Denní cykly v koncentracích CO2 v jeskynní atmosféře Rešerše k bakalářské práci
Prokop Barson vedoucí bakalářské práce: doc. Ing. Jiří Faimon, Dr.
Brno 2010
1
Obsah: 1. Úvod 2. Popis zkoumané lokality 2.1. Popis oblasti 2.2. Geologický vývoj oblasti 2.3. Hydrologie oblasti 2.4. Klimatické poměry oblasti 2.5. Císařská jeskyně 2.5.1. Historie Císařské jeskyně 2.5.2. Charakteristika Císařské jeskyně 3. Geochemické interakce 3.1. Mikroklimatologie jeskyní 3.2. Diurnální koncentrace 4. Seznam pouţité literatury
2
1. Úvod Krasové oblasti patří k nejcitlivějším krajinným systémům vůbec, kde kaţdý zásah člověka znamená i zásah do jeho velmi křehké stability (Musil et al., 1993). Jeskynní prostory jsou místa, kde se často dostávají do přímého kontaktu litosféra, hydrosféra a atmosféra, proto je důleţité je studovat. Oxid uhličitý je v jeskynní atmosféře velice důleţitou komponentou. Koncentrace CO2 řídí geochemické pochody jako je růst a koroze sintrů nebo rozpouštění vápenců. Koncentrace CO2 v jeskyni je řízena (1) odplyňováním skapových vod a (2) přímou difůzí z nadloţí (půda, epikras). Změny koncentrací CO2 v jeskyni vykazují pravidelnost v rámci sezónních cyklů (střídání ročních období). Změny diurnálních koncentrací jsou předmětem této studie. Cílem této studie je přispění k lepšímu pochopení dynamiky jeskyní.
2. Popis zkoumané lokality 2.1. Popis oblasti Moravský kras se nachází na Moravě severozápadně od Brna. Jako celek tvoří chráněnou krajinnou oblast pro svou krajinnou, biologickou a geologickou hodnotu. Zabírá plochu o cca 92 km2. Jedná se o přibliţně 25 km dlouhý, 3 aţ 6 km široký pás táhnoucí se zhruba od Ochozu u Brna směrem na sever aţ k obci Ţďár. Je jihozápadní součástí Drahanské vrchoviny s průměrnou nadmořskou výškou 448 m.n.m. a středním sklonem svahů 5,8 stupňů. Území můţeme rozdělit na tři části - severní Suchdolské plošiny, střední Rudické plošiny a jiţní Ochozské plošiny. Zhruba 60 % území zakrývají lesy. Georeliéf je rozmanitý - mnoţství ţlebů, závrtů, skalních oken, plošin a dalších krasových fenoménů ovlivňuje ráz krajiny do vysoké míry. Jedná se o holokras, tj. úplný kras s rozvinutým povrchovým i podzemním krasovým fenoménem. V současné době jsou jeskyně vyvinuty ve třech úrovních (Přibyl et al., 1992). 2.2. Geologický vývoj oblasti Oblast Moravského krasu je součástí většího celku sedimentačního procesu ukládání karbonátů na starší celky prekambrických magmatických hornin brunovistulka (Dudek, 1980) a metamorfity nejistého stáří. Spodnokarbonské aţ devonské horniny mají výrazně transgresivní ráz a leţí diskonkordantně na starších horninách. 3
Vrstevní sled začíná emskými bazálními klastiky zejména křemennými slepenci, pískovci, prachovci a arkózami 20-1600 m mocnými. Na ně v givetu navazují drakovské kvarcity. V givetu aţ frasnu začala karbonátová sedimentace z mělké karbonátové platformy a vzniklo 50-1300 m mocné macošské souvrství. Ukládaly se jílovitopísčité aţ dolomitické vápence josefovské, příbřeţní vápence laţánecké a světlešedé vilémovické (Chlupáč et al., 2002). Facie sledu macošského souvrství se čtyřikrát opakují v cyklech: Macošský, Býčí skála, Ochozský a Mokerský. Sedimentace
macošského souvrství je ukončena na přelomu
frasn/famen. Další ukládání pokračovala ve famenu ukládáním líšeňského souvrství (10-500 m mocné) a to načervenalými hlíznatými, mikritickými aţ biomikritickými vápenci křtinskými. Na ně postupně navazovaly biomikritické, biodetritické vápence hádsko-říčské. Ukládání vrstev draţďovických poukazuje na extenzi v pánvi Moravského krasu a vzniká pánev halfgrabenového typu. Následující spodnokambrická sedimentace plynule přechází do kulmu. Nadloţí líšeňského souvrství tvoří ponikevské souvrství tvořící zelené siliciklastické břidlice přecházející do březinovských pestře zbarvených břidlic s polohami prachovců ukládajících se na hranici tournai/visé. Následuje sled mocného rozstáňského souvrství s převahou břidlic a prachovců. Jsou pozorovány i polohy drob. Uloţeniny myslejovického souvrství tvořící nadloţí rozstáňského souvrství jsou na dlouhou dobu poslední mořské facie. Jsou tvořeny zejména slepenci aţ po droby a břidlice. Sedimentace opět začala v období střední jury. Ukládaly se písčité vápence, deskovité vápence s rohovci aţ mikritové vápence (Chlupáč et al., 2002) na některých místech o mocnosti aţ 50 m (Musil et al., 1993). Další transgrese proběhla ve svrchní křídě. V blanském příkopu se uloţily rudické vrstvy tvořené limonickými a kaolinitickými jíly s polohami písků a různých valounů starších vápenců. Ve třetihorách a čtvrtohorách terén podlehl zvětrávání a postupnému krasovatění. Ve spodním pleistocénu se však začalo podnebí výrazně ochlazovat a docházelo ke střídání dob ledových a meziledových (Musil et al., 1993). Po odeznění glaciálů byl Moravský kras pokryt sprašovými pokryvy. 2.4. Hydrologie oblasti Hydrologie v Moravském krasu je velice specifická kvůli krasovému fenoménu. Severní část Moravského krasu odvodňuje podzemní řeka Punkva, jeţ sestává ze zdrojnic Sloupského potoka a Bílé vody. Střední část odvodňuje Křtinský potok, který posiluje přítok Jedovnický potok a v jiţní části potoky Ochozský, Hádecký a Hostěnický odvádí vodu po sloţité hydrografické síti do potoku Říčka.
4
2.5. Klimatické poměry oblasti Vliv na teplotu v Moravském krasu má značná členitost terénu. Díky ní je délka a intenzita slunečního záření v různých částech krasu jiná. V jiţních částech je maximum délky trvání svitu slunce zaznamenáno v květnu, přitom v severní části v srpnu. Teplota podle naměřených hodnot kolísá v různých částech krasu. Průměrná teplota v jiţních částech je 8,4 °C, ve střední časti krasu 7,7 °C, průměrná roční teplota na severu je 6,5 °C. Nejchladnějším měsícem je leden s teplotami -2,1 °C v jiţní, -2,8 °C ve střední a -3,7 °C v severní části. Nejteplejším měsícem bývá červenec s průměrnou teplotou 18,4 °C na severu, 18,0 °C ve střední části a na jihu potom 16,2 °C. Vliv nadmořské výšky se zde projeví při srovnáních jarních a podzimních teplot. Ve vyšších nadmořských výškách je tepleji na podzim (vliv zde má sníh) (AOPK ČR, 2010). Teplotní rozdíly mezi částmi krasu lze vyjádřit pomocí bodu mrazu (0 °C). Bod mrazu má vliv na biotu a proudění podzemní a povrchové vody. V jiţní části průměrná teplota klesá do záporných hodnot 13. prosince, kdeţto v severních částech se tomu děje jiţ 26. listopadu. Oteplovaní přichází v jiţní části dříve, konkrétně 19. února, neţ na severu (10. března) (AOPK ČR, 2010). V chladnějším pololetí (říjen aţ březen) spadne ve střední části krasu 210 mm sráţek, coţ tvoří
39 % ročního úhrnu. Kvůli nedostatku slunečního záření se zvětšuje relativní vlhkost
vzduchu, dochází k časté tvorbě mlh apod. V teplejších měsících (duben aţ září) spadne asi 327 mm sráţek, coţ představuje 61 % celkového ročního úhrnu. Roční chod sráţek je proměnlivý. Na některých místech sněhová pokrývka v severních částech vydrţí aţ dvakrát déle, neţ je tomu v jiţní části. Vítr vane většinou směrem na severozápad aţ sever. Druhým převládajícím směrem vanu větru je východ aţ jihovýchod (AOPK ČR, 2010). 2.6. Císařská jeskyně 2.6.1. Historie Císařské jeskyně Podle Absolona (1970) je objevitel Císařské jeskyně Johannes Anton Nagel. Započal výzkum jiţ v roce 1748. Za následníka se povaţuje Hugo František Salm, který sem přivedl roku 1824 císařovnu Marii Terezii a císaře Františka I. Podle této události jeskyně dostala název „Císařská―. Ve starší literatuře můţeme jeskyni najít pod jménem „Ostrovská vodní jeskyně―. V jeskyni probíhal v letech 1904-1905 rozsáhlý výzkum, aby se v roce 1930 mohla otevřít veřejnosti. V roce 1952 se jeskyně veřejnosti uzavřela z důvodu častého zatopení. Od roku 1997 je jeskynní prostor vyuţíván pro speleoterapii. 5
2.6.2. Charakteristika Císařské jeskyně Císařská jeskyně se nachází pod východní strání Ostrovského ţlebu nedaleko Ostrova u Macochy, asi 25 km severozápadně od Brna. Prostory jsou tvořené dlouhou chodbou ve směru SSV – JJZ s podzemními jezery - Nagelovo, Salmovo, Klidu, Širé, Niphargusové a Hluboké. Je zhruba 250 m dlouhá a je situována kolem 40-ti metrů pod povrchem. Celková délka chodeb pak dohromady tvoří asi 600 m. Celkový objem jeskyně je přibliţně 11 500 m3. V těsné blízkosti Císařské jeskyně se nachází několik menších jeskyní, které utvářejí jeskynní systém. Okolí jeskyně je budované ve velmi sloţitých geologických podmínkách. Z horninových typů se zde vyskytují zmiňované vilémovické vápence, křtinské vápence, ostrovské břidlice a břidlice rozstáňského souvrství. Na svahu za jeskyní probíhá hranice krasu a kulmu (přesmyk vilémovických vápenců přes břidlice rozstáňského souvrství), kterou představují šedočerné břidlice (Kunský a Stehlík, 1961). Jeskyně je výrazně předisponovaná tektonicky ve směru SSV – JJZ, coţ je pozorovatelné na profilech chodeb a dómů v celé jeskyni. Severní část je od spodního vchodu (461 m.n.m.) tvořena uměle prokopanými chodbičkami s několika vertikálními asi 10 m hlubokými propastmi s vodou. Horní vchod je situován v nadmořské výšce 472 m.n.m.. Pod horním vchodem je podobný labyrint chodeb a zatopených propastí. Je to zároveň jediná jeskyně v Moravském krase s visutou stagnující hladinou podzemních vod. Uvnitř jeskyně se nacházejí aţ 7 m hluboká jezírka oddělená skalními stupni. Na dně jezer jsou usazeny jílovité hlíny, které zabraňují průsaku vody do podloţí. Okolní půdy jeskyně jsou hnědé rendziny. Kvůli speleoterapii je v Nagelově dómě vybudována tělocvična a po celé jeskyni betonové chodníky. Jedná se o typickou dynamickou jeskyni s horním a spodním vchodem. Na obr. 1. je uveden horizontální profil a půdorys Císařské jeskyně.
6
Obr. 1.: Císařská jeskyně, upraveno podle Faimon et al., 2006
3. Geochemické interakce Kalcit (CaCO3) tvoří hlavní část vápenců. Jeho rozpustnost ve vodě je minimální, ale rozpustnost v H2CO3 je značná. Zředěný roztok H2CO3 vzniká reakcí vody s CO2 (viz. níţe). Koncentrace CO2 je v jeskyních 10 aţ 100 krát větší neţ na povrchu (0,03 %). Značná část CO2 je produkována biologickou půdní aktivitou a je transportována přes vadózní zónu přímo difúzí nebo vodným roztokem do jeskyně. Vyšší hodnoty CO2 bývají připisovány zvětrávání vápence a oxidaci organického materiálu bakteriemi (Bourges et al., 2001).
7
Sněhová pokrývka také zvyšuje koncentrace CO2 v půdních vodách. Příčinou tohoto fenoménu je jednak vyšší rozpustnost CO2 v chladné vodě a regelační pochody. Střídavé mrznutí během dne a noci má za následek zvýšení koncentrace CO2 ve vzduchu, který obsahuje sněhová hmota. CO2 je těţší neţ vzduch, a tak se díky gravitaci hromadí ve spodní části sněhové hmoty. Voda vytékající ze sněţníků je tedy obohacena o CO2 (Williams, 1949). Zvýšená kyselost (Fetzer, 1946), také kyselé deště (čím kyselejší je déšť, tím je agresívnější k vápenci a tím více ho rozpouští (Sweeting, 1972)) a směsová koroze (ta je vyvolána míšením dvou nebo několika roztoků o různé koncentraci CaCO3 za vzniku CO2 (Bögli, 1964)) také zvyšují koncentrace CO2. Přítok nenasycené vody má na koncentraci CO2 vliv takový, ţe právě nenasycená voda dokáţe odebírat vzdušný CO2. Ovšem za dominantní zdroj CO2 v jeskyni je povaţováno odplynění skapů (Baldini et al. 2008). Klima v jeskyni je velice stálé, avšak je do značné míry ovlivněno ventilací (Pflitsch, 2003). Na obr. 2. můţeme vidět zjednodušené schéma jeskyně.
Obr. 2.: Zjednodušené schéma obecné jeskyně (upraveno podle Kowalczk et.al, 2009).
8
CO2 hraje klíčovou roli při rozpouštění vápence a růstu speleotém (Bourges et al., 2001). Podle Dreybrodta (2000) je zapotřebí zkombinovat (1) rovnováţnou chemii systému H2O CO2 - CaCO3, (2) kinetiku rozpouštění a (3) mechaniku fluid. Podle Plummera et al. (1978) kinetiku rozpouštění lze vyjádřit třemi základními rovnicemi: CaCO3 + H+ ↔ Ca2+ + H2O CaCO3 + H2CO3 ↔ Ca
2+
+ 2 HCO
(1) -
(2)
CaCO3 + H2O ↔ Ca2+ + CO32- + H2O
(3)
a ty mohou být zkombinovány do celkové: CaCO3 + CO2+ H2O → Ca2+ + 2 HCO3-
(4)
Ze stechiometrie plyne, ţe na jeden uvolněný Ca2+ ion je potřeba jedna molekula CO2, za uvolnění 2 molekul HCO3-. Z této rovnice je evidentní, ţe reakce systému CO2 - H2O - CaCO3 je řízena koncentracemi H+, HCO3-, H2CO3 a Ca2+. Henryho zákon potom popisuje rozpouštění CO2 ve vodě v závislosti na parciálním tlaku CO2 v okolní atmosféře: [CO2 aq] = KH PCO2
(5)
, kde KH je Henryho konstanta. Parciální tlak (PCO2) je podíl CO2 na celkovém tlaku směsi plynů. Daltonův zákon parciálních tlaků říká, ţe součet všech parciální tlaků všech sloţek je roven celkovému tlaku. CO2 se následně rozpouští ve vodě a mění se na H2CO3: CO2 + H2O → H2CO3
(6)
Rozpustnost vzrůstá s poklesem teploty vody a se zvyšováním parciálního tlaku CO2 (Přibyl et al., 1992). Rozpouštění oxidu uhličitého při různých teplotách je zobrazeno na obr. 3. Padoxem je, ţe se
Obr. 3.: Rozpouštění CO2 při různých teplotách (Honeywell).
9
sniţující se teplotou se CO2 snadněji rozpouští, avšak kdyţ teplota roste, rozpouštění se urychluje (Bögli, 1956). Při zvýšení teploty a sníţení parciálního tlaku dochází k uvolňování CO2 rozpuštěného ve vodě a k nárůstu jeho koncentrace ve vzduchu (Sládek, 2009). Díky PCO2 a koreakcím dochází k disociacím: H2CO3 ↔ H+ + HCO3-
+
HCO3 ↔ H + CO3
(7)
2-
(8)
H2O ↔ H+ +OH-
(9)
Výše uvedené procesy jsou závislé na teplotě. Disociace kalcitu, jinými slovy rozpouštění, v přírodních systémech probíhá za různých podmínek: (1) V saturované zóně zvodně, nebo porózních kalcitických půdách není ţádné rozhraní mezi atmosférou a roztokem, a tedy není ţádný hmotový transport CO2 do roztoku. Během rozpouštění kalcitu je CO2 spotřebováván z roztoku. Jedná se o uzavřený systém s ohledem na CO2. (2) Ve všech situacích, kdy voda proudí a je v kontaktu s vápencem a nevázaným plynným CO2 je hmotový tok CO2 efektivní mezi rozhraním roztok - plyn. CO2 spotřebovávaný rozpouštěním kalcitu je nahrazován přenosem CO2 skrz hranici roztok - plyn. (3) V nesaturované zóně zvodně, kde je určitý objem roztoku v kontaktu s kalcitem a určitým objemem CO2 se jedná o otevřený systém při nekonečném mnoţství CO2 a uzavřený při spotřebování veškerého CO2. Existují tedy dva modely krasového systému, a to otevřený a uzavřený vzhledem k plynnému CO2 (Dreybrodt, 2000).
10
Saturační index popisuje stav systému kalcit - voda: SICaCO3 = log[(aCa2+ ·aCO32-)/Kc]
(10)
Nulový saturační index znamená, ţe voda je v rovnováze s kalcitem, tj. uhličitany se nerozpouštějí ani nevylučují. Záporný saturační index indikuje, ţe aktivita rozpuštěných látek je niţší neţ rovnováţná. Následkem je rozpouštění dostupného vápence. Pokud je saturační index naopak kladný, dochází k vylučování vápence. Vztah mezi vylučováním (nebo rozpouštěním) vápence, koncentrací kyseliny uhličité a hodnotou pH je zobrazen na Tillmanově grafu (viz. obr. 4.).
Obr. 4.: Tillmanův graf. Silná černá čára vyznačuje rovnováţný stav. Podmínky nad čarou působí rozpouštění vápence, pod čarou jeho vylučování (Honeywell)
11
Vyšší obsah CO2 způsobuje zvyšování kyselosti vody (sniţování pH) a rozpouštění vápence. Základními ovládacími prvky na růst speleotém jsou teplota, četnost skapů, sloţení skapové vody s ohledem na Ca2+, PCO2 jeskynní atmosféry a tloušťce stagnující tenké vrstvy vody pokrývající krápník (Dreybrodt, 2000). Na obr. 5. můţeme vidět závislost růstu
Obr. 5.: Rychlost růstu speleotém v závislosti na parciálním tlaku (upraveno podle Baldini et al., 2008). δ- toušťka „filmu‖ (tenká stagnující vrstva pokrývající krápník)
speleotém na parciálním tlaku. 3.1. Mikroklimatologie jeskyní Dynamická jeskyně je taková, jeţ má dva nebo více vchodů o různé nadmořské výšce. Platí, ţe teplota v jeskyni je blízko průměrným hodnotám celoročních teplot okolí, přičemţ záleţí na geologickém charakteru podloţí, na teplotě matečné horniny a na výměně vzduchu s okolím. Proudění jeskynního vzduchu zajišťuje komunikaci mezi jeskyní a vnějším prostředím. Toto proudění bývá zdrojem cizorodých látek a kontaminantů pro jeskynní ekosystém. Jeskynní vzduch je v zimě teplejší, neţ-li je teplota vnějšího prostředí. V letním období je horním vchodem vzduch nasáván do jeskyně, kde se ochladí, a díky fyzikálním vlastnostem (větší specifická hmotnost chladnějšího vzduchu) se spodním vchodem vrací zpět do okolí. V zimě je směr proudění vzduchu obrácený. V letním období dochází v blízkosti horních vchodů k prohřívání hornin a kondenzaci par z ovzduší. V zimě u horních vchodů dochází naopak
12
k vysoušení hornin a prochlazování (Přibyl et al., 1992). Hustota vzduchu je dána teplotou a tlakem. Proudění vzduchu ovlivňuje teplotu hornin v jeskyni. S prouděním vzduchu souvisí koncentrace CO2. Dynamika proudění vzduchu má přímý vliv na mnoţství CO2 v jeskyni. Sezónní charakter proudění vzduchu vyvolává změny koncentrací CO2 v průběhu roku. Maximální PCO2 bývá zpravidla v létě, kdy vnější teplota (vyšší neţ v jeskyních) tlumí přirozenou výměnu s okolím (ventilaci) (Sládek, 2009). 3.2. Diurnální koncentrace Na jeskynní mikroklima má nemalý vliv přítomnost člověka. Důsledkem antropogenní činnosti můţe být zvýšení teploty, koncentrace CO2 a sníţení relativní vlhkosti. Přirozenou rovnováhu narušuje také van větru vyvolaný pohybem osob (Sládek, 2009). Díky ventilaci jeskyně se vrací koncentrace CO2 po odchodu posledního návštěvníka opět do přirozeného stavu. Vliv lidské činnosti přímo na Císařské jeskyni studoval Faimon et al. (2006). Dle jejich studie má na korozi speleotém spíše vliv kondenzace vody neţ samotný přísun CO2 dýcháním. To podstatnější, co zkoumali, je ovšem model ustavení stacionárního stavu CO2, který zohledňuje všechny toky CO2 dovnitř a ven z jeskyně. Po návštěvě lidí dochází k relaxaci a jeskyně se navrací zpět do svého obvyklého stavu. Kowalczk a Froelich (2009) studovali jeskynní cykly v subtropickém klimatu poblíţ poloostrovu Florida (Severní Amerika) v jeskyni s několika vchody (Hollow Ridge Cave) . Byly pozorovány tři reţimy a diurnální cyklus byl jedním z nich. Křivka koncentrace CO2 roste od ranních hodin a upadá zhruba hodinu po západu slunce (během dne je koncentrace CO2 vyšší neţ v noci). Byly pozorovány jemné oscilace. Podobných výsledků dosáhl i Kowalski et al. (2008). V jejich práci je preznetováno, mimo jiné, i diurnální koncentrace CO2 v jeskyni Altamira (Španělsko). Naměřil maximální koncentrace CO2 v poledne v letních podmínkách. Dle jeho mínění, v problematice diurnálních změn koncentrací hrají určitou roli respirace a fotosyntéza, ovšem také potvrdil abiotický zdroj CO2 v podzemí, kterého, jak vyplývá ze studie od Serrano-Ortiz et al. (2010), je v podzemních rezervoárech více neţ polovina celkového mnoţství atmosféry. Zjistil, ţe při ventilaci pro všechny typy jeskyní v různých podmínkách je důleţitá geochemie CO2. Diurnální cyklus CO2 v krasových vodách také studoval Zahuia Liu et al. (2007) v jihozápadní Číně. Zjistil, ţe vykazuje určitou podobnost s cyklem střídání ročního období. Uvaţujme zimu a noc jako chladnější sekvenci cyklu. Potom platí, ţe v chladnějším období dochází k růstu saturačního indexu a pH a na druhou stranu ke sníţení hodnot parciálního tlaku CO2 a teploty vody. 13
Podle Baldiniho et al. (2008) parciální tlak CO2 koreluje s teplotou vnějšího prostředí a ještě lépe s teplotou půdy, ne však s barometrickým tlakem. Jeho tvrzení podepírá soubor dat, který nasbíral v jihozápadním Irsku. Soubor vykazuje 24 -hodinovou periodicitu (ať uţ se jedná o parciální tlak CO2, teplotu ovzduší či teplotu půdy). Toto dokazuje přímou vazbu mezi cykly těchto vlastností. Vyvrátil moţnost vlivu barometrického tlaku a sráţek na podílení cyklů (vliv mají, ale ne cyklický). Vyšší parciální tlak CO2 se shoduje s niţší teplotou a naopak. Toto jednoznačně podporuje teorii o ventilaci jako dominantního prvku kontroly nad parciálním tlakem v jeskynní atmosféře.
4. Seznam použité literatury Agentura ochrany přírody a krajiny ČR (2010): http://www.ochranaprirody.cz/ (09. 03. 2010). Absolon, K. (1970): Moravský kras. — Praha, Academia, 348 s. Baldini, J. U. L. - McDermott, F. - Hoffmann, D. L. - Richards, D. A. - Clipson, N. (2008): Very high-frequency and seasonal cave atmosphere PCO2 variability: Implications for stalagmite growth and oxygen isotope-based paleoclimate records. — Earth and Planetary Science Letters 272: 118–129. Bögli, A. (1956): Grundformen von Karsthöhlenguerschnitten. — Stalactite 6: 56-62. Bögli, A. (1964): Mischuge korrosion ein Beitrag zum Verkarstungsproblem. — Erkunde 18: 83-92. Bourges, F. - Mangin, A. - d’Hulst, D. (2001): Le gaz carbonique dans la dynamique de l’atmosphère des cavités karstiques : l’exemple de l’Aven d’Orgnac (Ardèche). — Earth and Planetary Sciences 333: 685–692. Dreybrodt, W. (2000): Equilibtrium Chemistry of Karst Water in Limestone Terranes. — In: Klimchouk, A. B. - Ford, D. C. - Palmer, A. N. - Dreybrodt, W.: Speleogenesis Evolution of Karst Aquifers. — National Speleological Society, Huntsville, Alabama, 527 s.
14
Dudek, A. (1980): The crystalline basement block of the Outer Carpathias in Moravia. — Rozpr. Čs. Akad. Věd, Řada mat. přír. Věd, Praha, 85 s. Faimon, J. - Štelcl, J. - Sas, D. (2006): Anthropogenic CO2-flux into cave atmosphere and its environmental impact: A case study in the Císařská Cave (Moravian Karst, Czech Republic). — Science of the Total Environment 369: 231-232. Fetzer, W. G. (1946): Humic acids and organic acids as solvents of minerals. — Econ. Geol., 41,
47-56.
Chlupáč, I. - Brzobohatý, R. - Kovanda, J. - Stráník, Z. (2002): Geologická minulost České republiky. — Akademie věd České republiky, s. 144-149, Praha, 436 s.
Kunský, J – Stehlík, V. (1961): Macocha a Moravský kras. — Československá akademie věd, Praha, 366 s.
Honeywell
Česká
Republika
(2009):
Úprava
pitné
vody
bez
chemie.
—
http://www.stavebnetabulky.sk/PDF/K072/uprava_pitnej_vody/01_uprava_pitnej_vody_uvod. pdf (09. 03. 2010).
Kowalczk, A. J. - Froelich, P. N. (2009): Cave air ventilation and CO2 outgassing by radon-222 modeling: How fast do caves breathe? — Earth and Planetary Science Letters 289, 209–219. Kowalski, A. S. - Serrano-Ortiz, P. - Janssens, I. A. - Sánchez-Moral, S. - Cuezva, S.Domingo, F. - Were, A. - Alados-Arboledas, L. (2008): Can flux tower research neglect geochemical CO2 exchange? — Agricultural and Forest Meteorology 148: 1045–1054. Kunský J. - Stehlík V. (1961): Macocha a Moravský kras. — Československá akademie věd. Praha. 366 s.
Musil, R. et al. (1993): Moravský kras: labyrinty poznání. — J. Bliţňák, Adamov, 336 s. 15
Pflitsch, A. - Piasecki, J. (2003): Detection of an airflow system in Niedzwiedzia (Bear) Cave, Kletno, Poland. — Journal of Cave and Karst Studies 65(3): 160-173.
Plummer, L. N. - Wigley, T. M. L. - Parkhurst, D. L. (1978): The kinetics of calcite dissolution in CO2-water systems at 5 to 60 °C and 0,0 to 1,0 atm CO2. — American Journal of Science 278: 179-216. Přibyl, J. - Loţek, V. - Kučera, B. a kolektiv (1992): Základy karsologie a speleologie. — Academia, Praha, 356 s. Sládek, P. (2009): Jeskynní mikroklima a radioaktivita. — In: Hromas, J., Mackovčin, P., Sedláček, M. (eds.): Jeskyně. Chráněná území ČR, svazek XIV. Agentura ochrany přírody a krajiny ČR a EkoCentrum Brno, Praha, 608 s. Serrano-Ortiz, P. - Roland, M. - Sánchez-Moral, S. - Janssens, I. A. - Domingo, F. Goddéris, Y. - Kowalski, A.S. (2010): Hidden, abiotic CO2 flows and gaseous reservoirs in the terrestrial carbon cycle: Review and perspectives. — Agricultural and Forest Meteorology 150: 321-329. Sweeting, M. M. (1972): Karst landforms. — Macmilian, London-Basingstoke, 362 s.
Williams, J. E. (1949): Chemical weathering at low temperatures. — George. Revue, 39, 129-135. Zaihua, L. - Qiang, L. - Hailong, S. - Jinliang, W. (2007): Seasonal, diurnal and stormscale hydrochemical variations of typical epikarst springs in subtropical karst areas of SW China: Soil CO2 and dilution effects. — Journal of Hydrology 337, 207– 223.
16
