KONTINENTÁLNÍ ZALEDNĚNÍ SEVEROVÝCHODNÍ ČÁSTI FRÝDLANTSKÉHO VÝBĚŽKU

Transkript

1 Univerzita Karlova v Praze Přírodovědecká fakulta katedra fyzické geografie a geoekologie Bc. Jiří Lehejček KONTINENTÁLNÍ ZALEDNĚNÍ SEVEROVÝCHODNÍ ČÁSTI FRÝDLANTSKÉHO VÝBĚŽKU CONTINENTAL GLACIATION OF NORTHEASTERN PART OF THE FRÝDLANTSKÝ SPUR Diplomová práce Vedoucí diplomové práce: Mgr. Daniel Nývlt Ph.D. Praha 2012

2 Zadání diplomové práce Název práce Kontinentální zalednění severovýchodní části Frýdlantského výběžku Cíle práce Cílem práce je rekonstrukce maximálního rozsahu kontinentálního zalednění v severovýchodní části Frýdlantské pahorkatiny s použitím geomorfologických metod. Diskuse s publikovanými daty z jižněji položených oblasti Jizerských hor (Černá 2011, Černá a Engel 2011, Černá et al a další) a obdobných studií v jiných částech světa. Použité pracovní metody, zájmové území, datové zdroje Pomocí mapování horninových výchozů, blokových akumulací a výskytů sedimentů v kombinaci s tvrdoměrným měřením jednotlivých horninových typů výchozů či bloků stanovit maximální rozsah kontinentálního zalednění v klíčovém výškovém rozpětí m n. m severovýchodní části Frýdlantské pahorkatiny. Zájmové území je na západě a jihu vymezeno liniemi vybíhajícími z vrcholu Chlumu (435 m) k severu a východu a státní hranicí s Polskem na severu a východě. Analytické zpracování a kartografické výstupy budou provedeny v prostředí GIS. Datum zadání: Jméno studenta: Bc. Jiří Lehejček Podpis studenta: Jméno vedoucího práce: Mgr. Daniel Nývlt Ph.D. Podpis vedoucího práce:

3 Prohlášení Prohlašuji, že jsem závěrečnou práci zpracoval samostatně a že jsem uvedl všechny použité informační zdroje a literaturu. Tato práce ani její podstatná část nebyla předložena k získání jiného nebo stejného akademického titulu. V Praze, podpis..

4 Rád bych na tomto místě vyjádřil dík svému školiteli Mgr. Danielovi Nývltovi, Ph.D. za jeho nikdy neutuchající zájem, cenné rady, kritické připomínky a nadšení. Zvláště chci poděkovat za jeho velmi lidský přístup, který mě mnohokrát dokázal motivovat k práci. Velký dík patří také rodičům, kteří mě podporovali ve studiu od útlého věku, a vždy pro ně bylo kvalitní vzdělání jejich dětí na nejvyšším místě v žebříčku osobních hodnot. Děkuji i všem, které moje dosavadní studium stálo čas, nervy a peníze.

5 Obsah Abstrakt 6 Abstract 7 1. Úvod.8 2. Charakteristika území Poloha a geomorfologie Historie výzkumů Ledovcový štít ve Frýdlantském výběžku Metodika Práce v GIS Terénní práce Geologie Pedologie Schmidt hammer Zpracování měření Výsledky Práce v GIS Geologická pozorování Pedologie Schmidt hammer Diskuze Závěr. 52 Literatura...53 Přílohy

6 Abstrakt Severovýchodní část Frýdlantského výběžku v podhůří Jizerských hor představuje prostor, který byl během středního pleistocénu nejméně dvakrát zasažen severoevropským ledovcovým štítem. Zároveň se jedná o oblast, jež dosahuje nadmořských výšek okolo předpokládané výšky ledovcového zásahu. Z těchto důvodů se jedná o příhodnou oblast ke studiu výšky ledovcové trimline. Přístup využívající vlastností tvrdoměrného kladiva (Schmidt hammer) zkoumající míru zvětrání povrchu a dávající jí do souvislosti s nadmořskou výškou představoval základní metodu zjišťování ledovcové trimline. Ve spolupráci s ostatními přístupy (GIS analýzy, mapování výchozů, balvanových polí a eratik) byla nadmořská výška ledovcové trimline pro severovýchodní část Frýdlatského výběžku stanovena na přibližně 500 m n. m. ± 20 m. klíčová slova: Severoevropský ledovcový štít, střední pleistocén, Schmidt hammer, ledovcová trimline, Frýdlantská pahorkatina, Západní Sudety 6

7 Abstract North-eastern part of Frýdlantský Spur is situated at the northern foothills of the Jizera Mountains. It represents an area, which was at least twice covered by North-European ice sheet during the Middle Pleistocene. At the same time, it is the region whose hills have the summits around the expected altitudinal limit of the maximum ice sheet extent. Therefore, it is a suitable area to study glacial trimline altitude. Schmidt hammer testing was applied to determine different state of rock surface weathering. Obtained R-values were taken as the most relevant data for glacial trimline determination. Nevertheless, other approaches (GIS analysis, outcrops, block fields and erratics mapping) were also incorporated. Interpretation of these approaches gave the altitudinal limit of ice sheets in the north-eastern part of the Frýdlantský Spur at 500 m a. s. l. ± 20 m. key words: North-Europan ice sheet, Middle Pleistocene, Schmidt hammer, glacial trimline, Frýdlant Hilly Land, Western Sudetes 7

8 1. Úvod Přestože se většina našeho území vyskytovala během pleistocénních glaciálů v periglaciální zóně mezi dvěma ledovcovými štíty (Tyráček a Havlíček 2009), existují i u nás místa, která byla pod přímým vlivem ledovcových štítů ze Skandinávie (Nývlt 1998). Během tří chladných období pleistocénu zasáhly do severního pohraničí Čech, Moravy a Slezska tři kontinentální ledovce, které ovlivnily i Frýdlantský výběžek, přestože ne všechny přímo (Nývlt et al. 2011). Jednalo se o zalednění během dvou elsterských (Marine Isotope Stage MIS 16 a 12) a jednoho sálského (MIS 6) glaciálu (Nývlt et al. 2011). Z kvartérně geologického pohledu nabízí minimálně dvakrát zaledněná oblast Frýdlantského výběžku prostor, v němž lze podrobně zkoumat minulost okrajů pleistocénních ledovcových štítů. Proběhly zde však zatím převážně výzkumy zaměřené na zbytky sedimentů pevninského zalednění (Lochmann 1958, Morch 1958, Králík 1989). V oscilačních zónách kontinentálních ledovců nedochází k velkým akumulacím ledovcových sedimentů. Ty vzniklé navíc už byly z velké části degradovány, a tak metody využívající zbylých akumulací ledovcových štítů nemohou vždy přinést uspokojivé odpovědi týkající se maximálního zásahu ledovcových štítů (Traczyk a Engel 2006). Metody využívající závislosti mezi mírou zvětrání povrchu a dobou, po kterou je materiál exponován vnějšímu prostředí, tak mohou do paleogeografických výzkumů Frýdlantska vrhnout nové světlo. Traczyk a Engel (2006) na základě výsledků svého výzkumu ze severních svahů Jizerských hor doporučují tuto metodiku pro přibližné vymezení oscilační zóny kontinentálního ledovce v oblasti Západních Sudet. Takový přístup umožňuje použití tvrdoměrného kladiva Schmidt hammer (SH), tedy nástroje původně sloužícího ke zjišťování tvrdosti betonu (Day a Goudie 1977, Aydin a Basu 2005, Winkler 2005). Nespornou výhodou této oblasti pro paleogeografické rekonstrukce je i fakt, že mnoho jejích vrcholů se nachází v nadmořských výškách okolo předpokládané glaciální trimline tj. ve výšce, kam dosahuje erozní činnost ledovce (Černá 2011). Ta je v různých částech severních svahů Jizerských hor různými autory uvažována v následujících rozpětích: m (Chaloupský 1989); m (Králík 1989); 8

9 m (Nývlt 2003); 425 m (Traczyk a Engel 2006); m (Janásková a Koubová 2007); ± 20 m (Černá 2011). Zdokumentován je i přechod ledovce přes sedlo pod Andělským vrchem (522 m; Černá et al., in press), kde pod ledovcem vzniklo koryto zahloubené do podloží a které je vyplněné subglaciálními a následně proglaciálními glacifluviálními sedimenty. Přestože severním svahům Jizerských hor byl v posledních letech věnován velký prostor (např.: Traczyk a Engel 2006, Janásková 2009, Černá 2011), existují pouze útržkovité informace o situaci ve vlastním Frýdlantském výběžku, tedy oblasti severního předhůří Jizerských hor, která měla přímý vliv na terminální zónu ledovcového štítu a jejíž lokální geomorfologie významně ovlivnila rozsah ledovcových zásahů (Nývlt 2003). Obecným cílem této práce je doplnění geomorfologických znalostí o severovýchodní části Frýdlantského výběžku na základě studia publikovaných prací a vlastního terénního výzkumu. Specifickým cílem je zpřesnění hodnot maximálního výškového dosahu zalednění v severovýchodní části Frýdlantského výběžku a to při použití geomorfologických a kvartérně geologických metod; konkrétně stanovení glaciální trimline. Ta představuje hranici mezi periglaciálně modelovaným a glaciálně erodovaným reliéfem (m.j. Benn a Evans 1998, Černá 2011). Podrobné geomorfologické výzkumy sv. části Frýdlantského výběžku, zabývající se maximálním zásahem ledovce, nebyly doposud publikovány a tato práce by proto měla pomoci zpřesnit a doplnit celkový obraz, který máme o zásazích pleistocénních ledovcových štítů na našem území. 9

10 2. Charakteristika území 2.1. Poloha a geomorfologie Frýdlantský výběžek leží v severních Čechách. Z jihu je omezen Jizerskými horami, což způsobuje, že je oblast řekou Smědou odvodňována do Lužické Nisy a dále Odrou do Baltského moře. Politickou hranici výběžku na západě, severu a východě tvoří státní hranice s Polskem. Z hlediska regionálního geomorfologického členění můžeme studované území, resp. sv. část Frýdlantského výběžku, zařadit do podokrsků (Raspenavská pahorkatina, IVA-5-1; Hejnická pahorkatina, IVA-5-2; Bulovská pahorkatina, IVA-5-3) řadící se do celku Frýdlantská pahorkatina, Krkonošské oblasti, Krkonošsko-jesenické subprovincie a provincie Česká vysočina (Demek 2006). Horniny budující Frýdlantskou pahorkatinu vznikly během variské orogeneze. Frýdlantská pahorkatina zaujímá území o rozloze 241 km 2, se střední nadmořskou výškou 359, 4 m a středním sklonem 3 45 (Sedláček 2006). Nejvyšších nadmořských výšek dosahují vrcholy Jindřichovického hřebene (Andělský vrch 572 m, Hřebenáč 566 m, Nad nádražím 522 m). Za další významné elevace lze považovat Vyhlídku (512 m) mezi Bulovkou a Horní Řasnicí, Chlum (495 m) severovýchodně od Raspenavy, Vebrův Kopec (435 m) východně od Dolní Oldříše, Kamenný vrch (444 m) jihozápadně od Srbské a Kukačku (471 m) severovýchodně od Jindřichovic pod Smrkem. Všechny výše zmíněné vrcholy jsou zároveň koncentrovány v zájmové oblasti sv. části Frýdlantského výběžku ( pro vymezení viz kapitolu 3.2. Terénní práce). Celá oblast Sudet se vyznačuje velmi komplexní geologickou resp. geomorfologickou historií a zahrnuje mnohá období vulkanická, sedimentační stejně tak jako deformační probíhající od neoproterozoika po celé fanerozoikum (Aleksandrowski a Mazur 2002). Oblast byla vyzdvižena během variského vrásnění, tedy v dobách mladšího paleozoika (svrchní karbon a perm), během něhož byl magmatickými a tektonometamorfními procesy vytvořen krkonošsko-jizerský granitový pluton (Mazur 1998). Toto období představuje nejvýznamnější geotektonický vývoj regionu v minulosti (Migoń 1996). Po skončení variské orogeneze prodělala oblast silnou denudaci. Oživena byla až saxonskou tektonogenezí (Zuchiewicz et al. 2007). Ta je považována za porušení sudetských souvrství vertikálními zlomy vyvolanými 10

11 regionální syntektonikou coby reakce na alpinotypní deformace (Žák et al. 2006). Tyto deformační pochody byly natolik silné, že zcela převážily schopnosti vnitřní stavby místních granitoidních hornin je jakkoli ovlivnit (Žák et al. 2009). Nastíněnými procesy došlo k oddělení do té doby společného vývoje Jizerských hor a jejich severního podhůří. Nyní tak dělí tyto dvě oblasti výrazný zlom, podle něhož byly Jizerské hory vyzdviženy (Lochmann 1958). Saxonská tektogeneze neoživila pouze stárnoucí reliéf, ale i terciérní vulkanismus (Morch 1958), který kulminoval během oligocénu (Sedláček 2006). Za zbytky jeho projevů lze považovat bazaltové a fonolitové vrcholy, jako například kopec Chlum (495 m, Chaloupský 1990) severovýchodně od Raspenavy. Výše zmíněné procesy vedly k vytvoření nových sedimentačních prostorů, které jsou od té doby vyplňovány sedimenty. V současnosti je jejich povrch často tvořen mocnými převážně písčitými a šterkovitopísčitými proglaciálními glacifluviálními sedimenty ukládaných na sandrových plošinách během středopleistocénních glaciálů, ale také produkty fluviálních a svahových procesů nebo kvartérními zvětralinami (Lochmann 1957, Morch 1958). V postglaciálním vývoji oblasti dochází k vytvoření současných říčních niv větších toků, které překrývají svrchnopleistocénní fluviální akumulace na dně říčních údolí. Ráz reliéfu je v důsledku výše nastíněných procesů mírně zvlněný (Morch 1958). V nižších polohách tak dominují kvartérní sedimenty (převážně glacifluviální písky a štěrky v okolí Řasnice a Jindřichovic pod Smrkem; Chaloupský 1989), z nichž vystupují hlavně svrchno-kambrické až spodno-ordovické granitoidní horniny v podobě okatých rul až ortorul a metagranitů až ortorul (Kozdrój et al. 2001). Méně obvyklé jsou středně zrnité biotitické granity až monzogranity vyskytující se na Jindřichovickém hřebeni a v okolí Vebrova kopce (tzv. rumburský typ). V okolí Tisovce a jihovýchodně od vrcholu Vyhlídka, lze vzácněji pozorovat středně zrnitý zawidówský typ biotického granodioritu (Kozdrój et al. 2001). Znalost plošného rozšíření jednotlivých typů granitoidů, metagranitů až ortorul je základem pro vlastní terénní práci, protože mechanické vlastnosti jednotlivých typů jsou odlišné a aplikované metody je nutné vždy konfrontovat s litologií hornin. 11

12 2.2. Historie výzkumů Při naší severní hranici se nalézá relativně velké množství záznamů naznačující přítomnost či blízkost kontinentálního ledovce, a to ať už v podobě ledovcových sedimentů nebo přinesených nordických hornin (porfyry, rapakivické granity, ale především pazourky podrobněji viz kapitolu Geologie; Nývlt et al. 2011), které byly zachovány jen podobě jednotlivých klastů bez přímého vztahu k původním ledovcovým sedimentům. Tyto indikátory zásahu pleistocénních ledovcových štítů, k jejichž výzkumu není třeba sofistikovaného vybavení, poskytly prostor pro relativně velké množství prací ještě před koncem 19. století (např.: Tausch 1889; Cammerlander 1891). Ale teprve více než tři desetiletí poté byla Blumrichem (1925) nalezena bazální moréna (subglaciální till) s obsahem nordických souvků poblíž Respenavy. Blumrich (1925) předpokládá maximální postup ledovce až k severnímu úpatí Jizerských hor. Výzkumně plodné období přináší opět až poválečné období. Tehdy nejprve Lochmann (1957) a Morch (1958) odmítají přítomnost ledovcového štítu v Čechách a předpokládají u nás pouze proiglaciální glacifluviální sedimentaci v podobě sandrových plošin, již řadí do elsterského glaciálu. Svoje tvrzení opírají o absenci ledovcových erozních tvarů i čelních morén, přičemž akumulační tvary považují pouze za důsledky předledovcové glacifluviální sedimentace. Avšak nedlouho po nich, po nových nálezech tillů, se geologové opět začínají klonit k myšlence zásahu ledovce na naše území (Sekyra 1961; Šibrava a Václ 1962). Následovalo opět poměrně dlouhé období relativního nezájmu o tuto oblast, ukončené až revizním výzkumem Králíka (1989). Jeho téměř tříletý výzkum se zaměřoval na celkové porozumění geologii krkonošskojizerského krystalinika. V jeho rámci publikoval i novou domněnku o čtverém zásahu kontinentálního ledovce do severních Čech (oba elsterské i sálské stadiály). Frýdlantský výběžek podle něho nenabízí žádné ledovcové akumulační tvary elsterského zalednění s výjimkou několika výplní subglaciálních koryt v nejsevernějším cípu výběžku (okolí Černous; tento názor přejal např. i Růžička 2004). Ve stejné oblasti však nachází četné bazálně morénové (tillové), kamové a sandrové akumulace ze sálského glaciálu, které byly dříve řazeny do období MIS 8, dnes však podle novějších analýz korelují s MIS 6 (Nývlt et al. 2011). Zároveň nalezl i relikty čelní morény v okolí Horní Řasnice, které na základě podobných charakteristik dokumentovaných v rámci oldřišovského zalednění na Moravě klade do saale 2 (dnes také MIS 6). Pravděpodobně téměř úplná absence ledovcových akumulačních tvarů elsterského stáří vedla Králíka (1989) 12

13 k domněnce, že sálské zalednění dosahovalo stejného plošného rozsahu jako elsterské. Stejně tak Růžička (2004) předpokládá pro severočeskou oblast dva zásahy kontinentálního ledovce během sálského zalednění, nicméně uvažuje už jeho mnohem menší rozsah (pouze nejsevernější oblast Frýdlantského výběžku). Za zmínku z Frýdlantského výběžku stojí i větší počet oblíků blíže neurčeného stáří, které pod severními svahy Jizerských hor dokumentovala Janásková (2009), nunataky, za které Králík (1989) považuje vrchy Chlum a Vyhlídka, nebo skalní ohlazy a oblíky při úpatí severního svahu Ořešníku a Poledníku (Traczyk a Engel 2006). Až teprve v rámci velmi nedávných studií (Nývlt 2008; Nývlt et al. 2008, Nývlt et al. 2011) bylo přistoupeno k určení přesnějšího stáří jednotlivých ledovcových postupů, i když přesné datování a plošné vymezení maximálních rozsahů jednotlivých zalednění stále není definitivní. Blíže byly také prozkoumány rozdíly v jednotlivých zásazích do severočeského území. Na rozdíl od Králíka (1989) je dokumentována přítomnost pouze tří a později dokonce jen dvou pleistocénních štítů (během MIS 16 a 12). Poslední nám blízký postup v MIS 6 (během prvního chladného výkyvu sálského glaciálu) je nejprve uvažován coby postup s marginálním zásahem a následně úplně opuštěn, protože na naše území zřejmě dosáhla pouze glacifluviální sedimentace v předpolí kontinentálního ledovce (podrobněji viz kapitolu 2.3. Ledovcový štít ve Frýdlantském výběžku). Téměř absolutní absenci erozních ledovcových tvarů reliéfu v terminoglaciálních oblastech vysvětlují např. Bennett a Glasser (1996). Zónu při okrajích ledovce chápou jako oblast, kde dominují procesy ledovcové akumulace, zatímco eroze zůstává velmi upozaděna. Toto tvrzení platí i pro většinu výše zmíněných výsledků výzkumů ve Frýdlantském výběžku, kdy dominantní fáze proglaciální akumulace vázaná na ústup zalednění překryla většinu starších sedimentů a případných erozních tvarů reliéfu. Dalším významným faktorem bylo i pevné horninové podloží Západních Sudet, které neumožňuje ledovcovou deformaci nezpevněného materiálu, díky čemuž zde nevznikly rozsáhlé terminoglaciální akumulace čelních náporových morén jako např. na Opavsku (Nývlt et al. 2011). V neposlední řadě hraje důležitou roli i čas, protože čelo kontinentálního ledovce se zde zřejmě také vyskytovalo jen poměrně krátkou dobu (viz např. Hall a Migoń 2010 a informace níže v textu). Alternativní metodu zabývající se kvartérními klimatickými výkyvy představuje přístup Šibravy (1967, 1972), na nějž navazují např. Tyráček a Havlíček (2009), kteří se soustřeďují na korelaci mezi kontinentálními zaledněními a říčním terasovým systémem 13

14 v Českém masivu. Tento postup sice není schopen přesně odhalit a lokalizovat maximální ledovcový zásah, avšak slouží jako důležité chronostratigrafické pojítko, protože časové zařazení jednotlivých fluviálních akumulací vnitřních Čech bylo možné díky chronostratigrafickému přístupu k terasovým sekvencím již v minulosti Ledovcový štít ve Frýdlantském výběžku Poprvé během pleistocénu byla oblast Frýdlantského výběžku zaledněna prvním postupem elsterského ledovce (dnes řazeno do MIS 16; Králík 1989, Nývlt 2008, Tyráček a Havlíček 2009). Toto období zároveň představovalo plošně nejvýznamnější postup ledovce v severních Čechách vůbec (Nývlt et al. 2011). Doba maximálního postupu prvního elsterského ledovce byla určena na 606 ± 53 ka BP expozičním datováním ( 10 Be) proglaciálních glaciofluviálních sedimentů v oblasti Šluknovského výběžku (Nývlt 2008). Jedná se tedy pravděpodobně o období, v němž MIS 16 skutečně kulminovala, tedy před ~ ka BP (stáří podle klimatických dat z EPICA Comunity Members 2004). Detailní práce týkající se tohoto ledovcového postupu byly provedeny v blízkém Šluknovském výběžku (Nývlt 2001, 2008), nicméně pro oblast Frýdlantska jsou pozorování jednak starší a zároveň méně podrobná (Králík 1989). Přesto existují předpoklady (Králík 1989, Nývlt 2003, Černá et al., in press), že právě ve Frýdlantském výběžku dosáhl ledovec lokálně největšího rozsahu až během MIS 12 (Nývlt et al. 2011), tedy druhého elsterského zásahu ledovcového štítu do prostoru střední Evropy. Velmi zajímavé zjištění přinesla nedávná studie Černé et al. (in press), která dává do souvislosti glacifluviální sedimenty na západ od sedla (522 m) pod Andělským vrchem s ledovcovým postupem z východu přes výše zmíněné sedlo. To posunulo maximální hranici zalednění o desítky metrů výše oproti většině předchozích odhadů a tato oblast představuje nejvyšší dokázaný zásah skandinávského ledovcového štítu v severních Čechách (Černá et al., in press). Velmi tomu napomohla ideální lokální geomorfologie a jednalo se pravděpodobně pouze o velmi krátkou epizodu, která sice nezanechala ledovcové erozní stopy přímo na reliéfu (Černá, osobní komunikace), avšak vytvořila subglaciální koryto vyplněné glacifluviálními sedimenty (Černá et al., in press). Autoři této studie předpokládají, že ledovec tehdy dosahoval minimálně do výšky 540 m n. m. Časové zařazení tohoto zásahu nebylo prozatím provedeno, avšak ve vztahu k širším znalostem o kontinentálním zalednění této oblasti se musí jednat o maximální zásah 14

15 ledovcového štítu na Frýdlantsko, tedy nejpravděpodobněji o elsterské zalednění během MIS 12 (viz Nývlt et al. 2011). Daleko méně dramatická situace panovala v severních Čechách při zatím posledním kontinentálním zalednění našeho území. Zatímco na Moravě symbolizuje období staršího sálského zalednění (drenthe; MIS 6) nejjižnější zásah ledovcového štítu vůbec (Tyráček 2011) a jeho přechod Porubskou bránou až do povodí Bečvy, pak v severních Čechách předpokládá Nývlt et al. (2011) jeho vliv pouze v nejsevernějších částech Frýdlantského výběžku a to pouze ve formě proglaciálních glacifluviálních sedimentů vyplavených z pod ledovcového čela, které se zastavilo několik kilometrů před dnešními hranicemi v okolí polského a německého Zhořelce/ Görlitzu. Možnost, že maximální zásah sálského ledovce proběhl právě během MIS 6, se přitom velmi dlouho vůbec neuvažovala. Původně se předpokládalo, že tento zásah kulminoval během MIS 8 (např. Králík 1989). Nicméně už Marks (2004) diskutoval možnou záměnu s MIS 6, která byla poměrně nedávno definitivně potvrzena (Nývlt et al. 2008, 2011). Jednalo se pravděpodobně o dva ledovcové postupy krátce po sobě, které byly dříve považovány za dva stadiály (MIS 8 a MIS 6). Přestože z našeho území nemáme tyto domněnky, až na jednu výjimku (Nývlt et al. 2008), potvrzeny absolutním datováním, z jiných míst severně od nás se ví, že ledovec během MIS 8 nezasáhl zdaleka tolik na jih a severoevropské sálské glaciály drenthe a warthe jsou dnes oba kladeny do MIS 6 (Ehlers et al. 2011). K podobným závěrům, týkajícím se chronologie maximálních zalednění, dochází i Marks (2011), který období maximálního zalednění Polska klade do Elsteru (glaciál san 1 dle polské klasifikace), přičemž tato hranice je pouze lokálně překročena pozdějším sálským ledovcem. Na základě výše uvedených prací tak lze poukázat i na náš jediný ryzí interglaciál - holštejnský -, který odděluje elsterské a sálské zalednění. Ten však v oblasti severních Čech nebyl doložen žádnými sedimenty; jeho doklady máme např. ze Stonavského jezera na Ostravsku (Břízová 1994; Nývlt et al. 2011). Hall a Migoń (2010) jsou přesvědčeni, že oblasti Sudet, ležící na samých okrajích zásahů ledovcových štítů, nebyly pokryty ledem dohromady déle než 20 ka, přičemž maximální doba setrvání ledovcového štítu v Sudetech během jednotlivých zalednění nebyla delší než 10 ka. Podobný názor zastávají i Nývlt a Hoare (2011). I z toho důvodu je v této oblasti relativně málo dobře vyvinutého ledovcového erozního reliéfu a většina míst si zachovává svůj preglaciální charakter (Hall a Migoń 2010). 15

16 3. Metodika 3.1. Práce v GIS Terénním pracím předcházela příprava podkladů v programu ArcGIS 10. Z Českého úřadu zeměměřičského a katastrálního bylo získáno 9 mapových listů pokrývajících zájmové území. Ty byly sloučeny v jeden celek. Následně byly vytvořeny tyto odvozené vrstvy: digitální model terénu (Obr. 6.), sklonitostní mapa (Obr. 5.) a mapa expozice (Obr. 7). Svahy ve sklonitostní mapě byly rozděleny následovně: - Plošiny (sklon <2 ); - Velmi mírně ukloněné svahy (2 5 ); - Mírně ukloněné svahy (5 10 ); - Středně ukloněné svahy (>10 ). Svahy v mapě expozic byly rozděleny následovně: - Rovina do úklonu (1 ) - Sever (337,6 22,5 ) - Severovýchod (22,6 67,5 ) - Východ (67,6 112,5 ) - Jihovýchod (112,6 157,5 ) - Jih (157,6 202,5 ) - Jihozápad (202,6 247,5 ) - Západ (247,6 292,5 ) - Severozápad (292,6 337,5 ) Dalším výstupem bylo vytvoření spádových křivek (Obr. 8). Ty měly za úkol porovnat rozdíly mezi severními a jižními svahy. Zároveň měly odhalit případné nezvyklé terénní tvary, které by mohly přiblížit výšku trimline. Protože trimline tvoří hranici ovlivnění skalního podkladu ledovcovou erozí na údolních svazích (Benn a Evans 1998), je možný vznik tvarů podobných nunatakům. Takový reliéf popisuje v severním podhůří Sudet například Marks (2004). Spádové křivky byly vedeny v blízkosti vybraných profilů, na nichž probíhala SH měření (viz kapitolu Schmidt hammer). 16

17 3.2. Terénní práce Sběr dat probíhal během května a června Území, na němž se uskutečnil výzkum, lze vymezit vrcholem Chlum, který tvořil JZ roh plochy a od nějž hranice pokračovala v poledníkovém a rovnoběžkovém směru na sever, resp. na východ. SV omezení potom tvořila státní hranice s Polskem (Obr. 1.). Je nutné zmínit, že do terénních prací nebyly zahrnuty nejsevernější části Jizerských hor, které by svým okrajem do zájmového území spadaly (na jihovýchod od Nového Města pod Smrkem). Jde o geomorfologicky rozdílný celek. Stejně tak práce nemohly být vykonávány na kopci Chlum, protože se jedná o oplocené vojenské pásmo. Obr. 1. Lokalizace místa výzkumu (černý obdélník) v rámci Libereckého kraje (Český statistický úřad, Liberec 2008) 17

18 Geologie Geologické podloží je z většiny tvořeno kadomskými granitoidy hlavně rumburským granitem a vzácněji zawidówským granodioritem a jejich metamorfovanými ekvivalenty metagranity a ortorulami (Chaloupský et al., 1989, Kozdrój et al. 2001; podrobněji viz kapitolu 2.1. Poloha a geomorfologie). Existující výjimky (např. kopec Chlum tvořený mladšími vyvřelinami) byly pouze zaznamenány, neprobíhaly však na nich další měření. Odlišnost horniny by mohla způsobit nesprávnou interpretaci naměřených výsledků (McCarroll 1987). Z výše uvedených 3 typů hornin bylo určováno 5 přechodných typů hornin - 1) granit, 2) granit/metagranit, 3) metagranit, 4) metagranit/ortorula, 5) ortorula. Toto kvalitativní zjemnění má posloužit pro lepší interpretaci výsledků naměřených SH. Lze totiž obecně tvrdit, že hornina, jež prošla silnější metamorfózou (viz vzrůstající škála výše), je náchylnější ke zvětrávání a vzájemné porovnávání různě metamorfovaných horninových typů by proto mohlo ovlivnit interpretaci (Guglielmin et al. 2011). Na druhou stranu, Černá (2011) nebo Černá a Engel (2011) uvádějí, že při měření materiálů, které jsou si svým charakterem velmi blízké (např. dva zrnitostně podobné typy granitu), lze tuto skutečnost zanedbat, jelikož historie zvětrávání má větší význam než horninový typ. Geologický výzkum území měl sloužit jako jedna z metod použitá pro stanovení maximální výšky zásahu kontinentálního ledovce. Z toho důvodu byly zaznamenávány níže uvedené skutečnosti. Balvany na vrcholech a na svazích kopců Zvláštní pozornost byla věnována vrcholům a svahům kopců (Tab. 4.). V důsledku periglaciálního zvětrávání vznikají na vrcholcích kopců autochtonní kamenná moře. V případě, že se dnes na vrcholcích nevyskytují, existuje možnost, že byly odneseny ledovcem (Czudek 2005), v opačném případě mohly vrcholové partie podléhat periglaciálnímu zvětrávání. Podobný princip lze přenést i na svahy. Jedná se samozřejmě pouze o podpůrnou a nepřímou metodu určení ledovcové trimline, byla však už využita např. Černou (2011) nebo Nesjem et al. (2006). Patrně její největší úskalí se skrývá ve skutečnosti, že balvany mohly být v minulosti ovlivněny svahovými 18

19 pohyby (např. soliflukcí či prostým gravitačním pohybem), jimiž se posunuly níže po svahu a jejich nižší výskyty by ovlivnily takto stanovenou výšku trimline (Ballantyne et al. 1998). Eratika Přímým dokladem ledovcové přítomnosti jsou naopak místa, na nichž byly nalezeny horniny, které se v oblasti jinak vůbec nevyskytují a pocházejí z větší než 100km vzdálenosti, ale mnohdy i z oblastí vzdálených přes 1000 km (Nývlt a Hoare 2011). Jejich maximální rozšíření tak napovídá, kam až sahal kontinentální ledovec (Marks 2004). Nordický materiál byl nejčastěji uložen během ledovcových ústupů (Nývlt a Hoare 2000) a přestavuje relativně hojnou složku ledovcem transportovaných uloženin - min. 5 % v povodí Jeřice, tedy na jih od Oldřichovského sedla, které celkový podíl pravděpodobně v důsledku geomorfologie snížilo (Nývlt 2003), nebo průměrně okolo 12 % v okolí Pertoltic (Nývlt a Hoare 2000). Mezi typická eratika jsou řazena: a) cihlově červené granitoidy (porfyry) považovány za vůdčí typ souvků pocházejí ze středního Švédska, nejčastěji z provincie Dalarna (Obr. 2.); Obr. 2. Křemenný porfyr nalezen v sedle jižně od Vebrova kopce v nadm. výšce 415 m n. m. 19

20 b) rapakivické granitoidy různých variet horniny vyskytující se ve Finsku (růžový až hnědočervený odstín s typicky lemovanými vyrostlicemi živců a drobnými nejčastěji šedými až černými vyrostlicemi křemene), na souostroví Ålandy (tmavě červené s okrouhlými černými vyrostlicemi křemene) a ve středním až severním Švédsku (Obr. 3., Sedláček 2006); Obr. 3. Rapakivi s vyvětralými minerálními zrny živců. Nalezen v sedle jižně od Vebrova kopce v nadm. výšce 415 m n. m. c) pazourky lasturnatý lom, pocházející z pobřeží Baltu od Dánska, přes východoněmecké pobřeží (např. ostrov Rujána), až po západní Polsko (Obr. 4.). Obr. 4. Pazourek s typickým lasturnatým lomem. Nalezen v sedle jižně od Vebrova kopce v nadm. výšce 415 m n. m. Přes relativně dlouhou dobu, kterou zmíněné materiály podléhaly gravitačním procesům, je lze stále nalézt i na výše položených místech Frýdlantského výběžku. Zároveň můžeme za výhodu považovat fakt, že studovaná oblast není ovlivňována fluviální činností řek přitékajících odjinud, ale jedná se o horní část povodí Smědé 20

21 směřující k obecně k severu. Říčními procesy jsou ovlivněny pouze dna hlavních údolí a dolní části jejich svahů. Tím pádem lze nález nordického materiál interpretovat jako důsledek ledovcového transportu. Přesto je třeba brát v potaz případný vliv člověka, který často využíval nejrůznější materiál (včetně ledovcového obsahujícího eratika) např. ke stavebním účelům nebo pro zpevňování cest. Dokumentace těchto míst posloužila jako další podpůrná metoda pro určení maximální výšky zásahu pleistocénního ledovce Pedologie Níže popsaný jednoduchý pedologický přístup měl zodpovědět, které svahy jsou akumulační a které naopak erozní. Na 27 lokalitách byla pomocí pedologické sondýrky zjišťována hloubka humusového horizontu a konkávnost resp. konvexnost reliéfu (Tab. 5.). Lokality byly vybírány na základě sklonitostní mapy a byly umisťovány do oblastí mírně a středně ukloněných svahů, tedy na svahy se spádem vyšším než 5 (Obr. 5.). Humusové mocnosti byly rozděleny podle typu reliéfu (konkávní/konvexní) a spočtena průměrná hloubka humusu pro určitý typ reliéfu. Předpoklad byl takový, že konvexní svahy budou vykazovat nižší mocnosti humusu v důsledku převažujících erozních procesů a naopak konkávní svahy budou mít vyšší humusové mocnosti v důsledku přirozeného zarovnávání depresí a s tím spojené akumulace materiálu. V případě, že bylo na základě změn zrnitosti s hloubkou z profilu patrné, o jaký typ svahu se jedná (erozní/akumulační), bylo toto pozorování zaznamenáno přímo v terénu Schmidt hammer Tvrdoměrné kladivo Schmidt hammer (SH) oficiální název: Beton- Prüfhammer Original Schmidt - je nástroj určený ke zjišťování tvrdosti materiálu (Aydin a Basu 2005) vyvinutý v roce 1948 E. Schmidtem. Aplikuje-li se tato metoda v geomorfologii (např. Day a Goudie 1977, Shakesby et al. 2006, Owen et al. 2007), pak může SH posloužit například k relativnímu určení doby, po kterou je prověřovaný materiál vystaven exogenním činitelům (Winkler 2005, Shakesby et al. 2006, Černá a Engel 2011). 21

22 Nejpoužívanějším typem v geomorfologii je typ N. Tato verze je schopna prověřovat širokou škálu horninových typů od křehkých po pevné s použitím tlakové síly mezi 20 a 250 MPa (Goudie 2006). Mezi největší výhody použití SH v geomorfologii jak je uvádí Goudie (2006) patří mobilita (váha do 2,3 kg), nízká cena (cca Kč), schopnost rychlého opakování měření vedoucího k vysokému počtu základních dat získaných na každé lokalitě, jednoduchost ovládání, empiricky ověřené doklady korelace mezi měřením a vlastnostmi hornin, nebo zanedbatelný vliv běžných teplotních výkyvů na výsledky měření. Měření pomocí SH poskytují hodnoty odolnosti neboli tzv. R-hodnoty (z anglického originálu rebound values ). Jsou to veličiny, které na základě intenzity zpětného odrazu vystřelené pružiny proti prověřovanému materiálu udávají pevnost materiálu v tlaku. R-hodnota je vyjádřena jako procentuální podíl síly původního napnutí pružiny (Aydin a Basu 2005) a pohybuje se v rozmezí od 10 do 100 (Guglielmin et al. 2011). Při využití tohoto principu tak lze odlišit zvětralejší horniny (obecně vykazují nižší R-hodnoty) oproti horninám zvětralým relativně méně (obecně vykazují vyšší R-hodnoty), jelikož dokonce jen velmi nepatrné zvětrání povrhu dokáže výrazně snížit R-hodnoty (Williams a Robinson 1983). Existuje velké množství přístupů, které umožňují využití SH v geomorfologii. Goudie (2006) ve své rešeršní práci o využití SH v geomorfologii rozebírá krom jiných následující možnosti: klasifikace hornin a jejich vlastností; datování na základě míry zvětrání povrchu; kvantifikace změn rychlosti zvětrávání s přibývajícím časem nebo orientací; rozdíl ve zvětrávání nad a pod ledovcovou trimline; a změny pevnosti horniny v různých částech příčného profilu údolím nebo podélného profilu vodního toku. V případě této práce byl SH použit jako prostředek k určení pleistocénní ledovcové trimline. Tato aplikace metody využívá faktu, že oblasti pod trimline byly ledovcovou erozí obnaženy a zvětralá povrchová kůra hornin byla odnesena. Ve svém důsledku tak došlo ke zmlazení těchto povrchů, zatímco povrchy hornin nad ledovcovou trimline byly v drsném periglaciálním klimatu intenzivně zvětrávány (Černá 2011). Předpoklad je proto takový, že lokality vykazující nižší hodnoty by měly reprezentovat oblast, která nebyla ovlivněna pleistocénními ledovcovými štíty (více zvětralé povrchy) a naopak vyšší hodnoty by měly být na lokalitách pod maximálním ledovcovým zásahem (méně zvětralé povrchy; ve smyslu např. Hubbart a Glasser 2005, Goudie 2006, Černá a Engel 2011). Stejným nebo podobným způsobem byl SH využit již v minulosti (např. Matthews a Shakesby 1984, Ballantyne 1997, Anderson et al. 22

23 1998, Sumner a Nel 2002, Shakesby et al. 2006, Matthews a Owen 2010, Černá 2011). Stejného principu je možno využít i při identifikaci nunataků nebo stanovení plošného rozsahu zalednění (Goudie 2006). Přestože většina zmíněných studií zkoumala výšku trimline v oblastech, které zalednění prodělaly v mladším období (nejčastěji v posledním glaciálu), lze se domnívat, že míra zvětrání je rozdílná i v případě aplikujeme-li metodu na povrchy starší (Černá 2011). Měření pomocí SH (typ N) byla prováděna na 13 profilech (ve výšce mezi 418 a 565 m n. m.). Profily byly vedeny z vrcholů po hřebenech (dle Aoyama 2005) k úpatí a vyhýbaly se údolím a erozním zářezům (viz obr. 6). To umožňuje vzájemně srovnávat lokality, protože prodělaly podobný vývoj ve smyslu erozně-akumulačních procesů (Černá 2011). Celkem bylo v rámci těchto profilů prověřeno 55 lokalit s přirozeně zvětralými povrchy, které nejevily známky antropogenního přemístění nebo jiné lidské činnosti. Pozice lokalit byla zaznamenávána pomocí GPS. Jednotlivé lokality na profilech byly vybírány tak, aby jejich nadmořská výška rostla v intervalech ~10 m. Na každé lokalitě proběhlo 25 měření R-hodnoty (podle Day a Goudie 1977 nebo Matthews a Owen 2010) a byly zaznamenány další informace jako např. velikost prověřovaného objektu, petrografie, velikost vyrostlic atd. (viz tab. 1.). Odrazové body od sebe dělila vzdálenost minimálně o průměru jednoho pístu (Aydin a Basu 2005). Povrchy na prověřovaných lokalitách byly očištěny od nečistot, jelikož nerovnosti snižují R-hodnoty (Hucka 1965, Shakesby et al. 2006). Samotná měření SH probíhala kolmo k horizontálnímu směru (dle Černá a Engel 2011), stejně tak jako kolmo k testovanému povrchu (dle Aydin a Basu 2005). Mikrostrukturní odlišnosti v polyminerálních horninách mohou značně rozptýlit naměřené hodnoty v důsledku rozdílné náchylnosti jednotlivých minerálů ke zvětrávání (Aydin a Basu 2005). Z toho důvodu nebyly trefovány vyrostlice, které by mohly ovlivnit výsledky, protože byly tvořeny různě tvrdými minerály (nejčastěji křemenem a živci). Stejně tak byly údery směřovány mimo lišejníky, jejichž vliv je zkreslující a většinou snižují R-hodnoty až několikrát (Guglielmin et al. 2011). Zároveň se měření snažila vyvarovat puklin a blízkosti hran, které výsledky také zkreslují v důsledku rozptýlení dopadové energie (Day a Goudie 1977, Goudie 2006). Měření neprobíhala v menší než 15cm vzdálenosti od okrajů (podle ASTM 2001). Výsledky mohou být ovlivněny také povrchovou strukturou materiálu, když hladké povrchy vykazují oproti drsným vyšší R-hodnoty 23

24 (Williams a Robinson 1983). Energie pístu může být totiž ztracena na rozbití povrchových nerovností (Goudie 2006). Měření komplikují situace, kdy je prověřovaný materiál vlhký (Guglielmin et al. 2011). Zatímco někteří autoři (např. Aydin a Basu 2005) předpokládají postupné snižování R-hodnot se zvyšující se vlhkostí, jiní (např. Ballantyne et al. 1990) poukazují na skutečnost, že voda efektivně uzavřená v pórech představuje naopak potenciál pro vyšší než skutečné R-hodnoty. Měření proto probíhala na suchých površích (Sumner a Nel 2002), i když množství vnitřní vody v pórech a puklinách nebylo možné stanovit. Měřeny byly: 1) osamocené balvany, jejichž osa a byla delší než 1 m; 2) balvany v balvanovém poli, jejichž osa a byla delší než 1 m; 3) skalní výchozy. Tato omezení velikosti mají za účel výrazně snížit riziko nežádoucího rozložení dopadové energie (Aydin a Basu 2005). Také Goudie (2006) doporučuje prověřovat větší bloky hornin a Sumner a Nel (2002) dokonce kvantifikují požadavek, když doporučují testovat vzorek těžší než 25 kg, což metrové bloky granitových hornin bezpochyby splňují. Výše zmíněná omezení představují obecně akceptovaný rámec při aplikaci SH, jenž byl při měřeních dodržován. Současně byly založeny i 4 kontrolní lokality v mladých odkryvech (v lomu nebo na čerstvě opadaných skalních výchozech), které měly stanovit srovnávací hodnoty pro nezvětralé horninové typy. Na základě interpretace výsledků měření lze stanovit nadmořskou výšku ledovcové trimline, která tvoří hranici, pod níž se vyskytují materiály, které byly po nějakou dobu ovlivněny ledovcovou erozí (Černá a Engel 2011). Metoda je tím přesnější, čím kratší doba uplynula po obnažení povrchu (Černá a Engel 2011), protože míra povrchového zvětrávání se s časem obecně snižuje (Colman 1981) a to především jedná-li se o dobu delší než 100 ka (Shakesby et al. 2006), kterou lze předpokládat i pro tuto aplikaci.. Je důležité zmínit, že testování in situ může rozptýlit výsledky v důsledku přirozené hrubosti testovaných materiálů, nedostatečné kontroly případných podpovrchových puklin a kolísavé vlhkosti (Aydin a Basu 2005). Z toho důvodu byly naměřené hodnoty dále statisticky zpracovávány (viz kapitolu níže), aby byl tento rozptyl co nejvíce eliminován (Evans et al. 1999). 24

25 3.3. Zpracování měření V programu MS Excel 2007 byla měření zpracována podle Moona (1984). Z naměřených 25 hodnot byl vypočítán průměr a směrodatná odchylka. Pět hodnot s největší odchylkou bylo odstraněno ze souboru. Ze zbývajících 20 hodnot byl vypočítán nový aritmetický průměr a směrodatná odchylka. Tyto nově stanovené R- hodnoty a směrodatné odchylky tak představovaly data pro stanovení míry zvětrání jednotlivých povrchů. Byly proto využity jako proxy pro relativní stáří zkoumaných povrchů (Engel et al. 2011). Metodika zpracování získaných R-hodnot ani počet úderů ještě nebyl sjednocen, je možné, že se tak ani nikdy nestane, protože každý přístup může lépe vyhovovat odlišnému prostředí, v němž je SH používáno. Výběr tohoto přístupu byl proveden na základě pozitivní zkušenosti z blízké oblasti severních svahů Jizerských hor, kde byl použit Černou a Englem (2011) a vedl k uspokojivým výsledkům a umožňoval tak lepší srovnání stejným způsobem získávaných a zpracovaných dat. Pro sběr dat v terénu byla vytvořena tab. 1., která představuje ukázku neupravených základních dat z první lokality na prvním profilu. Takto byly na každé lokalitě zaznamenávány veškeré relevantní informace a využití předpřipravené tabulky eliminovalo možnost opomenutí sběru některých důležitých informací. Tab. 1. Ukázka tabulky sloužící v terénu pro záznam SH měření (lokalita P1-1). Charakteristika lokality pro SH Název (č. profilu-č. měření): P1-1 Datum: Foto č.:1/1 Výchoz: Balvan: X Balvan v poli: Velikost v cm (a x b x c): 160 x 120 x 70 Petrografie: (2) Největší vyrostlice do: 2 cm Měření SH: Poznámky:

26 4. Výsledky 4.1. Práce v GIS Výsledky práce v geoinformačním systému jsou prezentovány v podobě tří map zobrazených níže (Obr. 5 7). Sklonitostní mapa (Obr. 5.) obsahuje zároveň i lokalizaci pedologických pozorování, která probíhala na svazích se sklonem větším než 5 a místa nálezů eratik. Digitální model terénu je zobrazen kombinací vrstevnic a barevnou hypsometrií a do mapy jsou přidány body znázorňující lokality, na nichž probíhala měření tvrdoměrným kladivem SH ať už v rámci profilů nebo na srovnávacích lokalitách (Obr. 6.). Zároveň jsou přidány transekty spádových křivek. Poslední mapa (Obr. 7.) vykresluje expozici svahů v severovýchodní části Frýdlantského výběžku. 26

27 Sklonitost Obr. 5. Sklonitost zájmového území, pedologická pozorování a nálezy eratik. 27

28 DMT a barevná hypsometrie Obr. 6. Digitální model terénu v zájmovém území, poloha SH lokalit a lokalizace transektů spádových křivek. 28

29 Expozice svahů Obr. 7. Expozice svahů v zájmovém území. 29

30 Spádové křivky Spádové křivky (příloha 2) byly vytvořeny na 12 profilech. Ne na všech bylo možno pozorovat výraznější terénní změny. Některé však díky svému tvaru mohou doplnit lokální obraz výšky ledovcové trimline. Transekty, které vykazovaly náhlé změny reliéfu, jsou prezentovány níže (Obr. 8.). a) Transekt 7 - severní expozice (5x převýšeno) m n. m m b) m n. m. 540 Transekt 9 - severní expozice (7x převýšeno) m Obr. 8. Spádové křivky transektu 7 a 9. Červené šipky ukazují na náhlou změnu sklonu, která může naznačovat výšku ledovcové trimline. 30

31 4.2. Geologická pozorování Základní geologické údaje z hlediska horninového typu, maximální velikosti vyrostlic a druhu objektu (výchoz, balvan, či pole balvanů) z jednotlivých lokalit jsou shrnuty v následující tab. 2. Tab. 2. Základní geologické údaje o lokalitách, na nichž probíhala SH měření Profil Nadm. výška (m n. m.) hornina balvan/ balvan v poli/ výchoz vyrostlice do (cm) P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P

32 P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P P Typy hornin a měřených povrchů Na lokalitách byly rozlišeny pouze 4 typy hornin (granit, granit/metagranit, metagranit, metagranit/ortorula). Jejich absolutní i relativní zastoupení znázorňuje obr. 9. Více než dvě pětiny prověřovaných hornin představoval granit, téměř jednu třetinu granit/metagranit stejně tak jako metagranit. Horninový typ metagranit/ortorula byl zaznamenán pouze jednou. Naopak původně očekávaný horninový typ ortorula nebyl na studovaných profilech zjištěn vůbec. Nejčastějším typem měřeného povrchu byl balvan (60 %), následoval balvan v poli (31 %) a pouze velmi vzácně byl prověřen skalní výchoz (9 %). 32

33 1; 2 % 15; 27 % 16; 29 % 23; 42 % granit granit/metagranit metagranit metagranit/ortorula Obr. 9. Čtyři typy hornin vyskytujících se na lokalitách, na nichž probíhala SH měření. Vyrostlice Velikost vyrostlic křemene a živců dle typů hornin a jejich poměrné zastoupení je zachyceno v tab. 3. Tab. 3. Relativní zastoupení velikosti vyrostlic v jednotlivých typech hornin hornina počet prověřovaných povrchů vyrostlice do 1 cm 2 cm 3 cm 4 cm granit 23 4% 92% 4% - granit/metagranit 16 19% 69% 6% 6% metagranit 14 29% 57% 7% 7% metagranit/ortorula 2-100% - - Vyrostlice do velikosti 2 cm na zkoumaných lokalitách naprosto dominovaly, jejich maximální velikost pak ojediněle dosáhla až 4 cm. 33

34 Mapování balvanových polí Spodní hranice rozšíření balvanových polí byla mapována na všech profilech, ne všude byla ovšem pozorována. Souhrn je v tabulce 4. Tab. 4. Spodní hranice balvanových polí na jednotlivých profilech Profil Balvanové pole (m) Spodní hranice balvanových polí začínala ve výškách m n. m., nejčastěji okolo 480 m n. m. Eratika Eratický materiál byl tvořen převážně souvky výše popisovaných hornin do velikosti 10 cm (osa a), přičemž nejčastěji pozorované byly porfyry. Na profilech nebyl nalezen žádný nordický materiál. Jejich výraznější akumulace byly naopak pozorovány na jih od Vebrova Kopce ve výšce 410 m n. m. a na severozápad od vrcholu Kukačka ve výšce 425 m n. m. V případě obou lokalit se jednalo o místa nacházející se na širokých a na obě strany mírně se svažujících sedlech. Eratika byla nalezena také v četných potocích. V nich se však jednalo především o fluviálně resedimentovaný materiál, a tudíž snesený do nižších nadmořských výšek Pedologie Výsledky pedologických pozorování jsou uveřejněny v tab. 5. V případě, že bylo z profilu evidentní, jedná-li se o erozní nebo akumulační svah, je tak uvedeno ve čtvrtém sloupci. 34

35 Tab. 5. Mocnost humusu v cm na lokalitách, kde proběhlo pedologické sondování. Tvar reliéfu ([U] konkávní; [ ] - konvexní; [-] nerozlišený) a rozlišení erozního [E] a akumulačního [A] svahu, jak byly zaznamenány přímo v terénu. Lokalita Mocnost humusu Reliéf Eroze/akumulace S S E S A S E S05 2 S S07 12 A S08 3 U S09 10 A S A S11 9 E S12 8 U E S S14 4 S15 1 U E S16 2 S17 3 S18 1 E S19 3 U S20 2 U E S21 ornice S22 3 U S23 2 S U A S25 2 U S U A S27 11 U Průměrná hodnota mocnosti humusu pro konvexní i konkávní svah byla 5 cm. Předpoklad o její odlišnosti tedy nebyl empiricky potvrzen. Typy svahů (erozní/akumulační), pozorované přímo v terénu na základě změny zrnitosti s hloubkou také často nepotvrzují předpoklad o konvexnosti erozních svahů a konkávnosti svahů akumulačních. Tento přístup nebyl dále v práci využíván, jelikož se nepotvrdily původní předpoklady o využitelnosti této metody pro stanovení ledovcové trimline. To mohlo být dáno i tím, že prověřovaných lokalit bylo pouze

36 4.4. Schmidt hammer 55 lokalit na 13 profilech vykazuje průměrné R-hodnoty v rozmezí mezi 26,2 a 55,3. Základní statistika je zpracována do tabulky 6. Zdrojová data pro všechny lokality jsou v Příloze 1 a mohou být použita jako doplněk návazných studií. Tab. 6. Základní statistika SH měření na studovaných lokalitách. Profil Nadm. výška (m n. m.) Průměr (z 20) medián rozptyl modus sm.odch. 36 střední chyba průměru P , ,9 26 3,50 0,78 P , ,0 32 5,68 1,27 P , ,4 54 7,76 1,74 P ,5 39,5 11,5 40 3,31 0,74 P ,7 32,5 16,5 28 3,96 0,89 P ,1 28 7,6 28 2,69 0,60 P , ,8 44 4,85 1,09 P ,5 30 6,6 32 2,50 0,56 P ,3 30,5 13,8 31 3,62 0,81 P , ,3 52 5,87 1,31 P , ,5 27 4,72 1,06 P , ,1 35 5,44 1,22 P , ,3 32 5,19 1,16 P ,4 27 8,3 26 2,82 0,63 P , ,5 33 4,72 1,06 P ,4 32,5 18,1 31 4,15 0,93 P , ,7 55 5,57 1,25 P , ,2 44 5,36 1,20 P ,4 31,5 20,9 33 4,45 1,00 P , ,1 31 4,59 1,03 P ,5 25,5 16,6 23 3,97 0,89 P ,5 42,5 37,1 36 5,94 1,33 P ,6 32,5 16,3 33 3,93 0,88 P ,5 45,5 24,8 41 4,85 1,09 P ,7 35,5 21,8 29 4,55 1,02 P , ,7 38 5,03 1,13 P , ,2 50 3,40 0,76 P , ,2 38 4,99 1,12 P ,6 54,5 21,4 58 4,51 1,01 P , ,7 36 4,84 1,08 P , ,6 42 5,65 1,26

37 P , ,0 43 4,25 0,95 P , ,8 38 4,55 1,02 P , ,1 47 4,04 0,90 P ,9 45,5 31,3 46 5,45 1,22 P ,9 32,5 10,1 31 3,10 0,69 P ,2 29,5 4,4 33 2,06 0,46 P , ,6 29 6,44 1,44 P ,6 43,5 9,2 44 2,96 0,66 P , ,1 34 4,59 1,03 P , ,8 54 5,05 1,13 P , ,8 53 4,95 1,11 P ,1 55,5 37,6 60 5,98 1,34 P ,9 28 4,3 28 2,02 0,45 P ,5 29,5 8,1 30 2,77 0,62 P , ,4 33 3,43 0,77 P , ,3 31 5,62 1,26 P ,5 31,5 9,4 32 2,99 0,67 P ,6 32,5 15,6 34 3,85 0,86 P , ,9 47 4,96 1,11 P ,9 37,5 24,3 39 4,81 1,08 P ,2 32,5 15,0 35 3,78 0,84 P ,2 26 8,9 26 2,90 0,65 P , ,6 32 3,72 0,83 P , ,8 33 4,34 0,97 Profil 10 byl v celé své délce výrazně antropogenně přetvořen v důsledku středověké povrchové těžby mědi (Waldhauser 1985). Navíc na něm chyběly jakékoli kameny vhodné k SH testování. Byl proto z dalšího zpracování dat vypuštěn a použit byl pouze pro stanovení spádových křivek. v tab. 7. Výsledky měření na srovnávacích, resp. kontrolních K lokalitách jsou shrnuty Tab. 7. R-hodnoty kontrolních lokalit pro jednotlivé typy hornin. Lokalita Typ horniny Nadm. výška (m n. m.) Průměr (z 20) K1 granit ,5 K2 granit/metagranit ,6 K3 metagranit ,5 K4 metagranit/ortorula ,5 37