Geomorfologický Geomorfologické sborník mapování 2 a inventarizace tvarů ČAG, ZČU v Plzni, 2003 Vybrané problémy geomorfologie Vsetínských vrchů Jan Unucka junuc@volny.cz Havlickova 119, 747 91 Štítina Úvod Georeliéf flyšových hornatin patří mezi nejdiskutovanější a nejkomplikovanější problematiku české geomorfologie a v rámci fyzickogeografické regionalizace i hraniční téma pro slovenskou a českou geomorfologickou školu. Geologická stavba vnějších Západních Karpat a tedy i zájmového území je velmi pestrá a složitá, což se do jisté míry odráží i v reliéfu. V této souvislosti je taktéž složitější vyčlenit morfostrukturní vazby, neboť komplikované úložné poměry hornin prakticky znemožňují vyčleňovat geomorfologicky homogenní větší území nebo území, jejichž geomorfologické poměry by bylo možno extrapolovat a zobecňovat pro větší celky. Cílem této práce rozhodně není přinést nějaké zásadní nové skutečnosti, protože toto není v možnostech a schopnostech autora, ale spíše přispět k dosavadnímu poznání výše zmíněné problematiky tím, že se snaží zohlednit i nové poznatky (paleoklima Evropy, denudační chronologie), které se k území tématicky a prostorově váží. Vymezení a geologická charakteristika území Zájmové území je vymezeno na západě Solaneckým potokem, který se vlévá do Rožnovské Bečvy mezi obcemi Horní a Prostřední Bečva. Jeho pravostranné přítoky jako např. Kaňůvka jsou východním směrem od koryta toku, takže do zájmového území patří. Na severu a jihu je zájmové území vymezeno toky Rožnovské a Vsetínské Bečvy. Na východě je pak území rámcově vymezeno povodími Rožnovské Bečvy, Vsetínské Bečvy a Babské (pravostranný přítok Vsetínské Bečvy). Všechna tato povodí geologicky ještě patří k račanské jednotce magurské skupiny příkrovů (viz dále v textu). Podle geomorfologického členění ČR patří celé zájmové území do provincie Západní Karpaty, soustavy Vnější Západní Karpaty a podsoustavy Západní Beskydy. Dále studovaná oblast náleží k celku Hostýnsko -vsetínská hornatina a podcelku Vsetínská hornatina. Vsetínská hornatina tvo ří východní část celku, který na S sousedí s Rožnovskou brázdou a na J s Javorníky. Celé Vsetínské vrchy mají ráz členité vrchoviny až ploché hornatiny o ploše 338 km 2 (DEMEK 1992). Střední nadmořská výška činí 593 m. Jejich hlavní osu tvoří Soláňský hřbet, který je na Z reprezentován Cábem (841 m) a pokračuje na východ přes Soláň (861 m) k nejvyššímu vrcholu vůbec Vysoké (1 024 m). Na severních svazích Vysoké pramení ve výšce 910 m n. m. Rožnovská Bečva. Severovýchodně od Vysoké se táhne linie hlavního evropského rozvodí, kde pramení např. Bílá Ostravice. Kulturně a historicky náleží k regionu Valašska, který je typický svým krajinným rázem, folklórem a historickým vývojem, kdy významnou roli 195
sehrála tzv. valašská kolonizace, probíhající od 16. století. Přírodní složky i celkový krajinný ráz je předmětem ochrany v kompetenci CHKO Beskydy. Významnými složkami hospodářství jsou lesnictví a zemědělství. Geologická stavba území, jak již bylo zmíněno v úvodu je velice pestrá. Geologicky náleží k flyšovému pásmu tzv. externid (vnějších Západních Karpat) a leží na styku dvou základních jednotek vnitřní magurské skupiny příkrovů a vnější krosněnské skupiny příkrovů. V rámci krosněnské skupiny se vyčleňují dílčí jednotky pouzdřanská, ždánická, podslezská a slezská. Studovaným územím prochází hranice mezi slezskou jednotkou a ra čanskou jednotkou magurské skupiny příkrovů jižně od Rožnovské Bečvy ve směru přibližně Z V. Slezská jednotka je budována souvrstvími jury (malmu) až paleogénu (oligocénu), račanská jednotka je budována horninami paleocénu (soláňské souvrství turon/cenoman), eocénu (bělověžské sourství střední eocén paleocén) a konečně eocénu a oligocénu (zlínské souvrství spodní eocén oligocén). Horniny těchto souvrství sedimentovaly v pelagickém prostředí, takže jsou poměrně chudé na fosílie, zvláště vyšších živočichů. Charakteristickými rysy tohoto vývoje je paleogenní flyšová sedimentace v hlubokých pánvích (tzv. trogy) a postupný přechod k neogenní (během oligocénu) molasové sedimentaci v mělčích předhlubních a dílčích pánvích. Paratethys pak představuje nejednotné sedimentační prostředí, které má časově a regionálně proměnlivou komunikaci s otevřeným mořem a nejednotný tektonický režim. Morfostrukturní rysy a denudační chronologie území Vnější Západní Karpaty mají obecně na území ČR zdvihovou tendenci, takže generelně lze území přiřadit k beskydské elevační vrásnozlomové morfostruktuře. V rámci příkrovové stavby externid studované území leží v čele magurského příkrovu na jeho kontaktu se slezskou jednotkou (istebňanské souvrství). Příkrovová struktura (tzv. alpinský typ) je bezesporu nejsložitějším typem elevačních struktur, kdy se vlivem horizontálního napětí komplexy horizontálně přesouvaných hornin složitě zvrásní v důsledku tření. Již v rámci vrásových pohoří aktivní morfostrukturní funkci většina geomorfologů nepřipouští s tím, že mezi mírou rozčlenění reliéfu a intenzitou zvrásnění horninových komplexů není žádný přímý vztah (KARÁSEK 2001). Počet vyvýšenin morfografického rázu hřbetů není dán počtem antiklinál, ale počtem výchozů odolných vrstev (A. K. LOBECK 1939 IN KARÁSEK 2001). Magurský příkrov se vyznačuje poměrně značným stlačením, což se projevuje často velkými sklony vrstev. Převažuje dendritická údolní síť, v JZ části území pak mřížovitá údolní síť (Bzový potok, částečně dolní tok Jezerního potoka), která je odrazem vrásové tektoniky magurského příkrovu. Vodní toky mají často nevyrovnaný podélný i příčný profil. Generelně však mají výrazně konkávní profil. Index konkávnosti K se pohybuje v rozmezí 0,43 (např. Mšadlý potok, Prostá, oba přítoky Rožnovské Bečvy) až 0,58 196
(Jezerní potok), ale ve většině případů jsou jejich údolí hluboce zařezaná (nízké hodnoty V f indexu, viz. dále), což může indikovat neotektonický výzdvih území (srovnej PÁNEK 2002), nemalou roli ovšem hraje i nižší geomorfologická hodnota a střídání hornin. K nejvíce diskutovaným kapitolám aktivní morfostruktury Západních Karpat patří tzv. zarovnané povrchy. V posledních letech dochází k revizi jednotlivých morfostratigrafických úrovní zarovnaných povrch ů (JAKÁL 1989, BIZUBOVÁ ET MINÁR 1992, BIZUBOVÁ 1998, 2002, URBÁNEK 2002) i pojmu zarovnaný povrch vůbec (BIZUBOVÁ 1998, 2002). Vzhledem k tomu, že plošiny z úklonem do 2, popř. 5 v Západních Karpatech i ve studovaném území existují a nejeví žádný přímý vztah k výchozům určitých hornin, je podle mého názoru příliš ukvapené tento termín a existenci takových typů povrchů a priori odmítat. Vhodnější je překlasifikovat tento termín na tzv. potenciální zarovnaný povrch (BIZUBOVÁ 2002), čímž se ponechává prostor pro další výzkum a hodnocení tohoto fenoménu. Bez možnosti ana lýzy korelátních sedimentů, popř. vrtů je prakticky nemožné kamerálně v terénu nebo analýzou v prostředí GIS potvrdit či vyvrátit existenci těchto povrchů, což ostatně nebylo ambicí této práce. Bude však dobré zmínit některá fakta a teorie, které mohou vrhnout světlo na existenci, popř. genezi těchto povrchů. Denudační chronologie byla zpracována a prezentována zvláště E. MAZÚREM (1963) nebo M. LUKNIŠEM (1962). Tyto povrchy byly uvedenými autory korelovány s neogenními sedimenty depresních území, tektonickým fázím a vulkanickým aktivitám. Podle nové chronostratigrafie (O. SAMUEL, 1985) dochází k některým posunům regionálních stupňů, což se musí jednoznačně odrazit i v chronologii samotných zarovnaných povrch ů. Konkrétně se jedná o posun pontu z pliocénu do o bdobí miocénu. Tyto revize se odrážejí v následujících aspektech (podle BIZUBOVÁ ET MINÁR 1992): 1. datovaní nejnižší úrovně zarovnaných povrchů, tzv. poriečnej rovně neboli river level se posouvá regionálně až po pleistocén (mindelský glaciál), přičemž se bere v potaz časoprostorový posun ve směrech S J, V Z. 2. rozdělení této úrovně do dvou (lower and upper grade), přičemž se mladší uvažuje jako kryoplanační povrch 3. existence zarovnaného povrchu mezi nejnižší a druhou, tzv. stredohorskou rovňou, tzv. podstredohorská roveň neboli undermidmountain level (časově vymezená attickou a rodanskou fází). 4. neuvažování vrcholového zarovnání v některých oblastech, což se týká také moravských Karpat 197
Celá problematika zarovnaných povrchů má následující základní rysy: 1. asynchronní vývoj v rámci příkrovů či geomorfologických jednotek, z toho poté vyplývá: 2. obtížné datování jednotlivých úrovní (spíše relativní vzhledem k sousedním celkům či zachovaným povrchům) 3. pobadenský polygenetický vývoj v rámci vnějších Západních Karpat (v západní části vnějších Západních Karpat vyznívají vrásovopříkrovové pohyby v badenu, kdežto ve východní části až v sarmatu (BIZUBOVÁ 1999) 4. zatímco v oblasti internid dochází během neogénu k výzdvihu a denudaci, v oblasti externid dochází k přesunům příkrovů, což znemožňuje dlouhá tektonicky klidná období s tvorbou zarovnaných povrchů 5. problematické určení převažujícího zarovnávání (shora či rovnoběžným ústupem svahů) 6. posun od původních úvah o aridním období pliocénu až k možnosti polygeneze těchto zarovnaných povrchů 7. nepřímým indikátorem tvorby je mimo jiné molasová sedimentace, jejíž maxima se regionálně liší, takže lze těžko předpokládat celokarpatské synchronní úrovně zarovnaných povrchů V zájmovém území jsou tyto skutečnosti navíc komplikovány: 1. pestrou a složitou geologickou stavbou, nižší geomorfologickou hodnotou hornin 2. absentujícími korelovatelnými útvary (např. pokryvy odneseného materiálu na terasách řek jako v případě Dunaje, vulkanická tělesa jako v případě Sihlianské planiny apod.) 3. pravděpodobnými neotektonickými pohyby, pro které svědčí nízké průměrné hodnoty indexu V f (poměr šířky a hloubky údolí, nízké hodnoty indikují tektonický výzdvih nebo odoln ější horniny) 4. odlišnou geologickou stavbou sousedních Moravskoslezských Beskyd a tím snížené možnosti korelovat jednotlivé morfostratigrafické úrovn ě Například Bučkový potok 1,3 nebo Hluboký 1,6, Mšadlý Potok pak 0,75, Jezerní potok dokonce 0,4 (jeho údolí je pravděpodobně založeno na tektonické poruše). Hodnoty V f indexů se v případě toků na S svazích také dobře poměrně indikují geologické podloží, konkrétně zda se jedná o račanskou (nižší hodnoty) nebo zdenudovanou slezskou jednotku (vyšší hodnoty). Miloňovský potok pak charakterizuje hodnota V f indexu 0,76. Strmé údolní svahy je také možno vysvětlit střídáním pískovců a jílovců v rámci již zmiňované pestré geologické stavby území. Anomálie v šířce údolního dna Rožnovské a Vsetínské Bečvy nasvědčují k tektonickému zdvihu v horní části toku Vsetínské Bečvy a subsidenci na styku údolí Rožnovské Bečvy s poruchovou zónou Zubří Pindula (BÍL 2002), popř. pohybům na zlomové poruše vedoucí údolím Hažovického potoka. 198
Středohorská úroveň zarovnaných povrchů Tato úroveň je reprezentována především plošinami hlavního rozvodního h řbetu Vsetínských vrchů. Jejich absolutní nadmořská výška lineárně vzrůstá ve směru Z V z 816 m n. m. (Kyvňačky 816 m n. m., Solisko 833 m n. m., Jezerné 836 m n. m., Miloňová 846 m n. m, Hluboký 849 m n. m., Kotlová 868 m n. m.) až na 937 m n.m. (Polana 937,3 m n. m.). Relativní výška nade dny říčních údolí obou Bečev je v intervalu 400 500 m. Tyto plošiny jsou většinou zbaveny zvětralinového pláště a místy jsou pozorovány výchozy hornin mrazové sruby, např. lokalita Jezerné (PRÁŠEK 1993) nebo kamenná moře (Jezerné, Polana). Tento povrch se klimatických podmínkách miocénu vyvíjel na málo odolných horninách (jílovce apod.) velice rychle. Chronostratigraficky je formování tohoto povrchu generelně vymezeno obdobím panonu až pontu (cca 10 5 MA). Podle některých autorů (LACIKA 1994, ČINČURA 1983) existovalo v období panonu humidní podnebí, což je vhodné pro peneplanaci. Některé poznatky sekvenční stratigrafie, mimo jiné i tzv. messinská salinitní krize (MICHALÍK ET AL. 1999), dále pak paleontologické doklady, např. neoteničtí obojživelníci jako Cryptobranchus a Brychycormus (ROČEK 2002) a počítačové modelování paleoklimatu Evropy dokládají klimatické oscilace a již první glacieustatické eventy (PEKAR ET MILLER 1996 IN MICHALÍK 1999). To vede k názorovému posunu a uvažování stále výraznějšího fyzikálního zvětrávání. Což nemusí vyvracet výše uvedenou možnost zarovnávání povrchů shora, ke které se přiklání i autoři jako CZUDEK (1997), ale otvírá možnost pro rovnoběžný ústup svahů (BUZEK ET AL. 1986) nebo polygenezi této úrovně. Pro polygenezi těchto povrchů hovoří i střídání systémových soustav nízkého a vysokého stavu hladiny v západokarpatské molasové sekvenci, což znamená, že i v rámci jednoho cyklu (např. panonském cyklu CPC 7 (10,5 8,2 MA) se vystřídaly stavy transgrese a regrese, což indikuje jak tektonickou aktivitu (a tím vylučuje vznik jednotné a plošně rozsáhlé úrovně zarovnání), tak možnost změn klimatických podmínek a tím i změny vedoucího faktoru planace. Podstředohorská úroveň zarovnaných povrchů Na středohorskou úroveň zarovnání navazuje nižší, tzv. podstredohorská roveň, časově ohraničená attickou a rodanskou fází. Ve studované oblasti ji můžeme nalézt v podobě hřbetů a plošin podél současné hydrografické sítě, zvláště v jižní části v údolí Vsetínské Bečvy v relativní výšce nad údolním dnem 200 300 m. Hlavní toky této hydrografické sítě vykazují konsekventní charakter (směr přibližně V Z, jak Rožnovská, tak Vsetínská Bečva). Mírný odklon k severu je některými autory ve starších pracích (DĚDINA IN KIRCHNER, 1977) vysvětlován říčním pirátstvím v důsledku regrese Paratethydy a poklesovou aktivitou Moravské brány. Výškové rozpětí se zde pohybuje od 650 m n. m (Miloňov 657 m n. m., Kání 666 m n. m., Hájkovský vrch 681 m n. m.) do 785 m n.m. (Bzový 728 m n. m., Oslové 741 m n. m., Oslove ček 723 m n. m., bezejmenný vrch SZ pod Soliskem 762 m n. m.). Od nejvyšší úrovně 199
zarovnání je tato oddělena strukturními svahy. Opět není zcela jisté zda vznikla rovnoběžným ústupem svahů coby podhorský pediment (BUZEK 1976) nebo snižováním terénu shora, byť verze rovnoběžného ústupu se jeví pravděpodobnější. Vývoj těchto úrovní byl přerušen tektonickou aktivitou rodanské horotvorné fáze. Peleoklimatem Evropy v pliocénu se v současnosti zabývá více studií (HAYWOOD, A. M. ET AL. 2000, CROWLEY, T.J. 1991, 1996 NEBO CHANDLER 1994). Jedním z důležitých exogenních činitelů pro rovnoběžný ústup svahů a tedy vznik pedimentů jsou fluviální pochody, resp. extrémní odtokové situace v relativně úzkých údolích vodních toků, které se zařezávají do podloží a bočně erodují přilehlé svahy. Podle práce A.M. HAYWOODA, B.W. SELWOODA A P.J. VALDESE (2000) panovalo v období pliocénu v oblasti severního Atlantiku, Evropy a Středomoří mírné humidní klima. Modelování i palynologické důkazy poukazují na vyšší roční teploty, nižší teplotní gradient mezi rovníkem a póly, větší humiditu podnebí (v Evropě o 400 až 1 000 mm vyšší roční srážkové úhrny), redukovanou zimní sněhovou pokrývku, redukovanou kryosféru v oblasti obou pólů (v Arktidě o 1/2 a v Antarktidě o 1/3 v důsledku stále probíhající výměny mezi Pacifikem a Atlantikem a následně Severním ledovým oceánem), prohloubení Islandské tlakové níže v důsledku oteplení atlantických a arktických vod a intenzivn ější výměnou vzduchu mezi oceánem a pevninou. Z toho vyplývá, že v období pliocénu panovalo mírné humidní klima s teplými zimami a intenzivním přísunem vláhy do nitra kontinentu. To by naznačovalo vyšší srážkové úhrny s možností extrémních odtokových situací a vyšší intenzitu chemického zvětrávání. Některé práce však vyšší intenzitu chemického zvětrávání neuvažují (ČINČURA 1970). Aridizace podnebí a jeho ochlazování pokračuje ve svrchním pliocénu a na rozhraní pliocén/pleistocén (2,48 MA) graduje. Nejnižší úroveň zarovnání Do tohoto období spadá formování nejmladší úrovně zarovnání, tzv. poriečnej rovně. Ta se formovala zhruba 1,5 mil. roků mezi rodanskou a valašskou, resp. až baltickou fází (BIZUBOVÁ ET MINÁR 1992). Tato úroveň se v zájmovém území nachází podél dnešní hydrografické sítě a má k ní zřetelný vztah (BUZEK ET AL. 1986). Dodržují stabilní relativní výšku nade dnem říčních údolí (50 120 m), takže jejich absolutní výška směrem proti proudu toků stoupá. Výrazněji se tento fenomén projevuje v S části zájmového území, tedy v oblasti Rožnovské Bečvy, kdy nad tuto úroveň vystupují odolnější vrstvy cięzkowického pískovce ve formě tvrdošů. V údolí Vsetínské Bečvy je tato úroveň vyvinuta ve výrazně menší míře jak prostorové, tak množstevní. Geneticky se jedná pravděpodobně o polygenetické povrchy, v období pleistocénu se tyto povrc hy formovaly pravděpodobně jako kryopedimenty. Vzhledem k vyššímu zastoupení méně odolných hornin v račanské jednotce (jíly, jílovce, prachovce), lze předpokládat opět poměrně rychlý vývoj. Zároveň toto litologické složení podmiňuje poměrné zvlnění takovýchto povrchů v podobě úpadů, 200
pramenných mís, nivačních depresí atd. CZUDEK (in CZUDEK 1997) uvádí, že hlavními procesy, které způsobily vznik kryopedimentů byly mrazové zvětrávání, nivace, geliflukce, plošná a stružková eroze a vývoj úpadů. Vzhledem k některým novějším názorům na problematiku kvartéru, resp. ledových dob je vhodné zmínit některé nově se formující názory, které by mohly ovlivnit názory na genezi nebo délku formování některých tvarů v zájmovém území. Podle původního pojetí würmského glaciálu mělo jít v jeho vrcholných fázích (pleniglaciálech) o kruté podnebné podmínky mrazové poušt ě s neobyčejnými mocnostmi permafrostu 50 až 250 m (CZUDEK 1997) nebo až 300 m (DEMEK 1989), která se nalézala v relativně úzkém pásu mezi kontinentálním a alpinským zaledněním. Vegetace byla jen tundrového charakteru, místy se slabě vyvinutou parkovou tajgou. Je nesporné, že d ůkazy existence permafrostu (geologické, geomorfologické a biologické) na území Moravy a Slezska existují a T. CZUDEK (in CZUDEK 1997) k nim mimo jiné řadí mrazové klíny, epigenetické a syngenetické postkryogenní strukury v hloubce pod dosahem činné vrstvy, jakožto i mrazové zvětrávání podél puklin hornin, které leze nalézt až v 60 m hloubkách pod povrchem, rozvolňování hornin, tříděné polygony, kamenné ledovce a kamenná moře a proudy. S tím se nedá polemizovat, otázkou ale zůstává regionální rozšíření a zejména souvislost permafrostu. Samotná tvorba permafrostu vyžaduje negativní průměrnou roční teplotu. Názoru na samotné hodnoty těchto teplot se různí srovnej např. CZUDEK (1997) nebo DEMEK (1989). Naproti tomu palynologické (např. výskyt dřevin jako Carpinus betullus v interstadiálech) a paleontologické (vrstvy s pozůstatky Ursus spelaeus v jeskyni Ramesch v Toten Birge) a v neposlední řadě geologické (data z vrtných jader Atlantiku a grónského ledovce) důkazy poslední doby nasvědčují spíše pro ostrůvkovitý výskyt permafrostu a nepřímo vyvrací zavedené schéma glaciálních oscilací (srovnej MUSIL IN SVOBODA ET AL. 2002). Spíše se tedy stále více uplatňuje hypotéza aridity podnebí a menší sněhové pokrývky, což podporovalo vznik podobných tvar ů. Je tedy pravděpodobné, že klimatické oscilace nižších řádů podporovaly prostorovou diferenciaci abiotické i biotické složky krajiny, kdy v závislosti na nadmořské výšce, expozici, sklonu apod. se formovaly (a mísily) převažující geomorfologické pochody, vegetační stupně a fytocenózy, v závislosti na nich pak zoocenózy. Kvartérní geomorfologické tvary a procesy Stratigrafie kvartéru je rovněž v poslední době postižena změnami, pro přehled lze uvést přehled v pracích jako CZUDEK 1997. Problematika kryogenních tvarů v zájmovém území je rovněž klíčová, zejména pro nedostatek takových tvarů v horninách odolných horninách račanské jednotky. Na tvrdoších a tvrdošových hřbetech budovaných cięzkowickým pískovcem jsou patrné spíše ojedinělé výchozy a větší akumulace balvanů, než např. mrazové sruby a kryoplanační terasy (viz foto č. 2). Jednou z lokalit, kde lze takové tvary (spíše sekundárně) uvažovat, 201
je Jezerné. Zde rozsáhlá svahová deformace způsobila vznik jezera hrazeného sesuvem. Svahová deformace má pravděpodobně hlubší založení na kontaktu jílovců bělověžského souvrství a pelitů a drobových pískovců soláňského souvrství. Navíc analýza podélných a příčných profilů území (nebyla však zjištěna výrazná výšková asymetrie), jakož i optická analýza DTM nasvědčuje tomu, že územím probíhá tektonická porucha ve směru přibližně S J. To by mohlo podporovat možnost hlubokého založení sesuv ů v Jezerném i v údolí Hlubokého (S pokračování této linie), což jsou vlastně nejvýznamnější sesuvné lokality v zájmovém území. V obrovském sesuvném území Jezero se vyskytují i pseudokrasové tvary jako pseudozávrty nebo lokální výrazná zamokření terénu. Odlučná oblast na Z od Jezera je tvořena mohutnějšími skalními stupni, vlastní tělo sesuvu pak tvoří balvanová moře a solitérní balvany větších rozměrů (až 6x5 m ve střední části). Deprese jsou většinou vyplněny jemnozrnnou frakcí a půdami, místy opadem z vegetace. Na skalních výchozech lze pozorovat místy náznaky mrazové modelace (ostrohranná drobnější suť pod stěnami, systém rozpukání). Lze tedy konstatovat, že pokud uvážíme polygenezi reliéfu a tvarů v zájmovém území, je pravděpodobné, že se kryogenní pochody podílely na modelaci geomorfologických útvarů geneticky odlišných. Podobným problémem je existence tzv. nivačních depresí v území. Jednoznačně se nepodařilo je v terénu doložit, spíše některé pramenné mísy (Pálenice, Benešky) vykazují spolupůsobení nivace při jejich horních hranách. S pleistocénní modelací je tedy spíše svázána sklonová asymetrie údolí a vývoj úpadů, kamenných moří a větších akumulací balvanů. Kamenná moře (často označované jako suťové haldy nebo suťové pláště), jsou většinou zachovány na rozvodních a svahových hřbetech a v rámci zájmového území porostlé pionýrskými druhy keřů a stromů, popř. Picea abies. Mezi významné holocenní tvary náleží sesuvy, jež jsou v zájmovém území hojné a věnují se jim intenzivně práce KIRCHNERA, KREJČÍHO, KLIMEŠE a dalších. Lze generelně konstatovat, že většina sesuvů byla aktivována zvláště extrémními srážkovými úhrny v roce 1997. Faktory zvyšujícími riziko jsou geologická stavba podloží (nepropustné horniny v podloží propustných), sklon svahů a land use. Mezi nejčastější formy patří creep (Benešky, Vysoká, údolí Babské), planární sesuvy podél rovinných smykových ploch nebo i sesuvy kerné podél rotačních smykových ploch (Hluboký, Jezerné). Rozvinuty jsou i břehové nátrže vodních toků v mladých údolích nebo progresivní vývoj strží a eroze na lesním půdním fondu vlivem nevhodných těžebních zásahů a používání nevhodné techniky. 202
Literatura BÍL, M., 2002: The identification of neotectonics based on changes of valley floor width Landform analysis (3): 77-85 BIZUBOVÁ, M., MINÁR, J., 1992: Some new aspects of denudation chronology of West Carpathians. Abstract of papers. BIZUBOVÁ, M., 1998: Časovo-priestorové zmeny Západných Karpát v neogéne a denudačná chronológia. Folia geographica 2: 290-294 CZUDEK, T., 1997: Reliéf Moravy a Slezska v kvartéru. SURSUM Tišnov. MICHALÍK, J., REHÁKOVÁ, D., KOVÁČ, M., SOTÁK, J. & BARÁTH, I., 1999: Geológia stratigrafických sekvencií. Veda Bratislava PÁNEK, T., 2002: Problematika intraorogenní a transorogenní údolní sítě v Moravskoslezských Beskydech. Geomorphologia Slovaca 1: 31-43 Summary The selected problems of geomorphology of Vsetínské Vrchy Highlands This work is looking for relations between morfometric analysis, which characteristics are among other valley floor width, valley profiles (using sources such as topographic maps and digital terraine model), and tectonic and geologic aspects of Vsetin hills, which is part of Outer Western Carpathians built from flysch rocks of Raca (mainly) and Silesian napes. If some values indicate neotectonic activity, planated surfaces must be judged in that way. On the other side we can find landforms, which have attributes of planated surfaces and also have signs of vertical hierarchy. It s hard to say, if planated surfaces once universally existed in whole Carpathians, but we have to look for regional aspects and compare them with universal interpretations. Last chapter describes quarternary landforms and geomorphological processes. 203
204