VZTAH ALPINSKÉ HRANICE LESA A VYBRANÝCH RECENTNÍCH GEOMORFOLOGICKÝCH PROCESŮ NA PŘÍKLADU VÝCHODNÍCH KRKONOŠ

OPERA CORCONTICA 40: 209 222, 2003 VZTAH ALPINSKÉ HRANICE LESA A VYBRANÝCH RECENTNÍCH GEOMORFOLOGICKÝCH PROCESŮ NA PŘÍKLADU VÝCHODNÍCH KRKONOŠ Relationship between Alpine Timberline and Recent Geomorphologic Processes in the East Part of the Giant Mts., the Sudetes VÁCLAV TREML Náplní této práce je popsat a analyzovat geomorfologický gradient ekotonu alpské hranice lesa. Důležitým cílem je také vyhodnocení reakce alpské hranice lesa na různou intenzitu svahových pohybů. Mělké svahové sesuvy a plovoucí bloky jsou modelovou skupinou geomorfologických procesů pro určení gradientu. V práci jsou rovněž popsány mury, sněhové laviny, erozní projevy sněhových polí a některé další periglaciální formy. Intenzita zmíněných procesů ve vztahu k alpské hranici lesa je porovnáním mezi různými povrcho vými tvary. Ke stanovení postavení variability horní hranice lesa vůči některým povrcho vým jevům byl použit index křivolakosti. Všechna data byla zpracována v prostředí GIS. The mean objective of this study is to determine and analyse the geomorphic gradient on ecoton of the alpine timberline. An important aim is also an evaluation of reaction of the alpine timberline on different intensity of slope processes. The shallow landslides and ploughing blocks act as model group of geomorphic processes for gradient determination. The debris avalanches, snow avalanches, erosion patches in vicinity of snow fields and certain periglacial forms are described as well. Intensity of mentioned processes in relation with the alpine timberline is compared among different landforms. Index of obliquity is used for assessment of spatial variability of timberline on certain landforms. All data sets were evaluated using GIS tools. Klíčová slova: Keywords: alpská hranice lesa, horní hranice lesa, ekoton, geomorfologický gradient, Krkonoše, Sudety Alpine timberline, Upper timberlin, Ecoton, Geomorphic gradient, Giant Mts., Sudety Mts. 1 ÚVOD Alpinská hranice lesa (dále AHL) je považována za zásadní hranici v horském reliéfu z hlediska mikroklimatického, fytocenologického, edafického, ale také geodynamického. Jako u ostatních ekotonů nejde ve skutečnosti o ostrou hranici, ale o širší přechodovou zónu. Jaké jsou vlastně hlavní rozdíly v geomorfologickém prostředí po obou stranách AHL? Tím prvním je nepřítomnost stabilizační funkce kořenů stromů nad hranicí lesa a tím i větší možnost pohybu půdního pokryvu, zvětralin a sněhové pokrývky a tedy i vyšší frekvence takových procesů jako jsou mury, laviny, soliflukce, ale i deflace a stružková či ronová eroze. Dalším je rozdílné mikroklimatické prostředí, které se nad hranicí lesa vyznačuje vyšší extremitou klimatu při povrchu, tedy většími maximálními a menšími minimálními teplotami, vyššími srážkami (není intercepce stromů a úhrny srážek v našich podmínkách rostou s nadmořskou výškou), výparem, vyššími přízemními rychlostmi větru, insolací a radiací. Extremita přízemních teplot a četnější přechody teplot přes 0 C způsobují vznik regelací podmíněných tvarů. Uvedené rozdíly mohou být sníženy přítomností společenstev takových edifikátorů 209

navazujících na AHL jako je borovice kleč či pěnišníky. Sám o sobě fakt, že polohy nad AHL jsou výše než polohy pod AHL, způsobuje větší dotaci území nad hranicí lesa orografickými srážkami. Pro ekoton AHL je uváděna vyšší akumulace sněhové pokrývky větrem (ŠTURSA et al.1973). Nad AHL je vzhledem k snadnější deflaci větší možnost vytváření orograficky podmíněných sněhových akumulací, a tím i vzniku na ně vázaných procesů (laviny, slézání sněhu, soliflukční procesy). Rozdílné je též odtávání sněhu v lesním a nelesním prostředí. Hranice lesa, ať už alpinská nebo polární, leží zhruba na předělu dvou odlišných klimatomorfo genetických zón zóny mírné humidní a periglaciální (terminologie dle DEMEK et al. 1987). Zejména v alpské oblasti bývá dnes zvykem vymezovat na AHL dolní hranici periglaciální zóny. Ve středoevropských hercynských pohořích však vzhledem k nepřítomnosti permafrostu nad alpinskou hranicí lesa nelze o periglaciální zóně hovořit, i když přítomnost permafrostu nemusí být vždy jediným a zásadním kritériem pro vymezení periglaciálního prostředí. Ve Vysokých Sudetách se vyskytují některé jevy, jejichž těžiště rozšíření je v zóně periglaciální. Vlastní alpinská hranici lesa je v práci definována jako konkrétní vegetační linie, vznikající spojením všech empiricky zjistitelných nejvyšších okrajů lesa bez ohledu na jejich původ (JENÍK et LOKVENC 1962). Kritéria, jimiž je definován les též vycházejí z práce JENÍK et LOKVENC (1962), tj. minimální výška stromu 5 m, minimální zápoj 0,5 (blíže viz TREML et BANAŠ, v tisku). Tab. 1. Základní kvantitativní údaje AHL v české části Krkonoš (V. Treml)* Basic quantitative characteristics of ATL in the czech part of the Giant Mts. (V. Treml) Z Krkonoše V Krkonoše Krkonoš Délka AHL (km) 35 67 102 Plocha nad AHL (ha) 1428 2284 3712 Maximální výška v m n.m. 1340 1340 1340 Minimální výška v m n.m. 960 995 960 m n.m. 1207 1245 1230 * Délkové a plošné parametry v této práci se liší od práce Treml et Banaš (v tisku) (délka porovnávané AHL v české části Krkonoš 92,5 km a plocha 3178 ha pro východní Krkonoše ta by v tomto případě činila 3210 ha). Rozdíly jsou způsobené rozdílným měření AHL v členitých úsecích karů, kde byly do AHL účelově zahrnuty veškeré laloky, které místy nedosahovaly šířky 10 m, ale pod takovýmto úzkým úsekem se opět rozšiřovaly. Jako obecné kvantitativní chrakteristiky AHL v Krkonoších se jeví lepší užívat generalizovanější data z práce Treml et Banaš (v tisku). 2 CHARAKTERISTIKA POSUZOVANÝCH JEVŮ Cílem bylo postihnout změny v morfogenetickém prostředí po obou stranách AHL. V rámci práce byly posuzovány erozně narušené plochy (plochy bez vegetace s obnaženým C horizontem, případně skalní plochou) různé geneze: (A) mělké sesuvy, vzniklé odtržením mělké vrstvy zvětraliny podél rovné plochy tvořené horizontem C (hloubka cca 20 90 cm), zvětralina je transportována v polotekutém stavu. Šlo většinou o menší plochy (cca do 50 m 2 ), bez morfologicky odlišené transportní a akumulační zóny (ta je většinou rozplavena). (B) Murové dráhy, tzn. erozně narušené plochy v důsledku rychlých svahových pohybů projevující se v reliéfu odlišenou odlučnou zónou, transportní zónou s bočními valy a akumulační zónou (blíže viz PILOUS 1973, 1975, 1977). Posuzovány byly jen takové mury nebo jejich části, které nebyly sanovány vegetací (tzn. šlo o mury mladé z druhé poloviny 20. století). Kromě přímo mapovaných mur byla ještě posuzována poloha odlučných zón mur popsaných v práci PILOUS (1973, 1975, 1977) 210

vůči AHL. (C) Erozně narušené plochy vyskytující se pod dlouho ležícími sněhovými poli. Tyto plochy vznikají jednak tlakovou silou pohybující se akumulace sněhové pokrývky ( plazení sněhu ), ale také mělkými sesuvy a murami, které využívají predisponovaných již částečně erozně narušených míst. Dalším typem posuzovaných jevů byly aktivní jevy spojené se soliflukcí a mrazovým vzdouváním. Šlo o putující bloky, soliflukční drnové terasy, laloky a girlandy. Jako aktivní byly hodnoceny takové kamenné bloky, které měly jasně rozlišenou štěrbinu ve směru proti svahu (většinou cca 10 15 cm širokou). U putujících bloků není v podmínkách Krkonoš jasné, jaká je dynamika jejich pohybu během roku, do jaké míry je vázán na regelační období a do jaké míry je pouze omezen na období s vysokým nasycením půdy vodou, tedy období s vysokými úhrny srážek nebo táním sněhu. Vzhledem k pouze jisté konzervační aktivitě (SEKYRA et SEKYRA in SOUKUPOVÁ et al. 1995) a vázanosti na zarovnané povrchy nebyly sledovány strukturní půdy. Jedním z nejvýznamnějších svahových procesů ve středohorách, který vykazuje odlišnosti v za lesněném a bezlesém území je kríp. Tento proces nebyl vzhledem k potřebě dlouhodobých měření v publikované práci detailně rozebírán. Detailně byla posuzována oblast ve vzdálenosti 500 m (ve sklonu, nikoliv v kolmém průmětu) nad a 250 m pod alpinskou hranicí lesa. Všechny údaje se vztahují ke stavu v roce 2001. 3 METODY Všechny jevy byly mapovány v terénu pomocí GPS nebo klasickým způsobem a poté digitali zovány. Mapování AHL bylo provedeno kombinací použití GPS a ortofotomap. Další analýzy byly prováděny v GIS ArcView 3.1.2 (základní analýzy) s nadstavbami 3D (vytvoření rastrů sklonu a orientace) a Spatial Analyst (analýzy sklonu, orientace). Pro vytváření polygonů z linií, měření ploch a vícenásobných průniků vrstev byly používány scripty Avenue. Velikost kolmých průmětů erozně postižených ploch byla vždy vztažena ke střední hodnotě intervalu sklonitosti: 5 (0 10 ), 15 (10 20 ) 55 (50 a více). V daném intervalu sklonitosti byla vynásobena příslušným koeficientem (5 1,01; 15 1,04; 25 1,10; 35 1,22; 45 1,40; 55 1,74), tak abychom dostali velikost erozně zasažené plochy na příslušném sklonu. Stejný princip byl uplatněn při vytváření polygonů o stejném intervalu vzdálenosti od AHL (0 50, 50 100 450 500 m). Šlo vždy o vzdálenost po svahu (ne kolmý průmět v mapovém zobrazení). Polygony byly vytvářeny pomocí obalů kolem AHL, resp. předchozího polygonu obalu bližšího k AHL. Vždy bylo vygenerováno 6 různě širokých polygonů pro 6 intervalů sklonu (0 10 : 50 m v kolmém průmětu, 10 20 : 48 m, 20 30 : 45 m, 30 40 : 41 m, 40 50 : 36 m, 50 a více: 29 m), které pak byly přiřazeny k jednotlivým intervalům sklonu ve vrstvě sklonitosti. Následným sjednocením nově vzniklých polygonů byl vytvořen obal kolem AHL (resp. předchozího polygonu obalu), který měl sice nestejnou šířku v kolmém průmětu, ale shodnou šířku 50 m na sklonu. V rámci takto vytvořených polygonů obalů kolem AHL byla porovnávána poloha zkoumaných jevů vůči AHL, a to ve vzdálenosti do 250 m pod AHL a 500 m nad AHL. Menší vzdálenost pod AHL je dána snahou o co nejvyšší stejnorodost sklonových poměrů ve studovaném území a tím, že se pod hranicí lesa vyskytovalo malé množství erozních jevů způsobených svahovými procesy. Vyhodnocování polohy erozně postižených ploch bylo provedeno, jak pro všechny plochy, tak pro plochy s vyloučením velkých erozních jevů, které značně deformovaly celkové rozložení posuzovaných fenoménů (šlo o 3 mury v Obřím dole a 1 v Dole Bílého Labe a plochy pod sněžníkem Mapa republiky a na hraně karu Úpské jámy). Pro analýzu vztahu AHL ke geomorfologickým tvarům byla vypracována účelově pojatá geomorfologická mapa části území východních Krkonoš. Hlavní důraz při vytvoření této mapy byl dáván na vlastní projev geomorfologických tvarů v reliéfu, nikoliv na jejich genezi. Legenda mapy obsahuje tyto jednotky: (1) erozně denudační svahy a srázy; (2) nivačně přemodelované údolní uzávěry a nivační deprese (sensu ŠEBESTA et TREML 1976); (3) etchplén; (4) nivačně a soliflukčně přemodelovaná úvalovitá údolí v etchplénu; (5) kary; (6) polygenetické akumulace (osypy, murové a lavinové akumulace, 211

morény, svahoviny); (7) erozní rýhy (strže, žleby); (8) trogová údolí; (9) skalní ostruhy a výrazné strukturní a erozně denudační hřbety; (10) erozně denudační svahy pokryté periglaciálními kamennými moři nebo sutěmi; (11) údolní dna vyplněná mělkými akumulacemi. Pro charakteristiky průběhu AHL byl vypočítáván index křivolakosti AHL. Jednalo se o 3D křivolakost byly zahrnuty oscilace AHL jak horizontální, tak i vertikální. Pro výpočet indexu byly vytvořeny 1000 m úsečky kopírující AHL s počátečním a koncovým bodem ležícím na AHL. Index křivolakosti byl pak počítán jako poměr mezi délkou AHL omezenou touto úsečkou a délkou úsečky. Dle hodnoty indexu křivolakosti byly jednotlivé úseky AHL rozčleněny do 5 intervalů a dále bylo porovnáváno jejich zastoupení v různých sklonových intervalech a na geomorfologických tvarech. 4 VÝSLEDKY 4.1 Erozně postižené plochy celkem, mělké sesuvy Posuzovány byly plochy různé geneze bez vegetace s odkrytou zvětralinou. Největší množství erozně postižených ploch bylo kategorie mělkých sesuvů. Zastoupeny byly také plochy vzniklé erozí mur a činností plazení sněhu pod mohutnými akumulacemi sněhu v závětrných prostorech. Celkem bylo zaznamenáno 188 ploch s odkrytou zvětralinou o celkové rozloze 16,4 ha. 7,8 ha bylo tvořeno mělkými sesuvy. Velké erozní události se vyskytovaly na ploše 8,6 ha. Z toho bylo 5 ha způsobených murami, 3,6 ha mělo původ v erozi při sněhových polích. 9 ploch se vyskytovalo pod AHL, 161 nad AHL a 27 po obou stranách AHL. V rámci posuzovaných zón 500 m nad a 250 m pod AHL se nacházelo 12,2 ha erozních ploch, z toho 11,7 ha nad AHL a 0,5 ha pod AHL. Pouze 1 ha erozních ploch se vyskytoval v pásu boje (definovaném dle TREML et BANAŠ, v tisku). Z posuzované délky AHL ve východních Krkonoších 67 km bylo v bezprostředním kontaktu (ve vzdálenosti do 5 m) s erozně postiženými plochami 3723 m AHL (5,5 %). Posuzujeme li všechny erozní plochy ve vztahu k AHL, tak nad hranicí lesa dochází k náhlému nárůstu erozně postižených ploch (obr. 1). V intervalu 0 50 m pod AHL bylo zjištěno 1676 m 2 ploch s odkrytou zvětralinou, v intervalu 0 50 m nad AHL pak 32 560 m 2. Pod AHL s rostoucí vzdáleností od AHL zůstává velikost erozně zasažených ploch zhruba konstantní (zjištěn byl však jen malý vzorek ploch). S rostoucí vzdáleností vzhůru od hranice lesa velikost erozně zasažených ploch postupně klesá. Nejvíce erozních ploch je soustředěno v intervalech nejbližších k AHL 0 50 m (32 560 m 2 ) a 50 100 m (26 474 m 2 ). Podružný vrchol, významově nesrovnatelný s vrcholem v intervalech přiléhajících k AHL, má křivka velikosti erozních ploch v intervalech 400 500 m nad AHL. 35000 30000 AHL 25000 Plocha (m 2 ) 20000 15000 10000 5000 0-125 -75-25 25 75 125 175 225 275 325 375 425 475 Vzdálenost od AHL (m) Obr. 1. Závislost erozně postiže ných ploch na jejich vzdá lenosti od AHL (V. Treml) Fig. 1. Relation of the eroded patches distribution on their distance from ATL (V. Treml) 212

Erozně postižené plochy jsou tedy nejvíce soustředěny v intervalu 0 25 m nad AHL, směrem výše jich postupně ubývá. Výrazný podíl na tomto trendu mají recentní mury, které vytvářejí v lese hluboké a úzké zářezy s bezprostředním kontaktem lesa s erodovanou plochou. Podobně se chovají laviny, které po okrajích svých drah vývraty stromů (způsobené jak vlastní lavinou, tak otevřením prostoru pro vítr) přispívají k zakládání erozních ploch. Obecně oba výše uvedené svahové procesy zvětšují délku ekotonu AHL (zvyšují index křivolakosti) a tím i potenciální výskyt erozních ploch v obvodu AHL. Vzorek mělkých sesuvů čítal 176 ploch o celkové rozloze 7,8 ha ve všech expozicích a výškových intervalech (obr. 2). Křivka gradientu rozšíření těchto erozních událostí opět strmě roste nad AHL (interval 0 50 m pod AHL 1676 m 2, 0 50 m nad AHL 9548 m 2 ). Vrcholu dosahuje v intervalu 50 100 m nad AHL (13 714 m 2 ), druhý podružný vrchol má v intervalu 150 200 m nad AHL (9890 m 2 ). Z celkové posuzované plochy eroze (163 802 m 2 ) se nejvíce erozních ploch vyskytovalo ve sklonovém intervalu 30 40 (81 733 m 2 ) a ve sklonovém intervalu 40 50 (54 301 m 2 ), následoval interval 50 a více (12 013 m 2 ) a 20 30 (8469 m 2 ). Vysoké úhrny eroze u intervalů 30 40 a 20 30 ovlivňuje jejich velké plošné zastoupení ve studované oblasti. Plošné úhrny eroze ve dvou intervalech s nejvyšším sklonem připadají z velké části na erozní plochy spjaté se sněhovými poli na hranách karů. Vzdálenostní rozložení erozně postižených ploch od AHL ve stejném sklonovém intervalu vykazuje podobný trend jako rozložení ploch ve všech sklonových intervalech dohromady. Tedy náhlý vzestup plochy eroze nad AHL a poté její postupné klesání. U mělkých sesuvů má pak křivka velikosti erozně zasažených ploch ve stejném sklonovém intervalu opět dva výrazné kulminační body. Nejvyšší absolutní úhrny erozně zasažených ploch byly zaznamenány v nivačně přemodelovaných údolních uzávěrech a nivačních depresích (69 801 m 2 ) a karech (37 928 m 2 ). Nejnižší naopak v úvalovitých údolích etchplénu a na údolních dnech. To je způsobeno jejich relativně malým výskytem ve studovaném území a jejich malou sklonitostí. Relativně je vzhledem k velikosti tvaru největší výskyt erozních ploch ve stržích (73 plochy tvaru) a na polygenetických akumulacích (11 ). Oba tvary jsou bezprostředně spjaty s erozí, první je erozí zahlubován, na druhém se akumuluje erodovaná hmota. Na polygenetických akumulacích dochází k dalšímu přemísťování akumulované hmoty, a to díky jejich nezpevněnosti a pře važujícím velkému sklonu. Erozně denudační svahy mají, vzhledem ke své velké ploše, minimální relativní úhrny eroze (1,52 ), I když absolutní hodnoty jsou vysoké. U mělkých sesuvů jsou dosahovány nejvyšší úhrny eroze v karech, dále na erozně denudačních svazích, na svazích s periglaciálními pokryvy kamenných moří a v nivačních depresích. Z uvedených skutečností vyplývá, že nejvyšší úhrny eroze jsou dosahovány na takových geomorfologických tvarech, na kterých je největší sklon svahů. Tedy na převážně v pleistocénu vytvořených karech a nivačně přemodelovaných údolních uzávěrech (resp. nivačních depresích). Plocha (m 2 ) 16000 14000 12000 10000 8000 6000 4000 2000 0 AHL -125-75 -25 25 75 125 175 225 275 325 375 425 475 Vzdálenost od AHL (m) Obr. 2. Závislost rozšíření mělkých sesuvů na jejich vzdálenosti od AHL (V. Treml) Fig. 2. Relation of the shallow landslides distribution on their distance from ATL (V. Treml) 213

4.2 Mury Současné, mladé murové dráhy pocházejí z r. 1974, 1975 (3 mury, V úbočí Studniční hory) a z 90. let (4 mury, Lavinová jáma v Bílém dole, Rudník, Černý žlab v Dlouhém dole tato mura však nebyla zahrnuta do posuzované oblasti, neboť je značně vzdálená od AHL). Všechny uvedené mury mají odlučnou část nad AHL. Výjimkou je mura ve spodní části Rudné rokle, jejíž odlučná zóna se nachází pod AHL (1125 m n. m.), avšak v bezlesé akumulační části starších murových drah na polygenetické akumulaci (murové a glaciální sedimenty). Murová dráha v Rudníku leží na okraji starších murových drah, její odlučná zóna je situována na AHL, v místech kde hranice lesa probíhá kolmo ke spádnici, podél starých murových drah. Odlučné části krkonošských strukturních mur popisovaných v práci PILOUS (1973, 1975, 1977) se vyskytovaly jak nad, tak pod AHL. Autor uvedené práce pro celé Krkonoše uvádí ze všech mur 41,7 % s odlučnou zónou nad nebo na AHL. V Obřím dole se vyskytovalo nad AHL 33,3 % odlučných zón mur, v Dlouhém dole 63,1 %, v dole Bílého Labe 75 % a v Čertově dole 100 %. Pokud by byly porovnávány jen murové dráhy v obvodu AHL a byla vzata v úvahu snížená poloha hranice lesa na konci 19. století, tak bychom došli k poněkud odlišným výsledkům. Na nebo nad hranicí lesa se v době svého vzniku zřejmě nacházely odlučné zóny mur č. 12, VI, VII, VIII, 14, 15 na V svahu Růžové hory (číslování dle PILOUS 1977). Odlučná zóna mury č. XV leží podle mého názoru na AHL, nikoliv pod ní. Na úbočí Růžové hory se hranice lesa nacházela podle dobových fotografií níže než dnes (dnes dosahuje cca do 1340 m n. m.), pravděpodobná je tedy poloha o cca 50 m níže. Na V úbočí Studniční hory se nepředpokládají výraznější antropogenní změny v průběhu AHL. Uvedené skutečnosti by znamenaly, že v Obřím dole 71 % posuzovaných mur v obvodu AHL (38 mur mury č. 23 až č. 33) mělo odlučnou část nad hranicí lesa. V Dlouhém dole by se nad nebo na AHL nacházely odlučné zóny mur č. 41, 42, 46, 47, možná i 43 a 9, protože při žlabech na SZ svahu Zadní Planiny (od Vojenského po Borůvkový) byla hranice lesa v minulosti výrazně snížená (TREML 2000). Zajímavým je fakt, že velká koncentrace murových drah se nachází na J svazích uzávěru Dlouhého dolu, dříve relativně intenzivně hospodářsky využívaných. Kromě uvedených mur z práce PILOUS (1975) bylo nalezeno ještě dalších 5 murových drah mezi Vojenským žlabem a závěrem Dlouhého dolu jejichž období vzniku dle stupně sanace zřejmě také spadá do konce 19. století. Všechny měly odlučnou část nad AHL ve výšce 1325 1350 m n. m. (sklon 30 40 ), ve vzdálenosti 70 80 m od AHL. Šlo vesměs o menší mury, s odlučnou zónou o šířce 3 5 m, o hloubce cca 50 80 cm, která po 20 m přechází do transportní zóny s vyvinutými postraními valy, které se na AHL zvětšují. Při zohlednění všech výše uvedených skutečností by percentuální podíl mur v obvodu AHL s odlučnou zónou nad hranicí lesa byl v Dlouhém dole 96 % (48 mur z 50 posuzovaných). Podobná situace je v Dole Bílého Labe a Čertově dole, kde ze 16 mur v obvodu AHL (1 nová v Lavinové jámě) mají pouze 2 odlučnou zónu v lese (87 %). Zajímavými jsou morfologické projevy murových drah na AHL. Při přechodu do lesního prostředí se nápadně zvětšují boční valy mur. Jev byl zaznamenán v Dlouhém a Bílém dole v S expozici ve sklonovém intervalu 30 40. Tento jev je zřejmě důsledkem poklesu rychlosti mury v prostředí s rela tivně většími překážkami. Dalším zaznamenaným jevem byl postup stromů směrem vzhůru po bočních valech mury a vytvoření výběžků AHL směrem vzhůru. Dendrometrickým šetřením byl u těchto jedinců odhadnut věk na cca 80 100 let, což se zhruba kryje s obdobím vzniku daných mur (mury č. 18, 19, Dlouhý důl, J expozice). Stromy využily možnost snadnějšího uchycení semene na odkryté zvětralině bočních valů mur. 4.3 Laviny a plazení sněhu Nad AHL se v české části Krkonoš nachází odtrhová zóna 45 lavinových drah, 5 má počátek na AHL a 1 pod AHL (KOCIÁNOVÁ et SPUSTA 2001). Z celkového množství erozních ploch, resp. mělkých sesuvů se jich na lavinových drahách nachází 7,8 ha (52 %), resp. 3 ha (39 %). Velká část mělkých sesuvů je tedy vně lavinových drah. 214

Geomorfologická role lavin v podmínkách Krkonoš spočívá jednak ve strhávání a přenášení zvětralin základovými lavinami a jednak ve vývratech stromů, které pak mohou být potenciálními počátky mělkých sesuvů. Jak laviny, tak slézání sněhu, narušují celistvost drnové pokrývky svahů a predisponují je ke vzniku mělkých sesuvů. Tento jev byl pozorován v Pramenném dole a na sněžníku Mapa republiky. V obou případech se v jarním období vytvořily ve sněhové pokrývce trhliny, pod kterými byly po odtátí sněhu patrné drnové nátrže. Ty pak daly v případě Pramenného dolu vznik mělkým sesuvům. Většina erozních ploch (46 %, 7,5 ha) se nachází na lavinových drahách s nejvyšší frekvencí sesuvů lavin (tj. více než 18 sesuvů za 36 let), 29 % (4,7 ha) erozních ploch je situováno na méně frekventovaných drahách (6 17 sesuvů za 36 let) a 24 % (3,9 ha) na drahách s náhodnými pády lavin (do 6 sesuvů za 36 let). Podobné hodnoty byly zaznamenány u mělkých sesuvů (54 %, 25 %, 21 %). Relativně velké množství mělkých sesuvů (14 % 4320 m 2 18 ploch) se koncentrovalo do lavinových drah nebo jejich částí, které jsou nově otevřené (tzn. v posledních 20 letech). Jednalo se zejména o lavinovou dráhu Hřebínky, ve které došlo pádem laviny k proražení hranice lesa, ale také části Loveckého a Pramenného dolu, kde laviny sjely po okraji AHL (Lovecký důl) nebo smrkovými kulisami (Pramenný důl) a některé části Dolu Bílého Labe (dráha č. 18). Číslování lavinových drah a údaje o počtu lavin jsou převzaty z práce SPUSTA et KOCIÁNOVÁ (1998). 4.4 Aktivní periglaciální jevy Nejčastějším takovýmto jevem jsou v Krkonoších putující kamenné bloky. Posuzován byl pouze malý vzorek 21 putujících bloků v oblasti Dolu Bílého Labe a Dlouhého dolu. Žádný z bloků se nevyskytoval v lesním prostředí. Jeden z bloků byl nalezen na AHL ve výšce 1225 m n. m. (Pramenný důl, JZ expozice). Ve větší míře se bloky nacházely nad vrstevnicí 1275 m n. m., dolní hranice jejich výskytu se většinou nacházela ve vzdálenosti 50 100 m nad AHL. V nižších pozicích svého výskytu se vyskytovaly v expozicích J, S, JV. Větší část zkoumaného vzorku (16 bloků) byla vázána na zvýšenou akumulaci sněhové pokrývky (V a JV orientované svahy Stříbrné bystřiny, S orientované svahy Dolu Bílého Labe pod Krkonošem). Avšak putující bloky se v nižších polohách nacházely i na J svazích Dolu Bílého Labe mezi ústím Stříbrné bystřiny a Čertovy strouhy a na k JZ orientovaném svahu Pramenného dolu, tedy v místech s menší sněhovou pokrývkou. Na výše položených mírných svazích etchplénu je výskyt putujících bloků častým jevem (např. JV a JZ úbočí Stříbrného hřbetu, J úbočí Luční hory nad Pramenným dolem). Soliflukční drnové terasy jsou vázány na velké akumulace sněhu. Nejníže se vyskytovaly při sněžníku Mapa republiky, dále byly vesměs zaznamenány na vysoko položených okrajích etchplénu na hranách karů a nivačních depresí s velkými akumulacemi sněhových převějí. Nacházely se zde v pozicích nad místy s odkrytou zvětralinou (na menším sklonu než již vlastní erozně narušené plochy). Oproti girlandám jsou vázány na hlubší půdní profily. Jejich geneze je spojená jednak s vlastním pohybem půdy vlivem nasycení vodou, ale i s třecí silou pohybující se akumulace sněhové pokrývky. Aktivní soliflukční laloky se vyskytují v nivační depresi Mapa republiky. Jedná se o tvary cca 3 m dlouhé s 40 60 cm vysokým čelem. Jako aktivní lze hodnotit pouze malý počet těchto tvarů, většina jich pochází z chladnějších a srážkově bohatších výkyvů v holocénu, ty největší pak zřejmě z pleistocenu. Opět je jejich výskyt podmíněn přítomností dlouho ležící sněhové akumulace. Girlandy se vyskytují v Krkonoších ve dvou subtypech, kryo eolické girlandy (SEKYRA et SEKYRA in SOUKUPOVÁ et al. 1995) na deflačních vrcholech Luční a Studniční hory a na J svahu Obřího hřebene a girlandy při sněžníku Mapa republiky, které mají výraznější terasovité uspořádání. Na jejich genezi se však výraznou měrou podílí plazení sněhu. Girlandy jsou vázány na extrémní ekotopy, buď deflací nebo dlouhodobou blízkostí sněhu a vysokým nasycením půdy vodou a především ekotopy s odkrytou zvětralinou. Jejich přítomnost je vázána na bezlesí, v Krkonoších však nemají vůči poloze hranice lesa žádný kauzální vztah. 215

4.5 Vztah AHL ke sklonu a geomorfologickým tvarům Obecně se dá říci, že AHL je stlačována do nižších nadmořských výšek v místech s vyšším sklonem svahů, tedy s větší intenzitou působení svahových procesů (v případě Krkonoš zejména lavin a mur). Z hlediska vlastní charakteristiky průběhu ekotonu AHL, byly zaznamenány značné rozdíly v indexu křivolakosti AHL v závislosti na sklonu svahů, po kterých probíhá a potažmo i na geomorfologických tvarech. Index křivolakosti se s rostoucím sklonem zvyšuje téměř lineárně, od 1,62 v intervalu sklonu 0 10 po 5,6 v intervalu nad 50. Nejvyšších hodnot indexu křivolakosti dosahuje AHL na strmých stěnách karů a trogového údolí Obřího dolu. Nejnižší hodnoty indexu křivolakosti jsou zaznamenány na vysoko položeném etchplénu a erozně denudačních svazích. Poloha AHL v karech, nivačních depresích a erozních rýhách je omezena pouze na jejich obvod nebo jejich nejnižší části. Se zvyšujícím se sklonem svahů má linie AHL tendenci zvětšovat úhel mezi ní a vrstevnicemi, které protíná. Na 40 vytvořených transektech protínajících AHL byly hodnoceny změny sklonu nad a pod hranicí lesa, resp. přechody mezi konkávními a konvexními tvary reliéfu. Transekty se nalézají v místech s předpokládaným malým antropogenním ovlivněním AHL a tam, kde AHL nedosahuje na vrcholový etchplén. Změny sklonu byly hodnoceny v rozmezí ±20 m výškových po obou stranách AHL. Beze změn sklonových poměrů na AHL bylo 47 % (19) transektů. U 30 % (12) transektů docházelo k poklesu sklonu a u 23 % (9) k jeho nárůstu. Délka AHL (m) 35000 30000 25000 20000 15000 10000 5000 0 7,659 6,210 4,090 3,944 3,830 3,250 3,547 3,144 2,129 1,682 2,000 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 Geomorfologický tvar 9,000 8,000 7,000 6,000 5,000 4,000 3,000 2,000 1,000 0,000 9 7 9 8 7 6 5 4 3 2 1 Obr. 3. Index křivolakosti AHL na geomorfologických tvarech, číslování geomorfologických tvarů je uvedeno v kapitole 3. Metody Fig. 3. Obliquity index of ATL at certain landforms, numbering of landforms is mentioned in the chapter 3. Methods 5 DISKUSE Alpinská hranice lesa byla v práci hodnocena zejména z geodynamického hlediska. Podle získaných dat lze říci, že nad AHL dochází ke skokovému nárůstu posuzovaných svahových procesů. Jedná se, jak o nárůst erozně zasažených ploch, tak o výskyt jevů s těžištěm rozšíření v periglaciální zóně. Posuzované erozní plochy geneticky spadaly do třech kategorií mělké sesuvy (7,8 ha), mury (5 ha) a plochy s odkrytou zvětralinou pod dlouho ležícími sněhovými poli (3,6 ha). Posuzujeme li všechny erozní plochy ve vztahu k AHL, tak nad hranicí lesa dochází k náhlému nárůstu erozně postižených ploch, křivka rozšíření erozních ploch zde v intervalu 0 50 m nad AHL dosahuje svého hlavního 216

Tab. 2. Základní údaje o AHL na geomorfologických tvarech Basic characteristics of ATL at certain landforms Geomorfologický tvar Délka AHL (m) 12345267898 AHL (m n.m.) Maximum Minimum Rozdíl (m n.m.) (m n.m.) (m) 8265866898827 29089 1251 1360 1175 285 8696584 96!8" 68 79528869682 4100 1223 1348 1100 248 (3) etchplén 16514 1303 1355 1228 127 #8696588 $ 658 4 9678"9 9%78"lí v etchplénu 170 1274 1325 1205 120 (5) kary 5297 1190 1325 1020 305 (6) polygenetické akumulace (osypy, murové a lavinové akumulace, svahoviny) 3108 984 1310 960 350 (7) erozní rýhy (strže, žleby) 2177 1153 1280 1030 250 (8) trogové údolí 2463 1013 1095 940 155 (9) skalní ostruhy a výrazné strukturní 82658668&% 20 1225 1225 '82658668982%!8 2( )7 64846648486&8 %54 8" 68689 6567845 mi akumulacemi 3471 1233 1350 1140 210 669 1196 1220 1070 150 Celkem 67085 1233 1360 940 420 vrcholu. Podružný vrchol, významově nesrovnatelný s vrcholem v intervalu přiléhajícímu k AHL, má křivka velikosti erozních ploch v intervalech 400 500 m nad AHL. Celý průběh této křivky je silně ovlivněn jednotlivými velkými erozními událostmi jako jsou mury a orograficky podmíněné erozní plochy pod sněžníky. Mury vytvářejí v AHL hluboké zářezy a největší měrou se tak podílejí na kontaktu AHL s erozní plochou a tím i výraznému nárůstu erozně narušených ploch v těsném sousedství s AHL. Rozšíření erozně narušených ploch pod sněžníky je čistě orografickou záležitostí podmíněnou polohou plochy vůči deflačním plošinám a převládajícím směrům větru v zimě, částečně též její expozici. K hranici lesa tyto plochy nemají žádný kauzální vztah, kromě faktoru případné přítomnosti lesa na deflační plošině, který výrazně přispívá ke snížení deflace. Vlastní vzorek recentních mur a erozních ploch pod sněžníky není pro porovnávání gradientu jejich rozložení vůči AHL reprezentativní, vzhledem k výše uváděné orografické podmíněnosti a malému počtu sledovaných mur, proto byly analýzy těchto erozních událostí prováděny pouze dohromady s mělkými sesuvy. Druhý podružný vrchol křivky je způsoben přítomností orograficky podmíněných erozních ploch na hranách karů a nivačně přemodelovaných údolních uzávěrů. Křivka rozšíření mělkých sesuvů má dva kulminační body, z nichž první, výraznější se nachází v intervalu 50 100 m nad AHL. Na genezi mělkých sesuvů náležících k prvnímu vrcholu křivky se podílí velkou měrou vyvracení stromů větrem, lavinami a vývraty z období velkých srážek. Další příčinou může být větší mocnost zvětraliny v nižších částech svahů. Většina takových ploch se nachází 217

ve středním sklonovém intervalu (30 40 67 % ploch, 20 30 16 %, 40 50 14 %). V místech, kde je poloha AHL nově ovlivněna lavinami a ekoton AHL není stabilizovaný (lavinová dráha Hřebínky, Lovecký a Pramenný důl), se mělké sesuvy nacházejí ve zvýšené míře právě v intervalu 0 150 m nad hranicí lesa. Dalším stejně důležitým zdrojem celkové plochy sesuvů je samozřejmě i to, že nejnižší interval nad AHL je koncovou částí mělkých sesuvů vzniklých ve vyšších polohách. Vrchol křivky velikosti plochy mělkých sesuvů v intervalu vzdálenosti 50 100 m nad AHL je tvořen sesuvy ve vyšších nadmořských výškách (1200 1300 m n. m.), na svazích s vyšším sklonem (30 40 57 %, 40 50 36 %). Sesuvy leží většinou ve spodní části trychtýře nivačně přemodelovaných údolních uzávěrů s velkým sklonem a velkým spádovým územím pro akumulaci srážkové vody, případně vody z tajících sněžníků a vody distribuované puklinovým systémem z vrcholového etchplénu (analogické vzniku mur, sensu PILOUS 1977). Nacházejí se zde také sesuvy s odlučnou zónou ve vyšších intervalech vzdálenosti od AHL. Dalším možným zdrojem erozně narušených ploch jsou sesuvy zvětraliny zakládané vývraty nejvýše ležících soliterů smrku, převážně při okrajích nivačně přemodelovaných údolních uzávěrů. Druhý podružný vrchol křivky rozšíření mělkých sesuvů se nachází v intervalu 150 00 m nad AHL. Je zapříčiněn výskytem erozně narušených ploch ve střední strmé části nivačně přemodelovaných údolních uzávěrů a karů (ve výškovém intervalu 1300 1400 m n. m., na sklonu 30 40 59 %, 40 50 29 % ploch), ke kterým se ještě připojují sesuvy s odlučnou zónou ve vyšším intervalu vzdálenosti od AHL. Důvody vzniku těchto erozních ploch jsou obdobné jako v případě sesuvů v nižším intervalu popisovaném výše. V tomto případě však již nejsou podstatné vývraty stromů. Důležitým bude pro vznik sesuvů zvýšená dotace postižených území orografickými srážkami. Na AHL se v Dlouhém dole a Dole Bílého Labe nachází vlajkové stromy ukazující na směr proudění větru vzhůru údolními odbočkami obou uvedených hlavních údolí (TREML 2001). Návětrná část údolí bývá dotována více než závětrná část až o 150 200 mm srážek ročně (LEGROS 1992). Erozně postižené plochy ve vyšších výškových intervalech 250 300 a 300 350 m nad AHL jsou vázány na nejprudší části nivačně přemodelovaných údolních uzávěrů a karů (30 40 55 %, 40 50 35 %, resp. 40 50 88 % ploch v intervalu 300 350 m nad AHL). Erozní plochy se nachází v místech s velkým sklonem (89 % ploch se nachází na sklonu větším než 30 ) a tedy i na tvarech reliéfu s největším sklonem erozní rýhy, kary, nivačně přemodelované údolní uzávěry a polygenetické akumulace. U posledně jmenovaného tvaru je přítomnost erozních ploch navíc podmíněna hlubší vrstvou akumulované hmoty. Uvedené tvary představují nejdynamičtější části reliéfu v Krkonoších. Pouze 1 ha (5 %) erozně postižených ploch se nachází v pásu boje, přestože je jich většina soustředěna do nejbližších vzdálenostních intervalů při AHL. To je způsobeno faktem, že v místech s nejintenzivnějšími svahovými procesy (zejména lavinové dráhy) má AHL pouze velmi úzký pás boje nebo je prakticky bez něj (lavinová hranice lesa dle JENÍK et LOKVENC 1962). U posuzovaného vzorku mur, jak recentních, tak pocházejících z minulého století (PILOUS 1973, 1975, 1977) se po přehodnocení citovaných údajů dá říci, že většina mur nacházejících se v obvodu AHL má odlučnou část nad hranicí lesa (87 % z posuzovaného vzorku 119 mur). Mury s odlučnou zónou pod AHL byly soustředěny převážně do Obřího dolu na úbočí Růžové hory, tedy do území s vysoko položenou AHL, která i přes svou nižší polohu v minulém století ležela relativně blízko vrcholovému etchplénu. Vznik strukturních mur je vázán na období s výraznými přívalovými srážkami. Nejvýznamnější roli při jejich vzniku má sklon svahů a zřejmě i vazba na puklinovou vodu z výše ležících svahů a etchplénu, a to vzhledem k velkému množství mur, jejichž odlučná zóna se nachází v blízkosti zarovnaných povrchů, nikoliv však již na svazích Kozích hřbetů. Při extrémních úhrnech srážek se může projevit jako faktor vzniku mur váha stromů v lesním prostředí (PILOUS 1977). To, že většina mur má odlučnou zónu nad AHL, je spíše odrazem toho, že AHL v místech s intenzivními svahovými procesy (velkým sklonem svahů) probíhá v nižších výškách. Mury tedy nejeví takovou závislost na bezlesém prostředí jako mělké sesuvy, což je dáno hlavně tím, že mělké sesuvy vznikají při nižších srážkách (případně nižší intenzitě tání) než mury. Tím pádem se mohou uplatnit vlivy transpirace a stabilizace prokořeněním v lesním prostředí. 218

Geomorfologická činnost lavin se projevuje nejsilněji tam, kde ekoton AHL není stabilizovaný, tedy na nových lavinových drahách resp. nových částech starých lavinových drah, kde došlo k narušení hranice lesa (Hřebínky, Lovecký a Pramenný důl). V těchto místech se nachází větší množství mělkých sesuvů. Další místo, kde se laviny a činnost plazivého sněhu projevují v reliéfu jsou jejich odtrhové zóny, kde sníh svým sunutím po povrchu působí drnové nátrže, které pak mohou být základem mělkých sesuvů nebo mur. Polohově jsou tyto odtrhové zóny umístěny do nejvyšších částí nivačně přemodelovaných údolních uzávěrů (Hrazený, Pramenný důl, Lavinová jáma), resp. nivačních depresí ( Mapa republiky ) a karů (Studniční jámy, Úpská jáma), většinou v intervalu vzdálenosti od AHL 300 500 m. V práci nebyl hodnocen významný fenomén krípu, který může být ve středohorách typu Krkonoš jedním z nejvýznamnějších svahových procesů. V obdobných podmínkách byly naměřeny hodnoty krípu pro polohy nad AHL v Sudetách (Krkonoše, Králický Sněžník, substrát granit, rula, svor) 12 mm/rok (JAHN 1989). Nejvýraznějším pohybem byl postižen půdní profil do hloubky 15 cm. Oproti tomu v lesním pásmu pod AHL nebyly zaznamenány výraznější pohyby spojené s krípem (JAHN 1989). Podobné minimální hodnoty (3 mm/rok) z krátkodobých měření ve Vogézách uvádějí pro lesní prostředí na granitu cca 250 m pod AHL AUZET et AMBROISE (1996). Nejvýznamnějším faktorem ovlivňujícím kríp je počet regelačních cyklů a nasycení půdy vodou před počátkem těchto cyklů (AUZET et AMBROISE 1996). Počet regelačních cyklů je vyšší nad AHL, takže je i odůvodněný předpoklad k vyšší intenzitě krípu nad AHL než pod AHL. Zjištěné výsledky prokazují skokový nárůst eroze vyvolané svahovými procesy při přechodu z lesního do nelesního prostředí na ekotonu AHL. Střední dobu sanace posuzovaných ploch sukcesí autor odhaduje na 30 let (hodnoceny byly všechny erozně narušené plochy vzniklé v různých obdobích). Pokud bychom zjištěnou míru eroze v zóně 0 500 m nad AHL (117 568 m 2 ) přepočetli na celkovou posuzovanou plochu (vzdálenost 0 500 m od AHL 1950 ha) a 1 rok, dostali bychom hodnotu odnosu zvětralin v tomto pásu 0,006 cm/rok/m 2, resp. stejný výpočet pro oblast 0 250 m pod AHL 0,0004 cm/rok/m 2. Vzhledem k předpokládané relativně stabilizované poloze AHL v Krkonoších během holocénu a odhadovanému nástupu AHL do současné polohy před 7500 lety (údaj odhadnut dle analogie se sousedními Sudetskými pohořími a dat z práce HÜTTEMANN et BORTENSCHLAGER 1987), by pak za tuto dobu odhadované snižování zvětralinového pláště na svažitém území nad AHL představovalo hodnotu 45 cm/m 2 nad AHL a 3 cm/m 2 pod AHL. Tento údaj dává samozřejmě jen řádovou (a značně nadhodnocenou) představu o intenzitě odnosu zvětralin v Krkonoších během holocénu. Nebere v úvahu krátkodobé sledování intenzity eroze, změny polohy AHL, antropogenní ovlivnění jak AHL samotné, tak i oblastí nad a pod hranicí lesa, rozdílnou pravděpodobnost vzniku erozních ploch a jejich různou genezi, změny klimatu a tím I intenzity geomorfologických procesů v holocénu. Nicméně, vzhledem ke koncentraci erozních ploch do vybraných určitých částí reliéfu, lze předpokládat, že tvary, jako strže na svazích Čertova hřebene a nivační deprese sněžníku Mapa republiky byly v průběhu holocénu výrazně přemodelovány. V mnohem menší míře lze totéž tvrdit o hranách karů a nivačně přemodelovaných údolních uzávěrech. Získané hodnoty eroze nezakládají předpoklad ke změnám profilů svahů nad a pod AHL. Tento předpoklad byl ověřován na sklonových transektech protínajících AHL. Na zjištěném vzorku 40 transektů nebyl prokázán statisticky významný vliv AHL na změnu sklonu nad a pod AHL. Výskyt aktivních periglaciálních jevů je v Krkonoších, s výjimkou putujících bloků, záležitost, buď omezená pouze na nejvyšší části deflačních vrcholů (Luční hora kryo eolické girlandy), anebo orograficky podmíněná přítomností dlouho ležících sněhových polí v jejich okolí (hrany karů, sněžník Mapa republiky ). Nedá se tu tedy mluvit o nějaké stupňovitosti rozmístění aktivních periglaciálních jevů vzhledem k AHL. V nízkých pohořích, jako jsou Krkonoše, se obecně velmi silně projevuje vliv substrátu (podíl jemné frakce v půdě), který předurčuje, zda jsou uvedené periglaciální formy přítomny či nikoliv. V Krkonoších je podíl jemné frakce částic na granitických a rulových substrátech nízký, takže se zde i z tohoto důvodu soliflukční jevy vyskytují jen v malé míře. Putující bloky lze nalézt v těsném sousedství AHL i v jejích snížených úsecích. To je jeden z důkazů náhlé změny mikroklimatického prostředí na AHL, resp. změny četnosti regelačních cyklů. 219

Dolní hranice výše uvedených soliflukčních jevů (girlandy, soliflukční laloky a terasy, putující bloky) bývá ztotožňována s AHL (HÖLLERMANN 1967). V Krkonoších se tedy sporadicky vyskytují pouze takové aktivní periglaciální jevy, které se v jiných horských oblastech nacházejí na dolním limitu periglaciální zóny. Nejvyšších hodnot indexu křivolakosti dosahuje AHL na geomorfologických tvarech s nejvyšším sklonem, potažmo s nejvyšší intenzitou geomorfologických procesů. Svým průběhem a synmorfologií AHL reaguje na geomorfologické procesy představované zejména rychlými procesy lavinami a murami. Tento jev v podstatě popisovali též JENÍK et LOKVENC (1962), kteří na lavinových drahách rozlišovali lavinovou hranici lesa. Na tvarech s nejvyšším indexem křivolakosti dosahuje AHL i nejvyšších rozdílů mezi jejím maximem a minimem (kary, trog, polygenetické akumulace). V případě polygenetických akumulací jsou rozdíly mezi maximem a minimem AHL zkresleny vlivem jejich malého počtu a jejich celkově malou rozlohou. 6 SOUHRN Zjištěné výsledky prokazují, že alpinská hranice lesa (AHL) je výrazným geodynamickým předělem v horském reliéfu. Je to dáno změnou mikroklimatického prostředí a nepřítomností stabilizační funkcí kořenů stromů nad AHL, ale i tím, že samotná hranice lesa sestupuje v místech s intenzivními svahovými procesy do nižších poloh. Nad alpinskou hranicí lesa dochází ve východních Krkonoších ke skokovému nárůstu erozně zasažených ploch (mělkých sesuvů, mur a erozně postižených ploch v okolí dlouho ležících sněhových polí). Vrchol křivky rozšíření erozně postižených ploch se nachází v intervalu těsně přiléhajícímu k AHL. To je ovlivněno zejména hlubokými zářezy v alpinské hranici lesa způsobených murami. Vrchol křivky rozšíření mělkých sesuvů se posouvá do intervalu vzdálenosti od hranice lesa 50 100 m. Způsobeno je to zejména sklonovými a hydrologickými poměry spodních částí nivačně přemodelovaných údolních uzávěrů, kde se velká část mělkých sesuvů nalézá. Nezanedbatelnou roli při vzniku erozních ploch mají i vývraty stromů nacházejících se nad hranicí lesa. Nad alpinskou hranicí lesa se nacházelo 87 % odlučných zón strukturních mur. Rozhodujícím faktorem jejich vzniku zřejmě však není poloha nad hranicí lesa, nýbrž pouze velký sklon svahů a maximální dotace odlučné zóny vodou. Toto tvrzení neplatí pro mury turbulentní (terminologie dle PILOUS 1973), které se vyskytují pouze nad AHL. V Krkonoších se tento typ však mohl vyskytnout pouze na svazích Sněžky. Ve východních Krkonoších byl v těsné blízkosti hranice lesa zaznamenán výskyt putujících bloků. Ostatní aktivní periglaciální jevy se vyskytují buď jen na deflačních plošinách nejvyšších vrcholů (kryo eolické girlandy) nebo při orograficky podmíněných, dlouho ležících sněhových polích (girlandy, soliflukční laloky, drnové soliflukční terasy). Výskyt putujících bloků těsně nad AHL ukazuje na velké mikroklimatické rozdíly na ekotonu hranice lesa. Uvedené periglaciální jevy jsou v pohořích charakteristické pro nejnižší část periglaciální zóny přiléhající k alpinské hranici lesa. V Krkonoších je jejich výskyt pouze sporadický a orograficky podmíněný. Alpinská hranice lesa svojí synmorfologií reaguje na tvary reliéfu, resp. na intenzitu svahových procesů na nich probíhajících. Nejvyšších hodnot indexu křivolakosti dosahovala hranice lesa v místech s nejintenzivnějšími svahovými procesy v karech, nejnižších pak na vrcholovém etchplénu a erozně denudačních svazích. SUMMARY The alpine timberline is prominent geodynamic boundary in a mountain landscape. An ecoton of the alpine timberline is charecterised by change of the microclimatic environment and by absence of stabilisation function of tree roots above the timberline. Moreover on the places with intensive slope processes the alpine timberline descends to lower positions. 220

It was located 188 patches with exposed weathering mantle with total area 16.4 ha. Shallow landslides were cause of rise of 7.8 ha eroded patches. Large erosion events occur on area of 8.6 ha. Debris flows caused 5 ha, 3.6 ha was snow erosion origin. 9 patches were situated below the alpine timberline, 161 above and 27 on the both sides of timberline. Eroded patches of 12.2 ha area occurred within prospected zone 500 m above and 250 m below the alpine timberline. 11.7 ha of eroded surface was situated above timberline and 0.5 ha below. Only 1 ha eroded patches was present within the kampf zone (defined sensu TREML et BANAŠ, in press). The assessed alpine timberline (length 67 km) was in the close contact with eroded patches on the 5.5 % of its length (3.7 km). An abrupt increase of patches affected by erosion (shallow landslides, debris flows, erosion patches in surroundings of long lasting snow fields) was recorded above the timberline compared with area below timberline. The apex of the overall eroded patches distribution curve is reached in the distance interval adjacent to timberline (0 50 m above the timberline). Distinct proportion of mentioned trend is caused by recent debris avalanches, which created deep and narrow incissions with close contact between forest and eroded area. The avalanches act similar way as debris flows. Moreover avalanches uproot trees on the marges of the avalanche tracks (some uprooted trees are also windbreak origin, in consequence with opening forest to the wind action) and contribute this way in rise of eroded patches. Generally both mentioned slope processes tend to increase length of the alpine timberline ecoton (increase obliquity index) and herewith also potential occurrence of eroded patches in vicinity of the alpine timberline. Geomorphic work of avalanches act more intensively on the new opened avalanche tracks or on the new parts of old avalanche tracks, where the position of timberline was disrupted (avalanche track Hřebínky, Lovecký and Pramenný důl valleys). Snow sliding originate the turf scours on the jointing zones of the avalanches. This scours further predispone this part of slopes for rise of shallow landslides and debris flows. The shallow landslides distribution curve reaches its apex higher, in the distance interval 50 100 m above the alpine timberline. It is caused particularly by the declination and hydrological conditions of the lower parts of nivation remodelled valley closures. Also the uprooting of the trees grooving above timberline have indispensable role by inducing shallow landslides. The second minor apex of shallow landslides distribution curve is situated in the distance interval 150 200 m above the alpine timberline. This apex is caused by occurrence of eroded patches in the middle steep part of nivation remodelled valley closures and cirques (in the altitude 1300 1400 m a.s.l., declination 30 40 59 %, 40 50 29 % of patches) and presence of lower parts of higher rising landslides. An origin of mentioned landslides is the similar as by the landslides rising in lower positions above timberline, only the uprooting of trees seems to be unimportant. Increased supply of water by orographical precipitations and fissure system is probably very significant factor of rise of shallow landslides in this part of area. Above the alpine timberline there is situated 87 % jointing zones of the debris flows. However the decisive factor of their origin isn t probably position above timberline, but the high declination of the slopes and maximum water supply of jointing zones. This affirmation isn t valide for the turbulent debris flows (terminology sensu PILOUS 1973), which occurred strictly above the alpine timberline. In the Giant Mts. this type of debris flows tend to occur only in the Sněžka area. Total erosion rate per m 2 was calculated as 0.006 cm/year/m 2 above timberline (in the zone 0 500 above timberline) and 0.0004 cm/year/m 2 bellow the alpine timberline (in the zone 0 250 m bellow timberline). Eroded patches are concentrated into certain landforms above all into the ravines, nivation hollows and nivation remodelled valley closures and cirques. The total rate of the holocene relief lowering above and bellow the alpine timberline was estimated on 45 cm/m 2 above and 3 cm/m 2 below timberline. Mentioned rates pose over estimated values, because of short time span of slope processes research, anthropogenic interference of timberline and adjacent areas, different probability of eroded patches rise, climatic changes and therefore also different intensity of geomorphologic processes. However, considering concentration of eroded patches in certain landforms, it is possible to presume, that the ravines on the slopes of Čertův hřeben ridge and nivation hollow Mapa republiky were during the holocene strongly remodelled. 221

In the east part of the Giant Mts. was noted occurrence of the ploughing blocks in close vicinity of the alpine timberline, other active periglacial features are present either only on the deflation plateau of the most prominent summits (cryo eolian garlands) or on surroundings of long lasting snow patches (garlands, solifluction lobes, turf solifluction terracetes). The presence of ploughing blocks close to (above) timberline proves great microclimatic differences within the ecoton of the alpine timberline. Mentioned periglacial features are characteristic in mountains for the lowermost part of the periglacial zone adjacent to the alpine timberline. However in the Giant Mts. there is no reason to delimite the periglacial zone considering predominantly orographicaly caused distribution of active periglacial features. The alpine timberline responds to landforms and intensity of slope processes by its synmorphology. The highest rates of obliquity index are reached at the places with the most intensive slope processes in the cirques, the lowest on the summit etchplain and erosion denudation slopes. 7 LITERATURA AUZET A V., AMBROISE B. 1996: Soil creep dynamics, soil moisture and temperature conditions on forested slope in the granitic Vosges mountains, France. Earth Surface Processes and Landforms 21, Wiley Interscience, New York, s. 531 542. DEMEK J. et al. 1987: Obecná geomorfologie. Academia, Praha, 480 str. JAHN A. 1989: The soil creep on slopes in different altitudinal and ecological zones of Sudetes mountains. Geografiska Annaler 71A, č. 3 4, Blackwell Publishers, London, s. 161 170. JENÍK J., LOKVENC T. 1962: Die alpine Waldgrenze im Krkonoše Gebirge. Rozpr. Čs. Akad. věd, Ser. Math. natur., 72/1, Praha, s. 1 65. HÖLLERMANN P. W. 1967: Zur Verbreitung rezenter periglazialer Kleinformen in der Pyrenäen und Ostalpen. Göttinger geographische abhandlungen 40, Göttingen, s. 1 126. HÜTTEMANN H., BORTENSCHLAGER S. 1987: Beitrage zur Vegetationsgeschichte Tirols VI: Riesengebirge, Hohe Tatra Zillertal, Kühtai. Ber. Nat. med. Verein Innsbruck, 74, Innsbruck, s. 81 112. KOCIÁNOVÁ M., SPUSTA V. 1998: Lavinový katastr české části Krkonoš v období 1961/62 1997/98. Opera Corcontica 35: 1 205. Vrchlabí. KOCIÁNOVÁ M., SPUSTA V. 2001: Vliv lavinové aktivity na kolísání horní hranice lesa v Krkonoších. In: Štursa J., Mazurski K. R. et Palucki A. (eds): Geoekologické problémy Krkonoš. Sborn. Mez. Věd. Konf., září 2000, Svonoda nad Úpou; Opera Corcontica 37/2000, Správa KRNAP, Vrchlabí, s. 473 480. LEGROS J. P. 1992: Soils of Alpine mountains. In: Chiessworth M. (ed): Weathering, Soils, Paleosols. Developements in Earth Surface Processes 2, Elsevier, Amsterdam, s. 155 181. PILOUS V. 1973, 1975, 1977: Strukturní mury v Krkonoších I, II, III. Opera Corcontica 10, 12, 14: 15 69, 7 50, 7 94. Praha. SOUKUPOVÁ L. et al. 1995: Arctic alpine tundra in the Krkonoše, the Sudetes. Opera Corcontica 32: 5 88. Vrchlabí. ŠEBESTA J., TREML V. 1976: Glacigenní a nivační modelace údolí a údolních uzávěrů Krkonoš. Opera Corcontica 13: 7 44. Praha. TREML V. 2001: Horní hranice lesa v Dlouhém dole v Krkonoších, stav a dynamika. In: Štursa J., Mazurski K. R. et Pałucki A. (eds): Geoekologické problémy Krkonoš. Sborn. Mez. Věd. Konf., září 2000, Svonoda nad Úpou; Opera Corcontica 37/2000: 524 531. Vrchlabí. TREML V., BANAŠ M. (v tisku): Alpine timberline in the High Sudetes. Acta Univesitatis Carolinae, Geographica. ŠTURSA J. et al. 1973: Sněhová pokrývka západních Krkonoš v abnormální zimě 1969/1970 a její ekologický význam. Opera Corcontica 10: 111 146. Praha. 222