Faktory ovlivňující chování říčních systémů

Transkript

1 Univerzita Karlova v Praze, Přírodovědecká fakulta, Ústav geologie a paleontologie Faktory ovlivňující chování říčních systémů Bakalářská práce Magdaléna Dvořáková Vedoucí bakalářské práce: RNDr. Jaroslav Kadlec, Dr. Praha 2008 i

2 Na tomto místě bych ráda poděkovala vedoucímu práce RNDr. Jaroslavu Kadlecovi, Dr. za cenné podněty a připomínky při psaní této práce. Můj dík patří i mé rodině a Davidovi za morální podporu. V neposlední řadě patří můj dík i Honzovi, který mi pomohl s korekcí anglického textu. ii

3 Abstrakt Říční systémy jsou nedílnou součástí přírody. Jsou nejvýznamnějším transportním médiem, které přináší materiál z kontinentálních prostředí do moří. Voda, která proudí v korytech řek je hlavním geologickým činitelem v procesech eroze, transportu a ukládání sedimentárního materiálu. Fluviální systémy se neustále mění a formují. Mezi hlavní činitele, které morfologii řek ovlivňují patří geologické, klimatické a antropogenní faktory. Geologické faktory reprezentují tektonické procesy a geologické podmínky v povodí. Tektonika ovlivňuje spád řek gradient a úroveň erozní báze. Geologické podmínky povodí jsou charakterizovány typem horninového prostředí, množstvím transportovaného materiálu a charakterem sedimentární výplně nivy. Geologické faktory jsou výrazně doplňovány klimatickými podmínkami. Změny klimatických podmínek, zvláště ve čtvrtohorách, jsou provázeny změnou vegetačního pokryvu, glaciizostatickými a glacieustatickými pohyby. V glaciálech dochází k snížení hustoty vegetačního pokryvu, geologické podloží v povodí není zpevněno vegetací a podléhá intenzivnímu zvětrávání. Časté jsou povodně v důsledku řídké vegetace (nízká evapotranspirace) a omezeného vsakování srážkových vod (existence permafrostu). I díky odtávání ledovců je do řek je přinášeno velké množství klastického materiálu. Tyto podmínky vedou ke vzniku divočícího říčního stylu. V interglaciálech jsou průtokové podmínky vyrovnané, protože je podstatná část srážek evapotranspirací vracena do atmosféry nebo se vsakuje do půdy. Vegetace zpevňuje břežní části koryta i povrch v celém povodí. Během teplých období je řekami transportován materiál menší zrnitosti než v glaciálech. Teplé klimatické podmínky se na morfologii fluviálních koryt projevují zúžením koryta a zvýšením jeho sinusoity. Převažují meandrující říční systémy. Přechody glaciál/interglaciál a naopak jsou provázeny změnami hustoty vegetace i změnami v množství srážek, což přímo ovlivňuje průtok v říčních systémech. Důsledkem je zahlubování říčního koryta a vznik terasových systémů. Do fluviálních procesů aktivně zasahuje i člověk. Za posledních 300 let se počet antropogenních zásahů do říčních systémů velmi zvýšil. Odlesňování, regulace říčních toků nebo stavba přehrad výrazně mění morfologii a chování řek. Studium říčních procesů a jejich dynamiky má zásadní význam pro zhodnocení antropogenních a přirozených faktorů, které na fluviální systémy působily v nejmladší geologické historii, a které hrají důležitou roli i v současné době. iii

4 Summary Fluvial systems are a fundamental part of the nature. Rivers are the most significant media of transportation carring material from the continents to the oceans. Water runing in the fluvial channels is the main geological factor in erosion, transportation and sedimentation of clastic material. Fluvial systems are forming and changing all the time. Geological, climatic and anthropogenic factors belong to the main processes that influence morfology of the rivers. Geological factors represent tectonical processes and geological conditions in drainage areas. Tectonics influences gradient and level of the erosional base. Geological conditions in drainage area are characterized by type of the bedrock, by the volume of transported material and by the characteristics of the flood-plain sedimentary structure. Geological factors are particularly supported by climate conditions. Changes of the climate (especially in the Quaternary) have been accompanied by a change of vegetation density, glacio-isostatic and glacio-eustatic movements. In glacials, the vegetation density decreases and also the bedrock is not stabilized and is exposed to weathering processes in the catchment areas. There are frequent floods resulting from rare vegetation (low evapotranspiration) and constrained infiltration of precipitation (existence of permafrost). Also due to glacier menting, a large number of clastic material is brought into the rivers. These conditions lead rising of the braided river style. In intergacials, the rate of flow is balanced because a significant part of the precipitation is returned to the atmosphere via evapotranspiration or infiltrates to the soil. Vegetation stabilises the channel banks and surface in the catchment. During warm periods, material with smaller grain size than in glacials is being transported through the river systems. The channels become narrower and sinuosity increases in warm climate. Meandering fluvial systems usually prevail. Transitions from glacial to interglacial and vice versa are accompanied by changes in vegetation density and quantity of precipitation that indirectly affect discharge in the fluvial systems. As a result, river incision and the river terraces are developed. The fluvial system behaviour is affected also by humans. During last 300 years, the human impact to the fluvial systems has significantly increased. Deforestration, river regulation or dam constructions have dramatically changed the morphology and behavior of the rivers. Research of fluvial processes and their dynamics has substantial meaning in evaluating the anthropogenic and natural factors that have impacted fluvial systems in the youngest geological history, and also play an important role today. iv

5 Obsah Abstrakt... iii Summary... iv Obsah... v 1. Úvod Faktory ovlivňující říční činnost Faktory geologické Tektonické procesy Geologické podmínky v povodí Faktory klimatické Glacieustatické pohyby hladiny moře Glaciizostatické pohyby Vliv vegetace Faktory antropogenní Stavba vodních nádrží Regulace vodního toku Využívání půdy Říční styly Divočící říční styl Meandrující říční styl Rozvětvený (anastomozující) říční styl Přímý říční styl Stabilita říčních stylů Závěr Použitá literatura v

6 1. Úvod Říční systém je dynamickou složkou naší přírody, která se neustále mění a formuje. Přestože v řekách proudí jen velmi malé množství vody ve srovnání s celkovým objemem vody na naší planetě, disponují říční systémy energií, která je schopna přepravit velké množství materiálu. Voda, proudící v korytech řek, je jedním z hlavních geologických činitelů v procesech eroze, transportu a ukládání sedimentů v kontinentálních podmínkách. S výjimkou materiálu, který je přinesen ledovci, větrem nebo erozí pobřežních oblastí, všechny terigenní materiály, které jsou uloženy v oceánech, jsou přepraveny řekami (Nichols, 2000). Fluviální systémy sedimenty nejen transportují do oceánských a jezerních pánví, ale také jej ukládají v říčních korytech a v nivách kolem říčních toků. Rozdíly v charakteru říčního toku lze sledovat nejen u jednotlivých řek, ale i v různých úsecích v rámci jednoho povodí. Horní úsek řeky se většinou vyznačuje strmějším spádem (gradientem) a převažující erozí spojenou s odnosem hrubozrnných klastických sedimentů. Ve středním úseku řeky s menším gradientem je klastický materiál buď pouze dočasně ukládán nebo je transportován do dolní části toku. V dolních úsecích řeky, kde je sklon toku nejmenší, dochází k ukládání většiny transportovaných jemnozrnných klastických sedimentů. To ale nemusí platit vždy. U řek se strmým gradientem nebo s velkým průtokem se materiál neukládá v dolních úsecích řeky, ale až při ústí do moře nebo do jezera, kde vzniká říční delta (Nichols, 2000). Rozhodující vliv na chování říčního systému mají klimatické podmínky, k jejichž opakovaným změnám docházelo hlavně v období čtvrtohor. Z tohoto nejmladšího úseku geologické historie se zachovalo mnoho dokladů o tom, jakým způsoben jsou říční procesy a klima navzájem provázány. Řeky byly po celou dobu rozvíjející se lidské civilizace úzce spojeny s aktivitami člověka. Jsou zdrojem vody, obživy a energie a nelze opomenout ani jejich současnou rekreační funkci. Na druhou stranu představují řeky i vážné problémy. Povodně nebo naopak nedostatek vody pro zavlažování, eroze úrodné půdy a znečištění řek mohou mít v některých oblastech vážné důsledky. Protože je říční dynamika ovlivňována stále více také lidskou činností, je studium chování fluviálních systémů významné z hlediska hodnocení přírodních i antropogenních vlivů na říční systémy. Dosavadní poznatky, které se týkají fluviální problematiky, jsou prezentovány v mnoha cizojazyčných i českých publikacích. Mezi souborné monografie, které byly vydány v poslední době a které se tématem říčních systémů detailně zabývají, patří např. Rivers and floodplains (Bridge, 2003) a Rivers variability and complexity (Schumm, 2005). 1

7 2. Faktory ovlivňující říční činnost V této práci jsou faktory, které ovlivňují fluviální činnost rozděleny do tří skupin: geologické, klimatické a antropogenní. U geologických vlivů se jedná především o změny podmíněné tektonickými procesy a geologickými změnami v povodí. Klimatické faktory zahrnují glaciizostatické a eustatické pohyby a změny vegetačního pokryvu. Říční činnost je výrazně ovlivněna i působením člověka v okolí řek Faktory geologické Tektonické procesy Reakce řeky na tektonické procesy může být různá, projevuje se například agradací, degradací, změnou sinusoity, tvaru koryta a v neposlední řadě i charakterem transportovaného materiálu ukládaných v říčním korytě i v nivě (Schumm, 2005). Změny tektonických podmínek lze rekonstruoval ze sedimentárního záznamu, např. na základě změn mocností vrstev nebo zrnitosti sedimentů. Tektonické procesy mohou způsobit změnu úrovně erozní báze, která je definována jako nejnižší místo, kam může voda v říčním korytě dotéci. U řek, které se vlévají do moře, je erozní báze dána hladinou světového oceánu. Řeky, vlévající se do kontinentálních pánví, mají erozní bázi shodnou s nejnižším bodem při ústí řeky, což může být i pod hladinou moře. Naopak vysoko nad hladinou moře mají erozní bázi řeky, které pramení v horách a ústí do horského jezera. Říční přítoky ji mají v místě, kde se vlévají do hlavního toku. Lane (1955) předpokládá, že pokud je řeka ovlivněna klesáním či stoupáním erozní báze, reaguje degradací či agradací, aby byl udržen její rovnovážný stav. Oproti tomu Leopold a Bull (1979) nepřepokládají vertikální depozici v takovém rozsahu, ale spíš v lokálním měřítku. Argumentují tím, že nejsou důležité jen změny gradientu, ale také že styl říčního koryta, drsnost koryta a jeho tvar může být změněn v důsledku snahy zmírnit změny, které jsou způsobeny dynamikou erozní báze. Právě změna úrovně erozní báze je úzce spojena se změnou spádu říčního koryta, respektive i říčního stylu. Spádem neboli gradientem říčního koryta rozumíme poměr mezi rozdílem nadmořských výšek pramene a ústí ku délce toku. Výsledná hodnota může být vyjádřena i jako sinus úhlu. Spád říčního koryta se nejčastěji udává v procentech, možné je i vyjádření ve stupních. V souvislosti s popisem spádu toku je definován pojem spádová křivka, ta se tvarem podobá nejvíce parabole. Jsou rozlišovány spádové křivky vyrovnané, které se v přírodě vyskytují zřídka, a křivky nevyrovnané. Dle Schumma a Khana (1972) je spád říčního koryta je také ovlivněn agradací nebo degradací, tedy zvyšováním nebo snižováním mocnosti sedimentů na dně koryta a v říční 2

8 nivě. Gradient výrazně ovlivňuje sinusoitu toku, kterou si lze představit jako odchylku toku od přímého směru. Jedná o poměr mezi délkou koryta a délkou údolí (Brice, 1984; Schumm, 1985). Dříve se řeky, které měly sinusoitu menší než 1,5 nazývaly divočící, řeky s hodnotou větší než 1,5 byly označovány jako meandrující. Dnes se u toků, jejichž hodnoty sinusoity jsou větší než 1,5 používá označení toky s vysokou sinusoitou, u ostatních toků se mluví o sinusoitě nízké (viz obr. 1 a 2). Sinusoita není přímo úměrná poměru hloubky ku šířce koryta. Oblouky říčních koryt, které mají stejnou sinusoitu, nemusí mít stejný poloměr a zakřivení, také nemusí mít stejnou šířku a délku. Zakřivení meandrů může být symetrické i asymetrické, s rostoucí sinusoitou roste jejich asymetričnost (Bridge, 2003). Obr. 1.: Závislost mezi sinusoitou a spádem říčního koryta při konstantním průtoku a její vliv na formování typu říčního stylu (podle Schumma a Khanna, 1972). Obr. 2: Postupná přeměna říčního stylu s měnícím se průtokem, gradientem říčního koryta a mírou sedimentace materiálu (podle Bridge, 2003). 3

9 Většina říčních toků vzniká soutokem několika dílčích koryt. V horních úsecích řeky je transportován materiál přinesený přítoky, ten se ukládá až v dolních úsecích, kde spád řeky poklesne. Řeky, které nevtékají do moře, se mohou v dolních úsecích, kde se ukládá většina unášeného materiálu, rozdělit do několika dílčích koryt (viz obr. 3). Tento proces nazýváme bifurkací. S každou přibývající bifurkací se dílčí kanály zmenšují a snižuje se jejich unášecí schopnost (Nichols, 2000). Obr.3: Změny říčního stylu v závislosti na gradientu a míře sedimentace ve vybraných fluviálních systémech (podle Nicholse, 2000). Výše uvedené procesy lze řadit mezi dlouhodobé. Ke krátkodobým tektonickým procesům, které ovlivňují fluviální sedimentaci, patří vulkanická činnost nebo zemětřesení. Ty svou činností mohou zčásti přehradit řeku a změnit tím průběh koryta. Někdy dojde k úplnému přehrazení toku a vzniku jezera Geologické podmínky v povodí Geologické podmínky v povodí jsou dány řadou faktorů. Mezi nejvýznamnější patří litologie zdrojových hornin, množství materiálu transportovaného v říčním korytě a charakter sedimentární výplně nivy. Na charakter a chování řeky má zásadní vliv horninový materiál, který vstupuje do říčního systému. Na typu hornin a jejich zvětrávání závisí jak množství materiálu, který se dostává do řeky, tak i jeho zrnitost. Materiál, který je přinášen do říčního prostředí, je ovlivněn morfologií v povodí a klimatickými podmínkami. V chladnějších oblastech, nebo v úsecích řeky se strmými svahy je běžný přínos hrubšího materiálu. Naopak jíly, 4

10 které mohou být produktem chemického zvětrávání, jsou do říčního systému přinášeny v oblastech s tropickým humidním klimatem. Pro tyto zeměpisné šířky je charakteristický i největší přínos organického materiálu (Bridge, 2003). Řeky, protékající oblastmi, tvořenými převážně jílovci a prachovci, mají dno pokryté jílovitými a prachovitými sedimenty. Takové složení říčních sedimentů se projeví i na morfologii koryta řeky. Koryto bude poměrně úzké a hluboké s velkou sinusoitou. U řek, kde převažuje zdrojový materiál v podobě písčité nebo štěrkovité frakce, má řeka širší, mělčí a relativně přímější koryto (Schumm, 1960). Sediment ukládaný na dně říčního koryta může pocházet ze zdrojů mimo koryto řeky nebo přímo z koryta v důsledku redepozice starších říčních uloženin. V horních úsecích toku, kde je spád řeky větší a řeka více eroduje, je podíl materiálu pocházejícího z oblastí mimo koryto větší, než u úseků dolních. V dolních úsecích toku není spád řeky tak velký a nivní oblasti bývají širší, čímž roste plocha, na které se může přinášený materiál ukládat (Knighton, 1998). Množství klastického materiálu, které se dostává do řeky, souvisí s odolností hornin v povodí vůči erozi. Snadněji zvětrávající horniny, budou poskytovat více materiálu než horniny soudržné. Množství sedimentů, které jsou transportovány řekou, je přímo úměrné spádu toku a průtoku. Množství pevných látek, které je vodní tok schopen transportovat při daném průtoku, se nazývá unášecí schopností. Tato charakteristika je vyjadřována ve váhových jednotkách za jednotku času. Unášecí schopnost se zvyšuje spolu se narůstající rychlostí proudění. Dalším faktorem řídícím schopnost řeky transportovat materiál je energie toku tvořená třemi složkami: potenciální, kinetickou a termální. Energie proudící vody má za následek erozi, překonání vnitřního tření a transport fluviálních sedimentů (Knighton, 1998). Rychlost proudění vody má zásadní vliv na množství a velikost transportovaných klastických částic. Je to vektorová veličina, která se v říčním korytě mění ve třech směrech. Klesá od hladiny ke dnu řeky, v důsledku tření na dně koryta. Dále se zvyšuje směrem od břehů ke středu proudu, to je ovlivněno třením o boční části koryta. Linie, spojující místa nejrychlejšího proudění vody, je označována jako proudnice. Linie, která spojuje místa v korytě, se nazývá údolnice (thalweg). Tvar údolnice v korytě určuje, ve kterých místech dochází k erozi břehů, a kde se transportovaný materiál ukládá (Nichols, 2000). Klastický materiál je transportován říčním tokem buď v suspenzi nebo jako dnové sedimenty. Největší objem materiálu je ve fluviálním prostředí přepraven v suspenzi. Částice takto unášené mají ve většině případů velikost pod 0,063 mm. Hrubší dnové sedimenty jsou přemísťovány valením, posunování nebo saltací (viz obr. 4). Takový transport se vyskytuje v řekách s větším gradientem a energií toku, jako jsou například divočící řeky. U řek s vyšší sinusoitou, menším gradientem a nízkou energií toku převažuje transport v suspenzi. Při povodních se i u meandrujících řek zvyšuje podíl transportovaných dnových sedimentů, kdy materiál hrubší frakce je unášen v nejhlubších částech koryta. Písčitý i štěrkovitý materiál se posouvá saltací i valením na vnitřní části meandrů (jesepy), kde se ukládá v důsledku snížení rychlosti proudu vlivem tření vody o břežní část koryta. 5

11 Obr.4: Typy pohybu částic v říčním korytě (podle Fichtera a Poché, 1979 ). Charakter sedimentární výplně nivy má vliv na míru eroze břežních částí koryta. Jílovité sedimenty nivy podléhají erozním účinkům méně než koryta zahloubená do písčitých nivních sedimentů. Míra sedimentace transportovaného materiálu ovlivňuje případné zanášení toku, které má za následek snížení transportní kapacity říčního koryta. V důsledku tohoto zanesení může dojít k avulzi, což je přeložení koryta toku do jiné části nivy. Frekvence avulzí stoupá spolu s množstvím uloženého materiálu v korytě řeky i v její nivě (Bryant a kol.,1993; Mackey a Bridge, 1995; Heller a Paola, 1996) Faktory klimatické Klimatické faktory řídí průtok a množství sedimentů ve fluviálních systémech. Klimatické oscilace ovlivňují hustotu i druhové složení vegetace v povodí toku, a tím i míru eroze a množství klastického materiálu vstupujícího do říčního systému. Tyto faktory mají vliv na charakter i změny fluviálních stylů. V chladných obdobích pleistocénu (glaciálech) je velká část vody z oceánů vázána v ledovcích a hladina oceánů proto klesá. Vzniká věčně zmrzlá půda (permafrost), která zabraňuje vsakování srážek v povodí říčního toku. Vegetační pokryv je velmi řídký nebo zcela chybí, takže většina srážkových vod odtéká říčními systémy. Při anomálních srážkových událostech nebo při tání ledovců pak docházelo k extrémním povodním, při nichž bylo transportováno a ukládáno velké množství klastického materiálu. Velké množství materiálu se do říčního systému dostávalo také díky tomu, že povrch v povodí nebyl chráněn vegetací proti erozi. Zanášení říčního koryta klastickým materiálem mělo za následek vznik divočícího říčního stylu. V teplých obdobích pleistocénu (interglaciálech) hladina světového oceánu stoupá v důsledku odtávání ledovců. Příznivé klimatické podmínky s sebou přinášejí i nárůst hustoty vegetace. Nivní oblasti říčních systémů a celé povodí jsou odolnější vůči mechanickému zvětrávání a erozi, protože jsou zpevněny kořenovými systémy rostlin. Do říčního systému je tedy přinášeno méně materiálu a jeho zrnitost je nižší než v glaciálech. Protože za těchto podmínek neexistuje permafrost, dešťové srážky jsou zachycovány vsakováním do půdy a rostlinstvem. Díky evapotranspiraci vrací pak vegetace přibližně 6

12 jednu třetinu vody ze srážek zpět do atmosféry. Říční koryta se v teplých obdobích zužují a zvyšuje se jejich sinusoita (viz obr. 5). Rozhodující je v této souvislosti i samotný přechod mezi interglaciály a glaciály a naopak. I přes změnu klimatických podmínek, kdy nastává celkové ochlazení a vegetace je stále přítomna. Fixuje povrch povodí a do systému je přinášeno relativně málo materiálu Se snížením teplot dochází ke snížení evapotranspirace. Protože je voda srážková odpařována do atmosféry pouze v malé míře, většina jí odtéká do říčních koryt. Zvýšený průtok způsobuje zahloubení říčního koryta (Vandenberghe, 1993). Při přechodu z galciálu do interglaciálu dochází ke zvýšení množství srážek. Vegetace se rychle rozvíjí a stabilizuje břehy, takže se přinesený objem materiálu do říčního koryta zredukuje. Průtok v řece ze zvyšuje a protože není do řeky přinášeno mnoho materiálu, řeka se zahlubuje (Vandenberghe, 1993). Obr.5: Změny v chování říčního systému v průběhu klimatického cyklu glaciál interglaciál (podle Vanderbergha, 1993). Změny klimatu také způsobují absolutní i relativní oscilace mořské hladiny. Jedná se o glacieustatické pohyby hladiny moře a glaciizostatické pohyby pevniny. 7

13 Glacieustatické pohyby hladiny moře Glacieustatické pohyby hladiny moře jsou globálními změnami objemu vody v mořských bazénech. Jsou vyvolány nárůstem nebo táním kontinentálních ledovců. Při tání ledovců dochází k transgresi moře, kdy stoupá hladina, a s ní i erozní báze. Pokud se zvýší hladina oceánu, dojde ke snížení sklonu říčního toku, který do moře ústí. To se ve výsledku odrazí na morfologii říčního koryta. Se snížením gradientu koryta dojde k rozšíření údolí v dolní části toku. Změny se mohou projevit zmenšením zrnitosti transportovaného sedimentu, změnou říčního stylu, může se také zvýšit frekvence avulzí (Bridge, 2003). Posun břežní linie směrem od kontinentu je označován jako regrese moře. Pokles hladiny moře snižuje erozní bázi, čímž dochází ke zvýšení gradientu říčního toku. Na obnažených šelfech převažuje eroze, říční sedimentace se posunuje dále na kontinentální svah. Dochází k zahlubování říčního koryta, které může být spojeno se vznikem říčních teras (viz obr.6). Na rozdíl od transgrese, nedochází při regresi k rozšiřování údolí, ale k jeho zužování. Důsledky glacieustatických pohybů se projevují do vzdálenosti zhruba 150 km od pobřeží. Objem vody, který je během chladných období uložen v ledovcích je tak velký, že s příchodem teplého období může zvednout hladinu světového oceánu až o 150 m (Nichols, 2000). Obr. 6: Vliv transgrese a regrese na chování říčních toků (podle Bridge, 2003) Glaciizostatické pohyby Glaciizostatické pohyby jsou také spjaty s exogenními procesy. Stejně jako u glacieustatických pohybů i zde dochází ke změně polohy břežní linie. Ke glaciizostatickým výzdvihům a poklesům částí kontinentů dochází díky opakovanému nárůstu a odtávání ledovcových štítů na kontinentech. Pohyby hladiny, které jsou podmíněny úbytkem vody změněné v led jsou tak v zaledněných oblastech kombinovány ještě s poklesy nebo zdvihy pevnin vyvolanými zatížením ledovci nebo odlehčením při jejich odtávání (Ložek, 1973). Glaciizostatické pohyby působí lokálně, na rozdíl od glaciieustatických, které mají globální charakter. 8

14 Vliv vegetace Vegetace má velký vliv na charakter stylu říčního toku, transport a množství ukládaných sedimentů jak v říčních korytech, tak v nivních oblastech. Hustota vegetace v povodí závisí především na klimatických podmínkách tzn. teplotě a množství srážek. Teplá období jsou charakteristická rozvojem vegetace. Takové podmínky jsou ideální pro vznik meandrujícího říčního stylu. Povrch v povodí i břehy říčních koryt jsou stabilizovány a díky menší erozi je do koryt přinášeno menší množství klastického materiálu (viz obr. 7). Také průtok je v teplých obdobích menší než v obdobích chladných. U meandrujících řek dochází k zúžení říčního koryta a zvýšení počtu meandrů na jednotku délky. Přechody mezi glaciály a interglaciály jsou charakteristické výrazným zvýšením průtoku v říčních systémech. Následkem toho se říční koryta zahlubují. Ochlazení má za následek snížení hustoty vegetace nebo její vymizení. Břehy řek tak ztrácejí odolnost vůči erozi. S vyšším průtokem dochází k napřimování toku. Do řeky je přinášen větší objem materiálu, který se ukládá v říčních korytech, což vede ke vzniku divočícího říčního stylu. S hustotou vegetace se mění i šířka koryta. U řeky, jejíž niva je hustě pokryta vegetací, je v průměru koryto o polovinu užší, než u řeky, která má nivu na vegetaci chudou (Hey a Thorne, 1986). Stabilita břehů říčního koryta není závislá jen na hustotě vegetace, ale také typu kořenových systémů, které povrch nivy zpevňují. Při zkoumání říčních koryt do 10 m šířky a s nízkou sinusoitou, bylo prokázáno, že břehy pokryté trávou jsou mnohem více stabilní než břehy, které jsou zalesněné (Murgatroyd a Ternan, 1983; Davies a Colley, 1997). Naopak výzkumy širších koryt ukázaly, že břehy pokryté lesním porostem jsou znatelně přímější, než koryta s travnatými břehy (Andrews, 1984; Hey a Thorne, 1986). Vegetace na březích koryt zpomaluje rychlost proudění v těsné blízkosti břehů a také zmírňuje účinky tlaku proudící vody na břehové části (Ikeda a Izumi, 1990). Zmenšení rychlosti proudění a tlaku tak zmírňuje erozní účinky proudící vody. Vegetace může koryto rozdělit na několik částí, kdy vznikají malé ostrovy uvnitř koryta. Tento efekt byl sledován na např. řece Platte v Austrálii. Původně divočící řeka s širokým korytem zarůstala vegetací, která zachytávala klastický materiál. Ten se uložil ve formě lineárních těles, která změnila původní divočící říční styl na rozvětvený (Tooth a Nanson, 2000). 9

15 Obr.7: Průřez říční nivou ve studeném a teplém období. A-stav v glaciálu: divočící řeka se rozlévá v mělkých a stále se měnících korytech po celé nivě za současného nanášení štěrkopískových náplavů. B-stav v teplém období: uloženiny jsou tvořeny v mírné erozním zářezu vloženém ve štěrkopíscích předcházejícího glaciálu, řeka meandruje v bujně porostlé nivě, v níž nacházíme ramena v různém stádiu zazemnění, v klidných úsecích vznikají výrazné nivní půdy. 1-svahoviny, 2-spraš, 3-štěrkopísky, 4-rambla, 5-nivní hlíny, 6-jemné kaly v ramenech, 7-povodňové okaly, 8-hnilokaly, 9-náslatě nivních močálů, 10-náslatě v ramenech, 11-slatiny v ramenech, 12- nivní půdy, 13-písčité až jemně štěrkovité řečištní nánosy z teplého období (podle Ložka, 1973) Faktory antropogenní Fluviální systémy jsou ovlivňovány lidskou činností od neolitu, kdy se začal ve větší míře uplatňovat vliv zemědělství. Posledních 2000 let mají zásahy do fluviálních systémů vzestupnou tendenci. Obzvláště za posledních 300 let se vliv člověka na říční systémy velmi zvýšil (Knighton, 1998). Člověk ovlivňuje svou činností říční toky všech velikostí. Přetváření podoby a vlastností říčních koryt lidskou činností je výsledkem mnoha aktivit. Velký dopad na změnu spádu toku a na ukládání sedimentů v říčních korytech má bezesporu budování přehrad. Další lidské aktivity jako například: těžba štěrku a písku, stavba hrází a výstavba umělých kanálů také výrazně mění přírodní charakter říčního koryta (Schumm, 2005). Specifickou skupinu v této problematice tvoří odstraňování vegetačního pokryvu, tedy nejčastěji odlesňování, které je úzce spjato se změnami ve využívání půdy. Do jaké míry se nakonec antropogenní zásah do fluviálního prostředí projeví, závisí na klimatických podmínkách, charakteru říčních sedimentů a typu řeky, na kterou změny působí (Schumm, 2005). 10

16 Stavba vodních nádrží Říční toky jsou regulovány především přehradami, které se začaly stavět již před 5000 lety. V posledních pěti desetiletích se počet vybudovaných přehrad dramaticky zvýšil a každý rok je ve světě postaveno dalších 200 nových velkých přehrad (Gregory, 1995). V Africe je dnes regulováno kolem 20% vodních toků, v Evropě a Asii regulace toků dosáhla 15% z celkového objemu odtoku (Knighton, 1998). Účelem stavby přehradních nádrží bývá většinou snaha zadržet vodu za účelem výroby elektrické energie, ochrany před povodněmi nebo jako zdroje pitné či užitkové vody. Při stavbě přehrad dochází ke změnám úrovně hladiny podzemní vody, neboť je výrazně ovlivněn odtok. Změna odtoku je patrná na úseku řeky pod nádrží, který je ovlivněn v délce několika kilometrů. Při přitékání vody do přehrady dojde ke zpomalení toku a k sedimentaci. U vtoku do nádrže se tvoří naplaveninový kužel. Pod vodním rezervoárem voda způsobí větší erozi a odnos materiálu, než by tomu bylo u neregulovaného říčního toku (Knighton, 1998). Z výzkumů, které byly provedeny na téma změn nastalých v říčních systémech po stavbě přehrady vyplývá, že nejvýraznější je odnos materiálu v úseku těsně pod přehradou a přehrady tvoří jakési sedimentární pasti, které zachytí až 90% klastických sedimentů, které jsou do nich přineseny (Knighton, 1998) Regulace vodního toku Zatímco vodní nádrže ovlivňují říční toky spíše lokálně, v případě regulace vodních toků dochází k ovlivnění delšího úseku řeky. Toky byly a jsou regulovány z mnoha důvodů, může se jednat o protipovodňová opatření, usměrnění toku nebo zlepšení odtoku a konečně i o prevenci proti erozním procesům. Řeky reagují na tyto úpravy i mimo regulovaný úsek. Přizpůsobování toku je prováděno mnoha způsoby. Největším zásahem do říčního koryta je napřímení toku provedené za účelem zkrácení délky toku a následného vzrůstu rychlosti proudění. Z napřímeného úseku je odnášen materiál po proudu, v úseku, kde dojde k poklesu spádu je materiál ukládán. Zvýšená eroze a odnos sedimentů z napřímené části toku může snížit stabilitu břehů a způsobit jejich následný kolaps. Jako příklad takovéto regulace může sloužit řeka Mississippi, jejíž tok byl v třicátých a čtyřicátých letech minulého století zkrácen o 210 km proříznutím meandrů. Spád toku se celkově zvýšil o 12% (Winkley, 1982). Tímto zásahem stabilita uvnitř koryta řeky velmi poklesla. Zvýšila se eroze a transport fluviálního materiálu, vedoucí k migraci říčních sedimentárních těles. Dalším způsobem regulace říčního toku je rozšiřování nebo prohlubování koryta řeky. Pokud je koryto uměle prohloubeno bagrováním, dochází ke zvýšení rychlosti proudění, což může mít za následek další zahlubování říčního koryta. 11

17 Umělé úpravy hloubky a šířky toku mohou způsobit celkové narovnání koryta. Příkladem takového zásahu je řeka Raba v Polsku, kdy došlo k narovnání koryta o 60% a ke zkrácení jeho délky o 7%. Tyto úpravy zvýšily celkový průtok korytem a unášecí schopnost toku, což vedlo k degradaci říčního dna. V tomto případě měla mít úprava kanálu řeky Raba protipovodňový účinek. To se ale nestalo, neboť výskyt povodní se posunul dál po proudu (Wyzga, 1993, 1996). Mezi další úpravy říčního koryta patří umělé zvýšení břehů, ve snaze zabránit vylití řeky z koryta při povodních. V případě protržení takovéhoto koryta jsou však následky povodně obvykle katastrofálnější, než za přirozených podmínek Využívání půdy Pokud se zabýváme antropogenními vlivy na dynamiku fluviálních systémů, nelze opomenout využívání půdy člověkem. Do této kapitoly nepatří jen zemědělská činnost, ale také odlesňování a urbanizace. Využívání půdy člověkem má větší dopad na fluviální systémy v níže položených oblastech a v oblastech s rozsáhlou výstavbou, než v oblastech horských, kde hrají roli spíš tektonické vlivy (Wasson, 1992). Vegetační pokryv primárně ovlivňuje odtok z dané oblasti a přínos sedimentů do fluviálního systému. Při odlesňování dochází k urychlení eroze půdy na svazích, což má za následek zvýšení objemu materiálu vstupujícího do říčního systému (Knighton, 1998). Na plochách, které jsou zcela nebo částečně zbaveny vegetace, lze při srážkách pozorovat rychlejší odtok srážkové vody do říčních koryt. Během extrémních srážek pak dochází k sesuvům na svazích údolí. Tam, kde je zřejmé, že došlo ke zvýšení přínosu materiálu díky odlesňování, byly pozorovány velké změny morfologie říčních toků. Koryta se rozšířila, stala se mělčími a jejich sinusoita se zvýšila. Řeka začala více meandrovat. V Evropě začalo první masivní kácení lesů již před 5000 lety (Knighton, 1998). Na našem území docházelo k výraznému odstraňování lesního porostu v období Velké Moravy (v 9 století) a během středověkého osídlování vyšších nadmořských poloh. V menší míře pak pokračovalo odlesňování do konce 18. století. Na území našeho státu v současné době zaujímají lesy přibližně třetinu z celkové rozlohy (asi ha), od druhé poloviny dvacátého století se výměra lesů v České republice zvyšuje. Výrazné zvýšení podílů lesních pozemků nastalo zejména v 60. letech dvacátého století (Ministerstvo zemědělství ČR, 2006). Na rozdíl od odlesňování, představuje urbanizace lokální zdroj změn ve fluviálních systémech. Výstavba sídel přináší účinnější odvodňovací systémy, které úplně změní přirozený odtok. Při srážkové události voda odteče rychleji a ve větším objemu za kratší čas. Arnold (1992) pozoroval fáze změn v říčních korytech, které jsou způsobeny urbanizací. Po výstavbě došlo k poklesu erozních účinků, ale hodnota povrchového odtoku zůstala vysoká. Tato eroze měla za následek rozšíření koryta v daném místě. Řeka změnila říční 12

18 styl z meandrujícího na divočící. Sinusoita poklesla a gradient toku vzrostl, v důsledku napřímení toku napříč původními meandry. 3. Říční styly Říční styl se určuje podle půdorysného zobrazení aktuální podoby koryta včetně všech sedimentárních těles (viz obr.8). Dříve byly říční styly rozděleny pouze do tří skupin na meandrující, divočící a přímé (Leopold a Wolman, 1957). Dnes je základní klasifikace upravena, říční koryta jsou rozdělena na jednoduchá (přímé a meandrující) a složená (divočící a větvená) (Rust, 1978; Miall, 1981, 1992, 1996). Říční tok můžeme v jeho průběhu rozdělit na úseky. Horní úsek toku je charakteristický tím, že má nejvyšší spád, koryto je často vymíláno na podloží a eroze převažuje nad sedimentací. Ve středním úseku řeky se spád toku snižuje, v korytě řeky probíhají erozní i akumulační procesy. Dolní tok řeky, tedy spodní úsek s ústím, má nejmenší spád a převládají zde procesy ukládání unášeného materiálu. Obr.8: Základní typy fluviálních stylů (podle Nicholse, 2000). 13

19 3.1. Divočící říční styl Řeky, které mají vysoký podíl klastického materiálu, transportovaného po dně říčního koryta, mohou tvořit písčitá nebo štěrkovitá říční tělesa, které jsou označovány jako říční bary (lavice). Říční bary vznikají v místech s nízkou rychlostí proudění a rozdělují řeku do několika dílčích kanálů. Divočící řeka se vyznačuje větším počtem takových kanálů, které jsou od sebe separovány říčními bary nebo ostrovy. Nejširší z koryt označujeme za hlavní, to je dále rozděleno do několika vedlejších koryt (viz obr.9 a 12). Obr.9: Sedimentární tělesa vznikající v divočícím říčním korytě (podle Nicholse, 2000). Říční bary se podle stavby a polohy v říčním korytě dělí na příčné a podélné. Podélné bary jsou protažené ve směru osy toku. Příčné bary mají svou delší osu kolmo na osu koryta (viz obr. 10). Bary se v korytě divočící řeky pohybují směrem po proudu, kdy je materiál z horních částí baru unášen a ukládán na spodní části baru. Pohyb baru trvá do té doby, než je koryto řeky laterální migrací přeloženo z dosahu baru. Pokud se v korytě divočící řeky vyskytují štěrkovité i písčité bary, je zřejmé, že se síla proudu v řece mění. Příčinou mohou být jarní povodně nebo monzunové deště (Nichols, 2000). Obr.10. Podélné a příčné bary v divočícím korytě (podle Fichtera a Poché, 1979). 14

20 Stupeň divočení řeky je určován podle dvou metod. Podle první metody se zjišťuje počet aktivních kanálů nebo říčních barů na příčný průřez koryta. U druhé metody se počítá poměr součtu délek kanálů ve sledované oblasti k celkové délce sledovaného úseku koryta (Bridge, 2003). Gradient divočící řeky a poměr šířky koryta k jeho hloubce je vysoký. Stabilita divočícího koryta je nízká a břehy jsou pokryté vegetací řídce. U divočících řek převládá transport hrubého materiálu (písčitého štěrku a písku), ty se ukládají v podobě barů. Sedimentace jemnozrnného materiálu se u tohoto říčního stylu vyskytuje pouze v zanedbatelném množství, protože proud má velkou unášecí schopnost a odnáší jemnější sedimentární frakce (viz obr. 11). Obr.11. Příklad sedimentárního profilu v divočící řece (podle Fichtera a Poché, 1993). Divočící říční styl vzniká zejména v chladných klimatických obdobích pleistocénu (glaciály, stadiály), kdy je stabilita břežních částí malá díky absenci vegetace a průtok v říčním korytě je vysoký. Do koryta je přinášeno velké množství klastického materiálu, protože rozsáhlé části povodí nejsou zpevněny vegetací a snadno podléhají erozním procesům. Při oteplení klimatu dochází k glaciizostatickým pohybům, tedy výzdvihu pevniny vlivem odtávání kontinentálních ledovců. To má za následek zvýšení spádu toku a větší tendenci k divočení. Glaciizostatické pohyby se nejvíce projevují na severoamerickém kontinentu a v severní Evropě. Ve Skandinávii vlivem odlehčení pevniny v důsledku poslední deglaciace došlo k výzdvihu až o 800 m v oblastech kolem Botnického zálivu (Donner, 2005). Výzdvih Skandinávie pokračuje i dnes rychlostí dosahuje až 0,8 mm/rok (Ekman, 1989). 15

21 Obr.12: Divočící řeka Sunwapta v Albertě (foto Réjean Couture, Gianluca Bianchi Fasani) Meandrující říční styl Meandrující říční styl je charakteristický hlavně vysokou sinusoitou, ta dává korytu charakteristický tvar (viz obr. 15). Meandrováním řeka prodlužuje svou délku a snižuje spád. Tento říční styl vzniká většinou z přímých toků. Dochází k vychýlení směru proudu k jednomu z břehů, kde je materiál erodován, vzniká zde vnější strana meandru, kterou nazýváme výsep. Na vnitřní straně meandru (jesepu) dochází za vysokých vodních stavů k sedimentaci unášeného materiálu (viz obr. 13). To je způsobeno spirálovými proudy v meandru. Tímto mechanismem, spojeným s laterálním přirůstáním sedimentů jesepu, vzniká charakteristická nahoru se zjemňující sedimentární sekvence meandrující řeky (viz obr. 14). Meandry zahloubené do fluviálních sedimentů nivy označujeme jako volné. Naproti tomu zaklesnuté meandry jsou zaříznuty do skalního podloží. Obr.13: Sedimentární tělesa vznikající v meandrujícím říčním korytě (podle Nicholse, 2000). 16

22 Obr.14: Sedimentární profil vzhůru se zjemňující sekvencí vznikající v jesepu meandrujícího toku (podle Fichtera a Poché, 1993). Meandrující řeka se v nivě pohybuje laterální migrací, kdy je jedna strana koryta erodována (výsep), materiál je transportován dále po proudu a ukládán na vnitřní straně říčního koryta (jesepu). V korytech, kde snížená stabilita břehů napomáhá ke zvyšování amplitudy meandrů, může být dosažen práh sinusoity, kdy už řeka není schopna téci v daném korytě a dojde k proříznutí jesepu (Knighton, 1998). Obr.15: Průběh údolnice v korytě při formování meandrů (podle Nicholse, 2000). Proříznutím jesepu vzniká opuštěný meandr. To se stává například při povodních, kdy si proud razí nejkratší cestu přes nejužší místo meandru. Opuštěný meandr vzniká také, pokud se úhel mezi rameny sníží natolik, že dojde vlivem eroze k protržení v nejužší části meandru. Opuštěný meandr s řekou komunikuje pouze při povodních. Za nízkých vodních stavů je meandr vyplňován organickou hmotou z vlhkomilné vegetace prokládanou vrstvami jemného kalu, který je přinesen při záplavách. Tento proces je označován jako zazemňování (Ložek, 1973). 17

23 Dalším jevem, který může vzniknout za povodňových stavů, je jesepové koryto (chute channel). Toto koryto vzniká také proříznutím jesepu, ale na rozdíl od odškrceného meandru neodvádí většinu vody a funguje současně s hlavním říčním korytem nebo může být zaplavováno periodicky například při povodních. Pro meandrující říční styl jsou optimální teplá klimatická období pleistocénu (interglaciály, interstadiály), kdy je do říčního systému transportováno méně klastického materiálu, průtokové podmínky jsou vyrovnané a břežní části koryta i většina povodí jsou fixována vegetací (viz obr.16). Obr.16: Meandrující řeka Williams na Aljašce (foto: N.D. Smith) Rozvětvený (anastomozující) říční styl Rozvětvený říční styl je charakteristický tím, že je hlavní koryto rozděleno do několika ramen. Mezi rameny se utváří poměrně stabilní ostrovy, které na rozdíl od říčních barů divočící řeky, migrují jen velmi málo. Na rozdíl od divočícího říčního stylu je gradient rozvětveného koryta malý. Abychom mohli označit řeku jako anastomozující, musí se větvit do více než dvou propojených kanálů, které jsou obklopeny nivou. Sedimentární tělesa i kanály jsou na sobě nezávislé (viz obr.17). Břehy bývají soudržné s minimální laterální migrací a poměr šířky k hloubce koryta je nízký (Smith a Putnam, 1980). Obr.17: Sedimentární tělesa vznikající v rozvětveném říčním systému (podle Einseleho, 1992 ). 18

24 U rozvětveného říčního stylu vznikají nová koryta při povodních, kdy je řeka rozlita do nivních částí. Rozvětvené říční koryto může vznikat i avulzí, tedy přemístěním původního koryta do jiné části nivy, pokud jsou průtočná obě koryta současně (Nichols, 2000). Rozvětvený říční styl se nachází v širokém spektru klimatických podmínek. Vyskytuje se jak v arktických, tak i tropických zeměpisných šířkách, v monzunových i semi-aridních oblastech. Z toho vyplývá, že klimatické podmínky nejsou hlavním faktorem, který má vliv na vznik tohoto říčního stylu (Knighton a Nanson, 1993). Z geomorfologického hlediska se tento říční styl vyskytuje v nečleněných plochých oblastech s malým gradientem hlavně na dolních úsecích toků (viz obr.18). Obr.18: Anastomózující řeka Columbia v Kanadě (foto:b.j.a. Berentsen) Přímý říční styl Přímá koryta jsou nejjednodušším říčním stylem. Tento styl se vyznačuje jednoduchým, nerozvětveným korytem. V přírodě se takové koryto může vyskytovat v kaňonovitých údolích, kde je laterální migrace zcela vyloučena nebo jako úsek anastomozující řeky. U tohoto říčního stylu je sinusoita nízká. Pokud je říční koryto zvlněné, nejedná se o meandry, ale toto je zapříčiněno geologickou stavbou podloží. Poměr šířky koryta k jeho hloubce je nízký a řeka je většinou zaříznuta do skalního podloží, které je odolné vůči erozi. Tento typ koryta může být také uměle vytvořen člověkem, např. regulací říčních koryt. 19

25 4. Stabilita říčních stylů Stabilitu říčních stylů ovlivňují klimatické, tektonické i antropogenní faktory. Změny klimatických podmínek, zejména teplotní rozdíly mezi glaciály a interglaciály, se výrazně odrážejí na morfologii fluviálních systémů. V glaciálech je průtok v řekách vyšší, do řek je transportován materiál hrubší frakce a břežní části koryta nejsou zpevněny vegetací. Takové podmínky jsou ideální pro vznik divočící řeky. Koryto divočící řeky je široké a poměrně mělké. Studená období se vyznačují všeobecně zvýšenou říční aktivitou. K hlavním erozním a akumulačním procesům dochází právě v nejchladnějších obdobích. V teplých obdobích se průtok v řece sníží, značná část srážkové vody se vsákne v nivních oblastech nebo je vracena do atmosféry evapotranspirací. Říční styl se pozvolna začne měnit, do řeky je přinášen jemnější materiál a stabilita břehů se zvyšuje. Říční koryto se prohloubí a zúží, vzrůstá jeho sinusoita. Říční systém se mění na meandrující. Změnou klimatických podmínek jsou vyvolány glacieustatické a glaciizostatické pohyby, které způsobují změnu úrovně erozní báze. Změna v úrovni erozní báze se projeví poklesem nebo vzrůstem říčního spádu. Při zvýšení gradientu, který je způsoben poklesem erozní báze, dochází ke snížení sinusouity a naopak. Ke změnám říčního stylu může dojít také při tektonických pohybech, jako jsou výzdvih nebo subsidence. V obou případech dochází ke zvýšení depozice sedimentu v místě snížení spádu říčního koryta. Může dojít k lokálním avulzím koryta, což vede ke vzniku anastomózujícího říčního stylu. V místech, kde dojde k nárůstu gradientu se mohou tvořit říční terasy. (Bridge, 2003). Stabilitu říčního stylu výrazně ovlivňují i zásahy člověka. Při regulaci říčních koryt dochází k napřimování toku. S klesající sinusoitou dochází i k poklesu stability říčního stylu. K poklesu stability dochází i při odlesňování. Břežní části nejsou odolné vůči erozi, dochází k velkém u odnosu materiálu do řek. Říční koryto se stává mělčím a sinusoita řeky stoupá. Příkladem změny říčního stylu vlivem odlesňování může být řeky Sleese Creek. Koryto této řeky mělo mírnou sinusoitu a jeho šířka dosahovala 30 metrů. Po odlesnění nivních částí koryta došlo k rozšíření říčního koryta na 150 m a říční styl se změnil na divočící (Schumm, 2005). Stupeň stability říčního koryta se liší v jednotlivých úsecích v rámci jednoho toku. Divočící styl říčního koryta převažuje spíše v horách, kde je zdrojový materiál přinášený do řeky štěrkovito-písčitý. Meandrující říční styl se vyskytuje naopak v nížinách, kde je nižší gradient (Bridge, 2003). Toto ale nemusí být pravidlem, některé divočící řeky mohou mít zdrojový materiál písčité nebo prachovité frakce, jako má například Žlutá řeka v Číně. Jsou známy i řeky s vysokou sinusoitou, u nichž naopak převažuje materiál štěrkovité či písčité frakce. Takovou řekou je například Yukon na Aljašce (Bridge, 2003). V horních úsecích toku je spád říčního koryta strmější než v úsecích dolních. Do řeky je přinášen materiál hrubší frakce. Protože je koryto řeky zaříznuto do skalního podloží, stabilita říčního stylu je poměrně velká. Pro horské oblasti jsou však charakteristické změny vodnosti, které jsou způsobeny táním ledovců. 20

26 Ve středních úsecích řek dochází k poklesu spádu. Chování toku je ovlivněno transportem materiálu z horních úseků řeky. Pokud je objem přineseného materiálu velký, může dojít divočení toku i v předhůří. Při zvýšené agradaci klastických sedimentů ve střední části toku může docházet k avulzím a k bifurkaci koryta. Na rozdíl od horního úseku je ve středním úseku říční koryto více ovlivněno podmínkami v nivě. Stabilita břehů je závislá na hustotě vegetačního pokryvu. Dolní úseky řeky jsou charakteristické nízkým gradientem a velkou agradační schopností. V těchto úsecích se ukládá většina materiálu, který je transportován z horních a středních úseků řeky, vedoucí ke vzniku anastomozujícího říčního stylu. Vegetací zpevněné břežní části omezují laterální migraci říčních koryt (Nichols, 2000). Dolní úsek říčního toku bývá zakončen deltou. Říční delta se tvoří u vtoku řeky do moře, jezera a nebo jiné vodní nádrže. V tomto úseku řeky převládá sedimentace materiálu. V důsledku nahromadění sedimentů zde dochází k rozdělování toku do více ramen nebo k překládání toku do jiných částí nivy. 21

27 5. Závěr Cílem této práce bylo shrnout dosavadní poznatky týkající se faktorů, které ovlivňují říční sedimentaci a srozumitelnou formou je prezentovat. V českém jazyce není k dispozici mnoho aktuálních publikací, které by se zabývaly fluviálními systémy, proto bylo nezbytné čerpat informace z publikací cizojazyčných. Bakalářská práce je pro větší přehlednost rozdělena do tří částí. První část se zabývá faktory, které ovlivňují fluviální procesy. Mezi geologické faktory jsou zde řazeny geologické podmínky v povodí a tektonické procesy. Vliv vegetace, glaciizostatických a glecieustatických pohybů je popsán v kapitole o klimatických podmínkách. Závěrečná kapitola je věnována faktorům antropogenním, jako je regulace říčních koryt, odlesňování a využívání půdy. Střední část bakalářské práce se zabývá charakteristikou jednotlivých fluviálních stylů a faktory, které jejich vznik a chování ovlivňují, např. vegetační, klimatické a průtokové podmínky a zásahy člověka. Poslední část práce shrnuje poznatky, které se týkají stability říčních stylů, jejich reakci na změny klimatu a na antropogenní zásahy do fluviálního systému. Tato práce má rešeršní charakter, nepřináší žádné nové informace, přesto by mohla posloužit jako zdroj základních informací pro orientaci v daném tématu. 22

28 6. Použitá literatura Andrews E.D., Bed-material entrainment and hydraulic geometry of gravel-bed rivers in Colorado. Bulletin of the Geological Society of America 95, str Arnold C.L., Boison P.J., Patton P.C., Sawmill Brook: an example of rapid geomorphologic change related to urbanization. Journal of geology 90, str Brice J.C.,1984. Platform properties of meandering rivers. In: River meandering. ASCE, str Bridge J.S., Rivers and floodplains: forms, processes, and sedimentary record. Blackwell Science Ltd a Blackwell publishing company, Oxford, 491 str. Bryant S.L.,Cade C.A., Mellor D.W.,1993. Permeability prediction from geological models. Am. Assoc Petrol.Geol.Bull..77, str Davis-Colley R.J., Streem channels are narrower in pasture then in forest. New Zealand Jornal of Marine and Freshwater Research.31, str Donner J., The Quaternary History of Scandinavia.Cambridge University press, Cambridge, 210 str. Einsele G., Sedimentary basins: evolution, facies and sediment budget. Springer- Verlag, Berlin, 628 str. Ekman N., Impacts of geodynamic phemomena on systems for height and gravity. Bulletin Géodésique 63, str Fichter L.S., Poché D.J., Ancient environments and the interpretation of geologic history.macmillan Publishing Company, New York, Gregory K.J., Human activity and paleohydrology. Global contintal paleohydrology, str Heller P.L., Paola C., Downstream changes in alluvial architecture: an exploration of controls on channel-stacking patterns. J.Sed. Res., B66, str Hey R.D:, Thorne C.R., Stable channels with mobile gravel beds. J. Hydraul. Engrg., ASCE 112, str Lane E.W., Design of stable channels. Transactions of the American Society of Civil Engeneer 120, str Leopold L.B, Bull W.B., Base level, aggradation, and grade. Proceedings of the American Philosophical Society 123, str Leopold L.B., Wolman M.G.,1957. River and channel patterns-braided, meandering and straight. United States Geological Surway Proffesional Paper 282B, str Ložek V., Příroda ve čtvrtohorách. Academia, Praha, 327 str. Ikeda S., Izimi N., Width and depth of self-formed straight gravel rivers with bank vegetation. Wat. Resour.Res.,26, str