibutska. Podle nejrozšířenější Köppen-Geigerovy klasifikace klimatu [24] můžeme Východoafrický rift zařadit do tří hlavních klimatický pásem (tropické, suché a teplé). Tyto se dále dělí na typy a podtypy určené rozložením srážek a teplot v průběhu roku. Na necelé polovině rozlohy riftu se jedná o klima savany (tropical savanna climate) s výrazným obdobím sucha v zimních měsících dané polokoule. Geograficky se jedná o jižní Etiopii, Ugandu, střední Keňu, Rwandu, Burundi, severní a jižní Tanzanii. Další významný klimatický typ je teplé suché klima (warm semi-arid climate) přecházející až do pouštního klimatu (warm desert climate). Polopouštní a pouštní klima mají oblasti Eritrey, severní a východní Etiopie, severozápadní a východní Keňa a střední Tanzánie. Pouštní klima je nejvýraznější v Afarském trojúhelníku a ve východní Keni. Regiony s nejvyšším množstvím srážek jsou Etiopská vysočina, jihozápadní Keňa (mezi jezerem Ukerewe a Kilimandžárem) a jižní konec riftového systému okolo jezera Malawi s teplým dešťovým klimatem a okolí jezera Ukerewe s tropickým dešťovým klimatem. Srážky v pouštních a polopouštních oblastech dosahují maximálně 500 mm za rok, na savanách je rozmezí srážek 500 až 1000 mm, v nejvlhčích regionech přesahují srážky 1000 mm za rok. Kromě zeměpisné šířky má na množství srážek vliv také nadmořská výška. [6] Většina východní Afriky má dvě období dešťů. Delší a s větším množstvím srážek v první polovině roku; druhé, kratší a méně vydatné v polovině druhé. Srážkově bohatá období se však liší v závislosti na zeměpisné šířce, vzdálenosti od oceánu i orientaci svahů. Příkladem mohou být Etiopská vysočina a Somálská plošina. Zatímco Etiopská plošina ukloněná směrem k západu má jedno výrazné období dešťů s nejvyšším množstvím srážek v červenci a srpnu, Somálská plošina ukloněná k východu má období dešťů dvě. S nejdeštivějšími měsíci dubnem a říjnem. [24] Podnebí východní Afriky je také ovlivňováno klimatickými jevy El Niño a La Niña. Způsobující neobvykle vysoké nebo naopak nízké srážkové úhrny. Důsledkem jsou záplavy, s nimi spojené sesuvy půdy, nebo sucha. 12

13 5. Základní charakteristika riftových struktur světa Rift 1 je protáhlá struktura vázaná na hlubinné zlomy vznikající na divergentním rozhraní dvou litosférických desek nebo subdesek (Východoafrický rift, rozhraní Africké desky a Somálské subdesky).[2] Šířka riftů se pohybuje od 5 až 20 km (rift Mrtvého moře) po 100 až 200 km (rift Rudého moře), délka je také velmi rozdílná, od stovek kilometrů (Bajkalský rift) až po tisíce kilometrů (rift Středo-atlantského hřbetu). Riftové zóny můžeme rozdělit na pevninské, mezipevninské a vnitrooceánské. Pevninské riftové zóny, jako například Východoafrický rift, jsou tvořeny pouze pevninskou kůrou. Mezipevniské mají okraje z pevninské kůry, ale střed riftu už je tvořen kůrou oceánskou (rift Rudého moře). Vnitrooceánské rifty jsou tvořeny jen oceánskou kůrou (například Středoatlantský hřbet). [3] S riftovými strukturami jsou spojena zemětřesení a zejména vulkanismus (vulkanická pohoří východní Afriky). K přibližně třem čtvrtinám celosvětové produkce lávy dochází v právě v oblastech středooceánských hřbetů. [47] Příčinou vzniku riftu je konvekční proudění v plášti, díky kterému stoupá k povrchu žhavé magma způsobující vyklenutí zemské kůry a vznik takzvaných dómů. V případě Východoafrického riftu jsou to Afarský a Východoafrický dóm. Prolomením těchto dómů a popraskáním pevninské kůry na jednotlivé kry vzniká rift. Poklesem ker ve střední části riftu vzniká riftové údolí ohraničené strmými svahy. Neustálý tlak stoupajícího magmatu vede k oddalování litosférických desek a je provázen seismickou a vulkanickou činností. Výlevy bazaltových láv do rozšiřujícího se riftu vytvářejí novou oceánskou kůru. [6] Celková délka riftových struktur na zemi je přibližně 60 tisíc kilometrů. Naprostou většinu z nich tvoří středooceánské hřbety. Z nich nejrozsáhlejší je Středoatlantský hřebet na rozhraní Severoamerické a Euroasijské desky na severu a Jihoamerické a Africké desky na jihu. Mezi další středooceánské hřbety patří například Gakellův hřbet v Severním ledovém oceánu oddělující Severoamerickou a Euroasijskou desku. Africkou a Indoaustralskou desku dělí Carslberský hřbet a Středoindický práh. 1 Dříve nazýváno také prolom, příkop nebo příkopová propadlina. [26] 13

14 Africkou a Antarktickou odděluje Jihozápadoindický práh, mezi Indoaustralskou a Antarktickou deskou je práh Jihovýchodoindický. Rozhraním Pacifické desky a Antarktické je Jihopacifický práh. Východopacifický práh odděluje Pacifickou desku a desku Nazca. Mezipevninské rifty jsou rifty Mrtvého moře a Adenského zálivu. Pevninské jsou například Východoafrický rift, Západoevropský riftový systém nebo Bajkalský rift. Obrázek 1: Typy rozhraní litosférických desek [50] 14

15 6. Základní morfometrická charakterisrika Východoafrického riftu Východoafrický rift se táhne v délce zhruba 3000 km od Afarského trojúhelníku v severní Etiopii na jih až k ústí řeky Zambezi ve středním Mozambiku. Východoafrický rift je součástí světového riftového systému, se kterým je spojen v oblasti Afarského trojúhelníku. Afarský trojúhelník se nachází na území severní Etiopie, Eritrei a Džibutska a představuje takzvaný trojný bod, z kterého vychází tři ramena tvořící divergentní rozhraní litosférických desek. Jihozápadní rameno tvoří rozhraní Africké desky a Somálské subdesky, severozápadní rameno je hranicí desky Africké a Arabské a východní představuje hranici desky Arabské a subdesky Somálské. [6] Celý riftový systém se nachází na Africké platformě tvořené prekambrickými horninami, která zaujímá převážnou část Afriky, Arabský poloostrov a ostrov Madagaskar. Africkou platformu můžeme na africkém kontinentě rozdělit na základní kratony (megabloky), jež se skládají z dílčích jednotek. Z hlediska vývoje Východoafrického riftu je důležitá přechodná hranice vedoucí mezi centrálním (konžsko-kalaharským) megablokem a východoafrickým (mosambickým či mosambicko-egyptským) megablokem vedoucí severojižním směrem. Právě na tomto rozhraní rift vzniká. [5] Východoafrický rift dělíme na západní a východní větev. Tyto se od sebe liší stářím i převládající aktivitou. Západní větev (anglicky také Albertine rift) je mladší a převládajícím endogenním faktorem je seismická činnost. Východní větev (anglicky též Gregory rift) je starší a významnější je zde vulkanická činnost. K východní větvi se také někdy přiřazuje i Etiopský rift. Ten nemá s výše zmíněným Albertovým a Gregoryho riftem společný původ, je ale považován za součást východoafrického riftového systému. Západní a východní větev jsou výsledkem působení plumy pod Východoafrickým dómem, zatímco Etiopský rift se nachází v oblasti Afarského dómu. Za předěl mezi Etiopským a Gregoryho riftem můžeme považovat riftovou strukturu jezera Turkana zasahující do severní Keni a jižní Etiopie. Vzhledem k výše uvedeným rozdílnostem ve stáří a příčině vzniku jednotlivých součástí Východoafrického riftu, budou dále popisovány jednotlivé části samostatně. Jmenovitě Etiopský rift, Albertův rift (západní větev) a Gregoryho rift (východní větev). 15

16 Významnými faktory, které ovlivnily vznik riftového systému jsou Tanzánský kraton (Východoafrická plošina) a Ňaský kraton. Tanzánský kraton se nachází mezi západní a východní větví riftového systému a je tvořen zesílenou litosférou (okolo 200 km). Právě pod ním vystupuje magma z pláště k povrchu a vytváří Východoafrický dóm. Tanzánský kraton je natolik pevný, že vystupující magma není schopno skrz něj proniknout a šíří se pod ním k jeho okrajům a zároveň dochází k vyzvedávání kratonu. K výstupu plumy dochází mimo střed kratonu blíže k jeho východní hranici. Toto způsobuje, že je více vyzvedáván na východní straně, a k vytváření riftu a vulkanické činnosti zde dochází dříve než na jeho západním okraji. Ňaský kraton leží na západ od jezera Malawi a na severu hraničí s jezerem Tanganjika. Tanzánský a Ňaský kraton ovlivnily také místo vzniku takzvaného trojného styku (anglicky triple juncion), které se nenachází nad vystupující plumou, ale poněkud jižněji u severního konce jezera Malawi. [62] 6.1. Etiopský rift Etiopský rift je nejstarší částí Východoafrického riftu (Východoafrického riftového systému). Jeho formování začalo přibližně před 45 miliony let masivní vulkanickou činností, jejímž výsledkem je rozlehlá Etiopská vysočina a Somálská plošina o průměrné nadmořské výšce 2000 až 3000 m tvořené převážně bazalty. Jejich předěl představuje riftové údolí, které začalo vznikat zhruba před 20 miliony let v Eocénu. [27] Etiopská vysočina se výrazně zvedá nad okolními rovinami, přičemž nejvyšších nadmořských výšek dosahuje ve své východní části. Formou stupňovitých plošin se mírně sklání k západu až jihozápadu. Z těchto plošin vystupují ploché svědecké vrchy (amby), charakteristické prvky reliéfu této oblasti. Jižní a centrální část vysočiny jsou tvořeny čedičovými příkrovy, na severu vystupuje žulové podloží. Nejvyšším pohořím vysočiny je Semjen (Ras Dašan 4620 m), mezi pohořími Semjen a Čoke (Birhan 4153 m ) leží kotlina jezera Tana (1830 m), ze kterého vytéká Modrý Nil. Od Somálské plošiny je Etiopská vysočina na východě oddělena 800 km dlouhým Etiopským riftem. [4] 16

17 V oblasti Afarského trojúhelníku dosahuje šířka riftu více než 350 km. Oproti tomu samotný Etiopský rift dosahuje šířky zhruba 50 až 70 km. Afarský trojúhelník představuje přechod mezi kontinentální a oceánskou kůrou, čemuž nasvědčuje tloušťka kůry činící zhruba 20 km. Nadmořská výška sahá od několika desítek metrů pod úrovní moře (Danakilská proláklina 125 m n.m.) po 1500 m nad úrovní mořské hladiny. Od Rudého moře je Afraský trojúhelník oddělen Danakilskou hrástí (nejvyšší bod 2130 m n. m.), od Adenského zálivu Ayshaskou hrástí. [62] 6.2. Albertův rift Západní větev představuje nejmladší část východoafrického riftového systému. Její vývoj začal zhruba před 12 až 13 miliony let v blízkosti jejího dnešního severního konce v oblasti pohoří Virunga. Vývoj riftu poté pokračoval zhruba jižním směrem podél západní hranice Tanzánského kratonu. Na jeho jižním okraji na hranicích Tanzánie a Malawi dochází ke spojení s východní větví Východoafrického riftu v místě takzvaném trojného styku. Ten tvoří rift jezera Rukwa vedoucí směrem SZ-JV (západní větev), rift řeky Ruaha ve směru SV-JZ a rift jezera Malawi ve směru S-J. [6] Ačkoli sopečná činnost je v západní větvi oproti východní výrazně slabší, nacházejí se zde čtyři významné vulkanické provincie a několik menších izolovaných oblastí. Mezi výše zmíněné významné provincie patří jmenováno od severu k jihu Toro-Ankole na severním konci Edwardova jezera, pohoří Virunga, Jižní Kivu (South Kivu) a provincie Rungwe na severním okraji jezera Malawi. [30] Kromě výše zmíněných vulkanicky aktivních oblastí tvoří západní větev deprese vzniklé poklesem ker vyplněné hlubokými jezery protáhlého tvaru a kerná pohoří v místech zdvihu (pohoří Ruwenzori). Od severu k jihu jsou to Albertovo jezero, z kterého vytéká Albertův Nil, Edwardvo jezero (Rutanzige), Kivu, Tanganika, bezodtoké jezero Rukwa a jezero Malawi. Příkopy Albertova a Edwardova jezera odděluje kerné (hrásťové pohoří) Ruwenzori (Margherita 5119 m). Edwardovo jezero a jezero Kivu odděluje výše zmíněné sopečné pohoří Virunga tvořené řetězcem osmi sopek. Nejvyšší je Karisimbi (4507 m). Dosud činné jsou sopky Nyiragongo a Nyamuragira. Severně od jezera Malawi se nachází sopka Rungwe (2960 m). [4] 17

18 6.3. Gregoryho rift Východní větev se skládá z riftu jezera Turkana na severu a Gregoryho riftu na jihu. Počátek vzniku této části Východoafrického riftu se datuje do období před zhruba 33 miliony let. Stejně jako v případě Etiopského riftu a západní větve se tento rift začal vyvíjet od svého severního konce směrem k jihu. Vývoj západní větve riftu začal rozsáhlými výlevy čedičové lávy pokrývajícími značnou část rozlohy riftu. Množství (objem) těchto bazaltů se odhaduje na zhruba 45 tisíc km³. Po několika milionech let tyto výlevy lávy následoval vznik polopříkopových propadlin (halfgraben). Kromě původního severojižního směru dochází později také k vulkanické činnosti postupující ve směru západovýchodním, k níž dochází na východ od riftu mimo jeho hranice. Nejvýraznějšími strukturami vzniklými z této sopečné činnoti jsou Huri Hills, pohoří Marsabit, Nyambeni Hills, Mt. Kenya, Chyulu Hills a Kilimandžáro. Severní část západní větve, tedy oblast jezera Turkana je široká 150 až 250 km Příčinou šířky Turkanského riftu je skutečnost, že tento vznikl v místě starších riftových struktur. Na přelomu jury a křídy vznikl ve střední a severní Africe rozsáhlý riftový systém. Částí tohoto sytému je příkopová propadlina Anza graben, která prochází napříč Keňou od jejího jižního pobřeží směrem na severozápad k jezeru Turkana. Turkanský rift tedy vzniká v místě předehřáté a oslabené litosféry, což má za následek formování širokého riftu s nepříliš výraznými a vysokými hranicemi. Turkanský rift však nevznikl přímo na místě původní příkopové propadliny Anza graben, nýbrž na západ od ní v její blízkosti. [62] Příkop jezera Turkana uzavírá na jihu sopka Teleki, na jihovýchodě pak sopka Kulal (2351 m). Na Turkanský rift navazuje na jihu rift Gregoryho, také nazývaný Keňský rift nebo Riftové údolí (anglicky Gregory rift/ Kenya rift/ Rift Valley). Gregoryho rift je oproti Turkanskému mnohem užší. Dosahuje šířky jen 60 až 70 km. Samotné riftové údolí má pak šířku 10 až 15 km a jeho okraje převyšují dno údolí až o 2500 m. V riftovém údolí se nachází jezera Baringo a Bogoria (dříve Hannington). Dále na jih je údolí přerušeno výše zmíněnými vulkanickými strukturami v jižní Keni a severní Tanzánii. Jedná se například o Mt. Kenya (5194 m), Meru (4567 m), Mt. Elgon (4321 m) a pohoří Kilimadžáro tvořené třemi navzájem spojenými kužely (Šire, Kibo, Mawenzi), z nichž největší výšky dosahuje nejmladší kužel Kibo (5895 m). 18

19 Východní větev Východoafrického riftu poté pokračuje rozsáhlou vulkanickou oblastí s pánvemi jezer Naivasha, Natron a Eyasi a několika sopkami s obřími krátery. Z nichž nejvýznačnější jsou sopka Ngorongoro (2 286 m) s kalderou o rozměru 16 až 19 km [8] a Ol Doinyo Lengai (2 878 m) ležící na jih od jezera Natron. [9] Poté východní větev pokračuje zlomovým systémem se svahem vysokým 500 až 700 m, na jehož severním konci se nalézá jezero Manyara a na jižním příkop protékaný řekou Ruaha. Zde se východní větev stýká se západní. Jedná se o trojný styk příkopů řeky Ruaha a jezer Rukwa a Malawi. [4] 19

20 Obrázek 2: Východoafrický rift (upraveno dle USGS) [46] 20

21 7. Endogenní rizikové faktory Endogenní rizikové přírodní faktory zahrnují zemětřesení a sopečnou činnost. Oproti konvergentním rozhraním litosférických desek je seismická a vulkanická činnost na divergentních rozhraních, například Východoafrický rift, méně výrazná Přesto ale představují tyto faktory významné pro místní obyvatelstvo, zvláště uvědomíme-li si nízký stupeň rozvinutosti zemí v oblasti riftu. Obecně mají totiž přírodní katastrofy v rozvojových státech mnohem závažnější následky než v zemích vyspělých Seismická aktivita v zájmovém území Seismicky aktivnější je západní větev Východoafrického riftu, zejména v oblasti sopek Nyamuragira a Nyiragongo. Zde dochází i k zemětřesným rojům čítajícím až několik desítek otřesů. Většina zemětřesení patří mezi mělká, tedy s hypocentrem do 70 km pod zemským povrchem. Přičemž zemětřesení s hypocentrem hlouběji než 35 km jsou velmi výjimečná. K hlubokým zemětřesením nedochází, neboť ta jsou vázána výhradně na subdukční zóny. Větší seismickou aktivitu západní větve a hloubku ohnisek zemětřesení dokládá Obrázek 3. V Gregoryho riftu jsou seismicky aktivnější oblast Afarského trojúhelníku a region na pomezí Keni a Tanzanie. Hazardy spojené se zemětřeseními můžeme rozdělit na primární a sekundární. Primární hazardy představují přímo otřesy povrchu. Tyto otřesy jsou charakterizovány hodnotou zrychlení, které můžeme měřit v horizontálním a vertikálním směru. Předpokládaná možná hodnota zrychlení se využívá při vytváření map seismického rizika v jednotlivých oblastech. Z hlediska seismických vln a rizik s nimi spojených jsou nejméně nebezpečné podélné, neboli primární vlny (P vlny), větší škody vyvolávají příčné sekundární vlny (S vlny). Největší škody ale způsobují dva typy vln šířící se po zemském povrchu (s-vlny). Rychlejší Loveho vlny kmitají částicemi kolmo na směr šíření vln. Pomalejší vlny Rayleighovi kmitají částicemi ve vertikálním směru, přičemž jednotlivé částice opisují eliptickou trajektorii. Nejnebezpečnější jsou Loveho vlny, jelikož většina staveb odolá určité síle vertikálních otřesů, ale odolnost proti horizontálním pohybům bývá výrazně nižší. Tento problém je zvláště patrný v rozvojových oblastech, kde jsou stavby budovány 21

22 například z nepálených cihel nebo kamení. Kromě nevhodného použitého materiálu bývá důvodem poškození staveb také nedodržení stavebních norem a postupů. Mezi sekundární hazardy patří hlavně svahové pochody (sesuvy půdy, laviny) a cunami. V případě Východoafrického riftu se jedná zejména o sesuvy půdy. Na velikost škod způsobených zemětřesením má vliv velikost zemětřesení, vzdálenost od epicentra, geologické a topografické podmínky. V případě sesuvů i klimatické podmínky. [17] Obrázek 3: Seismická aktivita mezi lety 1990 a 2000 [49] 22

23 Ve Východoafrickém riftu dochází každoročně k několika desítkám zemětřesení, která většinou nezpůsobí větší škody ani ztráty na životech. V posledních pěti letech došlo ke dvěma zaznamenáníhodným zemětřesením. První zemětřesení z 23. února 2006 bylo výjimečné velikostí magnituda. Druhé, ke kterému došlo 3. února 2008, bylo významné počtem obětí a rozsahem materiálních škod. K zemětřesení z 23. února došlo v Mosambiku blízko hranice se Zimbabwe, 215 km severovýchodně od města Beira, v blízkosti jižního konce Východoafrického riftu. Podle Richterovy škály (ML) dosáhlo hodnoty 7.5, podle stupnice Mw, kterou používá USGS, hodnoty 7. [48] Jedná o jedno z nejsilnějších zemětřesení, ke kterým v regionu od roku 1900 došlo. Hypocentrum bylo v hloubce 11 km. Vzhledem k síle zemětřesení byly způsobené škody minimální. Podle zprávy OCHA došlo k úmrtí čtyř osob, 36 lidí bylo zraněno. Bylo zničeno nejméně 288 budov, 6 škol, 1 vodojem, 3 zdroje vody a 2 menší mosty. [29] Zemětřesení z 3. února 2008 bylo menší, dosáhlo jen stupně 5,9 (Mw), tedy 6,1 (ML). Epicentrum leželo 25 km severně od města Bukavu (Demokratická republika Kongo) v blízkosti jezera Kivu. Ohnisko zemětřesení bylo v hloubce 10 km. Jednalo se stejně jako v předchozím případě o mělké zemětřesení. Následky však byly mnohem větší. V Bukavu zemřelo 5 lidí a 200 lidí bylo zraněno. 99 budov se zřítilo a 815 bylo vážně poškozeno. V sousední Rwandě přišlo o život 26 lidí a 217 bylo zraněno ve městě Cyangugu a 7 lidí zahynulo a 300 bylo zraněno v oblasti Nyamasheke. [44] 7.2. Projevy sopečné činnosti v zájmovém území V oblasti Východoafrického riftu se nachází celkem 113 sopek činných v holocénu, tedy v období posledních zhruba 10 tisíc let, a 3 sopky činné naposledy v období pleistocénu, což znamená před 10 tisíci lety až přibližně 2 miliony let. Nejběžnější typ je stratovulkán. Většina sopek se nachází ve východní větvi Východoafrického riftu (Afarský trojúhelník, Etiopský rift, Gregoryho rift.). V současnosti nejaktivnější vulkány, které představují největší ohrožení pro obyvatelstvo, se však nalézají v západní větvi riftu (Albertův rift). Konkrétně se jedná o sopky Nyamuragira a Nyiragongo na východě Demokratické republiky Kongo při hranicích se Rwandou. Obě sopky leží severně od jezera Kivu. Tyto dvě sopky jsou 23

24 zoodpovědné za téměř dvě pětiny historicky zaznamenaných erupcí. [45] Další sopky aktivní v posledních pěti letech jsou Ol Doinyo Lengai v severní Tanzánii a sopky Manda Hararo, Dabahhu a Erta Ale v severní Etiopii v severozápadní části Afarského trojúhelníku. 2 Obrázek 4: Rozmístění sopek ve Východoafrickém riftu [42] Nyamuragira Nyamuragira, často také nazývaná Nyamulagira, je nejaktivnější africká sopka. Rozsáhlý šítový vulkán vzniklý z bazaltové lávy s vysokým podílem draslíku leží na východě Demokratické republiky Kongo při hranicích se Rwandou v západní větvi Východoafrického riftu 25 km severně od jezera Kivu a na severovýchod od sopky Nyiragongo. Objem lávy tvořící sopku je zhruba 500 km³ a lávové proudy pokrývají 2 Vycházím z databáze Global Volcanism Program vytvořené Smithsonian Institution. 24

25 plochu km². Mírné svahy sopky Nyamuragira kontrastují s výrazným kuželem blízkého stratovulkánu Nyiragongo. Na vrcholu s nadmořskou výškou m se nachází malá kaldera o rozměrech 2 x 2,3 km s přibližně 100 m vysokými stěnami. K historicky zaznamenaným erupcím došlo jednak ve vrcholové kaldeře nebo z četných puklin a struskových kuželů na svazích sopky. V minulosti lávové proudy stékající po svazích dosáhly délky více než 30 km a přiblížily se až k jezeru Kivu. [38] Ve sledovaném období posledních 5 let došlo ke dvěma erupcím. V květnu 2004 a na přelomu listopadu a prosince Při erupci v roce 2004 došlo k produkci sopečných plynů a výlevům lávy na severních a západních svazích sopky. Lávové proudy dosahující délky až 12 km nepřesáhly hranice Národního parku Virunga a nedošlo tedy k ohrožení místních obyvatel. Během poslední erupce v roce 2006 došlo opět k výronům sopečného popela a plynů a výlevům lávy, tentokrát na jižních svazích sopky. Obavy týkající se aktivity sopky jsou spojeny zejména s možností otravy hospodářských zvířat způsobené požíráním vegetace zasažené spadem sopečného popela. Stejně jako v případě sousední sopky Nyiragongo i v okolí vulkánu Nyamuragira dochází velmi často k zemětřesením, vyskytujícím se v takzvaných zemětřesných rojích. [37] Obrázek 5: Pohled na kalderu sopky Nyamuragira od jihozápadu [38] Nyiragongo Jeden z nejpozoruhodnějších afrických vulkánů leží při hranici DR Kongo a Rwany necelých 20 km severně od jezera Kivu. Jedná se o m vysoký stratovulkán s příkrými svahy a vrcholovým kráterem o průměru 1,2 km. Nyiragongo 25

26 na severu a jihu částečně překrývá starší stratovulkány Baruta a Shaheru. Zejména podél raidálních puklin jižně od Shaheru, v oblasti zasahující až k jezeru Kivu, se nachází přibližně 100 parazitických kuželů, z nichž mnohé jsou překryty mohutnými lávovými proudy. [38] Spolu s blízkou sopkou Nyamuragira patří mezi nejaktivnější africké vulkány. V současnosti probíhající erupce začala nejspíše 17. května S erupcí jsou spojeny výlevy lávy vytvářející lávové jezero, exploze pyroklastik a výrony vulkanických plynů a páry. Z mračen unikajícího SO 2 následně vznikají kyselé deště. Tyto deště mají negativní dopady jak na přírodu tak i na místní obyvatelstvo. Například v od srpna do listopadu 2003 kyselé deště a sopečné plyny úplně zničily 50 km 2 lesů uvnitř Národního parku Virunga, dalších 700 km 2 obdělávaných ploch bylo zasaženo zhruba z 50 %. Zasaženy byly také místní vodní zdroje. Došlo ke zvýšení koncentrace fluoridů 3 na hodnotu 23 mg/l, přičemž krajní tolerovaná hodnota udávaná WHO je pouze 1,5 mg/l. Nejničivější následky měly výlevy extrémně tekuté lávy v letech 1977 a Výsledkem erupcí v lednu 1977 bylo několik set mrtvých, a ztráta více než tisíce hektarů zemědělské půdy. Erupce ledna 2002 způsobila spontánní evakuaci asi 300 tisíc z celkového počtu přibližně 400 tisíc obyvatel blízkého města Goma ležícího na břehu jezera Kivu. Situaci těchto uprchlíků velmi ztěžovala vážná humanitární krize probíhající v celé východní části Demokratické republiky Kongo, kvůli níž se mnoho lidí vrátilo zpět do města již během dvou dnů, i přes nebezpečí možných dalších erupcí. Rozsáhlé lávové proudy zničily 13 % rozlohy města a zanechaly 40 tisíc obyvatel bez přístřeší.[39] Erupce sopky v lednu 2002 byla spojena s řadou vulkanických zemětřesení o magnitudu 4,2 až 5,0. K prvnímu silnému otřesu došlo již 4. ledna severně od sopky. Série zemětřesení mezi 17. a 22. lednem měla epicentrum přímo v oblasti sopky. Pozdější zemětřesení z 27, ledna mělo opět ohnisko na sever od sopky. [10] 3 Nadměrné množství fluoridů v organismu je toxické a způsobuje otravy. Může dojít k vážným poškozením trávicího traktu, jater nebo ledvin. Předpokládá se, že fluoridy mohou souviset i s onemocněním štítné žlázy. Chronická otrava fluoridy vede také k poškození kostí a zubů. [60] 26

27 Obrázek 6: Sopka Nyiragongo při pohledu přes jezero Kivu [38] Obrázek 7: Škody ve městě Goma způsobené erupcí v lednu 2002 [39] Obrázek 8: Lávové proudy ve městě Goma, leden 2002 [39] 27

28 Ol Doinyo Lengai Stratovulkán Ol Doinyo Lengai Masaji nazývaný Hora bohů se nachází v severní Tanzanii v údolí Gregoryho riftu jižně od jezera Natron. Symetrický kužel sopky dosahuje výšky m n. m.. Ol Doinyo Lengai je jediná známá sopka, u které byla historicky zaznamenána erupce karbonatitové 4 lávy a pyroklastik. Tato láva bohatá na sodík a draslík je oproti běžnější čedičové lávě neobvykle chladná (530 ºC) a vysoce tekutá. Na vzduchu rychle tuhne a rozpadá se. Přitom mění barvu z původní černé přes hnědou až po konečnou bílou. Podle toho je také možné určit její stáří. [1] Vytváření sopečného kužele skončilo před lety. Poté následovalo během holocénu periodické vyvrhování bazaltových pyroklastik. V historickém období docházelo k menším erupcím spojených s vyvrháváním menšího množství pyroklastik a četnými výlevy karbonatitové lávy na dno vrcholového kráteru. Tyto výlevy lávy občas překonaly okraj kráteru a zasáhly i svahy sopky. Během historie se hloubka a morfologie kráteru výrazně měnila. Zatímco v polovině 20. století dosahovaly stěny kráteru výšky až 200 m, v současnosti je kráter v podstatě zaplněn lávou, jejíž výlevy začaly v roce V roce 1998 láva dosáhla okraje severního kráteru a začala přetékat na svahy sopky. [41] Sopka je aktivní prakticky neustále, poslední, stále probíhající erupce začala v červnu V poslední době se jedná především o erupce sopečného popela a jiných drobných pyroklastik. Současné nebezpěčí představují možné suťové proudy nebo lahary, požáry způsobené žhavým popelem či lapillami a zřícení strmých struskových kuželů po obvodu vrcholového kráteru. Toto nebezpečí se ovšem týká spíše turistů pohybujících se v okolí nebo na svazích sopky. [32] Riziko ohrožení místního obyvatelstva větší erupcí je nízké. Větší nebezpečí představují zemětřesení vyvolaná vulkanickou aktivitou. 4 karbonatit - magmatická hornina převážně složená z uhličitanu vápenatého, popř. i jiných karbonátů, často s příměsí minerálů vzácných zemin (Nb aj. ) [26] Převzato z: 28

29 Obrázek 9: Ol Doinyo Lengai [41] Obrázek 10: Manda Hararo [35] Manda Hararo Manda Hararo je 150 km dlouhá a km široká oblast na západě Afarského trojúhelníku na JJV od Dabahhu. V oblasti je několik menších štítových sopek, přičemž nejvýznamější sopka Gumatmali-Gablaytu leží na jihovýchodním okraji celé oblasti. Okolo jezera Daorre se vyskytují horké prameny a fumaroly. [35] K zatím jediné zaznamenané erupci došlo v roce Probíhala od 12. srpna pravděpodobně až do 17. září. Erupce zahrnovala výrony plynů (SO 2 ) a výlevy lávy (aa láva, pahoehoe) z puklin. Na lávových proudech vznikly malé 2 až 10 m vsoké kužely, ze kterých unikaly sopečné plny. Místní obyvatelé oblast včas opustili. Nedošlo ani k žádným hlášeným škodám na majetku. [36] Dabahhu trojúhelníku na jihozápad od masívu Alayta (na Obrázku 12 označen písmenem A). Vrchol dosahující výšky 1442 m n. m. tvořený lávovými kupami, pemzovými kužely a obsidiánovými proudy vznikl na základně starší štítové sopky vytvořené bazalto-trachytovými lávami. Během historicky první zaznamenané erupce 26. září 2005 došlo k produkci sopečného popela a vzniku malé pemzové kupy. Kvůli erupci muselo být evakuováno z okolních vesnic přes 6 tisíc lidí. [33] V roce 2005, mezi 14. zářím a 4. říjnem došlo také k takzvanému roji zemětřesení. Celkový počet zemětřesení byl 131, přičemž nejvíce (42) se jich událo den před začátkem erupce. [34] 29

30 Obrázek 11: Dabahhu [33] Obrázek 12: Zemětřesný roj v okolí sopky Dabahhu [34] Erta Ale Erta Ale je izolovaná štítová sopka tvořená čedičem vytvářející stejnojmenný hřbet nacházející se v pusté Danakilské proláklině. Rozsáhlá, 50 km široká sopka dosahuje nadmořské výšky 613 m n.m.. Výška vrcholu nad okolním terénem je ale větší, neboť úpatí sopky na dně Danakilské prolákliny leží pod úrovní mořské hladiny. Jedná se o nejaktivnější etiopskou sopku, jejíž současná aktivita začala nejpozději roku 1967, možná dokonce už v roce V současnosti dochází k výlevům lávy do centrálního kráteru, kde se vytváří lávové jezero. Sopka nepředstavuje bezprostřední ohrožení pro obyvatelstvo. [31] Obrázek 13: Kaldera sopky Erta Ale [31] 30

31 8. Exogenní rizikové faktory 8.1. Svahové pochody Vzhledem k tomu, že téměř celý povrch planety je tvořen ukloněným terénem, jsou svahové pochody jedním z nejvíce rozšířených přírodních hazardů. Svahové pochody sice představují riziko pro rozsáhlé oblasti, ale jejich dopad je oproti jiným hazardům lokální až regionální. Příčiny svahových pochodů jsou velmi rozmanité a zahrnují jak endogenní tak exogenní jevy, často dochází ke kombinaci těchto jevů. Kromě přírodních faktorů ovlivňuje vznik a rozsah svahových pochodů také lidská činnost. Například odlesňování, pěstování nevhodných plodin nebo úpravy terénu spojené s budováním infrastruktury. Pro klasifikaci svahových pochodů můžeme použít dvě základní kritéria, rychlost a měřítko procesu. Měřítko zahrnuje především rozsah územní rozsah daného jevu a množství transportovaného materiálu. Podle rychlosti rozdělujeme svahové pohyby na pomalé, středně rychlé a rychlé (katastrofické). Pomalé pohyby představují nejmenší riziko, jejich rychlost je v řádech mm až cm za rok. Tyto jevy jsou zcela běžné a dochází k nim v různé intenzitě na všech svazích. Jedná se například o ploužení nebo soliflukce a geliflukce vznikající v půdách nebo zvětralinách nasycených vodou. Středně rychlé pochody dosahují rychlostí metry za den až metry za hodinu. Do této kategorie spadá většina sesuvů. Sesuvy vznikají na nestabilních svazích a znamenají již vážné ohrožení budov a infrastruktury. Větší katastrofy často vedou úmrtím. Nejrizikovější jsou rychlé svahové pochody, jejichž rychlost může dosáhnout desítek až stovek km za hodinu. Při těchto rychlostech jsou evakuace nebo útěk prakticky nemožné a ztráty na životech a majetku jsou značné. Mezi rychlé svahové pohyby patří řícení skal a všechny druhy tečení (suťové proudy, bahnotoky, lahary, půdotoky, atd.). Mimo výše uvedeného klasifikace na základě rychlosti můžeme svahové pochody dělit i podle podmiňujícího činitele na fluviální, za spoluúčasti podpovrchové vody, kryogenní, gravitační a biogenní.[18] 31

32 Vznik a intenzitu svahových pochodů ovlivňuje řada faktorů přírodních i antropogenních. Mezi tyto faktory patří: a) geologie: litologie, druh matečné horniny, struktura podloží, tektonika (zlomy, vrásy apod.) a s ní spojená seismická a vulkanická činnost. b) geomorfologie: elevace, sklon svahu, orientace svahu vůči světovým stranám, tvar svahu (konkávnost, konvexnost). c) půda: půdní typ, půdní druh, hloubka půdního profilu. d) pokrytí zemského povrchu: vegetace, zástavba, holý povrch. e) hydrologie: množství a intenzita srážek, půdní vlhkost, odvodnění. f) lidská činnost: zástavba, komunikace, odlesňování, zavlažování, meliorace, terénní úpravy, otřesy (způsobené například důlní činností nebo těžkou dopravou). [12] Naprostá většina svahových pochodů ve Východoafrickém riftu je způsobována srážkami. Jednak intenzivními přívalovými dešti a bouřkami jednak dlouhodobými dešti. Vliv tropických bouří a cyklón je omezen jen na jižní část riftu (Malawi, Mosambik). Mezi další, méně časté, příčiny patří zemětřesení a sopečné erupce. Ke vzniku svahových pochodů, zejména sesuvů, bahnotoků a půdní erozi významně přispívá také lidská aktivita. Jedná se především o nevhodné využívání půdy a terénní zásahy. V oblastech nejnáchylnějších k svahovým pochodům člověk odstranil většinu původní vegetace a lesů a nahradil je zemědělskými plodinami. Přirozená vegetace zajišťovala pomocí hustého kořenového systému stabilitu svahů a olistění bránilo půdní erozi. Mimoto vegetace odčerpávala půdní vlhkost, čímž zvyšovala stabilitu svahů. Na druhou stranu ale zvyšovala zatížení svahu, což naopak stabilitu snižuje. Tento problém se však týká spíše hospodářských lesů než původní vegetace. Mimo deforestace a neplánovaného obdělávání svahů způsobuje ztrátu vegetace také nadměrná pastva hospodářských zvířat. Kromě nesprávného využití půdy jsou důležitým negativním faktorem také zásahy do terénu jako důlní činnost, zářezy do svahů vytvářené kvůli budování komunikací, staveb nebo terasových polí. Tyto úpravy vedou ke změně hydrologického režimu svahů a jejich zvýšené nestabilitě. 32

33 K většině sesuvů půdy dochází v oblastech intenzivně využívaných k zemědělství, s vysokou hustotou zalidnění. Tyto oblasti jsou charakteristické teplým a vlhkým klimatem, strmými svahy a úrodnou půdou vznikající rychlým zvětráváním vulkanických hornin. [21] Vedle negativních dopadů lidské činnosti, existují také opatření, které naopak přispívají ke snižování rizik spojených se svahovými pochody. Tato opatření můžeme rozdělit na aktivní a pasivní. Mezi aktivní patří inženýrské a vodohospodářské stavby Například budování přehrad, odvodňování svahů, stabilizace svahů nebo prohlubování a rozšiřování říčních koryt. Kromě těchto finančně náročných opatření představuje další možnost opětovné zalesňování. Pasivní opatření zahrnují regulaci osídlování a hospodářského využití rizikových oblastí, varovné systémy založené na předpovědi srážek a hodnocení rizikovosti jednotlivých svahů. [20] Nejúčinnějším a nejpřesnějším způsobem, jak rizikovost jednotlivých svahů zjistit je tradiční terénní průzkum. Tento je však velmi časově a finančně náročný a není tudíž možné takto pokrýt větší oblasti. Zejména v chudých rozvojových zemích, mezi něž je možno zařadit všechny státy, do kterých Východoafrický rift zasahuje, je možnost terénních průzkumů omezená. Hlavními důvody jsou nákladnost a těžká přístupnost mnohých, zejména horských, oblastí. V rozvojových oblastech se proto musíme většinou spokojit s dálkovým průzkumem pomocí satelitů a využitím geografických informačních systémů. [12] Přesné zhodnocení rizikovosti míry dopadů svahových pochodů je obtížné. Jedním důvodem je rozmanitost příčin vzniku, které jsou jak endogenního tak exogenního původu a zároveň jsou podmíněny přírodními i antropogenními faktory. Dalším úskalím při vytváření statistik, zejména v rozvojových oblastech například jako východní Afrika je, že zdaleka ne všechny události jsou hlášeny. Zpravidla jsou zaznamenány jen ty nejzávažnější události s větším počtem usmrcených či zraněných osob nebo s velkými materiálními škodami. Podle statistiky z International Landslide Centre (Durham University, UK) bylo v roce 2007 v Africe zaznamenáno 13 událostí se smrtelnými následky, s celkovým počtem 120 obětí. Podíl afrického kontinentu na celosvětovém počtu svahových pochodů s obětmi na životech byl 3,3 %, podíl na celkovém počtu obětí 4,0 %. [25] Tato čísla se v posledních letech příliš nemění. Obecně však není svahovým pochodům ve Východoafrickém riftu, zejména v horských oblastech, věnována dostatečná pozornost a znalosti jsou spíše omezené. [15] 33

34 8.2. Extrémní klimatické jevy Extrémní klimatické jevy nezpůsobují tak velké materiální škody jako zemětřesení nebo vulkanická činnost, zasahují ale neporovnatelně více obyvatel východní Afriky. Z pohledu dopadu na obyvatelstvo jsou nejvýznamnějšími rizikovými faktory sucha a záplavy. Dochází k nim každý rok a postihují v podstatě celou východní Afriku. Jak vyplývá z Grafu 1 a Grafu 2, sucha a záplavy způsobují naprostou většinu úmrtí spojených s přírodními pohromami a zdaleka nejvíce negativně ovlivňují obyvatelstvo. Dopady ostatních rizikových faktorů, exogenních či endogenních, jsou v porovnání s záplavami a suchem zanedbatelné. Procento zasažených osob podle rizikového faktoru Procento úmrtí podle rizikového fakoru 4% sucho 3% 81% záplavy 12% vichřice epidemie 17% 2% 81% sucho záplavy epidemie Graf 1: Procento zasažených osob podle rizikového faktoru ( ) [28] Graf 2: Procento úmrtí podle rizikového faktoru ( ) [28] Ještě lépe význam suchých období patrný z Tabulky 1, která uvádí deset největších přírodních pohrom z hlediska množství zasažených osob v období let 1980 až Většina těchto devastujících such postihla právě státy ve Východoafrickém riftu. Z nich nejhůře postihována Etiopie. 34

35 10 největších přírodních pohrom podle počtu zasažených osob stát pohroma rok počet zasažených Keňa sucho ,000,000 JAR sucho ,000,000 Etiopie sucho ,600,000 Ghana sucho ,500,000 Súdán sucho ,600,000 Súdán sucho ,400,000 Etiopie sucho ,750,000 Etiopie sucho ,000,000 Malawi sucho ,000,000 Etiopie sucho ,500,000 Tabulka 1: 10 největších přírodních pohrom podle počtu zasažených osob ( ) [28] Na četnost a intenzitu extrémních klimatický jevů mají vliv současné globální změny klimatu a vcelku pravidelně se opakující epizody klimatického jevu ESNO. Jejich vliv je šířeji popsán v dalších kapitolách Globální změny klimatu Následky globálních změn jako například rostoucí teplota nebo změny v distribuci srážek představují vážné riziko pro všechny obyvatele světa, jak ve vyspělých tak i rozvojových státech světa. Předpokládá se, že jedním z nejvíce zasažených kontinentů bude Afrika, tedy i oblast Východoafrického riftu. Změny klimatu předpovídané pro africký kontinent nejsou tak extrémní jako například pro pobřeží moří a oceánů ohrožených stoupáním mořské hladiny, tropickými bouřemi a cyklonami nebo polární oblasti, kde bude nárůst teploty nejvyšší. Negativní dopady globálních změn budou zhoršovány jinými okolnostmi. Státy subsaharské Afriky patří mezi nejméně vyspělé země světa. Hospodářství je závislé především na zemědělství, které vytváří také většinu pracovních míst, velká část obyvatelstva žije v chudobě, lidé velmi často nemají přístup k pitné vodě, zdravotním službám ani ke kvalitnímu vzdělání. Státní správa je často paralyzována korupcí a vlády nejsou schopné řešit problémy svých zemí. Navíc v mnoha státech přetrvávají etnické nepokoje či dokonce občanské války. Všechny tyto skutečnosti výrazně snižují 35