SVAHOVÉ DEFORMACE A JEJICH VLIV NA VÝVOJ ÚDOLNÍCH DEN (NA PŘÍKLADU ČESKÉ ČÁSTI KARPAT)

Ostravská univerzita v Ostravě Přírodovědecká fakulta Katedra fyzické geografie a geoekologie SVAHOVÉ DEFORMACE A JEJICH VLIV NA VÝVOJ ÚDOLNÍCH DEN (NA PŘÍKLADU ČESKÉ ČÁSTI KARPAT) Autoreferát disertační práce Autor práce: Mgr. Veronika Smolková Vedoucí práce: Doc. RNDr. Tomáš Pánek, Ph.D. Obor: Environmentální geografie Ostrava 2011

ABSTRACT Slope deformations play crucial role in the mountain ranges development, not only as significant denudation agents, but also through their coupling with the river network. In the Outer Western Carpathians, geologically anisotropic conditions predispose a frequent evolution of the slope deformations of different types and sizes. So far, the impact of slope deformations on the valley floor development was not studied here in complex way. The question is, if the influence of landslides on the valley floors in the mid-mountain, seismically almost inactive Outer Western Carpathians is as important, as in the highest tectonically active world orogenes, where the contemporary research of the landslide-river channel coupling is concentrated. Using multidisciplinary approach, analysis of geomorphic and palaeoenvironmental aspects was performed on 39 locations of the most conspicuous type of landslide impact in the study area landslide dams. A regional typology of landslide dams was created and several morphometric relationships between slope deformation and landslide dam geometry were found. Substantial influence of the landslide dams on the morphometry of river longitudinal profiles was discovered. Radiocarbon dating of the studied landslide dams shows, that geomorphological regime of affected stream segments was influenced on the order of at least 10 2-10 4 years. Database of landslide geochronology, supplemented by landslides causing valley damming, shows that individual events originated throughout the whole Holocene, with a higher concentration of landslides in more humid climatic phases (BO 2 /AT 1, AT 2, SB 1-2, 2-3, SA 2, 2-3 ). Analyses of sedimentary sequences in the dammed reservoirs allowed reconstructions of local character and dynamics of upper Holocene processes and their palaeoenvironmental conditions. This results, together with lower values of the mean Holocene denudation rates in the dammed catchments (0.09-23.51 mm.ky -1 ) and linear sedimentation rates in the dammed reservoirs (0.1-11.8 mm.y -1 ) suggest loss of unknown volume of the backfill material by erosion through periods of fluvial activity as a consequence of repeated dam breaching. Landslide dams in the Outer Western Carpathians can be thus considered as very dynamic forms, significantly influencing evolution of affected streams. Keywords: Slope deformation, Valley bottom, Landslide dam, Holocene sedimentary record, Outer Western Carpathians

OBSAH 1 ÚVOD A CÍLE PRÁCE... 4 2 SHRNUTÍ SOUČASNÉHO STAVU ŘEŠENÉ PROBLEMATIKY... 5 3 STRUČNÁ CHARAKTERISTIKA ZÁJMOVÉHO ÚZEMÍ... 7 4 METODY... 9 5 HLAVNÍ DOSAŢENÉ VÝSLEDKY A DISKUSE... 9 5.1 Příčiny a chronologie vzniku sesuvných hrází ve Vnějších Západních Karpatech... 10 5.2 Charakteristiky sesuvných hrází a souvisejících forem a jejich dopad na vývoj údolí... 12 5.3 Stabilita sesuvných hrází... 15 5.4 Sedimentární záznamy sesuvem hrazených retenčních prostor a jejich význam pro rekonstrukci vývoje krajiny v holocénu... 17 6 ZÁVĚR... 20 7 SEZNAM POUŢITÉ LITERATURY... 22 8 PŘEHLED PUBLIKAČNÍ ČINNOSTI AUTORKY... 28

1 ÚVOD A CÍLE PRÁCE V současnosti se řada autorŧ ve světě zabývá konceptem aktivní úlohy svahových deformací ve vývoji horských regionŧ jako významných denudačních činitelŧ, často interagujících s fluviálním systémem (HEWITT ET AL. 2008, KORUP ET AL. 2010a, b). Komplexnější studie zabývající se vlivem svahových deformací na fluviální systém pocházejí zejména z tektonicky aktivních velehorských oblastí a/nebo se týkají sesuvŧ velkého měřítka vzniklých v historických obdobích a dobře dokumentovatelných (např. SHIMAZU OGUCHI 1996, KORUP 2005a, HEWITT 2006, KORUP ET AL. 2006, SCHUERCH ET AL. 2006). Geologicky anizotropní prostředí flyšových Vnějších Západních Karpat (VZK) vytváří podmínky vhodné ke vzniku svahových deformací rŧzných typŧ i velikostí (KREJČÍ ET AL. 2002, BAROŇ ET AL. 2004, MARGIELEWSKI 2006a, HRADECKÝ ET AL., 2007, KLIMEŠ ET AL. 2009, PÁNEK ET AL. 2009a, b, 2010a, 2011b). V rámci České republiky patří karpatský region k územím s nejvyšší hustotou svahových deformací (HRADECKÝ ET AL. 2007). Kromě několika případových studií (zaměřených na svahové deformace, např. RYBÁŘ STEMBERK 2000, HRADECKÝ PÁNEK 2003, KIRCHNER ET AL. 2003, BAROŇ 2004, PÁNEK ET AL. 2006) se výzkumu interakce svahových deformací a údolních den ve VZK prozatím nikdo podrobněji nevěnoval. Je tedy otázkou, zda i svahové deformace menšího měřítka mohou mít významný vliv na geomorfologický reţim vodních tokŧ v méně topograficky exponované a seizmicky mnohem méně aktivní oblasti, jako jsou Vnější Západní Karpaty. Z celého spektra moţných dopadŧ svahových deformací na údolní dna jsou nejvýraznější, a také nejvýznamnější z hlediska moţností studia vývoje krajiny, případy úplného zahrazení údolí, kdy vzniklý retenční prostor nad zahrazením funguje jako past pro klastické sedimenty rŧzného typu a geneze, a to aţ do protrţení hráze a zpětného zařezání toku do těchto sedimentŧ. Zachovaná akumulace pak je cenným přírodním archivem a lze ji vyuţít k rekonstrukci paleogeografických podmínek vývoje studované oblasti a k datování vzniku či reaktivace příčinné svahové deformace (TRAUTH ET AL. 2003, BORGATTI ET AL. 2007). V oblasti Vnějších Západních Karpat byla v posledním desetiletí nalezena celá řada menších, v současnosti jiţ nefungujících ale dobře identifikovatelných zahrazení vodního toku sesuvem, které mohou přinést nové poznatky o předpokládaném dynamickém kvartérním vývoji regionu a které po delší dobu unikaly pozornosti geomorfologŧ. Dokumentováno bylo také několik lokalit recentních sesuvných hrází a sesuvy hrazených jezer, jeţ poskytují moţnosti studia procesŧ probíhajících při vývoji tohoto specifického typu interakce svahových deformací a vodních tokŧ. Předkládaná práce popisuje a analyzuje projevy trvalého či dočasného zablokování říčních údolí svahovými deformacemi v české a příhraniční slovenské části Vnějších Západních Karpat. Hlavním cílem disertační práce je komplexní zhodnocení dopadu sesuvných hrází na vývoj údolních den Vnějších Západních Karpat, a to pomocí aplikace multidisciplinárního metodického aparátu a sledu následujících dílčích krokŧ: 1) Identifikace základních typŧ ovlivnění údolních den svahovými deformacemi v české části Vnějších Západních Karpat a vytvoření databáze klíčových lokalit sesuvných hrází; 2) Vyhodnocení databáze sesuvných hrází ve VZK z hlediska jejich typologie, příčin vzniku, sloţení materiálu, specifické geomorfometrie a stability; 3) Přispění ke chronologii vzniku svahových deformací ve VZK pomocí datování vzniku či reaktivace sesuvných hrází; 4

4) Stanovení míry ovlivnění říčního systému analýzou podélných profilŧ za účelem zjištění, zda i v méně tektonicky a seizmicky aktivních podmínkách (ve srovnání s vysokohorskými pásmy v jiných částech světa) mají svahové deformace významný vliv na geomorfologický reţim vodních tokŧ; 5) Rekonstrukce paleogeografických podmínek vývoje krajiny pomocí analýzy sedimentŧ sesuvy hrazených retenčních prostor na vybraných lokalitách; 6) Kvantifikace sedimentární bilance v povodích nad zahrazením pro datováním podchycené období holocénu; 7) Zhodnocení moţností vyuţití sesuvy hrazených retenčních prostor jako přírodních archivŧ informací o vývoji krajiny v období kvartéru; Část výsledkŧ publikovaných v disertační práci byla získána na základě finanční podpory projektŧ GAAV ČR KJB301870501, GAČR GP205/06/P185, IP PřF OU FPP1075 a GAČR GAP209/10/0309. 2 SHRNUTÍ SOUČASNÉHO STAVU ŘEŠENÉ PROBLEMATIKY Přes velký význam, zejména v otázce jak reagují geomorfologické systémy na environmentální změny, se výzkum po dlouhou dobu zabýval studiem procesŧ v subsystémech svahu a údolního dna odděleně, procesy a formy na jejich rozhraní byly spíše opomíjeny (KORUP 2002). Ve větší míře byl řešen pouze vliv fluviální eroze na stabilitu svahŧ. Problematika procesŧ a vazeb na rozhraní svahu a koryta zaznamenala větší zájem geovědcŧ aţ poslední dobou. Relativně dobře je rozpracována problematika vzniku a zániku sesuvných hrází, zejména kvŧli přírodní hrozbě, kterou představují pro lidskou společnost. Vyčerpávající souhrn poznatkŧ týkajících se geomorfologických a hydrologických aspektŧ vzniku, zániku a významu sesuvných hrází včetně rozsáhlého seznamu literatury (celosvětové i se zaměřením na Nový Zéland) podal KORUP (2002). Celosvětový výzkum dokládá, ţe sesuvné hráze (přírodní, trvalé nebo dočasné blokace vodního toku, zpŧsobené gravitačním sesouváním materiálu ze svahŧ) jsou z hlediska své geneze, charakteristik i délky trvání velmi diverzifikované (COSTA SCHUSTER 1988). Prostorové rozmístění sesuvných hrází predisponují podle SCHUSTERA ET AL. (1998) 4 skupiny faktorŧ: i) seizmicita, ii) výškový gradient a topografie, iii) litologie a podmínky zvětrávání a iv) hydrogeologické podmínky. Nejčastějším typem svahových deformací zpŧsobujících zahrazení údolí jsou rotační a translační sesuvy, skalní laviny a proudové (sensu HUNGR ET AL. 2001) sesuvy (COSTA SCHUSTER 1988, ERMINI CASAGLI 2003, PENG ZHANG in press). Jako nejčastější spouštěcí faktor sesuvŧ zpŧsobujících zahrazení byly identifikovány extrémní sráţkové úhrny (i v kombinaci s táním sněhu) a zemětřesení (COSTA SCHUSTER 1988). K dalším mechanizmŧm patří vulkanické erupce, boční eroze vodního toku, nebo v některých případech antropogenní aktivita. Sráţky a zemětřesení však iniciovaly 80 % případŧ známých zahrazení (ERMINI CASAGLI 2003). Sesuvné hráze jako součást akumulace svahové deformace jsou budovány převáţně nekonsolidovaným heterogenním materiálem, s klasty od velikosti blokŧ aţ po jílovitou frakci. Vzhledem k diverzitě podmínek vzniku sesuvných hrází se mŧţe výrazně lišit i stavba a sloţení materiálu hrází. Největší vliv na stavbu a zrnitostní sloţení hráze mají místní geologické podmínky a kinematika pohybu svahové deformace pŧsobící zahrazení (CASAGLI ET AL. 2003). Zrnitostní 5

sloţení sesuvných hrází úzce souvisí s jejich stabilitou. Sesuvné hráze budované převáţně velkými bloky anebo soudrţnými jíly jsou obecně stabilnější neţ hráze tvořené k erozi a prŧsaku náchylným materiálem (COSTA SCHUSTER 1988). Zvláště podíl velkých blokŧ je dŧleţitý, protoţe zvyšují objemovou hmotnost hráze a v případě přelití efektivně zabraňují erozi dna odtokového kanálu (WANG ET AL. in press). Se vznikem sesuvné hráze souvisí řada doprovodných jevŧ, mnohdy představujících významné geomorfologické riziko pro lidskou společnost. Dopad sesuvné hráze se projevuje jednak místně pohřbením úseku koryta, a také do určitých vzdáleností proti i po proudu toku (KORUP 2005b, obr. 1, 2). Okamţitou reakcí vodního toku na zablokování je akumulace vody a sedimentŧ v retenčním prostoru nad zahrazením a postupující zátopa proti proudu vodního toku. Obr. 1: Model posloupnosti geomorfologických procesů a hazardů souvisejících se vznikem a zánikem sesuvných hrází (převzato z KORUP, 2005b). Obr. 2: Schéma dopadů sesuvných hrází na fluviální procesy a formy v časovém měřítku 10 0-10 4 let: a) pohled na podélný profil; b) pohled na příčný profil směrem po proudu (převzato z KORUP ET AL. 2010a). 6

Heterogenní nezpevněný materiál je často příčinou kolapsu hráze a rychlého, někdy katastrofického (záleţí na objemu vody) vyprázdnění sesuvem hrazeného jezera. Tyto katastrofické povodně představují enormní ohroţení pro lidská sídla v úsecích pod zahrazením (SCHNEIDER 2008, XU ET AL. 2009). Se zvyšujícím se antropogenním tlakem na horské oblasti lze očekávat nárŧst míry přírodních rizik souvisejících se vznikem a zejména zánikem sesuvných hrází. Stabilita sesuvných hrází je tedy z pohledu lidské společnosti jejich kritickou vlastností. Ţivotnost sesuvných hrází mŧţe dosahovat několika minut aţ tisícŧ let. Podle studie ERMINI CASAGLI (2003) se 40 % sesuvných hrází zhroutilo do 1 dne a 80 % do 1 roku po vzniku. Jen velmi malé procento hrází vykazuje ţivotnost delší neţ 10 let. V současné době byla vytvořena řada globálních i regionálních databází historických sesuvných hrází (Čína, Japonsko, Itálie, Nový Zéland, USA, Jiţní Amerika), shromaţďujících informace o geomorfometrii, granulometrii, stabilitě a dalších vlastnostech sesuvných hrází. Tvorba databází společně s pokrokem v kvantifikaci a modelování v GIS umoţňuje rozvíjet metody predikce jejich vzniku a stability. Stabilní sesuvné hráze pŧsobí jako past pro převáţnou část plavenin a splavenin přinášených vodním tokem do zahrazeného rezervoáru. Rychlost zanášení sesuvem hrazených prostor mŧţe být rŧzná, kontrolovaná stabilitou hráze. Je funkcí velikosti retenčního prostoru (úloţné kapacity) a celkového mnoţství a rychlosti alochtonní sedimentární dotace z povodí nad zahrazením, resp. produkce autochtonních biogenních sedimentŧ (EINSELE HINDERER 1997). Retenční prostor menších rozměrŧ mŧţe být vyplněn i v prŧběhu několika hodin aţ dní, to v případě dotace materiálu rychlým katastrofickým procesem. V doposud publikovaných sedimentárních sekvencích sesuvy hrazených jezer byly zjištěny doby sedimentace v řádu stovek (HACZEWSKI KUKULAK 2004, PRATT-SITAULA ET AL. 2007, ZHANG ET AL. 2009, GARCÍA-GARCÍA ET AL. 2011), a ojediněle tisícŧ let (GEERTSEMA CLAGUE 2006, BORGATTI ET AL. 2007, PÁNEK ET AL. 2010b). Klima je primárním faktorem určujícím typ mnoha sedimentárních facií, vznikajících v sedimentačních pánvích. Tyto mohou být zpětně dobrými paleoklimatickými indikátory. Aplikací vhodných sedimentologických analýz lze získat i další informace o paleoenvironmentálních podmínkách vzniku sedimentŧ (READING LEVELL 1996, ANDERSON ET AL. 2007, ZHANG ET AL. 2009). Je ovšem nutno korektně interpretovat sedimentární facie a rozpoznat a korektně interpretovat znaky následné modifikace sedimentárního záznamu fyzikálními, chemickými či biologickými procesy, jako je například kompakce sedimentŧ, přítomnost sedimentačních a erozních hiátŧ nebo biologické promíchání. 3 STRUČNÁ CHARAKTERISTIKA ZÁJMOVÉHO ÚZEMÍ Studované území se nachází v centrální části geomorfologické soustavy Vnějších Západních Karpat (provincie Západní Karpaty). Zahrnuje SV polovinu české části Karpat, konkrétně geomorfologické celky Podbeskydská pahorkatina, Jablunkovské mezihoří, Moravskoslezské Beskydy, Hostýnskovsetínská hornatina, Javorníky a Vizovická vrchovina. V prŧběhu prací pak bylo území rozšířeno o slovenské příhraniční oblasti lokality v geomorfologických celcích Bílých Karpat, Turzovské vrchoviny a Kysuckých Beskyd. Vnější Západní Karpaty se řadí mezi tzv. externidy alpsko-karpatského horského oblouku a jsou tvořeny soustavou alochtonních flyšových příkrovŧ (akrečním klínem), nasunutých od JV na severoevropskou platformu a část její předhlubně během paleogénu a spodního neogénu (PICHA ET AL. 2006). Pro stavbu příkrovŧ jsou typická flyšová mezozoická a paleogenní souvrství v rŧzném 7

poměru se střídajících jílovcŧ, jílovcových břidlic, pískovcŧ, částečně slepencŧ, slínovcŧ a vápencŧ. Studované lokality jsou rozmístěny v rámci Vnější skupiny příkrovŧ ve slezské a v předmagurské jednotce a v rámci Magurské skupiny příkrovŧ ve všech jejích 3 jednotkách: račanské, bystrické i bělokarpatské. Dnešní georeliéf VZK je výsledkem vztahu pasivních a aktivních morfostruktur (PÁNEK 2003) a jejich dlouhodobé interakce s klimaticky řízenými exogenními procesy (BUZEK ET AL. 1986, ŢIŢKOVÁ PÁNEK 2006, PÁNEK ET AL. 2010a). Lze říci, ţe zastoupení a vzájemný poměr geomorfologicky rŧzně odolných hornin (hlavně pískovcŧ, slepencŧ a jílovcŧ) a prŧběh tektonických linií ovlivňuje významným zpŧsobem prostorové uspořádání charakteristik reliéfu studovaného území, jako je prŧběh a hustota údolní sítě, prŧběh hřbetŧ, hypsometrie a vertikální členitost, sklony svahŧ apod. V rámci kvartérního geomorfologického vývoje byla specifická periglaciální modelace území v období pleistocénu (MUSIL 1993, BUBÍK ET AL. 2004, CZUDEK 2005). Fluviální systém reflektoval cyklické změny klimatu v chladných a sušších obdobích glaciálŧ byly vodní toky dostatečně dotovány produkty mrazového zvětrávání a docházelo k akumulaci výrazných mocností fluviálních a proluviálních sedimentŧ. Ve vlhčích a teplejších interglaciálech se vyvíjely říční terasy, druhotně obohacené o hlinitou frakci zvětráváním in situ, vznikaly rovněţ náplavové kuţely a strţová síť (CZUDEK 2005). Do období pleistocénu se klade pravděpodobný počátek rozvoje některých dnešních hluboce zaloţených svahových deformací a pseudokrasových prostor. K rozvoji svahových deformací přispěla zřejmě i degradace permafrostu na přelomu pleistocénu a holocénu (PÁNEK ET AL. 2010b). Oteplením a zvlhčením klimatu v holocénu došlo k omezení periglaciálních procesŧ pouze na nejvyšší partie pohoří. Na modelaci pohoří se převáţnou mírou začala podílet vodní eroze na svazích a fluviální činnost v síti vodních tokŧ, a také sesouvání svahŧ (STARKEL 1997, CZUDEK 2005, PÁNEK ET AL. 2006). Vlivem příhodných podmínek a frekventovaných výkyvŧ v teplotě a humiditě klimatu je dynamika procesŧ v období holocénu poměrně vysoká (ŢIŢKOVÁ PÁNEK 2006). S nástupem lidské společnosti souvisí antropogenní vliv na utváření krajiny (např. odlesnění krajiny) a na charakter a dynamiku reliéfotvorných procesŧ. Markantně se antropogenní tlak projevil zejména změnami geomorfologického reţimu vodních tokŧ (HRADECKÝ 2002). Oblast flyšových Karpat patří v rámci České i Slovenské republiky k územím s nejvyšším výskytem svahových deformací. Od pionýrských prací z 20. let minulého století bylo v české části Karpat do dnešní doby identifikováno přibliţně 3700 fosilních i aktivních svahových deformací (KREJČÍ ET AL. 2002, PÁNEK ET AL. 2010a), zahrnujících rozsáhlé hluboce zaloţené gravitační rozpady horských hřbetŧ, rotační a translační sesuvy, zemní proudy i skalní řícení. Lze zde najít i příklady katastrofických svahových deformací jako jsou blokovobahenní proudy a skalní laviny (PÁNEK ET AL. 2009a, b). Multidisciplinární výzkum v oblasti za poslední desetiletí (např. HRADECKÝ PÁNEK 2000a, b, KLIMEŠ 2002, HRADECKÝ 2003, BAROŇ ET AL. 2004, HRADECKÝ PÁNEK 2004, MARGIELEWSKI 2006a, b, PÁNEK ET AL. 2006, ŢIŢKOVÁ PÁNEK 2006, BAROŇ 2007, KLIMEŠ 2008, DANIŠÍK ET AL. 2008, HRADECKÝ ET AL. 2010, PÁNEK ET AL. 2011b) přinesl rozšíření poznání a posun v interpretaci geneze a zejména stáří řady svahových forem, které byly dříve spojovány se vznikem zarovnaných povrchŧ třetihorního stáří nebo periglaciálními podmínkami v pleistocénu (BUZEK ET AL. 1986). K hlavním predispozičním faktorŧm vzniku svahových deformací ve VZK patří (MARGIELEWSKI 2006a, PÁNEK ET AL. 2006, 2010a): i) výrazně anizotropické prostředí vertikálně se střídajících rigidních pískovcŧ a plastických jílovcových hornin, ii) hustá síť tektonických prvkŧ zlomŧ a puklin, iii) sklon svahŧ konformní se sklonem vrstev, iv) výrazné 8

klimatické výkyvy v období kvartéru, umoţňující mrazové a chemické zvětrávání podloţí podél zlomŧ mnohdy i do značných hloubek. Typickým znakem je kombinace rŧzných predispozičních faktorŧ. Recentně aktivní sesuvy jsou často vázány na přítomnost starších, hlubších sesuvných území (KREJČÍ ET AL. 2002, PÁNEK ET AL. 2010a,. 2011a,. in press). Za hlavní spouštěcí faktor lze na základě recentních pozorování povaţovat epizody extrémních sráţkových úhrnŧ a tání sněhu, jak ukázaly události z července 1997 (KREJČÍ ET AL. 2002), března a dubna 2006 (BÍL MÜLLER 2008, KLIMEŠ ET AL. 2009) nebo května 2010 (PÁNEK ET AL. in press). Pro oblast jsou charakteristické poměrně vysoké prŧměrné dlouhodobé sráţkové úhrny (700-1500 mm), zejména v návětrné SZ části a v kulminačních oblastech. Distribuce sráţek je v prŧběhu roku nevyrovnaná, s maximálními úhrny v letních měsících (WEISSMANNOVÁ ET AL. 2004). 4 METODY Základní filozofií metodiky předkládané studie je multidisciplinární výzkum: skloubení terénního prŧzkumu, laboratorních analýz a vyuţití moţností geografických informačních systémŧ (GIS) pro dosaţení komplexních výsledkŧ. V práci byly pouţity následující metody: i) analýza podkladových map, terénní mapování a zaměřování rozměrŧ sesuvných hrází a souvisejících forem s podporou technologie GPS, ii) odběr vzorkŧ sedimentŧ ze zahrazených rezervoárŧ z přírodních odkryvŧ, výkopŧ nebo pomocí přenosné vrtné soustavy, iii) geofyzikální prŧzkum a batymetrie zahrazených rezervoárŧ, iv) granulometrická analýza materiálu sesuvných hrází a sedimentárních výplní retenčních prostor, stanovení podílu organické hmoty ztrátou hmotnosti ţíháním, v) radiokarbonové datování (externí laboratoře), vi) pylová analýza (externí laboratoř), vii) morfometrická a statistická analýza parametrŧ sesuvných hrází a souvisejících forem. Radiokarbonové datování části vzorkŧ provedla Radiokarbonová laboratoř Ukrajinské akademie věd v Kyjevě, Ukrajina (pouze konvenční metoda). Druhou část vzorkŧ zpracovalo světově renomované Centrum GADAM, Ústav fyziky Slezské technické univerzity v Gliwicích, Polsko (konvenční i AMS). Palynologickou analýzu všech vzorkŧ vyuţitých v předkládané práci a zevrubnou interpretaci krajinných změn provedla Dr. Valentina Zernitskaya z Ústavu geologických věd Běloruské Akademie věd (Minsk, Bělorusko). 5 HLAVNÍ DOSAŢENÉ VÝSLEDKY A DISKUSE Role svahových deformací v holocenním erozně-denudačním vývoji Vnějších Západních Karpat byla dlouhou dobu podceňována, zejména z dŧvodŧ tradičně odděleného přístupu výzkumu svahového a říčního subsystému (PÁNEK ET AL. 2007). Významnou roli sehrál také nedostatek absolutního určení stáří svahových deformací a domněnka, ţe významná sesuvná aktivita probíhala ve flyši převáţně v periglaciálních podmínkách pleistocénu (BUZEK ET AL. 1986). Dnešní progres v poznání morfodynamiky vývoje VZK, včetně předkládané práce, ovšem dokazují opak. 9

5.1 Příčiny a chronologie vzniku sesuvných hrází ve Vnějších Západních Karpatech Vznik sesuvných hrází je často spojován s tektonicky a seizmicky aktivními vysokohorskými oblastmi (KORUP 2002). Mohou se však hojně vyskytovat i v tektonicky klidnějších, avšak litologicky nestabilních středohorských podmínkách, jak dokazuje 39 dokumentovaných blokací vodních tokŧ sesuvy v české (a slovenské) části Karpat (obr. 3). Počet sesuvných hrází není konečný, také proto, ţe v případě nepřítomnosti sedimentŧ retenčního prostoru se existence zahrazení těţko dokazuje. Obr. 3: Lokalizace sesuvných hrází v české části Vnějších Západních Karpat; do databáze je zahrnuto i 6 zahrazení z příhraničních oblastí Slovenska; a1) přirozené hrazené jezero (5 % hrází); a2) umělý vodní útvar (5 % hrází); b1) již nefunkční hráz s kompletně zazemněným retenčním prostorem (56 % hrází); b2) již nefunkční hráz s fragmentem původní sedimentární výplně retenčního prostoru (3 % hrází); c1) již nefunkční hráz se sedimentárním záznamem kompletně odstraněným erozí nebo antropogenní činností (26 % hrází); c2) nebyly vytvořeny podmínky pro vznik retenčního prostoru (5 % hrází) (podklad: SRTM3). Vznik svahových deformací (nejenom) pŧsobících zahrazení ve Vnějších Západních Karpatech je výsledkem značného stupně rozpadu a litologické anizotropie prostředí flyšových morfostruktur (PÁNEK ET AL. 2010a). Naprostá většina studovaných sesuvných hrází je vázaná na místa opakované dlouhodobé svahové nestability, kdy sesuvy blokující údolí jsou vloţeny ve svahových deformacích starší generace. I doposud analyzované sedimentární sekvence údolních výplní nad zahrazením dokládají několikanásobné porušení a znovuobnovení funkce sesuvných hrází, pravděpodobně reaktivací příčinných svahových deformací. Radiokarbonovým datováním a palynologickou analýzou byly doloţeny reaktivace hrází např. na lokalitách Brodská, Peklo, Slopné, Ropice, Kykula a Babínek. Jinými autory popisované sedimenty výplní retenčních prostor, dokládající více fází zahrazení, pocházejí z lokalit Kobylská, Smrdutá a Vaculov Sedlo (BAROŇ 2004, 2007). Absolutní datování bází sesuvy hrazených retenčních prostor ukázalo, ţe příčinné svahové deformace vznikaly a reaktivovaly se v prŧběhu celého holocénu aţ do současnosti. Propojením 10

informací s daty z české části Karpat jiných autorŧ (obr. 4) lze vymezit čtyři období se zvýšenou frekvencí vzniku svahových deformací. Prvním je období boreálu, zvláště svrchní polovina (BO 2 ) aţ po přelom boreálu a atlantiku, kdy došlo ke kulminaci humidity klimatu. Další období zvýšené frekvence koreluje opět s vlhkým klimatickým výkyvem ve středním atlantiku (AT 2 ). Třetí fáze sesuvné aktivity se objevuje v subboreálu, hlavně na přelomech SB 1-2 a SB 2-3. Sesuvná aktivita podle dostupných dat kulminovala v subatlantiku (SA 2, SA 2-3 ). Získaná data velmi dobře korelují s poznatky autorŧ z polské části Karpat, lze se proto domnívat, ţe příčiny zvýšené frekvence svahových deformací ve studovaném území jsou regionálního aţ globálního charakteru nejspíše změny klimatu. Na základě recentních epizod zvýšené sesuvné aktivity následkem extrémních sráţkových úhrnŧ (roky 1997, 2010) často v kombinaci s táním sněhové pokrývky (rok 2006) a výsledkŧ datování bází sesuvy hrazených retenčních prostor lze usuzovat na hlavní spouštěč příčinných svahových deformací zvýšené sráţkové úhrny. Na lokalitě Kykula v Kysuckých Beskydech byla jako primární destabilizační faktor identifikována degradace permafrostu na přelomu posledního glaciálu a holocénu (PÁNEK ET AL. 2010b). Nelze samozřejmě vyloučit ani některé spíše regionální či lokální příčiny, jako např. seizmickou aktivitu či antropogenní zásahy. Obr. 4: Výsledky datování svahových deformací v české části Vnějších Západních Karpat a jejich korelace se sesuvnými fázemi v polské části Vnějších Západních Karpat a dalšími proxy daty z různých zdrojů (1 PÁNEK ET AL. 2006, 2 PÁNEK ET AL. 2007, 3 PÁNEK ET AL. 2010b, 4 PÁNEK ET AL. 2011a, 5 PÁNEK osobní sdělení, 6 SMOLKOVÁ ET AL. 2008, 7 BAROŇ 2004, 8 BAROŇ 2007, 9 RYBÁŘ STEMBERK 2000, 10 JANSKÝ ET AL. 2003, 11 MARGIELEWSKI 2006b, 12 STARKEL 1997, 13 ALEXANDROWICZ 1996, 14 BAUMGART-KOTARBA KOTARBA 1993, 15 STARKEL ET AL. 1996, 16 DAVIS ET AL. 2003, 17 STARKEL 1990, 18 MANGERUD ET AL. 1974); a) recentní sesuvné hráze, b) 14 C datované sesuvné hráze s vyznačením rozpětí 2σ, c) datované sesuvné hráze podle Pánka et al., d) datované sesuvné hráze podle Baroně, e) jinak datované sesuvy v české části Vnějších Západních Karpat z různých zdrojů. 11

5.2 Charakteristiky sesuvných hrází a souvisejících forem a jejich dopad na vývoj údolí Výzkum sesuvných hrází v české části Karpat a slovenském příhraničí dokládá výraznou diverzitu charakteristik těchto forem. Nejenom rozsáhlé svahové deformace, ale i sesuvy menších měřítek mají ve zkoumaném regionu potenciál k zablokování údolí a vytvoření (stabilní) překáţky proudění vody a sedimentŧ. Modifikací nominální typologie fyzického rozhraní mezi subsystémem svahové deformace a vodního toku podle KORUPA (2005a) byla vytvořena klasifikace sesuvných hrází vyskytujících se v české části VZK, obsahující tři hlavní skupiny hrází udávající morfologický charakter a míru vazby sesuvu a údolního dna. Klasifikace byla konfrontována s typy sesuvných hrází dle COSTY SCHUSTERA (1988). Jednoduchý typ sesuvné hráze vzniká, kdyţ je akumulace sesuvu umístěna v korytě v pravém nebo téměř pravém pŧdorysném úhlu k ose údolí a podstatná část hmoty sesuvu je deponována na svahu (obr. 6a, b, c, d). Jedná se o nejčastější typ zahrazení (74 % lokalit) zpŧsobovaný všemi typy svahových deformací, zejména ale rotačními sesuvy nebo jejich reaktivací (obr. 5b). Z hlediska morfologického vztahu hráze a údolního dna jde nejčastěji o typ II dle COSTY SCHUSTERA (1988), kdy hráze dosahuje protějšího svahu a blokuje údolí v celé jeho šíři. Do této skupiny patří například lokality Babínek, Hřivová, Tísňavy, Vaculov Sedlo, Lučovec a mnoho dalších. Jako typ III lze klasifikovat sesuvné hráze vzniklé proudovými sesuvy, kdy akumulace sesuvu se nezastavila na protějším svahu, ale pohybovala se na určitou (vzhledem k celkové délce sesuvu nevýznamnou) vzdálenost údolím. Jako příklad lze uvést lokality Jezerné, Smrdutá, Peklo, Slopné či Pluskovec. Vyskytuje se i typ IV (údolí je zablokováno dvěma protilehlými sesuvy Rybský, Bitalovci a Zápechová-N) a jeden případ typu VI (smyková plocha sesuvu probíhající pod údolním dnem na lokalitě Kněhyně). Proudový typ zahrazení (23 % lokalit) vzniká, pokud se hmota sesuvu na významnější vzdálenost pohybuje dále údolím (typ III dle COSTY SCHUSTERA 1988). Tento typ byl vytvořen výhradně proudovými sesuvy (proudový sensu HUNGR ET AL. 2001, např. Mezivodí, Ropice, obr. 6e, f). Sem patří obě v dnešní době stále funkční hráze s jezerem, Brodská-S a Gírová. Komplexní typ zahrazení koresponduje s plošným kontaktem a obliterací (přebudováním) říční sítě dle KORUPA (2005a), ale podmínka plochy sesuvu >10 km 2 není splněna. Je zastoupen jedinou lokalitou (3 %) rotačním sesuvem na SV svazích Metylovické hŧrky, kde došlo vlivem zahrazení k přebudování říční sítě a dopad svahové deformace na vývoj údolí zde tedy byl nejvýraznější ze všech studovaných lokalit. Obr. 5: Rozdělení četností zkoumaných sesuvných hrází na základě a) nadmořské výšky, b) typu hráze a typu příčinné svahové deformace (vysvětlivky k jednotlivým typům sesuvných hrází viz text). 12

Obr. 6: Typy sesuvných hrází v české části Vnějších Západních Karpat (bílá čárkovaná čára vymezuje svahové deformace, černé plochy označují retenční oblasti nad zahrazením a bezodtoké deprese v tělese sesuvu, barevná škála udává nadmořskou výšku): a) jednoduchý typ zahrazení s kompletně porušenou hrází, vodní tok je částečně zaříznut do výplně retenčního prostoru (Babínek ve Vsetínských vrších); b) jednoduchý typ zahrazení s kompletně porušenou hrází, vodní tok je zaříznut zpětnou erozí až do podloží pod výplní retenčního prostoru (Lučovec v Moravskoslezských Beskydech), c) jednoduchý typ zahrazení s částečně porušenou hrází, v původním retenčním prostoru nad hrází je dnes uměle vytvořená vodní plocha (Jezerné ve Vsetínských vrších), d) jednoduchý typ zahrazení s částečně porušenou hrází, sedimenty retenčního prostoru nejsou porušeny zpětnou erozí vodního toku (Peklo ve Vizovické vrchovině), e) proudový typ zahrazení s neporušenou sesuvnou hrází, sedimenty retenčního prostoru nejsou porušeny zpětnou erozí vodního toku (Ropice v Moravskoslezských Beskydech), f) proudový typ zahrazení dvou údolí jedním sesuvem, retenční prostor v proximální části sesuvu je erozně neporušen, v distální části sesuvu sedimenty retenčního prostoru chybí (Mezivodí v Moravskoslezských Beskydech). Geomorfometrické parametry sesuvných hrází a souvisejících forem (tab. 1) dosahují hodnot, vyskytujících se například v italské, japonské nebo severoamerické databázi sesuvných hrází (ERMINI CASAGLI 2003), soubory získané z nejvyšších a geodynamicky exponovanějších horských pásem však dosahují dle očekávání hodnot i o několik řádŧ vyšších (KORUP 2004). Získaný soubor dat poukazuje na existenci moţných vztahŧ mezi parametry příčinných svahových deformací, sesuvných hrází a hrazených retenčních prostor ve studovaném území. Typ a velikost svahové deformace má podle dostupných dat signifikantní vliv na geometrii hrází. Toto tvrzení a také moţný 13

úzký vztah mezi geometrií sesuvné hráze a rozměry hrazených retenčních prostor je však nutno ověřit doplněním databáze sesuvných hrází o další lokality. Významným aspektem velkých sesuvných hrází je jejich dopad na podélné profily vodních tokŧ a jejich příspěvek celkovému mnoţství sedimentŧ v říčním systému (KORUP 2006, KORUP MONTGOMERY 2008). Dopad sesuvných hrází na podélné profily se projevuje vytvořením výrazného zálomu, který negativně ovlivňuje rychlost zahlubování a zpětné eroze postiţeného vodního toku. Analýza podélných profilŧ zasaţených vodních tokŧ ve studovaném území pomocí kvantitativního indexu strmosti k S (KORUP 2006) ukázala, ţe i sesuvné hráze menšího měřítka vytváří výrazné zálomy podélného profilu, přetrvávající (podle radiokarbonového datování doby sedimentace v retenčních prostorech) často stovky aţ tisíce let. Tyto zálomy jsou (podle hodnot k S ) srovnatelné a mnohdy výraznější (obr. 7) neţ projevy jiných ovlivňujících faktorŧ (tektonika, změna litologie, svahové deformace nepŧsobící zahrazení). Schopnost sesuvných hrází ovlivňovat vývoj vodních tokŧ Vnějších Západních Karpat je tedy srovnatelná s mnohonásobně většími akumulacemi blokujícími údolí v nejvyšších orogénech světa. Sesuvné hráze mohou pŧsobit jako významnější zdroj materiálu ve vodním toku aţ po svém porušení (náhlém kolapsu či pozvolné transformaci) a znovuobnovení fluviální činnosti. Zejména kvŧli vysokému stupni antropogenního ovlivnění vodních tokŧ v oblasti a dynamické povaze studovaných procesŧ lze předpokládat jen obtíţnou rekonstrukci míry dotace sedimentŧ staršími svahovými deformacemi (převáţná část studovaných lokalit). Z velké části zachovalé fosilní sedimentární výplně retenčních prostor a nízký stupeň porušení většiny sesuvných hrází ale naznačují, ţe navzdory vysoké současné i paleorekonstrukcí zjištěné holocenní dynamice vývoje reliéfu Vnějších Západních Karpat, projevy interakcí svahových deformací a říčního systému zde mohou vyznívat poměrně dlouhou dobu, která pravděpodobně převyšuje dobu návratu fluviálního systému do stavu před disturbancí zpŧsobené svahovými deformacemi srovnatelných velikostí (FORT ET AL. 2010) v tektonicky aktivních alpínských oblastech světa. Tab. 1: Popisná statistika geomorfometrických parametrů 39 studovaných sesuvných hrází v české části Vnějších Západních Karpat a slovenského příhraničí (pro A L n = 25, D L a V L n=19) Aritm. Směrod. Parametr Zkratka Min. Max. Medián Špičatost Šikmost průměr odchylka Výška hráze (m) H D 1 50 14,38 10,02 13 6,92 2,35 Šířka hráze (m) W D 40 670 233,21 141,38 190 0,67 0,95 Délka hráze (m) L D 60 490 145,46 96,65 110 5,43 2,31 Objem hráze (10 6 m 3 ) V D 0,01 4,05 0,32 0,68 0,13 25,20 4,74 Hloubka retenčního prostoru (m) D L 0,80 9,40 3,14 2,19 2,50 2,25 1,36 Plocha retenčního prostoru (m 2 ) A L 160 51070 8672,16 13521,37 4150 6,84 2,69 Objem retenčního prostoru (m 3 ) V L 200 238525 17430,28 53812,97 4266 18,55 4,29 Plocha povodí (km 2 ) A C 0,05 20,85 2,95 3,95 1,38 10,70 2,93 Délka povodí (km) L C 0,57 7,10 2,40 1,58 1,92 1,94 1,47 Plocha svahové deformace (km 2 ) A SD 0,03 1,49 0,35 0,44 0,16 2,13 1,76 Objem svahové deformace (10 6 m 3 ) V SD 0,31 17,19 5,30 5,72 2,16-0,65 0,92 Poměr výšky a délky svahové deformace H SD /L SD 0,14 0,39 0,24 0,07 0,23-0,23 0,53 14

Obr. 7: Podélné profily (šedá linie) vybraných zahrazených údolí s odpovídajícími hodnotami indexu strmosti k S (šedé body) a jeho 7krokovým klouzavým průměrem (černá linie) pro fixní index konkávnosti = 0,3. Úsek přímého vlivu sesuvné hráze je vyznačen tmavě šedým obdélníkem (v případě, že sesuv zahradil dvě údolí, až po jejich soutok jsou parametry delšího údolí znázorněny čárkovanými liniemi, bílými tečkami a světle šedým obdélníkem). 5.3 Stabilita sesuvných hrází Na základě prokazatelně dlouhodobější sedimentace (>100 let) v retenčních prostorech lze velkou část studovaných hrází (~40 %) pokládat za stabilní. Indikací pouhé přítomnosti/nepřítomnosti sedimentárního záznamu nelze o stabilitě/nestabilitě sesuvné hráze uvaţovat, protoţe i u stabilních hrází po vyplnění retenčního prostoru mohlo znovunastolením fluviální činnosti dojít k erozi a odnosu výplně retenčního prostoru. U několika lokalit s vysokou pravděpodobností došlo k destrukci sedimentárního záznamu lidským přičiněním (Jezerné, Tísňavy, Pradlisko-S). Proto nelze tyto hráze povaţovat a priori za nestabilní. Granulometrické sloţení sesuvných hrází v zájmovém území (obr. 8) odpovídá poznatkŧm získaným jinými autory (např. CASAGLI ET AL. 2003, WANG ET AL. in press). Je charakteristické vysokým stupněm nevytřídění a u většiny zkoumaných lokalit byl pozorován (ovšem nekvantifikován) relativně vysoký podíl nejhrubší frakce (pískovcových balvanŧ a blokŧ) významného stabilizačního faktoru hráze. V literatuře zabývající se sesuvnými hrázemi jako přírodním rizikem lze nalézt jednoduché metody, jak efektivně predikovat moţnost nestability hráze. Dvě z nich byly vyuţity pro zpětné hodnocení stability sesuvných hrází v české a slovenské části Vnějších Západních Karpat: geomorfologický index stability hráze DBI (DBI<2,75 stabilní hráz, DBI>3,08 nestabilní hráz, ERMINI CASAGLI 2003) a predikční model AHWL_Dis vytvořený pomocí diskriminační analýzy parametrŧ sesuvných hrází v Japonsku (D>0 stabilní, D<0 nestabilní, DONG ET AL. 2009). 15

Obr. 8: Kumulativní granulometrické křivky vybraných sesuvných hrází z české části Karpat: a) srovnání jednotlivých hrází; b) vzorky z různých poloh stejných hrází (číslování odpovídá poloze podél vodního toku ve směru proudu), čárkované kumulativní křivky znázorňují součet vzorků; konvexní křivka znamená větší podíl jemnějších frakcí, konkávní křivka větší podíl hrubších frakcí; vertikální černá čárkovaná čára odděluje písčitou a prachovou frakci; osa x má logaritmické měřítko. Obr. 9: Stabilita sesuvných hrází v české části Karpat vypočítaná podle modelů DBI (ERMINI CASAGLI 2003) a AHWL_Dis (DONG ET AL. 2009); černá čárkovaná čára odděluje stabilní a nestabilní hráze podle modelu AHWL_Dis. Výsledky obou modelŧ zařadily naprostou většinu studovaných hrází do stabilní kategorie. Výjimkou jsou lokality Jičínka a Hřivová, které vyšly jako nestabilní z modelu AHWL_Dis, a lokalita Pradlisko-N, nestabilní podle indexu DBI. Index DBI obsahuje i tzv. oblast nejistoty (uncertain domain), do které spadají všechny hodnoty DBI v rozmezí 2,75-3,08. Do této nezařaditelné oblasti spadly obě nestabilní hráze z modelu AHWL_Dis, a dále Bílý Kopeček, Pradlisko-S, Tísňavy a Kobylská-S. Kromě poslední se jedná o lokality bez zachovalého sedimentárního záznamu. Porovnání výsledkŧ obou modelŧ je uvedeno na obr. 9. 16

5.4 Sedimentární záznamy sesuvem hrazených retenčních prostor a jejich význam pro rekonstrukci vývoje krajiny v holocénu Význam sedimentárních výplní sesuvy hrazených retenčních prostor spočívá i) v datování příčinných svahových deformací, ii) v moţnostech studia paleoenvironmentálních podmínek a tím iii) pochopení rizik souvisejících se svahovými deformacemi a iv) v moţnostech studia sedimentárních bilancí. Z výsledkŧ sedimentárních analýz výplní retenčních prostor sesuvných hrází ve studovaném území lze konstatovat, ţe změny v charakteru sedimentace jsou záznamem paleohydrologických podmínek v oblasti v období holocénu, úzce souvisejících se změnami klimatu. V mladší polovině holocénu lze sledovat jejich vyšší dynamiku. V rámci studovaných profilŧ bylo zjištěno několik sedimentačních hiátŧ, které věkově odpovídají obdobím zvýšené aktivity vodních tokŧ v povodí horní Visly (STARKEL ET AL. 1996, 2006). Podle předběţných výsledkŧ zjištěné paleoklimatické změny odráţející se v sedimentaci dobře korelují s poznatky z polské části Karpat a jiných částí Evropy (MARGIELEWSKI 2006b). Palynologická analýza v kombinaci s radiokarbonovým datováním poslouţila jako významný nástroj identifikace změn v charakteru vegetačního pokryvu a rekonstrukce paleoenvironmentálních podmínek v okolí příkladových lokalit Peklo, Slopné (obě v disertační práci), Ropice (PÁNEK ET AL. 2009a) a Kykula (PÁNEK ET AL. 2010b). Bylo doloţeno několik stadií vývoje retenčních prostorŧ nad zahrazením (jezero, mokřad, údolní niva) a také fluktuace v zastoupení poměru lesa a otevřených stanovišť na lokalitách ve svrchním holocénu. Přítomností vegetačních indikátorŧ antropogenní aktivity bylo potvrzeno intenzivní vyuţívání horských oblastí Vnějších Západních Karpat člověkem (zemědělská činnost a těţba dřeva) přibliţně od počátku 14. století n. l. (obr. 10), tedy ještě před obdobím valašské kolonizace. Pomocí radiokarbonového datování a stanovení objemu sedimentárních sekvencí bylo moţné rekonstrovat míru denudace v povodích nad zahrazením (DR min ) v rámci rŧzných období holocénu, která se pohybuje v rozpětí 0,09±0,002-23,50±1,31 mm.tis.let -1. Zjištěné hodnoty velmi dobře korespondují s hodnotami dlouhodobého sniţování povrchu stanovenými jinými autory pro oblast Karpat a okolí. Mechanickou denudaci 15-30 mm.tis.let -1 pro střední Evropu (bez Alp) zjistil EINSELE (1992). Několik rŧzných studií z české části Vnějších Západních Karpat udává následující míry dlouhodobé denudace (mechanické + chemické): 39-79 mm.tis.let -1 (DANIŠÍK ET AL. 2008), 79-158 mm.tis.let -1 (KREJČÍ ET AL. 2004), 120 mm.tis.let -1 (BÍL ET AL. 2004) a 280 mm.tis.let -1 (DANIŠÍK ET AL. 2008). BAROŇ ET AL. (2010) stanovili krátkodobou míru denudace v povodí nad přehradou Bystřička (Vsetínské vrchy) z dnových sedimentŧ akumulovaných v letech 1912-2004. Výslednou hodnotu přepočítali na dlouhodobou míru mechanické denudace 28,7-82,1 mm.tis.let -1. Poněkud niţší hodnoty stanovené ze sedimentŧ sesuvných hrází mohou být zpŧsobeny podhodnocením objemu sedimentŧ zpŧsobeném i) nepřesným modelem objemu retenčního prostoru, ii) dynamikou vývoje sesuvných hrází s epizodami fluviální eroze, při kterých mohlo dojít k úniku části materiálu. Velmi nízké hodnoty DR min u některých hrází lze povaţovat za indikátor odnosu materiálu (Kobylská-S, Ropice, Vaculov Sedlo-W, Peklo, Slopné). 17

Obr. 10: Pylový diagram profilu sedimenty výplně retenčního prostoru zahrazení Slopné ve Vizovické vrchovině (zdroj: V. Zernitskaya) s barevně vyznačenou interpretací fází vývoje lokality; tečkovaným ohraničením je zvýrazněný výskyt indikátorů daného stadia; NAP non-arboreal pollen; * - kontaminace mladším 14 C (pmc percent of modern carbon) 18

Rychlost sedimentace v retenčním prostoru rovněţ vypovídá o dynamice holocenních procesŧ na lokalitě (MARGIELEWSKI 2006b). Lineární rychlosti sedimentace stanovené na základě absolutního datování vrstev sedimentŧ o známé mocnosti ve výplních retenčních prostor studovaných sesuvných hrází se pohybují v rozmezí hodnot 0,1-11,8 mm.rok -1. Nejvyšší hodnoty rychlosti sedimentace byly zjištěny na lokalitách Kykula-N, Kykula-M (obr. 11a, PÁNEK ET AL. 2010b) a Peklo. Ve všech případech se jedná o relativně velké sedimentační prostory s větší pravděpodobností rozvoje a uchování záznamu kontinuální sedimentace. Rychlost sedimentace >2 mm. rok -1 je však omezena pouze na krátké časové úseky (srovnej obr. 11a, b). Hodnoty jsou tedy většinou o jeden aţ dva řády niţší ve srovnání s dnešními hodnotami rychlosti sedimentace zjištěnými ze sesuvem hrazeného jezera Brodská-S (26,9-38,5 mm.rok -1 ) a umělé vodní nádrţe Bystřička ve Vsetínských vrších (35,3 mm.rok -1, BAROŇ ET AL. 2010). V palynologicky analyzovaných částech sedimentárních profilŧ vykazujících nízké hodnoty rychlosti sedimentace byly v naprosté většině případŧ identifikovány erozní hiáty (obr. 10). Příčinou řádově niţších hodnot je tedy kromě pokročilé kompakce sedimentŧ v rámci fosilních výplní zřejmě také přítomnost doloţených či nedoloţených erozních hiátŧ, jeţ zpŧsobují významné podhodnocení reálné hodnoty rychlosti sedimentace. Obr. 11: Závislost hloubky a stáří datovaných vzorků v profilech výplní retenčních prostor zahrazení a) Kykula-M (L1, modrá) a Kykula-N (L2, tyrkysová) v Kysuckých Beskydech, a b) Babínek (dva vrty v jednom retenčním prostoru) ve Vsetínských vrších. Vzorky jsou znázorněny pomocí rozdělení pravděpodobnosti stáří vzorku na časové škále cal BP s vyznačením rozpětí 1σ a 2σ v programu OxCal. Tmavší barvou je vyznačen pás spolehlivosti 1σ, světlejší 2σ. Nahoře schéma rychlosti sedimentace v obdobích mezi datovanými úrovněmi. 19

BAROŇ MARGIELEWSKI (2003) udávají, ţe sesuvy hrazené retenční prostory byly v polské části VZK vyplněny v prŧměru do 20 let. Prozatímní stav výzkumu výplní retenčních prostor v české části Karpat a slovenského příhraničí ukazuje, ţe situace není takto jednoduchá. Pokud retenční prostor nebyl vyplněn rychlou proluviální sedimentací (např. blokovobahenní proud vyplňující zahrazení na lokalitě Travný v Moravskoslezských Beskydech), sedimentace v retenčních prostorech dle zachovaných záznamŧ probíhala kontinuálně stovky a v případě zahrazení Kykula v Kysuckých Beskydech aţ tisíce let (PÁNEK ET AL. 2010b). Také dnešní rychlost sedimentace v Brodské-S není enormně rychlá. Vodní plocha existuje jiţ 14 let a uloţena je pouze 0,5 m mocná vrstva sedimentŧ, coţ činí 14 % z celkové hloubky 3,5 metru. Při zachované rychlosti sedimentace by se mělo jezírko vyplnit za dalších ~86 let. Pokud budeme brát v úvahu kompakci sedimentŧ, lze očekávat ještě delší období. Moţnost rychlého vyplnění retenčního prostoru následkem jedné nebo více událostí akcelerace dynamiky procesŧ probíhajících v povodí nad zahrazením ovšem nelze vyloučit, jak dokládá lokalita Travný, nebo poslední výzkumy sedimentárních sekvencí zahrazení Smrdutá v Hostýnských vrších (PÁNEK 2011 osobní sdělení). Významnou roli mŧţe sehrát periodická transformace z uzavřeného na otevřený systém, uvolnění retenční kapacity odnosem stávající akumulace a opětovné zahrazení retenčního prostoru, jak ukazují výsledky sedimentárních analýz řady lokalit (Babínek, Peklo, Slopné, Ropice, Kykula-N, Lučovec). Ve středohorském regionu flyšových Západních Karpat jsou fosilní výplně retenčních prostor sesuvných hrází jedním z mála zdrojŧ informací o holocenních podmínkách vývoje reliéfu. Nicméně korektní interpretace dat je omezená celou řadou aspektŧ, souvisejících s charakterem sedimentace v těchto většinou malých, dynamicky se vyvíjejících sedimentačních pánvích. K nejčastějším příčinám komplikací patří přítomnost litologicky nezřetelných erozních hiátŧ a únik podstatné části materiálu vlivem periodické fluviální eroze, dále resedimentace materiálu z vyšších částí povodí nebo retenčního prostoru, uloţeného v inverzním sledu. K běţným jevŧm patří nedostatek organického materiálu vhodného k radiokarbonovému datování anebo kontaminace sedimentŧ starším či mladším organickým materiálem. Řešením problému je dŧsledná interpretace sedimentárních facií, podpořená vyšší frekvencí absolutního datování a aplikací co nejširšího spektra sedimentologických metod, jako je granulometrická a palynologická analýza, ztráta hmotnosti ţíháním, magnetická susceptibilita, obsah těţkých minerálŧ a další. 6 ZÁVĚR Sesuvné hráze v české části Vnějších západních Karpat a slovenského příhraničí patří v rámci celého spektra dopadŧ svahových deformací na údolní dno k poměrně frekventovaným a dobře zachovalým formám. Výsledky získané jejich studiem v rámci disertační práce lze shrnout následovně: - Na základě databáze 39 lokalit údolí zahrazeného sesuvem byla vytvořena regionální klasifikace sesuvných hrází a byly nalezeny vztahy mezi charakteristikami příčinných svahových deformací a morfometrickými parametry sesuvných hrází či jejich retenčních prostor. - Granulometrické sloţení materiálu a geomorfometrie sesuvných hrází Vnějších Západních Karpat má zřejmý vliv na jejich stabilitu a tudíţ moţnost dlouhodobější sedimentace v retenčních prostorech nad zahrazením. Se stabilitou studovaných sesuvných hrází zřejmě souvisí i jejich výrazný dopad na podélné profily zahrazených vodních tokŧ, kde vytvářejí 20

výrazné zálomy s plochým úsekem agradace a segmentem zvýšeného gradientu koryta, podstatně ovlivňujících geomorfologický reţim vodního toku. Dopad sesuvných hrází byl shledán srovnatelným nebo dokonce významnějším neţ pŧsobení ostatních činitelŧ majících vliv na vývoj podélných profilŧ vodních tokŧ. - Charakter sedimentace v retenčních prostorech studovaných sesuvných hrází lze popsat pomocí i) jednoduchého anebo v naprosté většině případŧ pomocí ii) komplexního sedimentačního modelu, s častým střídáním klidné lakustrinní či palustrinní a rychlé aluviálně-proluviální sedimentace. Typickým znakem studovaných výplní retenčních prostor je také periodická transformace z uzavřených a polozavřených depozičních systémŧ na otevřené systémy s pŧsobící fluviální erozí. Na základě provedených sedimentologických analýz byla zjištěna přítomnost erozních hiátŧ indikující tyto transformace, jejichţ časové určení dobře koreluje s obdobími zvýšené vlhkosti klimatu v Karpatech. - Datováním počátku sedimentace v sesuvy hrazených retenčních prostorech byla významným zpŧsobem doplněna geochronologie aktivity svahových deformací zájmového regionu. Z dosavadních dat vyplývá, ţe svahové deformace se ve Vnějších Západních Karpatech formovaly v prŧběhu celého holocénu, se zvýšenou frekvencí v jeho svrchní polovině. Srovnáním s dalšími proxy daty ze studované oblasti vyplývá, ţe aktivace svahových deformací je úzce vázána na období klimatu s vyšší vlhkostí. - Rekonstrukce vegetačního krytu na příkladových lokalitách odhalila několikanásobné změny v zastoupení poměru lesa a otevřených stanovišť, a také zemědělské aktivity v blízkém okolí těchto dnešní společnosti odlehlých lokalit z období ještě před valašskou kolonizací. - Zjištěné hodnoty míry denudace v povodích nad zahrazením a rychlosti sedimentace v retenčních prostorech sesuvných hrází odpovídají řádově hodnotám zjištěným jinými autory ve studovaném území. Zvolený postup stanovení míry denudace se jeví být slibnou metodou, kterou lze v budoucnu více zpřesnit a rozvinout. - Sedimenty retenčních prostor tedy jsou, i přes určitá omezení vyplývající z charakteru vývoje sedimentace a podmínek aplikace dostupných sedimentologických analýz, velmi významným zdrojem informací o stavu a vývoji krajiny v době jejich ukládání. Zkoumané lokality interakcí sesuv/údolní dno sesuvné hráze mají podstatný vliv na vývoj údolních den ve studovaném území a patří k jedinečným a z hlediska moţnosti komplexního výzkumu geodynamiky holocenního vývoje Vnějších Západních Karpat významným formám reliéfu. 21

7 SEZNAM POUŢITÉ LITERATURY ALEXANDROWICZ, S.W., 1996. Stages of increased mass movements in the Carpathians during the Holocene. Kwartalnik AGH, Geologia 22, s. 223-262. ANDERSON, D.E., GOUDIE, A.S., PARKER, A.G., 2007. Global Environments through the Quaternary: Exploring Environmental Change. Oxford University Press, Oxfors, UK, 359 s. BAROŇ, I., 2004. Structure, dynamics and history of deep-seated slope failures in the Rača unit, Magura nappes, Outer Western Carpathians (Czech Republic), a case study: Vaculov-Sedlo, Kobylská, Kopce and Křížový slope failures. Disertační práce, PřF Masarykovy univerzity, Brno, 98 s. BAROŇ, I., 2007. Výsledky datování hlubokých svahových deformací v oblasti Vsetínska a Frýdeckomístecka. Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 2006, s. 10-12. BAROŇ, I., MARGIELEWSKI, W., 2003. Záznam klimatických změn holocénu ve svahových deformacích flyšových Západních Karpat. In: Baroň, I., Klimeš, J., (eds.). Sborník referátů a prezentací z odborného semináře Sesuvy, člověk a krajina [CD/ROM]. Česká geologická sluţba, Brno. BAROŇ, I., CÍLEK, V., KREJČÍ, O., MELICHAR, R., HUBATKA, F., 2004. Structure and dynamics of deep-seated slope failures in the Magura Flysch Nappe, outer Western Carpathians (Czech Republic). Natural Hazards and Earth System Science 4, s. 549-562. BAROŇ, I., BALDÍK, V., FIFERNOVÁ, M., 2010. Orientační stanovení recentní míry denudace flyšového pásma Vnějších Západních Karpat na příkladu povodí Bystřičky ve Vsetínských vrších. Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku 17, s. 10-13. BAUMGART-KOTARBA, M., KOTARBA, A., 1993. Late Glacial and Holocene lacustrine sediments of the Lake Czarny Staw Gąsienicowy in the Tatra Mountains. Dokumentacja Geograficzna 4-5, s. 9-30. BÍL, M., MÜLLER, I., 2008. The origin of shallow landslides in Moravia (Czech Republic) in the spring of 2006. Geomorphology 99, s. 246-253. BÍL, M., KREJČÍ, O., FRANCŦ, J., HROUDA, F., PŘICHYSTAL, A., 2004. Estimation of the missing eroded sediments in the Bílé Karpaty unit (Outher West Carpathians). Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 38, s. 59-66. BORGATTI, L., RAVAZZI, C., DONEGANA, M., CORSINI, A., MARCHETTI, M., SOLDATI, M., 2007. A lacustrine record of early Holocene watershed events and vegetation history, Corvara in Badia, Dolomites (Italy). Journal of Quaternary Science 22, s. 173-189. BUBÍK, M., KREJČÍ, O., KIRCHNER, K., 2004. Geologická minulost a přítomnost Frýdeckomístecka. Muzeum Beskyd, Frýdek-Místek, 53 s. BUZEK, L., HAVRLANT, M., KŘÍŢ, V., LITSCHMANN, T., 1986. Beskydy: Příroda a vztahy k ostravské průmyslové oblasti. Pedagogická fakulta v Ostravě, Ostrava, 349 s. CASAGLI, N., ERMINI, L., ROSATI, G., 2003. Determining grain size distribution of the material composing landslide dams in the northern Apennines: sampling and processing methods. Engineering Geology 69, s. 83-97. COSTA, J.E., SCHUSTER, R., 1988. The formation and failure of natural dams. Geological society of America Bulletin 100, s. 1054-1068. 22