Vliv extrémních povodní na reliéf krajiny

Vliv extrémních povodní na reliéf krajiny vít vilímek S ohledem na poměrně velké množství literatury zabývající se povodněmi byla v minulosti pouze menšina publikací věnována geomorfologickým projevům povodní. A to i přesto, že právě projevy povodní v reliéfu mohou poukázat na energii toků při povodňových průtocích. Povodně v letech 1997 a 2002 v České republice, nicméně i jiné případy tzv. přívalových povodní (např. roku 2004 na Olešenském potoce přítok Sázavy) skýtaly výbornou možnost tyto projevy zkoumat. Pro tento typ rešeršní studie, doplněný o vlastní zkušenosti z terénních prací, byly využity publikace jak domácí, tak i zahraniční. Geomorfologické projevy povodní se případ od případu výrazně liší, a to v závislosti na charakteristikách povodí a samozřejmě též na hydrometeorologických faktorech. Ve skutečnosti je tedy každá povodeň v konkrétním fyzicko-geografickém prostředí svým způsobem specifická a její analýza musí být řešena komplexně. Navíc konkrétní projevy povodní jsou ovlivňovány i antropogenními zásahy do krajiny, čímž se stává analýza ještě složitější. Nicméně přisuzovat katastrofické následky povodní pouze lidským zásahům do krajiny je zjednodušující. Rozlišit v celém komplexu příčin a následků povodní přírodní a antropogenní vlivy, pokud je to vůbec možné, lze pouze analýzou v dostatečně detailním měřítku (z pohledu terénního mapování a analýz). 1. Metody Odhlédneme-li od hydro-meteorologických příčin povodně a soustředíme-li se na geomorfologické projevy povodní, pak musí být zohledněny následující charakteristiky povodí: litologické vlastnosti hornin, sklonitost svahů, sklon spádové křivky toku, šířka (a míra sevřenosti) údolí, charakter koryta z hlediska odolnosti vůči erozi, množství a zrnitost sedimentů, propustnost půd, typ vegetačního krytu a míra zakrytí povrchu země a antropogenní zásahy do povodí včetně míry zastavění údolní nivy. Dále bývají zohledňovány např. míra zakřivenosti toku či úhel mezi průběhem toku a údolním svahem. Vzhledem ke složitosti systému, nelze k problematice přistupovat paušálně, ale je třeba význam jednotlivých faktorů vážit s ohledem na daný konkrétní projev toku v reliéfu. Což je klíčovým faktorem úspěšnosti zpracování velkého povodí v přehledném měřítku. Nelze tedy provádět analýzu faktorů bez konkrétní terénní

200 vít vilímek znalosti povodí, neboť převáží-li výrazně jeden z výše uvedených faktorů, mohou se projevit v reliéfu stopy po povodni i v místech zdánlivě neočekávaných. Analýzou prostorového rozložení nejvýraznějších projevů povodní mohou být stanoveny základní rysy chování toku v daném prostředí, nicméně nezbytnou podmínkou je znalost průtoků (dostatečná frekvence odečtů na toku) a představa o prostorovém rozložení srážek. Toto většinou bývá limitem pro stanovení zákonitostí chování toků ve vztahu k reliéfu. 2. Výsledky Vzhledem k tomu, že povodí slouží jako základní jednotka pro změření objemu vody a sedimentů produkovaných při erozi a odtoku, je důležité studovat vztah mezi morfometrií povodí a množstvím odváděné vody a sedimentů. Tento příklad uvádějí Hadley, Schumm (1961). Hustota a charakter říční sítě v povodí je dána geologickým a paleogeografickým vývojem oblasti (ovlivňuje ji např. strmost svahů, druh a úložné poměry hornin, odolnost vůči zvětrávání; dále též množství srážek či rozlehlost oblasti). Výsledné projevy v reliéfu po povodni jsou souhrou řady procesů, zejména těch, jež probíhají v horní části povodí a následně ovlivňují zbylé části povodí. V textu se budeme zabývat především vlivy geomorfologickými a geologickými. Nejdůležitější kvantitativní charakteristiky pro povrchový odtok stanovil již ve třicátých letech minulého století Horton (1932): 1) morfometrie říční sítě; 2) půdní charakteristiky, zejména ve vtahu k infiltraci; 3) strukturně geologické poměry v souvislosti s možnostmi eroze hornin; 4) míra zakrytí vegetací a její vliv na erozi, infiltraci a výpar; 5) meteorologicko klimatické podmínky, které charakterizují přísun srážek. Dále je možné sem zařadit faktor sklonitosti svahů, který ovlivňuje rychlost odtoku. Hortonův model byl dále rozvíjen a doplněn o další morfometrické charakteristky říční sítě Strahlerem (1952). Vztah mezi intenzitou geomorfologických projevů povodní a frekvencí jejich výskytu (časo-prostorového rozložení) souvisí s obecně geomorfologicky diskutovanou otázkou, zda se na vývoji reliéfu podílejí větší měrou pomalu a dlouhodobě probíhající děje, či ojedinělé události s katastrofickým průběhem. Z pohledu povodní tuto problematiku řešili již Wolman, Miller (1960). Uvádějí, že většinu eroze uskutečňuje řeka při relativně běžných průtocích (dvouletá voda), zatímco větší průtoky jsou zodpovědné za erozi břežní zóny. Baker (1977) ovšem upozorňuje na skutečnost, že z důvodů větší odolnosti hornin jsou některá povodí modelována až teprve při vysokých průtocích, které se opakují zřídka. Kvantifikace těchto procesů, ani délka pozorovacích řad nejsou pravděpodobně dosud dostačující pro toto posouzení. Nicméně v obou případech povodní 1997 i 2002 došlo k významným změnám na našich tocích, byť jen lokálním, bez ohledu na skutečnost, že obdobné průtoky se v nejbližší době nemusejí opakovat. Baker, Costa (1987) i Magilligan (1992) zdůrazňují rozdíly v efektivnosti práce toků při velkých průtocích a v rozdílných povodích, což je logicky vysvětlitelné variabilitou geologicko-geomorfologických a půdních poměrů. Dury (1973) a další autoři uvádějí, že neexistuje žádný podstatný vztah mezi velikostí

vliv extrémních povodní na reliéf krajiny 201 povodně a intenzitou sedimentace podél toku. Extrémní povodně mohou, ale nemusí být doprovázeny rozsáhlou sedimentací. Nižší výskyt erozních projevů na dolních tocích může být projevem zmenšené rychlosti toku, např. v důsledku nižšího spádu resp. rozlivu řeky do šířky nebo i vyšší soudržnosti půd (Magilligan et al., 1998), která může erozi podstatně omezit. Změny v reliéfu jejichž vznik je podmíněn enormním spadem srážek a následnou povodní, lze obecně přisoudit následujícím typům procesů: eroze, sedimentace, zaplavení vodou či svahové pohyby. Přičemž tyto procesy spolu vzájemně souvisejí. Úmyslně se neomezujeme pouze na otázky povodně, ale i na enormní spad srážek, který jim předchází, neboť ten již může sám o sobě vyvolat svahové pohyby. Odtok je modifikován nejen hustotou a typem vegetačního krytu a sklonitostními poměry svahů, ale i charakteristikami půd a hornin, na které srážky spadnou. Propustné sedimenty, které mají v podloží nepropustnou vrstvu, mohou vést vodu paralelně s povrchem s rychlostí porovnatelnou s povrchovým odtokem. K tomuto procesu dochází též v hrubozrnných sedimentech, např. v některých skalních sesuvech či suťových polích a v oblastech tvořených karbonátovými horninami (vápenec, dolomit). Pokud podpovrchový přísun vody probíhá spolu s povrchovým odtokem, dojde ke zvýšení vodního stavu v řece. Faktory, které ovlivňují infiltrační kapacitu horninové formace jsou: 1) míra vlhkosti, 2) propustnost, 3) mocnost, 4) dosah perforování organizmy (např. červy, hmyzem, savci či kořeny rostlin). Půdní vlhkost je ale nejdůležitější (Bolt et al., 1975). Hodnocením hydrologických vlastností půd a vegetačního pokryvu na povodňový odtok se zabýval Janeček (1997). Odolnost hornin vůči erozi je velice rozdílná a např. u sedimentárních hornin je to pouze otázka schopnosti vniknout mezi jednotlivé částice, zatímco u kompaktních hornin je odolnost podstatně vyšší. Nicméně i zde lze vidět rozdíly. Baker et al., (1988) popisují rozdílnou míru odolnosti horniny vůči erozi v závislosti na pozici uložení horniny. Např. relativně odolná neporušená žula vykazuje vyšší odolnost ve stěnách koryta, kde je ovlivněna pouze při vyšších průtocích nesenými částicemi, zatímco na dně, kde je pohřbena pod náplavy, bývá mnohem častěji odírána křemitými zrny při podstatně nižších průtocích. Již základní tvar údolí (v příčném řezu) napovídá mnohé o odolnosti hornin. Široce rozevřená, mělká údolí jsou zpravidla založena v málo odolných horninách; smykové napětí zde bývá nižší. Zatímco úzká a hluboká (sevřená) údolí reprezentují odolnější partie hornin a smykové napětí dosahuje vyšších hodnot. Příkladem může být Otava nad Pískem, kde řeka protéká širokým a mělce zařízlým údolím, zatímco pod Pískem je údolní zářez výrazně užší. Je však nutné brát v úvahu i další faktory ovlivňující vývoj údolí např. jeho stáří či průběh zlomových systémů, neboť v místech více podrcených a rozvolněných hornin postupuje eroze rychleji. Abnormální eroze a sedimentace je zpravidla otázkou aridních a semiaridních oblastí, nicméně v oblastech s velkým množstvím sedimentů může být problém rovněž aktuální. Sesuvy, suťové proudy či jiné druhy svahových pohybů mohou být zdrojem přesunu velkého množství materiálu do říčního koryta (např. Kirchner Krejčí, 1998). Důležité tedy je sledovat povodí z pohledu množství volného materiálu (zvětralin, starších sedimentů), dostupného při povodni pro říční tok.

202 vít vilímek Autoři Baker, Costa (1987) uvádějí, že geomorfologické projevy povodní nejsou spjaty s průtokovým množstvím vody či s četností výskytu povodňového stavu, ale se smykovým namáháním (napětím ve smyku) a s energií vodního toku přepočtenou na jednotku plochy. S ohledem na předpokládanou vyšší rychlost proudění při povodni lze očekávat i vyšší energii proudění toku. Magilligan (1992) uvádí, že kritickou hodnotou pro to, aby řeka významněji modelovala reliéf, je hodnota smykového napětí 100 N/m² a pro energii toku uvádí 300 W/m². V úsecích, kde jsou dosahovány či překračovány tyto hodnoty, se po povodních objevují v reliéfu nové tvary (erozní či akumulační). Z pohledu paleogeografického vývoje údolí a tedy i projevů minulých povodní je důležité zohlednit celkové klimatické poměry; tedy množství protékající vody v minulosti mohlo být proměnné. Důležitým faktorem z pohledu změn reliéfu vyvolaných povodní je rovněž čas délka trvání povodně. Costa, O Connor (1995) uvádějí, že největší vliv mají středně dlouhé povodně, které mají dostatečnou energii a současně dostatek času k uskutečnění erozní či akumulační činnosti. V místech, kde je říční koryto vytvořeno v náplavech, probíhá střídavě eroze a akumulace nových sedimentů. Přičemž zpočátku převažuje usazování, v době vrcholných průtoků řeka eroduje a při poklesávání hladiny se začíná opět usazovat (Leopold, Maddock, 1953). Ke střídání eroze či akumulace na toku může docházet rovněž podle množství unášeného materiálu. Tok je schopen při daném průtoku pojmout určité množství plavenin, a pokud jich je více, začne přebytečný materiál ukládat v podobě přirozených náspů podél toku. V opačném případě má schopnost erodovat svoje břehy, rozšiřovat koryto, tím snižovat rychlost a následně klesá unášecí schopnost (Baker et al., 1988). Zmínění autoři rovněž poznamenávají, že právě proces eroze je v celé fluviální geomorfologii nejdiskutabilnějším problémem. Z výše uvedeného je zřejmé, že se jedná o poměrně složitý systém vzájemně propojených procesů a vztahů a každý umělý zásah do charakteru koryta by měl být uvážený, neboť může vyvolat nepříznivou odezvu v místech, která byla dosud z pohledu následků proudění vody bezproblémová. Sedimenty ukládané při povodních jsou různého typu, např. výplně koryt, nivní usazeniny a náplavové kužely. Obvyklou součástí jejich popisu je mocnost a zrnitostní složení sedimentů, stanovení délky transportu a určení zdrojové oblasti. Písčité sedimenty vytvářejí čeřiny, vodorovně usazené vrstvy či křížová zvrstvení. Tyto sedimentární útvary jsou záznamem charakteristických rysů toku při povodni, jako jsou např. hloubka toku či rychlost jeho proudění. Do určité míry lze tedy odvodit hydrologické poměry při povodni (Baker et al., 1988). Zkušenosti z roku 2002 ukázaly, že terénní geomorfologický průzkum musí být realizován bezprostředně po povodni (v řádu dnů až týdnů), neboť povodňové akumulace jsou odklízeny. Chování štěrkovitých sedimentů při povodňových stavech není dosud dobře prozkoumáno (Church, Jones, 1982). Tzv. příčná žebra fluviálních akumulací jsou orientována kolmo ke směru toku. Skládají se z oblázků, valounů a balvanů a tvoří většinou pouze menší akumulační tvary (např. Koster, 1978). Větší akumulace (např. valy) v říčním korytě různého zrnitostního složení popsal Baker (1984). Tento typ sedimentů s různorodým zrnitostním složením

vliv extrémních povodní na reliéf krajiny 203 Obr. 1 Na Rožnovské Bečvě došlo při povodni v roce 1997 k lokální jemnozrnné sedimentaci, která nepřispěla výraznějším způsobem k tvorbě údolní nivy. Hrubozrnný materiál byl na této řece ukládán pouze v údolním korytě. Foto V. Vilímek. může být vytvořen protiproudy nebo vzniká v úsecích, kde se tok náhle rozlévá do širšího koryta. Valy fluviálních sedimentů vytvořené při této expanzi signalizují rychlé snížení energie toku, a tedy náhlé zmenšení rozměru nesených částic. Sedimenty se též ukládají v místech, kde tok obtékal nějakou překážku a snížila se tak lokálně jeho unášecí schopnost. Velké čeřiny na dně jsou hrubozrnné a mají symetrický tvar. Výška těchto žeber se může na velkých tocích pohybovat od 50 cm až do 10 m a délka vln od 10 do 150 m. Na dolních částech toku, kde se rozkládá široká údolní niva či aluviální rovina, jsou sedimenty rovněž ovlivněny geologickými faktory. Například v povodí, které je tvořeno málo konsolidovanými a jemnozrnnými sedimenty, vznikají usazeniny převážně složené z prachovitých částic (foto 1). Naproti tomu v povodí s odolnými horninami vůči erozi vznikají zejména hrubozrnné usazeniny. Míra hrubozrnnosti či jemnozrnnosti materiálu je ovlivněna typy zvětrávání v různých klimatických podmínkách, intenzitou srážek, strmostí svahů a fyzikálními charakteristikami hornin. Množství a charakter transportovaného materiálu též ovlivňují vlastnosti půd a připovrchových partií horninového masívu. Meandrující řeky vytvářejí aluviální roviny kombinací těchto procesů: a) boční migrace toků s doprovodnou sedimentací v korytě; b) sedimentací při pomalém prů-

204 vít vilímek toku, ale současně stále za vyššího vodního stavu, než je normální průtok (Baker et al., 1988). Oba procesy jsou nezávislé, avšak mohou probíhat současně. V okamžiku vylití vody z koryta se sníží rychlost toku a nastane sedimentace. Výjimkou je situace, kdy se boční erozí rozšíří koryto natolik, že dokáže pojmout protékající vodu. I při extrémních průtocích v letech 1997 a 2002 byly údolní nivy postiženy pouze lokálně, ať již erozí, či sedimentací, a je zřejmé, že jejich stratigrafický vývoj je skutečně dlouhodobou záležitostí. V případě, že se snažíme rekonstruovat vývoj údolní nivy z jedné či dvou dokumentovaných lokalit (profilů), je otázkou, do jaké míry se jedná o reprezentativní lokality. Postupným narůstáním sedimentárních valů podél říčního koryta se zvyšuje průtoková kapacita toku. Kritická situace ovšem nastává při protržení těchto valů, neboť řeka má možnost rychle se volně rozlévat na velké ploše. Opuštěné meandry jsou časem zanášeny dalšími typy sedimentů, a to zejména proluviálními sedimenty z bočních údolí. Postupně se vytváří poměrně složitý stratigrafický systém, jehož výzkum v místech rozlehlých rovin na dolních částech toků umožňuje rekonstrukci fází říční stability a aktivity v mladším kvartéru. Předpokladem možnosti korektní rekonstrukce sedimentárního vývoje aluviální roviny je diskontinuální usazovaní, které umožňuje rozlišit stratigrafické hranice mezi jednotlivými vrstvami. V obdobích relativně stabilního stádia vývoje toku je průtoková kapacita a výška břehů Obr. 2 Při povodni v roce 1997 došlo pod Kunovem na Opavě k rozdvojení toku v údolní nivě a vzniklo nové koryto v délce 1 km, zahloubené cca 1 až 1,5 m. Původně výrazné břehy jsou rychle modifikovány lokálním sesouváním. Foto V. Vilímek.

vliv extrémních povodní na reliéf krajiny 205 přizpůsobena převládajícímu režimu proudění. Sedimentace proto probíhá velmi pomalu. Naopak v obdobích zvýšené aktivity řeky se častěji vyskytují stavy překotné sedimentace nebo eroze břehů a dochází k překládání koryta toku (foto 2). Porovnáním epizodické sedimentace s klimatickými záznamy o období mladšího kvartéru s dalšími změnami přírodního prostředí je možné zjistit paleogeografický vývoj údolí v posledních 10⁴ 10⁵ let jeho historie. Terénní práce v aluviálních rovinách dokazují, že epizodický vývoj údolí během holocénu byl velmi častým jevem (např. Brakenridge 1980, Kozarski, Rotnicki 1977). Obecně pojato lze v různých úsecích toků pozorovat různé typy geomorfologických procesů. Pro jejich uplatnění a diferenciaci je podstatná spádová křivka toku, množství proudící vody, sklonitost údolních svahů apod. Enormními srážkami bývají postižena povodí budovaná různými druhy hornin. Nicméně, s určitou mírou zjednodušení, je vhodné upozornit zejména na procesy modelace reliéfu, které probíhají v úsecích strmější spádové křivky (zpravidla na horním toku), kde nevsáknutá voda rychle odtéká ze svahů do vodního koryta. Vzhledem k sevřenosti koryta nedochází k větším rozlivům a převládá hloubková eroze nad boční erozí. Navíc dochází k vypláchnutí nezpevněných sedimentů z údolní sítě. Hloubková eroze probíhá především na nejhořejších úsecích hlavních toků a jejich bočních přítoků. Místy bylo pozorováno, kromě přemisťování sedimentů v údolní síti, také zahlubování toků do skalního podloží. Hloubková eroze rovněž zpříkřuje údolní svahy, které jsou pak méně stabilní než před povodní, a prostým vlivem gravitace a změn vlhkostních poměrů dochází k sesuvům. Tyto svahové procesy nastávají méně častěji, než při boční erozi toků. Na kratších a strmějších svazích byla pozorována též plošná eroze (např. roku 2004 po přívalových srážkách v horní části povodí Olešenského potoka). Plošný smyv (po nasycení hornin a půd vodou) může odnést z povodí velké množství půdy a zvětralin a transportovat je vodním korytem. Toky protékající hlubokými stržemi mohou být tímto způsobem i zablokovány. Pro odhad následné akumulace neseného materiálu na dolním či středním toku je důležité posouzení, jaké množství relativně volně umístěného zvětralinového pláště se nachází na horních tocích, dále jaký je možný jeho přísun z údolních svahů a jakou schopnost erodovat vlastní břehy bude mít řeka při povodni. V místech snížení spádu toku, které je zpravidla doprovázeno rozšířením údolí v jeho příčném profilu, se objevuje plochá údolní niva. V zákrutech je boční erozí často podemílán nárazový břeh, a je-li údolní niva zastavěna, vznikají velké škody na majetku. 3. Diskuse Často diskutovanou otázkou v posledních letech je, zda současné povodně, a to zejména jejich ničivé následky, jsou důsledkem zvýšeného vlivu lidské společnosti na přírodní poměry. Faktem bezpochyby je, že se zvyšující se zranitelností společnosti a s nárůstem hustoty osídlení roste také míra nebezpečnosti těchto přírodních jevů.

206 vít vilímek Mnohem obtížnější je ale posouzení, do jaké míry vliv člověka zvyšuje intenzitu či frekvenci katastroficky probíhajících povodní. Pro výše uvedené posouzení je jednak potřeba srovnávat dostatečně dlouhou řadu povodňových událostí, což je do určité míry splněno, neboť naše kraje jsou osídleny po poměrně dlouhou dobu a záznamy z kronik sahají daleko do minulosti. Nicméně srovnáváme povodně v měnících se klimatických obdobích a v případě starších událostí bez naměřených srážkových dat. Z této doby známe tedy pouze odezvu v podobě záplav. Z těchto důvodů je potřeba rozšířit srovnávací období hlouběji do minulosti, a to s využitím geomorfologie, která je schopna registrovat a posoudit záznamy starší než historické. Nicméně variabilita různých povodí z hlediska jejich geologicko-geomorfologických poměrů je natolik pestrá, že je obtížné srovnávat povodňové události z různých oblastí a ne vždy je v jednom povodí dostatečná frekvence extrémních povodní. Je zřejmé, že časoprostorová analýza vlivu extrémních povodní na reliéf je náročným dlouhodobým úkolem, který je možné řešit pouze na základě multidisciplinárního přístupu, a to spojením metod výzkumu geomorfologie, geologie, pedologie a hydrologie. A to přímým terénním mapováním projevů současných povodní, u kterých známe srážko-odtokové parametry a geologické a pedologické poměry daného povodí. Výsledky je potřeba porovnat s paleogeografickým vývojem reliéfu příslušného povodí, které se opírá o sedimentační záznam prehistorických událostí. 4. Závěr Mezi ničivé následky povodní nepatří jej vlastní záplava, ale i katastroficky probíhající procesy erozní a akumulační. Vzhledem k tomu, že se jejich výskyt i průběh řídí přírodními zákonitostmi, jsou do určité míry předvídatelné a předpověditelné (v závislosti na predikci srážkoodtokových poměrů). Za tímto účelem je důležité znát vývoj příslušného údolí/povodí v jeho paleogeografické minulosti. Při analýze geomorfologických projevů je potřeba vycházet z prostorového rozložení erozních a akumulačních tvarů, v návaznosti na specifický charakter každého sledovaného povodí. Hloubková, boční a zpětná eroze či překládání koryta toku jsou přirozenou součástí vývoje údolí a je zbytečné snažit se těmto procesům bránit, pokud nejsou bezprostředně ohroženy komunikace, sídla či jiné důležité stavby. Erozní procesy jsou aktivnější při zvýšeném průtoku při povodňové situaci a rovněž při zrychlení proudění toku v důsledku lokálního zúžení koryta, ať již přirozeného původu (např. zatarasení plavenými kmeny) či původu umělého (např. nevhodně umístěným stavebním objektem). Pokud chceme ocenit míru nežádoucího vlivu člověka na krajinu v souvislosti s povodněmi, je potřeba odlišit přirozenou míru projevů přírodních procesů od zvýšené v důsledku lidské činnosti. Toto je ovšem velmi obtížné, neboť povodí jsou z celé řady hledisek heterogenní a řada procesů není přesně kvantifikována.

vliv extrémních povodní na reliéf krajiny 207 Literatura BAKER, V. R. (1984): Flood sedimentation in bedrock fluvial systems. Mem. Can. Soc. Pet. Geol., 10, s. 87 98. BAKER, V. R. (1977): Stream channel Responses to floods with examples from central Texas. Geologic Society of America Bulletin, 88, 1057 1071. BAKER, V. R., COSTA, J. E. (1987): Flood power. In: Mayer L., Nash D., eds., Catastrophic Flooding, s. 1 21, Boston, London. BAKER, V. R., KOCHEL, R. C., PATTON, P. C. (1988): Flood Geomorphology. Wiley, 503 s., New York. BOLT, B. A. et al. (1975): Geological Hazards. Springer Verlag, 328 s., Berlin Heidelberg. BRAKENRIDGE, G. R. (1980): Widespread episodes of stream erosion during the Holocene and their climatic cause. Nature 283, 655 656. COSTA, J. E., O CONNOR, J. E. (1995): Geomorphically effective floods. In: Costa J. E. et al., eds., 1995, Natural and anthropogenic influences in fluvial geomorphology, AGU geophys. Mon. 89, 89 104. DURY, G. H. (1973): Magnitude frequency analysis and channel morphometry. In: Morisawa M., ed., Fluvial Geomorphology, 91 112, Boston. HADLEY, R. F., SCHUMM, A. (1961): Hydrology of the upper Cheyenne River basin. Geol. Surv. Water- Supply Pap., 1531 B, 186 198. HORTON, R. E. (1932): Drainage basin characteristics. Trans. Am. Geophys. Union, 13, 350 361. CHURCH, M., JONES, D. (1982): Channel bars in gravel-bed rivers. In Gravel-Bed Rivers, Hey R. et al., s. 291 324, Wiley, New York. KIRCHNER K., KREJČÍ O. (1998): Slope movements in the Flysh Carpathians of Eastern Moravia (Vsetin District), trigerred by extreme rainfalls in 1997. Moravian Geographical Reports, 1, 6, 43 51. KOSTER, E. H. (1978): Transverse ribs: Their characteristics, origin and paleohydraulic significance. Mem. Can. Soc. Pet. Geol., 5, 161 186. KOZARSKI, S., ROTNICKI, K. (1977): Valley floors and changes of river channel pattern in the north Polish Plain during the late Würm and Holocene. Quaest. Geogr., 4, 51 93. LEOPOLD, L. B., MADDOCK, T. J. (1953): The hydraulic geometry of stream channels and some physiographic implications. Geol. Surv. Prof. Pap., 252, 1 57. MAGILLIGAN, F. J. (1992): Tresholds and Spatial Variability of Flood Power During Extreme Floods. Geomorphology, 5, 373 390. MAGILLIGAN, F. J., PHILLIPS, J. D., JAMES, L. A., GOMEZ, B. (1998): Geomorphic and Sedimentological Conztrols on the Effectiveness of an Extreme flood. The Journal of Geology, 106, 87 95. NOVÁK, P., ZLATUŠKOVÁ, S., ŠEFRNA, L. (1997): Změny půdního pokryvu v důsledku povodní. Povodně a krajina 97. Sborník přednášek, kongresové centrum Brno, 13. 14. 11. 1997, Brno. RUNŠTUK, K., POKORNÝ, J., KONTRNEC, J. (1997): Povodeň VII/1997. Hodnocení správcem drobných vodních toků. Povodně a krajina 97, Sborník přednášek, kongresové centrum Brno, 13. 14. 11. 1997, Brno. STRAHLER, A. N. (1952): Hypsometric (area-altitude) analysis of erosional topography. Geol. Soc. Am. Bull., 63, 1117 1142. WOLMAN, M. G., MILLER, J. P. (1960): Magnitude and Frequency in Geomorphic Processes. Journal of Geology, 68, 54 74.