MASARYKOVA UNIVERZITA PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA

MASARYKOVA UNIVERZITA PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA LUDĚK HABRDA Hydrogeologické poměry zřídelní struktury v Karlově Studánce Diplomová práce Vedoucí práce: Mgr. Tomáš Kuchovský, Ph.D. Brno 2011 1

2011 Luděk Habrda Všechna práva vyhrazena 2

Jméno a příjmení autora: Bc. Luděk Habrda Název diplomové práce: Hydrogeologické poměry zřídelní struktury v Karlově Studánce Název v angličtině: Hydrogeology of the aquifer at the Karlova studánka Studijní program: Magisterský Studijní obor: Geologie Vedoucí bakalářské práce: Mgr. Tomáš Kuchovský, Ph.D. Rok obhajoby: 2011 Anotace v češtině V diplomové práci je provedeno bilanční zhodnocení zřídelní struktury a zhodnocení chemického složení minerální vody. Na základě koncepčního numerického počítačového modelu jsou stanoveny objemy vod v lokálním proudění. Dále je posouzena vhodnost rozsahu stávajících ochranných pásem jímacích objektů. Anotace v angličtině The groundwater balance and chemical composition of mineral water are assessed in this thesis. Volumes of water in local flow are defined on the basis of conceptual numerical model. Furthermore, appropriateness of the range of the existing protection zones of water intakes is considered. Klíčová slova v češtině: Karlova Studánka minerální voda bilanční zhodnocení podzemních vod chemické složení ochranná pásma Klíčová slova v angličtině: Karlova Studánka mineral water groundwater balance chemical composition protection zones 3

4

Prohlašuji, že tuto práci jsem vypracoval samostatně. Veškerou literaturu a ostatní prameny, z nichž jsem při přípravě práce čerpal, řádně cituji a uvádím v seznamu použité literatury. Souhlasím s veřejným půjčováním práce.. Luděk Habrda 5

Na tomto místě bych chtěl poděkovat Mgr.Tomáši Kuchovskému, Ph.D. za cenné rady a odborné vedení diplomové práce, Ing. Tomáši Kocmanovi a ČHMÚ za poskytnutá data, a hlavně své rodině za nekonečnou trpělivost. 6

Obsah Úvod.8 1 Přírodní poměry zřídelní struktury... 9 1.1 Geomorfologie... 9 1.2 Geologie... 9 1.3 Hydrogeologie... 11 1.3.1 Geneze minerálních vod... 12 1.3.2 Chemismus minerálních vod... 13 1.4 Hydrologie... 15 1.5 Klima... 16 1.6 Technicko-geologická charakteristika objektů... 16 2 Metodika... 18 2.1 Sběr dat... 18 2.1.1 Data ČHMÚ... 18 2.1.2 Data firmy Kocman... 20 2.1.3 Historická data... 20 2.2 Zpracování dat... 21 2.2.1 Použitý software... 21 2.2.2 Použité metody a výpočty... 21 3 Bilanční zhodnocení struktury... 22 3.1 Hydrologický cyklus... 22 3.2 Hydrologická bilanční rovnice... 22 3.2.1 Členy bilanční rovnice... 23 3.3 Infiltrace... 24 4 Chemické složení minerální vody... 25 4.1 Hydrogeochemické parametry... 25 4.2 Porovnání hydrogeochemických parametrů... 26 5 Koncepční numerický počítačový model... 27 5.1 Modelování... 27 5.1.1 Vstupní parametry modelů... 27 5.1.2 Varianty modelů... 28 6 Výsledky... 30 6.1 Bilanční zhodnocení struktury... 30 6.2 Koncepční numerický model... 30 6.3 Chemické složení minerální vody... 32 7 Diskuze... 34 8 Závěr... 38 9 Seznam literatury... 39 10 Přílohy... 41 7

Úvod Minerální voda vyvěrající v podhůří Pradědu byla pro svoji lahodnou chuť cílem občerstvení horníků dolů ve Sv. Hubertově již v 18. století. Ke konci tohoto století zde Řád německých rytířů postavil první dřevěné budovy a tím zahájil éru lázeňství v tomto překrásném koutu přírody, nazvaném Karlova Studánka po arcivévodovi Karlu Ludvíkovi. V té době byla využívána minerální voda z mělkých pramenních jímek. S postupným rozvojem lázní byl kladen stále větší důraz na stabilní množství a velkou kvalitu minerální vody dodávané pro balneologický provoz. Proto bylo v šedesátých letech minulého století přistoupeno k vyvrtání několika jímacích vrtů. Z nich v současné době dva vyhovující (S2A Petr a S7 Vladimír) slouží k zásobování balneotechnického provozu lázní. K poznání, zda zdejší zřídelní struktura uprostřed krásné krajiny může i po další období plnit svoji funkci, chce přispět i tato diplomová práce. Bylo by nevyčíslitelnou škodou, kdyby kvůli špatné znalosti struktury a jejího přetěžování zmizela z mapy lázeňských objektů značka lázní pro léčbu chorob cest dýchacích, léčbu nemocí cévních, srdečních a léčbu pohybového aparátu. Značka Karlova Studánka 8

1 Přírodní poměry zřídelní struktury 1.1 Geomorfologie Zřídelní struktura v Karlově Studánce leží v centru pohoří Hrubého Jeseníku na východním svahu Pradědu (1492 m n.m.), který je nejvyšší horou této oblasti. Východní svah Pradědu spadá údolím horské říčky Bílá Opava až k obci Karlova Studánka. Vývěry minerálních vod se nacházejí na pravém břehu Bílé Opavy na mírně se svažujícím úpatí vrchu Hradečná (1056 m n.m.). Hrubý Jeseník, jako dominantní pohoří severní Moravy a části Slezska, náleží k nejvýchodnější části subprovincie krkonošskojesenické (Demek a Mackovčin, 2006). 1.2 Geologie Geologicky zřídelní struktura v Karlově Studánce náleží moravskoslezské oblasti, respektive sileziku (Mísař et al., 1983), jehož západní hranice je tvořena nýznerovským a ramzovským nasunutím. Na východě je silezikum omezeno hranicí výskytu kulmu Nízkého Jeseníku. Za jižní hranici je považován systém zlomů, z nichž nejvýznamnější jsou zlom bušínský a zlomové pásmo Hané. Na severu se silezikum noří pod terciérní a kvartérní formace na jih od oderského hlubinného zlomu. Celé silezikum bylo velmi intenzivně deformováno a regionálně metamorfováno. Intenzita starší prevariské regionální metamorfózy se mnoho nemění a odpovídá převážně amfibolitové facii, jen na jihovýchodě keprnické klenby klesá až do facie zelených břidlic. Variská metamorfóza byla v celém rozsahu jaderné série pravděpodobně velmi intenzivní a stará tektonická stavba byla patrně natolik přepracovaná, že došlo k jejímu ztotožnění s mladší stavbou (Cháb a Suk, 1977). Intenzita metamorfózy klesá směrem od západu k východu (Mísař et al., 1983). Oblast zřídelní struktury leží při hranici krystalinika desenské klenby a vrstev vrbenské skupiny (obr. 1). Ty lemují krystalinikum desenské klenby na severu a na východě a představují úplný sedimentární cyklus od transgrese přes prohloubení pánve, provázené iniciálním vulkanismem, k sedimentaci karbonátových hornin a nakonec přechod do diastrofických sedimentů, což značí regresi. Tyto vrstvy jsou tvořeny epizonálně metamorfovanými slepenci, kvarcity, fylity, vulkanity, vápenci a vápnitými drobami (Pelikán et al., 1964). Ohraničení krystalinika desenské klenby na severozápadě 9

tvoří metamorfované horniny jesenického amfibolitového masivu s výskyty mineralogicky pozoruhodných chloritických, aktinolitických a mastkových zelených břidlic s magnetitem a čočkami mastku. Ke stejným devonským bazickým magmatitům patří patrně i horniny sobotínského amfibolitového masivu ohraničující krystalinikum desenské klenby na jihu (Chlupáč et al., 2002). Na západě je ohraničena skupinou Červenohorského sedla, která vznikla tektonickým spojením hornin desenské a keprnické skupiny (Mísař et al., 1983) a je tvořena hlavně metakvarcity a svory. Dále na jihozápadě tvoří hranici keprnická klenba tvořená proterozoickými varisky silně přepracovanými horninami, jako jsou pararuly, svory různých typů a hojné, tlakem silně porušené ortoruly s mikroklinem (Chlupáč et al., 2002). Obr. 1: Schematická geologická mapa silezika (upraveno podle Aichlera et al., 1994) Desenská klenba je tvořena jadernou jednotkou proterozoického stáří a obalovou jednotkou tvořenou vrbenskou skupinou. V jaderné jednotce rozlišujeme vývoj jednotvárný, tvořený převážně biotitickými pararulami a vývoj pestřejší. Ten je vázaný spíše na vyšší části jejího sledu s projevy acidního a intermediárního vulkanismu a s tím spo- 10

jenými metasedimenty. Zastoupení ortorulových hornin je vázáno zvláště na severní část klenby (Přichystal et al., 1993). Bělský zlom dělí klenbu na dvě části, a to kru Pradědu a kru Orlíku. Obě tyto dílčí jednotky mají odlišnou litologii, méně i stavbu a metamorfózu. Jižní kru Pradědu charakterizuje poměrně monotónní vývoj biotitických pararul, který má ve svrchní části horizont magnetitových rud typu Sydvaranger těžených v lokalitě Vernířovice - Kosaře (Pouba, 1970) a dále horniny acidního a intermediárního vulkanismu a jím ovlivněných metasedimentů. Severní kra Orlíku je svojí litologickou náplní pestřejší. Vedle různých typů desenských biotitických pararul je popsán pestrý sled různých litologických a texturních typů rulových hornin (Přichystal et al., 1993). Značnou roli hrají horniny ortorulového charakteru, jež jsou spolu s migmatity typické hlavně pro severní část této kry (Cháb a Suk, 1977). V pleistocénu byly tyto obě kry vystaveny intenzivnímu mrazovému zvětrávání, což nám dokladují kryoplanační terasy severně od Karlovy Studánky, např. jv. rozsocha Skalnatého vrchu, i mrazové sruby a kryoplanační terasy na Petrových kamenech (Demek, 1969). Kvartérní pokryv okolí Karlovy Studánky tvoří balvanité sutě a fluviální hlinitopísčité až štěrkovité sedimenty údolní nivy Bílé Opavy (Čurda et al., 1994). V místě výskytu minerálních pramenů jsou tyto vrstvy až 20 m mocné (Pelikán et al., 1964). 1.3 Hydrogeologie Bělské zlomové pásmo je uskočené pokračování okrajového zlomu lugika, které se v Hrubém Jeseníku rozšiřuje a dosahuje šířky téměř 8 km. Bělský zlom procházející Karlovou Studánkou ve směru SSZ-JJV přebírá funkci hlavního zlomu. Na tomto zlomovém pásmu, které ve svém jihovýchodním prodloužení směřuje až do oblasti mladovulkanického centra Roudného, dochází k oběhu a posléze i výstupu pramenů studených prostých kyselek (Hynie, 1963). Mimo oblast Karlovy studánky nacházíme vývěry uhličitých vod též v obcích Dolní Moravice, Ludvíkov, Karlov a Suchá Rudná. Ve větší vzdálenosti, ale na stejné zlomové poruše leží vývěry uhličitých vod v lokalitách Domašov, Hraničné Petrovice, Jakartovice, Jamartice, Jánské Lázně, Nová Pláň, Ondrášov, Razová a dále pak vývěry v údolí Střední Opavy. Některé z těchto pramenů jsou již v dnešní době zaniklé (Květ a Kačura, 1978 a Zýka, 1961). 11

1.3.1 Geneze minerálních vod Genezi minerálních vod v Karlově Studánce přehledně shrnul Pelikán et. al. (1987). Srážkové vody, spadlé v infiltrační oblasti, zasakují přes kvartérní pokryv do skalního podloží sítí vzájemně komunikujících puklin (obr. 2 a 3). Při sestupu se obohacují o rozpustné složky pocházející z hornin budujících puklinový kolektor. Minerální voda nemá přesně vymezené pásmo tvoření vzhledem k tomu, že je zde značný nadbytek CO 2 oproti množství vody. Minerální vody se tvoří ve větších hloubkách, kde se plyn dostává do styku s vodou. Část minerálních vod pak vzniká na bázi kvartérních sedimentů. Tyto málo mineralizované vody však již nejsou v dnešní době jímány a tvoří pouze souhrn drobných pramenních vývěrů v lokalitě. Obr. 2: Schematická hydrogeologická mapa lokality Karlova Studánka (upraveno podle Pelikána et al., 1987) Tektonickou zónou tvořenou bělským zlomem je od mladovulkanického centra Roudného přiváděn plynný CO 2, který tyto podzemní vody sytí. K výstupu minerálních vod dochází jak po této tektonické linii, tak i po rozptylových cestách tvořených žílami 12

metabazitových hornin (diabasů). Tyto rozptylové cesty mají podstatně vyšší propustnost než okolní fylity (Pelikán et al., 1987). Obr. 3: Geologický řez lokalitou (upraveno podle Pelikána et. al., 1964) 1.3.2 Chemismus minerálních vod Minerální voda jímaná v této oblasti je v podstatě jednoho hydrochemického typu, a to kalcium-hydrogenkarbonátová. Rozdílná je celková mineralizace, obsah volného CO 2 a Fe 2+ (obr. 4 a 5). Podzemní vody mělkého oběhu mají celkovou mineralizaci do 100 mg/l, vody z větších hloubek až 1 500 mg/l. Obsah Fe 2+ nemá takovou závislost a nepravidelně kolísá, přičemž hodnoty jsou velmi variabilní. Objekty ležící na hlavních rozptylových cestách mají obsah volného CO 2 přes 2 000 mg/l, u objektů ležících na vedlejších rozptylových cestách je obsah volného CO 2 menší. Jeho obsah se řídí vzdáleností od hlavních rozptylových cest (Pelikán et al., 1987). Ze stopových prvků jsou v minerálních vodách dané oblasti zastoupeny stříbro, zinek, měď a olovo (Zýka, 1961). 13

leden 05 duben 05 červenec 05 říjen 05 leden 06 duben 06 červenec 06 říjen 06 leden 07 duben 07 červenec 07 říjen 07 leden 08 duben 08 červenec 08 říjen 08 celková mineralizace [mg/l] Obr. 4: Pipperův diagram celkového chemického složení minerální vody S2A Petr za období let 2005 2008 (Habrda, 2009) 1400 1300 1200 1100 1000 900 800 700 600 celková mineralizace Petr Vladimír datum měření [1. 1. 2005-31. 10. 2008] Obr. 5: Vývoj celkové mineralizace (Habrda, 2009) 14

1.4 Hydrologie Lokalita zřídelní struktury s infiltrační plochou cca 10,01 km 2 je odvodňována do toku Bílé Opavy pramenící na jižním svahu hory Praděd (obr. 6). Z větší části je porostlá druhotnými monokulturami smrku (85,7 %) a kosodřevinou (2,7 %). Vegetační pokryv horských luk tvoří 9 %, zbytek potom zahrady, vodní a zastavěná plocha (obr. 7). N Obr. 6: Hranice hydrlogického povodí Bílé Opavy kosodřevinalouky zahrady zastavěná plocha lesy Obr. 7: Procentuální zastoupení pokrytí infiltrační plochy 15

Bílá Opava hraje v režimu podzemních vod roli drenáže. Vzhledem k velkému spádu řečiště nemá kolísání hladiny mezi maximálním a minimálním průtokem Bílé Opavy velký vliv na úroveň hladiny podzemní vody v údolí (Pelikán et al., 1964). 1.5 Klima Karlova Studánka patří do oblasti chladné, horské, s průměrnou roční teplotou 5 C (příloha 1) a ročním průměrem srážek 1 100 mm (příloha 2). Období s průměrnou teplotou nižší než 0 C začíná v listopadu a končí v půlce dubna (Tolasz et al., 2007). Srážky spadlé v tomto chladném období mají největší vliv na obnovu zásob podzemních vod, neboť voda ze sněhové pokrývky při pomalém tání snáze infiltruje. To se projevuje v měsíci dubnu rychlým vzestupem hladiny podzemních vod, které v tomto období dosahují maxima (srovnej Pelikán et al., 1964 a Habrda, 2009). 1.6 Technicko-geologická charakteristika objektů Nejstarší zdroje (Maxmilián 1780, Karel 1802, Antonín 1812, Bezejmenný začátek 19. století, Vilém 1862) zachycovaly minerální vodu mělkými jímkami. První sondy byly vyhloubeny v roce 1931 (např. Norbert), další pak v roce 1950 (S1, S2, S3). Od roku 1959 probíhaly další hydrogeologické práce, během nichž byl zhotoven vrt S1A a řada mělkých pozorovacích objektů (Hg1-Hg11). V roce 1964 byl dokončen objekt S7 Vladimír, započala rekonstrukce zdroje Norbert a vrtné práce na objektu S2A. V současné době jsou pro lázeňské účely využívány zdroje S7 Vladimír (balneoprovoz) a S2A Petr (balneoprovoz a pítko), jako záložní byl ponechán zdroj Norbert (příloha 3, 4, 5 a 6). Ostatní nevyhovující objekty byly zlikvidovány (Květ a Kačura, 1978). Norbert je hloubený do 6,5 m ve čtvercovém půdorysu o straně 2,4 m. Do hloubky 10 m pokračuje šachtice o straně 1,3 m. V hloubce 7,25 m a 9,8 m jsou do studny zaústěny skupiny drenáží. V úseku 8,0 10,0 m je centrálně uložena kameninová perforovaná roura o průměru 310 mm. Na ni je osazená dřevěná (překližková) pažnice o průměru 311 mm s perforací od 5 m do 8 m. Prostor kolem této výstroje je vyplněn žulovým štěrkem (4,4 10 m), výše pak vrstvou štěrčíku (do 50 cm), vrstvou bentonitu (50 cm), štěrkopísku (20 cm), a podlahou z prostého betonu (30 cm) (Řezníček a Valeš, 1966). Vrt S7 Vladimír byl hlouben do 0,3 m v rašelině, pak do 19 m v balvanité suti, do 47 m v metamorfovaném diabasu, do 67,5 m v silně tektonicky porušených fylitech a do 16

konečné hloubky 117 m v metamorfovaných diabasech s polohami fylitů. Poruchové zóny s minerální vodou byly zjištěny úsecích 42,1 47,0 m; 53,0 83,2 m; 88,1 89,7 m; 94,8 96,0 m 103,4 117,0 m. Vrt je vystrojen plnými ocelovými pažnicemi o průměru 305 mm do hloubky 45 m; vlastní jímací výstroj tvoří překližkové pažnice. Plné pažnice o průměru 250 mm jsou od 0 do 25 m, o průměru 186 mm od 25 do 41,7 m a perforované o průměru 150 mm pak od 41,7 do 94,0 m a o průměru 128 mm od 94,0 do 114,6 m (Řezníček a Valeš, 1966). Vrt S2A Petr byl hlouben v manipulační šachtě bývalého vrtu S2, hluboké 2,3 m. Do 10 m prošel balvanitou sutí, do 28,6 m prokřemenělými fylity, do 73 m metamorfovanými diabasy a do 126 m epidotickou sericiticko-grafitickou břidlicí a grafitickými fylity s častým prokřemeněním. Vrt je vystrojen překližkovými pažnicemi: plné pažnice o průměru 208 mm jsou do 74 m a perforované o průměru 150 mm do hloubky 126 m. Obsyp je v úseku 30 126 m, úsek 0 36m je zajílován (Řezníček a Valeš, 1966). Voda z těchto vrtů je jímána samovolným přetokem do akumulace, odkud je rozváděna do jednotlivých budov podle potřeb balneoprovozů. 17

2 Metodika 2.1 Sběr dat Použitá vstupní data poskytli Český hydrometeorologický ústav a firma Kocman monitoring. ČHMÚ dodal následující data: - pobočka Brno, evapotranspirace oblasti Karlova Studánka (příloha 7); - pobočka Ostrava, roční průtoky na Bílé Opavě (příloha 8); - pobočka Ostrava, srážky ze srážkoměrné stanice umístěné v Karlově Studánce (příloha 9). Firma Kocman monitoring poskytla data z vrtů S2A a S7: - čerpané množství; - měření stavu hladin a teplot; - výsledky hydrochemických rozborů. 2.1.1 Data ČHMÚ 2.1.1.1 Výpočet potenciální evapotranspirace Výchozím vztahem pro výpočet evapotranspirace travního porostu byla v předkládané práci úplná Penman-Monteithova kombinovaná rovnice s korekcí na teplotu vypařujícího povrchu a s vyjádřením vlhkosti vzduchu pomocí tlaku vodní páry ve tvaru: 3 ρ c scr a p Es E 1 ρ cp Δ Rne G λ ET ra 3 (2.1) s 4 ε σ 273,16 Tscr ra Δ γ 1 r r a 1 4 ε σ ρ c p 273,16 T r kde: ET = intenzita evapotranspirace, tj. rychlost ztráty vody výparem [kg.m -2.s -1 ]. = skupenské (latentní) teplo výparné [J.kg -1 ], = 2465000 [J.kg -1 ] neboli 2,465 [MJ.kg -1 ]. V podstatě se nejedná přesně o konstantu, avšak malé změny lze vyjádřit jednoduchou rovnicí v závislosti na teplotě vzduchu. Do modelu nutno dosadit v jednotkách [J.kg -1 ]. 18

= sklon křivky napětí vodních par při dané teplotě vzduchu, tj. derivace závislosti mezi měrnou vlhkostí vzduchu nasyceného vodními parami a teplotou vzduchu [hpa. o C -1, mb. o C -1 ]. R ne = radiační bilance na povrchu [W.m -2 ]. Položíme-li výchozí předpoklad shodnosti teploty vzduchu měřené na standardní úrovni 2 m a teploty vypařujícího povrchu, potom platí R n = R ne. G = tok tepla v půdě [W.m -2 ]. = hustota vzduchu [kg.m -3 ]. c p = měrné (specifické) teplo vzduchu při konstantním tlaku vzduchu a konstantní teplotě vzduchu 273,16 K [J.kg -1.K -1 ], c p = 1004,6 [J.kg -1.K -1 ]. E s = tlak nasycené vodní páry při teplotě vzduchu měřené ve standardní výšce 2 m [hpa, mb]. E = aktuální tlak vodní páry při teplotě vzduchu a relativní vlhkosti vzduchu měřené ve standardní výšce 2 m [hpa, mb]. = koeficient emisivity (vyzařování) vypařujícího povrchu [-], = 0,95 [-]. = Stefan-Boltzmannova konstanta [W.m -2.K -4 ], = 5,675.10-8 [W.m -2.K -4 ]. T scr = teplota vzduchu měřená ve standardní výšce 2 m [ o C]. r a = aerodynamická rezistence (odpor) plodiny [s.m -1 ]. r s = celková povrchová rezistence (odpor) plodiny a půdy [s.m -1 ]. = psychrometrická konstanta, = 0,66 pro teplotu vzduchu ve o C a tlak vodní páry v hpa nebo mb. Uvedený vztah je součástí agrometeorologického modelu AVISO, který byl použit při výpočtu potenciální evapotranspirace travního porostu. Algoritmus výpočtu byl upraven pro naše podmínky a poněkud se liší od standardních výpočetních postupů. Ve svém schématu obsahuje některé úzce specializované postupy, které mohou být příčinou poněkud nižších evapotranspiračních hodnot v některých měsících, tj. zde uváděná evapotranspirace se může blížit již aktuálním hodnotám. Pro analýzu evapotranspiračních podmínek zájmového území byly vybrány dvě klimatologické stanice, a to Praděd a Karlova Studánka. První z nich charakterizuje horní, druhá z nich dolní část zájmového povodí. Výpočet podle zmíněné metodiky byl proveden v denním kroku za období let 1999-2009, z denních hodnot pro další zpraco- 19

vání byly vypočítány měsíční úhrny potenciální evapotranspirace travního porostu. Všechny měsíční úhrny pro snazší srovnání se srážkami jsou již v mm (příloha 7). 2.1.1.2 Výpočet průtoků Bílé Opavy Odvození ročních průtoků Qr v požadovaném profilu v Karlově Studánce bylo založeno na extrapolaci Qr ze stanice Karlovice na řece Opavě. Extrapolační koeficient byl určen podílem dlouhodobého průměrného průtoku ze stanice Ludvíkov na Bílé Opavě a Karlovice na Opavě za období společného pozorování. Poté byly Qr přepočteny ze stanice Ludvíkov do profilu Karlova Studánka pomocí poměru ploch povodí. Roční průtoky jsou stanoveny za hydrologický rok (příloha 8). 2.1.1.3 Srážky Srážky byly měřeny v kalibrovaném srážkoměru Meteopres 500 podle metodiky ČHMÚ, který je garantem měření srážek pro Českou republiku (příloha 9). 2.1.2 Data firmy Kocman Data jsou získávána z režimního měření prováděného firmou Kocman monitoring, které probíhá od roku 2005. Hladina, teplota a průtok jsou měřeny a automaticky zapisovány AMS (automatický monitorovací systém) Fiedler (vrt S2A Petr) a AMS ALA (vrt S7 Vladimír) v časovém kroku 10 min. Oba dva vrty byly osazeny manometrickým hladinoměrem s teploměrem MHT-30 firmy E.D.S. s přesností měření výšky hladiny lepší než 0,5 % a přesností měření teploty ± 0,2 C. Kontrola hladin a teplot je prováděna jedenkrát měsíčně elektrokontaktním hladinoměrem firmy Ott 50m s teploměrem, s přesnostmi 1cm na 30 m kabelu a 0,1 C. Obsah volného CO 2 a konduktivita jsou měřeny 1x týdně balneotechnikem za použití Haertlova přístroje a konduktoměru WTW 757 v.č. 1583. Rozbory vzorků (MBA mikrobiologická analýza, ph, volný CO 2, hlavní iony, konduktivita) provádí laboratoř firmy GEOtest, a.s.. 2.1.3 Historická data Historická data byla vyhledána v archivech Ministerstva zdravotnictví Českého inspektorátu lázní a zřídel, Léčebných lázní Karlova Studánka a firmy GEOtest, a.s. Bo- 20

hužel značná část cenných materiálů týkajících se lokality Karlova Studánka zmizela po roce 1989 z důvodu nedůslednosti některých zaměstnanců výše uvedených firem (stěhování archivů, zcizení prací do soukromých archivů, atd.). 2.2 Zpracování dat 2.2.1 Použitý software Pro zpracování dat a grafické výstupy byla použita aplikace MS Excel verze 2000. Pro sloučení vícevrstvých výstupů a vykreslení některých detailů byly použity programy Adobe Ilustrator a Inkscape. Pro modelování byly použity programy Surfer 9 ver. 9.9 a Processing Modflow Pro ver. 7.0.10. 2.2.2 Použité metody a výpočty 2.2.2.1 Bilanční zhodnocení struktury Pro bilanční zhodnocení struktury byl použit vzorec ΔS = P ET Q c, (2.2) který vyjadřuje velikost zásob podzemních vod a postihuje změny v daném kolektoru. Popis jednotlivých členů vzorce je uveden v kap. 3.2. 2.2.2.2 Chemické složení minerální vody Pro stanovení hydrogeochemických parametrů minerálních vod byly použity výsledky chemických analýz přírodních léčivých zdrojů a hodnoty z režimních měření. Tyto byly vyneseny do Pipperova klasifikačního diagramu a vyhodnoceny. 2.2.2.3 Koncepční numerický počítačový model Pro zhotovení koncepčního numerického počítačového modelu byl použit program Processing Modflow Pro ver. 7.0.10. Podrobnosti o práci s programem jsou popsány v kapitole 5. 21

3 Bilanční zhodnocení struktury 3.1 Hydrologický cyklus Stálý oběh vody na Zemi doprovázený změnami skupenství je nazýván hydrologický cyklus, neboli koloběh vody. Voda se vypařuje z oceánů, vodních nádrží a toků, ze zemského povrchu (evaporace) a z povrchu rostlin (transpirace). Evaporaci a transpiraci nazýváme souhrnně evapotranspirací. Poté vodní pára kondenzuje v atmosféře a v podobě srážek, nejčastěji jako déšť a sníh, dopadá na zemský povrch. Zde se částečně hromadí, částečně odtéká povrchovým odtokem, vypařuje se (evapotranspirace) a vsakuje do nesaturované zóny (infiltrace). Pokud dosáhne saturované zóny, stává se součástí podzemního odtoku. Po určité době (doba zdržení podzemní vody) vystupuje na povrch ve formě pramenů nebo dotuje povrchové toky (viz obr. 8). Vztahy mezi jednotlivými procesy popisuje tzv. bilanční rovnice. 3.2 Hydrologická bilanční rovnice Výše uvedené procesy se kvantitativně vyjadřují jako bilanční prvky hydrologického cyklu. Bilanční rovnice je pak porovnání vstupů (přírůstků) a výstupů (úbytků) v daném povodí v určitém časovém cyklu a umožňuje určit velikost zásob podzemních vod. Zjednodušeně se dá zapsat následující rovnicí změna v zásobách = vstupy výstupy (3.1) Pro pevniny je pak její základní forma vyjádřená jako ΔS = P ET Q c (3.2) kde Δ S jsou změny v zásobách, P srážky, ET evapotranspirace a Q c celkový odtok (Schwarz a Zhang, 2003). Časový cyklus je zpravidla udáván v rámci hydrologického roku, pro který byl stanoven začátek na 1.11. a konec na 31.10 následujícího kalendářního roku. 22

Obr. 8: HG cyklus a vyjádření jeho členů, (upraveno podle Schwarz a Zhang, 2003). 3.2.1 Členy bilanční rovnice 3.2.1.1 Změna v zásobách Změna v zásobách ( Δ S) vyjadřuje velikost zásob podzemních vod a postihuje změny v daném kolektoru. Změna v zásobách je většinou rovna nule, protože vstupy a výstupy jsou vyrovnané. 3.2.1.2 Srážky Hlavní vstup do povodí představují srážky (P). Jejich velikost bývá zpravidla vyjadřována v mm vodního sloupce na 1 m 2, což zároveň představuje vyjádření velikosti srážky v litrech. Srážky na dané území dopadají v různém skupenství (déšť, kroupy a sníh), které jsou měřeny srážkoměrnou stanicí. Tyto hodnoty jsou odečítány ručně v kalibrovaném odměrném válci jednou denně v termínu 07 SEČ (Tolasz et al., 2007). Pro danou lokalitu byla použita data z klimatologických stanic Praděd a Karlova Studánka. Velikost srážek vstupujících do modelu byla vyjádřena jako průměrná hodnota z obou stanic (příloha 9). 23

3.2.1.3 Evapotranspirace Významnou složkou bilanční rovnice na straně výstupů je evapotranspirace (ET). Evapotranspirace vyjadřuje velikost celkového výparu z určené plochy. Je složena z evaporace tj. z fyzikálního výparu, a z transpirace, která vyjadřuje výpar fyziologický, tj. výpar vody živými organismy, zejména rostlinami. Na dané lokalitě je hodnota ET stanovena pomocí výpočtu, který je uveden v kapitole 2.1.1, výsledky jsou uvedeny v příloze 7. 3.2.1.4 Celkový odtok Celkový odtok (Q c ) se stanovuje jako součet všech dílčích odtoků z povodí podle obecného vzorce Q c = Q p + Q h + Q g + Q w (3.3) kde Q g je podzemní odtok a Q w je součet úbytků podzemní vody v důsledku jejího čerpání z vrtů. Složky povrchového (Q p ) a hypodermického (Q h ) odtoku se pak dají vyjádřit společně jako odtok přímý (Q d ), neboť vyjádření samostatného hypodermického odtoku bývá obtížné (Schwarz a Zhang, 2003). 3.3 Infiltrace Po úpravě bilanční rovnice (3.2) můžeme spočítat množství infiltrované vody v povodí (Σi w ). Rovnice potom bude mít následující tvar Σi w = P ET Q d (3.4) Σi w tedy udává objem veškeré vody ze srážkových činností, která nepodlehla výparu (nebo souhrnně evapotranspiraci) a neodtekla přímým odtokem. Pokud bychom dále z rovnice na straně Σi w vyčlenili Q w, protože Σi w = Q g + Q w (3.5) dostaneme objem podzemního odtoku (Q g ) z uzávěru zřídelní struktury. 24

4 Chemické složení minerální vody Chemické složení minerální vody, její teplota a mikrobiologická nezávadnost jsou hlavní kritéria pro udělení Povolení k využívání přírodních léčivých zdrojů, které vydává Ministerstvo zdravotnictví Český inspektorát lázní a zřídel. Stabilita těchto parametrů je trvale sledována a vyhodnocována z důvodu zabezpečení kvality minerální vody jakožto vstupního prvku pro podávání léčebných procedur. 4.1 Hydrogeochemické parametry V této kapitole je podán stručný popis ukazatelů hydrogeochemického složení vod a ionů, které byly v práci hodnoceny. Teplota je jedním z významných ukazatelů jakosti a vlastností vody. Podzemní vody mívají konstantní teplotu, jen málo závislou na ročním období. Teplota výrazně kolísá jen u podzemních vod s mělkým oběhem (Pitter, 1990). Hodnota ph podzemních vod se většinou pohybuje v rozmezí hodnot 5,5 7,5 a to hlavně díky uhličitanové rovnováze (Pitter, 1990). Konduktivita (měrná vodivost) je kritériem pro posuzování koncentrace elektrolytů obsažených ve vodě. Závisí na koncentraci ionů, na jejich pohyblivosti a na teplotě. Měření konduktivity umožňuje odhad koncentrace rozpuštěných látek a také celkové mineralizace vod (Pitter, 1990). Celková mineralizace podzemních vod je stanovována laboratorně a odpovídá součtu jednotlivých analyzovaných ionů, mezi něž patří zejména následující iony: Na +, K +, NH +, Be 2+, Mg 2+, Ca 2+, Mn 2+, Fe 2+, F -, Cl -, I -, SO 4 2-, NO 2 -, NO 3 - a HCO 3 - (Pitter, 1990). Vápník a hořčík se dostávají do vody rozpouštěním karbonátů (vápenec CaCO 3, dolomit CaMg(CO 3 ) 2, magnezit MgCO 3 ) a rozkladem vápenatých nebo hořečnatých alumosilikátů (např. anortit CaAl 2 Si 2 O 8, chlorit Mg 5 Al 2 Si 3 O 10 (OH) 8 ) (Pitter, 1990). 25

Sodík a draslík se do vody uvolňují při vyluhování alumosilikátů (např. albit NaAl- Si 3 O 8, ortoklas KAlSi 3 O 8 ) či slíd. Při styku vody s některými jílovými minerály je pak dalším zdrojem iontová výměna Ca 2+ za Na 2+ (Pitter, 1990). Železo se ve vodách vyskytuje v dvojmocné nebo trojmocné formě. Rozpouštění železných rud (pyrit FeS 2, krevel Fe 2 O 3, magnetovec Fe 3 O 4 atd.) napomáhá přítomnost CO 2 (Pitter, 1990). Uhličitany vznikají v geologickém podloží při chemickém zvětrávání alumosilikátů působením CO 2 a H 2 O a reakcí mezi karbonátovými minerály. Mohou se vyskytovat v několika formách: jako kyselina uhličitá H 2 CO 3 (respektive CO 2 rozpuštěný ve vodě), jako hydrogenuhličitanové iony HCO - 3, uhličitanové iony CO 2-3 nebo jako volný CO 2 (Pitter, 1990). CO 2 rozpuštěný ve vodě se nazývá volný oxid uhličitý. Tím se rozumí součet koncentrací volně hydratovaného CO 2 a nedisociované H 2 CO 3 (Pitter, 1990). Sírany spolu s uhličitany a chloridy patří mezi dominující aniony. Vznikají oxidací sulfidických rud jako jednoduchý síranový ion SO 4 2-, který je ve vodě stabilní v oxických i anoxických podmínkách (Pitter, 1990). Chloridy jsou nejrozšířenější formou výskytu chloru v přírodě. Jsou přítomné převážně jako jednoduchý ion Cl -, který je ve vodě chemicky stabilní (Pitter, 1990). 4.2 Porovnání hydrogeochemických parametrů Vynesením obsahů výše uvedených ionů do Pipperova klasifikačního diagramu dostaneme výsledný obraz geochemického složení minerálních vod ve zřídelní struktuře. Porovnáním těchto parametrů (diagramů) z různých roků potom obdržíme trend vývoje minerálních vod. Jako indikátor geneze minerálních vod hlubšího oběhu potom slouží teplota a konduktivita minerálních vod měřená ve vrtech. 26

5 Koncepční numerický počítačový model Počítačové modelování je v dnešní době neocenitelným pomocníkem při poznávání hydrogeologických procesů probíhajících v kolektoru, často skrytých přímému pozorování hydrogeologa. Při správném zadání vstupních parametrů nám umožňuje získávat cenné informace, které by jinak mohly být finančně nebo technologicky nedostupné. 5.1 Modelování Pro modelování procesů probíhajících ve zřídelní struktuře Karlovy Studánky byl zvolen počítačový numerický model (dále jen model) vytvořený v programu Processing Modflow Pro ver. 7.0.10. Byly vytvořeny dvě verze modelů, z nichž každý používal jiné vstupní parametry. Pro oba modely jsou stejné parametry týkající se rozdělení modelu do dvou vrstev, zanedbání kvartérního pokryvu, zadání počáteční hydraulické výšky, báze a povrchu vrstev, zadání toku Bílé Opavy a ohraničení jeho hydrologického povodí. 5.1.1 Vstupní parametry modelů Model byl založen na půdorysu obdélníku 3,5 x 7 km, což znamená 70 x 140 buněk o velikosti 50 x 50 m v každé ze dvou vrstev. První vrstva má povrch podle terénu a mocnost 120 m, druhá vrstva má povrch terén mínus 120 m a bázi 0 m n.m. První vrstva tak zachycuje tu část zvodně, v níž se nacházejí vrty Petr a Vladimír a jejich aktivní část (kapitola 1.6), které jsou jímány samovolným přetokem pro potřeby lázní, a je nastavena jako Confined/Unconfined (Transmissivity varies). Druhá vrstva pak zachycuje zbytek zvodně do výšky 0 m n.m. a je zadána jako trvale napjatá zvodeň. Oběh vody ve větších hloubkách nebyl simulován. Protože jsou vrty jímány samovolným přetokem a nevytváří kolem sebe depresní kužel jako vrty čerpané, byly při posuzování zanedbány a nejsou v modelu zadány. Kvartérní pokryv lokality byl zanedbán z důvodu malé mocnosti této vrstvy. V této vrstvě dochází jen k vývěrům málo mineralizovaných a prostých vod, které nemají přímý vztah k minerálním vodám jímaným z hloubek do 120 m pod povrchem terénu. Tok Bílé Opavy hraje v režimu podzemních vod roli drenáže a při jeho velkém převýšení nebylo pro modelování důležité zachycení rozkyvů hladin v řádu prvních 27

decimetrů. Proto byl tok zadán jako okrajová podmínka 1. typu. Výška povrchu jednotlivých buněk toku byla zadána jako výška terénu minus 1 m. Hranice modelu byly stanoveny jako hranice povodí toku Bílé Opavy, ukončené v oblasti vývěru minerálních vod v Karlově Studánce spojnicí nejvyšších vrcholů v okolí (obr. 6). Celý model byl zpracován v ustáleném režimu proudění, další parametry jsou vidět na obrázku 9. Obr. 9: Vstupní parametry modelu Srážky byly pro zjednodušení zadány jako rozdíl srážek a evapotranspirace, což je v tomto případě průměrná ET (příloha 7) 362,29 mm/rok a průměr srážek za sledované období 1051,87 mm/rok (příloha 9), tedy 689,58 mm/rok. 5.1.2 Varianty modelů První varianta modeluje situaci, při níž je infiltračním územím minerálních vod pouze hranice povodí Bílé Opavy. Uvažuje se v ní, že na tvorbě minerálních vod se podílí pouze voda ze srážkové činnosti spadlé na území povodí, které tak tvoří okrajovou podmínku modelu. Tyto vody, proudící zónou rozvolnění a rozpukání a po puklinách krystalinika směrem od Pradědu, vystupují v okolí Bělského zlomu jako puklinové prameny. Střižná plocha Bělského zlomu, oddělující rozpukané polohy fylitů a diabasů od málo propustných biotitických a chloritických rul, může způsobovat, že prameny mohou být puklinové, kombinované s vrstevním. 28

Druhá varianta modelu řeší vliv Bělského zlomu, který strukturou prochází od severoseverozápadu k jihojihovýchodu. Ze směru severní části zlomu po něm proudí podzemní voda ze vzdálených infiltračních oblastí. V oblasti Karlovy Studánky drénuje podzemní vody směrem od Pradědu. Ve své jižní části odvádí tyto vody z kolektoru pryč. V opačném směru je potom touto tektonickou poruchou přiváděn plynný CO 2. Podstatou modelu je mínění, že část minerálních vod je tvořena ve zlomovém pásmu Bělského zlomu a spolu s CO 2 je potom vynášena po puklinách směrem vzhůru. V tomto případě se jedná o pramen zlomový s hlubším oběhem. Vstupní parametry pro tento model uvádí obrázek 10. Obr. 10: Vstupní parametry modelu 29

6 Výsledky 6.1 Bilanční zhodnocení struktury Pro bilanční zhodnocení struktury byl použit vzorec, který vyjadřuje velikost zásob podzemních vod a postihuje změny v daném kolektoru. Po úpravách, popsaných v kapitole 3.3, z něj můžeme vyjádřit velikost podzemního odtoku a infiltrace do kolektoru. Po dosazení hodnot z hydrologického roku 2001, kdy bylo maximum srážek (příloha7,8 a 9), dostaneme hodnotu podzemního odtoku 4,03 x 10 6 m 3 /rok, pro hydrologický rok 2005 s minimálním úhrnem srážek (příloha7,8 a 9) 3,74 x 10 5 m 3 /rok. Pro průměrné roční srážky 1051,87 l/m 2 (vypočteno jako průměr za sledované období) potom velikost podzemního odtoku vyjadřuje hodnota 1,58 x 10 6 m 3 /rok, což činí 14,86 % z celkového vstupu do povodí. Tento objem vod zároveň vyjadřuje velikost infiltrace do kolektoru ohraničeného hydrologickým povodím Bílé Opavy a uzávěrem v oblasti Karlovy Studánky (obr. 6). 6.2 Koncepční numerický model Další množství vody do kolektoru přináší Bělský zlom. Z modelu vyplývá, že zlomem přitéká 4,99 m 3 /s (1,57 x 10 8 m 3 /rok) a odtéká 7,7 m 3 /s (2,43 x 10 8 m 3 /rok). Pokud bychom uvažovali skutečnost, že Bělský zlom odvádí veškerou podzemní vodu, potom by plocha takto odvodněného území byla zhruba stonásobně větší. Obr. 11: Směry proudění podzemní vody 30

Rychlost proudění podzemní vody odečtená v modelu je průměrně 9,5 x 10-5 m/s což znamená, že voda má dobu zdržení cca 21 měsíců (obr. 11). Červeně je v obrázku znázorněna nejdelší dráha, kterou voda urazí od bodu infiltrace k výstupu v místě vrtů, tj. cca 5,2 km. Rozložení hydroizohyps v jednotlivých vrstvách modelů je potom patrné z obrázků 12, 13 (1. varianta modelu) a 14 a 15 (2. varianta modelu). Obr. 12: Hydroizohypsy (1. vrstva) Obr. 13: Hydroizohypsy (2. vrstva) 31

Obr. 14: Hydroizohypsy (1. vrstva) Obr. 15: Hydroizohypsy (2. vrstva) 6.3 Chemické složení minerální vody Po vynesením hlavních ionů do Pipperova klasifikačního diagramu je zřejmé, že minerální voda jímaná v oblasti Karlovy Studánky je v podstatě jednoho hydrochemického typu, a to kalcium-hydrogenkarbonátová (obr. 4). Tento typ je po celou dobu sledování geochemických parametrů na lokalitě stejný (Habrda, 2009). Rozdílná je ale u jednotlivých vrtů celková mineralizace a obsah volného CO 2. 32

U vrtu S2A Petr udává archivní měření hodnoty mineralizace 900 1280 mg/l, aktuální měření vykazuje hodnoty 689 767 mg/l. Vrt S7 Vladimír vykazuje hodnoty 1140 1276 mg/l (archivní měření) a 1167 1387 mg/l (aktuální měření). Volný CO 2 je na lokalitě měřen pomocí Haertlova přístroje. U vrtu S2A Petr jsou měřeny hodnoty odpovídající 2715-3074 mg/l volného CO 2 a 2560 2904 mg/l u vrtu S7 Vladimír. Jedním z významných ukazatelů jakosti a vlastností vody je její teplota. Podzemní vody mívají konstantní teplotu, jen málo závislou na ročním období. Teplota minerální vody na vrtech S2A Petr a S7 Vladimír, měřená v hloubce 10 m, nevykazuje žádnou sezónní závislost a je velmi stabilní. U vrtu S2A Petr se jedná o hodnotu 6,5 až 6,6 C a u vrtu S7 Vladimír 7,4 7,8 C. Při geotermickém stupni přibližně 40 m a střední roční teplotě pro oblast Karlovy Studánky 5 C (Tolasz et al., 2007) to odpovídá hloubce oběhu v řádu první stovky metrů pod povrchem. ph vykazuje u vrtů po celou dobu sledování kvality vyrovnané hodnoty. S2A Petr hodnoty v rozmezí 5,25 5,52 a S7 Vladimír 5,61 5,8. Hodnoty konduktivity naměřené v období 2005-2009 na vrtu S2A Petr se pohybují v rozmezí 680 800 μs/cm s maximy 940 μs/cm. Data z archivních měření udávají hodnotu 709 μs/cm (rok 1979) až 1280 μs/cm (rok 1965). Tato hodnota je krajně odlehlá a byla patrně ovlivněna vrtnými a čerpacími pracemi na struktuře. Na vrtu S7 Vladimír se hodnoty konduktivity pohybují v širším rozmezí, a to od 1051 do 1714 μs/cm. Archivní data mají také širší rozpětí: 1078 μs/cm z roku 1965 a 1210 μs/cm z roku 1979. 33

7 Diskuze Pro splnění zadání této práce bylo prvořadé vytvoření funkčního počítačového modelu. Pro vytvoření tohoto modelu byl zvolen program Processing Modflow Pro ver. 7.0.10. V průběhu modelování se projevil nedostatek tohoto programu určeného k modelování v homogenním prostředí. Pro anizotropní prostředí, jakým jsou puklinově porušené fylity s žílami diabasů, bylo nutné upravit hodnoty hydraulických vodivostí tak, že neodpovídají skutečnosti v jednotlivých polohách, ale blíží se jim ve svém celku. V průběhu modelování byly prováděny kalibrace modelů v závislosti na dalších zadávaných parametrech a velikosti výstupních hodnot. Byly porovnávány např. velikosti měřeného a vypočítaného povrchového a podzemního odtoku s odtokem modelovaným. Doba zdržení vod v kolektoru byla stanovena výpočtem z hodnot vygenerovaných aplikací PMPATH programu Processing Modflow Pro ver. 7.0.10 na 21 měsíců.tato krátká doba však neodpovídá mineralizaci (900-1200 mg/l) podzemních vod jímaných v Karlově Studánce a ve skutečnosti je vyšší. Tato skutečnost je dána výše popsanou skutečností, že model není ideální pro dané prostředí. Hodnoty efektivní infiltrace nemohly být spočítány z důvodu absence údajů o vyprazdňování lokality povrchovým odtokem a byly proto nahrazeny údajem o infiltraci srážkových vod do kolektoru, spočítaných na základě bilanční rovnice. Hodnocením geochemických parametrů minerálních vod se věnovala i předchozí práce autora, která byla dalším měřením doplněna. Velmi stabilní teplota, která vykazuje minimální sezónní výkyvy prokazuje, že se jedná o vody hlubokého oběhu. Malá část minerálních vod, vznikajících na bázi kvartéru, nemůže tuto skutečnost nijak ovlivnit, protože aktivní části vrtů se nacházejí ve větších hloubkách. Volný CO 2 vykazuje dlouhodobou stabilitu. Jsou zde patrné sezónní výkyvy způsobené v jarních obdobích dotacemi z rozpouštěné sněhové přikrývky a na podzim dotacemi z dlouhotrvajících srážek. Hodnoty celkové mineralizace sledují hodnoty konduktivity, která je na celkové mineralizaci závislá. Geneze minerálních vod odpovídá předpokládanému modelu, kdy největší podíl na mineralizaci mají metamorfované bazické vyvřeliny, které obsahují značné množství sodnovápenatých plagioklasů, z nichž pochází iony vápníku. Rozkladem biotitických pararul, silně chloritizovaných, dochází k uvolňování ionu hořčíku. 34

Vytyčení současných ochranných pásem zřídelní struktury Karlovy Studánky (obr. 16) provedl renomovaný hydrogeolog Ing. Jan Šilar v roce 1957 (Květ a Kačura, 1978). Bohužel jeho práci se autorovi nepodařilo sehnat, stejně tak jako některé práce dalších badatelů (Řezníček, Pelikán). Tyto byly z důvodů popsaných v kapitole 2.1.3. nedostupné pro doplnění některých závěrů. Obr. 16: Ochranná pásma podle Šilara Z vytyčení současných ochranných pásem vyplývá, že kromě ochranného pásma prvního stupně (plná čára) je kladen velký důraz na ochranu území, kterým prochází Bělský zlom (druhé pásmo, tečkovaná čára. Autor této práce se domnívá, že lze zmenšit rozsah ochranného pásma prvního stupně, zabírající téměř celou obec, na pásmo kolem vrtů (obr. 20). K jímání minerál- 35

ních vod dochází z hloubek větších než jsou první desítky metrů (36 m pod kótou terénu), a kvalita minerálních vod tak nemůže být dotčena ani případnou výstavbou v obci s hloubkou základové spáry v hloubkách prvních metrů pod terénem, což zde značí vody vzniklé na bázi kvartéru. Obr. 17: Nově navržená ochranná pásma Druhé ochranné pásmo (obr. 17) by mělo být vyznačeno v hydrologických hranicích toku Bílé Opavy, v němž dochází k infiltraci téměř 15% srážek a tvorbě mineralizovaných vod. Ochranné pásmo je možné zmenšit o trojúhelník Vysoká Hole - Temná Hradečná a část ochranných pásem jižně od obce až ke křižovatce u parkoviště Hvězda. Zde tvořené podzemní vody nemohou ohrozit lázeňské jímací území, neboť proudí vlivem hydraulického gradientu a poté i vlivem Bělského zlomu směrem od lo- 36

kality. Nehrozí zde ani snížení hladiny podzemních vod depresním kuželem, neboť vrty jsou jímány samovolným přetokem. Třetí ochranné pásmo, zahrnující tektonickou poruchu Bělského zlomu, zůstává k další diskuzi, neboť funkce zlomu v procesu tvorby minerálních vod není zcela jasná a má tři varianty: 1. zlomové pásmo se nepodílí na přínosu minerálních vod, které jsou v lokalitě jímány, ale působí pouze jako nepropustná bariéra zadržující podzemní vody proudící ve směru hydraulického gradientu. Ty se tímto neocitají v pásmu transmise, ale v pásmu akumulace, kde vystupují po puklinách vzhůru. 2. zlomové pásmo se podílí výrazným způsobem na přínosu mineralizovaných vod do jímací struktury, potom nelze chránit pouze část vytyčenou Šilarem, protože tato plocha se jeví jako nedostatečná pro infiltraci množství vod tímto zlomem přiváděným. V tomto případě by musela být dostatečně chráněna několikanásobně větší plocha kolem Bělského zlomu, zahrnující všechna lokální povodí. 3. tato varianta kombinuje obě výše zmíněné, kdy na křížení Bělského zlomu s přirozeným prouděním podzemních vod infiltrujících na svazích Pradědu dochází k mísení těchto vod a jejich následnému výstupu. I tomto případě by tedy ochranné pásmo mělo zahrnovat větší plochu, než je plocha vytyčená Šilarem. Z velikosti objemů podzemních vod a jejich mineralizace je zřejmé, že zásadní množství vody je přinášeno Bělským zlomem a jako nejpravděpodobnější se tak jeví třetí varianta. Ve druhém a třetím pásmu ochrany podzemních vod by měl být kladen důraz na správné lesní hospodaření, kdy nebude lesní porost vytěžen jednorázově ale postupně a vzniklé holiny budou ihned osázeny novým porostem, neboť lesní porost zaručuje postupnou infiltraci srážek. Pokud bychom se chtěli vyhnout enormně velkému třetímu ochrannému pásmu, musí být vyhledány (a ochráněny) na linii zlomu K.Studánka Vidly Bělá Lázně Lipová ty lokality, kde může nejsnáze dojít k případné kontaminaci podzemních vod přinášených do Karlovy Studánky. 37

8 Závěr Dlouhodobá stabilita obsahu hlavních ionů, celkové mineralizace, konduktivity, teploty, ph. i obsahu volného CO 2 naznačuje stabilitu zřídelní struktury. Množství CO 2 ve vrtech přímo neovlivňuje celkovou mineralizaci, což ukazuje na nezávislost zdroje CO 2 a zdroje minerálních vod. Na základě numerického výpočtu i počítačového modelu je patrno, že minerální voda se tvoří v kolektoru směřujícím od Pradědu ke Karlově Studánce, čemuž odpovídají i dostatečné objemy vod v lokálním systému proudění, a zároveň je přinášena po tektonické poruše Bělského zlomu. Na tvorbě minerálních vod se výrazně podílejí biotitické pararuly, jejichž rozpouštěním se uvolňují iony vápníku. Nízkým hodnotám elektrické měrné vodivosti (konduktivita) odpovídá i poměrně malá doba zdržení vod v kolektoru, daná puklinovou propustností, která činí 21 měsíců. Navrhovaná úprava ochranných pásem minerálních vod spočívá ve zmenšení prvního ochranného pásma, odstranění druhého ochranného pásma v trojúhelníku Vysoká Hole Temná Hradečná ve směru k Malé Morávce a části ochranných pásem jižně od obce až ke křižovatce u parkoviště Hvězda. Třetí ochranné pásmo má smysl vytyčit pouze tam, kde tektonická porucha vystupuje k povrchu nekryta nepropustnými vrstvami a hrozí možnost kontaminace zvodně. 38

9 Seznam literatury Bethke C. M. (1998): The Geochemist s Workbench v.3.0. University of Illinois. Illinois. Demek J. (1969): Cryoplanation Terraces, their Geographical Distribution, Genesis and Development. Rozpravy Československé Akademie věd, 79, 4. Praha. Demek J. Mackovčin P. Balatka B. Buček A. Cibulková P. Culek M. Čermák P. Dobiáš D. Havlíček M. Hrádek M. Kirchner K. Lacina J. Pánek T. Slavík P. Vašátko J. (2006): Zeměpisný lexikon ČSR, Hory a nížiny. AOPK ČR. Brno Habrda L. (2009): Vývoj kvantitativních a kvalitativních parametrů minerální vody jímané v Karlově Studánce. Bakalářská práce, Masarykova univerzita, Přírodovědecká fakulta. Brno. Hynie O. (1963): Hydrogeologie ČSSR II, Minerální vody. Nakladatelství Československé akademie věd. Praha. Cháb J. Suk M. (1977): Regionální metamorfóza na území Čech a Moravy. Ústřední ústav geologický. Praha. Chlupáč I. Brzobohatý R.- Kovanda J. Stráník Z. (2002): Geologická minulost České republiky. Academia. Praha. Květ R. Kačura G. (1978): Minerální vody Severomoravského kraje. Ústřední ústav geologický. Praha. Mísař Z. Dudek A. Havlena V. Weiss J. (1983): Geologie ČSSR I, Český masív. Státní pedagogické nakladatelství. Praha. Pelikán V. Mašek F. Plesník K. (1964): Výpočet zásob minerálních vod v Karlově Studánce. MS, Přírodovědecká fakulta Masarykovy Univerzity, Brno. Pelikán V. Michele L. Staněk I. Gillová E. Skalský C. Pospíšilová M. (1987): Informační systém o minerálních vodách, zřídelní oblast Karlova Studánka. MS, závěrečná zpráva, GEOtest Brno. Pitter P. (1990): Hydrochemie. SNTL Nakladatelství technické literatury. Praha. Pouba Z. (1970): Precambrian banded magnetite ores of the Desná Dome. Sborník geologických věd, LG, 12, 7 64. Praha Přichystal A. Obstová V. Suk M. (1993): Geologie Moravy a Slezska. Moravské zemské muzeum. Brno 39

Řezníček V. Valeš V. (1966): Zpráva o hydrogeologickém průzkumu lázní Karlova Studánka, etapa IV a V. MS, Přírodovědecká fakulta Masarykovy Univerzity. Brno. Schwarz F. Zhang H. (2003): Foundamentals of Groundwater. John Wiley and Sons. New York Tolasz R. Míková T. Valeriánová A. Voženílek V. (2007): Atlas podnebí Česka. Český hydrometeorologický ústav. Praha. Zýka V. (1961): Minerálne vody ČSSR. Vydavateľstvo Osveta. Bratislava. Mapy Aichler J. Koverdynský B. Mixa P. Pecina V. Večeřa J. ( 1994): Mapa geologických zajímavostí pro turisty, list Jeseníky, 1: 100 000. Český geologický ústav.praha. Čurda J. Kratochvílová H. Cicha I. (1994): Hydrogeologická mapa ČR, list 14 24 Bělá pod Pradědem, 1: 50 000. Český geologický ústav.praha. 40

10 Přílohy 1. Průměrná teplota vzduchu 2. Průměrné srážky 3. Zdroj Norbert 4. Zdroj S7 Vladimír 5. Pitný pavilon 6. Zdroj S2A Petr 7. Potencionální evapotranspirace 8. Průměrné roční průtoky Bílé Opavy 9. Měsíční úhrny srážek, průměr ze stanic Karlova Studánka a Praděd 41

úhrn [mm] teplota [st C] Příloha 1: Průměrná teplota vzduchu PRŮMĚRNÁTEPLOTAVZDUCHU 16 14 12 10 8 6 4 2 0-2 -4-6 roční leden únor březen duben květen červen červenec srpen září říjen listopad prosinec období Příloha 2: Průměrné srážky PRŮMĚRNÉSRÁŽKY 160 140 120 100 80 60 40 20 0 roční leden únor březen duben květen červen červenec srpen září říjen listopad prosinec období 42

Příloha 3: Zdroj Norbert Příloha 4: Zdroj S7 Vladimír 43

Příloha 5: Pitný pavilon Příloha 6: Zdroj S2A Petr 44

Příloha 7: Potenciální evapotranspirace Potenciální evapotranspirace travního porostu v mm, modifikovaný způsob výpočtu modifikovaný Penman-Monteith podle modelu AVISO O1KAST01 Karlova Studánka 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 I. 5,6 6,1 5,1 7,6 4,8 4,9 6,1 3,6 10,4 8,0 4,4 II. 9,8 10,8 10,5 13,0 5,8 8,6 6,1 5,1 9,2 13,7 9,2 III. 24,7 21,0 16,6 24,7 18,4 18,0 18,8 12,8 21,6 22,7 17,8 IV. 38,9 53,0 36,8 34,4 39,5 33,4 38,9 35,5 50,1 37,0 53,9 V. 69,4 74,7 71,8 63,4 65,4 53,8 61,9 59,7 68,9 60,0 58,8 VI. 53,0 76,3 53,4 64,5 78,6 58,1 64,1 61,3 69,2 69,3 54,1 VII. 71,6 55,1 66,7 68,6 66,9 63,4 67,7 89,9 73,9 73,0 74,9 VIII. 54,4 61,6 58,2 59,3 74,9 61,7 50,7 43,9 57,6 63,8 57,6 IX. 40,3 31,4 22,7 32,5 36,9 36,2 38,6 39,6 30,1 31,4 35,5 X. 17,6 26,0 20,9 17,2 14,8 20,2 19,1 20,8 15,7 19,6 16,3 XI. 6,4 12,4 7,6 9,3 8,5 6,5 6,9 9,0 7,0 11,5 12,0 XII. 4,9 5,4 3,1 2,4 4,2 3,5 3,7 4,8 4,3 7,5 5,0 celkem 396,6 433,8 373,4 396,9 418,7 368,3 382,6 386,0 418,0 417,5 399,5 O1PRAD01 Praděd 1999 2000 2001 2002 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 I. 6 3,7 4,1 6,1 2,7 3 3,9 4,7 4,4 15,8 9,3 II. 5,5 7 6,7 8,3 7,3 5,6 4,9 4,9 5,5 18,4 7,3 III. 14,8 12 12,2 19,2 16,4 12 15,4 10,5 14,7 30 10,3 IV. 27,9 36,8 26 23,1 27,3 21,5 27,9 25,7 35,2 49,8 61 V. 47,1 55,2 50,1 43,5 48,3 32,6 46,4 37,6 44,2 77,8 58,6 VI. 38,9 60 37 48,1 61,7 40 43,8 43,4 48,2 86,4 47,8 VII. 53,7 34,6 45,8 52,1 43,6 43 47,8 69,5 52,4 95 70,3 VIII. 43,2 48,8 46,8 43,6 58,2 45,2 36,8 30,4 41,3 75,7 69,9 IX. 33,9 23,9 15,3 24,5 31,5 27,5 31,6 33,3 22,1 43,2 39,3 X. 11,7 17,8 16,4 12 9,3 14,3 18 16,6 11,1 27 13,9 XI. 7 7,4 5 6,1 6,6 5,3 6,6 6,5 4,9 19,5 14,8 XII. 3,8 5,4 3,6 3,9 4,2 4,9 2,5 4,7 5,1 13,2 6,6 celkem 293,5 312,6 269 290,5 317,1 254,9 285,6 287,8 289,1 551,8 409,1 45