Jezera České republiky. Bohumír Janský, Miroslav Šobr a kol

Jezera České republiky Současný stav geografického výzkumu _____________________________________________________

Bohumír Janský, Miroslav Šobr a kol.

PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA UNIVERZITY KARLOVY PRAHA KATEDRA FYZICKÉ GEOGRAFIE A GEOEKOLOGIE

1

Jezera České republiky Bohumír Janský, Miroslav Šobr a kol.

Praha, 2003

2

Univerzita Karlova v Praze Přírodovědecká fakulta Katedra fyzické geografie a geoekologie Albertov 6, 128 43 Praha 2 Tel.: 221951366, fax.: 221951367 http://www.natur.cuni.cz/~kfggsekr/ vedoucí katedry: prof. RNDr. Jan Kalvoda, DrSc.

Publikace vznikla za podpory grantu GAUK č. 182/2000 „Jezera České republiky“

Recenzoval: prof. RNDr. Vladimír Sládeček, DrSc.

©

Univerzita Karlova, Přírodovědecká fakulta, katedra fyzické geografie a geoekologie, 2003

ISBN 80-86561-05-4

3

OBSAH Předmluva BOHUMÍR JANSKÝ 1 Historie a současnost geografického výzkumu jezer BOHUMÍR JANSKÝ 2

Genetická klasifikace jezer České republiky TOMÁŠ HRDINKA, BOHUMÍR JANSKÝ, MIROSLAV ŠOBR

3

Metodika bathymetrického mapování jezer MIROSLAV ŠOBR

4

Prášilské jezero ALEŠ ZBOŘIL, BOHUMÍR JANSKÝ, MIROSLAV ŠOBR

5

Plešné jezero TOMÁŠ VRÁNEK, BOHUMÍR JANSKÝ, MIROSLAV ŠOBR

6

Jezero Laka MIROSLAV ŠOBR, BOHUMÍR JANSKÝ

7

Organogenní jezera v České republice PETR POŠTA, BOHUMÍR JANSKÝ

8

Limnologie a hydrochemismus v NPR Rejvíz FILIP OULEHLE, BOHUMŔ JANSKÝ, MIROSLAV ŠOBR

9

Limnologické poměry, kvalita vody a sedimentů v labském rameni u Obříství MARTIN ŠNAJDR, BOHUMÍR JANSKÝ

10 Limnologické poměry, kvalita vody a sedimentů v Labišti pod Opočínkem ONDŘEJ KLOUČEK, BOHUMÍR JANSKÝ, MIROSLAV ŠOBR 11 Limnologické poměry, kvalita vody a sedimentů v labském rameni Doleháj u Kolína DAGMAR CHALUPOVÁ, BOHUMÍR JANSKÝ, MIROSLAV ŠOBR 12 Dynamika zanášení Mladotického jezera BOHUMÍR JANSKÝ 13 Literatura 14 Summary 15 Přílohy

4

Seznam příloh Obrázek 1: Zaplavený kaolinový lom na Karlovarsku Obrázek 2: Zaplavený žulový lom u Hlinska Mapa 1: Bathymetrická mapa Prášilského jezera Mapa 2: Bathymetrická mapa Plešného jezera Mapa 3: Bathymetrická mapa jezera Laka Obrázek 3: Letecký snímek Plešného jezera Obrázek 4: Prášilské jezero Obrázek 5: Jezero Laka od jezerní stěny Obrázek 6: Velké Jeřábí jezero Obrázek 7: Velké Mechové jezero Mapa 4: Lokalita Velkého a Malého Mechového jezírka na Rejvízu Obrázek 8: Malé Mechové jezírko Mapa 5: Bathymetrická mapa Velkého Mechového jezera Obrázek 9: Bathymetrická měření Velkého Mechového jezera v červnu 2000 Mapa 6: Bathymetrická mapa tůně u Obříství Mapa 7: Bathymetrická mapa tůně Labiště pod Opočínkem Mapa 8: Bathymetrická mapa tůně Doleháj u Nové Vsi Obrázek 10: Tůň Labiště pod Opočínkem Obrázek 11: Tůň Doleháj u Nové Vsi Mapa 9: Bathymetrická mapa Mladotického jezera 1999 Obrázek 12: Mladotické jezero Obrázek 13: Sesuv který zahradil údolí Mladotického potoka

5

PŘEDMLUVA Vznik jezer a jejich další trvání jsou spojeny se dvěma základními předpoklady. Jednak musí na zemském povrchu existovat určitá prohlubeň (pánev) a jednak musí být zcela nebo částečně naplněna vodou, a to trvale nebo alespoň dočasně. Významný německý limnolog počátku 20. století, F. A. Forel, formuloval definici jezera, která je dodnes citována v odborné geografické či limnologické literatuře (Forel 1901): „Jako jezero je označována stojatá stagnující vodní hmota, která se nachází v prohlubni zemského povrchu, na všech stranách uzavřené, nemající přímé spojení s mořem“. Tato Forelova definice je ovšem velmi obsažná. Zahrnuje současně jak morfologický tvar jezerní pánve tak vodu v ní obsaženou. Dá se tedy použít pro každé jezero.Velikost jezer přitom nehraje žádnou roli. Každá vodní louže či tůňka je jezerem v užším slova smyslu a jako taková je dějištěm limnologických procesů v menším rozsahu. Podle Forela je tedy jezerem každá stojatá vodní akumulace bez přímého spojení s mořem, a to bez ohledu na to, jak je velká. Znamená to, že mezi jezera by takto patřily nejen louže, ale i rybníky a močály. Proto Forel (1901) vyděluje „jezera v užším slova smyslu“, rybníky a močály. Jezera v úzkém slova smyslu mají tak velkou hloubku, že povrchové vlnění neovlivňuje jejich dno a břehová vegetace díky jejich hloubce nedosahuje na dno (s výjimkou mělkovodních oblastí). Jedná se tedy o vodní akumulace s nezarostlou oblastí největších hloubek. Tato definice má v podmínkách České republiky uplatnění zejména u jezer organogenního typu. V hlubších jezerech mírných šířek se v létě vyvíjí zřetelné vertikální teplotní zvrstvení. Pod svrchní prohřátou vrstvou vody (epilimniem) leží tzv. skočná vrstva, kde teplota v průběhu několika málo metrů skokem klesá. Pod ní leží vrstva chladnější vody (hypolimnion), blížící se u dostatečně hlubokých jezer 4ºC, při nichž má voda největší hustotu. Existence tohoto charakteristického termického režimu s obdobími letního přímého zvrstvení (letní stagnace), jarní a podzimní homotermie a obdobím zimního inverzního zvrstvení (zimní stagnace) může rovněž napomoci k vymezení kategorie jezer a jejich rozlišení od rybníků, tůní, louží, rašelinišť či slatin a dalších typů drobných vod. Rybníky jsou velmi mělké a díky tomu u nich nedochází k žádné zřetelné vertikální teplotní diferenciaci v průběhu roku. Při silném vlnění je ovlivňován celý vodní sloupec včetně jejich dna. Na rozdíl od jezer může vodní rostlinstvo břehové zóny porůstat celé rybniční dno. Kdybychom však tuto definici používali důsledně, mohlo by být rybníkem i velmi mělké avšak značné rozsáhlé Neziderské jezero (183 km2) na hranicích Rakouska a Maďarska (Marcinek, Rosenkranz 1996). Rovněž močály (bažiny, mokřady) jsme zařadili k tzv. organogenním jezerům. V našich podmínkách se ovšem nejedná o rozsáhlé močálovité plochy se znesnadněným odtokem vody a omezenou infiltrací, podmíněné plochým reliéfem, resp. existencí permafrostu, jako je tomu např. na území Ruska, Kanady či Finska. V této práci rozlišujeme kategorie horských rašelinišť (vrchovišť) a přechodových rašelinišť se zřetelně vymezenou volnou vodní hladinou. Klasické slatě řadíme pak spíše k jezerům fluviálního typu. Organogenní jezera jsou však tak mělká, že mokřadní flóra často rozprostírá své výhony po celé vodní hladině. S přihlédnutím k rozboru literárních poznatků a s ohledem na specifické podmínky České republiky jsme formulovali vlastní definici jezera: Jezero je přírodní deprese na zemském povrchu nebo pod ním, trvale nebo dočasně vyplněná vodou, nemající bezprostřední spojení s mořem. Oproti rybníkům a malým vodním nádržím se jezera nedají jednoduchým způsobem vypustit. Na rozdíl od mělkých stojatých vod, jako jsou drobné vody (louže, tůně), rybníky, jezera organogenní a fluviální, u hlubokých

6

jezer neovlivňuje povrchové vlnění jejich dno a břehová vegetace díky jejich hloubce na dno nedosahuje. Oblast největších hloubek není tedy zarostlá vodní vegetací. Z výše uvedeného rozboru je patrné, že existují poměrně výrazné rozdíly mezi hlubšími a mělkými jezery. Projevují se především v rozdílném uplatnění vlivu atmosférických faktorů na jezerní ekosystém, což má přímou odezvu v odlišném teplotním režimu a v dalších fyzikálních vlastnostech vod. Zřetelné rozdíly jsou patrné i v zastoupení vodní vegetace na hladině jezera. Doporučujeme proto, aby byly do klasifikace jezer zavedeny dvě kategorie – jezera mělká a jezera hluboká. Jezera hluboká přitom odpovídají kategorii jezer v užším slova smyslu, jak je definoval Forel (1901) a později upřesnil např. F. Wilhelm (1976). Poměrně problematické se jeví zohlednění velikosti či objemu stojatých akumulovaných vod a jejich využití pro definici jezera. S podobným přístupem se někdy setkáváme při klasifikaci jezer v zemích se značným množstvím jezer, mezi nimiž převládají přirozené rozsáhlé vodní akumulace glaciálního původu, např. v Kanadě, USA, Skandinávii nebo v Rusku. Každý takový přístup, tj. vymezení kategorie „jezero“ nad určitou plochu či objem zadržované vody nepovažujeme za šťastný, a to především z genetického hlediska. I malé vodní plochy mohou být dostatečně hluboké, aby vyhověly definici „jezera v užším slova smyslu“ či typického „hlubokého jezera“. Příkladem mohou být malá karová jezera či jezera sopečného původu (kráterová a kalderová). J. Kalff (2002) rozlišuje celkem čtyři velikostní kategorie světových jezer: největší jezera s plochou nad 10 000 km2, velká jezera (100 – 10 000 km2), střední jezera (1 – 100 km2) a malá jezera (0,1 – 1 km2). Ve velikostní kategorii od 1 do 10 ha je uváděno označení „large ponds“ a pro vodní plochy pod 1 ha „other ponds“. Obě posledně jmenované kategorie jsou pak zařazeny do skupiny „small water bodies“ , tzn. „drobné vody“. Pro naše poměry jsme však uvedenou terminologii poněkud upravili. Vedle jezer přírodního původu se v České republice vykytují rovněž četné stojaté vodní akumulace v prostorách po těžbě nerostných surovin. Vzhledem k malému počtu přírodních jezer mají pro naši zemi význam a je třeba jim věnovat pozornost v rámci badatelského výzkumu. Jeho poznatky mohou napomoci úvahám o jejich racionálním budoucím využití, ať už v rámci záměrů ochrany přírody a krajiny, k vodohospodářským účelům či rekreačnímu využití. Vodní akumulace vzniklé těžební činností člověka označujeme jako jezera antropogenní. Název „jezera“ přitom užíváme i přes to, že nevznikla přírodními procesy. Mnohá z nich však přírodní jezera vlastnostmi svých vod připomínají. Zvláště ta antropogenní jezera, která vznikla po dávné těžební činnosti, vytvářejí často cenné přírodní ekosystémy, jež je třeba zachovat pro budoucí generace. Na rozdíl od rybníků a malých vodních nádrží se zatopené lomy a doly nedají pomocí běžných zařízení vypustit. Bohumír Janský

7

1. Historie a současnost geografického výzkumu jezer BOHUMÍR JANSKÝ Výzkumem jezer na území našeho státu i mimo něj se postupně zabývala řada pražských geografů. Níže uvedený přehled prací za stoleté období snad opravňuje hovořit o tradičním badatelském směru na geografických pracovištích Karlovy univerzity. Tyto práce započal zakladatel Geografického ústavu Karlovy univerzity, profesor Václav Švambera (obr. 1), již v letech 1903-10. V pěti prázdninových obdobích provedl s pomocí 17 studentů systematické mapování a základní výzkum fyzikálních vlastností vody všech osmi šumavských jezer. Vedle monografie o Kongu, sepisované v letech 1903-12, se právě hydrografické výzkumy šumavských jezer staly jeho druhou nejvýznamnější prací. Za života autora byly však práce publikovány jen částečně a to ve Sborníku ČSZ (Švambera 1912 a 1939) a v Rozpravách České Akademie II. tř. (Švambera 1913-14). Zde vyšla monograficky zpracovaná 4 jezera - Malé Javorské, Velké Javorské, Prášilské a jezero Laka. Zbývající jezera zpracoval podle Švamberovy rukopisné pozůstalosti a dále doplnil jeho žák a tehdejší docent K. Kuchař. Čertovo jezero bylo publikováno ve Sborníku ČSZ (Kuchař 1939), Černé a Roklanské v časopisu Kartografický přehled (Kuchař 1947). Stalo se tak po více než třiceti letech od prvních měření v terénu a přesto výsledky nepozbyly na ceně. K tomu je třeba dodat, že Švamberovy práce byly až do 90. let jediným pramenem při studiu morfometrie a hydrografie šumavských jezer. Ve třetím desetiletí tohoto století se do výzkumu jezer výrazně zapojili i geografové z německé Karlo- Ferdinandovy univerzity v Praze. První výzkumné cesty organizoval německý profesor Bernhard Brandt. Některé měly ráz vědeckých expedic. Při exkurzi Geografického institutu německé univerzity do Vysokých Tater v létě roku 1926 byl položen základní kámen k systematickému výzkumu tatranských jezer. Tehdy bylo nově zaměřeno iŠtrbské pleso (Sedlmeyer 1928). V červenci roku 1927 začal se systematickým hloubkovým měřením tatranských ples Josef Schaffer. Nejprve zpracoval Nové Štrbské pleso a Popradské pleso v Mengušovské dolině a poté Zelené pleso v dolině Bielovodské (Schaffer 1928). Později byl sestrojen speciální člun pro hydrografické práce a v létě 1928 se výzkum rozšířil na dalších 12 tatranských jezer (Sedlmeyer 1928). Už při měření Velkého Hincova plesa spolupracoval s J. Schafferem Franz Stummer, který svoji samostatnou práci věnoval tvarům jezerních pánví tatranských ples (Stummer 1931). Výsledkem spolupráce obou byl Atlas jezer Vysokých Tater, který vyšel ve třech svazcích (Schaffer, Stummer 1929, 1930, 1932). Obsahuje bathymetrické plány 31 tatranských ples s řadou příčných i podélných profilů. Toto dílo nebylo svým rozsahem ani v pozdějších letech překonáno. Na hloubková měření J. Schaffera navázal svými měřeními teploty a průhlednosti vody K. A. Sedlmeyer. V srpnu, říjnu a listopadu roku 1928 zpracoval plesa Kriváňské skupiny, Mengušovaké, Batizovské a Velické doliny a dále skupinu Pěti spišských ples (Sedlmeyer 1928 a 1929). V dalším roce věnoval zvláštní pozornost třem plošně největším jezerům na slovenské straně Východních Tater, tzn. Štrbskému, V. Hincovu a Popradskému (Sedlmeyer 1930). Na podnět svého učitele, profesora V. Švambery, začal v roce 1931 s výzkumem jezer v oblastech východního Slovenska a Podkarpatské Rusi Karel Kuchař. Během dvou následujících let sem podnikl celkem tři exkurze, při nichž se zabýval vznikem jezer, morfometrií jejich pánví, geologií, hydrografií, teplotním režimem a dalšími fyzikálními vlastnostmi vod. Prací Jezera východního Slovenska a Podkarpatské Rusi (Kuchař 1933 a

8

1938) se autor v roce 1935 habilitoval pro kartografii a fyzický zeměpis. Tato první Kuchařova limnologická práce byla také jeho nejvýznamnějším dílem, protože se v dalších letech více věnoval geografické kartografii. Šedesátileté historie výzkumů tatranských jezer si všímá v kompilační práci Jezera Vysokých Tater (Kuchař 1936), kde v tabelárním přehledu uvádí soupis ples se základními hydrografickými charakteristikami. Publikoval rovněž články o jezerech Skadarském, Ochridském a jezerech Prespanských (Kuchař 1936 a 1937). Zde si všímá především rozlohy jezer, která byla různě udávána, a sám ji zjišťuje planimetrováním na tehdy nových mapách řeckých a jugoslávských. Dále se zabývá vzájemnými hydrograf'ickými vztahy těchto jezer. Chronologicky následují již zmíněné Kuchařovy práce o šumavských jezerech, které vydal ze Švamberovy pozůstalosti a sám je dále doplnil (Kuchař 1939 a 1947). Kromě nejdůležitějších morfometrických charakteristik osmi jezer na české i bavorské straně Šumavy zde K. Kuchař otiskuje i barevné bathymetrické mapy I : 2 000 a schematické mapky 1 : 5 000, které sám kreslil. Poslední limnologický výzkum provedl K. Kuchař na chomutovském Kamencovém jezeru. Zabývá se detailním rozborem starých zpráv a záznamů o jezeru a vysvětluje změny, které nastaly v jeho rozloze. Uvádí i výsledky vlastního měření hloubek a minerálního složení jezerní vody (Kuchař 1947). Limnologické tematiky se v některých svých pracech dotkl též Josef Kunský. V článku věnovaném zalednění Šumavy a šumavským jezerům (Kunský 1933) kriticky hodnotí náhledy různých autorů na rozsah šumavského zalednění a uvádí výsledky nejnovějších měření hloubek a sedimentace v Černém jezeru. Dále tu najdeme přehled morfologických dat o šumavských karech. V práci o jezerech Slovenského krasu (Kunský 1939) jsou obsaženy základní údaje o jezerních pánvích krasového původu a jejich hydrografické komunikaci. Zmapováním Vrbického plesa a proměřením jeho hloubek při geomorfologické exkurzi do Nízkých Tater v létě 1950 přispěl k výzkumu jezer i Jaroslav Dosedla (1953). Jezery v oblasti Západních Tater se zabýval Václav Král, a to jednak při exkurzi s posluchači v květnu 1952, jednak při několika samostatných cestách. Jeho práce obsahují přehled výsledků původního mapování a výčet ples se základními morfologickými údaji (Král 1953 a 1954). Při terénní exkurzi s posluchači vyměřoval břehovou linii Mladotického jezera v červnu 1963 Ludvík Mucha. Nepublikovaný náčrt části jezera využil později ve své práci B. Janský (1975). Při obdobné exkurzi do Nízkých Tater na jaře roku 1965 znovu zaměřil Vrbické pleso a vytvořil jeho bathymetrický plán. Tyto práce byly potřebné vzhledem ke změně úrovně hladiny od posledních měření J. Dosedly v roce 1950 (Mucha 1966). V roce 1972 mapoval L. Mucha při cvičení s posluchači Velké a Malé Mechové jezírko u Rejvízu. Materiál však nebyl publikován. Tradici geografického výzkumu jezer na Karlově univerzitě neporušila ani současná střední a nejmladší generace geografů. Na podnět prof. K. Kuchaře se jezery Západních Tater zabýval ve své rigorózní práci Eduard Kříž. Navázal na výsledky prací J. Mlodziejowského a V. Krále a provedl půdorysná a hloubková měření dvanácti ples této oblasti. U většiny jezer se jednalo o první výzkum morfografických a hydrografických poměrů (Kříž 1970). Rovněž autor této statě byl při volbě tématu své diplomové a rigorózní práce ovlivněn profesorem K. Kuchařem. V letech 1972-75 provedl podrobný geomorfologický výzkum sesuvných území, zmapování břehové linie, hloubkových poměrů a analýzu fyzikálních a chemických vlastností vody u Mladotického jezera (Janský 1975, 1976 a 1977). Zanášení jeho jezerní pánve studoval i v pozdějším období (Janský, Urbanová 1994, Janský 1999). Problematika zanášení jezera byla zkoumána za podpory projektu Grantové agentury Univerzity Karlovy (GAUK) „Dynamika zanášení Mladotického jezera a intenzita erozních procesů v povodí“. Hydrologickou bilancí Bajkalského jezera na východní Sibiři se stejný autor zabýval při dlouhodobém výzkumném pobytu v roce 1981. Jeho výsledky jsou součástí monografie o tomto jezeru (Janský 1989).

9

Vymapováním půdorysu a měřením hloubek Zeleného Javorového plesa ve stejnojmenné dolině Vysokých Tater se zabýval Vladimír Vybíral (1975). Detailní mapování sesuvných území, vyměření půdorysu a hloubek provedl u Jazera Blatná ve Velké Fatře Viktor Badušek (1982). Studoval i fyzikální a chemické vlastnosti vod a vývoj zanášení jezerní pánve. Od posledních Švamberových výzkumů šumavských jezer uplynulo již více než 90 let. Vzhledem k tomu, že máme dnes k dispozici moderní přístroje a nové metody terénního průzkumu, rozhodli jsme se pro jejich opakování. První prací tohoto typu byl výzkum Prášilského jezera, který provedl Aleš Zbořil. V rámci diplomové práce uskutečnil detailní vymapování břehové linie, morfometrie jezerní pánve, zabýval se fyzikálními vlastnostmi vod i hydrologickým režimem jezera (Zbořil 1994, Janský, Zbořil 2002 ). Obdobným způsobem byla dosud zpracována ještě další dvě jezera na české straně Šumavy. V roce 199 dokončili svoji magisterskou práci Miroslav Šobr, který se věnoval jezeru Laka (Šobr 1999, Janský, Šobr 2002), a Tomáš Vránek, který zpracoval jezero Plešné (Vránek 1999, Janský, Vránek 2002). Chybějící šumavské jezera, Černé a Čertovo, budou zpracována v tomto roce v rámci grantového projektu GAČR „Atlas jezer České republiky“. Kromě jezer glaciálního původu se v nadcházejících třech letech hodláme věnovat i šumavským jezerům ve slatích a horských vrchovištích. V roce 1994 dokončila svou obsáhlou diplomovou práci Ivana Gabrielová, která velmi detailně zkoumala chomutovské Kamencové jezero. Zabývala se nejen vysvětlením řady sporných otázek týkajících původu jezerní pánve, ale i příčinami zvláštního chemizmu jeho vod, analýzou hydrologického režimu, teplotních poměrů a biologickým oživením akumulovaných vod (Gabrielová 1994, 1996). V rámci grantové podpory GAUK byl zahájen rozsáhlý projekt „Jezera České republiky“, který si kladl za cíl vytvořit obsáhlou studii o našich jezerech včetně jejich genetické klasifikace. V letech 1999 až 2002 byla provedena analýza počtu jezer přírodního původu včetně vodních akumulací vzniklých činností člověka na celém území ČR. Do práce nebyly zahrnuty přehradní nádrže a rybníky. Inventarizace těchto jezer ukázala, že se jedná o téměř 700 vodních akumulací, mezi nimiž dominují jezera fluviálního, organogenního a především antropogenního původu. V rámci této etapy výzkumu jsme se detailně věnovali především poříčním jezerům na středním toku českého Labe mezi Pardubicemi a Mělníkem, kde byla zpracována v podobě limnologických studií tři opuštěná labská ramena. Jezero u Obříství zkoumal v rámci magisterské práce Martin Šnajdr (2002), Labiště pod Opočínkem analyzoval Ondřej Klouček (2002) a lokalitou Doleháj u Nové Vsi se zabývala Dagmar Chalupová (diplomová práce bude v tomto roce obhajována). Všechny práce byly široce zaměřeny na analýzu hydrologického režimu, jakosti vod, sedimentů i biologického oživení vod. Vedle fluviálních jezer jsme zahájili rovněž průzkum jezer organogenního původu. První prací je studie o Mechových jezírcích v Jeseníkách, kterou v rámci diplomové práce zpracoval Filip Oulehle (2002). Vedle širšího monografického pojetí se přitom zaměřil především na geochemický vývoj zdejších vrchovišť. Na předchozí práce navazuje nejnovější obsáhlý projekt podporovaný agenturou GAČR „Atlas jezer ČR“. Dosud byla provedena inventarizace jezer organogenního (v rámci bakalářské studie zpracoval Petr Pošta, 2002) a antropogenního původu (v rámci bakalářské studie zpracoval Tomáš Hrdinka, 2002). V dalšíchtřech letech hodláme ve formě limnologických studií zpracovat na území České republiky všechny genetické typy jezer, přičemž u nejpočetnějších organogenních a antropogenních akumulací zvolíme jejich typické zástupce v různých přírodních regionech, resp. v oblastech rozmanitého typu důlní těžby (u jezer antropogenních). Výsledkem by měl být Atlas jezer ČR, který hodláme vydat v roce 2005.

10

Všichni autoři uvedení v této stati obohatili naši systematickou limnologii o mnoho cenných poznatků, které mohou být v budoucnu znovu využity k dalším srovnávacím studiím. Věřím, že tradice, kterou založili velcí geografové na počátku století a rozvinuli naši učitelé, bude pokračovat v současnosti i budoucnosti a výzkum jezer bude nadále důležitou součástí badatelských prací pražských fyzických geografů. Obr. 1: Prof. Václav Švambera

11

2. Genetická klasifikace jezer České republiky Tomáš Hrdinka, Bohumír Janský, Miroslav Šobr Kolik je na území naší vlasti jezer? Odpovědět na tuto prostou otázku není vůbec jednoduché, zvláště považujeme-li za jezera i vodní plochy vzniklé činností člověka (zatopené lomy, pískovny, uměle odškrcená slepá říční ramena, rybníky, přehradní nádrže). Jsme si přitom vědomi skutečnosti, že použití termínu „jezero“ je pro vodní akumulace antropogenního původu z hlediska fyzickogeografické terminologie diskutabilní. Tyto vodní plochy jsme do našeho výzkumu zařadili především proto, že je jich značný počet a mnohé z nich mají velký krajinářský či užitný význam. Pro rozlišení od přehradních nádrží a rybníků zařadíme mezi antropogenní jezera všechny vodní akumulace, které nelze vypustit. S názvem „jezero“ se výjimečně setkáme i u rybníků, jako je tomu v případě Máchova jezera. Přesný počet jezer je obtížné stanovit vzhledem k tomu, že není určen minimální rozměr jezera. V České republice, v porovnání např. s územím Evropy, se nachází velmi málo jezer přírodního původu. Nemáme vysoké hory se sítí glaciálních jezer, ani rozsáhlé nížiny severského typu s jezerními plošinami. Nejsou zde žádné rozsáhlé, plnohodnotně rozvinuté krasové oblasti, žádné aktivní vulkanické oblasti ani mořské pobřeží. Na druhou stranu územím České republiky prochází hlavní evropské rozvodí a pramení zde evropsky významné řeky. Na poměrně krátké vzdálenosti zde dochází k prudké změně sklonu koryta toku a tím je vytvořen předpoklad pro proces divočení či meandrování vodního toku s následným vznikem fluviálních jezer, která jsou jedním z nejčetnějších typů jezer na našem území. Se vznikem rozsáhlé nivy a následnou těžbou štěrkopískových náplavů souvisí výskyt dalšího typu jezer, kterým jsou jezera antropogenní. Ta jsou též velmi četná v oblastech těžby uhlí, zejména hnědého a dalších nerostných surovin. A konečně posledním početnějším typem jezer jsou vodní plochy v rašelinných a slatinných oblastech, které jsou roztroušeny téměř po celém horském hraničním pásmu. Naše jezera jsou vzhledem ke světovým jezerům daleko menších plošných a objemových dimenzí. Vyskytují se převážně v chráněných územích přírody – národních parcích, chráněných krajinných oblastech a přírodních rezervacích. Pozornost zasluhují zejména s ohledem na zachování ekologické stability chráněného území, zachování charakteristických biotopů, geobiocenóz apod. Proto zpravidla představují mimořádně cenné a jedinečné přírodní útvary. Cílem této stati je nástin geografického rozmístění jednotlivých typů jezer na území České republiky s bližším zaměřením na jezera antropogenní. Jezera lze klasifikovat podle různých hledisek. Podle chemického složení se rozlišují jezera sladkovodní, s vodou brakickou (minerální) či slanou, z biologického hlediska rozlišujeme jezera oligotrofní, eutrofní a dystrofní, tj. podle množství organických látek a koncentrace biomasy ve vodě. Z pohledu vertikální výměny vody v jezerní pánvi lze jezera členit na holomiktní (s výměnou vody v celém vodním sloupci) a meromiktní (s výměnou vody do určité hloubky). Podle teplotních poměrů vody se rozlišují jezera polární, temperovaná a tropická. Genetická klasifikace vychází z třídění jezer podle způsobu vzniku jezerní pánve, přičemž převládá hledisko geomorfologické. 1. Glaciální jezera V České republice se nachází celkem pět jezer ledovcového původu, přičemž všechna jsou situována v centrální části Šumavy. Jsou to pozůstatky po ústupu svahových ledovců würmského stáří, v té době obklopujících temena a úbočí některých nejvyšších hor tohoto pohoří. Z výzkumu šumavských ledovcových jezer vyplývá, že všechna mají stejnou

12

modelaci – jezerní stěnu, jezerní pánev a jezerní potok, jsou hrazeny morénovými valy, různě rozšířenými, které v několika obloucích uzavírají jezerní oblast. Nejspodnější moréna je zpravidla vzdálena několik set metrů od centrální části jezerní pánve. Střední morénový pás u všech jezer leží mezi 1000–1100 m n.m., přičemž hladina jezer se nachází ve vysokých polohách (900–1100 m n.m.) pod nejvyššími vrcholy pohoří (1300–1456 m n.m.). Expozice karů, které nejsou vázány na určitou horninu, je mezi S a JV (KUNSKÝ 1933). Z předchozího rovněž vyplývá, že jezera jsou částečně vyhloubená ledovcem (karová) a částečně zahrazená morénovým valem. S výjimkou jezera Laka se všechna ostatní vyznačují velkou hloubkou. Vedle nesporného krajinářského a estetického významu představují důležitá refugia pro ohrožené druhy vodní flóry (šídlatka). Vedle šumavských jezer nalezneme menší ledovcové jezírko i v Krkonoších. Jedná se o Mechové jezírko na české straně pohoří, které se nachází v moréně pod Kotelními jámami v údolí Kotelského potoka. Leží ve výšce 940 m n.m., dosahuje plochy 464 m2 a maximální hloubky 1,2 m. 2. Fluviální jezera Jezera fluviálního typu se vyskytují v říčních nivách mnoha světových řek. Jejich existence je svědectvím předchozího vývoje říčních koryt, a to především v úsecích středních a dolních toků. Po výtoku z pramenných horských oblastí, kde říční toky zpravidla zahlubují svá koryta a unášejí množství plavenin, ztrácejí v podhorských oblastech svoji rychlost, ukládají unášený materiál, často překládají svá koryta nebo se rozlévají do různých ramen. V dalším průběhu toku v rovinách či nížinách vytvářejí často zákruty, které během dalšího vývoje koryta zůstávají stranou od hlavního říčního proudu. Zvláště u velkých řek, unášejících značné množství plavenin, bývá vývoj říčních koryt velmi dynamický a řeky mohou přeložit svůj tok i během jednoho nebo několika období záplav. Poříční jezera se u nás nejčastěji nacházejí v místech, kde se větší sklon říčního koryta mění na velmi pozvolný a řeka začíná vytvářet rozsáhlejší říční nivu. Přitom dochází k procesu divočení a meandrování toku, které může v konečné fázi vést až k odškrcení meandru od současného koryta vodního toku a vzniku poříčního jezera. Ta se mohou rovněž vytvořit i při jednorázové změně koryta toku např. při povodňové události či pouhým vybřežením vodního toku při vyšších stavech vody a její akumulaci v depresních polohách (periodické tůně na inundačních loukách v PR Týnecké mokřiny). Zvláštní případ nastává i při vytvoření průtočného jezera přímo v říčním korytě např. za terénní nerovností, při náhlé změně struktury geologického podloží či v místech prudké změny sklonu koryta (PR Skryjská jezírka). V některých případech došlo k odškrcení říčního meandru uměle při napřimování koryta toku spojeném s výstavbou protipovodňových hrází (dolní tok Moravy). Jezera mají protáhlý tvar, kdy délka zpravidla několikanásobně přesahuje jejich šířku. Svým půdorysem tak kopírují původní říční koryto slepého ramene. Dále je pro ně typické prohnutí do podoby luku či několikeré zprohýbání. Od současného říčního koryta jsou vzdálena desítky, stovky, výjimečně několik tisíc metrů. Výška hladiny vody v jezerech je dána výškou hladiny podzemní vody v říční nivě a často bývá hydrologicky spojena s hladinou vody v současném toku. Fluviální jezera mohou být s hlavním tokem spojena povrchovým přítokem a odtokem. Jsou však známy i případy, kdy mají pouze povrchové napájení a podzemní odtok nebo naopak. Dno jezer je většinou tvořeno hlinitým či jemně písčitým materiálem aluviální náplavů se značným množstvím odumřelé organické hmoty, která se podílí na jejich postupné eutrofizaci. Ze starších odškrcených ramen se pak postupným zazemňováním stávají slatiny.

13

Obsahují-li zbytky vodních ploch, stojí na přechodu mezi fluviálním a organogenním typem jezer. Fluviální jezera jsou nejrozšířenějším typem přírodních jezer v České republice a vyskytují se zejména podél toků Labe (mezi Hradcem Králové a Mělníkem), Moravy (mezi Zábřehem a Litovlí a mezi Otrokovicemi a soutokem s Dyjí), Dyje (od Nových Mlýnů po soutok s Moravou), Lužnice (od Nové Vsi po Novou řeku), Orlice (od Týniště po Hradec Králové) a Odry (od Košatky po Ostravu–Petřkovice). Poříční jezera se často vyskytují v územích zvláštní ochrany přírody čítající nejčastěji přírodní památky, ale i národní přírodní rezervace. Mezi nejznámější patří národní přírodní rezervace Libický luh, Polanská niva, Křivé jezero, Ramena řeky Moravy, Vrapač a další. Vesměs se jedná o ochranu ohrožené mokřadní a vodní vegetace a organismů často vázaných na ekosystém lužního lesa. Mnohá mrtvá ramena jsou též významnými ornitologickými lokalitami. Jezera jsou rovněž využívána k rekreačnímu rybolovu s umělým dosazováním ryb. Typické příklady fluviálních jezer dále najdeme např. v PR Hrbáčkovy tůně, kterou tvoří soustava opuštěných říčních meandrů v různém stupni zazemnění s několika vodními plochami větších rozměrů (Václavka, Kozí chlup, Byšická tůň, Labičko), ve kterých se nachází poměrně čistá voda bez příznaků větší eutrofizace lemovaná rákosinami a starými stromy. 3. Krasová jezera Krasová jezera vznikají akumulací srážkové či podzemní vody v dutinách či depresních polohách krasových hornin, kterými jsou nejčastěji vápence a dolomity. Jejich vznik může být předurčen tektonickou poruchou, podél níž dochází k vývěru podzemních vod a často je přímo vázán na procesy krasovění, jakými jsou např. tvorba sintrových či travertinových hrázek, rozpouštění karbonátové horniny agresivními srážkovými či minerálními vodami aj. Krasová jezírka se rovněž mohou vytvářet v místech, kde dochází k zúžení profilu jeskynně či před jeskynními sifony. V České republice se však plnohodnotně rozvinutý kras nevyskytuje, a tak zde nenajdeme ani jedno z jezer, která jsou pro takový kras typická. Jde o poljová jezera vyskytující se v plochých sníženinách velkých krasových oblastí, z nichž bylo ucpáním ponorů zamezeno odtékání vody. Krasová jezera jsou na našem území vázána především na nejhlubší propasti, jeskynní prostory a ve výjimečných případech i koryta toků pod vývěry krasových vod. Všechna jezera se vyznačují specifickým teplotním režimem s malou amplitudou teploty vody v průběhu celého roku a značným obsahem rozpuštěných karbonátů. Vzhledem k tomu, že se až na výjimky nacházejí v jeskynních prostorách či v hlubokých terénních depresích, neslouží ani tak k ochraně ohrožených druhů živočichů jako estetickému zpestření jeskyní a propastí. Jezero v Hranické propasti je plošně málo rozlehlé jezírko, jehož hladina se nalézá 69,5 m pod okrajem skalní stěny. Je však unikátní svou hloubkou, která podle posledních měření (sonda Hyball) činí 205 m, a dělá tak z Hranické propasti nejhlubší propast ve střední Evropě. Nepotvrzené měření z roku 1960 určilo jeho hloubku dokonce na 260 m a odhady dokonce počítají s celkovou hloubkou propasti kolem 700 m (inform. tabule naučné stezky NPR Hůrka, AOPK ČR). Další výzkum znemožňuje především hustá spleť kmenů padlých stromů, bránící průniku do větších hloubek jezera. To je rovněž unikátní svým chemickým složením, tvoří jej minerální voda sycená oxidem uhličitým, a svojí teplotou, která dosahuje stálé hodnoty 15°C v hloubce 3 m pod hladinou. Jev souvisí s vývěry kyselek v údolí Bečvy, která protíná oblast Hranického termokrasu. Na dně propasti Macocha se nacházejí dvě jezírka menších rozměrů v hloubce 138,5 m. Horní jezírko je hluboké 11 m, dolní dosahuje hloubky až 30 m a na jeho dno se také počítá

14

hloubka celé propasti, tj. 168 m. Obě jezírka jsou protékána ponornou říčkou Punkvou (HROMAS 1981). V Bozkovských jeskyních se nachází několik plošně rozlehlých krasových jezer v dolomitickém vápenci, které jsou v českých jeskyních opravdovou výjimkou. Při objevení jeskyní dosahovala hloubka vody v největším z nich až 7 m. Poi zpřístupnění jeskyní byla však hladina vody v jezerech snížena o několik metrů (HROMAS 1981). Jezírka na Bubovickém potoce jsou soustavou asi sedmi vodních ploch v několika stupních nad sebou, jejichž vznik je podmíněnou usazováním sladkovodních vápenců (pěnovců), které vytvářejí malebné hrázky, po nichž stéká krasová voda. Jezírka slouží jako cenné refugium mnoha druhům obojživelníků. 4. Jezera hrazená sesuvem Nejmladším jezerem na území Česka je Mladotické (Odlezelské) jezero, které nachází v Žihelské pahorkatině, součásti Jesenické pahorkatiny (viz stať v následujícím textu). Vzniklo zahrazením údolí Mladotického potoka sesuvem nadložních arkóz a slepenců na západním úpatí Potvorovského kopce. K sesuvu došlo po intenzivních srážkách a následných katastrofálních povodních v noci z 27. na 28. května 1872. Údolí potoka bylo přehrazeno v délce kolem 300 m. Údaje o hloubce těsně po vzniku jezera nejsou k dispozici, ale je odhadována na 14 – 16 m (JANSKÝ 1975). V roce 1972 byla změřena maximální hloubka 7,7 m, při posledním měření z roku 1999 klesla hodnota maximální hloubky na 6,7 m. Rovněž se zmenšila plocha jezera z 5,93 ha na 4,55 ha. To svědčí o poměrně rychlém zanášení jezerní pánve. Sesuvem hrazená jezera se nacházejí pravděpodobně také na Moravě. Ve Vsetínských vrších vzniklo jezero u osady Jezerné. Na katastrální mapě z roku 1835 bylo zakresleno ještě jako mokřad o rozloze 0,75 ha. Na zazemněném jezeru byl později přístavbou hráze vytvořen rybník. Další krátkodobé jezero vzniklo ve Vsetínských vrších sesuvem z 28. 1. 1920 v Hošťálkové u Vsetína zahrazením údolí Hajnušov. 5. Organogenní jezera Jezera organogenního původu vznikají nadržením srážkové či podzemní vody v mělkých depresích za spoluúčasti procesů rašelinění či tvorby slatin. Rozlišují se tedy jezera rašelinná a slatinná, pro něž je specifický původ, složení i jakost vody. Rašelinná jezírka vznikají nejčastěji uvnitř vrchovišť, kde dochází k akumulací měkké srážkové vody, která je posléze zabarvena produkty z procesu rašelinění. Typický je nedostatek minerálních látek a nízké pH, které se nejčastěji pohybuje v rozmezí 3–5 a znemožňuje tak výskyt mnohým druhům živočichů. Malou úživnost způsobuje i velmi omezené využití organických látek, které se ve velké míře vyskytují ve formě humusových koloidů. Ty dodávají vodě rezavé až červenohnědé zabarvení. Rašelinná jezírka jsou všeobecně malých rozměrů a vyskytují se téměř ve všech našich pohraničních pohořích. Nejvíce se jich nachází v klidovém území Modravské slatě v centrální části Šumavy (Rokytecká slať, Roklanská slať, Mlynářské slatě, Novohuťské močály aj.), kde jsou zastoupena v počtu asi dvou set. Na Šumavě se také nachází i největší organogenní jezírko u nás, typu přechodového rašeliniště, které se vytvořilo v Chalupské slati poblíž Borových Lad (plocha 1,3 ha). Dalšími významnými oblastmi výskytu rašelinných jezer jsou Jizerské hory (Na Čihadle, Klečové louky, Černá jezírka, Rybí loučky aj.), Krušné hory (Velké a Malé Jeřábí jezero, Velký močál, Novodomské rašeliniště), Český les (Jezírka u Rozvadova), Krkonoše (Úpské rašeliniště, Pančavská louka), Orlické hory (Jelení lázeň, Pod Pětirozcestím), Jeseníky

15

(Mechová jezírka u Revízu) a Slavkovský les (Sirňák, Smraďoch, Kladské rašeliny). Všechna jezera se nacházejí v územích zvláštní ochrany přírody, často v kategorii národní přírodní rezervace (Velké Jeřábí jezero, Mechová jezírka u Rejvízu, Novodomské rašeliniště). Na Červeném blatu u Suchdola nad Lužnicí a Borkovickém Blatu u obce Zálší došlo ke vzniku umělých organogenních jezer v souvislosti s těžbou rašeliny pro hospodářské účely. Slatiništní jezera se naproti tomu vyskytují v nižších nadmořských výškách a to na výstupech podzemních vod či v oblastech výskytu opuštěných říčních ramen v pokročilém stádiu zazemňování. Voda ve slatiništních jezerech je bohatší jak na minerální látky, tak na organické živiny, častěji zde dochází k eutrofizaci. Typickým příkladem jsou drobné, pozvolna zanikající odškrcené meandry v okolí Labe a Dyje či jezírka na vývěrech minerálních vod v národní přírodní rezervaci Soos u Františkových lázní. Zvláštním případem jsou rašelinné až slatinné tůňky na některých potocích, které se pravděpodobně vyvinuly z původních rybníků (PP Na Kačíně, Rašelinné jezírko Rozsíčka). V takových případech je velmi těžké určit, zda se jedná o jezero organogenní, antropogenní (rybník) či fluviální. Více v samostatném příspěvku monografie. 6. Antropogenní jezera Antropogenními jezery můžeme nazývat všechny vodní plochy, které vznikly v důsledku činnosti člověka. Jedná se o vodní díla vybudovaná za účelem určitého využití či jezera vzniklá jako důsledek těžební činnosti. Jsou to jezera mnohdy neprávem opomíjená a vzhledem k vysoké kvalitě některých důlních a lomových vod by mohla být v budoucnu efektivně využita, např. k vodohospodářským či rekreačním účelům. Nezanedbatelný je rovněž i jejich ekologický význam, kdy až na výjimky pozitivně ovlivňují své okolí a mnohdy tvoří území soustředění významných přírodních hodnot. Vzhledem k velké variabilitě antropogenních jezer je nutné jejich další rozdělení. První velkou skupinu tvoří rybníky, druhou údolní nádrže a třetí pak vodní plochy vzniklé v souvislosti s těžební činností člověka. Prvním dvěma skupinám byl v literatuře věnován již dostatek pozornosti a proto se více zaměříme na jezera vzniklá po těžbě nerostných surovin, která jsou jedním z nejrozšířenějších druhů jezer v České republice. Rybníky Rybníky jsou mělké vodní nádrže nejrůznějších rozměrů sloužící především k chovu ryb ale i jiným účelům. Rybníkářství má v českých zemích mnohasetletou tradici, přičemž největšího rozmachu dosáhlo koncem 15. a v 16. stol. Jeho vývoj lze nejlépe dokumentovat na příkladu rozvoje rybníkářství v Třeboňské pánvi, která byla v tomto smyslu pomyslnou osou veškerého dění. Podle ŠTĚRBOVÉ (1987) nastal první výraznější rozvoj rybníkářství v Třeboňské pánvi za vlády Jana Lucemburského a především pak za vlády Karla IV. ve 2. pol. 14. stol. (první rybník v Čechách však podle zakládací listiny kladrubského kláštera vznikl již v roce 1115). Z této doby pochází nejstarší jihočeský rybník Dvořiště (1363). V husitské době došlo k přechodnému útlumu, který byl v pol. 15. stol. vystřídán novým rozvojem za vlády Rožmberků. Na přelomu 15. a 16. stol. začala z jednotlivých rybníků vznikat důmyslná soustava. Nová vodní díla systematicky budoval za vlády Petra Voka z Rožmberka později významný stavitel Josef Štěpánek Netolický. Pod jeho vedením vznikly např. rybníky Velký Tisý, Opatovický a Horusický, avšak jeho vrcholným počinem byla výstavba Zlaté stoky (dokončena 1518) v délce 45 km, která přiváděla a stále ještě přivádí vodu do největších jihočeských rybníků z řeky Lužnice.

16

Ve 2. pol. 16. stol. se vlády nad třeboňským rybníkářstvím ujímá Jakub Krčín z Jelčan, který se proslavil stavbou rybníků velkých rozměrů a rovněž se podílel na jejich rozšíření a modernizaci (Dvořiště, Opatovický, Horusický, Záblatský aj.). Jeho díly jsou např. rybníky Svět (pův. Nevděk) a Rožmberk (1590), tehdy největší rybník v Evropě, v současnosti největší v České republice (pův. 1060, dnes 489 ha). Nejodvážnějším počinem však byla výstavba 13,4 km dlouhé stoky, která měla ochránit budoucí Rožmberk od povodňových přívalů vod na řece Lužnici. Nápad odvést přebytečnou vodu do řeky Nežárky byl uskutečněn v l. 1585–87 a stoka dostala název Nová řeka. Třetím významným stavitelem byl Mikuláš Ruthard z Malešova, který se nejvíce zasloužil o rozvoj chlumecké rybniční soustavy. Pod jeho vedením vznikly rybníky Hospodář a Podsedek a rovněž se proslavil výstavbou Staňkovského rybníka (1544), který je z českých rybníků nejdelší, nejhlubší, zaujímá největší objem vody a je také nejvíce oligotrofní. Posledním počinem bylo rozšíření Mlýnského rybníka, kterému byl posléze dán název Hejtman. V 17. století, zejména po třicetileté válce, nastal celkový úpadek, ke konci 18. stol. pak došlo v souladu s Josefínskými reformami k ústupu rybníků výnosnější pšenici. Počátkem 19. stol. nastalo v jižních Čechách období překotného vysušování rybníků, mezi l. 1826–52 bylo v Třeboňské pánvi zrušeno na pět velkých a asi dvanáct malých rybníků, z nichž některé byly v 2. pol. 19. stol. v souvislosti s renesancí rybničního hospodářství znovu obnoveny (ŠTĚRBOVÁ 1987). Kromě Třeboňské pánve je další soustředění rybníků lokalizováno do Českobudějovické pánve, na Blatensko, do Polabí, na Českomoravskou vrchovinu a do povodí dolní Dyje a Odry. Celkově se v České republice nachází asi 21 000 rybníků o ploše 49 000 ha, z toho 40 000 ha v Čechách (KESTŘÁNEK a kol. 1984). V jižních Čechách se přitom nachází 10 rybníků s plochou větší než 200 ha, které se na jiných místech v Česku vyskytují již jen ojediněle (Máchovo jezero, Nesyt, Velké Dářko) (KUKLÍK 1984). Z hlediska původu vody se rybníky rozdělují na rybníky nebeské, rybníky pramenišť a rybníky říční a potoční (ŠTĚRBOVÁ 1987). První skupinu tvoří rybníky dotované pouze srážkovou vodou, která je velmi měkká a obsahuje malé množství minerálních látek. Ve druhé skupině se nalézají rybníky s vodou původem z pramenů, které mohou být na břehu i ve dně a jejich voda může být naopak velmi mineralizovaná. Třetí skupinu tvoří typ nejvíce obvyklý, kdy se do rybníka dostává přísun chladné a dobře okysličené tekoucí vody, která je pro maximální výnosy nezbytná. Současně s hospodářskou funkcí slouží rybníky také k rekreačním účelům (Máchovo jezero) a v neposlední řadě i k ochraně často bohaté mokřadní vegetace s výskytem mnoha druhů obojživelníků a velkého množství vodních ptáků (NPR Velký a Malý Tisý, NPR Novozámecký rybník). Druhotné využití pak spočívá především v ochraně proti záplavám, v nadlepšování průtoků či v akumulaci vody pro závlahové účely. Údolní nádrže Údolní nádrže jsou vodní plochy vyskytující se vždy v údolích větších či menších řek, které byly přehrazeny hrází. Samotné přehrady lze dělit podle různých kritérií, nejčastěji podle druhu materiálu, z něhož byla přehrada postavena (např. zem, kámen, beton, ocel) a podle jejich konstrukce (např. sypaná, gravitační, klenbová). Údolní nádrže se na území České republiky začaly budovat především v 2. pol. 20. stol. V roce 1945 bylo v Československu jen 41 nádrží, v roce 1975 se jejich počet zvýšil na 100 jen v České republice (KESTŘÁNEK a kol. 1984). V současnosti se pohybuje počet velkých vodních nádrží kolem 115. Přehradní nádrže mají až na výjimky široké spektrum využití a téměř vždy slouží několika účelům najednou. Mezi nejdůležitější patří zásobování obyvatelstva (Švihov) a průmyslu (Hněvkovice) vodou, výroba vodní energie (Orlík), zachytávání povodní (Šance),

17

vyrovnávání a nadlepšování průtoků, vytváření zásob vody pro závlahy (Rozkoš) a další (KŘÍŽ 1996). Dále se mohou využívat k chovu ryb, pro lodní dopravu a v neposlední řadě i k rekreaci a sportovnímu vyžití. Poslední, avšak neméně důležitou funkcí, je samotná retence vody v krajině. Jako příklad poslouží tři čísla, která nejlépe prezentují velikost našich vodních děl. Největší údolní nádrží v České republice je podle plochy Lipno I. s rozlohou 4870 ha, největší objem 716,5 mil.m3 zaujímá údolní nádrž Orlík a nejvyšší přehradou je 99,5 m vysoká kamenná hráz vodního díla Dalešice (KESTŘÁNEK 1984). Kromě velkých údolních nádrží se v Česku vyskytují i vodní nádrže menších rozměrů, sloužící specifickým účelům, např. dnes již nefunkční nádrže na plavení dřeva (klauzy) v Moravskoslezských Beskydech a na Šumavě či četné víceúčelové nádrže protipožární ochrany v sídlech. Jezera vzniklá v souvislosti s těžbou nerostných surovin Jezera tohoto typu tvoří spolu s fluviálními jezery a rybníky nejrozšířenější typ vodních ploch v České republice. Jde o jezera vyskytující se v povrchových dolech a lomech všeho druhu, na přidružených výsypkách či v poklesových kotlinách. Vodní plochy různých rozměrů vznikly buď samovolně nebo jako důsledek cílené, tzv. hydrické rekultivace (ŠTÝS 1981). Jejich rozšíření je pochopitelně vázáno na výskyt a těžbu specifických nerostných surovin, které svým charakterem ovlivňují kromě rozlohy a hloubky i vlastnosti akumulovaných vod povrchového či podzemního původu. Těmi jsou nejčastěji barva a průhlednost vody, obsah specifických minerálů, pH a z nich plynoucí biologická aktivita. Důležitým faktorem je rovněž čas, který uplynul od ukončení těžby (i několik set let), a s ním spojená eutrofizace akumulovaných vod, která je ve většině případů velmi pozvolná a někdy i zcela chybí. Vzhledem k výše uvedenému je nutné rozdělit tato jezera podle druhu těžených surovin na jezera vzniklá po těžbě: 1) písku a štěrkopísku, 2) kaolinu, 3) hnědého a černého uhlí, 4) vápence, břidlice a droby, 5) žuly, dioritu a čediče, 6) cihlářské hlíny a jílu a 7) jiných nerostných surovin. Těžba písku a stěrkopísku Jezera v povrchových dolech na písek a stěrkopísek patří k nejrozšířenějšímu typu antropogenních jezer u nás. Jsou téměř vždy lokalizována podél toků větších či menších řek v oblastech kvartérních štěrkopískových náplavů. Často se jedná o vodní plochy velkých rozměrů, které po ukončení těžby nacházejí velmi mnoho druhů využití. Existence vody v jezerech souvisí především s vysoko položenou hladinou podzemní vody podél vodních toků, s níž je také hladina vody v jezerech v hydraulickém spojení. Poněvadž se jedná o vodu podzemní či vodu říčního původu filtrovanou skrze štěrkopískové náplavy, je její kvalita většinou velmi dobrá a propůjčuje těmto jezerům modrozelené zabarvení vody při průhlednosti až několik metrů. Jezera po těžbě písků a štěrkopísků se nacházejí zejména podél toků Labe (od Jaroměře po Lovosice), Moravy (od Mohelnice po Hodonín), Lužnice (od Nové Vsi po Veselí) a Odry (severně od Ostravy). Ojediněle se pak vyskytují v povodí Jizery, Cidliny a Opavy, ale i na jiných místech České republiky. Využití jezer je různorodé a závisí hlavně na velikosti, hloubce a poloze jezera, přičemž důležitou roli hraje kvalita vody. Parametry jezer se značně liší a pohybují se od malých a mělkých „písníků“ po plošně rozlehlé a několik desítek metrů hluboké vodní plochy v jižních Čechách či na jižní Moravě. Nejprogresivnější využití takových jezer je využití pro vodárenské účely, pro průmysl či závlahy v zemědělství. Pro svou čistou vodu jsou jezera často využívána k rekreaci a vodním sportům, některá dosahují velkých rozměrů (Lhota u Čelákovic). Důležitý je rovněž význam

18

bioekologický, kdy zejména malé a pozvolna zarůstající „písníky“ tvoří významná refugia bezobratlých živočichů a obojživelníků s výskytem ohrožených druhů rostlin (PP Bělečský písník) a větší vodní plochy slouží jako shromaždiště vodního ptactva (PR Chomoutovské jezero, PR Moravičanské jezero). Těžba kaolinu Jezera vzniklá po těžbě kaolinu se vyskytují jak v tradičních oblastech těžby, tak příležitostně v rámci území celé České republiky. Největší koncentrace jezer je v místech severně od Chebu, západně od Karlových Varů a severního i jižního okolí Horní Břízy. Ojediněle se vyskytují v drobných lomech v okolí Znojma, Veverské Bitýšky, Jedovnic v Moravském krasu, Vidnavy a u Podbořan na Žatecku. Jezera jsou vesměs menších rozměrů než vodní plochy v uhelných či pískových dolech a také nejsou tak hluboká. Kaolin je nezpevněná hornina bílé barvy, která se velmi významně zasluhuje o barvu jezer. Ta se pohybuje v modravých až zelenavých odstínech. Průhlednost však bývá při porovnání např. s pískovnami menší, poněvadž voda často obsahuje velké množství kaolinu ve formě suspenze, který se do ní dostává z nezpevněných břehů. Vzhledem k nadměrnému obsahu minerálu kaolinitu jsou tato jezera většinou oligotrofní. Těžba hnědého a černého uhlí Tato jezera tvoří společně s rybníky a jezery po těžbě štěrkopísků nejčetnější typ antropogenních jezer v České republice. Jejich výskyt je vázán především na těžbu hnědého uhlí, jehož největší ložiska se nalézají v severočeských hnědouhelných pánvích. Největší počet jezer je pak lokalizován do Sokolovské a Mostecké pánve a okolí měst Teplice a Ústí nad Labem. Vesměs jsou to jezera neobyčejně různorodá a lze je rozdělit do tří, zcela odlišných skupin. První skupinu tvoří jezera, která vznikla akumulací srážkové a hlavně podzemní vody v důlních jamách. Tato jezera asi nejvíce odpovídají klasické představě lomových či důlních jezer a pokud se v jejich okolí již netěží, tvoří je většinou čistá voda modravých odstínů (Barbora). Druhým typem jsou jezera vyskytující se v poklesových kotlinách a na rozsáhlých výsypkách hlušiny, kde dochází k akumulaci srážkové vody v depresních polohách reliéfu. Tato jezera svou fyziognomií připomínají spíše rybníky, odlišují se však nepřítomností bahnitého sedimentu. Třetím typem jsou pak odkaliště různých průmyslových podniků a plaviště popílků tepelných elektráren, která se vyskytují buď přímo v důlních jámách nebo v umělých nádržích k tomu účelu postavených. Tyto vodní plochy se vyznačují přítomností jemného mazlavého sedimentu tmavé barvy, který je rovnoměrně rozprostřen po celém dnu jezera. Také je pro ně typická ostře ohraničená plocha hydrokalu, který je sem přiváděn potrubím z dotyčného podniku a nepříjemný chemický zápach v celém okolí jezera. Využití jezer tohoto typu je tedy předem dané a jakékoliv jiné užití je pro povahu těchto jezerních vod naprosto vyloučené. Jezera na výsypkách či v poklesových kotlinách jsou většinou mělká a dobře se dají využít např. k chovu některých druhů ryb, druhotně zde také dochází k růstu mokřadní vegetace (ekologická funkce). Jezera ve zbytkových důlních jamách, pokud nejsou znečištěna ropnými či jinými chemickými látkami, by mohla mít i více druhů využití, hlavně jde-li o jezera větších rozměrů. Některá proto již slouží závlahám v zemědělství či individuální rekreaci a vodním sportům. Některá rozlehlá a hluboká jezera mohla sloužit i vodárenským účelům (např. jezero v dole Barbora). Co se týká jezer vzniklých v souvislosti s těžbou černého uhlí, jde zejména o zatopené propadliny podzemních důlních děl na Ostravsku a Karvinsku (pinky, poklesové kotliny), popřípadě drobná jezírka při úpatí hald, která vznikla akumulací srážkové vody po její

19

infiltraci ve svahových a vrcholových partiích těchto útvarů. Na výsypkách a v poklesových kotlinách se zejména v oblasti mezi Havířovem a Orlovou vyskytují též desítky kališť různých rozměrů, která se nacházejí i v umělých nádržích k tomuto účelu zbudovaných. Těžba vápence, břidlic a drob Tuto skupinu jezer nalezneme v lomech, v nichž se těží zpevněné sedimenty mořského původu, kterými jsou nejčastěji vápence, břidlice a droby. Tyto horniny se sice liší svou barvou a základními fyzikálními a chemickými vlastnostmi, ale lomové vody se shodují v několika parametrech. Jezera jsou si podobná svou velikostí, která často dosahuje úctyhodných rozměrů, hloubkou, která může dosahovat až několika desítek metrů a barvou a průhledností jezerních vod. Nejznámější jezera vázaná na vápence se nalézají v lomech Velká a Malá Amerika u Mořiny na Karlštejnsku, podobná jezera menších rozměrů však najdeme i na jiných místech v Českém krasu. Další jezera se vyskytují už spíše výjimečně v čočkách krystalických vápenců u Rabí, Hejnic a v druhohorních vápencích severně od Valašského Meziříčí. Jezera v lomech na břidlici jsou koncentrována především východně od Bruntálu, ojedinělý výskyt je i v okolí Vrbna pod Pradědem a v Českém krasu. Třetí horninou jsou droby a na ně vázaná jezera, která se vyskytují pouze na Moravě zejména při okrajích Oderských vrchů a Nízkého Jeseníku, příležitostně pak v Moravském krasu či okolí Litovle. K vodním plochám ve zpevněných sedimentech lze ještě přiřadit jezero v lomu Rasová v jílovcích a pískovcích u Komni a jezero ve slepencích křídového stáří v PP Skalka u Žehušic. Pro modravé až zelenavé zabarvení vody a mimořádnou průhlednost až několik metrů jsou jezera, podobně jako zatopené pískovny, vyhledávána především k rekreaci. Kvalita vody některých jezer je však natolik dobrá, že by se dala využít k vodárenským účelům pro sídla v nejbližším okolí. Jediným zjevným nežádoucím faktorem je přítomnost velkého množství vápenatých solí, které se projevují ve vysoké tvrdosti vody. Jezera jsou v převážné většině oligotrofní s výskytem jen několika menších druhů ryb a korýšů. Vzhledem k uvedeným charakteristikám by bylo zapotřebí alespoň některá jezera ochránit před masovou rekreací, která s sebou přináší eutrofizaci a tím i znehodnocení kvalitní vody. Těžba žuly, dioritu a čediče Tuto skupinu tvoří jezera vyskytující se v lomech po těžbě magmatických, popřípadě metamorfovaných hornin. Většinou se jedná o jezera menších rozměrů, často obklopená příkrými lomovými stěnami. Z tohoto důvodu dopadá na vodní hladinu jen část přímého slunečního záření a jezera se tak nacházejí část či většinu dne ve stínu. Nezřídka tak tvoří příhodná útočiště zejména pro mnohé druhy obojživelníků. Pro jezera je typická velká hloubka a tmavé zabarvení vody, které se pohybuje nejčastěji v odstínech zelenožluté barvy a bývá umocněno tmavou barvou magmatických hornin. Průhlednost vody se značně liší a záleží na stáří lomu i charakteru jeho okolí. Lomy se totiž často nacházejí v lesních komplexech a tento fakt přispívá ke zvýšení eutrofizace jezerních vod. I když se voda navenek projevuje stejnými vlastnostmi, chemické složení se bude stejně jako u jezer předchozí skupiny pravděpodobně lišit v závislosti na typu horniny (žula/čedič). Jezera vzniklá v souvislosti s těžbou žuly jsou rovnoměrně rozmístěna na území celé Středočeské pahorkatiny a Českomoravské vrchoviny tam, kde žulový pluton vystupuje k zemskému povrchu. Největší koncentrace těchto jezer se nachází v okrajové části Železných hor severně od Hlinska v okolí Skutče, druhou nejvýznamnější koncentrací je oblast kolem Žulové v Žulovské pahorkatině na severní Moravě. Jezera vázaná na diorit či granodiorit se vyskytují především v Benešovské pahorkatině (Hříměždice, Kozárovice) a pak již jen ojediněle u Poličky a Jablonného nad Orlicí. Jezera vázaná na těžbu čediče se ojediněle vyskytují

20

v severních Čechách na známé lokalitě Panská skála u Kamenického Šenova v okrajové části Českého Středohoří a u Heřmanic ve Frýdlantské pahorkatině. Osamocené jezero v čediči lze ještě nalézt v lomu Hlavno poblíž Sokolova. Do této skupiny lze ještě zařadit jezero v bývalém těšínitovém (tmavá hrubozrnná výlevná hornina) lomu u Žermanic poblíž Havířova. Vzhledem k malé velikosti a horší jakosti vody se tato jezera dají těžko využít k vodárenským účelům, jako je tomu v případě lomů na vápenec či dolů na písek. Představují však často místa soustředění nemalých přírodních hodnot a v některých případech zde proto došlo i k vyhlášení územní ochrany přírody v kategorii přírodní památka (Božkovské jezírko, Lom Chlum, Teletínský lom, Žermanický lom aj.). Těžba cihlářské hlíny a jílu Tuto skupinu tvoří jezera vyskytující se v povrchových dolech po těžbě cihlářské hlíny a žáruvzdorných jílů. Ty jsou rovnoměrně roztroušeny po území celé České republiky a přesně lokalizovány na okraje či do okolí velkých i menších měst. Jezera po těžbě hlíny dosahují podstatně menších rozměrů než jim nejvíce podobná jezera po těžbě písků a také jsou poměrně mělká. Malé množství vody pak vede k intenzivnějšímu prohřívání a následné eutrofizaci vody. Barva vody se nejčastěji pohybuje v odstínech žlutozelené až žluté, velmi omezená je průhlednost jejich vod. Ta je snižována zejména velkým množstvím jílovité suspenze, která vzniká neustálým omýváním nezpevněných břehů jezera. Jako vhodné se pro taková jezera jeví využití pro chov ryb, popřípadě mohou sloužit jako protipožární nádrže. V případě větších rozměrů a lepší kvality vody lze taková jezera rovněž využít k rekreaci. Těžba jiných nerostných surovin Jezera této skupiny jsou vázána na těžbu specifických nerostných surovin, které často velmi významně ovlivňují chemické složení jezerních vod. V České republice jsou tato jezera ojedinělá, a proto je nutné se s nimi na konkrétních příkladech blíže seznámit: Chomutovské Kamencové jezero se nachází na severovýchodním okraji Chomutova, vzniklo pravděpodobně kolem roku 1812 propadnutím dna původního močálu do prostor bývalého kamencového dolu, který byl následně zaplaven vodou. Podle GABRIELOVÉ (1996) jsou však doba a původ vzniku nejasné a liší se podle jednotlivých autorů (např. teorie o vzniku jezerní pánve po podzemním požáru uhelné sloje). Jezero je samo o sobě světovou raritou a na existenci obdobných poukazují jen nepřímé indicie. Kamenec, hydratovaný podvojný síran draslíku a hliníku [KAl(SO4)2 × 12 H2O], zásadním způsobem ovlivňuje chemismus vody v jezeře i s ním spojenou biologickou aktivitu. Od doby zaplavení dolu docházelo k postupnému sycení jezerní vody tímto minerálem až na současnou úroveň přibližně 1% roztoku (KOCHÁNEK 1976), což prakticky znemožňuje existenci vyšších forem života. Kationty hliníku jsou toxické jak pro řasy, tak i ryby a nepříznivé je též velmi nízké pH vody, které podle vydatnosti srážek dosahuje hodnot 2–4,5 (GABRIELOVÁ 1996). Jezero má plochu 15,98 ha, obvod 1836 m, objem činí 323 000 m3 a maximální hloubku 4 metry (GABRIELOVÁ 1996). Jezero je v současnosti využíváno především k masové rekreaci, která by mohla v budoucnu ohrozit jeho jedinečnost. Hromnické Červené jezírko se nachází na severovýchodním okraji obce Hromnice, severně od Plzně. Vzniklo nahromaděním agresivních síranových vod v 60 metrů hlubokém lomu (oprámu) po těžbě vitriolové břidlice. Vznik jezera souvisí s výrobou tzv. olea, české dýmavé kyseliny sírové, která byla zahájena na počátku 19. století. Výroba probíhala odpařením vitriolového louhu, který vznikl proléváním hald vytěžené suroviny vodou. Po zavedení syntetické výroby kyseliny sírové byla těžba k roku 1898 zastavena a jáma zaplavena vodou (mapa KČT). Jezero, které je asi 200 m dlouhé, 130 m široké a 18 m

21

hluboké (DAVID 1999), má temnou, hnědočervenou barvu. Voda s velmi vysokým obsahem síranů se vyznačuje nízkým pH pohybujícím se kolem 3 (GABRIELOVÁ 1996), což se jako v případě Kamencového jezera neslučuje se životem. Kolem celého lomu je cítit znatelný sirnatý zápach. Jezero a jeho okolí je územím zvláštní ochrany přírody v kategorii přírodní památka. Podobné vlastnosti má např. Zelené jezírko u Dolní Bělé. Stříbrné jezírko u Fulneku se nachází jihozápadně od obce Jestřabí, vzniklo zatopením šachty bývalého galenitového lomu, který byl opuštěn v 17. století. Jezírko o ploše asi 500 m2, z nichž 2/3 tvoří mělčiny a 1/3 vlastní šachta, se postupem času stává významným biotopem vodních živočichů a obojživelníků (čolek, kuňka) s porosty ohrožených druhů rostlin (ďáblík, leknín). Území je unikátní, antropogenně podmíněnou přírodní památkou (inform. tabule PP Stříbrné jezírko, AOPK ČR). Stříbrné jezero u Opavy je rozlehlé jezero po těžbě sádrovce na severním okraji Opavy. Má poměrně čistou modrozelenou vodu a je využíváno především k rekreačním účelům jako veřejné koupaliště. Zatopený lom u Ejpovic je značně velkých rozměrů. Vzniklo zatopením vytěženého ložiska železné rudy řekou Klabavou, která jím protéká. Využívá se k rekreačním a sportovním účelům. Na území České republiky se kromě výše zmíněných vyskytují i další lokality těžby méně obvyklých nerostných surovin a na ně vázané vodní plochy. Jsou to např. zatopené jámy po těžbě nespecifikovaných rud v PP Ranská jezírka, jezírko po těžbě křemene v lomu U kyzu u Churáňova, jezero v aplitovém lomu u Nového Pařezova či kaliště spojená s těžbou radioaktivních surovin u Dolní Rožínky, Zlatkova a Stráže pod Ralskem.

22

3. Metodika bathymetrického mapování jezer Miroslav Šobr Použitá metodika měření půdorysů a hloubek byla u všech zkoumaných jezer stejná. Půdorysná měření byla prováděna pomocí uzavřeného polygonového pořadu. Je to prostorová lomená čára, která je určena vodorovně měřenými délkami stran a vodorovnými úhly, které mezi sebou strany svírají. Jedna strana polygonového pořadu byla orientována k severu, pro naše účely postačuje pomocí kapesního kompasu nebo buzoly. Polygonové strany slouží jako základny, vůči nimž se určuje poloha zvolených bodů na břehové linii pomocí pravoúhlých souřadnic – kolmicemi a staničením. Kolmice udávají kolmou vzdálenost vybraného bodu břehové linie od polygonové strany. Staničení udává vzdálenost paty kolmice od začátku polygonové strany. Z důvodů přesnosti měření je nutné vést polygonové strany co nejblíže k břehové linii jezera, délka kolmice by neměla přesáhnout 2 m. Měření horizontálních úhlů bylo prováděno pomocí teodolitu THEO 080 A, všechna délková měření pak pomocí pásma. Polygonové body je potřeba volit tak, aby bylo možno postavit přístroj a aby z něho bylo dobře vidět na oba sousední body při měření horizontálního úhlu. Zároveň se snažíme vybrat co možná nejmenší počet polygonových bodů, přičemž s jejich narůstajícím počtem roste riziko chyby. Kontrolu správnosti měření vnitřních úhlů polygonu lze provést pomocí jednoduchého vzorce pro součet vnitřních úhlů v mnohoúhelníku (kde n je počet polygonových bodů): Σά = (n – 2) * 200g Ideální podmínky pro vyměření půdorysu jezera nastávají v době, kdy je jezero zamrzlé a led nepokrývá sněhová pokrývka. (Tloušťka ledu ba měla být z důvodu bezpečnosti alespoň 7cm.) Výhoda měření na ledu spočívá jednak ve velké přesnosti délkových měření, kdy můžeme pásmo položit na rovný led, jednak ve snadném stavění teodolitu. Předností je rovněž lepší výhled na sousední polygonové body z důvodu řidší vegetace. Led také jasně vymezuje břehovou linii. V současné době zavádíme při vyměřování půdorysu použití totální geodetické stanice. Používání tohoto moderního přístroje má řadu výhod. Odpadá pracné vyměřování půdorysu pomocí polygonového pořadu. Totální stanice se postaví pouze na několik míst na břehové linii a pomocník s hranolem obejde jezero po břehové linii, přičemž se zaměřuje na hranol pomocí laserového paprsku. Hodnoty horizontálního úhlu a vzdálenost od stanoviště stanice se ukládají do paměti. Paměť má kapacitu 10 000 hodnot, takže měření je možno provést velmi hustě. Další výhodou je, že při využití odrazového hranolu je možné zaměřovat na vzdálenost až 7 500 m. Do vzdálenosti 170 m lze přitom měřit bez hranolu, čehož se využívá v místech, kde není břehová linie volně přístupná (skály apod.). Všechna měření tímto přístrojem mají vysokou přesnost – délková měření 2 mm, úhlová měření (Hz, V) 5´´. Všechny naměřené hodnoty se exportují do počítače, kde je v příslušném programu přímo vykreslena břehová linie, změřen obvod, plocha a další charakteristiky. Zaměření několika bodů břehové linie pomocí GPS přístroje umožní rektifikovat plochu do zeměpisných souřadnic. Při vyměřování půdorysu je velice důležité označení bodů na břehové linii, z nichž budeme vycházet při měření hloubek. Těmto bodům přiřadíme čísla a zafixujeme je pomocí terčíků. Počet těchto míst a jejich rozmístění na břehové linii pečlivě zkontrolujeme (nejlépe pomocí jednoduchého náčrtku vodní plochy), aby hustota hloubkových měření byla dostatečná a rovnoměrná po celé ploše jezera, jak ukazuje obrázek 1. Fixace a přesné zaměření těchto bodů je důležité z důvodu přesného zanesení profilů do půdorysného plánu.

23

Po vyměření půdorysu následuje hloubkové měření. To se zpravidla provádí pomocí echolotu z plavidla. My jsme používali echolot firmy GARMIN, který měří s přesností na 5 cm. Tento přístroj je schopen měřit hloubky do 200 m. Na několika místech byla provedena porovnávací měření spouštěním závaží na lanku. Výsledné hodnoty hloubky byly stejné. Echolot je připevněn na stabilním gumovém člunu. Při měření hloubek postupujeme následujícím způsobem: Přes jezero se napne kevlarová šňůra (nutno použít materiál odolný proti natahování), na které jsou umístěny značky v pětimetrovém intervalu – vytvoříme tak profil, který musí mít koncové body v předem označených a zaměřených bodech břehové linie, aby jej bylo možno vynést do půdorysného plánu. Člun se potom pohybuje podél napnutého profilu a u značek se na echolotu odečítají hodnoty hloubek. Z naměřených hodnot hloubek se poté pomocí interpolace vykreslí bathymetrické mapy. Lze je zpracovat buď „ručně“ nebo na počítači v programu Surfer. Program jednak vykreslí hloubkovou mapu, rovněž spočítá objemy jednotlivých hloubkových vrstev i celého jezera. Narazili jsme ale na problémem, že pokud se měrné profily neprotínaly a byly rovnoběžně rozmístěny napříč jezerem, pak program hloubky interpoloval nesprávně. Interpolaci v Surferu jsme tedy nepoužili u úzkých a protáhlých jezer údolního typu. Plány protáhlých labských tůní jsme tedy interpolovali ručně. U ručně interpolovaných jezer byly po kartometrickém měření délek a ploch jednotlivých hloubnic na vyhotovených bathymetrických plánech určeny morfometrické charakteristiky jezerních pánví. Objem těchto jezer byl pak stanoven z vykreslené bythymetrické křivky. Obr. 1: Jezero Laka – příklad polygonového pořadu a profilů pro měření hloubek

24

4. Prášilské jezero Aleš Zbořil, Bohumír Janský, Miroslav Šobr 1. Poloha a název jezera Prášilské jezero se nachází v karu zahloubeném v rule a žule prášilského masivu ve východním svahu severního výběžku Polední hory (1 315 m n.m.). Hladina jezera leží podle mapy 1:10 000 ve výšce 1 079 m n.m., podle podrobné turistiké mapy 1:50 000 z roku 1991 ve výšce 1 080,4 m n.m. V Josefinském katastru (1786) a na původní mapě Stabilního katastru (1837) je jezero označeno pouze jako "See". Na mapě Kreybichově (1831) je jezero zakresleno bez jakéhokoliv označení. Jméno "Stubenbacher See" jako první v literatuře použil F.X.M.Zippe (SOMMER 1840). KREJČÍ (1857) ve svém díle označuje jezero jako "See des Mittagsberges". Na počátku našeho století se v češtině ujalo označení „Prášilské" (ŠVAMBERA 1912), avšak stejně často se užívalo i označení „jezero Stubenbašské" (WAGNER 1897). 2. Historie výzkumů Prášilského jezera První zmínka o něm se nachází v Josefinském katastru. Jezero na Prášilském panství geometricky změřil 16.srpna 1785 nadporučík Pemler. Uvedená plocha jezera 5 526 1/2 čtv. sáhů (cca 1,987 ha) je příliš malá, než aby se dalo toto měření pokládat za správné. Je možné, že hladina jezera před umělou úpravou odtoku v XIX. století byla nižší než dnes, ale plocha nemohla klesnout na polovinu dnešní (JOSEFINSKÝ KATASTR 1786). V určitých obrysech se Prášilské jezero objevuje na katastrální mapě vyhotovené geometrem Karlem Struskou roku 1837 (STABILNÍ KATASTR 1837). Schématicky a beze jména je jezero zakresleno pod nejmenovanou horou již na mapě Kreybichově (1831). Na známé mapě Müllerově z počátku XVIII.století ještě po něm není stopy (ŠVAMBERA 1911). Určitou zprávu o jezeře přináší SOMMER (1841), který píše, že se jezero nachází ve skalní kotlině, má plochu 7 jiter a hloubku 9 sáhů (4,02 ha, 17 m hloubky). Autentické zprávy z vlastní návštěvy přináší HOCHSTETTER (1855). Právě na tomto jezeru konstatoval důležitou hranici mezi žulou a rulou. Sdělil také první měření nadmořské výšky jezera a sice 3352 stop (1062 m n.m.) jako průměr ze dvou barometrických pozorování. V červnu roku 1871 navštívil jezero FRIČ (1871), který odhadoval hloubku jezera na 15 stop (4,75 m). Následuje nové mapování Vojenského geografického ústavu ve Vídni roku 1878. Na starší mapě speciální v měřítku 1:144 000 bylo ještě naznačeno jezero schématicky, nyní již správně a s udáním nadmořské výšky 1 079 m. V srpnu 1896 navštívil jezero WAGNER (1897), který upozornil na "Alte Schwelle" a soudil, že zde bývalo jezero související s Prášilským. Wagner zde provedl také první fyzickogeografická pozorování. Měřil tu vedle hloubek a teploty i průhlednost vody. Další průzkum provedl ŠVAMBERA koncem srpna a v první polovině září roku 1906. Uskutečnil 258 hloubkových měření v deseti profilech, 90 pozorování teploty vody jezera a jeho přítoků, pozorování průhlednosti a poprvé i pozorování barvy vody. Švambera vytvořil na základě vlastního měření mapu jezera v měřítku 1:1 000, jež odpovídala tehdejšímu stavu

25

vody 1,5 m pod úrovní hráze. Prášilské jezero navštívil Švambera znovu 28.června, 15.srpna a 18.září roku 1907. Měřil teplotu vodního sloupce, barvu vody a její průhlednost. Od výzkumu Švambery nebylo na Prášilském jezeře provedeno systematické měření hloubek ani proměření půdorysu jezera. 3. Geologické a geomorfologické poměry Z regionálně geologického hlediska je studované území součástí Šumavské soustavy, v podrobnějším dělení součástí Šumavy. Zájmové území leží v silně tektonizované oblasti, jejíž východní hranicí je významná zóna prášilského zlomu směr SSZ-JJV. Tento zlom tvoří hranici mezi cordierit-biotitickou silně migmatizovanou pararulou, středně zrnitou až hrubozrnou porfyrickou biotitickou žulou a chlorit-muskovitickou svorovou rulou. V okolí Prášilského jezera jsou zachovány i glacigenní sedimenty. Tvoří jednak morénový balvanitý val uzavírající jezero na výtokové straně a jednak pokračují i dále do údolí jako degradované glacigenní kamenito - balvanité uloženiny, rozplavené a smíšené s deluviálním a aluviálním klastikem. Pravděpodobně v době würmského zalednění vyhloubil ledovec kar Prášilského jezera v této oblasti oslabené zlomovou linií S - J. Na západní straně jezera se nachází 150 m vysoká jezerní stěna. Z vyneseného profilu A - A'(obr.1), který byl měřen pomocí ocelového pásma, buzoly a sklonoměru, je patrný velký sklon jezerní stěny (38°), která je v horní části příkřejší (40° - 50°) a od 1 140 m se sklon zmenšuje na 30° - 40°. Vlivem polomů a následného rozmnožení lýkožrouta smrkového dochází k odumírání lesního porostu hlavně v horní části jezerní stěny a opakovaným polomům, které podporují erozní činnost v této oblasti. Ve vyšších partiích stěny se vyskytuje větší počet skalních výchozů obklopených blokovou sutí. Odtud se pak erozí a gravitačními pochody dostává materiál do nižších partií stěny. Takto vzniklé mocnější svahové sedimenty mohou být příčinou menších hodnot sklonů naměřených v dolní části stěny, což je také patrné na profilu A - A'. Odstraněním lesního porostu dochází k zintenzivnění erozních procesů. Prášilské jezero je hrazeno přes 200 m širokou morénou S - J směru, která je snad nejzřetelnější ze všech šumavských jezer, což je umocněno odlesněním okolí jezera. Morénový val složený z blokové sutě neutříděného charakteru vykazuje narušení v celé délce morénového oblouku pravděpodobně vodní erozí dřívějšího toku. Jezerní potok protéká kolmo na morénovou depresi. Ve spodních částech dochází vlivem eroze k vymývání a rozplavování morénových akumulací, jejíž spodní hranici není možné přesně lokalizovat. Severně od jezera se nacházejí bloková deluvia, která přecházejí ve spodní části až do kamenných moří. 4. Geografická poloha a morfometrické vlastnosti povodí Prášilské jezero leží v horní levostranné části povodí Jezerního potoka, který spolu s Prášilským potokem vytváří pravý přítok řeky Křemelné. Jedná se o povodí protáhlé ve směru J - S. Západní část rozvodnice je současně rozvodím mezi Prášilským a Jezerním potokem a je tvořeno hřbetem mezi Poledníkem (1 315 m n.m.) a Skalkou (1 238 m n.m.). Celé povodí pak leží na východním svahu tohoto hřbetu. Celkové dokreslení tvarových vlastností povodí podávají následné číselné charakteristiky:

26

Plocha povodí

P = 0,6474 km2

Celková délka rozvodnice

r = 3,72 km

Koeficient vývoje rozvodnice

k = r/P = 5,746

Délka toku

d = 1,2 km

Střední šířka povodí

š = P/d = 0,539 km

Koeficient protažení povodí

š/d = 0,449

Charakteristika povodí

P/d2 = 0,449

Plocha jezera

Pj = 0,042 km2

Podíl jezera na ploše povodí

Pj/P = 0,064 9

Střední nadmořská výška povodí

1 199,106 m *)

Střední sklon povodí

17°20' **)

*) Jedná se o aritmetický průměr ze tří údajů, zjištěných různými metodami (ZBOŘIL 1994). **) Sklonitost terénu ve vrstevnicových pásech byla vypočtena podle vzorce Pencka (ZBOŘIL 1994). Tabulka 1. Charakteristické hodnoty pro povodí Prášilského jezera (měřeno na mapě 1:10 000) Vrstevnice (m n.m.) 1063 1079 1100 1125 1150 1175 1200 1225 1250 1275 1300

Rozpětí Délka Plocha Střední % z plochy vrstevnice vrstevnicového mezivrstevnicového sklon pásu povodí (km) pásu pásu (km2) 0 1063 - 1079 0,042 8°52´ 6,49 0,82 1079 - 1100 0,021 35°10´ 3,24 0,59 1100 - 1125 0,028 26°58´ 4,32 0,55 1125 - 1150 0,045 19°17´ 6,95 0,71 1150 - 1175 0,067 16°19´ 10,35 0,86 1175 - 1200 0,050 25°10´ 7,72 1,02 1200 - 1225 0,079 19°11´ 12,2 1,18 1225 - 1250 0,114 13°23´ 17,6 0,99 1250 - 1275 0,122 9°15´ 18,84 0,60 1275 - 1300 0,062 10°03´ 9,57 0,28 1300 - 1315 0,017 7°02´ 2,62

5. Půdorysná měření a metodika jejich zpracování Josefinský katastr z r. 1785 udává plochu jezera 3 jitra 726 čtv. sáhů (1,9877 ha). Tato hodnota je velmi nízká a to i v případě, že bereme v úvahu nižší hladinu než dnes, která stoupla v důsledku regulovaného odtoku. Katastr z roku 1837 udává již 6 jiter 1150 čtv. sáhů (3,8615 ha). SOMMER (1841) udává 7 jiter (4,0282 ha), kdežto MÖCHEL (1878) uvádí nesmyslné číslo 15,6 ha. WAGNER (1897) vypočítal pro hladinu jezera 3,567 ha. ŠVAMBERA (1914) určil Coradiovým terčovým planimetrem plochu jezera na 3,72 ha a pro nejvyšší stav hladiny 3,91 ha, přičemž pro konstrukci mapy použil Schmalkaldskou buzolu na pevném stativu.

27

Půdorysná měření byla provedena pomocí uzavřeného polygonového pořadu. Změřené vnitřní úhly polygonu a přehled délek polygonových stran obsahuje diplomová práce ZBOŘILA (1994). Na celkovou délku všech polygonových stran (815,1 m) připadá 256 měřených kolmiček, tj. jedna kolmička na 3,18 m. Z půdorysných měření byl vyhotoven půdorysný plán jezera (viz. mapa 1 v příloze) v originálním měřítku 1:250, z kterého byla s použitím milimetrové sítě vypočtena plocha jezera. Tato metoda byla zvolena pro svou vysokou přesnost a výhodnost oproti jiným metodám. Plocha jezera ohraničena nezpevněným břehem je rovna 4,18375 ha, resp. pevným břehem 4,204375 ha při stavu hladiny 47 cm pod úrovní hráze. 6. Bathymetrická měření První zmínku o hloubce jezera nalezneme u SOMMERA (1840), který udává 17 m. Tento údaj se blíží skutečnosti a zřejmě je opřen o nějaké měření. Zato FRIČ (1871) udává hloubku uprostřed jezera 15 stop (4,75 m) a tvrdí, že je jezero o něco hlubší než Laka. BAYBERGEROVI (1886) sdělil jeho průvodce, že měřil na třech místech otvorem v ledu hloubku jezera, kterou udává na 16 sáhů (26 - 30 m). Lze se domnívat, že byly zaměněny sáhy za metry. WAGNER (1897) uvádí, že prý ve 40-tých letech 19. stol. lesník jménem Gulasch měřil hloubku 24 sáhů (40 m). Roku 1910 sdělil majitel papírny v Prášilech pan Eggerth prof. Švamberovi (ŠVAMBERA 1914), že počátkem šedesátých let 19.století jako mladík měřil hloubku uprostřed jezera mezi 50 a 60 stopami (15 - 18 m). První odborné měření provedl WAGNER v srpnu 1896. Změřil jeden podélný profil a čtyři příčné. Celkem provedl v 5 profilech 28 měření a vytvořil první bathymetrickou mapku jezera v měřítku 1:5 000. V srpnu a v září roku 1906 provedl ŠVAMBERA (1914) 258 měření hloubek jezera v 10 profilech. V době měření byla hladina jezera 150 cm pod úrovní hráze u odtoku. Švambera sám píše, že při měření profilů pracoval s velkými obtížemi, protože mu byl napnutý drát přes jezero odcizen a jeho jediný pomocník mu pomáhal pouze v prvním týdnu. Je proto možné, že byly naměřené hodnoty nesprávně lokalizované, což by vysvětlovalo určité odchylky od nové mapy (ZBOŘIL 1994). Nové měření hloubek bylo provedeno v červnu 1994, tj.88 let po posledních hloubkových měřeních na jezeře. Pomocí sonaru (Interphase DG – 1) a echolotu bylo naměřeno 1 095 hodnot ve 33 profilech, které vedly mezi 35 jednotlivými body břehové čáry. Na jedno měření připadá plocha 38, 4 m2 nebo také na 1 ha 260 hloubkových měření. Přístroj pracoval s přesností na desetinu stopy, resp.setinu metru. Aby bylo možno správně vyhodnotit naměřené hodnoty, je nutné znát kvalitu získaných měření. Byly k dispozici dva přístroje: Sonar, jehož výhoda spočívala ve velmi přesné bodové lokalizaci měřené hloubky. Nevýhodou tohoto přístroje i přes jeho vysokou přesnost, byla nemožnost definování hranice odrazu, tj. vyslaný signál se odrážel bud' od pevného dna nebo vnikal do sedimentu až do hloubky cca 0,7 m. Echolot naopak rozlišoval sediment i pevné dno, ale nebylo v našich silách dosáhnout konstantní rychlosti člunu, aby se daly přesně lokalizovat naměřené hodnoty. Tyto skutečnosti by se daly eliminovat použitím břemene spouštěného na ocelovém lanku v několika bodech, a tím kalibrování bodového sonaru. Bohužel tato činnost byla striktně zamítnuta Správou NP a CHKO Šumava z důvodu možného poškození sedimentů jezera. Výše uvedené skutečnosti je nutné mít na zřeteli při závěrečném hodnocení výsledků. Bodově získané hloubkové údaje byly podkladem k sestrojení bathymetrického plánu v měřítku 1:500. Získané hodnoty hloubek jsou vztaženy k 50 cm stavu vody pod úrovní hráze u odtoku. Největších hloubek dosahuje jezero v centrální části, maximální hloubka je pak o něco západněji, tj.blíže k jezerní stěně. Výsledná mapa hloubek je vykreslena z

28

bodových měření, proto je nutné si uvědomit, že maximální současná hloubka jezera je 16,4 m, po přičtení 2,4 m sedimentů vychází maximální hloubka pevného dna 18,8 m (může se také jednat o pevnější a hrubozrnější sediment). Mocnost sedimentů úměrně klesá od nejhlubších míst jezera k okrajům. 7. Morfometrická charakteristika jezera Délka břehové čáry (stav hladiny 47 cm pod úrovní hráze u odtoku) je rovna 819 m. Členitost pobřeží je charakterizována koeficientem rozvoje břehů: R = O / 2 π . √P / π = 1,1267 m Obvod břehové čáry je tedy jen o něco větší než by měl kruh o stejné ploše. Pro další morfometrickou charakteristiku Prášilského jezera jsou uvedeny další horizontální parametry: délka jezera - 306 m, maximální šířka - 204 m. Prostorový objem jezera jsme určili z bathymetrické křivky na 349 920 m3. Jestliže vydělíme tuto hodnotu plochou hladiny, dostaneme střední hloubku jezera (volumetrickou): 8,32 m. Procento stření hloubky v max. hloubce činí 48,37%. Tabulka 2a: Morfometrické charakteristiky jezerní pánve Hloubka (m)

Plocha (ha)

Plocha (%)

Délka hloubnice (m)

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17

4,2044 3,9367 3,5829 3,2242 2,8229 2,6223 2,461 2,2847 2,1009 1,899 1,7202 1,5864 1,4201 1,2001 0,9863 0,7701 0,4751 0,0788

100 93,6 85,2 76,7 67,1 62,4 58,5 54,3 49,9 45,2 40,9 37,7 33,8 28,5 23,5 18,3 11,3 1,9

819 761 719 673 625 601 583 564 543 521 498 480 452 411 379 331 275 110

Poměr délky hloubnice k obvodu kruhu o ploše hloubnice 1,1267 1,0819 1,0715 1,0573 1,0493 1,0469 1,0483 1,0526 1,0568 1,0665 1,0711 1,075 1,0699 1,0583 1,0765 1,064 1,1255 1,1054

Tabulka 2b: Morfometrické charakteristiky jezerní pánve Střední sklon hloubkového stupně

Hloubkový stupeň (m)

Plocha hloubkového stupně (ha)

16°26´30´´ 11°48´48´´ 10°58´51´´

0-1 1-2 2-3

0,2677 0,3538 0,3587

Plocha hloubkového stupně ku ploše hladiny (%) 6,37 8,41 8,53

Objem % z celkového hloubkového objemu 3 stupně (m )

40 560 37 400 33 960

11,59 10,69 9,7

29

9°11´11´´ 16°59´32´´ 20°09´14´´ 18°01´10´´ 16°45´33´´ 14°45´42´´ 15°54´18´´ 20°04´33´´ 15°39´13´´ 11°05´48´´ 10°28´03´´ 9°19´29´´ 5°51´52´´ 2°46´51´´ 7°56´48´´

3-4 4-5 5-6 6-7 7-8 8-9 9 - 10 10 - 11 11 - 12 12 - 13 13 - 14 14 - 15 15 - 16 16 - 17 17 - 17,2

0,4013 0,2006 0,1613 0,1763 0,1838 0,2019 0,1788 0,1338 0,1663 0,2200 0,2138 0,2162 0,2950 0,3963 0,0788

9,54 4,77 3,84 4,19 4,37 4,8 4,25 3,18 3,95 5,23 5,08 5,14 7,02 9,43 1,87

30 040 27 080 25 200 23 480 21 480 19 840 17 800 16 440 15 080 13 040 10 960 8 680 6 120 2 680 80

8,58 7,74 7,2 6,71 6,14 5,67 5,09 4,69 4,31 3,73 3,13 2,48 1,75 0,76 0,02

8. Hydrologický režim jezera Prášilské jezero má tři hlavní celoroční přítoky a jeden odtok, který byl v minulosti regulovatelný stavidlem postaveným ve zpevněné hrázi jezera. Vypouštěním jezera byly nadlepšovány průtoky jezerního potoka při splavování dřeva. Kromě těchto tří hlavních přítoků má jezero několik sezónních přítoků, které jsem lokalizoval při své návštěvě 29.4.1994. V celé jezerní stěně se po celý rok vyskytuje mnoho drobných praménků, které získávají na intenzitě v období jarního tání sněhu a po dešťových srážkách. Tyto vývěry jsou nepravidelné a většina z nich neústí do jezera, ale opětovně se vsakuje do deluvia. Nelze měřit jejich vydatnost ani je přesně zmapovat. Proto kromě tří stálých přítoků jezera lze předpokládat větší množství přítoků občasných. Předpokladem k zjištění přesné hydrologické bilance jezera by bylo zbudování vodočtů u hráze jezera a přepadů s vodočty na přítocích a odtoku. Bohužel to nebylo možné ať už z důvodů časových, tak z nemožnosti větších zásahů v I. zóně národního parku Šumava. Proto bylo pro měření průtoků u přítoku I. a odtoku použito nepřímé metody měřením profilu a rychlosti proudící vody. U přítoku I. byla využita roura o průměru 51,5 cm a délce 5 m, ve které byl vždy změřen profil a z 10 měření vypočítaná rychlost. U odtoku jezera bylo využito umělého kamenného koryta o délce 7 m a šířce 65 cm. Opět byl vypočítán profil a z 10 měření rychlost proudící vody. Při menších průtocích byly vypočítané hodnoty ověřeny přímým měřením do kalibrované nádoby. U ostatních přítoků bylo využito přímé metody měření průtoků do kalibrované nádoby. Z finančních důvodů nebylo možné měřit průtoky častěji než jednou za měsíc. Naměřené průtoky přítoku I.: Datum 1994 20.3. 29.4. 9.5. 13.6. 19.7. 4.8. Průtok Q (l/s) 12 35,92 11,42 6,26 0,96 2,48 Naměřené průtoky přítoku II.: Datum 1994 20.3. 29.4. 13.6. 19.7. 20.7. 4.8. Průtok Q (l/s) 3,096 4,25 0,55 0,97 0,78 0,38 Naměřené průtoky přítoku III.: Datum 1994 29.4. 13.6. 19.7. 20.7. 4.8. Průtok Q (l/s) 1,1 0,79 0,49 0,54 0,37 30

Naměřené průtoky přítoku IV.: Datum 1994 29.4. Průtok Q (l/s) 1,11

19.7. 0,009

Tabulka 3: Naměřené průtoky - odtok z Prášilského jezera Datum (1994)

Vodočet (cm)

9.2. 20.3. 29.4. 9.5. 10.5. 11.5. 11.6. 12.6. 19.7. 20.7. 4.8.

2,0 60, 10,0 4,5 5,0 4,3 2,0 2,5 1,8 1,5 0,5

Hladina jezera pod úrovní hráze (cm) 50 46 42 47,5 47 47,7 50 49,5 50,2 50,5 51,5

Průtok Q (l/s) 66,86 102,39 46,29 47,92 43,26 23,08 26,74 18,70 13,43 4,00

Tyto hodnoty byly využity ke konstrukci grafu závislosti průtokového množství vody Jezerního potoka /výtok/ na stavu hladiny pod úrovní hráze jezera obr.1. Obrázek 1: Graf závislosti průtokového množství vody na výtoku z jezera na vodním stavu

31

9. Teplotní režim akumulované vody Na teplotní poměry akumulované vody má vliv již samotná povaha jezera. Jedná se o jezero s povrchovým přítokem i odtokem, to znamená průtočné. Vzhledem ke tvaru jezera ho lze považovat za jednotný teplotní celek, tj. teplota je v danné hloubce přibližně stejná v celém jezeře. Tento teplotní celek však narušují povrchové a podpovrchové přítoky jezera, hlavně v jižní a západní části. V letních měsících dochází v těchto místech vlivem přítoků k určitému ochlazení. Malá teplotní vodivost a anomálie vody (hustota vody roste s ochlazováním až do 3,98 C a s dalším ochlazováním hustota opět poklesne) způsobují typické uspořádání teplot v jezeře. První měření teploty vody ve vodním sloupci na Prášilském jezeře provedl P. Wagner 16.srpna 1896. Wagnerovi se zdálo nápadně rychlé ubývání teploty vody s hloubkou. Při koupání byla zjištěna dvě neobyčejně chladná místa v jezeře, čímž dospěl k názoru, že jsou pod hladinou skryté přítoky, které neustále přivádějí novou chladnou vodu (WAGNER 1897). Nejrozsáhlejší výzkum provedl V. Švambera v letech 1906 - 1907 (ŠVAMBERA 1914), který měřil teplotu překlopným teploměrem Negretti -Zambra ve sklopce konstrukce prof. Ulleho. První zimní měření teploty vody jezera provedl podle návodu V. Švambery a s jeho nástroji M. Bronec, lesní v Neubrunnu, 9. března 1913. Další měření teploty vody ve vodním sloupci na Prášilském jezeře byla provedena až v letech 1991-2. (HOFFMANNOVÁ 1993). Měření teploty a pH bylo provedeno digitálním pH-metrem WTW. Dne 9. února od 12 do 14 hodin jsme provedli měření teploty vody ve vodním sloupci jezera termometrem GT 1. Teplota byla měřena s přesností setiny stupně celsia. Vynesený graf je typickým příkladem zimní inverzní teplotní stratifikace charakteristické pro hluboká šumavská jezera. V době měření (11.45 - 14.30 hod) vanul jihovýchodní vítr, bylo slunečné počasí a teplota vzduchu 1,5°C. Vrstva sněhu uprostřed jezera byla 30 cm a mocnost vícevrstevnatého ledu 42 cm. 20.3.1994 bylo na 56 cm mocném vícevrstnatém ledu 10,5 cm vrstva sněhu, když týden před měřením byla obleva a deštové srážky. V noci z 19. na 20. 3. byly sněhové přeháňky. V době měření (12 h) byla teplota vzduchu +1,5°C. Snahou bylo získat teplotní měření z období jarní cirkulace. Za tímto účelem jsem navštívil jezero 29.dubna 1994. Bohužel nepochopení a striktní zákaz Správy NP a CHKO Šumava nám nedovolilo provést toto měření v uvedeném termínu. Lze pouze konstatovat, že na jižní polovině hladiny jezera se nacházel led o mocnosti cca 0,5 cm. Teplota vody byla 4 C a teplota vzduchu 14,2 C v 10.30 hod. Změřené hodnoty dne 11.5.1994 již vykazovaly charakter letní stratifikace. Z toho lze usuzovat, že jarní cirkulace vody jezera proběhla velmi rychle v období od 28.4. do 10.5.1994. Dne 11.6.1994 bylo provedeno teplotní měření v celé délce profilu 12'- 4, obr.2. Obrázek 2: Teplotní profil napříč jezerem

32

Z dosavadních teplotních měření na Prášilském jezeře lze konstatovat, že zde nastává pravidelná jarní cirkulace v jejímž průběhu je v celém hloubkovém profilu konstantní teplota vody. Poté dochází k postupnému teplotnímu rozvrstvení vodního sloupce při letní stagnaci (vytvoření tří vrstev: epilimnionu, metalimnionu a hypolimnionu). Skočná vrstva (metalimnion) se postupným prohříváním a působením větru postupně posouvá do větších hloubek. I přes nedostatečnou teplotní řadu je možné odhadovat, že k jarní resp. podzimní teplotní homogenitě jezera dochází na velmi krátkou dobu na přelomu dubna - května resp. na přelomu října - listopadu. Období letní a zimní teplotní stratifikace je časově přibližně stejné. V letních měsících jsou teploty přítoků menší (přítok I.-12,2°C, přítok II. - 10,3°C, přítok III. – 9°C, - měřeno 20.7.1994) než teplota epilimnionu jezera - 19,1°C. V důsledku toho voda přiváděná do jezera přítoky se noří do větších hloubek. Teplota odtoku je shodná s teplotou vrchní části epilimnionu (19. a 20.7.1994 t = 19,6°C resp. 19,1°C). Teplota odtoku: Datum 1994 teplota (°C)

20.3. 29.4. 9.5. 0,0 4,0 11

11.5. 19.7. 20.7. 4.8. 10,1 19,6 19,1 21,8

10. Zbarvení a průhlednost vody V úvodu je třeba poznamenat, že tyto dva parametry (zbarvení a průhlednost vody) spolu souvisejí. V současné době se u nás všeobecně k stanovení zbarvení i průhlednosti vody používá bílé desky Secchiho. Kruhový kotouč o průměru 30 cm je ve svém středu upevněn na

33

lanku, pomocí něhož je spouštěn do hloubky. Průhlednost zjišťujeme pozvolným spouštěním a vytahováním kotouče na hranici jeho viditelnosti, přičemž za hodnotu průhlednosti se považuje hloubka, ve které se deska při zvedání k hladině poprvé znovu objeví. Rovněž zbarvení (barva) vody bylo určováno metodou Secchiho, podle zbarvení bílého kotouče v poloviční hloubce průhlednosti. První se o barvě vody Prášilského jezera zmiňuje HOCHSTETTER (1855), který ji označuje jako temnou, v jiném svém pojednání píše o "černé hladině jezera, rovné jako sklo". To později potvrzuje KREJČÍ (1857) i BAYBERGER (1886). Také WAGNER (1897) při svém pobytu na jezeře neměl k dispozici škálu barev, odhaduje však barvu jezera na č. 13 - 14 škály Ulleovy, přitom poznamenává, že se vodní hladina zdá temnější, než ve skutečnosti je. V. Švambera 30.8.1906 (ŠVAMBERA 1914) určil barvu č.16 škály Ulleovy, 15.9.1907 tuto barvu potvrdil. Průhlednost vody měřil poprvé WAGNER 16.8.1896 - 3,5 m. V. Švambera měřil průhlednost za slunečního dne 30.8.1906 v poledne: 4 - 4,2 m a v 15 hod. – 5 m. Znovu pak měřil průhlednost vždy za slunečného počasí 13.9.1906 – 4 m a 18.9.1907 16 hod – 5 m. Po dlouhé době pak byla měřena průhlednost vody až A. Hoffmanovou (1993): 21.5.1991 - 3,8 m, 29.7.1991 - 2,5 m, 21.5.1992 - 3,3 m, 29.7.1992 - 7,0 m, 25.10.1991 7,0 m. Bohužel u těchto údajů chybí čas a aktuální stav počasí pro objektivnější hodnocení naměřených hodnot. Měření zbarvení a průhlednosti jezerní vody mohlo být provedeno pouze v červnu, kdy byl k dispozici člun a patřičné povolení. Dne 11.5.1994 byla zjištěna průhlednost 3,6 m, a 12.6. 1994 - 3,6 m a barva odpovídala č.15 Forel - Ulleovovy stupnice. Měření bylo provedeno ve 14 hodin za oblačného počasí. Všechna pozorování jsou pořízena několika osobami výše uvedenou metodou, která je subjektivní. Pro vyvození závěrů není dostatečně dlouhá a kvalitní řada měření.

34

5. Plešné jezero Tomáš Vránek, Bohumír Janský, Miroslav Šobr 1. Poloha a název jezera Plešné jezero (obrázek 3 v příloze) leží asi 7 km západně od obce Nová Pec, v karu zahloubeném v severovýchodním svahu nejvyšší hory české části Šumavy – Plechého (1 378 m n.m.). Hladina jezera leží podle základní vodohospodářské mapy 1:50 000 ve výšce 1 089,1 m n.m., podle základní mapy ČSSR 1:10 000 ve výšce 1 090 m n.m. Vzhledem ke změnám výšky hladiny v posledních letech, jak je patrné i na řadě kamenů v jezeře a na jeho březích, bylo v říjnu 1998 provedeno nové zaměření nadmořské výšky hladiny. Výsledná naměřená hodnota činí 1 087,2 m n.m., a to při stavu na vodočtu 68 cm. Své jméno dostalo jezero od názvu hory Plechý, který se poprvé objevuje v rukopisu Vyšehradské kapituly z roku 1330 jako „Plechensteyn“ (POLÁK 1965). Patrně se jednalo o souvislost se založením nedalekého městečka Horní Planá pány z Rožmberka. Na Müllerově mapě z r.1720 je jezero zakresleno beze jména a podrobněji nebylo popsáno ani v Josefínském katastru (1786), kde je označeno pouze jako „See T“. Znění a písemná forma názvu jezera měla v historii několik variant, ze kterých se až v 19. století ustálil německý tvar „Plöckenstein“. Na počátku 20. století se vžil český název „Plešné“, avšak vzhledem ke svému kamenitému břehu je dodnes lidově označováno též jako „Balvanité“ jezero. 2. Historie výzkumů Pomineme-li řadu pověstí spjatých s horou i s jezerem, nejstarší popis jezera se dochoval z roku 1567 od Václava Březana, životopisce Viléma z Rožmberku. Zpráva o průzkumu a měření, které nechal provést známý stavitel rybníků Jakub Krčín z Jelčan dne 6. června 1567, doslova udává: “...dlouhost jeho jest 240 sáhů (447 m), šířka 84 sáhy (159 m), hlubokost 50 sáhy (94 m) nemohla se doměřiti; v něm jsou chrousti, žížaly vzrostu velikého raka. Vychází z něho potok, že by na dvě kola mlýnská vody dosti bylo…“. Tuto zprávu nalezl později Bohuslav Balbín v třeboňském archívu a považoval ji za tak důležitou, že ji v roce 1697 uveřejnil ve svém díle „Miscellanea historiae regni Bohemiae“ („Velké dějiny Království českého“). Jiná zmínka o Plešném jezeru pochází rovněž z druhé poloviny 16. století a je uvedena v žádosti hejtmana vimperského panství Bartoloměje Plánského z r.1570, v níž se ucházel u Viléma z Rožmberka o udělení šlechtického titulu s přídomkem „z Plekenštejna“. Zpráva Plánského je unikátní kromě popisu hory Plechý a jejího okolí i zmínkou o existenci kamzíků, kteří v té době patrně ještě na Šumavě žili. Přestože se později v letech 1789-1791 jezero stalo nejdůležitější nádrží napájející vybudovaný Schwarzenberský kanál, v literatuře se zprávy o něm příliš nevyskytovaly. V té době byla čelní moréna utěsněna, zvýšena a opatřena stavidlem pro nadlepšení průtoku Jezerního potoka. Při otevření stavidla docházelo k poklesu hladiny až o dva metry (ŠVAMBERA 1912). Do povědomí širší veřejnosti se znalosti o Plešném jezeře dostávaly jen pozvolna. Podstatný podíl na rozvoji návštěvnosti jezera mělo především postavení obelisku nad jezerní stěnou na památku „básníka Šumavy“ Adalberta Stiftera. Tento štíhlý obelisk z neleštěných žulových kvádrů, vysoký 14,5 m, byl postaven na skalním výběžku jezerní stěny v letech 1876-1877. Z tohoto období se nám zachoval i nápis a korunka vytesané na velkém kameni vyčnívajícím u hráze z vody. Nápis byl vytesán 13. srpna 1868 na paměť návštěvy tehdy osmiletého dědičného prince Jana Nepomuka ze Schwarzenberku.

35

Poloha jezera byla podrobně popsána v turistické příručce Josefa Wenziga a Jana Krejčího (1860), jež byla vyzdobena dřevoryty podle kreseb Eduarda Herolda. Jednalo se o první publikaci svého druhu o Šumavě. Krásy jezera nezůstaly utajeny ani řadě básníků a spisovatelů. Kromě již zmíněného Stiftera, opěvujícího krásy jezera v povídce „Hoch Wald“, je možno zmínit například Elišku Krásnohorskou a Adolfa Heyduka. Druhý jmenovaný srovnává jezero s „hnědým topasem“. V druhé polovině 19. století přišly konečně na řadu i výzkumné práce prováděné na jezeře. První vědecké výzkumy se týkaly především zjištění polohy a hloubky jezera. Přínosná byla zejména bádání dr. Baybergera v roce 1885, dr. Frejlacha v letech 1894 a 1896 a dr. Wagnera od roku 1897. Pozorování posledně jmenovaného byla do té doby nejucelenější a nejpřesnější. Vedle plochy a hloubek jezera měřil i teplotu vody, její průhlednost, barvu a sklony jezerní stěny. Hydrobiologií jezera se poprvé zabýval v r.1871 prof. Antonín Frič. Dodnes je celá řada znalostí o velikosti, hloubkách, objemu, nadmořské výšce a celé řadě dalších údajů o jezeře přebírána z prací prof. Václava Švambery. Nic na tom nemění fakt, že svá měření na Plešném jezeře prováděl, spolu s univerzitními studenty a s výpomocí místních obyvatel, téměř před sto lety. Po zpracování svých měření z let 1903 a 1906 zjistil natolik odlišné výsledky od dřívějších výzkumů, že se rozhodl zabývat i ostatními šumavskými jezery, které navštěvoval až do roku 1928. Od roku 1913 začal uveřejňovat i monografie jednotlivých jezer, Malým Javorským počínaje. Bohužel publikování monografie o Plešném jezeře bylo přerušeno první světovou válkou, a tak zůstalo zpracováno pouze v jeho rukopisech. Samostatného vydání se tato práce dočkala až v roce 1939, krátce po Švamberově smrti. Článek sestavil podle jeho poznámek dr. Karel Kuchař a doplnil jej mapou v měřítku 1:2 000 (KUCHAŘ 1939). Znalosti o Plešném jezeru byly postupem doby nadále doplňovány a rozšiřovány. Zkoumala se nejen jeho velikost, poloha, původ jezerní pánve, fyzikální a chemické vlastnosti vody, ale i flóra a fauna. Vědecky přínosná byla i hydrografická měření v letech 1934 – 1936 (MAREK 1936). Prováděli je zaměstnanci Schwarzenberského lesního ředitelství v Horní Plané za účelem zajištění dostatečného přívodu vody pro plavení dřeva. V těchto letech zde byla rekonstruována i tzv. Lucemburská chata, a to na původním místě, kde stávala od r. 1911. Za záhadných okolností však po druhé světové válce vyhořela.V padesátých letech byl místo ní vystaven objekt Pohraniční stráže, který byl v roce 1989 odstraněn. V roce 1999 zde Správa Národního parku Šumava zároveň se zahájením rekonstrukce hráze jezera zbudovala informační výzkumnou stanici. Hráz byla totiž v roce 1997 narušena při natáčení televizní pohádky „Jezerní královna“ a od té doby prosakovala, čímž docházelo k nepřirozenému snižování hladiny jezera. Po druhé světové válce byl vědecký výzkum v oblasti omezen vzhledem k přísnému střežení pohraničního pásma. Přesto i v tomto období vzniklo množství cenných prací týkajících se tohoto území. Od roku 1979 jsou šumavská jezera součástí systematických výzkumů řady vědeckých pracovišť, z nichž uveďme alespoň Hydrobiologický ústav AV ČR v Českých Budějovicích, hydrobiologické oddělení Přírodovědecké fakulty UK v Praze, Český geologický ústav a od devadesátých let též Limnologický ústav rakouské Akademie věd. K zpřístupnění jezera široké veřejnosti došlo po roce 1990. Krása a přírodní hodnota jezera a jeho okolí neunikla ani pozornosti ochránců přírody. Již v roce 1933 zde byla vyhlášena státní přírodní rezervace, která se po roce 1950 stala součástí téměř 400 ha velké SPR Trojmezná. Od vzniku NP Šumava v roce 1991 je jezero i se svým okolím součástí nejpřísněji chráněné 1. zóny NP, podle zákona „O ochraně přírody a krajiny č.114/1992 Sb.“, zahrnující nejcennější a nejstabilnější území s přirozenými ekosystémy. 3. Povodí jezera

36

3. l. Geografická poloha a morfometrické charakteristiky povodí Plešné jezero je odvodňováno Jezerním potokem, který z pravé strany ústí do Lipenské přehradní nádrže. Protáhlé povodí se rozkládá v jihozápadní části Trojmezenské hornatiny, přičemž pramennou oblastí zasahuje na severovýchodní svah masivu Plechého. Na základě kartometrických měření na listech základní mapy 1:10 000 byly charakterizovány tvarové vlastnosti povodí (viz. tabulka 1). Tabulka 1: Tvarové charakteristiky povodí jezera (měřeno na mapách 1:10 000) Plocha povodí P = 0,6668 km2 Celková délka rozvodnice r = 3,24 km Koeficient vývoje rozvodnice k = r / P = 4,86 Plocha jezera Pj = 0,076 km2 Podíl jezera na ploše povodí Pj / P = 0,1397 Střední nadmořská výška povodí 1 213,5 m n.m. 1) Střední sklon povodí 27°47´ 2) 1) jedná se o aritmetický průměr ze tří údajů, zjištěných různými metodami (VRÁNEK 1999) 2) sklonitost terénu ve vrstevnicových pásech byla vypočtena podle vzorce A. Penca Tabulka 2: Morfometrické charakteristiky povodí jezera (měřeno na mapách 1: 10 000)

Vrstevnice (m n.m.)

Délka vrstevnic (km)

Výškové rozpětí pásu (m n.m.)

Plocha pásu (km2 )

Střední sklon Podíl na ploše Pásu povodí (°) (%)

1 069

0

1 068,5 - 1 087,2

0,071

10°04´

10,65

1 087

1,21

1 087,2 - 1 100

0,040

22°54´

5,99

1 100

1,14

1 100 - 1 125

0,062

26°22´

9,30

1 125

1,04

1 125 - 1 150

0,070

33°24´

10,50

1 150

1,16

1 150 - 1 175

0,064

25°56´

9,60

1 175

1,05

1 175 - 1 200

0,039

38°08´

5,85

1 200

1,08

1 200 - 1 225

0,037

52°46´

5,55

1 225

1,07

1 225 - 1 250

0,038

38°38´

5,70

1 250

1,04

1 250 - 1 275

0,034

40°13´

5,10

1 275

0,95

1 275 - 1 300

0,033

39°14´

4,95

1 300

0,92

1 300 - 1 325

0,074

19°58´

11,10

1 325

1,00

1 325 - 1 350

0,067

18°41´

10,05

1 350

0,62

1 350 - 1 375

0,046

12°18´

6,90

1 375

0,10

1 375 - 1 378,3

0,001

10°25´

0,15

37

Sledované území má poměrně vysokou sklonitost reliéfu. V rozmezí nadmořských výšek 1175 – 1300 se sklon blíží 42°, přičemž mezi vrstevnicemi 1 200 až 1 225 m dosahuje maxima – 52°46´. V nejvyšších partiích povodí pak sklonitost reliéfu opět klesá. Střední sklon celého povodí (průměr všech změřených sklonů) činí 27°47´. 3. 2. Geologická stavba a geomorfologické poměry povodí jezera Z regionálně geomorfologického hlediska je studované území součástí okrsku masívu Plechého, který leží v jihozápadní části podcelku Trojmezenská hornatina, tvořící část celku Šumava. Geologické poměry studované oblasti jsou jednotvárné. Převážná část území je tvořena světlou dvojslídnou hrubozrnnou žulou až adamelitem (eisgarnský typ), která je středně zrnitá až hrubozrnná, místy porfyrická. Velikost zrn se pohybuje okolo 5 mm. Obsahuje matné živcové vyrostlice až 1,5 cm velké. Křemen bývá ve shlucích, občas je i přes 1 cm velký. Nepravidelně omezený biotit a muskovit vytvářejí šupinky o velikosti až 3 mm. Tento typ žuly, F. Hochstetterem označený jako plekenštejnská, je pozdně synkinematický až postkinematický, variského stáří. Po stránce geologické je tedy jádro tohoto území jednou z nejstarších a nejpevnějších částí Českého masívu, která od mladšího proterozoika nebyla překryta mořskou transgresí ani postižena vnitřní deformací hornin (VOTÝPKA 1981). V okolí Plešného jezera jsou dále zachovány i kvartérní glacigenní a fluviální sedimenty. Tvoří jednak balvanitou morénu hradící jezero a jednak pokračují dále podél údolí Jezerního potoka jako kamenito-balvanité uloženiny kamenného moře, rozplavené a smíšené s deluviofluviálním klastikem. Oblast Plešného jezera byla morfologicky formována především glaciálními a kryogenními procesy, činností erozní, denudační a fluviální. Nejvýraznějším glaciálním tvarem v mapovaném území je samotný kar Plešného jezera, ležící v severovýchodním svahu Plechého, ve výškovém rozpětí 316 m. Celková plocha tohoto tvaru je 46,5 ha, z čehož Plešné jezero zaujímá necelou sedminu, tj. 7,6 ha. Na vyneseném podélném profilu je patrný velký sklon reliéfu v oblasti jezerní stěny, která tento kar uzavírá. Ta je ve svých vyšších partiích příkřejší a od 1 160 m směrem k hladině jezera se její sklon postupně snižuje. Ve vyšších partiích stěny se vyskytuje větší počet skalních výchozů, z nichž se pak erozí a gravitačními pochody dostává materiál do nižších partií stěny. Takto vzniklé svahové sedimenty jsou příčinou menších sklonů v dolní části stěny. Základy karu byly vytvořeny v pleistocénu ještě před nástupem würmského ledovce, extraglaciálním zvětráváním ve vrcholové části hlavního hřebene. Teprve v niválním klimatu se zde usadil na kratší dobu ledovec, který přispěl k přehloubení, vyklizení a zahrazení nynější jezerní pánve. Po svém ústupu zde zanechal jezero, hrazené morénovým valem, který je dnes hrází Plešného jezera. Vzhledem k mocnosti této morény se předpokládá, že tento ledovec dosáhl největší šířky v celém regionu Šumavy (Kunský, 1933). Z dalších glaciálních tvarů reliéfu v bezprostřední blízkosti karu Plechého vyděluje VOTÝPKA (1981) pět hlavních typů. Jejich výskyt potvrdil i náš terénní průzkum: - Na svahu severně až severovýchodně od jezera se rozkládá bazální bloková akumulace, dosahující délky až 900 m. Její základ vytvořilo extraglaciální zvětrávání a transport v době, kdy byl formován údolní závěr pod Plechým. - V době maximálního rozsahu würmského ledovce, jehož splaz se táhl do délky kolem 800 m směrem k severovýchodu, vznikla čelní moréna. Nejlépe je zachována na bazální blokové akumulaci. Její zakončení je však recentně značně rozrušeno vlivem eroze Kamenného potoka. - V době, kdy ledovec vyplňoval jen dnešní jezerní pánev, vznikla pasivní moréna. Extraglaciálním zvětráváním se dostávalo z karu na povrch ledovce množství bloků. Ten je dopravoval k severovýchodu, kde postupně uzavíraly jezerní pánev. Tlakem přibývajícího

38

materiálu se val pravděpodobně vějířovitě rozšiřoval a zároveň utěsňoval jemnějším materiálem. Po ústupu ledovce vytvořila moréna přírodní hráz jezera o mocnosti přibližně 30 metrů. Za ní se postupně zadržovala jezerní voda. - Asi 600 m východně od Plechého začíná v příkrém svahu více než 200 m široký mrazový sráz. Je orientován k severovýchodu, pokryt bloky různé velikosti a zarostlý hustou vegetací. Asi 200 m jihovýchodně od hráze Plešného jezera na něj bazálně navazuje kamenné moře. Je tvořeno balvany plekenštejnské žuly rozpukanými intenzivním mrazovým zvětráváním. V suťovém balvanitém terénu nevznikl vlivem nepříznivých půdních podmínek souvisle zapojený les podobně jako v okolí. Celé kamenné moře nakonec splývá s bazální blokovou akumulací. Výsledkem doznívající glaciální činnosti uvnitř karu jsou úpatní blokové haldy. - Nejčastějším destrukčně fluviálním tvarem jsou erozní rýhy a strže, jejichž zářez má podobu písmene V. Nejvíce tvarů této mladé eroze se nachází v pruhu širokém 1,5 km, který probíhá směrem od ústí Hučiny až k Plešnému jezeru. - Akumulační tvary se vyskytují převážně v říční nivě Vltavy. Ve studované oblasti vyplňují především splachovou depresi Kotlina, která leží 2 km severně od Plešného jezera. Kromě Jezerního potoka do ní ústí celá soustava erozních údolí, jimiž voda do deprese přináší zvětralý materiál. Nejvýraznějšími akumulačními tvary jsou dejekční kužely, vytvořené při ústí erozních tvarů do aluvia. V oblasti se nachází i celá řada antropomorfních tvarů. Nejvíce patrné jsou na hrázi jezera, kde je řada zbytků po objektu pohraniční stráže včetně jeho základů. Lidská činnost ovlivnila i samotnou morénu, která byla u výtoku Jezerního potoka prokopána a odtok osazen ocelovou rourou o průměru 50 cm, zabraňující přetékání vody přes korunu hráze. Na jaře roku 1999 byly navíc zahájeny práce na zpevnění narušené hráze. V poslední době docházelo totiž k jejímu průsaku a nepřirozenému kolísání úrovně hladiny jezera. Dalšími antropomorfními tvary jsou tvary vojenské. Jejich zbytky pocházejí z období před r. 1989, kdy zde byla vojenská posádka Pohraniční stráže. V blízkém okolí jezera lze nalézt např. zbytky zídek, do kterých byly zabudovány terče pro cvičné střelby. 4. Morfografické poměry jezera 4. 1. Vyměření půdorysu jezera První mapa, na které mají obrysy jezera sice hrubý, avšak přibližně správný tvar, je mapa katastrální z roku 1826. Ze stejné doby pochází i mapa krumlovského panství, kterou v měřítku 1:57 600 litografoval r. 1829 J. Falta. Poprvé v ní nacházíme správně zakresleno okolí jezera i s jistými podrobnostmi. Z mapy katastrální vycházel při svých měřeních roku 1894 FREJLACH, který uvádí plochu jezera 10 ha. WAGNER pokládal o dva roky později mapu katastrální za chybnou a za podklad pro své výzkumy si vzal mapu lesní v měřítku 1:5 760, podle níž vypočítal plochu hladiny Plešného jezera na 6,0552 ha. ŠVAMBERA stanovil plochu jezera v roce 1903 na 7,4845 ha na základě vlastní mapy v měřítku 1:1 000, které bylo později redukováno na 1:2 000. Náš výsledný půdorysný plán vznikl na základě uzavřeného polygonového pořadu, což je prostorově lomená čára, určená vodorovně měřenými délkami stran a vodorovnými úhly, které spolu svírají. Celkově bylo provedeno měření úhlů v 49 polygonových bodech. Dokumentaci zaměřených vnitřních úhlů polygonu a přehled délek polygonových stran obsahuje diplomová práce spoluautora (VRÁNEK 1999). Na celkovou délku všech polygonových stran (1 242 m) připadlo 370 měřených kolmiček, tj. jedna kolmička průměrně na 3,4 m délky obvodu polygonu.

39

Na základě těchto měření byl vyhotoven půdorysný plán v originálním měřítku 1:1 000. Z něj byla vypočtena plocha jezera, a to jednak použitím milimetrové čtvercové sítě a jednak pomocí Reissova polárního planimetru. Výslednou hodnotu plochy jsme stanovili jako průměr výsledků obou těchto metod. Stanovení průběhu břehové linie jezera není vždy jednoznačné vzhledem k tomu, že na některých místech zasahuje nad hladinu hustý porost kleče, resp. pod jezerní stěnou je břeh silně zamokřen a břehová čára se mění podle vodního stavu hladiny. Z tohoto důvodu jsme určili jednak plochu jezera ohraničenou zpevněným břehem, která činí 7,643 ha a jednak nezpevněným břehem, s rozlohou 7,627 ha (vše při stavu hladiny 65 cm na vodočtu). 4. 2. Bathymetrická měření a morfometrické charakteristiky jezerní pánve První moderní měření hloubek provedl v srpnu 1894 Frejlach. Celkově v deseti příčných profilech uskutečnil přes 150 měření hloubek, na jejichž základě pak vytvořil plán jezera v měřítku 1:2 500. Profily však byly zaneseny do mapy katastrální, která nebyla dostatečně přesná. O dva roky později zde měřil hloubky Wagner. V pěti příčných a jednom podélném profilu naměřil celkem 54 hloubek, které vynesl do lesní mapy v měřítku 1:5 700. Maximální hloubka zjištěná při jeho měření byla 18,5 m. Cenné jsou i údaje v jeho díle „Die Seen des Böhmerwaldes“ (1897), kde publikoval rovněž data o měření hloubek svých předchůdců – Möchel, Boch (32 m); Moechel, Fuehrer (58 m); Řivnáč (30 m); Frič (57 m); Bayberger (odhaduje 30 m). V roce 1903 započal prof. V. Švambera nejucelenější a nejpřesnější průzkum šumavských jezer. Uznával sice hloubková měření dr. Wagnera, ale nepovažoval je za natolik podrobná, aby na jejich podkladě mohla být sestrojena přesná bathymetrická mapa. Sám pak na základě 555 měření hloubek v šestnácti příčných a jednom podélném profilu sestrojil novou mapu hloubek Plešného jezera, a to nejprve v měřítku 1:5 000 s izobathami po pěti metrech, později v měřítku 1:2 000 s izobathami po jednom metru. Při svém měření zjistil největší hloubku 18,3 m. Naše měření hloubek bylo uskutečněno v červenci 1999. Bylo provedeno na 48 profilech vedených mezi 46 jednotlivými body břehové linie jezera. Vzhledem k tomu, že na jedno měření připadá plocha 51,6 m2 nebo na 1 ha 194 hloubkových měření, lze toto měření hloubek považovat zatím za nejpodrobnější v dosavadní historii výzkumů Plešného jezera (viz. mapa 2 v příloze). Získané hloubkové údaje byly použity jako podklad pro sestrojení bathymetrického plánu v měřítku 1:1 000 s hloubnicemi v intervalu 1 m. Na tomto plánu se uskutečnila kartometrická měření, která byla základem pro určení základních číselných a morfometrických charakteristik jezerní pánve (viz. tabulky 3, 4a, 4b). Tabulka 3: Základní číselné charakteristiky jezerní pánve (měřeno na plánu 1:1 000) Plocha jezera Délka břehové čáry (obvod jezera) Vlastní délka jezera Největší šířka jezera Průměrná šířka jezera Stupeň členitosti břehové čáry Největší hloubka jezera Střední hloubka jezera (volumometrická) Hloubkový koeficient

P = 7,643 ha O = 1320 m L = 514 m Bmax = 183 m Bprům = P/L = 148,7 m R = O/2 π .?P/π = 1,35 hmax = 18,7 m hs = V/P = 8,04 m hs/hmax = 0.43 40

hmax/√P = 0,068 I = 14°23´

Relativní hloubkový koeficient Střední sklon dna

Tabulky 4a, 4b: Morfometrické charakteristiky jezerní pánve Hloubnice (m) 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 Hloubkový stupeň (m) 0-1 1-2 2-3 3-4 4-5 5-6 6-7 7-8 8-9 9 - 10 10 - 11 11 - 12 12 - 13

Plocha hloubkového stupně (ha) 0,954 0,97 0,375 0,328 0,3095 0,2905 0,409 0,15 0,3605 0,2985 0,3787 0,4033 0,316

Plocha (ha) 7,6270 6,6730 5,7030 5,3280 5,0000 4,6905 4,4000 3,9910 3,8410 3,4805 3,1820 2,8033 2,4000 2,0390 1,6280 1,1180 0,7000 0,2830 0,0820 % z plochy hladiny 12,5 12,7 4,9 4,3 4,1 3,8 5,4 2 4,7 3,9 5 5,3 4,1

Plocha (%) 100 87,5 74,8 69,9 65,6 61,5 57,7 52,3 50,4 45,6 41,7 36,8 31,5 26,7 21,4 14,7 9,2 3,7 1,1

Obvod hloubnice (m) 1 320 1 195 1 120 1 085 1 055 1 035 1 010 985 955 940 920 885 820 755 705 650 515 257,5 175

Objem hloubkového stupně (m3) 71 920 61 600 55 120 52 480 48 640 45 600 42 160 39 520 36 960 33 520 29 760 26 560 22 240

% celkového objemu 11,71 10,03 8,97 8,54 7,92 7,42 6,86 6,43 6,02 5,46 4,84 4,32 3,62

Střední sklon hloubkového stupně 8° 21´ 7° 34´ 18° 12´ 20° 05´ 20° 44´ 21° 33´ 15° 14´ 36° 33´ 16° 22´ 19° 14´ 14° 54´ 13° 16´ 15° 33´

41

13 - 14 14 - 15 15 - 16 16 - 17 17 - 18 18 - 18,7

0,411 0,51 0,418 0,417 0,201 0,082

5,4 6,7 5,5 5,5 2,6 1,1

18 560 13 760 8 640 4 560 2 080 640

3,02 2,24 1,41 0,74 0,34 0,1

11° 11´ 8° 24´ 8° 49´ 5° 53´ 6° 49´ 4° 45´

Bodové hodnoty hloubek byly dále užity pro sestrojení jednotlivých příčných hloubkových profilů, které jsou zařazeny v magisterské práci spoluautora (VRÁNEK 1999). Všechna data týkající se hloubek jsou vztažena ke stavu hladiny jezera 77 cm na vodočtu. Největších hloubek dosahuje Plešné jezero v přední centrální části, do které se dno , stejně jako v místech pod skalnatou jezerní stěnou, svažuje poměrně příkře. Naopak v jižním cípu jezera se dno svažuje pozvolna a například hloubku 2 m lze naměřit až po 60 m od břehu. Dno je tvořeno sedimenty, jejichž mocnost úměrně klesá od nejhlubších míst jezera k převážně balvanitým okrajům. Hrubozrnější sediment se vyskytuje především až v 32 m mocné pasivní moréně tvořící hráz jezera (VOTÝPKA 1980). Podle sestrojené bathymetrické křivky je výsledný objem Plešného jezera 614 320 m3. Jestliže vydělíme tuto hodnotu plochou hladiny, dostaneme celkovou střední hloubku jezera: 8,06 m. Procento střední hloubky v maximální hloubce činí 43,1 %. Porovnáme-li v historii provedená bathymetrická měření a mapy vytvořené na základě zjištěných údajů je vidět, že věda se i v této oblasti vyvíjí. Vezmeme-li nejstarší bathymetrickou mapu Plešného jezera vytvořenou doc. J. Frejlachem, mohu říci, že na svou dobu byla dobrá, ale vzhledem k tomu, že byla sestavena na základě měření jen v deseti profilech, může dnes sloužit spíše jen jako doklad vědecké práce v minulosti. Další bathymetrická mapa vytvořená prof. V. Švamberou je již přesnější. Přestože byla sestrojena již počátkem 20. století, je často využívána až do dnešní doby. Zatím za nejpodrobnější a nejpřesnější údaje lze považovat výsledky měření provedených v červenci 1999. Díky husté síti profilů (48) a na nich provedených měření (1 477) je na výsledné bathymetrické mapě patrná i vodní eroze dnes již neexistujících vodních toků, které v minulosti ústily do jezerní pánve. Větší hustota měření může být i důvodem zjištění větší maximální hloubky (18,7 m), než před 100 lety, ačkoliv by se dala předpokládat spíše nižší hodnota maximální hloubky vzhledem ke stále působícím procesům přispívajícím k zanášení jezerní pánve. Na základě více bathymetrických měření by bylo zajímavé do budoucna provést srovnání vývoje jezerní pánve v určitém časovém horizontu. 6. Hydrologický režim jezera Plešné jezero je odtokové jezero s třemi nepravidelnými přítoky v jižní a jihozápadní části. Odvodňované je Jezerním potokem, který byl v minulosti regulovatelný stavidlem. Vypouštěná voda sloužila pro napájení Schwarzenberského plavebního kanálu v době plavení dřeva. Pro tento účel bylo Plešné jezero využíváno jako jedna z hlavních akumulačních nádrží vody. Ke sledování hydrologického režimu v minulosti jsou cenné údaje, které byly zaznamenány u příležitosti stavby turistické chaty v září a říjnu roku 1935. Původním účelem těchto měření byla snaha zjistit, zda by bylo možné využít odtoku jezera k výrobě elektrického proudu pro osvětlení chaty (MAREK 1936).Ukázalo se však, že průtočná kapacita jezera zdaleka nestačí ani na pohon malé turbíny, nemá-li zároveň být zmenšeno potřebné výtokové množství pro napájení Schwarzenberského plavebního kanálu.

42

Dva znatelné přítoky má jezero ve své jihozápadní části. První vyvěrá jako pramen přímo u břehu z jezerní stěny. Druhý je slabý potůček vznikající výše a mající mnohem menší intenzitu, než prvý. Kromě těchto dvou přítoků má jezero patrný ještě jeden, který odvodňuje příkrou karovou stěnu. Průtoky na všech uvedených přítocích v sledovaném období kolísaly od 0 – 2 l/s. Mimo to se v jezerní stěně, především při jarním tání sněhu a po intenzivních letních deštích, vyskytuje velké množství praménků a potůčků, které však nebylo možné přesně lokalizovat ani měřit. Ke zjištění hydrologické bilance jezera byl umístěn u severovýchodního břehu jezera, přibližně 150 metrů od hráze, vodočet. Naměřené hodnoty průtoku pak bylo možné vztahovat k výšce jezerní hladiny na vodočtu. Pro měření průtoků na odtoku jsme využívali rouru o průměru 60 cm a délce 12 m, která byla do hráze zabudována v roce 1989 místo dřívějšího stavidla. Při zjišťování průtoků byla vypočítána plocha profilu a z 10 měření určena rychlost proudící vody. Při menších průtocích byly takto zjištěné hodnoty ověřovány přímým měřením do kalibrované nádoby. Tabulka 5: Naměřené průtoky na odtoku z Plešného jezera Stav na vodočtu Průtok (cm) (l/s) 11.11.1997 42 2,07 6.12.1997 50 1,8 19.2.1998 65 7,3 15.3.1998 72 11,48 11.4.1998 67 23,47 14.5.1998 65 4,51 2.6.1998 63 3,24 4.7.1994 64 11 16.10.1998 68 29,64 28.3.1999 *75 46,05 17.4.1999 75 21,19 28.5.1999 65 15,66 17.7.1999 77 12,19 *pouze odhad, přesný stav nebylo možné zjistit (v oblasti vodočtu byly třímetrové návěje sněhu) Z uvedených pozorování vyvozuji, že stav vodní hladiny závisí převážně na atmosférických srážkách, při kterých hladina stoupá, stejně jako v období jarních oblev. Znatelné výkyvy byly pozorovány i za silnějšího větru, a to až o 15 cm. Přítoky a výpar dosahují sice v určitých obdobích roku značných hodnot, ale na průměrný roční stav hladiny nemají příliš vliv. Posledním činitelem ovlivňujícím kolísání vodní hladiny bylo v minulosti vypouštění jezerní vody pro nadlepšení plavení dřeva, při kterém poklesy hladiny o jeden metr nebyly vyjímkou. Průtoky na odtoku z jezera byly v sledovaném období značně variabilní. Maximálních hodnot dosahovaly při jarním tání sněhu a po intenzivních lijácích, minimálních koncem podzimu. Závislost stavu jezerní hladiny na průtoku nebyla prokázána. Vysvětlujeme to tím, že vzhledem k porušení hráze dochází k průsaku vody i mimo regulovaný odtok, kde byly měřeny průtoky. Četné praménky vyvěrající pod zakončením pasivní morény, dle mého názoru, tuto skutečnost potvrzují. Datum

43

Důležitým faktorem pro určení odtoku v zimním a jarním období je voda akumulovaná ve sněhové pokrývce. Proto jsme zkoumali distribuci a časové změny sněhové pokrývky a objemu vody v ní obsažené. Vycházeli jsme z metodiky BARTÁKA (1995) použité v povodí vodního díla Nýrsko. Při volbě měrných míst jsme se snažili vybrat plně reprezentativní oblasti, které by vystihovaly sněhové poměry přilehlého území. Přestože jsme prováděli měření jen v jednom profilu o osmi měrných místech, myslíme si, že celek tvoří optimální soustavu s přihlédnutím k hlavním ovlivňujícím činitelům. Těmi jsou především nadmořská výška, orientace svahů, vegetační kryt a dosažitelnost za každé situace. Splnění poslední podmínky bylo při některých měřeních znemožněno extrémními klimatickými poměry panujícími v zimním období v této oblasti. Zvolený profil se nacházel v úžlabině mezi příkrou jezerní stěnou a Stifterovým pomníkem a postupně klesal až k jezeru. Měrná stanoviště v tomto profilu byla umístěna jak na otevřených prostranstvích, tak i pod lesním porostem. Vlastní měření spočívala v určení výšky sněhové pokrývky kalibrovanou tyčí vždy ve třech místech měrného stanoviště a stanovení vodní hodnoty odebraného sněhového sloupce. Odběr sněhu jsme prováděli pomocí novodurové trubky o průměru 4 cm, kterou jsme použili jako náhradu za standartní váhový sněhoměr. Vodní hodnota sněhu, kterou jsme zjistili po roztavení vzorku sněhu nad plynovým vařičem, byla posléze dána do poměru k celkovému objemu sněhu. Na základě takto získaných hodnot jsme dále stanovovali průměrnou výšku, objem a vodní hodnotu sněhové pokrývky v celém profilu resp. povodí (VRÁNEK 1999). Přestože jsme neměli k dispozici dostatečné množství dat z více profilů a měření probíhalo jen v kratším časovém období, pokusili jsme se určit celkový objem vody v povodí Plešného jezera v měsících se sněhovou pokrývkou (tabulka 6). Tabulka 5: Objem vody ve sněhové pokrývce Datum 19.2.1998 3 Objem vody (mil.m ) 115,74

15.3.1998 96,3

11.4.1998 48,79

17.4.1999 327,49

12.5.1999 88,83

Výsledná hodnota objemu vody ve sněhové pokrývce pro jednotlivé měsíce byla vypočtena na základě průměrné vodní hodnoty sněhu při známé velikosti povodí podle vztahu: Vp = Ap . Hspn / 1000 Vp Ap Hspn

objem vody v sněhové pokrývce (mil. m3) plocha povodí (km2) průměrná vodní hodnota (mm3)

V jednotlivých měsících se tímto způsobem vypočtené objemy pohybovaly v širokém pásmu od 48,79 do 327,49 mil. m3. Tyto hodnoty jsou patrně značně nadnesené, jelikož např. ve skalní části jezerní stěny jsou zcela odlišné sněhové podmínky, než na většině zbývající části povodí. Mnohem větší vypovídací hodnotu má spíše porovnání vodní hodnoty sněhu a jeho celkového objemu. V závislosti na celkovém objemu sněhu dochází ke zvyšování či poklesu jeho vodní hodnoty. Vyjímku tvoří pozorování z 15. března 1998, které bylo uskutečněné za hustého sněžení a byly tak odebírány vzorky s převahou čerstvě napadlého prachového sněhu, jehož vodní hodnota je obecně menší. Snahou celého pozorování nebylo ani tak přesné stanovení objemu vody ve sněhové pokrývce povodí Plešného jezera, což by vyžadovalo mnohem rozsáhlejší a pravidelnější 44

výzkum, ale spíše zatím ukázkové vyzkoušení této metodiky ve studované oblasti. Přínosné by bylo zejména zjištění jarního odtoku z povodí, který je v tomto období značně komplikovaný. Samozřejmě by bylo potřeba počítat s celou řadou dalších faktorů, a to zejména meteorologickými (teplota, srážky...). 7. Teplotní režim akumulované vody Plešné jezero lze považovat za jednotný teplotní celek, který má teploty v dané hloubce přibližně stejné. Tento teplotní celek narušují však tři nepravidelné povrchové přítoky, a to především v jeho jihozápadní části. Jejich vlivem dochází v těchto místech v létě k určitému ochlazení vody. Jezero vykazuje typický teplotní režim v průběhu celého roku, obvyklý u jezer mírného klimatického pásma. Změny uspořádání teplot jsou způsobeny jak nízkou tepelnou vodivostí, tak i teplotní anomálií vody (hustota vody roste až po 3,98°C a s dalším ochlazováním opět klesá). Při velké molekulové pohyblivosti vody se její vrstvy uspořádají podle hustoty, která závisí hlavně na teplotě. Proto jsou v létě, při teplotě vody nad 4°C, teplejší vrstvy rozložené nad chladnějšími. Naopak v zimě, při teplotách vody od 0°C do 4°C, spočívají studenější vrstvy nad teplejšími. V létě označujeme toto uspořádání vrstev jako přímou teplotní stratifikaci, v zimě jako inverzní teplotní stratifikaci. Při měření teploty ve vodním sloupci jezera byl používán termometr GT-2 opatřený sondou vyhotovenou pro tato pozorování a umožňující určit teploty s vysokou přesností. Konečným výsledkem těchto prací mělo být především zachycení ročního chodu termické stratifikace v jezeře. Jezero vykazuje všechny parametry typické pro zimní inverzní teplotní stratifikaci. Skočná vrstva (metalimnion) se nachází v poměrně malé hloubce. To je typické pro zimní období, narozdíl od letního, kdy se skočná vrstva s postupným prohříváním a působením větru posouvá do větších hloubek. V době měření (19.2.1998) bylo slunečné počasí, teplota vzduchu +9°C a mocnost ledu 16 cm. Naměřené hodnoty z 2.6.1998 a z 17.7.1999 jsou naopak typické pro letní teplotní stratifikaci, během níž dochází k vytvoření tří teplotně odlišných vrstev. Nejsvrchnější vrstva je označována jako epilimnion. Pod ní se nachází již zmíněná skočná vrstva neboli metalimnion. Nejníže ležící vrstva vody, označována jako hypolimnion, si uchovává po celé léto nízkou teplotu (kolem 4°C) pozvolně a rovnoměrně ubývající s hloubkou. Metalimnion, vyznačující se svými teplotními specifiky, působí v letním období i jako významný činitel v oživení jezera. Snahou bylo získat i teplotní měření v období jarní a podzimní cirkulace. Měřením z 16.10.1998 byla zjištěna skočná vrstva v hloubce 9-11 m s rozdílem teplot 2,5°C. Je tedy zřejmé, že křivka se teprve blíží stavu, kdy bude mít teplota vody konstantní hodnotu v celém hloubkovém profilu. Naopak na měření ze dne 12.5.1999 je patrné, že bylo provedeno krátce po období jarní cirkulace. Ze zjištěných výsledků lze usuzovat, že k jarní, resp. podzimní homotermii v Plešném jezeře dochází jen na velmi krátkou dobu, a to na přelomu dubna a května, resp. na konci měsíce října. Dne 17.7.1999 byla provedena teplotní měření v celé délce příčného profilu 7–5´. V pravé části profilu je patrný teplotní vzestup izoterm, především v oblasti blízkosti hladiny. Je to způsobeno tím, že v dopoledních hodinách, kdy bylo měření prováděno, byla tato část profilu exponována vůči slunečním paprskům, zatímco zbývající oblast se nacházela zatím ještě ve stínu. Přesto je dosti překvapivé, že izoterma 5°C zasahovala u slunečním paprskům vystaveného břehu do hloubky 15 m, kdežto v oblastech kde byl stín pouze do hloubky 8 m. V tabulce 6 jsou uvedeny údaje o povrchové teplotě jezerní hladiny za období 1997 – 1999. Tabulka 6: Teploty povrchové vrstvy vody Plešného jezera za období 1997 – 1999

45

Datum 6.12.97 19.12.98 15.3.98 Vzduch (°C) -0,5 9 4 Voda (°C)

0,0

0,3

0,3

2.6.98 18 16,1

16.10.98 28.3.98 8 6 7,6

0,1

17.4.99 1,8

12.5.99 18

17.7.99 19

0,1

7,5

14,8

Na termický režim má vliv i zamrzání jezera. K prvnímu zámrzu dochází při inverzní termické stratifikaci a při klesající teplotě vzduchu, kdy se ochladí svrchní vrstva vody na 0°C. Obvykle se pak vytvoří led nejprve u břehu a na mělčinách a odtud se teprve postupně rozšíří na celou hladinu. V roce 1997 se první led objevil na jezeře již počátkem listopadu. Trvání jeho výskytu však nebylo příliš dlouhé, protože při mé návštěvě 11. listopadu se nacházely zbytky ledu jen v zadní části jezera. Počátkem prosince bylo již celé jezero pokryto 4 cm mocnou vrstvou ledu. Na podzim 1998 (8.11.) bylo jezero pokryto asi do 150 metrů od hráze 0,5 cm mocnou vrstvou ledu. K celému zámrzu došlo 14.11.1998. Vzhledem k tomu, že Plešné jezero není příliš velké, dochází zde za jasného a mrazivého počasí k pokrytí celé hladiny ledem i za jednu noc. Další růst mocnosti ledu pokračuje dále především v závislosti na poklesu teplot vzduchu (tabulka 7). Tabulka 7: Vývoj ledové pokrývky Plešného jezera 1997 – 1999 v oblasti vodočtu 6.12.1997 19.1.1998 3.2.1998 19.2.1998 25.2.1998 15.3.1998 síla ledu (cm) 3 20 20 16 10 22 4.4.1998 14.11.1998 23.11.1998 1.12.1998 16.12.1998 31.12.1998 síla ledu (cm) 2 2 5 10 20 30 7.1.1999 12.1.1999 24.1.1999 23.2.1999 28.3.1999 17.4.1999 síla ledu (cm) 33 27 25 70 73 40 Ústup ledové pokrývky lze obvykle zaznamenat s nástupem teplot nad 0°C, a to zpravidla od břehů jezera. Závisí však, stejně jako zamrzání, na klimatických a topografických poměrech, na charakteru jednotlivých roků a i na průběhu zimy. Příkladem může být srovnání dvou zimních období. Na konci relativně mírné zimy 1997 – 1998 došlo k prvnímu výraznému tání již 4.4.1998 a při návštěvě o pět dní později bylo jezero již bez ledu. O rok později nastala zcela odlišná situace. Od ledna do března napadalo na zamrzlou plochu velké množství sněhu, který střídavě roztával a namrzal. Ještě v polovině dubna se na okrajích jezera nacházela sněhová návěj o mocnosti kolem 80 cm. Naopak centrální část jezera byla v té době téměř bez sněhu. Tloušťku ledové vrstvy se mi zde bohužel nepodařilo zjistit, jelikož se nacházela pod čtyřiceticentimetrovou vrstvou rozbředlého ledu. Zcela odlišná situace byla u hráze, kde byla ledová vrstva přibližně třícentimetrová. V následujícím období nahromaděný sníh postupně odtával směrem od centrálních částí, které spolu s oblastí u hráze rozmrzly jako první. K úplnému ústupu ledové pokrývky došlo až počátkem května. Vlivem teplotních výkyvů během zimy je struktura ledu zpravidla vrstevnatá a jeho tloušťka v jednotlivých částech jezera je často odlišná. 8. Průhlednost a zbarvení vody Průhlednost vody na Plešném jezeře měřil poprvé v roce 1896 Wagner, který nalezl jen o něco menší hodnoty než o pár let později Švambera. Druhý jmenovaný zaznamenal v říjnu 1903 průhlednost dokonce až do hloubky 3,3 m. Větší průhlednost poté již nikdy nezjistil (KUCHAŘ 1939). Po dlouhé době pak byla měřena průhlednost až v r. 1960

46

Procházkovou: 24. 8. 1960 (2 m), 28. 6. 1961 (1,7 m), 30. 8. 1961 (1,5 m) a později Novákem: 11. 8. 1961 (2,4 m), 4. 4. 1962 (3,2 m) (HEJZLAR a kol. 1998). Na těchto hodnotách je patrný výrazný pokles průhlednosti, který se jeví zajímavým zvláště při srovnání s hodnotami z Černého a Čertova jezera, kde se se zvyšující acidifikací průhlednost naopak zvýšila (Černé j. až 14 m). Jak uvádí VESELÝ (1988), Plešné jezero přitom patří také mezi silně acidifikovaná jezera charakteristická poměrně vysokou průhledností vody, což potvrzují i hodnoty z Černého a Čertova jezera. Tento jev přisuzuje zřetelnému zhnědnutí jezerní vody (především u hráze), které bylo způsobené hlavně minerálním zakalením. Těmto hodnotám odpovídají i mnou zjištěné výsledky, vždy měřené nad oblastí maximálních hloubek: 10.4.1998 (jasno, 1500hod.) – 2,15 m 2.6.1998 (jasno, 1100hod.) – 1,55 m 16.10.1998 (oblačno, 900hod.) – 1,75m 12.5.1999 (polojasno,1000hod.)-1,97 m 17.7.1999 (jasno, 900hod.) – 1,50 m Problematika barvy vody patří mezi nejstarší, kterými se výzkum na Plešném jezeře zabýval. První zmínky nalézáme již u řady básníků, mezi něž patřil i A. Hejduk, který nazval jezero „velkolepým hnědým topasem“, či již zmíněný A. Stifter, přičítající temnou barvu jezera prostředí, v němž se nachází (ŠVAMBERA, 1939). Ulle-Forelovu barevnou škálu pro měření zbarvení vody použil poprvé v srpnu 1894 Frejlach. Zjistil však tak temnou barvu, že ji do v té době ještě nedostatečně propracované stupnice nemohl zařadit (FREJLACH, 1895). Jeho pozorování se tak lišila od zprávy Friče z r. 1872, který poprvé popsal žlutohnědé zbarvení jezerní vody. Roku 1897 WAGNER dle Forel – Ulleovy stupnice určil barvu jezera na č. 14 (žlutozelená) a upozornil na dřívější přeceňování temné vodní hladiny, která se zdá temnější, než ve skutečnosti je. ŠVAMBERA opakovaným měřením v roce 1903 a 1906 potvrdil přibližnou správnost Wagnerových poznatků. Konstatoval téměř úplnou absorbci modré barvy a výsledné žlutohnědé zbarvení vody (č. 14 – 15 Ulleovy škály). Ve svých poznámkách tuto barvu označuje jako čajovou a její původ dává do souvislosti především s okolím jezera, kde se nachází velké množství rozkládajících se (hl. rostlinných) organických součástí (KUCHAŘ 1939). O pozdějším určování barvy se zmiňuje až v roce 1955 CHÁBERA, který ji označuje jako temně hnědou, i když vzhledem k okolním lesům se jeví jako kovově černá. VESELÝ (1988) popisuje její výrazné zhnědnutí v druhé polovině osmdesátých let. Tomu odpovídají i mnou zjištěné výsledky, podle kterých má jezerní voda zelenožluté až hnědožluté zbarvení (viz. tabulka 8). Od předešlých údajů se zcela liší modrozelená barva pozorovaná Novákem v r. 1961. Ten však použil pracovní metodu, jejíž výsledky nemohou být považovány za správné (HEJZLAR a kol. 1998). Tabulka 8: Měření barvy vody Plešného jezera Datum

Čas

Počasí jasno

Číslo barvy (Forel-Ule) 16

10.4.1998

15°°

hnědožlutá

2.6. 1998 12.5.1999

11°° 10°°

jasno polojasno

15 15

zelenožlutá zelenožlutá

17.7.1999

10°°

jasno

17

hnědožlutá

Barva

47

6. Jezero Laka Miroslav Šobr, Bohumír Janský 1. Úvod 1. 1. Poloha a název jezera Jezero Laka se nachází na severovýchodním svahu hory Debrník (1336 m n.m.), pro níž se vžil i název Plesná (ten je uveden např. na turistické mapě 1:50 000). Název hory pochází ze slovanského základu „debr„, což znamená hluboké údolí. Údaje o nadmořské výšce hladiny jezera se různí. Poprvé ji určil F. Hochstetter v roce 1856 podle vlastního měření na 1065 m. V roce 1878 zde bylo provedeno nové mapování Vojenského ústavu geografického ve Vídni, přičemž na mapách v měřítcích 1:75 000 a 1:25 000 se udává jeho nadmořská výška na 1096 m n. m. Další zmínka o něm je v lesní mapě zdejšího Hohenzollernského panství (Karte der Forstverwaltungsbezirke 1:33 120), kde lze odečíst nadmořskou výšku 1080 m n.m. Základní vodohospodářská mapa ČSR 1:50 000, která je zhotovena na podkladu základní mapy ČSSR, udává nadmořskou výšku 1085 m n. m. (list 2233 Kašperské Hory). Na turistické mapě Šumava - Povydří 1:50 000 se udává nadmořská výška jezera 1085,6 m.n.m. Základní mapa ČSSR 1:10 000 nadmořskou výšku jezera přímo neudává, jezero však podle ní leží mezi vrstevnicemi 1085 – 1090 m. Vzhledem k uvedeným nesrovnalostem bylo proto jedním z cílů našeho výzkumu i určení přesné nadmořské výšky pomocí nivelačního pořadu z pevného bodu o známé nadmořské výšce. Přesnou geografickou lokalizaci jezera stanovil již Švambera (1913) - 49°6´30´´s.z.š. a 13°19´36´´v.z.d. Pomocí kapesního přístroje GPS jsme určili následující geografické souřadnice jezera: 49°6´44´´s.z.š. a 13°19´45´´v.z.d. Název Laka se poprvé objevuje na Kreybichově mapě z roku 1831. Při pořizování stabilního katastru v roce 1837 byly poprvé udány jeho plošné rozměry. Jezero je zde označeno jako Laka See. Na starší speciální mapě (Spezialkarte v. Böhmen 1:144 000) je již jezero zakresleno s obrysy odpovídajícími měřítku mapy. V literatuře a na mapách se postupně objevily následující názvy jezera: Laka nebo Lakka, také však Lackensee či Laccensee, v české literatuře bývalo též označováno jako Pleso, jezero Mlacké či Mláka. 1. 2. Geografické zvláštnosti jezera Laka Na rozdíl od ostatních šumavských jezer neleží pánev jezera Laka těsně pod úpatím jezerní stěny. Lineární vzdálenost vrcholu Debrníku a břehové linie jezera je 1 240 m, relativní výška jezerní stěny činí oproti úrovni hladiny 250 m. Jezero má podobu poměrně pravidelného obdélníku a je orientováno od JJZ k SSV. Hráz jezera je vedena přibližně kolmo na odtok a je umělého původu. Byla vybudována kolem roku 1730 majitelem panství Kryštofem Abelem z důvodu zvýšení vodního stavu jezera. Podruhé byla hráz upravena v roce 1888 (ŠVAMBERA 1912). Zvýšená hráz jezera poté sloužila k nadlepšení průtoků na potocích a v kanále při plavení polenového dřeva. To, že dříve mělo jezero menší plochu než dnes, je patrné i podle četných pařezů na dně jezera. V. Švambera se zmiňuje o tom, že při svých návštěvách viděl v jezeře velké množství pstruhů. Podle tehdejšího revírníka Weisse se jich na počátku našeho století ulovilo v jezeře ročně 400 - 500, aniž by byl znát nějaký úbytek. Díky postupné acidifikaci akumulované vody však ryby pravděpodobně již v padesátých letech zmizely. Dodnes v jezeře žádné nežijí, i když pokus o vysazení pstruhů byl učiněn v roce 1960 (Veselý 1994).

48

Jezero Laka na nás působí dojmem přívětivého parkového jezírka. Na březích se objevují i větší bloky hornin, které ovšem nedosahují velikosti jako u jiných jezer. Zvláštností jezera je značná intenzita zazemňovacích procesů. S tím souvisejí malé hloubky jezerní pánve a výskyt četných plovoucích i ke dnu přisedlých ostrůvků, jejichž poloha se s časem mění. K tomu přispívá i skutečnost, že Laka je jediným šumavským jezerem, kde není vyvinut typický kar. Oba přítoky, které od jihojihovýchodu vtékají do jezera, se podílejí na jeho zanášení. To je největší při letních bouřkových přívalech a při jarním tání sněhu z relativně velkého povodí jezera. Jižní část jezera se pozvolna mění v slať, do níž vstupuje smrkový porost. 2. Historie výzkumů jezera Laka Výzkum šumavských jezer zahájil již v roce 1886 F. Bayberger. O deset let později ho následoval P. Wagner, který započal komplexní batymetrii šumavských jezer (s výjimkou Malého Javorského jezera, kde první výzkum uskutečnil V. Švambera). Z dalších autorů stojí za zmínku A. Frejlach (1898), který vytvořil první batymetrickou mapu Plešného jezera, dále pak práce A. Friče (1871), Vávry a Reissingera o Černém a Čertovu jezeru (1898 a 1931). Před těmito výzkumy se v průvodcích objevovala zpravidla jen ojedinělá čísla, která se většinou týkala hloubek a nebyla vždy věrohodná. V září 1903 započal s výzkumem šumavských jezer profesor Václav Švambera, zakladatel Geografického ústavu Karlovy university. Podnětem k němu byly četné a navzájem si odporující zprávy badatelů. V letech 1906 - 1909 provedl Švambera spolu se 17 posluchači komplexní výzkum šumavských jezer, během kterého pořídil přesné mapy všech jezer v měřítku 1:1 000 a s pomocí sondovacího přístroje uskutečnil 3 075 hloubkových měření na 79 profilech. Dále provedl 717 měření teploty vody ve vertikálním sloupci a rovněž určoval barvu a průhlednost jezerní vody. Historie výzkumů samotného jezera Laka není rozsáhlá. Jezero totiž svou velikostí a hloubkou nebudilo takovou pozornost jako jiná šumavská jezera. Plochu jezera poprvé udává stabilní katastr, a to 4 jitra 1465 čtverečních sáhů, což je po přepočtení 2,8294 ha. Různí autoři pak prezentují různou plochu: Willkom (1878) 7 jiter, Möchel (1878) 12 ha, Řivnáčův průvodce po království Českém (1882) 3,5 ha, Detterův průvodce (1906) 3 ha, Wagner (1897) 2,5317 ha, Švambera (1912) 2,7840 ha. Zmínku o hloubkových poměrech učinil jako první A. Frič (1871) a největší hloubku odhadnul na 8 - 10 stop (2,4 - 3 m), v roce 1878 udal Möchel hloubku na neuvěřitelných 20 m, v Detterově průvodci (1906) najdeme stejně fantastický údaj o průměrné hloubce 16 m. Nejpřesnější informace o jezeru podávají práce P. Wagnera a V. Švambery. 2. 1. Výzkum P. Wagnera Dr. Paul Wagner prováděl výzkumy na jezeře Laka v roce 1896. Bylo to právě v době, kdy bylo jezero téměř celé vypuštěno za účelem výlovu pstruhů. Jen v oblasti největší hloubky se nacházela voda, přičemž hloubka této „kaluže„ byla 0,9 m. Wagner tak měl jedinečnou možnost prohlédnout si většinu dna. Píše, že jezero je značně zanesené bahnem a jindy plovoucí ostrůvky byly v té době přisedlé na dně. Tyčí o délce 3,6 m zkoušel mocnost nánosů a celou ji zarazil do dna, aniž by narazil na pevný povrch. Domníval se tedy, že je jezero poměrně rychle zanášeno. To mu potvrdil i místní rybář, který měl jezero na starost jako správce. Ten tvrdil, že za 10 let se usadí 1 m bahna a jezero je proto čas od času nánosu uměle zbavováno. V zájmu obyvatel Hůrky totiž bylo, aby v jezeře bylo zadržováno co nejvíce vody, která byla odváděna kanálem do manufaktur. Výsledky Wagnerova výzkumu šumavských jezer jsou v tabulce 1.

49

Tabulka 1: Základní údaje o šumavských jezerech - výsledky měření P. Wagnera z roku 1896 (in WAGNER 1897, upraveno) Jezero

Černé Čertovo Plešné Prášilské Laka

Plocha (ha) 18,4135 9,7157 6,055 Max. hloubka (m) 40 36 18,5 Stř. hloubka (m) 17 14,7 6,9 Objem (km3) 3,24 1,43 0,42 Hladina (m n.m.) 1008 1030 1090 Vrchol j. stěny (m) 1343 1343 1378 Výška j. stěny (m) 335 313 288 Délka jezera (m) 662 432 435 Šířka jezera (m) 465 260 176 Orientace V V SV

Velké Malé Roklanské Javorské Javorské 3,5757 2,5317 4,3245 2,4525 3,7485 15,6 4 15 6? 13,5 6 2 6,1 3 4,4 0,22 0,05 0,27 0,06 0,16 1079 1096 934 925 1050 1314 1346 1345 1391 1300 235 250 411 456 396 290 374 441 165 285 175 86 144 135 195 V SV V S JV

2. 2. Výzkum V. Švambery Prof. Václav Švambera prováděl svá měření 22.7. - 26.7.1907, dále jezero navštívil 27.8.1908 a v roce 1910 vykonal detailní prohlídku jeho okolí. Při své první návštěvě zjistil, že jezero bylo v roce 1906 vyčištěno od bahna, přičemž změřil jeho největší hloubku na 3,9 m poblíže výtoku. Ve výpočtu střední hloubky pak nesouhlasí s P. Wagnerem, který udává 2 m a stanovil ji na 1,4 m. Dále pak na jezeře prováděl měření teploty vody (v celém vodním sloupci, na přítocích i na odtoku z jezera) a určoval průhlednost a barvu vody. Chemismus jezerní vody nezkoumal. Výsledky jeho měření jsou seřazeny v tabulce 2. Tabulka 2: Základní údaje o šumavských jezerech - výsledky výzkumu V. Švambery (in ŠVAMBERA 1939, upraveno) Jezero Plocha (ha) Max. hloubka (m) Stř. hloubka (m) Plocha povodí (km2) Objem (m3) Hladina (m n.m.) Poloha pod horou Nadm. výška (m) Poloha v povodí

Černé 18,4302 39,8 15,61 1,286 2 878 000 1008 Jezerní hora 1343 Úhlava

Čertovo 10,3318 37 17,93 0,875 1 852 378 1030 Jezerní hora 1343 Regen

Plešné 7,4845 18,3 8,24 0,666 617 081 1090 Plechý 1378 Vltava

Prášilské 3,7200 14,9 7,36 0,524 274 047 1079 Poledník 1314 Otava

Laka 2,7840 3,9 1,43 1,346 40 000 1096 Plesná 1346 Otava

3. Povodí jezera 3. 1. Geografická poloha a morfometrické charakteristiky povodí Jezero Laka leží v povodí Jezerního potoka, který je pravým přítokem Křemelné. Povodí samotného jezera (sběrná oblast) je považováno za největší ze všech šumavských jezer. Je protaženo ve směru JJZ - SSV. Jižní a jihovýchodní rozvodnice je vedena po hřbetu

50

mezi Debrníkem (1336 m n. m.) a Ždánidly (1308 m n. m.), přičemž prakticky celé povodí se rozkládá severně od tohoto hřbetu. Veškerá kartometrická měření byla prováděna na čtyřech listech základní mapy 1:10 000 (22-33-06, 22-33-10, 21-44-10, 21-44-15). K určení střední nadmořské výšky povodí jezera byly použity celkem čtyři metody. První dvě metody vycházejí z vypočítaných středních výšek stejně velkých plošných částí daného území. Ty se dosadí do následujících vzorců: v = 0,5 (X + N) v = 0,4 X + 0,6 N kde X je výška nejvyššího a N je výška nejnižšího bodu pole. Další dvě metody vycházejí z rozdělení povodí na vrstevnicové pásy po 25 metrech. Střední výška se pak vypočte ze vzorce: v = Σ(v . p)/P kde v je výška středů pásů, p je jejich plocha a P je plocha povodí. Poslední metoda předpokládá měření délek vrstevnic, které se dosadí do vzorce A. Steinera: v = Σ(v . L)/ΣL kde L je délka vrstevnice a v je její nadmořská výška. Výsledná střední výška - 1186,50 m n. m. - byla stanovena jako aritmetický průměr všech čtyř měření. Střední sklon povodí jezera byl stanoven podle vzorce Pencka: tgß=(V/P)·[(O1+O2)/2] kde: ß je úhel středního sklonu, V je výškový rozdíl vrstevnic, P je plocha vrstevnicového pásu a O1, O2 jsou délky vrstevnic. Takto se vypočítá nejprve střední sklon jednotlivých vrstevnicových pásů, přičemž střední sklon povodí se pak určí jako průměr sklonů všech pásů. Podle mých výpočtů činí 12°06´. Nejmenší sklon je v nejvyšší a nejnižší části povodí. Největší sklon je v rozmezí vrstevnic 1150 - 1300 m. Tabulka 3: Základní tvarové charakteristiky povodí jezera (měřeno na mapách 1:10 000) Plocha povodí Celková délka rozvodnice Koeficient vývoje rozvodnice Celková délka přítoků Délka hlavní údolnice Střední šířka povodí Koeficient protažení povodí Charakteristika povodí Plocha jezera (určená z mapy) Podíl jezera na ploše povodí Střední nadmořská výška povodí Střední sklon povodí

P = 1,020025 km2 r = 4,10 km K = r/P = 4,0195 d = 1,35 km L = 0,65 km š = P/L = 1,569 š/L = 2,414 P/L2 = 2,414 Pj = 0,027 km2 Pj/P = 0,0265 1186,50 m 12°06´

Tabulka 4: Morfometrické charakteristiky povodí jezera (měřeno na mapách 1:10 000) Vrstevnice (m n.m.) 1083 1087

Délka vrstevnic (km) 0,00 0,76

Výškové rozpětí pásu (m n.m.)

Plocha pásu (km2 )

Střední sklon pásu (ş)

Podíl na ploše povodí (%)

1083-1087 1087-1100

0,0270 0,0548

3°13´ 11°44´

2,65 5,37

51

1100 1125 1150 1175 1200 1225 1250 1275 1300 1325

0,99 1,29 1,50 1,52 1,34 0,96 0,79 0,62 0,38 0,27

1100-1125 1125-1150 1150-1175 1175-1200 1200-1225 1225-1250 1250-1275 1275-1300 1300-1325 1325-1336

0,1209 0,1507 0,1242 0,1400 0,1565 0,0770 0,0600 0,0425 0,0400 0,0268

13°16´ 13°02´ 16°54´ 14°19´ 10°25´ 15°52´ 16°22´ 16°23´ 11°28´ 3°10´

11,85 14,77 12,17 13,72 15,34 7,55 5,88 4,17 3,92 2,63

3. 2. Geologická stavba povodí jezera Západní část povodí jezera je budována biotitickou a sillimanit-biotitickou migmatizovanou pararulou, místy s kvarcitem. V oblasti pramene levého přítoku je výchoz biotitického granodioritu. Východní část povodí jezera je geologicky velmi pestrá. Největší plochu zaujímá cordierit-biotitický migmatit nebulitového typu, místy s muskovitem. Ve vrcholové oblasti Ždánidel vystupuje drobnozrnná až středně zrnitá biotitická žula a muskovit-biotitická žula, k ní přiléhá pás středně zrnité až hrubozrnné porfyrické biotitické žuly (weinsberský typ). V nižších polohách východní části povodí se vyskytuje kvarcit a kvarcitická rula, místy s polohami erlánů a leptynitu, dále pak chlorit-muskovitická svorová rula (místy až svor a fylitický svor) s granátem a čočkami křemene, místy s biotitem a sillimanitem. V blízkém okolí jezera jsou potom deluviální a deluviálně soliflukční sedimenty, převážně hlinitopísčité a hlinitokamenité. V okolí Jezerního potoka nacházíme fluviální písčité hlíny, hlinité písky a štěrky. Přes povodí jezera procházejí dva předpokládané zlomy, které jsou však zakryté mladšími sedimenty. Oba zlomy se těsně pod jezerem spojí v jeden, který pokračuje přes Hůrky na Zhůří. Směr hlavního zlomu je severní, kratší zlom před spojením měl směr SSZ. 3. 3. Geomorfologické mapování glaciálních reliktů Nejintenzivnější erozní činnost ledovců na Šumavě se projevila v polohách vystavených k severu až k východu, kde byly na nejpříhodnějších lokalitách vyhloubeny jezerní kary. V místech, kde nedošlo k jejich vyhloubení, vznikly nedokonalé karovité svahové útvary (embrya či karoidy). Nejvhodnějšími trasami pro pohyb ledovců byly svahy vyrovnávající stupně mezi piedmontními plošinami a silně snižované vrcholy a hřbety. Morfometrie a hloubka jezerních pánví proto souvisí s morfologií krajiny před zaledněním. Plešné, Malé Javorské, Velké Javorské, Roklanské, Stará jímka a jezero Laka leží v dosti širokých a plochých zbytcích piedmontních plošin, jejichž rozbrázdění v údolí příliš nepokročilo. Jejich pánve jsou protáhlé a v poměru k ploše celé firnové oblasti a celkovému množství firnu jsou nepatrné. Prášilské, Černé a Čertovo jezero jsou vyhloubeny do úzkého plošinného zbytku, jejichž rozbrázdění v údolí již velmi pokročilo. Jejich tvar je spíše okrouhlý a jsou poměrně hodně hluboká. Největších hloubek dosahují u jezerních stěn nebo blíže ke středu jezerní pánve (Pelíšek, 1978). Při geomorfologickém mapování jsme se snažili objevit zbytky morény, která hradí jezerní pánev. Antropogenní ovlivnění okolí jezera je však dnes tak velké, že se nepodařilo tuto morénu objevit. Na jedné straně předpokládané morény byl postaven vojenský objekt, který byl po roce 1989 zbourán. Na levém břehu jezera byl zase zbudován průkop pro napájení kanálu. Nejpatrnější je tedy koncová moréna, která je místy až 10 m vysoká. Jezerní potok protéká kolmo na ní. Moréna je pokrytá značně hustým porostem, který ztěžuje delší 52

rozhled. Další - ústupová stádia morén - se nám rovněž nepodařilo přesně lokalizovat a zmapovat. V jezerní stěně se ve výšce kolem 1200 m nacházejí tři stupně, vytvořené patrně během ústupové fáze zalednění. V místech skalního výchozu žuly se značně zvětšuje sklon stěny. Tyto výchozy jsou obklopeny blokovou sutí. Odtud se pak erozními a gravitačními procesy dostává materiál do nižších partií stěny. Takto vzniklé mocnější svahové sutě zapříčiňují menší hodnoty sklonů v dolní části stěny. 3. 4. Hydrografie povodí jezera Jezero Laka je napájeno dvěma trvalými a jedním občasným přítokem. Pravý přítok (z pohledu směrem ke hrázi jezera) pramení ve výšce zhruba 1170 m a je asi 550 m dlouhý. Levý přítok jezera vzniká soutokem dvou menších potůčků ve výšce 1135 m. Celková délka obou potůčků je 800 m. Levý přítok má divočejší tok s větším sklonem. V období jarního tání se však v pramenné oblasti vyskytuje větší množství drobných potůčků, z nichž vznikají oba přítoky. Občasný přítok zásobuje jezero buďto při silném jarním tání nebo při vydatných lijácích. Jeho původ je zčásti antropogenní, neboť voda stékající ze svahu naráží na zářez v podobě cesty s hlubokými kolejemi. V jednom místě si pak voda našla cestu z kolejí do jezera. Díky velkému spádu v oblasti občasného přítoku se tento značně podílí na zanášení jezera, a to i značně hrubozrnným materiálem. Výtok z jezera již není regulovaný stavidlem, jako tomu bylo v minulosti, kdy se jezero využívalo pro účely chovu ryb a akumulovaná voda napájela též umělý vodní kanál. Ten je dobře zachovaný dodnes. Nejprve je veden morénovým reliéfem, poté se zařezává do svahu Debrníku a po 2,1 km ústí do Drozdího potoka. Voda z kanálu se používala ve sklárnách v Nové Hůrce k pohonu různých strojních zařízení. Dále byl využíván k plavení polenového dřeva. Přestože je kanál velmi zachovalý, voda v něm protéká pouze do jedné třetiny jeho délky (1,3 km kanálu je bez vody). Voda z jezera vytékala v době našich terénních prací přes přepad z nakupených klád. Poté byl upravován výtok z jezera tak, aby nebyla možná manipulace s hladinou, jak k tomu došlo např. v létě 1998. Jezerní potok odvodňující jezero se po 7,0 km vlévá do řeky Křemelné. 3. 5. Sněhové poměry Povodí jezera Laka patří srážkově k nejbohatším oblastem Česka. Podle průměrů z okolních stanic lze předpokládat, že v povodí jezera spadne přibližně 1300 mm srážek za rok. K přesnému určení množství srážek by bylo nutné instalovat v povodí jezera totalizátor. Během našeho průzkumu, který byl uskutečněn ve dvou zimních obdobích 1997/98 a 1998/99, jsme sledovali délku trvání a výšku sněhové pokrývky v povodí a na zamrzlé hladině jezera. Cílem bylo stanovení vodní hodnoty sněhu vzhledem k nadmořské výšce a rovněž výpočet vodních zásob akumulovaných ve sněhové pokrývce v průběhu zimy. Přibližně po každých 20 výškových metrech byl pomocí odměrného válce odebrán sloupec sněhu, změřena jeho výška a stanovena vodní hodnota (viz. tabulka 5). První sníh se objevil koncem října, první trvalejší sněhová pokrývka leží od počátku listopadu. Sněhová pokrývka trvá až na některé výjimky celou zimu. Roztává podle množství sněhu a podle vývoje jarních teplot od konce března do začátku května. Maximální výšky 2,9 m dosáhla v únoru 1999 těsně pod vrcholem Debrníku. Tabulka 5: Měření vodní hodnoty sněhu nadmořská výška 1085 1088 1100 1120 1140 1160 1180 1200 1230 1250 1280 1300 1330

53

10.2.1998

1.3.1998

1.3.1999

21.3.1999

(m) výška sněhu (mm) vodní hodnota (mm) výška sněhu (mm) vodní hodnota (mm) výška sněhu (mm) vodní hodnota (mm) výška sněhu (mm) vodní hodnota (mm)

330 600 660 280 370 560 500 850 390 570 760 680 440 71,3 112 148 61,1 76,4 127 125 183 78,9 153 178 168 127 100 120 350 450 450 430 320 490 450 560 390 580 650 19

21 74,6 91

95

87 71,3 114 100 132

71

131 166

1450 1300 1800 2100 2150 2290 2380 2400 2530 2740 2800 2750 2810 374 342 423 611 616 636 671 679 714 801 839 805 845 800 1400 1600 1570 1655 1740 1920 1570 1835 1880 1940 2130 2200 146 201 377 359 402 485 563 364 546 594 623 658 662

4. Morfografické poměry jezera 4.1. Stanovení nadmořské výšky hladiny Jak bylo řečeno již v úvodu článku, údaje o nadmořské výšce hladiny jezera se podle různých literárních pramenů značně liší. Proto jsme se rozhodli, že nadmořskou výšku hladiny stanovíme pomocí nivelačního pořadu. Jako základ k určení nadmořské výšky jezera byl použit trigonometrický bod, ležící asi 2 km od jezera na zalesněném svahu jižně od silnice Nová Hůrka - Železná Ruda. Jedná se o bod 40, Vlčí jámy, jehož poloha je dána geodetickými souřadnicemi y = 837 576,57, x = 1 138 378,86 a nadmořskou výškou Bpv = 1 178,24 m n. m. Po odečtení rozdílu výšek mezi uvedeným bodem a hladinou jezera a po zprůměrování výsledných nadmořských výšek na malém a velkém výstupku vychází nadmořská výška jezní hladiny na 1084,3565 m. Nivelační pořad byl proveden dne 22. 11. 1997 při stavu vodočtu 47 cm. Vezmeme-li v úvahu kolísání hladiny jezera během roku až k hodnotě vodočtu 97 cm, blíží se naměřená nadmořská výška hodnotě 1085 m, která je udávána na Základní vodohospodářské mapě. Údaj 47 cm na vodočtu jezera zachycuje jezero na začátku zimy, kdy je nejnižší stav vody. 4.2. Vyměření půdorysu jezera Pro půdorysná měření bylo vybráno nejvhodnější možné datum - 22. a 23. 11. 1997. Jezero pokrývala 7 cm mocná vrstva ledu, na níž ještě neležel žádný sníh. Měření mohla být tedy provedena přímo na hladině jezera, přičemž jsme se mohli vyhnout chybám, které by vznikly při měření na příkrých svazích. Další výhoda spočívala v tom, že břehová linie jezera byla jednoznačně vymezena ledovou pokrývkou. Polygonový pořad byl veden tak, aby polygonové strany ležely co nejblíže břehové linie jezera. Tím se minimalizovaly možné nepřesnosti při vedení kolmiček na jednotlivé strany polygonu. Vytýčený polygon měl celkem 19 vrcholů. Poloha dvou z nich byla pak zafixována vzhledem k tomu, že jsme z nich vycházeli při batymetrických měřeních. Celková délka polygonových stran činila 846,5 m, přičemž měřeno bylo celkem na 311 kolmičkách. Jedna kolmička připadá tedy na 2,72 m délky. Podle naměřených hodnot v terénu byl vyhotoven půdorysný plán jezera v měřítku 1:500. Z něho byla pomocí dvou metod

54

(planimetrem a čtvercovou sítí) určena plocha jezera na 2,57705 ha. Ostrůvky nánosů zabírají přitom 0,220125 ha. 4. 3. Bathymetrická měření a morfometrické charakteristiky jezerní pánve První podrobné měření hloubek na jezeře Laka provedl ve dnech 25. až 27. července 1907 profesor geografie na Karlově univerzitě Václav Švambera. Naše měření ze dne 4. 6. 1999 se tedy uskutečnilo po devadesáti dvou letech. Stav vodočtu v den měření byl 99 cm, tedy hladina jezera byla v úrovni 1084,8765 m n.m. Bathymetrický výzkum byl proveden klasickým způsobem za využití kevralového vlákna s vyznačenými měrnými body po pěti metrech. Vzhledem ke značnému výskytu vodních rostlin, které na mnoha místech porůstají dno a vyskytují se často v celém vertikálním sloupci vody, nebylo možné využít akustický hloubkoměr (echolot). Právě z tohoto důvodu jsme k měření hloubek museli užít kalibrované latě. První hloubkový profil vycházel z bodů polygonové strany 1 - 2. Ty byly zafixovány na břehu při předchozím vyměřování půdorysu jezera. Jednotlivé příčné profily jsme pak proměřovali v intervalu 10 m. Celkem bylo provedeno 563 bodových měření hloubek na 36 profilech. Na jedno měření tak připadá plocha 45,8 m2, respektive na 1 ha celkem 218 hloubkových měření. Na bathymetrickém plánu jezera v originálním měřítku 1:500 bylo provedeno měření ploch jednotlivých hloubkových stupňů a délek jednotlivých hloubnic. Na základě výsledků kartometrických měření byly pak vypočteny morfometrické charakteristiky jezerní pánve. Tabulka 6: Základní číselné charakteristiky jezerní pánve (měřeno na plánu 1:500) Plocha jezera Plocha ostrůvků nánosů Délka břehové čáry (obvod jezera) Vlastní délka jezera Největší šířka jezera Průměrná šířka jezera Stupeň členitosti břehové čáry Největší hloubka jezera Střední hloubka jezera (volumometrická) Hloubkový koeficient Relativní hloubkový koeficient Střední sklon dna

P = 2.57705 ha Po = 0.220125 ha O = 817.5 m L = 345.4 m Bmax = 95.2 m Bprům = P/L = 74.61 m R = 1.44 hmax = 3.5 m hs = V/P = 1.89 m hs/hmax = 0.54 hmax/√P = 0.022 I = 3°35´20´´

Tabulka 7 a: Morfometrické charakteristiky jezerní pánve Hloubnice (m) 0 1 1,5 2 2,5 3 3,5

Plocha (ha) 2,5771 2,2047 1,7844 0,9403 0,7186 0,3633 0,0013

Plocha (%) 100 85,55 69,25 36,49 27,88 14,11 0,05

Obvod hloubnice (m) 818 776 754 482 470,5 361 14,5

Stupeň členitosti hloubnice ∗) 1,4366 1,4743 1,5923 1,4022 1,5658 1,6896 1,1569

55

∗) poměr délky hloubnice k obvodu kruhu o ploše hloubnice Tabulka 7 b: Morfometrické charakteristiky jezerní pánve Hloubkový stupeň 0–1 1 – 1,5 1,5 – 2 2 – 2,5 2,5 – 3 3 – 3,5

Plocha hloubkového stupně (ha) 0,3724 0,4203 0,8442 0,2217 0,3553 0,362

% z plochy hladiny 14,45 16,31 32,76 8,64 13,79 14,05

Objem hloubkového stupně (m3) 24 082,5 10 027,5 7 005 4 102,5 2 820 104

% celkového objemu 93,45 38,91 27,18 15,92 10,94 0,4

Prostorový objem jezera můžeme určit z bathymetrické křivky. Vyneseme ji tak, že k jednotlivým hloubnicím (na vodorovné ose) přiřadíme vždy jejich plochu (svislá osa). Z plochy uzavřené mezi osami souřadnic a batymetrickou křivkou jsme určili objem jezerní pánve na 48 817,5 m3. Jestliže vydělíme tuto hodnotu plochou hladiny, dostaneme střední (volumetrickou) hloubku jezera – 1,89 m. M. Šobr byl vůbec první, kdo přesně určil objem jezera Laka, doposavad byl objem zadržované vody pouze odhadován. 4. 4. Plovoucí ostrůvky a zanášení jezerní pánve Jezero Laka je jediné jezero na české straně Šumavy, na němž se vyskytují plovoucí ostrůvky. Počátek jejich vzniku je třeba hledat v materiálu anorganického i organického původu, který se do jezera dostává z břehových partií či z povodí. Může to být například kus drnu odtrženého od břehu, kmen, větev nebo jiný předmět plující po hladině. Na nich se zpočátku uchycují jen řasy, mechy, nebo jiné druhy nižší vegetace. Na odumřelých rostlinných zbytcích vyrůstají pak nové generace rostlin. Na povrchu těchto počátečních forem plovoucích ostrůvků se usazuje i vzdušný prach, na ponořené straně a na okrajích se zachycuje jemný kal rozptýlený ve vodě. Ostrůvek se takto postupně zvětšuje a roste i jeho mocnost směrem do hloubky. Brzy se začíná uchycovat i vyšší vegetace a růst ostrůvků se podstatně zrychluje. Z rostlin většinou převládá rákos a rašeliník. Rákosové oddenky vytvářejí kompaktní spleť, která spolu s humusem a kořeny jiných vodních rostlin vytváří velmi pevnou vrstvu. Na některých ostrůvcích, kde je již za dlouhou dobu jejich trvání nashromážděno dostatečné množství humusu, se uchycují i stromy. Na pohyb ostrůvků má všeobecně vliv přibývání a ubývání vody v jezeře a hlavně směr a síla větru. Plovoucí ostrůvky mají zpravidla jen krátkou životnost. Jakmile totiž dosáhnou větších rozměrů a hlavně větší hmotnosti, přisednou ke dnu nebo ke břehu a přispívají k zazemňování jezerní pánve. Na jezeře Laka se v současné době nacházejí tři velké a dvacet malých ostrůvků, z nichž některé jsou zcela přisedlé. Celková plocha ostrůvků je 0,220125 ha, což je 8,54% plochy jezera. Největší má plochu 1580,75 m2 a nachází se těsně u východního břehu jezera. Je pevně přisedlý ke dnu a setrvává tedy stále na stejném místě. Nachází se zde pravděpodobně již více než sto let vzhledem k tomu, že na Švamberově mapce má sice menší plochu, ale téměř stejnou polohu. Ostatní ostrůvky jsou většinou přisedlé na mělčinách u hráze jezera nebo u jezerní stěny, jak je patrné z půdorysného plánu. Na ostrůvcích v létě hojně rozkvétá suchopýr. Na rozdíl od jiných šumavských jezer upoutá jezero Laka poměrně intenzivními zazemňovacími procesy. V jižní části a v pruhu podél hráze je jezero značně mělké. Je 56

zásobováno ze dvou potoků, které přispívají ke značné dynamice sedimentace v nádrži. Na jižním břehu je širší okraj pobřežních náplavů. Od ústí dvou jezerních přítoků postupují směrem do středu jezera dva pruhy jezerních mělčin (viz. obrázek 5 v příloze). Jsou rovnoběžné s podélnou osou jezera a končí čtyřmi většími ostrůvky. V daleko menší míře přispívají k zanášení pánve odumřelé zbytky jezerních organismů. Na rozdíl od eutrofních nádrží, kde autochtonní sedimenty jsou v převaze, zde má hlavní význam allochtonní materiál snesený přítoky jezera a odtržený od břehů. Podobný názor uvedl již DOSEDLA (1962). Mocnost sedimentů zkoumal jako první Wagner v roce 1896, kdy bylo jezero vypuštěno za účelem lovu pstruhů. Mocnost měřil pomocí tyče 3,8 m dlouhé. Celou ji zabodl do sedimentů, aniž narazil na dno. Odběr jezerních sedimentů nám nebyl Správou NP Šumava povolen z důvodu poškození stratigrafie jezerních sedimentů. Koncem osmdesátých let však odběr jezerních sedimentů provedl kolektiv pracovníků VÚV a ÚÚG Praha za účelem stanovení množství organochlorových škodlivin v šumavských jezerech. Podle výše uvedeného výzkumu se v sedimentech jezera Laka nacházelo 18,6% organických látek (hmotnostní procenta, NONDEK a kol. 1989). 5. Hydrologický režim jezera Měření průtoků bylo prováděno od listopadu 1997 do května 1999 na obou hlavních přítocích a na odtoku z jezera. V zadní části jezera byl zbudován vodočet osazený vodočetnou latí, k němuž byla vztažena i nadmořská výška hladiny jezera. Při každém měření průtoků byl současně odečítán i údaj na vodočtu, aby mohl být zkonstruován graf závislosti průtokového množství vody Jezerního potoka na stavu jezerního vodočtu. Ten měl umožnit stanovení velikosti odtoku vody z jezera i tehdy, nemáme-li k dispozici hydrometrickou vrtuli na měření průtoku. Z grafu kolísání odtoku jsou patrné nízké hodnoty průtoků vždy na konci zimního období v únoru a březnu (před počátkem jarního tání) a v průběhu letních měsíců od července do září. K výraznému nárůstu odtoku dochází při jarním tání sněhu v průběhu dubna. Zatímco však perioda jarních zvýšených průtoků byla v roce 1998 poměrně krátká, v roce 1999 trval vysoký odtok ještě po celý květen. Způsobily to značné zásoby sněhu, které se v zimě 98/99 v povodí jezera nahromadily. Obrázek 1: Kolísání odtoku z jezera od listopadu 1997 do května 1999 250 Průtok (l/s)

200 150 100 50

IV .9 9

III .9 9

98 X II.

X .9 8

X .9 8

IX .9 8

V I.9 8

V .9 8

IV .9 8

III .9 8

97 X II.

X I.9 7

0

Během zpracovávání magisterské práce M. Šobra byl zaznamenán průběh povodňové vlny na jezeře. Dne 28. 10. 1998 leželo v okolí jezera asi 8 cm sněhu, který napadl 26. 10. V dopoledních hodinách byl stav na vodočtu 84 cm. Po 90 minutách intenzivního deště 57

stoupla hladina jezera na maximální možnou hodnotu 97 cm. Za 1 hodinu a 30 minut přiteklo tedy do jezera více než 3350 m3 vody (přítok vody byl cca 620 m3/s). Při takto vysokém vodním stavu již voda z jezera odtékala nejen přes přepad na obvyklém místě, ale valila se přes hráz i na několika dalších místech. Průtok nebylo možno přesně změřit, ale byl odhadnut na více než 200 l/s. Tabulka 8: Naměřené průtoky a vodní stavy jezera Datum

Stav vodočtu Odtok Pravý přítok Levý přítok (cm) (l.s-1) (l.s-1) (l.s-1) 48 22,26 8,02 8,04 47 19,11 9,22 9,69 61 36,1 9,26 14,7 57 19,6 9,85 10,2 61 34,2 12,8 22,1 65 38,37 21,72 17,1 70 58,08 31,4 35,7 60 32,75 17,42 22,01 57 26,52 P P 55 26,28 10,63 13,62 52,5 21,82 11,26 11,3 57 22,38 12,35 11,76 62,5 36 84 92 57,5 25,3 14,11 12,09 59 29,61 16,61 15,17 84 92 97 200** 65 40 66 42 S 21,04 S S 76 63,53 S S 78 70,79 S S 95 121,25 V V pokrývkou, nebylo proto použito pro konstrukci grafu závislosti

10.11.1997 22.11.1997 29.12.1997 10.2.1998* 1.3.1998 22.3.1998 5.4.1998 26.4.1998 10.5.1998 24.5.1998 4.6.1998 21.6.1998 7.9.1998 17.9.1998 9.10.1998 23.10.1998 28.10.1998 28.10.1998 20.12.1998 23.1.1999 21.3.1999 2.4.1999 16.4.1999 7.5.1999 *měření ovlivněno ledovou průtoku na stavu vodočtu **odhadnutá hodnota při povodňovém průtoku P – neměřeno pro poruchu vrtule S – neměřeno pro vysokou sněhovou pokrývku V – neměřeno pro příliš vysoký průtok (rozliv vody mimo koryto) 7.9.98 – průtoky odečtené z měrné křivky odtoku (viz. graf 3).

6. Fyzikální vlastnosti akumulované vody 6.1. Teplota vody Měření teploty vody probíhalo na stálém místě u jezerní hráze vzhledem k tomu, aby byl omezen vliv přítoků jezera. Současně byla měřena teplota vody na přítocích a na výtoku z jezera. Zatímco v období zámrzu jezerní hladiny mají přítoky poněkud vyšší teplotu vody, 58

po většinu roku akumulovanou vodu v jezeře ochlazují. Vzhledem k malým hloubkám a podélnému protažení jezerní pánve se voda v jezeře vlivem větru poměrně dobře promíchává. Tabulka 9: Naměřené teploty vody na hladině jezera, na přítocích a odtoku (ve °C) Datum

Vzduch

29. 12. 1997 10. 2. 1998 1. 3. 1998 22. 3. 1998 5. 4. 1998 26. 4. 1998 10. 5. 1998 24. 5. 1998 4. 6. 1998 21. 6. 1998 7. 8. 1998 7. 9. 1998 17. 9. 1998 9. 10. 1998 23.10.1998 28.10. 1998 20. 12. 1998 16. 4. 1999 7. 5. 1999 21. 5. 1999

0 3.2 -2.5 -2 6.2 18.2 14.5 7.5 18.5 21.6 24.8 16.5 8.5 13.6 10.3 8.5 -1 0.1 9.2 11,7

Hladina jezera 0.5 -0.2 0 0 2.3 8.3 13.1 12.9 16.7 14.8 18.4 12.5 8.2 8.5 7.1 3.6 0 0 3.1 9,5

Odtok 2 1.9 1.8 1.2 2.2 8.1 10.6 9.1 15.4 12.7 17.6 11.5 7.1 7.8 6.7 3.4 1.7 1.8 2.9 9,2

Pravý přítok 1.8 1.3 1 1.1 1.5 5.7 7.1 4.5 10.9 8 12.8 8.8 6.5 6.6 5.1 2.6

Levý přítok 1.5 1.1 0.9 1 1.2 5.4 7 4.4 11.2 8.9 13.6 9.5 6.5 6.9 5.2 2.4

2.4 6,4

2.3 6,5

Občasný přítok

7.2

6,4

Jezero Laka nemá díky své malé hloubce klasicky vyvinutou letní stratifikaci teplot. S příchodem mrazového období začne jezero zamrzat. Datum prvního zámrzu se samozřejmě rok od roku různí, neboť je závislé na režimu teploty vzduchu. Měli jsme možnost podrobně monitorovat dvě zimní období - 1997/1998 a 1998/1999. První zimní období nebylo tak bohaté na sněhové srážky, takže ledová pokrývka dosáhla poměrně velké mocnosti - až 42 cm. V zimním období 1997/1998 se první led na jezeře objevil již na začátku listopadu 10. 11., kdy bylo asi 30% plochy jezera pokryto ledem o mocnosti až 4 cm. Led roztál poměrně rychle na začátku dubna 1998, přičemž dne 5. 4. pokrýval pouze zastíněné části jezera. Tabulka 10: Kolísání mocnosti ledové pokrývky v průběhu zimy 1997/1998 Datum 10. 11. Mocnost (cm) nesouvisle

22. 11. 7

29. 12. 15

10. 2. 42

1. 3. 40

22. 3. 36

5. 4. nesouvisle

V zimě 1998/1999 byl zaznamenán pouze datum zámrzu a rozmrznutí jezera. Mocnost ledu nebylo možno pravidelně měřit vzhledem k tomu, že na hladině jezera leželo po většinu zimy 80 - 120 cm sněhu. První led se objevil opět počátkem listopadu, 20. 12. dosáhl mocnosti 16 cm, 23. 1. měl tloušťku 28 cm. Ledová pokrývka začala tát v prvním týdnu dubna, a to nejprve u přítoků jezera. V polovině dubna však okraje jezera znovu zamrzly. Ještě 7. 5. 1999 bylo ledem pokryto asi 60% plochy jezera. Toto pozdní rozmrzání jezera bylo 59

způsobeno velmi mocnou sněhovou pokrývkou, která mizela z povodí jezera i ledem pokryté hladiny jen velmi pomalu. I přes krátké pozorovací období lze konstatovat, že jezero bývá zamrzlé v průměru 5 - 6 měsíců v roce. Pomocí termometru GT – 2 jsme měřili teploty vody ve vertikálním sloupci jezera ve snaze charakterizovat všechny roční fáze termického režimu jezera. Při měření dne 28. 10. 1998 bylo zachyceno období podzimní homotermie, kdy teplota celého vodního sloupce kolísala kolem hodnoty 4°C, při níž má voda největší hustotu a dochází k intenzivnímu promíchávání celé vodní masy. Počátek období letní stagnace zachytilo měření ze dne 21. 5. 1999, jeho pokročilejší fázi pak měření z 4. 6. 1998. Voda v jezeře jevila znaky přímého teplotního zvrstvení, avšak vzhledem k malým hloubkám nelze hovořit o typicky vyvinutých vrstvách epilimnia, metalimnia a hypolimnia. Fázi zimní stagnace jsme zachytili při měření dne 10. 2. 1998. Pod ledovou pokrývkou o mocnosti 42 cm bylo zjištěno klasické inverzní zvrstvení, přičemž vrstva vody o největší hustotě s teplotou kolem 4°C byla zjištěna již v hloubce 2,5 m. 6.2. Zbarvení a průhlednost vody Barva a průhlednost vody patří k důležitým charakteristikám fyzikálních vlastností akumulované vody. Jsou velmi lehce zjistitelné a těsně souvisejí s některými ukazateli základního chemického složení vody, především s obsahem veškerých rozpuštěných a nerozpuštěných látek. K určování průhlednosti se používá Secchiho kotouč, bílá kruhová deska o průměru 30 cm, která je zavěšena na ocejchované šňůře. Kotouč se ponoří do hloubky na hranici viditelnosti, pod níž veškeré od kotouče odrážené světlo voda absorbuje. Pomocí Secchiho kotouče bylo rovněž určeno zbarvení jezerní vody. Pro tento účel se ponoří do poloviční hloubky průhlednosti a barva vody se posuzuje proti bílé desce na základě porovnávání s Ulle – Forelovou stupnicí. Jedná se o soustavu 21 barevných odstínů od modrých, přes zelené, žluté až po hnědé. Modré odstíny přitom odpovídají vodám s minimálním obsahem rozpuštěných látek i suspendovaných látek, tzn. z biologického hlediska vody málo úživné – oligotrofní. Hnědé odstíny naopak odpovídají vodám z vysokým zastoupením rozpuštěných i nerozpuštěných látek, jak je to typické např. pro vody rašelinišť. Vzhledem k možným odchylkám, které mohou vzniknout při subjektivním posuzování barev, prováděli měření současně vždy nejméně dva lidé. Pozorování bylo provedeno ve všech ročních obdobích (viz. tabulka 11). Průhlednost a barvu vody určoval se svými pomocníky i prof. Švambera v létě roku 1907. Průhlednost byla 4 metry, barvě vody pak podle Ulle Richterovy stupnice přiřadil stupeň 15. Zjištěné hodnoty průhlednosti i barvy vody jsou málo variabilní a nejeví výraznou závislost na ročním cyklu. Nezjistili jsme přitom ani vazbu na sezónní přínos nerozpuštěných látek ani cyklus produkce biomasy. Hlavní příčinou jsou pravděpodobně opět malé hloubky jezerní pánve, které neumožňují vznik výrazných sezónních odchylek. Tabulka 11: Průhlednost a barva vody jezera Datum pozorování Průhlednost (m) Barva vody 22. 3. 1998 2.5 16 4. 6. 1998 3 13 28. 10. 1998 3 15 21. 5. 1999 3,2 12 7. Vegetace v okolí jezera 60

Jezero Laka a jeho okolí patří nesporně mezi cenné botanické lokality Šumavy. Na rozdíl od jezer Černého, Čertova a Plešného nejsou v karu tohoto jezera vyvinuty subalpinské stupně. Okolní porosty odpovídají svým složením porostům montánního stupně. V celém povodí nejsou obnažená místa bez vegetace po lavinových drahách ani skalky. V minulosti tu býval v nižších nepodmáčených polohách horský smíšený les - acidofilní montánní bučiny a jim příbuzné asociace. Klimaxové smrčiny pokrývaly vyšší partie Debrníku a Ždánidel. V sedle mezi Debrníkem a Ždánidly se vyskytují zbytky těchto klimaxových smrčin. Jedná se o tak zvaný kapradinový typ s hojnou papratkou (SKALICKÝ, VANĚČEK 1970). Na vlhkých místech v blízkosti jezera přecházejí porosty původně montánních bučin v pruhy podmáčených smrčin. Nejbližší původnímu složení lesa jsou úseky podél obou přítoků, které od jihu vtékají do jezerní pánve. Prolínáním vegetace horských acidofilních bučin, podmáčených smrčin, lesních pramenisek, horských potočních niv a u jezera lokálně i některých nelesních porostů je podmíněna i větší pestrost ve floristickém složení, i když nedosahuje svou bohatostí květeny jiných šumavských karů. Květena plovoucích a přisedlých ostrůvků je druhově chudá. Převažují na nich některé druhy ostřic - ostřice obecná (Carex nigra) a ojediněle i ostřice chudokvětá (Carex pauciflora). Dále se vyskytují psineček psí (Agrostis canina), suchopýr (Eriophorum angustifolium), zábělník bahenní (Comarum palustre) a violka bahenní (Viola palustris). Na některých ostrůvcích byly zaznamenány malé stromky a keříky smrku ztepilého (Picea abies) a vrby ušaté (Salix aurita). Na největším ostrůvku vyrostl asi 2 m vysoký smrček, který uhynul. Nejmenší plovoucí ostrůvky tvoří v počáteční fázi zazemňování rašeliníky. Mezi jižním pobřežím jezera a ostrůvky se nachází pásmo mělčin na jemných sedimentech. Ty v podstatě jako jediný osidluje zblochan vzplývavý (Glyceria fluitans), což je druh převážně potočních rákosin. Na pobřežních sedimentech tvoří podél obou přítoků souvislý pruh, v němž rovněž převládá, ale přesto je zastoupen i ostřicí zobánkatou (Carex rostrata), a to jejím širokolistým morfotypem.

61

7. Organogenní jezera v České republice Petr Pošta, Bohumír Janský, Miroslav Šobr

1. ÚVOD Rašeliniště a slatiniště mají významný vliv na hydrologické poměry v krajině. Ve středoevropských podmínkách jsou to reliktní stanoviště, neboť jejich rozšíření bylo v minulosti podstatně větší (rozsáhlé plochy mokřadů se nacházejí např. ve Finské jezerní plošině, Západosibiřské a Východoevropské rovině). Většina českých mokřadů je v současné době chráněna, a to buď jako maloplošná zvláště chráněná území nebo Ramsarskou úmluvou o ochraně mokřadů. V této práci se pokusíme nastínit klasifikaci jezer organogenního původu. Zaměříme se zejména na jezera vrchovištních rašelinišť. Hned v úvodu je nutné poznamenat, že jednotlivé genetické typy jezer se mezi sebou vzájemně prolínají a nelze je jednoznačně přiřadit k jediné skupině. Jako příklad lze uvést zarůstající slepé říční rameno, které je možné přiřadit nejen do skupiny fluviálních jezer (výška hladiny vody v tůni závisí na výšce hladiny ve vodním toku), ale též k jezerům organogenním (na březích se vytváří slatina). Podobná situace, i když o něco snazší, bude též při rozlišení jezera rašeliništního a slatiništního.

2. RAŠELINIŠTĚ A SLATINIŠTĚ V ČR 2.1 Klasifikace humolitů Termín humolit označuje zeminy s vysokým obsahem humusu (DOHNAL, 1965), které vznikají ve vodou nasyceném prostředí za nepřístupu vzduchu. Klasifikace humolitů v sobě zahrnuje několik faktorů: geografickou polohu (nadmořská výška), výchozí rostlinný materiál, úživnost prostředí, zdroj vody. Humolity tak můžeme dělit na rašelinu, přechodovou rašelinu a slatinu a jejich stanoviště na rašeliniště, přechodové rašeliniště a slatiniště. Zjednodušené rozlišení humolitů a jejich stanovišť podává tabulka 1. Někteří autoři (PIVNIČKOVÁ, 1997) uvádějí, že pojem rašeliniště je někdy chápán jako společný termín pro všechny tyto typy stanovišť, někdy v užším smyslu pro označení vrchovištních rašelinišť. V této práci bude důsledně používáno termínů vrchoviště, přechodové rašeliniště a slatiniště. → FAKTOR

geografická poloha

↓ STANOVIŠTĚ

výchozí vegetace

úživnost prostředí

zdroj vody

vrchoviště

horské a podhorské oblasti

mechová (rašeliník)

oligotrofní

podpovrchová a srážková

přechodové rašeliniště

široká škála stanovišť (pahorkatiny až hory)

rašeliníko-mechotravinná

oligotrofní až mezotrofní

podpovrchová a srážková

V mecho-travinnopodpovrchová Tabulka DOHNAL mezotrofní (1965), ažPIVNIČKOVÁ (1997), slatiniště 1: Typy nížinyhumolitů. Prameny: bylinná eutrofní (zejm. Ca) (prameny) rchov RYBKA (1996), SÁDLO–STORCH (2000), upraveno iště (vrchovištní rašeliniště) jsou závislá na podpovrchové i srážkové vodě. Vyskytují se proto zejména v horských a podhorských oblastech s humidním klimatem (okrajová pohoří Českého masivu). Prostředí vzniku vrchovišť je oligotrofní (chudé na živiny), a proto jsou vrchoviště velmi kyselá. Dominujícím rostlinným druhem je rašeliník, vyznačující se schopností 62

mnohonásobně zvětšovat svůj objem nasáváním vody z okolí. Nasátím vody má vrchoviště podle PIVNIČKOVÉ (1997) schopnost až dvacetkrát zvětšit svou hmotnost. Mocnost rašeliny je závislá na topografii reliéfu, hydrologických a klimatických podmínkách. Nejhlubší v Česku jsou šumavská rašeliniště (místně zvaná slatě), která dosahují mocnosti maximálně 10–12 m. Rychlost narůstání vrchoviště (a přechodového rašeliniště) je relativně pomalá. PIVNIČKOVÁ (1997) uvádí, že jeden metr slabě rozložené rašeliny se tvoří 500 let, silně rozložené 1000 let. Roční přírůstek tak činí okolo 1–2 mm. Typickými rostlinnými druhy jsou rosnatka okrouhlolistá, suchopýr pochvatý, klikva žoravina a vlochyně bahenní, z dřevin je rozšířena borovice kleč, borovice blatka a smrk. Význačnými přestaviteli fauny jsou tetřev hlušec a tetřívek obecný. Slatiniště (slatiništní rašeliniště) vznikají v úživném prostředí nížin. Vytvářejí se buď na vývěrech podzemní vody (černavy v Polabí) nebo zarůstáním vodních nádrží či mrtvých říčních ramen. Detailněji je lze ještě rozdělit na slatiniště prostá (bez výraznějšího obohacení minerálními látkami) a mineralizovaná. Mineralizovaná slatiniště vznikají na hlubinných pramenech artéských vod, jež jsou při výstupu k povrchu obohaceny o uhličitan vápenatý, vyluhovaný z vápnitých slínů a slínovců (SÁDLO a STORCH, 2000). Podle DOHNALA (1965) se mineralizovaná slatiniště (karbonátová a sirnoželezitá) vyskytují v Polabí (např. Hrabanovská černava u Lysé nad Labem) a v Českém krasu kolem vyvěraček (Měňanská vyvěračka). SÁDLO a STORCH (2000) uvádějí, že v důsledku nasycení humolitu vápníkem je blokován dusík a fosfor, což znemožňuje rozklad organických částí mikroorganismů, které se pak hromadí a vytvářejí slatinu. Slatina podle PIVNIČKOVÉ (1997) narůstá rychleji než rašelina, zejména při zarůstání vodních nádrží, přesto se však jeden metr humolitu tvoří několik set let. Typická slatina je tvořena několika pásmy: pásmem plovoucích rostlin (parožnatka, okřehek), pásmem rostlin zakořeňěných ve dně s listy a květy na hladině (stulík, leknín, blatouch), pásmem pobřežní vegetace (rákos, orobinec) a pásmem křovinatých břehových porostů (olše, vrby) s plochami trav, zejména ostřice (DOHNAL, 1965). Přechodová rašeliniště vykazují vlastnosti obou předchozích typů. Vyskytují se od chladnějších pahorkatin až po horské oblasti. Kombinují se zde různé druhy mechů (rašeliník, ploník aj.) s travinami (zejména ostřicemi). Podle DOHNALA (1965) se jedná o uměle vykonstruovaný typ, který má být chápán pouze jako pomocný článek v posloupnosti vývoje ložisek humolitu. Z uvedeného je patrné, že při posuzování typu ložiska je nutné zaměřit se na výše uvedené faktory vzniku humolitů (viz tab. 1) a že přiřazení k určité skupině je mnohdy nejednoznačné.

2.2 Vznik a vývoj rašelinišť a slatinišť Vznik a vývoj rašelinišť a slatinišť lze popisovat z několika různých úhlů pohledu. Jedna z možností je zaměřit se na hydrogeologické podmínky stanoviště (vliv pramenů na vznik ložisek). Složitější je však popis klimatických vlivů (vliv změny klimatu na změnu vegetace a tím i typu ložiska ze slatiniště na vrchoviště či naopak). Z hydrogeologického hlediska vzniká naprostá většina ložisek humolitů v místech vývěru pramenů. Část se vytváří zazemňováním a zarůstáním přirozených a umělých vodních nádrží či mrtvých říčních ramen. Ložiska prameništního původu vznikají dle DOHNALA (1965) jak na pramenech sestupných, tak na pramenech vzestupných. Ložiska na pramenech sestupných nejčastěji vznikají v místech vývěru suťových pramenů (většina jader šumavských vrchovišť). DOHNAL (1965) uvádí, že voda těchto pramenů je sbírána na výše položených místech a pak je sutí odváděna do nižších poloh. Zde na jejich vývěrech leží genetická jádra vzniku jednotlivých vrchovišť. Další ložiska se vytvořila na pramenech roklinových či vrstevných (rozšířeny v Dokeské vrchovině a Broumovské kotlině). 63

Ložiska na pramenech vzestupných vznikají v místech výskytu napjaté podzemní vody (v artéských pánvích). Voda proudí proti směru gravitace a vytéká na povrch, kde se vytvářejí ložiska humolitu. Tento jev se dle DOHNALA (1965) vyskytuje ve Slavkovském lese, dále na Českomoravské vrchovině a částečně též na Šumavě, v Jizerských a Krušných horách.

2.2.1 Vznik a vývoj vrchovištních rašelinišť Vrchovištní rašeliniště se začala vyvíjet již koncem dob ledových zhruba před 10 až 15 tisíci lety.1 V předpolí severského zalednění se tehdy vyskytovala chladná tundra, která zaujímala velkou část našeho území. Nížiny pokrývala step s drsným kontinentálním klimatem (velké roční i denní výkyvy teplot). Horské oblasti byly sice celkově chladnější, ale podnebí zde bylo oceaničtější, tj. s menšími výkyvy teplot a většími srážkami (SÁDLO, STORCH, 2000). Dominantní zde byla horská tundra. Ta pokrývala rozsáhlé plochy v nejvyšších horských oblastech ještě po ústupu ledovce, v preboreálu (před 10 200 až 9 800 lety). V nižších polohách se tehdy vyskytovala lesostep s převahou borovice lesní a břízy. V boreálu (před 9 800–8 000 lety) byly průměrné roční teploty o 1 – 2 ˚C vyšší než dnes. To vedlo k postupné přeměně lesostepi na pásmo lesů. Borovice a břízy jsou vytlačovány do vyšších nadmořských výšek, jejich místo osidlují doubravy s příměsí lísky. V úžlabinách, terénních depresích a horských sedlech se díky vodnímu nasycení a relativně vysokým průměrným ročním teplotám vytváří slatina. V období atlantiku (před 8 000 až 6 000 lety) bylo podnebí vlhčí a teplejší (až o 3 ˚C), významně se zvyšoval podíl bučin a smrčin (PIVNIČKOVÁ, 1997), horní hranice lesa byla až o 400 m výše než v současnosti. Smrčiny se šířily do nejvyšších partií horských oblastí, kde však lokálně narážely na velmi drsné klimatické podmínky, které zde přetrvaly z dob ledových. A právě na těchto enklávách se dochovala mnohá horská vrchovištní rašeliniště. V důsledku střídajícího se klimatu v holocénu došlo (a samozřejmě stále dochází) k přeměně mnohých slatinišť na rašeliniště a naopak. Je proto zcela běžné, že ložiska humolitů vykazují znaky obou typů humolitu. Tato ložiska nazýváme přechodovými rašeliništi. Rašeliniště vznikají v místech, kde hladina podzemní vody dosahuje k povrchu, či je blízko pod ním. Základem každého rašeliniště je vrstva ústrojného bahna (rašelina či slatina), kterou tvoří odumírající části bažinných rostlin (BUFKOVÁ, 1999). Rozklad a humifikace organických látek probíhá velmi pomalu, což je způsobeno nízkou teplotou humolitu (rašeliny), zamokřením, silně kyselou půdní reakcí a oligotrofností prostředí. V nahromaděných vrstvách rostlinných zbytků se do dnešní doby dochovala konzervovaná pylová zrna, čehož se využívá při rekonstrukci vegetačních změn v poledové době. Hromadící se nerozložené zbytky způsobují narůstání rašeliniště v jeho centrální části a vzniku vrchovištní klenby. Mechy v horní části rašelinného profilu se dostávají mimo dosah podzemní vody a začínají být (podobně jako celé vrchovištní rašeliniště) závislé na srážkové vodě. Ve chvíli, kdy dojde k poklesu hladiny podzemní vody či k nadměrnému vyklenutí vrchovištní klenby, při němž již podzemní voda nedosáhne do horních partií rašelinného profilu, vrchoviště začne postupně vysychat. Stanoviště začíná osidlovat kleč a později smrk. Poslední fází vývoje rašeliniště je rašelinný les.

2.2.2 Vznik a vývoj slatinišť

1

SPIRHANZL (1951) uvádí, že vedle rašeliniš ť postglaciálních existují ještě starší rašeliniště, interglaciální. Tato rašeliniště jsou pohřbená, tj. pod vrstvou minerálního náplavu nebo pode dnem jezer.

64

Slatiny se začaly vyvíjet již v boreálu, a to především zarůstáním vodních nádrží. Slatinná ložiska prameništního původu jsou velmi citlivá na výkyvy úrovně hladiny vody i na množství živin. SÁDLO a STORCH (2000) uvádějí, že tato citlivost je hlavním mechanismem cyklické sukcese mezi slatinou a olšinou. Spouštěcí mechanismus je ve své podstatě stejný jako v případě vývoje vrchoviště (viz kap. 2.2.1). Ve chvíli, kdy se vrstva humolitu ve slatinném profilu dostane mimo dosah podzemní vody, se ve vodou nenasycených částech slatiny uchytí semenáčky olše. Autoři dále popisují vývoj slatiniště takto: Olše mají na kořenech symbionty fixující dusík, který se tak vnáší do slatiny, a proto se slatinná půda začíná mineralizovat, tj. rozkládat. Olše odčerpává živiny, následkem čehož půda začíná pomalu klesat a kořeny olší zaplavuje voda, vzniká mokřadní olšina. Díky poklesu půdy mají olše obnažené kořeny a pomalu odumírají. Vzniká bažina, začíná se objevovat rákos, hromadící velké množství organické hmoty, bažina se zazemňuje. Rákos nakonec vystřídají mechy a ostřice a znovu se obnovuje proces tvorby slatiny. Slatiniště byla díky své poloze v nížinách na našem území téměř zcela zničena, malé zbytky se dochovaly pouze v Polabí. Ohrožení slatinišť dokumentuje například skutečnost, že z plošně nejrozsáhlejších moravských slatinišť v okolí Olomouce (Černovírské slatiniště u Olomouce, Hrdibořické a Biskupické slatiniště v nivě Blaty) nezbylo téměř nic. Bylo to způsobeno čerpáním vody a následným poklesem hladiny podzemní vody, vysoušením a kultivací mokřadů v době zemědělské velkovýroby a výstavbou technického zázemí měst (seřazovací nádraží v Olomouci v oblasti Černovírského slatiniště).

2.3 Rozšíření rašelinišť a slatinišť v České republice V této kapitole bude velmi stručně nastíněno, ve kterých geografických oblastech Česka se nacházejí rašeliniště a slatiniště. Podrobnější popis jednotlivých lokalit bude podán v kap. 3. SPIRHANZL (1951) shrnuje, že na území České republiky se nachází celkem 27 000 ha ložisek humolitů. Podle PIVNIČKOVÉ (1997) činí celková hmotnost sušiny ve všech ložiscích 421 mil. tun. Tabulka 2 udává plochy jednotlivých ložisek v Čechách, na Moravě a ve Slezsku. Je patrné, že naprostá většina ložisek humolitů se nachází v Čechách. Tato Ložiska humolitů (ha) oblast Čechy Morava a Slezsko ČR

vrchoviště

slatiniště

přechodová rašeliniště

CELKEM

10000 400 10400

2000 1000 3000

25000 2000 27000

37000 3400 40400

skutečnost je nejvýraznější v případě vrchovištních rašelinišť.

Tabulka 2: Rozloha vrchovišť, slatinišť a přechodových rašelinišť v Česku. Pramen: SPIRHANZL (1951).

Největší plochy vrchovišť se nacházejí na Šumavě, v Krušných a Jizerských horách. S menšími ložisky se dále setkáme v Krkonoších, Orlických horách, Českém lese, Hrubém Jeseníku a v Novohradských horách. Spíše raritou je zbytkový výskyt přechodových rašelinišť na Drahanské a Českomoravské vrchovině. Slatiniště prameništního původu byla

65

hojně rozšířena v Polabí, v okolí Doks a v Pomoraví. Velká část těchto slatin byla v minulosti kultivována a v současnosti již neexistuje. Slatiniště vznikající zazemňováním a zarůstáním mrtvých říčních ramen a vodních tůní v nivách řek jsou rozšířena v Polabí, povodí Orlice, Pomoraví, povodí Bečvy a Podyjí.

2.4 Struktura vrchovištních rašelinišť a slatinišť Vrchovištní rašeliniště je geomorfologicky velmi pozoruhodné stanoviště. Živé vrchoviště, tj. takové, které má dostatek podzemní i srážkové vody, se skládá z několika částí. Na temeni se často vyskytuje kruhové rašelinné jezero, zvané blänk (viz obr. 1). Jeho velikost je různá, pohybuje se od několika málo metrů po desítky metrů. Rozloha blänků se v důsledku pohybu hladiny podzemní vody, dynamičnosti chodu srážek a zarůstání vegetací a zazemňování neustále mění. Přesto, že rašeliník na vrchovišti má obrovskou retenční schopnost, dochází k situaci, kdy již vodu nedokáže pojmout a ta pak odtéká směrem k úpatí vrchoviště. Zde se pak vytváří silně vlhký pás, neboli lagg. Vlastní vrchoviště je rozbrázděno sítí malých prohlubní (šlenků) a bochánkovitých vyvýšenin (bultů), které vznikají díky mrazům, sesedavým pohybům odumřelého rašeliníku a rozdílné distribuci vody (viz obr. 2). Vrchoviště může být mrazem rozčleněno na síť delších pruhů strängů (vyvýšenin) a flarkarů (prohlubní). Větší a hlubší flarkary se nazývají kolky. Na vrchovištích se můžeme setkat ještě s tzv. nepravými flarkary, které vznikají tříštivými pochody, jež postihují rašelinu v důsledku její vlastní váhy (NEVRLÝ, SÝKORA, HONSA, 1971). Šlenky, flarkary a nepravé flarkary bývají vyplněny vodou.

Obrázek 1: Profil vrchovištěm v NPR Rašeliniště Jizerky. Vysvětlivky: B – blänk, L – lagg, J – tok Jizery, černě – rašelina, šrafem – žulové minerální podloží, tečkovaně – písečný náplav Jizerky. Převzato z NEVRLÝ, SÝKORA, HONSA, 1971.

Obrázek 2: Schematický průřez skupinou bultů a šlenků na stanovišti. Převzato z NEVRLÝ, SÝKORA, HONSA, 1971.

Struktura slatinišť prameništního původu byla stručně zmíněna v kap. 2.1 a 2.2.2.

2.5 Antropogenní ovlivnění rašelinišť a slatinišť Ačkoliv byla rašelina a slatina v minulosti významnou těžební surovinou, v současné době je těžba rašeliny výrazně utlumena. Dříve se hojně využívala pro energetické účely, dnes její význam spočívá zejména v oblasti lázeňství a zahrádkářství (pro zkvalitňování půdy). Vlivem zemědělské velkovýroby před rokem 1989 zmizely nebo byly zcela zdevastovány rozsáhlé plochy rašelinišť a slatinišť. Řada horských vrchovišť byla v nedávné době nesmyslně odvodňována, neboť byl běžně rozšířen názor, že zamokření představuje něco negativního. Vrchoviště jsou proto většinou protkána sítí odvodňovacích kanálů, které 66

odvádějí přebytečnou vodu z vyklenuté části vrchoviště směrem k jeho okrajům. Řada slatinišť byla vysušena a přeměněna na ornou půdu. V době těžby rašeliny představovaly těžební jámy zcela nepřirozená a zdevastovaná území. Po několika desítkách let se však tato dříve bezesporu ekologicky nestabilní stanoviště přeměnila na relativně hodnotná území. V depresích totiž došlo k nadržení vody, obnovil se zde rašelinotvorný či slatinotvorný proces, a tak lze dnes již jen těžko poznat, že se jedná o antropogenně vzniklou lokalitu. Odvodnění (meliorace) a těžba ložisek má nesporně významný vliv na hydrologické podmínky celého povodí. Naskýtá se však otázka, zda má rašelina (popř. slatina) schopnost zadržovat takové množství srážkové vody, aby utlumila povodňové průtoky vodních toků v nižších částech povodí. Je možné, že vliv rašeliny (slatiny) byl v posledních letech poněkud přeceňován. Význam rašelinišť a slatinišť však nelze hodnotit jen z tohoto hlediska. Rašeliniště a slatiniště vznikají v unikátních podmínkách, na které jsou vázána typická společenstva. V nich se dochovala řada endemických druhů, nejčastěji glaciálních reliktů. Jakákoliv antropogenní činnost (těžba, odvodnění, odlesnění či zalesnění) má ve svém důsledku negativní vliv na organismy v ní žijící a může vést až k jejich vyhynutí. Proto je třeba posoudit, zda je zamýšlená činnost v ložisku ekonomicky výhodná a ekologicky únosná. Většinou se totiž ukazuje, že ekonomické využití ložiska je zcela nerentabilní.

3. JEZERA ORGANOGENNÍHO PŮVODU V ČR 3.1 Vymezení pojmu organogenní jezero Organogenním jezerem bude chápáno jezero vzniklé buď v místech, kde trvale převlhčený matečný substrát rostlinného původu již nemá schopnost poutat další množství vody a tím dochází k jejímu nadržení, nebo zarůstáním vodní plochy jiného původu, nejčastěji fluviálního, ale též glaciálního (jezera smíšená). V mnoha případech bude jako organogenní jezero označena též vodou vyplněná, antropogenně vzniklá terénní deprese (např. po těžbě rašeliny či jiné suroviny), v níž se vyskytuje specifická vegetace, tvořená zejména porosty mechorostů, ostřic apod. Jezera vrchovištní se vyskytují nejčastěji v horských sedlech a na náhorních plošinách, méně pak v úžlabinách, údolích a na svazích. Jejich voda je rezivě hnědá (způsobeno vysokým množstvím humusových koloidních látek), avšak málo zakalená. Hodnota pH se pohybuje v intervalu 1–6. Vrchovištní jezera jsou sycena vodou atmosférického původu, matečný rostlinný substrát je tvořen zejména rašeliníkem. Jedná se buď o blänky, sycené vodou z pramenů, nebo vodou vyplněné flarkary či šlenky (viz kap. 2.4). Slatiništní jezera se vyskytují v nížinných polohách v místech vývěrů podpovrchových vod a podél vodních toků v podobě zazemněných mrtvých říčních ramen a vodních tůní. Jsou sycena zejména vodou podzemní, u mrtvých říčních ramen navíc vodou říčního původu. Slatiništní jezera a jejich blízké okolí obývá mecho-travino-bylinná vegetace (ostřice, sítina, rákos aj.). Voda ve slatiništních jezerech bývá více zakalená a hodnota pH vyšší než u vrchovištních jezer, barva jezerní vody je velice různorodá.

3.2 Metodika práce Při vyhledávání jezer organogenního původu jsme používali mapy z edice Klubu českých turistů v měřítku 1 : 50 000. Vycházeli jsme ze skutečnosti, že většina organogenních jezer byla pro svou jedinečnost vyhlášena maloplošným zvláště chráněným územím. Přesto jsme si vědomi, že existují i lokality, které v současnosti chráněny nejsou. Snažili jsme se proto najít alespoň základní literaturu o všech známých vrchovištních rašeliništích

67

v okrajových pohořích Českého masivu. Daleko lepším odrazovým můstkem, než síť maloplošných zvláště chráněných území, by byly výsledky z mapování NATURA 2000. Její výstupy jsou však špatně dostupné a navíc zmapována není v současnosti ani zdaleka celá Česká republika. U vybraných lokalit jsme v knihovně Agentury ochrany přírody a krajiny v Praze vyhledali rezervační knihy, z nichž jsme čerpali většinu informací. V případě šumavských slatí jsme se obrátili přímo na Správu národního parku a chráněné krajinné oblasti Šumava, která nám ochotně poskytla letecké snímky sledovaného území.

3.3 Lokalizace jednotlivých typů organogenních jezer 3.3.1 Vrchovištní jezera 3.3.1.1 Slavkovský les V oblasti Slavkovského lesa se na vrchovištích dochovalo nevelké množství rašeliništních jezer, jejichž rozměry se pohybují v řádu několika desítek metrů čtverečních. Jedná se o lokality Kladská rašeliniště (části Tajga a Lysina), Smraďoch a Sirňák. Vrchovištní rašeliniště Tajga (součást NPR Kladské rašeliny) se nachází v nadmořské výšce okolo 820 m asi 1 km východně od letoviska Kladská poblíž Lázní Kynžvart. Uvnitř vrchoviště se nachází několik vodních tůní, které bychom mohli zařadit do skupiny vodou vyplněných šlenků. Podobná situace je i v případě další části NPR Kladské rašeliny, rašeliniště Lysina, které je situováno 1,5 km od Kladské. Mocnost rašeliny činí na rašeliništi Tajga asi 6 m, na Lysině asi 5 m (ŽÁN, 1983). Obě vrchoviště spolu se zbylými částmi zmiňované národní přírodní rezervace (Paterák a Malé rašeliniště) jsou hlavním sytícím zdrojem minerálních pramenů v okolí Mariánských Lázní. V oblasti pramení řada vodních toků (Velká Libava, Teplá, Pramenský potok aj.). Vrchovištní rašeliniště Smraďoch, někdy též nazývané Velký Filz, je situováno asi 6 km od Mariánských Lázní v nadmořské výšce 770 m. Podél naučné stezky leží tři malá rašeliništní jezírka patrně antropogenního původu, v nichž vyvěrají oxid uhličitý a sirovodík. Rozměry vodních ploch nepřesahují 25 m2. Dno nejvýchodněji ležícího jezírka, zvaného Zelené, je pokryto rezavě hnědými povlaky železitých bakterií (NESVADBOVÁ, 1983). Sirňák je vrchoviště ležící v údolní nivě řeky Teplé ve výšce 700 m n. m. asi 1 km jihovýchodně od Podhorní hájovny (6 km východně od Mariánských Lázní). Na podmáčené louce obklopené smrkovým lesem se nachází okolo pěti vodních ploch nevelkých rozměrů (do 25 m2). V jezírkách vyvěrají sirnato-uhličité plyny, které dodávají stanovišti charakteristický zápach. Z hlediska rozšíření organogenních jezer má Slavkovský les pouze okrajovou roli.

3.3.1.2 Krušné hory Krušné hory jsou z hlediska počtu vrchovištních jezer velmi významnou oblastí. Je to dáno humidním klimatem a příhodným reliéfem (náhorní plošiny, horská sedla). Na hřebeni pohoří se nacházejí desítky vrchovišť, na nichž se nachází velké množství vodních tůní (šlenků či flarkarů). V následujícím textu proto budou zmíněny pouze významné lokality. O některých vrchovištích bylo v nedávné minulosti zpracováno několik diplomových prací, které se zaměřovaly zejména na vegetační mapování (rašeliniště Rolavy, rašeliniště poblíž Hory Sv. Šebestiána). Následující výčet krušnohorských vrchovištních jezer je zpracován podle geografické polohy od západu k východu. Ložiska vrchovištní rašeliny jsou soustředěna do tří oblastí: do okolí Přebuzi (9 km severovýchodně od Kraslic), Božího Daru (5 km severně od Jáchymova) a Hory Svatého Šebestiána (12 km severozápadně od Chomutova). Kromě těchto oblastí se vrchoviště samozřejmě vyskytují i jinde (např. u Perninku či Cínovce).

68

V přebuzské oblasti se vrchovištní jezera vyskytují na lokalitách Haar, Velké a Malé Jeřábí jezero a Velký močál. Sedlové rašeliniště Haar asi 3 km jihozápadně od Přebuzi leží ve výšce 820 m n. m. ČERVENÁ (1981) uvádí, že se jedná o velmi mírně vyklenuté vrchoviště, v jehož jižní části se nacházejí dvě rašelinná jezírka o velikosti do 10 m2. Západní část rezervace byla v minulosti narušena těžbou. Velmi významnou lokalitou je Velké Jeřábí jezero, ležící při státní hranici s Německem ve výšce kolem 950 m n. m. asi 5 km severně od Přebuzi (obr. 6 v příloze). Na vrchovišti pramení jeden z pravostranných přítoků Rolavy. ŽÁN (1981) uvádí, že se zde vyskytují tři větší a několik menších jezírek, patrně blänků, a velké množství silně zazemněných tůní. Mocnost rašeliny odhaduje na 4–10 m. Podle vlastního šetření má největší jezero rozlohu kolem 3 arů. Jezírka jsou soustředěna na několika izolovaných bezlesých enklávách, kde dochází k jejich pozvolnému zazemňování. Vodní plochy jsou obklopeny hustým porostem kleče, která ve východní části přechází v suché vřesoviště. Vrchoviště bylo v minulosti odvodněno sítí příkopů. V současné době jsou však odvodňovací kanály již silně zarostlé. Nedaleko Velkého Jeřábího jezera jsou situovány hned dvě další významná stanoviště, Velký močál a Malé Jeřábí jezero. Velký močál asi 3 km severovýchodně od Přebuzi je rozsáhlé mírně ukloněné rozvodnicové vrchoviště, ležící v nadmořské výšce 920 m n. m. MELICHAR (1998) uvádí, že na tomto vrchovišti se nachází asi 5 větších jezírek s volnou vodní hladinou a další 4 větší zarostlé vodní plochy. Jezírka vznikla z podélných flarkarů či šlenků postupným prohlubováním na straně směrem po svahu. Po porovnání leteckých snímků z let 1953 a 1996 autor konstatuje, že nedochází k výraznému krátkodobému zazemňování ani zarůstání jezírek. Maximální mocnost rašeliny na vrchovišti činí 5,5 m. Autor provedl batymetrické měření dvou vybraných vrchovištních vodních ploch, ze kterých je patrné, že jezera jsou až 2 metry hluboká. Necelý kilometr západně od Velkého močálu je situováno vrchovištní rašeliniště, zv. Brummeisen. Podle leteckého snímku této lokality, uvedeného v práci MELICHARA (1998), se na vrchovišti nachází asi osm jezer o rozměrech do 10 m2. Malé Jeřábí jezero se podle SCHREIBERA (1923) nacházelo téměř zazemněné jezero. Vzhledem ke stáří této informace se dá se předpokládat, že volná vodní hladina jezera již neexistuje a že v rezervaci se nachází již jen menší rašelinné tůně. Další lokalitou výskytu vrchovištních jezer je Oceán asi 2 km jižně od Perninku v nadmořské výšce 915 m. DOHNAL (1965) uvádí, že vrchoviště vzniklo na vývěrech podzemní vody, která vystupuje podél geologického zlomu. Na vrchovišti se nachází několik jezírek. V božídarské oblasti se nachází malý počet vrchovištních tůní na Božídarském rašeliništi, a to v oblasti Mrtvého rybníka 2 km západně od Božídarského Špičáku (1115 m n. m.). Zde se podle DOHNALA (1965) nacházejí dvě jezírka, menší na úpatí Špičáku, větší na úpatí kóty 1046 m. Ve svatošebestiánské oblasti se jezera nacházejí na Novodomském a Jelením rašeliništi. Novodomské rašeliniště patří k nejrozsáhlejším rašeliništním komplexům v Krušných horách. Jižní okraj vrchoviště se nachází 3 km severně od Hory Svatého Šebestiána v nadmořské výšce 785–825 m. Ložisko vzniklo v postglaciálu, původně jako tři samostatné části, které se později zarůstáním spojily a daly vzniknout rozsáhlému rašeliništi (ONDRÁČEK, 1996). V západní části rezervace, zvané Načetínské rašeliniště, se nalézají malá vodní jezírka obklopená porostem kleče. Severně od střední části rezervace, zvané Jezerní rašeliniště, je zachováno vrchovištní jezírko, zv. Jezírko (též Oko, Seeteich). VÁŇA (1969) udává velikost jezera na 0,48 ha. TÁBORSKÝ (1996) uvádí, že Jezírko má plochu 1 ha a je pokryté vrstvou rašeliníku. Podle ONDRÁČKA (1996) je velikost volné vodní hladiny každoročně závislá na počasí, v roce 1996 byla pod vodou většina jezerní pánve. Z Jezírka

69

vytéká jedna ze zdrojnic Načetínského potoka. Podle VÁNI (1969) se má západně od Jezírka nacházet další vodní plocha s rozměry 10 × 20 m. Jezírko v Jezerním rašeliništi se mi kvůli nepřehlednosti terénu, tvořeném hustým porostem kleče, nepodařilo najít. Velké množství rašelinných tůněk se dle TÁBORSKÉHO (1996) nachází na Jelením rašeliništi (též Boleboř, Blauhutheide) v nadmořské výšce 830–850 m východně od silnice Boleboř – Kalek. Okolní porost je tvořen klečí a zbytkem smrčiny. Na Mostecku je nejcennější lokalitou rozvodnicové vrchoviště U jezera (též Cínovecké rašeliniště, Am See), ležící asi 3 km jihovýchodně od Cínovce na severozápadním úbočí vrchu Pramenáč (909 m n. m.). Nachází se ve výšce 840–885 m n. m. DOHNAL (1965) a TÁBORSKÝ (1996) shodně uvádějí, že v centrální části vrchoviště se nachází zarůstající jezírko (blänk). Lokalita je částečně porostlá klečí, zbytek pokrývá imisní holina a nová výsadba. Vrchoviště je odvodňováno sítí kanálů, v jihovýchodním cípu se těžila rašelina pro teplické lázně. Lesní porosty Krušných hor velice nepříznivě ovlivňují imise z tepelných elektráren v Podkrušnohorské pánvi. Na mnoha místech došlo k acidifikaci prostředí a tím i k přeměně kulturních smrčin na imisní holiny. Tvrzení, že imise mají vliv též na kyselost organogenních jezer (a samozřejmě též i na všechna společenstva v jejich okolí) v hřebenové části pohoří, je nanejvýš spekulativní a k jeho potvrzení by byla potřeba dlouhodobá řada pozorování. Určité změny geochemické bilance v období posledních 20 let však dokládá například OULEHLE (2002) ve své diplomové práci o oblasti NPR Rejvíz.

3.3.1.3 Jizerské hory Jizerské hory představují vzhledem k nadmořské výšce jedno z nejdrsnějších a zároveň nejvlhčích českých pohoří. Podobně jako v Krušných horách i Jizerské hory mají vhodné topografické a klimatické podmínky pro výskyt vrchovištních rašelinišť a na ně vázaných organogenních jezer. SPIRHANZL (1951) uvádí, že Jizerské hory se co do rozlohy rašelinišť řadí se svými 2 000 ha na třetí místo v Česku (za Šumavu a Krušné hory). Při zpracování jezer v oblasti jsem vycházel ze tří zdrojů: z rezervačních knih vyhlášených maloplošných zvláště chráněných území, uložených v knihovně AOPK ČR Praha, z článku NEVRLÉHO (1962) a z vlastních průzkumů. Největší množství vrchovištních rašelinišť s organogenními jezery je soustředěno ve dvou oblastech. První region je vymezen třemi jizerskými vrcholy, Černou horou (1085 m n. m.), Jizerou (1122 m n. m.) a Smědavskou horou (1084 m n. m.), druhý se nachází podél česko-polské hranice mezi nejvyšším jizerským vrcholem Smrk (1124 m n. m.) a čedičovou kupou Bukovec (1005 m n. m.). Podle údajů na naučné stezce rašeliništěm Na Čihadle se v Jizerských horách nachází okolo 50 vrchovišť s celkovou plochou bezlesí kolem 250 ha. O porostech na vrchovištích lze říci zhruba totéž, co v Krušných horách. Vlivem kyselých imisí z Polska většina vrchovištních smrčin uschla. Typickým obrázkem jizerského vrchoviště tak je loučka s jezírky, okolo nichž trčí pahýly uschlých stromů mrtvého lesa. Nejcharakterističtější lokalitou jizerských vrchovišť je rašeliniště Na Čihadle v horském sedle asi 1 km od vrcholu Sněžných věžiček (1055 m n. m.). Jedná se o loučku s rozměry 400 × 100 m (NEVRLÝ, 1965) v nadmořské výšce okolo 980 m. Lokalita je zajímavá hned z několika důvodů: vyskytuje se zde největší počet rašelinných jezer v Jizerských horách, dále největší vrchovištní jezero v celých horách (podle odhadu zhruba 0,01 ha) a naopak zde oproti blízkým lokalitám zcela chybí kleč (je nahrazena řídce rozmístěnými zakrslými smrčky). Na vrchovišti se vyskytuje kolem patnácti větších jezírek a celá řada dalších menších tůněk. Vodní plochy vznikají buď jako blänky (v ploché vrcholové části vrchoviště), nebo jsou výsledkem kluzných jevů, při nichž se mohutné vrstvy rašeliny vlivem mrazu trhají a sesouvají po jílovitém podkladu (ve svažité části ložiska). Vrchoviště je

70

dle údajů na naučné stezce rašeliništěm Na Čihadle syceno podzemní vodou stékající z úbočí Sněžných věžiček. Poblíž vrchoviště Na Čihadle se nacházejí čtyři další lokality s výskytem jezer, a sice Vlčí louka, U posedu, Na knejpě a Klečové louky. Na Vlčí louce (160 × 120 m) se podle NEVRLÉHO (1965) nacházejí nepravidelné, až několik metrů dlouhé pozvolna zarůstající tůňky, a to na východním a jižním okraji a ve středních částech louky. Louka se nachází v nadmořské výšce 1025–1035 m na úbočí Smědavské hory, asi 1 km jihozápadně od jejího vrcholu. V rašeliništích U posedu (nadmořská výška 1000 m) a Na Knejpě (1005 m n. m.) se nachází několik malých podlouhlých tůněk. Obě rašeliniště vysychají, zřejmě kvůli poklesu hladiny podzemní vody v důsledku těžby imisemi poškozených smrčin v okolí. Jezírka v PR Na Knejpě, vznikla podle TUROŇOVÉ (1981a) podobně jako Na Čihadle, tedy kluznými jevy. Toto vrchoviště leží na hlavním evropském rozvodí Odry a Labe. Lokalita zvaná Klečové louky (okolo 975 m n. m.) se ve skutečnosti skládá ze čtyř částí, Velké a Malé klečové louky, Smrčkové louky a Jelení loučky (TUROŇOVÁ, 1981b). Rašelinné tůně se vyskytují ve všech částech, větší jezero podlouhlého tvaru o rozměrech asi 6 × 2 m (NEVRLÝ, 1965 a TUROŇOVÁ, 1981b) se nachází na Malé klečové louce. V blízkosti státní hranice se nachází celá řada lokalit s vrchovištními jezery a tůňkami. Nejvýznamnější jsou Malá a Velká Jizerská louka, Rybí louky a Černá jezírka. Soubor vrchovišť Černá jezírka (885–920 m n. m.) se skládá ze čtyř částí, Černých jezírek, Tetřeví, Malé krásné a Krásné louky. Na všech těchto enklávách se dle NEVRLÉHO (1965) nacházejí vodní tůně obklopené porostem kleče. Největší a nejhlubší jezírko se nachází v severozápadní části Černých jezírek. Mnoho rašelinných tůněk se nachází též v lokalitě Rybí louky (855–880 m n. m.), necelý kilometr sverovýchodně od Pytláckých kamenů (975 m n. m.). Rašeliniště Jizery má dvě části, severozápadní z nich se nazývá V močálech (nadmořská výška 830–850 m), jihovýchodní Velká jizerská louka (815–850 m n. m.). V části V močálech se podle NEVRLÉHO (1965) vyskytují rašelinné tůňky, největší vodní plocha je tzv. Schwarzer Tumpf, což je staré říční rameno Jizery. Autor dále uvádí, že na Velké Jizerské louce se vyskytují tůně v kleči i v travnatých částech louky. Mnohem významnější je Rašeliniště Jizerky, neboli Malá Jizerská louka, ležící v nadmořské výšce kolem 860 m. ABTOVÁ a BURDA (1981) uvádějí, že uprostřed louky se hojně vyskytují blänky, vodou vyplněné nepravé flarkary a šlenky. Autoři upozorňují na vznik tzv. vampů, tj. míst, pokrytých obnaženou rašelinou, kde zřejmě vyvěrá minerálně obohacený pramen, který rozpouští rašelinu až na samotný minerální podklad, přičemž dochází k nebezpečnému propadání. Ložisko bylo v minulosti jako jediné v Jizerských horách postiženo těžbou, jejímž účelem bylo zásobovat rašelinou Lázně Libverdu. Pro úplnost ještě uvádím další vrchoviště, na nichž se podle NEVRLÉHO (1965) vyskytují rašelinné tůně či menší jezírka: vrchoviště v sedle mezi Holubníkem a Ptačími vrchy (1020 m n. m., nepravidelné asi 7 m dlouhé jezírko), dále Pytlácká louka (1010 m n. m., jezero 5 × 5 m), Sedlová louka (1010 m n. m., vodní tůně) a Na kotli (980 m n. m., zčásti zarostlé jezírko 20 × 8 m, tůně) severně od sedla Holubníku (1071 m n. m.), Hraniční louka jihozápadně od rozcestí turistických cest Čihadla (950 m n. m., tůňky), Louka U studánky asi 1,5 km jihovýchodně od Smědavy na úbočí Černého vrchu (1025 m n. m., jezírko 3 × 1,5 m) a Nová louka východně od zámečku Nová Louka (755 m n. m., tůně a umělé jezírko). Vzhledem ke stáří literatury je však potřeba brát všechny uvedené údaje s určitou rezervou. Bylo by vhodné veškeré údaje znovu prověřit.

3.3.1.4 Krkonoše Krkonoše jsou naším nejvyšším a jedním z nejchladnějších pohoří. Vrcholová část má tvar ploché paroviny, která má příhodné podmínky pro vznik vrchovišť. Díky drsnému

71

klimatu jsou zdejší rašeliniště subarktického typu (příbuznost se severskými rašeliništi). Z dostupných materiálů jsem v Krkonoších nalezl pouze tři lokality: Pančavskou louku, Úpské a Černohorské rašeliniště. Pančavská louka je prameništěm Malé Mumlavy a pravostranného přítoku Labe severně mezi Vrbatovou a Labskou boudou. Leží ve výšce 1350 m n. m. Na vrchovišti se nachází řada rašelinných tůněk, patrně šlenků a flarkarů. Maximální mocnost rašeliniy činí 3 m (DOHNAL, 1965). Úpské rašeliniště je nejvýznamnější krkonošské vrchoviště subarktického typu. Leží na česko-polské hranici mezi Sněžkou (1602 m n. m.) a Luční horou (1547 m n. m.) v nadmořské výšce kolem 1420 m. Lokalita je pramennou oblastí Úpy a Bílého Labe. Hloubka rašeliny se pohybuje od 0,4 do 1,2 m (MARŠÁKOVÁ-NĚMEJCOVÁ M. A KOL., 1977). Na vrchovišti je zachováno kolem patnácti relativně velkých rašelinných jezer, jejichž hloubka nepřesahuje 1–2 m. Menší jezera a tůně v létě vysychají. JIŘIŠTĚ (2001) udává, že v důsledku výstavby turistického chodníku z dolomitického vápence, který vede skrz vrchoviště, došlo ke zvýšení pH půdy a vody z hodnot 3,5 na 7,6. Tento problém vyřešila revitalizace rašeliniště, která proběhla v roce 1998. Černohorské rašeliniště leží asi 1,5 km severovýchodně od Černé hory (1299 m n. m.) nad Janskými Lázněmi. Vrchoviště se rozkládá v nadmořské výšce 1165–1190 m n. m v pramenné oblasti Černohorského potoka. Maximální mocnost rašeliny činí 2,5 m. Stáří rašeliniště bylo palynologickou metodou (rozbor pylových zrn) určeno na 6000 let (VICH, VAŠINA 1978). Na bezlesé ploše poblíž vyhlídkové věže je situováno jediné zarůstající jezírko (rašelinné oko). Vodní plocha byla dříve mnohem větší, v současnosti měří na délku maximálně 10 m.

3.3.1.5 Orlické hory Orlické hory i přes svůj značný rozsah a příznivé klimatické a topografické podmínky postrádají významnější ložiska rašeliny. DOHNAL (1965) uvádí jako příčinu důvody hydrologické. Významnější plochy rašelinišť se v Orlických horách nacházejí pouze na polské straně. Jedná se o lokality Topielisko a Czarne Bagno. Na české straně se nachází několik malých vrchovišť se zarůstajícími jezírky a tůněmi. Od severu k jihu to jsou: Velká louka (3 km východně od Šerlichu v nadmořské výšce 745 m, 2 malá jezírka), Jelení lázeň, Rašeliniště Pod Pětirozcestím (2 km severovýchodně od Zdobnice ve výšce 910 m n. m., výskyt trhlinových jezírek), U Kunštátské kaple a Pod Předním vrchem (asi 1,5 km jihozápadně od Bartošovic v Orlických horách v nadmořské výšce 625 m). Významná jsou pouze dvě z těchto lokalit: Jelení lázeň a U Kunštátské kaple. Na zbývajících místech se nachází několik menších jezírek Jelení lázeň leží v sedle mezi Velkou (1115 m n. m.) a Malou Deštnou (1090 m n. m.) v nadmořské výšce 1065–1075 m. Na bezlesých plochách obklopených smrkovým porostem je zachováno několik malých jezírek, která podle TUROŇOVÉ (1986) vznikla prokazatelně padnutím smrku. Správa CHKO Orlické hory provedla v roce 1994 v jednom z podlouhlých jezírek podrobné měření a zjistila tyto údaje: maximální rozměry 7,4 × 2,5 m, maximální hloubka 0,6 m, hodnota pH 4,6 (KOL. SCHKO ORLICKÉ HORY, 1994 a). Jezírko je v průběhu roku silně závislé na chodu srážek, a proto často vysychá. V důsledku zazemňování je v současnosti jezírko rozděleno na dvě menší tůně (ústní sdělení SCHKO). Vrchoviště U Kunštátské kaple se rozkládá v nadmořské výšce 1035 m asi 1 km jižně od Kunštátské kaple (3 km východně od Zdobnice). Rašelina zde dosahuje hloubky maximálně 0,9 m. Vyskytuje se zde několik rašelinných jezírek. Jedno z nich, umístěné ve střední části rezervace, bylo pracovníky SCHKO Orlické hory detailně změřeno (KOL. SCHKO ORLICKÉ HORY,1994b) s těmito výsledky: maximální rozměry 6,2 × 2,6 m,

72

maximální hlouba 0,65 m, hodnota pH 6,6. Jezírko zarůstá a obsahuje rašelinové bahenní shluky.

3.3.1.6 Hrubý Jeseník Hrubý Jeseník představuje druhé nejvyšší horstvo v ČR. Přesto se v něm, podobně jako v Krkonoších, nevyskytuje příliš velké množství vrchovišť ani organogenních jezer. Nejvýznamnějšími lokalitami jsou Rejvíz, Rašeliniště Na Skřítku a vrcholová část horstva ve skupině Pradědu. Zcela zásadní postavení má rozvodnicové vrchoviště Rejvíz jižně od stejnojmenné osady, v níž se nacházejí dvě relativně velká jezera, Malé (745 m n. m.) a Velké Mechové jezírko (770 m n. m.). Podle KOL. SCHKO JESENÍKY (2001) zde rašelinné ložisko o celkovém objemu 2,5 mil. m3 vzniklo před 6000–7000 lety. K poznání této významné lokality přispěl Oulehle svou diplomovou prací, který v rámci grantu „Jezera České republiky“ zkoumal limnologii a hydrochemismus Velkého mechového jezírka. Před Oulehlem provedl limnologická měření obou jezer ještě Kříž, a to v roce 1971. OULEHLE (2002) změřil plochu Velkého mechového jezírka, kterou s pomocí polygonového pořadu určil na 1650 m2, maximální délku a šířku (67 m a 40 m) a délku břehové čáry (181 m). Batymetrickým měřením stanovil maximální hloubku (1,3 m) a objem jezera (1319 m3). Batymetrický plán jezera převzatý z diplomové práce znázorňuje obr. 3. Z porovnání obou prací (OULEHLE, 2002 a KŘÍŽ, 1971) je zřejmé, že za posledních 30 let se jezero zmenšilo v maximální délce i šířce o 1,3 m (OULEHLE, 2002). Autor dále uvádí, že jezero mělo při měřeních největší průhlednost 40–60 cm a nejtmavější odstín ve Forel-Uleově stupnici (tj. 21. stupeň). Malé mechové jezírko měřil pouze Kříž. Oulehle měření neprovedl, jelikož v současné době je jezero již značně zarostlé a nelze přesně stanovit břehovou čáru. KŘÍŽ (1971) uvádí, že plocha jezera činí 920 m2. Uvádět zde další charakteristiky jezera uvedené v Křížově práci je vzhledem k pokročilému stádiu zazemnění jezera bezpředmětné. Oblast mezi oběma jezery je vyplněna společným vlhkým pásem, tzv. vnitřním laggem. Porosty v NPR jsou tvořeny smrčinami, které pozvolna ustupují prosvětlenému porostu borovice blatky. Ve vrcholové části Hrubého Jeseníku jsou rašelinné tůně zachovány pouze na vrchovišti v sedle u Barborky mezi Pradědem (1491 m n. m.) a Petrovými kameny (RYBNÍČEK, 1991). Kyselost vody v jezeře se podle autora pohybovala mezi pH 3,3 a 3,5. Poslední lokalitou organogenních jezer v Hrubém Jeseníku je Rašeliniště Skřítek, ležící asi 3 km jihovýchodně od osady Klepáčov mezi Rýmařovem a Velkými Losinami v nadmořské výšce 840–870 m. Existenci živých jezírek obklopených porostem břízy karpatské dokládají tři zdroje: CHYTIL, HAKROVÁ a KOL. (1999), publikace MARŠÁKOVÉNĚMEJCOVÉ A KOL. (1977) a internetová stránka Martina Dobeše. Zpráva z kontroly uvádí, že rašeliniště stojí na přechodu mezi vrchovištěm a slatiništěm, je tedy přechodového typu. DOBEŠ uvádí, že vznik rešeliniště je podmíněn jednak vývěrem pramenišť na úpatí Ztracených skal a Zelených kamenů, jednak stíženým odtokem vody na plochém sedle Skřítek (877 m n. m.).

3.3.1.7 Český les V Českém lese je zachována pouze jediná lokalita s vrchovištními jezery, zvaná Jezírka u Rozvadova. Vrchoviště je situováno asi 3 km jihovýchodně od hraničního přechodu Rozvadov-Waidhaus. Uprostřed smrkového porostu při státní hranici s Německem se zde nacházejí 3 loučky s jezery. Na nejsevernější loučce s rozměry asi 70 × 25 m se vyskytuje volná vodní hladina (20 × 6 m) se zrašelinělými břehy2. Na druhé, jihozápadní louce s trojúhelníkovitým tvarem se stranami 15 m leží jezero o rozměrech asi 15 × 7 m. 2

Údaje o velikosti louček a jezírek jsou pouze orientační, hodnoty byly určeny odhadem autora.

73

Třetí, jihovýchodní louka je největší (asi 150 × 30 m) a též se zde nachází největší jezero v rezervaci. Má tvar trojúhelníku se stranami 25, 15 a 15 m. K uvedeným údajům je třeba poznamenat, že velikost jezírek by byla ještě větší, pokud bychom uvažovali též plochu samotných silně podmáčených louček, jež vznikají zarůstáním původně rozlehlých jezer (foto 16). Vrchoviště bylo v minulosti odvodněno systémem příkopů. Odtoku vody brání umělá dřevěná hrázka při výtoku ze severního jezírka. V okolí louček se vyskytují šlenky a bulty.

3.3.1.8 Šumava Šumava je bezesporu nejvýznamnější oblastí výskytu vrchovištních rašelinišť v Česku. Díky své jedinečnosti se pro šumavská rašelinná ložiska užívají dnes již běžně rozšířené regionální názvy. Rašelinná ložiska na náhorních planinách, kde se vyskytují horská vrchoviště, se nazývají slatě (též Filz), údolním vrchovištím v podhorských polohách se říká luhy (též Auen). Termín slať nemá nic společného se slatinami. Jde totiž o lokality tvořené ryze vrchovištními společenstvy rašeliníků. Existence velkého množství slatí v centrální části Šumavy je dána humidním klimatem a vhodnou konfigurací terénu (náhorní planiny, místně zvané Pláně). Organogenní jezera jsou rozšířena na slatích, nikoliv však v luzích (např. Mrtvý luh, Velká niva apod.). Podle SPIRHANZLA (1951) činí celková rozloha rašelinišť na Šumavě přes 5000 ha. DOHNAL (1965) dodává, že plocha rašelinišť je patrně ještě větší. Oblast šumavských rašelinišť byla díky své jedinečnosti vyhlášena jedním z českých Ramsarských stanovišť. Při výběru lokalit, na nichž se nacházejí vrchovištní jezera, jsem nejvíce vycházel z leteckých snímků, které ochotně poskytla Správa NP a CHKO Šumava. Letecké snímky byly vyhotoveny v letech 1998–2001. Jako srovnávací zdroj mi posloužil článek MRÁZKOVÉ a SKUHRAVÉHO (1999), v němž byla otisknuta tabulka, udávající rozlohu jednotlivých vrchovišť a počet jezer v jejich jádře, kterou uvádím v obrazové části. Největším vrchovištním komplexem na Šumavě jsou Modravské slatě (3 615 ha). Oblast patří z velké části do povodí Vltavy (Vydry), povrchové vody však zčásti odtékají též do Dunaje (Malá Řezná). V oblasti pramení Roklanský a Modravský potok, které po svém soutoku na Modravě vytváří řeku Vydru. Komplex Modravských slatí, díky své jedinečnosti vyhlášený I. zónou národního parku, se skládá ze 44 částí. Z těch nejvýznamnějších na tomto místě zmíním slať Blatenskou a dále pak celky slatí Roklanských, Novohuťských, Mlynářských, Rokyteckých (též Rokytských, Weitfällerských) a Javořích. Všechna vrchoviště Modravských slatí se nacházejí v nadmořské výšce vyšší než 1000 m. Největší počet rašelinných jezer (celkem 53) se nachází na Novohuťské jižní slati, velké množství vodních ploch se nachází dále na Rokytecké severní slati (24 jezer) a Novohuťské jihozápadní slati (21 jezer). Nejsevernější částí Modravských slatí jsou slatě Javoří. Nacházejí se roztroušeně poblíž bývalé Javoří pily v nadmořské výšce 1060–1140 m. MRÁZKOVÁ a SKUHRAVÝ (1999) udávají celkem 10 jezer. Rokytecké (též Weitfällerské) slatě se nacházejí severně od vrchu Medvěd (1137 m n. m.) poblíž státní hranice v nadmořské výšce 1080–1120 m. Jedná se o silně podmáčenou slať s porosty rašeliništní borovice Pinus × pseudopumilio, okolí slatě lemují porosty smrku [2]. Na vrchovištích najdeme prameny zdrojnic Rokytky, levostranného přítoku Roklanského potoka. DOHNAL (1965) uvádí, že vrchoviště vzniklo na suťových pramenech z původně 9 jader. Maximální hloubka rašeliny na Rokyteckých slatích činí podle autora 6,5 m. Podle údajů z internetových stránek Západočeské univerzity v Plzni [2] a MARŠÁKOVÉ A KOL. (1977) se v tomto vrchovištním komplexu nachází 69 jezer. MRÁZKOVÁ a SKUHRAVÝ (1999) udávají počet vodních ploch menší (56). Celkem sedm jezer se nachází na Šárecké slati při soutoku Roklanského a Javořího potoka. Některá jezera pozvolna zarůstají a jejich místo pozvolna osidluje kleč.

74

Jižně a jihovýchodně od zmiňovaného vrcholu Medvěd a současně od Rokyteckých slatí se rozprostírá komplex pěti slatí Roklanských. Vrchoviště se nacházejí v nadmořské výšce zhruba 1080–1120 m. Počet jezer je oproti Rokyteckým slatím menší, celkem se zde nachází okolo osmi jezer, nejvíce ve vlastní Roklanské slati. Jezera jsou obklopena hustým porostem kleče. Velmi důležitou oblastí jsou Novohuťské slatě asi 1 km severozápadně od Studené hory (1299 m n. m.). I když zdejší jezera oproti již zmiňovaným slatím dosahují menších rozměrů, slatě jednoznačně vynikají jejich počtem. MRÁZKOVÁ a SKUHRAVÝ (1999) jich uvádějí celkem 77, tj. asi 35 % celkového počtu jezer v celku Modravských slatí. Vodní plochy jsou nejvíce soustředěny v jižních (53) a jihozápadních (21) Novohuťských slatích. Blatenská a Šumná slať v sedle mezi Blatným vrchem (1367 m n. m.) a Studenou horou (1299 m n. m.) mají ze všech vrchovišť Modravských slatí nejvyšší nadmořskou výšku (kolem 1250 m n. m.). Podle MRÁZKOVÉ a SKUHRAVÉHO (1999) se na Šumné slati nachází celkem 8, na Blatenské slati 12 jezer. Dvě jezera na Blatenské slati mají relativně velkou rozlohu. Ze známých vrchovišť zmíním ještě slať Tříjezerní a Mlynářskou. Tříjezerní slať leží 3 km severozápadně od Modravy v nadmořské výšce kolem 1070 m n. m. Na vrchovišti se nacházejí tři jezera, podle nichž dostala slať svůj název. Podle internetových stránek ZČU má největší jezero rozlohu 7 arů a je 2 metry hluboké. Porost vrchoviště je tvořen borovicí a klečí. Mlynářské slatě (1030–1080 m n. m.) jsou situovány asi 3 km západně od Modravy. Podle ZČU je zde rašelina hluboká až 6,6 m. Autoři uvádějí, že na slatích jsou zastoupena všechna stadia vývoje rašeliniště od zarůstajících vodních ploch až po souvislý porost blatky s vtroušeným smrkem a břízou pýřitou. Podle MRÁZKOVÉ a SKUHRAVÉHO (1999) se jezera vyskytují pouze v severní části slatí, zvané Přední Mlynářská slať. Autoři jich zde uvádějí 12. Souhrnně lze uvést, že na Modravských slatích se vyskytuje celkem 207 vrchovištních jezer (MRÁZKOVÁ a SKUHRAVÝ 1999). Uvážíme-li, že celková výměra jednotlivých vrchovišť činí 203 ha, pak na každý hektar slatě připadá zhruba jedno jezero. Tato skutečnost pouze potvrzuje výjiměčné postavení šumavských slatí nejen v celorepublikovém, ale též v středoevropském měřítku. Mimo oblast Modravských slatí se nachází již jen zanedbatelné množství šumavských organogenních jezer. Menší vrchovištní jezera či tůně se nacházejí na východním úbočí vrchu Můstek (1235 m n. m.) asi 4 km východně od Hojsovy Stráže a na Malém Polci pod vrcholem Churáňovského vrchu (1119 m n. m.) v nadmořské výšce 1095 m n. m. Zcela zásadní význam má Chalupská slať (880–930 m n. m.) asi 1 km severně od Borových Lad. Nachází se zde totiž největší organogenní jezero Šumavy a též celého Česka. Jeho rozloha činí 1,3 ha. V jezeře je několik poměrně velkých ostrůvků, na nichž roste typická rašelinná vegetace (rosnatka okrouhlolistá, bříza pýřitá). Střed slatě je porostlý klečí, okraje fragmenty rašelinného boru, podmáčených smrčin a rašelinné březiny (CHYTIL, HAKROVÁ A KOL., 1999). Vrchoviště bylo v 19. stol. těženo, pozůstatkem jsou deprese poblíž naučné stezky. Maximální hloubka rašeliny je asi 7 m. Podle CHYTILA, HAKROVÉ a KOL. (1999) se přirozená organogenní jezera a šlenky vyplněné vodou vyskytují ještě na Splavském rašeliništi (též Stráženská slať) asi 2 km jihovýchodně od Strážného. Vrchoviště se nachází ve výšce 805–825 m n. m. Podle autorů bylo rašeliniště v minulosti narušeno těžbou a bylo částečně odvodněno. Na závěr pojednání o šumavských organogenních jezerech se zmíním ještě o jezeře Laka asi 3,5 km východně od Prášil. Vodní plocha leží v nadmořské výšce 1085 m n. m. na severovýchodním úbočí Plesné (též Lackenberg, 1337 m n. m.). Ačkoliv je toto jezero glaciálního původu, podle kritérií zmíněných v kap. 2.1 vykazuje též znaky jezera organogenního. V jižní části vodní plochy se totiž podle ŠOBRA (1999) vyskytuje několik ostrůvků s rašelinnou až slatiništní vegetací, břehy pozvolna přechází ve slatiniště.

75

Šumavská vrchoviště jsou díky své jedinečnosti zařazena do I. zón národního parku. Potenciální hrozbu pro tyto zachovalé biotopy představuje plošný rozpad lesních porostů a na ně navazující asanační management Správy NP (těžba a transport napadeného dřeva) a změna hydrologického režimu. Z minulosti přetrval problém meliorace mokřadů sítí odvodňovacích kanálů a trubkové drenáže. V letech 1965–70 mělo podle POHOŘALA (1961) v oblasti Modravy dojít k vybudování údolní nádrže, která by zaplavila převážnou část údolí Roklanského potoka včetně Rybárenské slatě (2 km západně od Modravy). Tato akce, jež by měla nedozírné následky, se naštěstí nikdy nerealizovala.

3.3.1.9 Novohradské hory Vrchoviště Novohradských hor vznikla stejně jako v ostatních okrajových pohořích Českého masivu v důsledku humidního klimatu a vhodného reliéfu. Několik lokalit je soustředěno v nivě Pohořského potoka a jeho přítoků (U tří můstků, Pohořské rašeliniště, Prameniště Pohořského potoka a Stodůlecký vrch). Vrchovištní tůně se však nacházejí pouze na rašeliništi U tří můstků (895–905 m n. m.) asi 1 km jihovýchodně od hráze Pohořského rybníka. Centrální část této lokality podle KUČERY a URBANA (1973) tvoří porosty řídkých reliktních smrčin na dosti hluboké rašelině. Zajímavostí je zde výskyt vzácné kýchavice bílé.

3.3.1.10 České středohoří Unikátní a v Českém středohoří jediné rašeliniště, Březina (též rašeliniště Pod Bukovým vrchem), se nachází při lesní silnici na východním úbočí Bukového vrchu (679 m n. m.) asi 3 km jihovýchodně od Kostomlat pod Milešovkou. Nadmořská výška lokality je asi 575 m n. m. Podle TOMANA (1963) cit. v VLČEK (1974) jde o rašeliniště vrchovištního typu, jež podle VLČKA (1974) vzniklo patrně zahrazením sesuvem, nahromaděním vody a vytvořením dvou ostrůvků živé rašeliny v jezírku (foto 29). Autor dále uvádí, že rozloha rašeliniště činí asi 0,5 ha a že jezero je 50–100 cm hluboké. Ostrůvky jsou tvořeny porostem rašeliníku, na nichž se uchycují další rostliny: suchopýr, bříza, olše. Na březích jsou porosty sítin a orobince, které přecházejí do břehového porostu tvořeného olší, osikou, vrbou apod. Podle MACKOVČINA A KOL. (1999) byla kdysi na rašeliništi vysazena rosnatka okrouhlolistá, která se v krátké době stala na některých plochách dominantním druhem.

3.3.1.11 Českomoravská vrchovina a Středočeská pahorkatina Ložiska humolitů se na Českomoravské vrchovině vyskytují velmi roztroušeně. Největší plochy vrchovištní rašeliny se nacházejí ve Žďárských vrších severně od Žďáru nad Sázavou. Zdejší ložiska však byla v minulosti zatopena vodou rybníka Velké Dářko. V nezatopené části rašeliniště Dářko a Radostínského rašeliniště se však nevyskytují žádná jezera. Ostatní ložiska vykazují spíše znaky přechodové rašeliny či slatiny, a proto budou uvedena v kapitole 3.3.2.4. Vrchovištní ráz, aspoň co se vegetace týká, má lokalita Rašelinné jezírko Rozsíčka, asi 1,5 km jižně od obce Panenská Rozsíčka (5 km jihovýchodně od Třešti). Jedná se o vodní plochu, jejíž břehy jsou pokryté porosty rašeníku a suchopýru. Původ vodní plochy se však nepodařilo vypátrat. Není vyloučeno, že se jedná o rybník, čemuž by nasvědčovala skutečnost, že jezero je přehrazeno silničním náspem. Rašelinná tůň s porostem rosnatky okrouhlolisté se nachází na lokalitě Na Kačíně (470 m n. m.) ve Vlašimské pahorkatině západně od Mnichovic u Trhového Štěpánova. 3.3.2 Jezera slatinišť a přechodových rašelinišť

3.3.2.1 Chebská pánev Významnou lokalitou slatiništních a v menší míře též vrchovištních jezer je oblast NPR Soos asi 5 km severovýchodně od Františkových Lázní u vsi Kateřina (Hájek).

76

Rezervace leží v nadmořské výšce 435 m. Podle MACKA (vročení neuvedeno) vznikla oblast Sooské pánve v preboreálu před 10 000 lety. Autor dále uvádí, že patrně díky záplavám na Sooském a Vonšovském potoce tehdy vznikly na kaolinickém podloží dvě terénní prohlubně s nepropustným jílovitým dnem. Severní deprese se poté přeměnila na vrchovištní rašeliniště a jižní na slané jezero, dotované četnými vývěry minerální vody a též vodou srážkovou. Toto jezero bylo obklopeno slatiništěm. Ve slané vodě jezera sedimentovaly křemičité schránky mikroskopických řas, zvaných rozsivky, které daly po vyschnutí jezera základ tzv. křemelinovému štítu. Na něm jsou hojně rozšířeny mofety, postvulkanické exhalace o teplotě pod 100 ˚C, tvořené výrony suchého oxidu uhličitého. Podle údajů na naučné stezce NPR Soos se v Sooské kotlině nachází 2 mil. m3 rašeliny a slatiny s maximální mocností 480 cm a asi 200 tis. m3 křemeliny s maximální mocností 7,20 m. V Sooské pánvi jsou kromě mofet časté též vývěry minerálních vod, kterých se zde vyskytuje více než 200. Některé z těchto vývěrů jsou obohaceny o síranové, železnaté, sodné a vápenaté ionty a pronikají zdejšími slatiništními a vrchovištními jezery a tůněmi. Několik slatiništních jezer a tůní je soustředěno podél cesty z Hájku do Kateřiny (např. tůně s vývěry sirovodíku v okolí minerálního pramene Věra) a při vstupu na naučnou stezku. Řada těchto vodních ploch je antropogenního původu. V severní části rezervace je podle HOSTIČKY (1988) vyvinuto dosti hluboké vrchovištní rašeliniště, v němž se místy vyskytují rašelinné tůňky. Sooská pánev byla v minulosti průmyslově těžena. Těžba minerální slatiny, jejímž cílem byla výroba soli, je zde dokladována již v 18. stol., po roce 1888 se slatina používala výhradně pro lázeňské účely (slatinu využívaly lázně v Karlových Varech). Těžba byla definitivně ukončena v roce 1964 (LEDERER F., CHOCHOLOUŠKOVÁ Z., vročení neuvedeno).

3.3.2.2 Jihočeské pánve Ačkoliv Jihočeské pánve (Třeboňská a Českobudějovická) patří po Šumavě a Krušných horách k našim nejbohatším rašeliništním regionům, na jejich území se vyskytuje poze minimum organogenních jezer. Jelikož se oblast nachází v nízké nadmořské výšce (okolo 450 m n. m.) s mírnějším klimatem, převládá zde mecho-travinno-bylinná slatiništní vegetace. Vrchoviště jsou zastoupena pouze v omezené míře. Podle URBANA (1988) zdejší humolity obsahují malé množství živin, což vedlo autora k zařazení ložisek do kategorie přechodových rašelinišť. Díky rozsáhlým ložiskům humolitů má v oblasti dlouholetou tradici průmyslová těžba. V minulosti se humolit využíval jako energetická surovina pro sklárny v okolí, v současnosti se slatina těží jen pro balneologické účely (např. v okolí Třeboně). Organogenní jezera v Jihočeských pánvích vznikla ve většině případů v důsledku antropogenní činnosti. Největší množství organogenních jezer antropogenního původu je soustředěno v komplexu rašelinišť, zvaném Červené blato (465–475 m n. m.), asi 6 km jihovýchodně od Suchdola nad Lužnicí. Vytěženou rašelinu dříve využívala sklárna v Jiříkově Údolí. Mocnost rašeliny v ložisku činí maximálně 7,6 m (URBAN, 1988). Největší vodní plocha se nachází asi 1,5 km severovýchodně od Jiříkova Údolí na trase naučné stezky. V jejím okolí lze spatřit celou řadu dalších menších tůní a jezírek. FOTT, ETTL a KOL. (1957) uvádějí několik tůní s hlubší vodou na částečně vytěženém lučním rašeliništi Blato jihovýchodně od obce Tušť, a to zejména v západní části poblíž silnice Suchdol nad Lužnicí – Dvory nad Lužnicí. Vzhledem ke stáří údajů by bylo vhodné tuto lokalitu znovu prozkoumat. Jiným poměrně rozsáhlým ložiskem přechodových rašelin je oblast jihovýchodně od Soběslavi mezi obcemi Zálší, Borkovice, Vlastiboř a Komárov. Otevřené vodní plochy zde vznikly v důsledku těžby rašeliny (tzv. borkování). Asi deset rašelinných jezírek o ploše několika arů se nachází v lokalitě Kozohlůdky (415 m n. m.) asi 1 km severně od Borkovic (PYKAL, 1991). Maximální mocnost ložiska uvádí autor na 2,5 m. Zarůstající jezera po těžbě rašeliny se nacházejí dále na Borkovických blatech 2 km jihozápadně od Vlastiboře. Ložisko

77

je porostlé blatkovým borem, k jehož jihozápadní části přiléhají plochy po skončené těžbě rašeliny, jejichž část v posledních letech velmi dobře regeneruje a vznikají zde přirozené mokřady s otevřenými vodními plochami s porosty ostřic, rákosu a rosnatky okrouhlolisté (CHYTIL, HAKROVÁ a KOL., 1999). Velký počet tůní a mrtvých říčních ramen v různém stupni zazemnění se nachází v nivě Lužnice, a to v PR Horní Lužnice mezi Suchdolem nad Lužnicí a Novou Vsí nad Lužnicí, dále v oblasti severně od obce Majdalena v NPR Stará Řeka, PR Meandry Lužnice a PR Novořecké močály a na lokalitě Dráchovské tůně poblíž obce Dráchov mezi Soběslaví a Veselím nad Lužnicí.

3.3.2.3 Drahanská vrchovina Díky rovinatému reliéfu a nepropustnému podloží se zachovalo několik přechodových rašelinišť s menšími tůněmi také na Drahanské vrchovině. Vodní plochy se vyskytují na Skřípovském mokřadu (595 m n. m.) na východním okraji Skřípova asi 5 km západně od Konic a na rašeliništi Klozovec (650 m n. m.) asi 1 km severně od obce Buková (12 km východně od Boskovic). Území Skřípovského mokřadu je protkáno množstvím malých, různě hlubokých zatopených jam, ve kterých se shromažďuje v období rozmnožování velké množství obojživelníků [3]. Kolem rašelinných jezírek jsou bohaté porosty suchopýru úzkolistého, přímo v jezírkách se vyskytuje vzácný zevar nejmenší (RYBKA, 1996). Klozovec je malé rašeliniště na okraji lesa, tvořené typickou rašeliništní vegetací (suchopýr, ostřice a sítiny). Na okraji lesa se vyskytují vodní tůňky a jámy, zřejmě antropogenního původu. Podle RYBKY (1996) byly mokřady vrcholové části Drahanské vrchoviny poznamenány snahami o odvodnění z důvodu zemědělské velkovýroby a v současnosti představuje největší nebezpečí neúměrné čerpání málo vydatných vodních zdrojů.

3.3.2.4 Českomoravská vrchovina a Středočeská pahorkatina Podle DOHNALA (1965) jsou rašeliniště Českomoravské vrchoviny soustředěna do pásu, jehož západní hranici tvoří spojnice měst Ústí nad Orlicí – Hlinsko – Jindřichův Hradec a západní spojnice měst Moravská Třebová – Bystřice nad Pernštejnem – Dačice. Jedná se vesměs o přechodová rašeliniště s porosty ostřic a sítin. Rašelinné tůňky jsou uváděny na Jezdovickém rašeliništi (575 m n. m.) asi 3 km západně od Jezdovic u Třeště (ŠVARC, 1996), na Rašeliništi u Vintířova (630–660 m n. m.) asi 4 km jihovýchodně od Obrataně a na Hojkovském rašeliništi (645 m n. m.) asi 6 km severozápadně od Kostelce u Jihlavy. Tůňky na Hojkovském rašeliništi vznikly díky někdejší těžbě rašeliny (CHYTIL, HAKROVÁ a KOL., 1999) a také v rámci Programu revitalizace říčních systémů. Slatinný ráz má též Božkovské jezírko (415 m n. m.) jihozápadně od Mnichovic u Říčan. V centru deprese se vyskytují dvě zarůstající tůně s volnou hladinou. Jejich okolí je zarostlé rákosinami, mokřadními a pobřežními společenstvy (BYLINSKÝ, DRAHOŇOVSKÁ a KOL., 1996).

3.3.2.5 Český kras Podle DOHNALA (1965) se v Českém krasu se vyskytuje unikátní ložisko karbonátové slatiny, které se vyvinulo na krasové Měňanské vyvěračce. Jedná se o lokalitu Měňanské jezero západně od obce Měňany v nadmořské výšce 368 m. Vyvěračka má průměrnou vydatnost 7,5 l/s. Slatiniště je podle autora odumřelé a z větší části kultivované na pole a louky. Vlivem krasových vývěrů došlo k vytvoření tří mělkých jezírek, která se postupně zaplňovala slatinou a limnickými vápenci. Jezírka se později spojila a vznikla souvislá vodní plocha. Autor dále uvádí, že vrstva slatiny je vytvořena na bázi, zčásti na povrchu ložiska, ale též jako vložky mezi karbonátovými sedimenty.

78

Významné plochy slatinišť se zachovaly v oblasti Ralské pahorkatiny v okolí Máchova jezera. Podstatná jejich část byla v minulosti zaplavena vodami Máchova, Novozámeckého a Břehyňského rabníka. Ve zbývajících částech se vyskytují pouze mokřiny a periodické tůně. V následujících podkapitolách budou stručně zmíněny oblasti s výskytem organogenních jezer smíšeného původu, tj. zazemněných mrtvých říčních ramen a vodních tůní. Mezi nejvýznamnější oblasti patří Polabí, Povodí Orlice, Pomoraví, Poodří a Podyjí. Stará říční ramena vznikají dvojím způsobem. Buď přirozeně, tj. přirozeným provalením šíje říčního meandru a jeho následným odstavením (na břehu nově vzniklého koryta dojde k nahromadění sedimentu, který odřízne staré koryto od nového), nebo antropogenně při regulaci vodního toku. Podle FALTYSE a FALTYSOVÉ (1987) se poté mrtvá říční ramena zazemňují, snižuje se hladina vody, výměna vody s vodou říční je minimální a postupně dochází k přechodu k rákosinám a olšinám (slatinění břehů). Dalším zazemňováním dochází k přeměně mrtvých ramen v izolované vodní tůně. Většina mrtvách říčních ramen a tůní si po celou dobu zachovává hydrologickou komunikaci s vodním tokem (hladina vody v rameni či tůni je závislá na hladině vody v řece). Řada lokalit zanikla v důsledku regulace toků a citlivosti na jejich vodní režim (pokles hladiny vody, povodňové stavy). Např. v Poohří se nedochovalo jediné významné mrtvé rameno.

3.3.2.6 Polabí Desítky různě velkých mrtvých labských ramen a stovky vodních tůní v různém stádiu zazemnění jsou soustředěny mezi Mělníkem a Hradcem Králové. Mezi nejvýznamnější patří lokality Černínovsko u Neratovic, Hrbáčkovy tůně u Čelákovic, Libický a Veltrubský luh u Velkého Oseka, Kolínské tůně 2 km východně od centra Kolína, Týnecké mokřiny u Týnce nad Labem, soubor labišť mezi Chvaleticemi a Rosicemi nad Labem (Votoka, Mělické, Pod Opočínkem, Pod Černou ad.), Tůň u Hrobic a Polabiny (3 km jižně od Opatovic nad Labem). Posoudit, v jakém stádiu vývoje se nacházejí jednotlivé lokality, vyžaduje velké množství času a úsilí. Některé lokality se vyskytují v počáteční fázi sukcese, tj. vyznačují se nevýraznými břehovými porosty a velkou průhledností vody (např. Hrbáčkovy tůně, Černínovsko), jiné jsou již ve vrcholném stádiu (např. Arazimovy tůně 3 km východně od Čelákovic). Důležitým fenoménem Polabí jsou černavy, charakteristické luční útvary, které vznikaly v postglaciálu zazemňováním mrtvých labských ramen a prohlubní nad vydatnými prameny podzemní vody, obohacené průchodem křídovými sedimenty o uhličitan vápenatý (HUSÁKOVÁ a kol., 1973). Takovéto zbytky polabských slatin jsou zachovány na lokalitách Hrabanovská černava u Lysé nad Labem, Polabská černava u Mělnické Vrutice (4 km východně od centra Mělníka), Všetatská černava jihozápadně od Všetat a Slatinné louky u Liblic (3 km severně od Všetat) a u Velenky (5 km západně od Sadské). Přestože černavy vznikaly v místech někdejších říčních ramen, vodní plochy se do současnosti téměř nezachovaly. Mozaika vodních ploch a vodních nádrží po těžbě slatiny se nachází na Hrabanovské černavě (CHYTIL, HAKROVÁ a KOL., 1999).

3.3.2.7 Povodí Orlice Množství mrtvých ramen Orlice se nachází mezi Týništěm nad Orlicí a Hradcem Králové. Podle CHYTILA, HAKROVÉ a KOL. (1999) zde řeka meandruje v široké zaplavované nivě jako jeden z posledních větších přírodních toků. Nejvýznamnější je PP Niva Orlice, a to zejména u Třebechovic pod Orebem.

3.3.2.8 Pomoraví a Povodí Bečvy

79

V posledních stoletích byla řeka Morava na mnoha místech v Hornomoravském a Dolnomoravském úvalu napřímena a zahloubena. Přirozené meandrující koryto si vodní tok zachoval pouze na území CHKO Litovelské Pomoraví a na malém asi dvoukilometrovém úseku těsně pod soutokem s Bečvou. V Pomoraví se proto nacházejí oba dva genetické typy mrtvých říčních ramen, tj. přirozeného i antropogenního původu. Mrtvá ramena Moravy a vodní tůně přirozeného původu se vyskytují na území CHKO Litovelské Pomoraví mezi Mohelnicí a Olomoucí. V poměrně zachovalých lužních lesích zde lze spatřit smuhy, což jsou periodicky zaplavované přirozené kanály, vzniklé propojením odstavených říčních ramen (SÁDLO a STORCH, 2000). Po většinu roku jsou smuhy vyschlé a mají spíše charakter vodních tůní, pouze na jaře v období zvýšené vodnosti odvádějí rozlitou vodu zpět do koryta Moravy. Významnou slatinnou lokalitou je PR Plané loučky při Mlýnském potoce asi 1 km jižně od Chomoutova. Vyskytuje se zde většina vývojových fází slatiny (viz kap. 2.1), včetně vodních tůní (CHYTIL, HAKROVÁ a KOL., 1999). Podobná je i PR Hejtmanka (2 km severně od Mladče). Se zarůstajícími mrtvými říčními rameny přirozeného původu se na střední Moravě setkáme na řadě míst, např. u Zvole (5 km jihovýchodně od Zábřehu) nebo v PP Za mlýnem 3 km jihovýchodně od Moravičan. V nivě Moravy se však daleko častěji setkáme se zazemňujícími se odstavenými meandry, které vznikly v důsledku napřímení původně meandrujícího toku. Takovýchto lokalit je velké množství: mrtvá říční ramena u Charvát (8 km jižně od centra Olomouce), dále v prostoru Otrokovice – Kostelany nad Moravou (např. PP Na Letišti na severním okraji Napajedel nebo Tůň u Kostelan 4 km severozápadně od Ostrožské Nové Vsi), Uherský Ostroh – Vnorovy a Rohatec-kolonie – Hodonín (např. lokality Lipa, PP Ivánek a Kátovské rameno). Největší nahloučení těchto ramen však nalezneme v rozsáhlé a velmi řídce osídlené oblasti mezi národní kulturní památkou Mikulčice-Valy a soutokem Moravy s Dyjí (viz kap. 3.3.2.9). Podobně jako v Polabí, i v Pomoraví se vyskytovala plošně rozsáhlá slatiniště. O jejich nešťastném osudu bylo pojednáno již v kapitole 2.2.2. Dodejme jen, že v současné době se zpracovávají revitalizační studie s cílem alespoň zčásti tato zdevastovaná ložiska obnovit. Jediné mrtvé říční rameno v Povodí Bečvy se nachází u Lipníka nad Bečvou. Na rameno, chráněné v rámci PR Škrabalka, navazuje fragment lužního lesa (CHYTIL, HAKROVÁ a KOL., 1999).

3.3.2.9 Podyjí Dyje si zachovává přirozený tvar koryta až ke státní hranici u Jaroslavic. Podle CHYTILA, HAKROVÉ a KOL. (1999) se slepá ramena a vodní tůně na středním toku Dyje zachovaly v oblasti mezi Tasovicemi a Dyjákovicemi (navrhovaná PR Meandry Dyje) a na lokalitě Trávní Dvůr (navrhovaná PR). Tyto vodní plochy jsou obklopeny fragmenty lužních lesů. Nadregionální význam mají mokřady na dolním toku Dyje. Tato oblast byla vyhlášena jedním z českých Ramsarských stanovišť (Mokřady dolního Podyjí). V oblasti se střídají elevace, tvořené kvartérními náplavy (tzv. hrúdy), s depresemi, v nichž se nejčastěji vyskytují mrtvá říční ramena. Mezi nejvýznamnější lokality patří NPR Křivé jezero v jihovýchodním cípu Dolní (Novomlýnské) nádrže. Mrtvé rameno Dyje a četné tůně jsou zde obklopeny fragmentem typického podpálavského lužního lesa, jež musí být v důsledku narušeného vodního režimu každoročně uměle zaplavován. Mrtvá ramena Dyje spolu s tůněmi se dále nacházejí na Nejdeckých loukách severozápadně od Lednice, v Kančí oboře mezi Charvátskou Novou Vsí a Břeclaví a v lužním lese Lubeš 3 km východně od Lednice. Významné jsou ještě lokality Květné jezero, Kutnar a Mahenovo jezero na levém břehu Dyje pod obcí Bulhary.

80

Četné vodní tůně a smuhy (viz kap. 3.3.2.8) se nacházejí v přírodně a krajinářsky hodnotné oblasti jižně od Lanžhota v místech soutoku Svodnice, Kyjovky, Dyje a Moravy. V dávné minulosti tento region pokrýval rozsáhlý lužní les, z něhož se do současnosti dochovaly pouze fragmenty (Ranšpurk a Cahnov-Soutok). Přesto je oblast i v současnosti výrazně zalesněná a představuje významný rezervoár pro rozlití vody při povodních. Paradoxní je, že před rokem 1989 byl celý lesní komplex obehnán až 4 m vysokou hrází, která téměř znemožňuje vylití vody a způsobuje degradaci lužních lesů. Přesto se v oblasti vyskytuje velký počet periodických vodních tůní. Podobné vodní plochy se vyskytují též severovýchodně od Lanžhota (např. Stibůrkovská jezera u Tvrdonic).

3.3.2.10 Poodří Posledním větším tokem, v jehož nivě vznikla řada mrtvých říčních ramen a tůní, je Odra. Nejhodnotnější část oderské nivy je začleněna do CHKO Poodří a je jedním z Ramsarských stanovišť. Trvalé i periodické vodní plochy se nacházejí v převážně lesnatém území PR Polanský les poblíž Polanky nad Odrou, NPR Polanská niva západně od Staré Bělé a v Oderském luhu mezi Studénkou, Albrechtičkami a Petřvaldíkem. Luční tůně se vyskytují v PR Kotvice mezi Studénkou a Albrechtičkami a v Bartošovickém luhu mezi Pustějovem a Bartošovicemi. Podle CHYTILA, HAKROVÉ a KOL. (1999) se v jižní části CHKO realizuje obnova dříve zavezených vodních tůní. Autoři dále uvádějí, že v CHKO Poodří dochází několikrát ročně k mělkým povrchovým rozlivům. Řeka Odra svou zachovalou nivou mezi Jeseníkem nad Odrou a Ostravou do značné míry vyrovnává rozlivy poškozených povodí svých menších přítoků. 4. ZÁVĚR Cílem této studie bylo podat ucelený a komentovaný přehled českých organogenních jezer, zejména vrchovištního typu. Práce vycházela z obecných poznatků o vzniku a vývoji ložisek humolitu, zaměřila se na jejich klasifikaci a rozšíření na území našeho státu. V druhé, popisné části práce byly v rámci těchto regionů popsány jen ty lokality, v nichž se nacházejí otevřené vodní plochy. Do přehledu jsme zařadili kromě jezer bezesporu přirozeného původu též organogenní jezera vzniklá v důsledku antropogenní činnosti, a to vzhledem k existenci přírodovědně hodnotných společenstev na březích těchto vodních ploch. Slatiništními jezery vznikajícími zarůstáním vodních ploch jiného než organogenního původu (mrtvá říční ramena) se tato práce zabývá pouze okrajově. Důvodem je snaha autorů orientovat svou další práci k organogenním jezerům vrchovištního typu. Klasifikace organogenních jezer vrchovištního typu (blänky, flarkary) se nezdařila podle původních představ. Důvodem byl nedostatek informací o původu jezer a o jejich velikosti. Největší přínos této studie spatřujeme v uspořádání nesouvislých a často neúplných informací od jednotlivých autorů v jeden organický celek. Práci velmi znesnadňovala skutečnost, že zatímco popisem nevelkého území (jedné lokality) se zabývala řada autorů, plošně rozsáhlejší oblasti byly zpracovány jen v několika málo studiích. O to složitější bylo z velkého množství informací vybrat jen ty podstatné a ty pak následně stručně interpretovat v této práci. Popis méně významných lokalit nebyl prováděn samoúčelně, nýbrž s cílem podat základní dostupnou bibliografii, jež by mohla být využita i v následujících studích jiných autorů. Množství citované literatury je však kompenzováno jejím stářím. Mnohé studie jsou totiž až 40 let staré a v mnohém již nemusí odpovídat skutečnosti. Možným východiskem by bylo všechny uváděné lokality znovu prozkoumat, což však není v silách autorů.

81

8. Limnologie a hydrochemismus v NPR Rejvíz Filip Oulehle, Bohumír Janský, Miroslav Šobr 1. Národní přírodní rezervace Rejvíz 1.1. Vymezení přírodní rezervace Rezervace Rejvíz byla vyhlášena jako Státní přírodní rezervace vyhláškou ministerstva školství a kultury č. 15. 788/55 z roku 1955 o výměře 273,97 ha v roce 1991. V dnešní době podle vyhlášky ministerstva životního prostředí České republiky č. 395/1992 Sb. zaujímá rozlohu 396,63 ha, včetně ochranného pásma (65,34 ha). 1.2. Vznik a vývoj Rašeliniště na Rejvízu náleží k tzv. rozvodnicovým vrchovištím. Jeho vznik je kladen do prostoru tzv. genetických center – jader vzniku. Ty se nacházejí v oblasti Malého a Velkého mechového jezírka. Z palynologických výzkumů vyplývá, že obě jádra nejsou stejně stará. Starší centrum se nachází v oblasti Malého mechového jezírka, které se začalo tvořit v boreálu (před 9800-8000 lety) – v době světlých borových lesů s hojnou lískou, ve vyšších polohách s porosty zakrslých borovic a bříz. Tato doba se vyznačovala zprvu sušším klimatem, kdy ale v závěru vlhkost prudce stoupala. Na boreál navazuje atlantik (před 80006000 lety) (PIVNIČKOVÁ 1997). V tomto období se začíná tvořit rašelinné centrum v oblasti Velkého mechového jezírka. Jedná se období s teplým a vlhkým podnebím, kdy teplota byla asi o 3°C vyšší než dnes. Postupem času se obě jádra spojila v jedno souvislé ložisko a v místech styku obou původně samostatných těles se vytvořil vnitřní lagg (zamokřený okraj). Tímto způsobem vzniklo největší moravské rašeliniště o ploše 195 ha, kubatuře 2,480 mil. m3 a maximální mocnosti 660 cm (DOHNAL 1965). 2. Historie a výsledky výzkumů 2.1. Historie NPR Rejvíz Jméno osady Rejvíz, u níž leží stejnojmenná NPR Rejvíz, se poprvé objevuje roku 1687, kdy se uvádějí pastviny na „Reibwiessen“, užívané horníky a osadníky z Horního a Dolního Údolí. Procházela tudy důležitá cesta vedoucí z Jeseníku do Vrbna a pak dále na Moravu. K rozvoji nové kolonie přispívala i těžba železné rudy, která pokračovala až do roku 1867. Nevlídnost klimatu v této oblasti byla odedávna spojována s přítomností blízkého rašeliniště s Mechovými jezírky, obecně nazývanými „Moosebruch Reihwiesen“. Svou ponurostí také podněcovaly lidovou fantazii, která se v 19. století spojila s postavou pastýře Gilla, který byl pro svůj zločin na hlasatelích Kristovy víry odsouzen k věčnému bloudění po lesích kolem jezírka (více ZUBER 1979). Rašeliniště si také přirozeně všimli i lesníci, jež ho chtěli vysušit a proměnit na užitkový les. První pokusy o vysušení proběhly již na počátku 19. století, ale bez valného úspěchu. Dodnes jsou na okraji rašeliniště patrné odvodňovací kanály. Z této doby pocházejí i první popisy zdejší přírody. Podrobně jsou „slatiny“ Rejvízu popsané v topografii z roku 1837 od Faustina Ense. Další popis se objevuje teprve roku 1893 ve vlastivědě jesenického okresu, kde se o Rejvízu detailněji rozepisuje učitel Alois Böhnel. Roku 1850 lesmistr František

82

Trampusch použil k popisu rašeliniště poprvé mapy v měřítku 1 : 2880. Na něj navázal Julius Miklitz, který vypracoval podrobný hospodářský plán a jako první zcela zavrhl myšlenku odvodnění rašeliniště. Zároveň vyhlásil rašeliniště za chráněný les. Tyto hospodářské plány byly v platnosti až do roku 1921, kdy byly vydány nové směrnice. Rašeliniště na Rejvízu bylo od té doby mnohokrát cílem výzkumů jak přírodovědných, tak čistě praktických. FAHL (1926) se zabýval jeho vývojem podle výsledků rozboru rašeliny. Tento problém nověji zhodnotila ve své práci Puchmajerová (1951). Probíhaly zde výzkumy fauny – TEYROVSKÝ (1949) a flóry – ŠMARDA (1948), VĚZDA (1956). Limnologický rozbor zpracoval KŘÍŽ (1971) a klimatické poměry LEDNICKÝ (1971). 2.2. Údaje o ploše a hloubce Mechových jezírek První údaje o charakteru jezírek zanechal roku 1812 Aberle, který píše, že „ ... rašeliniště má kamenitý podklad, na němž je 9-12 coulů silná mechová pokrývka, plavoucí ve vodě, dva rybníky jsou bez dna a nežijí v nich žádní živočichové“. Velikost rašeliniště odhadl na 1265 mír. Z roku 1837 pochází práce Faustina Ense. Ve své topografii píše : „slatiny leží asi 400 kroků od osady a mají podle nejnovějšího měření 434 jochů včetně dvou rybníčků, zvaných jezírka, z nichž západní má 500 a východní 140 sáhů.“ Podle dolnorakouské soustavy měr a hmotností odpovídá 1 sáh 1,896 m. Takto by získaný přepočet činil 950 resp. 265 m. Jejich hloubka není dosud změřena, ale podle lidového podání jsou bezedné. Podkladem močálu je 5 stop silná vrstva rašeliny, přikrytá dvěma stopami vody. V práci Aloise Böhnela z roku 1893 se dozvíme, že jižně od obce Rejvíz leží známé mechové jezírko ve výšce 744 m. Po roce 1845 byly pořízeny stabilní mapy 1 : 2880 jež byly použity k popisu rašeliniště v rámci inventarizace biskupských lesů. Plocha močálu byla stanovena na 312 jochů 1034 sáhů. Miklitz v roce 1867 udává rozlohu rašeliniště na 395 jochů 192 sáhů (více v ZUBER,1979). Dohnal (1965) udává plochu rašeliniště na 195 ha, kubaturu na 2,480 mil. m3 s maximální mocností 660 cm. 2.3. Výzkum Vladislava Kříže Práce prof. Vladislava Kříže z roku 1971 podává zatím poslední ucelený pohled na limnologii Mechových jezírek. Stanovil základní morfometrické charakteristiky, kolísání hladiny, teplotu vody a zamrzání hladiny, určil barvu a průhlednost vody a provedl základní chemickou, biologickou a bakteriologickou charakteristiku. Základní charakteristiky jsou uvedeny v tabulce 1. Velké mechové jezírko Malé mechové jezírko Plocha (Sp) v m2 1692 920 Obvod (O) v m 175 110 1,21 1,02 Stupeň členitosti (R=O/2√πSp) Největší délka (ld max) v m 68,5 40 Největší šířka (lš max) v m 41 33,3 Průměrná šířka (lš=Sp/ld max) v m 24,7 23 Největší hloubka (hmax) v m 2,95 (5) Průměrná hloubka (hp=V/Sp) v m 2,39 Objem (V) v m3 4048,6 Tabulka 1: Základní údaje o Velkém a Malém mechovém jezírku (KŘÍŽ, 1971)

83

3. Geografická poloha, geologická stavba a geomorfologické poměry Národní přírodní rezervace Rejvíz se rozprostírá v severovýchodní části Hrubého Jeseníku, v masivu Orlíku, u osady Rejvíz (zeměpisné souřadnice 50° 14’ s. š., 17° 17’ v. d.). Leží v nadmořské výšce 735-790 m, v široké, mělké pánvi mírně skloněné k východu (viz. obrázek 1). Území je rozvodím Černé Opavy a Vrchovištního potoka (přítok řeky Bělé, která se vlévá do Nysy Klodské). Podle základní geologické mapy 1:50 000 (14-22 Jeseník, 14-24 Bělá pod Pradědem) je území NPR Rejvíz tvořeno převážně amfibolitem, který je střídán porfyroidem, biotitickým a dvojslídným fylitem až rulou a páskovanou dvojslídnou rulou. Na východě je to především kvarcit s vložkami svoru a ruly. Tyto staropalezoické horniny jsou překryty fluviálními a deluviofluviálními sedimenty a organickými sedimenty. Na severozápadě se vyskytují horniny skupiny Branné, především biotitická nebo dvojslídná jemnozrnná ortorula. Hlavní zlomy procházejí ve směru JV-SZ a z jihu na sever. Hlavní morfologické rysy tohoto území vznikly koncem třetihor a ve čtvrtohorách. Z těchto období se zachovaly nápadné výškové stupně s poměrně vyrovnanou hladinou vrcholů, které odpovídají ostře tektonicky vymezeným krám vzniklým rozpadem paroviny českého masivu na konci třetihor. Uplatnila se též erozivní činnost kvartérních toků i vliv kontinentálního ledovce, který sahal až k úpatí Hrubého Jeseníku. Ledovcové kary jsou vyvinuty nedokonale a v malém počtu. Za ledovcové kary bývají považovány Malá a Velká kotlina a sníženina na jihovýchodním svahu Keprníku. Zvláštností je Velká kotlina, která je jediným karem v českých horách, který je modelovaný ve fylitech (SVOBODA, 1964). 4. Klimatické poměry Průměrná roční teplota vzduchu dosahuje 5,3°C. V nejteplejším měsíci, kterým je červenec, vystupuje teplota v průměru na 14,8°C. Leden je měsícem nejchladnějším, průměrná teplota je – 3,4°C. Teplotní podmínky jsou nejvyrovnanější v červenci a v srpnu. Variační rozpětí roční teploty dosahuje 2°C. V době vegetační (duben-září) vystupuje teplota vzduchu v průměru na 11°C a v době mimo vegetační (říjen-březen) klesá na – 0,3°C. Roční průměrný úhrn srážek činí 1029 mm a ve zhodnoceném období (1901-1950) kolísal v rozmezí 733 mm až 1566 mm. Srážkově nejbohatším měsícem roku je červenec s průměrným úhrnem 142 mm, což činí 13,8% ročního úhrnu, nejméně srážek připadá na únor s 45 mm, tj. 4,4% z ročního množství spadlých srážek. Z jednotlivých ročních období je nejbohatší na srážky léto s 38%, jaro a podzim se na celoroční bilanci podílejí v průměru 24% a srážky v zimních měsících vydají pouze 14% z celkového ročního průměrného množství. Nejvíce srážkově proměnlivým měsícem je červenec, kde variační rozpětí dosahuje 459 mm a nejmenší rozdíl mezi maximálním a minimálním úhrnem má leden s 86 mm. Podíl sněhových srážek a sněhu s deštěm činí 28% z celkového průměrného ročního úhrnu, v chladné polovině roku stoupá tento podíl na 68%, v teplém období klesá na 10%. Z jednotlivých ročních období je na sníh nejbohatší zima s podílem 90%, pak jaro 46%, podzim 21% a léto s 1% podílem sněhových srážek a sněhu s deštěm. Z jednotlivých měsíců je na srážky v podobě sněhu nejbohatší leden (90%) (LEDNICKÝ 1971). 5. Morfografické poměry Velkého mechového jezírka 5.1. Nadmořská výška jezírka V základní mapě 1 : 10000 (list 14-24-05 a 14-22-25) je uvedena nadmořská výška hladiny Velkého mechového jezírka mezi vrstevnicemi 770 m n. m. a 768 m n. m. a u Malého

84

mechového jezírka 746 m n. m. a 744 m n.m. Přesnější údaj o nadmořské výšce udává ve své práci Kříž (KŘÍŽ, 1971). Nadmořskou výšku (vztaženou k průměrnému stavu hladiny za sledované období) určil u Velkého mechového jezírka na 769,18 m n. m. a u Malého mechového jezírka na 745,11 m n. m. v systému Balt po vyrovnání. Zajímavé je, že již v roce 1893 Alois Böhnel ve své práci uvádí nadmořskou výšku „známého“ mechového jezírka ležícího jižně od osady Rejvíz na 744 m n. m. 5.2. Půdorysná a batymetrická měření Vyměření půdorysu jezera bylo provedeno pomocí uzavřeného polygonového pořadu. Podél břehové linie bylo vytyčeno 10 polygonových bodů. Celková délka polygonových stran činila 182,06 m přičemž k břehové čáře bylo spuštěno celkem 208 kolmiček. V průměru tedy na jednu kolmičku připadá délka polygonové strany 0,88 m. Výstupem je plán jezera v měřítku 1 : 150. Na základě kvantometrických měření byla stanovena plocha jezírka na 1650,35 m2, délka břehové čáry 180,9 m, maximální délka 67,17 m a maximální šířka - 39,68 m. Měření hloubek bylo provedeno kalibrovanou latí, neboť měření echolotem dávalo nepřesné údaje díky velké vrstvě zvodnělého sedimentu. První profil vycházel z polygonové strany 1-2. Celkem bylo provedeno 162 bodových měření na 15 profilech, to je jedno měření na plochu hladiny 10,19 m2. Po provedené interpolaci a konstrukci izobat byly změřeny plochy jednotlivých hloubkových stupňů (viz. mapa 5 v příloze), které daly podklad pro vykreslení batymetrické křivky Velkého mechového jezírka. Objem jezera se rovná počtu čtverečních milimetrů uzavřených souřadnými osami a batymetrickou křivkou. Tak se vypočítá objem jezera, který činí 1318,9 m3. 5.3. Morfometrická charakteristika jezera Z dosažených výsledků znázorněných v tabulkách 2, 3, 4 je zřejmé, že se jezírko za posledních 30 let zmenšilo v maximální délce o asi 1,3 m a maximální šířce taktéž o asi 1,3 m. Organogenní jezera jsou velmi dynamickými systémy co se týče rychlosti vývoje jejich pánve. Dosažený výsledek odpovídá zmenšování zhruba o 4,3 cm za rok. Tomu by se rovnal přírůstek rašeliníku podél břehů asi 2,1 cm za rok. Zajímavé bylo pozorování na jaře a v létě, kdy na jezírku zahnízdil jeden pár kachny divoké (Anas platyrhynchos), který zobákem vytrhával a požíral části rašeliníku při břehu. Při současném zmenšení jezírka co do délky i šířky, paradoxně vyznívá zvětšení obvodu jezera. Vysvětlení je nasnadě. Půdorysné měření v této práci bylo velmi důkladné a tak jsou zaměřeny všechny nepravidelnosti v břehové linii, které v konečné bilanci zvětšují obvod, za současného zmenšení plochy jezírka. Z důvodu odlišného způsobu měření hloubek než prováděl Kříž (1971) ( pouze volný sloupec vody od hladiny po mocnou vrstvu sedimentu) je i maximální hloubka pouze 1,3 m a to ve středu jezírka. Z toho vyplývá i střední hloubka okolo 0,8 m a objem o velikosti 1318,9 m3, což je pouze 1/3 celkového objemu naměřená prof. Křížem. Jestliže odečteme od střední hloubky změřené Křížem – 2,39 m, což představuje průnik latě až na minerální dno, hodnotu naší střední hloubky po svrchní vrstvu zvodnělého sedimentu - 0,8 m, dostaneme průměrnou mocnost sedimentu, která činí 1,59 m. Jinými slovy se dá říci, že sloupec od minerálního dna jezerní pánve po hladinu vody je tvořen ze 2/3 zvodnělým sedimentem a z 1/3 volnou vrstvou vody.

Plocha jezera Obvod jezera

P O

Tato práce 1650,35 m 2 180,9 m

Práce prof. Kříže 1692 m2 175 m

85

Max. délka Max. šířka Průměrná šířka Stupeň členitosti Největší hloubka Střední hloubka Hloubkový koeficient Relativní hloubkový koeficient Objem

Lmax Bmax B∅=P/Lmax R=O/2√πP Hmax Hs=V/P Hs/Hmax Hmax/√P

67,17 m 39,68 m 24,57 m 1,26 1,29 m 0,8 m 0,62 0,032

68,5 m 41 m 24,7 m 1,21 2,95 m 2,39 m 0,81 0,072

V

1318,9 m 3

4048,6 m 3

Tabulka 2: Morfometrické charakteristiky Velkého mechového jezírka Hloubnice (cm) 0 40 50 60 70 80 90 100 110 120

Plocha izobat (m2) 1650,35 1603 1543 1426,7 1235,3 736,2 489,3 337,2 221,4 50,5

Plocha (%) 100 97,13 93,5 86,45 74,85 44,61 29,65 20,43 12,42 3,06

Obvod hloubnic (m) 180,9 175,23 172,38 170,16 179,53 220,13 143,65 105,04 74,29 28,55

Vývoj břehové čáry 1,26 1,23 1,24 1,27 1,44 2,29 1,83 1,61 1,41 1,13

Tabulka 3: Morfometrické charakteristiky jezerní pánve Hloubkový Plocha stupeň hloubkového stupňe (m2) 0-50 107,35 50-70 307,7 70-100 898,1 100 > 337,2

Plocha hloubkového stupně ku ploše hladiny (%) 6,5 18,64 54,42 20,43

Objem hloubkového stupně (m3) 815,2 271,35 189 43,35

% celkového objemu 61,81 20,57 14,33 3,29

Tabulka 4: Morfometrické charakteristiky jezerní pánve 6. Limnologické poměry Velkého mechového jezírka Velké mechové jezírko se nalézá na poněkud vyklenutém vrchovišti, kde není vyvinut výraznější povrchový přítok ani odtok. Změny hladiny jsou tedy způsobeny proměnlivostí srážek a výparu a podpovrchového přítoku a odtoku resp. vnitřním vyrovnáváním vody ve vrchovišti, které je ovlivněno hlavně evapotranspirací, srážkami, přítokovou i odtokovou složkou podzemní vody, v širším okolí i povrchovým přítokem vody k ložisku a povrchovým odtokem.

86

6.1. Vodní bilance pro období XI. 2000 až X. 2001 Vodní bilance jezera vyplývá ze vzájemného porovnání činitelů působících zvětšení objemu vody v jezeře a činitelů působících v opačném smyslu. Tuto závislost nejlépe vyjadřuje následující rovnice: V p + H + S + Sz = E + O + O z + V k kde Vp H S Sz E O Oz Vk

- počáteční objem vody v jezeře, - srážky na hladině jezera, - množství povrchové vody, které do jezera přiteklo, - množství vody, které vniklo do jezera podzemním přítokem, - množství vody, které se vypařilo z hladiny, - množství povrchového odtoku vody z jezera, - množství podzemního odtoku vody z jezera (infiltrace), - konečný objem vody v jezeře.

Jelikož se jedná o vrchoviště, můžeme připustit určité zjednodušení tím, že z rovnice vypustíme S a O, neboť povrchový přítok a povrchový odtok není výrazný. Po úpravě dostaneme: Vp + H + Sz = E + Oz + Vk Počáteční objem (Vp) a konečný objem (Vk) můžeme stanovit ze známých vodních stavů. Také množství srážek známe, díky údajům ČHMÚ ze stanice Revíz za období XI. 2000 až VIII. 2001, kdy přestala fungovat. Údaje za září a říjen se připočtou ze známých dlouhodobých průměrů z let 1901-1950. Takto vypočítaný roční úhrn srážek činí 1197,4 mm. Průměrná hodnota výparu v této oblasti je dle práce H. Kříže (KŘÍŽ, 1966) 425 mm. Do upravené rovnice dosadíme údaje: (Vp - Vk ) – E + H = Oz - Sz 16,5 – 701,4 + 1976 = O z - Sz 1291,1 = O z - Sz Tím je tedy podzemní odtok z jezírka o 1291,1 m3 větší než podzemní přítok : Oz = Sz + 1291,1 m 3 Tento výsledek je plně v souladu se zjištěním Křížovým, jenž stanovil, že podzemní odtok za bilanční rok XI. 1963 až X. 1964 je o 963,3 m3 větší nežli podzemní přítok. Z uvedených výsledků tedy vyplývá, že S > E a objem jezírka by měl vzrůstat, ale úbytek vody je řešen infiltrací do okolního prostoru. Výrazný povrchový odtok není patrný. Samozřejmě jak uvádí i Dohnal (DOHNAL 1965), rašeliniště je asi zásobováno i podzemní vodou, avšak infiltrace je větší nežli podzemní přítok. 6.2. Kolísání hladiny Jelikož se jedná o vrchoviště, které se nachází na mírně vyklenutém místě a u něhož není patrný povrchový přítok a odtok, a tudíž jeho zásobení vodou je odkázáno jen na srážky

87

spadlé na hladinu, infiltraci z okolního rašeliniště a předpokládaný podzemní přítok, byla snaha toto kolísání vztáhnout ke srážkám na klimatologické stanici na Rejvízu (757 m n.m., 50°13´47´´s.š., 17°18´20´´v.d.). Data byla poskytnuta ČHMÚ za období XI. 2000 až VIII. 2001, kdy stanice přestala pracovat. Pro úplnost byly srážky za září a říjen převzaty ze stanice v Jeseníku (456 m n.m., 50°13´43´´ s š., 17°11´13´´ v.d.), které při statistickém zpracování vykazovaly největší shodu s daty z Rejvízu. Zjištěné údaje pro období 1.6. – 31.8. jsou znázorněny v grafu 1. Celkově bylo odečteno na 93 údajů. Hladina kolísala v rozmezí maximálně 10 cm. Tato hranice byla dosažena 4. a 5. července 2001. Tomu předcházely srážky ve dnech 1.,3.,4. července s úhrnem 33,1, 34,7, 17,6 mm. Průměrná srážková hustota (úhrn srážek / počet srážkových dní) za období XI. 2000 až X. 2001 činí 6,8 mm. Jedná se tedy o srážky vysoce nadprůměrné. Červenec s úhrnem 340,6 mm se na celkových ročních srážkách podílí skoro 19%, což je absolutně nejvíce ze všech sledovaných měsíců. Naopak jedny z nejmenších srážek můžeme očekávat v srpnu (60,8 mm s 5,1% podílem). Nejvyšší vodní stav tedy odpovídá dnům těsně po významných srážkách, či po jarním tání sněhu, kdy je rašeliniště plně saturováno vodou a ta již nemá kam infiltrovat. Tomuto odpovídá i stav +10 cm na vodočtu dne 22. dubna 2001, kdy spadly ve dnech 20. a 21. dubna srážky o velikosti „pouze“ 9,2 resp. 11,2 mm. Naopak ve dnech s minimálními srážkami můžeme očekávat i minimální hladinu jezírka. Ze zjištěných údajů tedy vyplývá, že stav hladiny Velkého mechového jezírka reaguje na velikost srážek v blízkém okolí, ne však dramatickými výkyvy, ale spíše pozvolným stoupáním nebo klesáním hladiny. To potvrzuje domněnku, že rašeliniště je jako jakási „houba“, která buďto nasává či pomalu pouští vodu. Ale z hlediska protipovodňové ochrany by toto rašeliniště muselo zaujímat mnohem větší plochu, která by měla mnohem větší schopnost tlumit významné přívaly srážek a přispívat tak k vyrovnanějším odtokovým poměrům v povodí.

srá ky (mm)

hladina (cm)

40

12 10

30 20

6

cm

mm

8 4

10

2

0

0

1.6

11.6

21.6

1.7

11.7

21.7

31.7

10.8

20.8

30.8

Graf 1: Kolísání hladiny Velkého mechového jezírka a denní úhrn srážek ze stanice Rejvíz za hydrologický rok 2001 (období 1.6 – 31.8) 6.3.Teplotní režim akumulované vody Měření teploty probíhalo pravidelně od dubna do září. K měření byl používán rtuťový laboratorní teploměr z přesností na 0,2°C. Povrchová teplota byla měřena u břehu jezera z pevného můstku určeného pro návštěvníky. Průběh výsledků měření pro období 1.6 – 31.8 společně s teplotou vzduchu je znázorněn v grafu 2. Srovnáním s teplotou vzduchu poskytnuté ČHMÚ ze stanice Revíz jasně vyplývá těsná spojitost povrchové teploty s průměrnou teplotou vzduchu. V některých dnech (hlavně v letních měsících) stoupá povrchová teplota vody výše, než-li je průměrná teplota vzduchu.

88

Maximální rozdíl činil 8,5°C z 12. května 2001. Velmi zajímavý údaj poskytuje podíl mezi sumou dnů s vyšší teplotou vody, než-li je průměrná teplota vzduchu v tomto dnu a celkovým počtem zaznamenaných dat o teplotě vody ve sledovaném období. Ve zhruba 60% případů je vyšší teplota vody, než-li průměrná teplota vzduchu. Tyto výsledky potvrzují domněnku, že v důsledku tmavého zbarvení vody, které aktivněji pohlcuje tepelné záření, připomíná povrch jezírka svým chováním spíše povrch půdy, než-li volnou vodní hladinu. Při měření teplotní stratifikace byly dosaženy zajímavé výsledky. Na podzim, kdy by mělo docházet k podzimní homotermii, je stav z 5. listopadu 2000 asi následující: teplota v celém vodním sloupci se pohybuje okolo 7,5°C, takto je dosaženo homotermie, ale při poněkud vyšší teplotě. Na podzim roku 2001 povrchová teplota dosahovala k 6°C, ale po několika centimetrech klesla k 5°C a poté až do 1 m pozvolna stoupala k 6,5°C. Při zimní inverzní stratifikaci dne 26. února 2001 bylo zvrstvení vody následující: pod ledovou vrstvou silnou asi 17cm teplota pomalu stoupá k necelým 3°C, při výraznějším vzestupu asi v 70 cm. Teplotní sloupec byl natolik prochlazený, že teplota vody při dně dosáhla pouze necelých 3°C. Při pokusu zachytit jarní homotermii bylo teplotní zvrstvení asi takové: při hladině teplota kolem 6,5°C která pozvolna klesá ke dnu, slabě pod 5°C. O letní teplotní stratifikaci v pravém slova smyslu se nedá hovořit. Jak bylo uvedeno výše (chování jezírka v letních měsících spíše připomíná povrch půdy), tak i situace ve zvrstvení je následující: při povrchu teplota okolo 15°C, která poté pozvolně klesá až ke dnu, kde dosahuje i tak asi 13°C. Z výše uvedených výsledků vyplývá, že stratigrafie teplot je v případě Velkého mechového jezírka poněkud odlišná. Je to dáno zejména mělkostí, barvou vody a celkovou hydrologií jezera. Údaje o teplotním zvrstvení odpovídají poznatkům, které uvádí Kříž (1971). 30

teplota vzduchu __

25

teplota vody

°C

20 15 10 5 1.6

11.6

21.6

1.7

11.7

21.7

31.7

10.8

20.8

30.8

Graf 2: Závislost kolísání povrchové teploty vody na teplotě vzduchu v roce 2001 (období 1.6–31.8) 7. Chemismus rašelinných vod Během 90. let 20. století došlo v České republice k výraznému omezení emisí oxidu siřičitého do ovzduší. To se projevilo ve snížení imisních zátěží v nejvíce postižených oblastech ČR. Se vstupem atmosférické síry do ekosystému nastávají mnohé změny. Mimo jiné dochází k vyluhování bazických kationtů jako K, Na, Mg a Ca což má za následek ochuzení o tyto prvky pro potřeby zdravého růstu vegetace, půda se stává díky snížené schopnosti neutralizace kyselou, tím se stávají mnohé látky toxickými, především Al. To vše, i s přímým působením oxidu siřičitého na asimilační orgány neprospívá kondici vegetace (LIKENS, BORMANN, 1995).

89

Otázka může znít, jak souvisí acidifikace s rašelinnými vodami, které jsou tak či onak stejně kyselé? Nejprve se musíme podrobněji podívat na chemismus SO2 v atmosféře. Na začátku stojí především spalování hnědého uhlí. Depozice síry do ekosystému probíhá v zásadě dvěma způsoby: tzv. suchou a mokrou cestou. Pro nás je významná především suchá depozice. Ta tvoří v našich podmínkách asi 2/3 celkové depozice síry. SO2 je zachycen na povrchu vegetace (jehličnany mají několikanásobně vyšší „zachycovací“ schopnost než listnáče) a oxiduje až na H2SO4. Tato situace odpovídá reakci (dle Mészáros, 1981) : SO2 + (hν, O, O2…) → SO3 + H2O → H2SO4 hodiny, dny sekundy Při dešťové epizodě je spláchnuta do půdy. Ve vodě jako silná kyselina ihned disociuje na H+ a SO42-. Studované území je největší moravské rašeliniště. Jedná se o vrchoviště, které je napájeno převážně deštěm. Tak do něj může bez problémů vstupovat atmosférický H+ a SO42-. A nyní nastává problém. Vstupem silné minerální kyseliny (v našem případě H2SO4) dochází k potlačení přirozené kyselosti těchto vod prezentované přírodními organickými kyselinami, především tzv. huminovými látkami. Huminové látky patří do skupiny polyfenolů a polykarboxylových kyselin. Charakteristická je pro ně zejména karboxylová a hydroxylová funkční skupina. Ty jsou příčinnou kyselosti a komplexační a sorpční kapacity huminových látek. Pro nejasné či obtížně definovatelné složení molekul huminových látek se jejich vyjádření doporučuje vztahovat na hmotnost či látkové množství organického uhlíku v nich obsaženého. Proto se doporučuje vyjadřovat koncentraci huminových látek ve vodách jako DOC (rozpuštěný organický uhlík) v mg/l. Fulvinové kyseliny a huminové kyseliny jsou příčinnou kyselosti rašelinných vod. Huminové látky jsou běžnou součástí přírodních vod, především povrchových. Ve vodách jsou chemicky i biochemicky stabilní. Projevují se svou barvou, kyselostí a komplexační schopností. (Pitter, 1990). Emise, zhruba 2,2 milionu tun SO2 v ČR v roce 1985, byly v roce 1997 sníženy na 0,7 milionu tun a v roce 1999 činí 0,27 milionu tun . Ovšem 270 000 tun SO2 není zrovna malé množství, uvážíme-li, že je to např. více než emise Švédska, Norska a Finska dohromady. Tyto státy emitovaly v roce 1996 225 000 tun SO2 (EMEP/MSC, 1998), ovšem na území zhruba 15x větším než ČR (HRUŠKA 1999). Na sledovaném území se průměrná roční koncentrace SO2 v roce 1992 a 1993 pohybovala okolo 20 µg.m-3 s celkovou depozicí síry v kategorii 20-30 kg.ha-1.rok-1 (ČHMÚ 1992,1993). Postupně během 90. let celková depozice síry klesla až na dnešních 10-15 kg.ha-1.rok-1 (ČHMÚ 1994-2000), při průměrné roční koncentraci SO2 okolo 10 µg.m-3. 7.1. Srovnání iontového složení vody Velkého mechového jezírka v letech 1993, 1994 a 2001 Složení vody Velkého mechového jezírka z roku 1993 a srpna 1994 znázorňuje graf 3. Vyplývá z něj jasná dominance síranů mezi anionty (194 µeq/l), což činí 61%. Malý je význam ostatních aniontů (dusičnany a chloridy) a RCOO- se zhruba pětinovým až třetinovým podílem. Voda se vyznačuje poměrně nízkým pH=3,79. Hodnota charge density činí 3,8 a koncentrace RCOO- činí 91 µeq/l. Veličina charge density udává množství náboje organických aniontů (µeq), který připadne na 1mg DOC (µeq/1mg DOC) za daných acidobazických poměrů. Je tedy ukazatelem podílu aniontů organických kyselin na celkové

90

400

400

1994

1993 RCOO- 19% H+ 59% 200 ostatní 3%

DOC= 24,1

300 RCOO- 28% ueq/l

ueq/l

300

pH=3,79

H+ 54% 200

SO4 70%

ostatní 8%

SO4 61%

100

100 BC 38%

BC 37% ostatní 10%

0 kationty

anionty

ostatní 11%

0 kationty

anionty

Graf 3. Iontové složení vody Velkého mechového jezírka (zdroj ČGÚ 1993, Hruška, 1994). BC=Σ(Ca2++Mg2++Na++K+), na straně kationtů ostatní=Σ(Al++Fe2++NH4+), na straně aniontů ostatní=Σ(NO3-+Cl-+HCO3-). Všechny koncentrace v µeq/l aciditě organické kyseliny a rovná se stupni disociace karboxylových skupin. Dolní hranicí této veličiny je 0 ( pokud bude karboxyl zcela nedisociovaný a nebude nositelem žádného náboje), horní hranicí je pak hodnota „site density“ (celkové množství karboxylových skupin připadajících na 1mg DOC). Této hodnoty nabývá v případě, že jsou karboxyly 100% disociovány. Tato veličina souvisí s pH, protože roste-li pH roste i stupeň disociace karboxylů a jejich nábojová hustota (HRUŠKA 1994A). Při disociaci karboxylů se uvolňují H+ ionty do roztoku a snižuje se pH. Význam organických kyselin je potlačen antropogenními sírany (HRUŠKA 1994B). Ještě výrazněji je to patrno na vzorku z roku 1993, kdy RCOO- mělo relativní podíl mezi anionty jen 19% a absolutní koncentrace dosahovala 62 µeq/l. Sírany dominovaly ze 70% s 226 µeq/l. Situace ve složení vod zpracovaná v rámci této práce se od stavu v roce 1994 dosti liší. Aktuální situace (průměr XI. 2000 až XI. 2001) je znázorněna na grafu 4. Sírany poklesly z dřívějších 194 µeq/l na nynějších asi 50 µeq/l, což představuje jen asi 22% na celkovém podílu mezi anionty. Odpovědět, proč tomu tak je, není nijak složité. Jelikož drtivá část síranů pochází z atmosférické depozice, která prudce v 90. letech poklesla, tak se i absolutní koncentrace síranů v tomto vrchovištním jezírku snížily. S poklesem atmosférického vstupu síranů klesla i koncentrace H+ z ovzduší. Koncentrace karboxylových aniontů se zvýšila z 91 µeq/l v roce 1994 na 154 µeq/l v roce 2001, což je bezmála 70% mezi anionty (graf 3 a 4). Tím se stávají karboxylové anionty opět dominantními. Je třeba ještě připomenout, že odběr v roce 1994 probíhal v srpnu, kdy koncentrace jak relativní tak i absolutní jsou nejvyšší během roku (HRUŠKA 1994B). Tím je ještě tento údaj o něco nadhodnocen, než průměrný údaj za rok 2001. Pokud bychom vzali odběr z července 2001, tak podíl RCOO- dosahuje bezmála 75% mezi anionty s koncentrací dosahující 180 µeq/l. Ostatní anionty jsou zhruba na stejné úrovni.

91

300

2001 pH=3,83

DOC=34,25

ueq/l

200 H+ 63%

RCOO- 69%

100 ostatní 11% BC 26%

SO4 22% ostatní 8%

0 kationty

anionty

Graf 4: Průměrné iontové složení vody za sledované období Velkého mechového jezírka. BC=Σ(Ca2++Mg2++Na++K+), na straně kationtů ostatní=Σ(Al++Fe2++NH4+), na straně aniontů ostatní=Σ(NO3-+Cl-+HCO3-). Všechny koncentrace v µeq/l Hodnota DOC rovněž vzrostla se zhruba 24 mg/l na asi 34 mg/l. Koncentrace DOC je závislá převážně na hydrologické situaci, jak bude uvedeno dále. Vysvětlení nárůstu DOC o 10 mg/l je nejednoznačné. Může jít buďto o dřívější snížení mikrobiální aktivity komunit bakterií rozkládajících organickou hmotu odumřelého rašeliníku (HRUŠKA 1994A), ale 10 mg/l je pravděpodobně velký rozdíl, aby postačovalo toto vysvětlení. Za nemožnost spolehlivě vysvětlit tuto skutečnost může i nedostatečné množství analýz DOC. Pro objasnění tohoto problému by se musely vzorky odebírat pravidelně po delší časový úsek, aby se vyloučila variabilita mezi naměřenými daty. Podobně jako sírany poklesly i bazické kationty ze 119 µeq/l na zhruba 57 µeq/l. Jako významný zdroj bazických kationtů, pro rašeliniště závislé na přísunu srážek, je atmosférická depozice. Ta také poklesla (ČHMÚ, 1995-2002).Ve světle těchto změn došlo i ke změně chování organických kyselin. S narůstající dominancí aniontů karboxylových skupin souvisí výrazná disociace karboxylů. V důsledku uvolnění H+ z nedisociované formy karboxylů se jen velmi málo změnilo pH z 3,79 na 3,86 (výrazný pufrační efekt organických kyselin). V důsledku disociace karboxylů vzrostla i hodnota charge density z 3,8 na 5,2. To má za následek, poměrnou stabilitu koncentrace iontů H+. Při poklesu antropogenního H+ z atmosféry je jeho úbytek nahrazován vodíkem uvolněným při disociaci karboxylu. Na počátku 90. let byla acidita studovaných rašelinných vod způsobena disociací silné minerální kyseliny (H2SO4) . Sírany se podílely z 60% na celkové iontové bilanci mezi anionty. Anionty karboxylových kyselin zaujímaly pouze asi 1/3 mezi anionty. Tato studie potvrzuje domněnku, že sírany v ekosystémech nemají dlouhého zdržení a po snížení jejich vstupu z atmosféry jsou rychle vyplaveny. Z toho důvodu dnes sírany zaujímají asi 20% mezi anionty a dominují RCOO- s bezmála 70%. Acidita vod Velkého mechového jezírka i Malého mechového jezírka je dnes tvořena převážně přírodními organickými kyselinami. 7.2. Iontové složení vod Velkého a Malého mechového jezírka b ěhem roku Chování chemismu Velkého mechového jezírka během roku ukazuje graf 5. Výsledky odrážejí aktuální stav hydrologické situace, počasí a vegetační doby. Z dosažených výsledků lze vyčíst, že sírany dosahují největších podílů mezi anionty na jaře, 25% pro Velké mechové

92

jezírko a 29% pro Malé mechové jezírko s koncetracemi 60 µeq/l resp. 71 µeq/l. Tomu odpovídá i nárůst vodíkových iontů mezi kationty. Ty se na jaře pohybovaly u Velkého mechového jezírka okolo 160 µeq/l s 67% podílem mezi kationty a u Malého mechového jezírka okolo 175 µeq/l se 70% podílem. 250

250

listopad 2000 pH=3,98

200

200

150 RCOO- 60%

RCOO- 65%

H+ 67%

ueq/l

ueq/l

150 H+ 58%

duben 2001 pH=3,8

100

100 ostatní 6% 50

ostatní 7%

BC 36%

BC 26% ostatní 10%

0 kationty 250

kationty

anionty

anionty

250

listopad 2001 pH=3,84

200

H+ 62% 150

ostatní 7%

0

červenec 2001 pH=3,83

200

SO4 25%

50

SO4 30%

150

H+ 64% RCOO- 76%

ueq/l

ueq/l

RCOO- 75%

100

100 ostatní 15%

50 BC 23%

ostatní 15% SO4 18%

BC 21% ostatní 7%

0 kationty

50

anionty

SO4 17% ostatní 7%

0 kationty

anionty

Graf 5: Iontové složení vody Velkého mechového jezírka z provedených odběrů. BC=Σ(Ca2++Mg2++Na++K+), na straně kationtů ostatní=Σ(Al++Fe2++NH4+), na straně aniontů ostatní=Σ(NO3-+Cl-+HCO3-). Všechny koncentrace v µeq/l Vysvětlení úzce souvisí s ročním obdobím. Na jaře byly odběry záměrně provedeny ve dnech, kdy v okolí jezera ještě ležela nesouvislá sněhová pokrývka a docházelo k rychlému odtávání sněhu. To mělo za následek zvýšení koncentrací jak vodíkových iontů, tak především síranů. Z důvodu silné zátěže v předchozích letech je vyčerpána zásoba bazických kationtů v rašeliništi, které dříve neutralizovaly vstup silné minerální kyseliny. Dále nemůže docházet k doplňování bazických kationtů z matečné horniny, jelikož z principu je rašeliniště (vrchoviště) od ní izolováno. Jelikož i depozice především Mg a Ca z atmosféry je minimální, neexistuje způsob, jak by v krátké budoucnosti mohlo dojít k obnově neutralizační kapacity bazických kationtů v rašeliništi. Pokud v budoucnu nedojde ke snížení vstupu atmosférické síry, budou i nadále v rašelinné vodě při jarním tání sněhu zvýšené koncentrace síranů. Také zastoupení RCOO- má sezónní charakter. Nejvyšších hodnot dosáhla v létě v Malém mechovém jezírku, kdy RCOO- zaujímala 85% mezi anionty s celkovou koncentrací okolo 200 µeq/l, podobně i ve Velkém mechovém jezírku zaujímala 75% s koncentrací kolem 180 µeq/l. To, že existuje tento sezónní průběh, dokládají i dříve provedené výzkumy na jiných lokalitách (HRUŠKA ET AL. 1996). Jelikož v létě je nejmenší vstup H+ iontů, nedisociované karboxyly na to reagují svou disociací (zvyšování podílu RCOO-), tzn. svým pufračním efektem. Z toho vyplývá, že podíl RCOO- úzce souvisí se vstupem H+, kdy se z nedisociovaného RCOOH stává aniont RCOO-. Pokud by opětovně stoupl přísun H+, byl by účinně eliminován protonizací disociovaných aniontů RCOO- za opětovného vzniku nedisociovaného karboxylu dle rovnice: RCOOH ↔ RCOO- + H+

93

DOC v červenci u Velkého mechového jezírka dosahovalo 34,8 mg/l při charge density 5,2, na podzim v listopadu byla koncentrace DOC 33,7 mg/l s charge density 5,1. Z toho vyplývá, že pH vody se příliš nezměnilo. U Malého mechového jezírka byla koncentrace DOC v červenci 36,1 mg/l s charge density 5,6 a na podzim 26,4 mg/l s charge density 4,7. Na vysvětlení tak velkého rozdílu v koncentraci DOC u Malého mechového jezírka by bylo třeba více pozorování. Během roku je největší koncentrace síranů v jarních měsících při tání akumulovaného sněhu, poté jeho koncentrace klesají a v létě dosahují nejmenších hodnot. Naopak největší koncentrace RCOO- můžeme zaznamenat v létě, kdy dochází k zvýšené disociaci RCOOH (reakce na pokles atmosférického H+) a zároveň je největší mikrobiální aktivita rozkládající organickou hmotu. 7.3. Vliv rašeliniště na složení vody Černé Opavy a Vrchovištního potoka Samotné rašeliniště odvodňují dva potoky, které jím protékají. Jedná se o Černou Opavu a Vrchovištní potok. Oba potoky nepramení přímo v rašeliništi, ale nad ním v minerálních půdách a rašeliniště pouze drenují (viz mapa 4 v příloze). Odběry pro analýzu byly provedeny ve stejných termínech jako v jezírcích. V jarním, letním a podzimním termínu roku 2001 byly měřeny průtoky pomocí hydrometrické vrtule. V letním a podzimním odběru byly stanoveny i koncentrace DOC. Hodnoty průtoku a DOC jsou uvedeny v tabulce 5. Černá Opava 1 2 3 4 5 Vrchovištní potok 1 2

duben 2001 průtok (l/s) 3,95 12,26 14,37 18,1

červenec 2001 průtok (l/s) 5 22,49 27,83 27,76

listopad 2001 DOC (mg/l) průtok (l/s) 7,6 19,3 1,62 34,7 6,72 28,2 11,56 30,2 11,91

DOC (mg/l) 1,8 4,01 6,3 5,6 4

6,34 5,46

11,05 12,28

29,9 19,8

2,4 2,1

5,21 4,82

Tabulka 5: Průtoky a koncentrace DOC v profilu Černé Opavy a Vrchovištního potoka Z tabulky je vidět, že hodnoty DOC jsou vyšší při vyšších průtocích. Toto zjištění plně odpovídá publikovaným poznatkům o chování DOC ( HRUŠKA et al. 1996). Při vyšších průtocích je i vyšší DOC, jelikož se voda obsažená ve svrchních půdách, bohatá na DOC, začne vymývat. V červenci, kdy byly průtoky asi 3x větší než na podzim, byly i koncentrace DOC několikanásobně vyšší. Při vyšším odtoku je i vyšší odtok z rašeliniště. To znamená, že vody bohaté na DOC (rašelinné vody obecně) přispívají ke zvýšení koncentrace DOC v toku (srovnej profil 2, před vstupem do rašeliniště, s koncentrací DOC 19,3 mg/l s profilem 3 při výstupu z rašeliniště s koncentrací DOC 34,7 mg/l). Tento trend je patrný jak u pozorování Černé Opavy, tak i Vrchovištního potoka. Složení vody v jednotlivých profilech a obdobích pro Černou Opavu je uvedeno v grafu 6. Jelikož potok pramenní a před vstupem do rašeliniště protéká minerálními půdami, tak i zastoupení bazických kationtů je dominantní prakticky ve všech sledovaných obdobích. Při nízkých a průměrných průtocích (tedy převážně na podzim, v našem případě byl nízký

94

průtok i na jaře) je iontové složení aniontů následující: protože nedochází k infiltraci vody z rašeliniště je i pH vody vysoké, což má za následek dominanci hydrogenuhličitanového aniontu. Ten spolu s chloridovým a dusičnanovým (ty v malé míře) zaujímá kolem 70% mezi anionty s koncentrací v rozmezí 500-900 µeq/l. Sírany mají zastoupení okolo 25% s koncentrací v rozmezí 150-300 µeq/l. Zbytek tj. 5% by měl připadnout na aniont karboxylový, ale tento údaj je na hranici chyby stanovení, takže se na iontovém složení vody významně nepodílí. Tento stav panuje po většinu roku, kdy příspěvek infiltrace z rašeliniště je malý z důvodu snížení odtoku. Rašeliniště tedy akumuluje vodu a nepouští ji do okolí. Jiná situace nastane, když se zvýší průtok a rašeliniště je plně saturováno vodou a uvolňuje ji do okolí. Tato voda se dostává drenážními kanály do toku Černé Opavy a Vrchovištního potoka. Tento stav panoval v dnech červencového odběru. Před vstupem do rašeliniště je složení vody podobné, jako jindy (větší obsah DOC). Na výstupu z rašeliniště (odběrové místo číslo 3) je už ale situace zcela odlišná. Bazické kationty reagují na vstup vody z rašeliniště svým poklesem. Je to dáno tím, že rašeliniště je obecně chudé na bazické kationty (a ty které tam byly, byly nahrazeny H+ ionty z atmosféry při acidifikaci v minulých letech) a voda z něj ředí vodu přicházející z oblastí s minerální půdou. Tímto způsobem dochází k snížení koncentrace bazických kationtů. Dále od rašeliniště, kdy potok opět protéká minerálními půdami, se koncentrace bazických kationtů opět pomalu zvyšují. Obdobný proces nastává i na straně aniontů mezi sírany. Do rašeliniště vstupují s koncentracemi okolo 300 µeq/l, ale jelikož v rašelinné vodě jsou koncentrace síranů malé, tak dochází k naředění vody v hlavním toku vodou s nízkým obsahem síranů. Rašeliniště je zásobováno „rychlou“ dešťovou a podzemní vodou a není zde ani vzrostlý smrkový les. Vztah mezi koncentrací SO42- a bazickými kationty je poměrně těsný a přímo úměrný. Při vysokých koncentracích SO42- jsou vysoké obsahy bazických kationtů a naopak (HRUŠKA 1994A). Se vstupem vody s nízkým pH z rašeliniště klesá i pH potoční vody z 7,13 na 4,73. Tak mizí celková alkalita roztoku a s ní i zastoupení hydrogenuhličitanového iontu, který jinak ve vodě dominuje. Voda při červencovém odběru před vstupem toku do rašeliniště měla koncentraci síranů 262 µeq/l, což je 27% mezi anionty a pouze 125 µeq/l RCOO- s 13% mezi anionty, zbytek připadá na hydrogenuhličitanový aniont. Zcela jiná situace panuje na výtoku z rašeliniště. Díky nízkému pH mizí aniont HCO3-, snižuje se koncentrace SO42- na 102 µeq/l díky menším celkovým koncentracím zaujímá stále asi 1/3 mezi anionty a dominuje aniont RCOO- s koncentrací 227 µeq/l, což je 60% veškerých aniontů v roztoku. Charge density činí 6,6. Níže po toku, při průchodu minerálními půdami, roste pH a s tím i zastoupení HCO3-, který již není spotřebován na neutralizaci H+ silných kyselin podle rovnice: Ca2+(HCO3-)2 + 2H+SO42- ↔ 2H2O + 2CO2 + Ca2+SO42Karboxyl RCOO- až do posledního odběrového bodu má významné postavení mezi anionty. Dokonce jeho koncentrace po snížení na 146 µeq/l (v bodě 4) ještě vzrůstá na 248 µeq/l (v bodě 5) s relativním podílem mezi anionty 32% resp. 46%, charge density 5,2 resp. 8,2. Poté je míchána voda mohutným pravostranným přítokem a lze očekávat, že RCOO- ztrácí na významu. Podobný vývoj můžeme sledovat také na příkladu Vrchovištního potoka. Při

95

listopad 2000

1800 1400

7,36

6,45

1200

800

7,16

800 6,89

600

600

400

400

200

6,49

200

1

2

3

4

5

0

červenec 2001

1200 7,26

1

2

3

4

5

7,41

7,53

7,51

3

4

5

listopad 2001

1600

7,69

1400

7,13

1200 800

7,47

1000

600

5,8 6,4

800 600

4,73

400

ueq/l

ueq/l

7,44

1000 ueq/l

ueq/l

6,38

1000

1000

7,53

1400

7,71

1200

0

duben 2001

1600

7,48

1600

400 200 0

200 1

kationty: anionty:

2

3

4

5

BC=Σ(Ca2+, Mg2+,K+, Na+) RCOO-

0

1

2

ost. C=Σ(Al+, Fe2+, NH4+) ost. A=Σ(Cl-, NO3-, HCO3-)

H+ SO42-

Graf 6: Iontové složení profilu na Černé Opavě. Levý sloupec – kationty, pravý sloupec – anionty. Čísla pod sloupci odpovídají odběrovým bodům znázorněným na obrázku 1. Hodnoty pH jsou uvedeny nad každým sloupcem červencovém odběru v profilu 1 byla koncentrace DOC 29,9 mg/l a na stejném místě v listopadu pouze 2,1 mg/l, obdobně na odběrovém místě 2 kde DOC= 19,8mg/l v červenci a v listopadu je to pouze 2,1 mg/l. Při infiltraci z rašeliniště se zvedá koncentrace RCOO- na 200 µeq/l což představuje 30% podíl mezi anionty, bazické kationty klesají z hodnot kolem 1600 µeq/l na asi 600 µeq/l a sírany klesají z 350-400 µeq/l na zhruba 200 µeq/l. Spolu s těmito změnami klesá i pH potoční vody asi o 1,5. Za odběrovým místem 2 přibírá Vrchovištní potok pravostranný přítok a vliv organických kyselin z rašeliniště ztrácí na významu. Tak rašeliniště významně ovlivňuje tok jen asi 700 m v podélném profilu. Jelikož se snížily vstupy H+ a SO42-, tak mezi anionty při průtocích při kterých nedochází k výraznější infiltraci z rašeliniště dominuje hydrogenuhličitanový aniont, který není spotřebován na neutralizaci H+. Při větším průtoku a tím i větším příspěvku DOC se stává karboxylový aniont dominantní, tedy kyselost je způsobena přírodními organickými kyselinami. Tato kyselost spolu s postupným zvyšováním pH a tím i nárůstem zastoupení HCO3- má stále významný podíl na aciditě toku až po profil při soutoku s vodným přítokem, kde se ředí a svůj význam pravděpodobně ztrácí. Pro detailnější pohled na příspěvek RCOOna kyselost povrchových vod v této oblasti by musely být vzorky odebírány častěji, ale to vzhledem k finanční náročnosti analýz (DOC) nebylo v rámci této studie možné. Cílem také nebylo poukázat na dynamiku změn, ale pouze zjistit stavy v různých ročních obdobích. S jistotou můžeme však říci, že při nízkých nebo i normálních průtocích voda z rašeliniště významně neovlivňuje iontové složení, pouze při vysokých vodnostech s vysokou infiltrací z rašeliniště dochází ke snížení pH a vstupu RCOO-, který je odpovědný za aciditu povrchového toku. Jde tedy z velké části o přírodní aciditu a ne o aciditu způsobenou anorganickými kyselinami antropogenního původu. Její vliv však nezasahuje

96

daleko od zdroje (rašeliniště), jelikož dochází k míchání vody z přítoků a průtok se několikanásobně zvyšuje.

97

9. Limnologické poměry, kvalita vody a sedimentů v labském rameni u Obříství Bohumír Janský, Martin Šnajdr Opuštěná labská ramena (též označována jako „mrtvá“) byla v nedávné minulosti zcela na okraji společenského zájmu. Řada z nich byla postupně zavážena říčními sedimenty, které byly získávány při čištění říčního koryta, mnohá posloužila i jako skládky odpadů. Takto získané pozemky měly být postupně přeměněny na zemědělskou půdu. Dnešní pohled na poříční jezera je zcela odlišný. Považujeme je za důležitou součást ekosystému říčních niv, kde se uplatňují v mnoha pozitivních směrech. Z hlediska hydrologického ovlivňují tyto rozsáhlé vodní akumulace odtokový režim hlavního toku ve smyslu vyrovnávacím. V době sucha zásobují tok vodou a v období zvýšených průtoků naopak část vody zadržují resp. odtok zpomalují. Z hlediska protipovodňové ochrany nebyl jejich potenciál u nás dosud využit. Důležitý význam mají poříční jezera i ve smyslu krajinné ekologie. V jejich bezprostředním okolí se často zachovaly původní přírodní ekosystémy lužních lesů se specifickou faunou i flórou, které jsou dnes předmětem ochrany přírody. Řada poříčních jezer může kromě toho plnit i funkci rekreační. 1. Geografické charakteristiky studovaného území Jezero se nachází u obce Obříství, asi 5 km jižně od Mělníka a přibližně 15 km na sever od okraje Prahy. Je protaženo ve směru hlavního toku Labe a lokalizováno asi 6 – 7 km nad soutokem s Vltavou. Jeho severní (povodní) část dosahuje až k levému labskému břehu, jižní (protivodní) část je od tohoto břehu vzdálena jen několik desítek metrů. Polohu vymezují geografické souřadnice 50° 18' s. š. a 14° 29' v. d. Nadmořská výška hladiny kolísá mezi 157 a 158 m n.m. s výjimkou mimořádných povodňových situací. V mnoha mapách se můžeme setkat s označením „Staré Labe“. Tento název se však pro opuštěná labská ramena používá velmi hojně. V soupisu rybářských revírů (anonym 1988) je uveden název „Tůň u Obříství“. Širší okolí jezera je budováno horninami sedimentárního typu. V blízkosti Labe se nacházejí holocénní fluviální náplavy o mocnosti více než 10 metrů, které jsou tvořeny faciemi štěrkovitými, písčitými, hlinitými a jílovitými. Ve větší vzdálenosti od řeky se jedná o pleistocénní fluviální štěrkopískové terasy. Pod těmito kvartérními útvary se nalézají horniny svrchní křídy – slínovce a jílovce. V Mělnické kotlině se též vyskytují váté písky a spraše (Mísař a kol. 1983). Půdní pokryv tvoří převážně půdy hydromorfní. V blízkosti Labe se jedná o půdy nivní, v širším okolí nalezneme černozemě a slínovatky, těžké oglejené černozemě na slínech (Němec 1996). Z geomorfologického hlediska se studovaný objekt nachází v soustavě Česká tabule, v podsoustavě Polabská tabule, přičemž náleží ke geomorfologickému celku Středolabská tabule a ke geomorfologickému podcelku Mělnická kotlina (Czudek 1972). Ta je charakteristická rovinatým otevřeným terénem v oblasti soutoku Labe a Vltavy, modelovaným převážně akumulačními terasami štěrkopísků. Relativní výškové rozdíly jsou malé, nadmořská výška se s výjimkou několika elevací (např. Dřínov 246,7 m n. m.) a hřbetů (Turbovický a Cecemínský hřbet) pohybuje v rozmezí 160 až 180 m n.m. Slepé rameno má klasický podkovovitý tvar, je poměrně úzké (120 m v nejširší části) při délce údolnice kolem 1,5 km. Severní část se táhne k východu, jižní je protažena směrem k jihovýchodu. Do střední části jezera ústí mlýnský náhon a dvě menší strouhy s občasnými přítoky. Od řečiště Labe je jezero odděleno v severní části betonovou hrází s propustí. Za 98

běžných vodních stavů tudy vytéká voda z jezera do Labe. Jezero je napájeno dvěma přítoky. Prvním je podpovrchový nátokový kanál, přivádějící vodu z Labe, který začíná na levém břehu řeky, asi 10 m nad torzem jezu. Druhý zdroj představuje potok Černavka, jež ústí do centrální části jezera na jeho západní straně. Jezero, dolní část nivy potoka Černavky a lužní les vyplňující území mezi slepým ramenem a řekou Labe tvoří území navržené ke zvláštní ochraně jako MZCHÚ Zámecký les Obříství (Morávková 1999). Lužní les tvoří jilmové doubravy s početnou populací sněženky podsněžníku Galanthus nivalis. Na březích jezera rostou křovité vrbiny Salicetum triandrae a porosty ohroženého druhu Senecio fluviatilis (Kovář a kol. 1991). Dolní tok Černavky je součástí regionálního biokoridoru. 2. Vznik a vývoj jezera Řeka Labe bývala před několika staletími v úseku Jaroměř – Mělník přirozeným meandrujícím tokem, vytvářela četné zákruty a meandry a lemovala ji mrtvá ramena v různém stádiu zazemnění. Svůj přírodní charakter začalo Labe ztrácet v důsledku rozmanitých vodohospodářských úprav již za doby Karla IV. Ve 14. století se započalo s výstavbou pevných jezů, přičemž řeka byla z hlediska dopravních možností označována jako „královská silnice“ (Holub 1996). Intenzivní vodohospodářské úpravy se však prováděly až od počátku 20. století, kdy byly postaveny jezy se zdymadly u Mělníka a Obříství. O něco později se vybudovaly jezy se zdymadly v Nymburce a Poděbradech. V průběhu 2. světové války se Labe splavnilo až do Poděbrad. Podle Růžičky (1953) došlo v období 1800 – 1950 v důsledku regulací spojených s napřimováním toku ke zkrácení řeky v úseku Jaroměř – Mělník z původních 400 km na 178 km. V 70. letech byly dokončeny regulační úpravy toku mezi Veletovem a Týncem nad Labem, čímž se Labe splavnilo až do Chvaletic. V současnosti je řeka v úseku Mělník – Chvaletice plně kanalizována, což znamená, že břehy jsou uměle zpevněny a samotný tok lze přirovnat k soustavě průtočných nádrží. Rozsáhlé úpravy toku, které souvisely se splavňováním (napřímení toku, zpevnění břehů kamennou dlažbou, lomovým kamenem či betonem, výstavba jezů), vedly ke vzniku většiny „opuštěných ramen“. V převážné většině vznikla tedy tato poříční jezera až po zásazích člověka. Takovým případem je i slepé labské rameno u Obříství. Podle Honlova náčrtku v měřítku 1 : 100 000 (Honl 1939) tvořilo Labe na konci 17. století u obce Obříství pouze nevýrazný zákrut. Autor však uvádí, že takto vypadal tok pouze pravděpodobně. Na mapě vytvořené v rámci prvního vojenského mapování (tzv. josefské mapování), jež bylo provedeno v českých zemích na příkaz Marie Terezie v letech 1763 – 1767, vytváří Labe u Obříství výrazný zákrut typu meandru3. Dlužno ovšem dodat, že toto mapování se neopíralo o triangulaci a omezilo se jen na doplnění zvětšenin starších map, které byly považovány za spolehlivé. Měření směrů se provádělo busolou, vzdálenosti krokováním nebo odhadem. Nadmořské výšky nebyly při mapování určovány a terén se znázorňoval šrafováním. Celkový mapový obraz terénu byl tedy poměrně zkreslen. Podle mapy, jež byla vyhotovena v rámci druhého vojenského mapování (tzv. Františkovo mapování), které u nás probíhalo v letech 1819 – 1858, se tok Labe za Obřístvím prudce stáčí k východu (o více než 90°), aby se vzápětí stočil asi o 60° směrem k severovýchodu. Druhé vojenské mapování bylo již založeno na triangulačním měření a v českých zemích na měření katastrálním. Při tomto mapování se u nás poprvé objevily dřevěné konstrukce

3

Podle české odborné terminologie se jedná o meandr, pokud se sm ěr toku změní o více než 180°.

99

trigonometrických bodů. Terén byl znázorněn šrafováním a výšková měření se omezila jen na trigonometrické body. Na katastrální mapě Obříství z roku 1842 je zakreslen šikmý pevný jez s propustí a mlýnský náhon, přičemž tyto dva objekty spolu funkčně souvisely. V blízkosti budoucího severního (povodního) konce mrtvého ramene se nacházel říční ostrov. Další mapa je součástí třetího vojenského mapování, jež se u nás provádělo v letech 1875 – 1884. Grafickým polohopisným podkladem byla zmenšená kresba katastrálních map z měřítka 1 : 2880 do měřítka 1 : 25 000. Výškovou kostrou byly trigonometrické body, jejichž výšky se odvodily od bodů přesné nivelace. Výšky se určovaly zpravidla trigonometricky, ve velkých zalesněných prostorech také barometricky. Výšková členitost krajiny byla znázorněna kombinací kót, šraf a vrstevnic po 20 nebo 10 metrech. Na této mapě jsou rovněž zakresleny šikmý pevný jez s propustí, mlýnský náhon a říční ostrov. Z hlediska vzniku jezera se jeví důležitou katastrální mapa obce Kly z roku 19044. Zákrut řeky je zde ještě průtočný, na mapě je patrný šikmý pevný jez s propustí. V letech 1908 – 1913 byl postaven u Obříství zhruba na úrovni starého šikmého pevného jezu s propustí nový jez se zdymadlem (Stahl 1972). Stavbu prováděla firma Kindl z Prahy. Práce začaly výkopem stavební jámy pro plavební komoru dne 29. dubna 1908. Do konce listopadu 1911 byla smontována konstrukce členěného stavidlového jezu a celý objekt se dokončil v roce 1913, kdy proběhla kolaudace (Trejtnar a kol. 1978). Tok Labe se zde v souvislosti s výstavbou nového jezu napřímil, a tak došlo k oddělení původního říčního ramene komunikujícího s Labem v severní části. Situace je zachycena na mapách z období 1. republiky. Při modernizaci labské vodní cesty v letech 1972 – 1974 byl u Obříství vybudován moderní sektorový jez. Byl postaven asi 400 metrů po proudu od jezu původního (ještě nad vyústěním slepého ramene). Torzo původního jezu je dnes národní technickou památkou pro svoji jedinečnost a zachovalé pilíře navržené architektem Janákem (Anonym 1999). V 70. letech došlo ke zrušení jezu v Mělníku – Hadíku (o několik kilometrů dále po proudu), což mělo za následek pokles hladiny vody v řece. Aby zůstala výška hladiny ve slepém rameni na původní úrovni, byla v místě, kde mrtvé rameno ústí do Labe, postavena betonová hráz s propustí5.

3. Vyměření půdorysu jezera a morfometrické charakteristiky jezerní pánve Vyměření půdorysu jezera včetně změření jeho hloubek proběhlo ve dnech 29. – 31. května 2001. Při vyměřování břehové linie jezera byl podél břehů vytýčen polygonový pořad s 91 polygonovými vrcholy. Celková délka stran činila 4132,3 m, průměrná délka strany dosahovala 45,4 m. Počet změřených kolmých vzdáleností činil 411, přičemž jednotlivé kolmčky byla vzdáleny průměrně 10,1 m. Hloubky se měřily z gumového člunu na 54 příčných profilech. Na batymetrické mapě vytvořené v prostředí programu MapInfo Professional byly poté kartometricky určeny základní charakteristiky jezera uvedené v tabulce č. 1. Tabulka 1: Morfometrické charakteristiky jezera plocha P 4

11,282 ha

Obec Kly se nachází na protějším labském břehu, katastrální mapa Obříství z této doby nebyla k dispozici. 5

Podle ústního sdělení L. Houšteckého, jezného a předsedy MO ČRS Obříství.

100

délka břehové linie (obvod) délka maximální šířka průměrná šířka stupeň členitosti břehové linie maximální hloubka objem jezerní pánve střední hloubka (volumometrická) hloubkový koeficient relativní hloubkový koeficient

O L B max B prům R H max V H stř K K relat

P/L O/2√π√P

V/P H stř/H max H max/√P

4014 m 1483 m 121 m 76 m 3,37 1,6 m 98 000 m3 0,87 m 0,54 0,0048

Tabulka 2: Morfometrické charakteristiky jezerní pánve I délka hloubnice % z plochy hloubka plocha (m) jezera (m) hloubnice (%) (ha) 0,0 11,28 100 4014 0,4 9,58 84,9 3741 0,6 8,30 73,6 3534 0,8 6,92 61,3 3187 1,0 4,17 36,9 2278 1,2 2,46 21,8 1237 1,4 1,41 12,5 835 1,6 0,11 1,0 327

Tabulka 3: Morfometrické charakteristiky jezerní pánve II hloubkový plocha % z plochy objem stupeň hloubkového jezera hloubkového (m) stupně (ha) stupně (m3) 0,0 – 0,4 1,70 15,1 3400 0,4 – 0,6 1,28 11,3 6400 0,6 – 0,8 1,39 12,3 9700 0,8 – 1,0 2,75 24,4 24800 1,0 – 1,2 1,71 15,1 18800 1,2 – 1,4 1,05 9,3 13700 1,4 – 1,6 1,41 12,5 21200

% objemu jezera

3,5 6,5 9,9 25,3 19,2 14,0 21,6

Obrázek 1: Bathymetrická křivka tůně u Obříství

101

Bathymetrická křivka jezerní pánve

plocha (ha) 0

2

4

6

8

10

12

0,0 0,2

hloubka (m)

0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 1,4 1,6 1,8

Námi změřené jezero dosahuje větší plochy (11,28 ha), než udává Anonym (1988), tj. 9,0 ha. Z batymetrických měření dále vyplývá, že jezero dosahuje větších hloubek u bývalého nárazového břehu někdejšího labského ramene, přičemž maximální hloubky se nacházejí v centrální části jezerní pánve. Dnes je však již na obou koncích, nejvíce ovlivňovaných labskými záplavami, silně zaneseno. Z bathymetrické křivky (obr. 1) byl graficky určen objem jezera, který činí 98 000 m3, a objemy jednotlivých hloubkových stupňů. Poměrně malá je střední hloubka jezera - činí pouhých 87 cm. Všechny uvedené hodnoty morfometrických charakteristik platí při nadmořské výšce hladiny 157,16 m. 4. Hydrografický přehled a základní črty hydrologického režimu Opuštěné rameno se nachází na úrovni labského jezu se zdymadlem, kde spád hladin činí 3,80 m (nadmořská výška nominální vzduté hladiny, tzv. horní voda, je na úrovni 159,30 m; nadmořská výška nominální provozní hladiny následujícího jezu v D.Beřkovicích, tzv. dolní voda, je na úrovni 155,50 m). Součástmi vodního díla jsou malá vodní elektrárna a rybí přechod. Voda do jezera přitéká jednak prostřednictvím potoka Černavky, ústícího do jeho centrální části, jednak podpovrchovým nátokovým kanálem, který přivádí vodu z Labe. Ten začíná na levém labském břehu, asi 10 m nad torzem jezu a ústí do jezera na jeho jižním konci. V minulosti se jím v podzimních měsících přiváděla voda z Labe. Na Černavce v obci Úžice býval totiž v provozu cukrovar, který v době řepných kampaní silně zatěžoval vodu potoka organickými látkami. V důsledku nízké koncentrace rozpuštěného kyslíku hrozil úhyn ryb. Přiváděním labské vody se naředěním sledovalo snížení organického znečištění a zvýšení koncentrace kyslíku ve vodě slepého ramene. V současné době je přítok vody nátokovým kanálem omezen. Na severním (povodním) konci slepého ramene se nachází betonová hráz s propustí, kterou za obvyklých vodních stavů vytéká voda z ramene do Labe. Výtok vody zde lze regulovat. Měření průtoků vody na přítocích a odtoku nebylo však vzhledem ke konstrukci propustí a malé rychlosti proudění u potoka Černavky možné.

102

V průběhu hydrologického roku 2000/2001 (od 1.11.00 do 31.10.01), bylo na vodočetné lati umístěné asi 100 m severně od ústí Černavky registrováno kolísání vodní hladiny jezera. Celkem bylo provedeno 48 odečtů výšky hladiny. Dne 19. října 2001 byla pomocí nivelačního pořadu zaměřena nadmořská výška hladiny v jezeře a rovněž nadmořská výška koruny betonové hráze na severním konci slepého ramene. Při měření se vycházelo od bodu státní nivelace, který se nachází na jezu Obříství a od betonové hráze je vzdálen přibližně 300 metrů6. Nadmořská výška betonové hráze činí 157,54, hladina jezera ležela v úrovni 157,22 m n.m. a nula na vodočtu v nadmořské výšce 157,06 m. Toto měření umožnilo přepočet relativních výšek získaných odečtem z vodočetné latě na výšky absolutní. V průběhu hydrologického roku 2000/2001 kolísala hladina vody v jezeře v rozpětí 86 cm. Minimální výška byla odečtena 21. června 2001 (157,10 m n. m.), maximální pak 22. července 2001 (157,96 m n. m.). Po většinu sledovaného období se však hladina pohybovala mezi 157,10 m n. m. a 157,50 m n.m. Nad úroveň koruny betonové hráze se voda dostala pouze čtyřikrát – v dubnu, červenci a v září (obr. 4). Zajímavé je porovnání kolísání výšky hladiny v mrtvém rameni a v řece7. Po většinu hydrologického roku 2000/2001 se hladina v jezeře pohybovala mezi horní a dolní vodou. Několikrát se však hladina v jezeře a dolní voda dostaly na podobnou úroveň. Z obrázku 4 je rovněž dobře patrná značná rozkolísanost dolní vody oproti vodě horní. V lednu a únoru 2002, kdy se již odečítání na vodočetné lati systematicky neprovádělo, došlo k největším výkyvům hladiny vody v jezeře (obr. 5). Dne 31. ledna 2002 v 7 hodin ráno dosáhla výška hladiny úrovně 160,04 m n.m., to znamená, že nad korunou betonové hráze se nacházelo 250 cm vody! 5. Fyzikální vlastnosti akumulované vody Celkem 5x během hydrologického roku 2000/ 2001 byly měřeny fyzikální vlastnosti akumulované vody - teplota (na hladině a ve vodním sloupci po 0,5 m), průhlednost, barva a vodivost (konduktivita). Měření se prováděla uprostřed jezera za pomoci člunu. Vzhledem k tomu, že jezero je velmi mělké (maximální hloubka jen za vyšších vodních stavů překračuje 2 m), nedala se předpokládat výrazná změna teploty s hloubkou. V době, kdy na hlubokých nádržích dochází k letní stratifikaci teplot, bývá u takto mělkých jezer celý vodní sloupec v podstatě epilimniem. Malá hloubka rovněž zapříčiňuje značnou rozkolísanost teploty vody během roku v závislosti na teplotě vzduchu. Hypolimnium se stálou teplotou kolem 4 °C se zde nevyskytuje (Lellák, Kubíček 1992). Oba dva předpoklady se měřením potvrdily. Tabulka 4: Výsledky měření teplot vody v jezeře během hydrologického roku 2000/2001 (°C) 10.11.00 2.4.01 28.6.01 19.10.01 29.11.01 x hladina 7,1 7,9 23,5 12,0 1,8 10,5 0,5 m 7,5 7,9 22,4 12,2 2,2 10,4 1,0 m 7,5 7,1 21,2 12,0 2,9 10,1 1,5 m 7,4 6,0 -* -* 3,2 5,5 x - aritmetický průměr * hloubka 1,5 m nebyla nalezena K zámrzu jezera došlo v období od 26. prosince 2000 do 13. února 2001. Průhlednost vody ovlivňují tři faktory: zákal (turbidita), obsah rozpuštěných barevných látek a teplota vody (teplá voda absorbuje světlo intenzivněji než voda studená). Zákal 6 7

Zaměření provedl M. Šobr Data o kolísání výšky hladiny na jezu Ob říství poskytlo Povodí Labe, Hradec Králové.

103

způsobují jednak jemné anorganické částice rozptýlené ve vodním sloupci, jednak se může jednat o zákal vegetační, jenž je zapříčiněn masovým výskytem bakterioplanktonu, fytoplanktonu, případně organickým detritem z rozložené vegetace. Vegetační zákal souvisí s teplotou vody. Pokud je průhlednost ovlivněna především tímto typem zákalu, bývá v zimě větší než v létě (Lellák a Kubíček, 1992). Tabulka 5: Průhlednost vody v jezeře (cm, měřeno Secchiho kotoučem) 10.11.00 2.4.01 28.6.01 19.10.01 29.11.01 x 70 70 39 72 65 63 x - aritmetický průměr Z pěti provedených měření se ve čtyřech případech průhlednost pohybovala v úzkém intervalu 65 – 72 cm s výjimkou měření v červnu, kdy byla zjištěna hodnota poloviční. Takto nízké průhlednosti jsou typické pro eutrofní vody typu rybníků. Vzhledem k letnímu rozvoji planktonu bývají letní průhlednosti těchto vod výrazně nižší. Barva vody je dána látkami rozpuštěnými nebo suspendovanými ve vodě a mikroskopickými organismy vyskytujícími se ve vodním sloupci (Lellák a Kubíček, 1992). Secchiho kotouč se na zastíněném místě ponoří do hloubky rovnající se polovině zjištěné průhlednosti (Janský 1975). Při porovnání s Ule-Forelovou stupnicí (celkem 21 barevných odstínů) byla voda zařazena do stupňů 15 až 17, tzn. že mírně kolísala v rozmezí barev od zelenožluté po hnědožlutou (tabulka 6). Tabulka 6: Barva vody v jezeře při porovnání s Ule-Forelovou stupnicí 10.11.00 2.4.01 28.6.01 19.10.01 29.11.01 č. 16 č. 17 č. 17 č. 16 č. 15 Vodivost (konduktivita) vody závisí na množství rozpuštěných disociovaných látek. Odpovídá koncentraci kationtů a aniontů ve vodě, ovšem bez možnosti určení jejich druhu. Zjištěné výsledky dokládají poměrně vysoké zastoupení disociovaných látek, především na jaře a v létě. Tabulka 7: Vodivost vody v jezeře (μS/cm) měřená konduktoměrem 10.11.00 2.4.01 28.6.01 19.10.01 29.11.01 806 992 918 552 x- aritmetický průměr

x 817

6. Zdroje znečištění a jakost vody Kvalita vody a sedimentů v labských poříčních jezerech je ovlivněna kvalitou vody v Labi. Souvisí to s hydrologickým režimem říční nivy, kde převládají sedimenty s vysokou propustností a rovněž s povrchovou komunikací těchto vodních objektů. Řada labských ramen je spojena s hlavním tokem i za průměrných vodních stavů, v jiných případech pouze při povodních. Podobně je tomu i v případě slepého ramene u Obříství. Pro posouzení vlivu Labe byly zvoleny dva nejblíže ležící profily státní sítě ČHMÚ, kde je monitorována jakost povrchových vod od roku 1963. Profil Jiřice se nalézá na říčním km 17,23, tedy asi 10 km od jezera proti proudu, ještě nad Neratovicemi s průmyslovým gigantem – Spolanou. Profil Obříství (poslední nad soutokem s Vltavou) se nalézá na říčním km 4,73, tedy asi 1 km od jezera směrem po proudu. Vývoj jakosti vod je dokumentován na příkladu šesti kvalitativních parametrů indikujících znečištění – biochemické spotřeby kyslíku za 5 dní (BSK-5), chemické spotřeby kyslíku při oxidaci manganistanem draselným (CHSK-Mn), obsahem amonného dusíku (NH4-N), dusičnanového dusíku (NO3-N), fosforečnanového fosforu (PO4-P) a celkovým obsahem

104

fosforu (celk. fosfor). U většiny ukazatelů dochází k postupnému snižování koncentrací (viz grafy na obr. 6 a 7). Výjimkou jsou koncentrace dusičnanů, které setrvávají na zhruba stejné úrovni. Kromě labské vody byla jakost vody v poříčním jezeru u Obříství v minulosti zřejmě ovlivňována dvěma bodovými zdroji znečištění – chemickým závodem Spolana Neratovice a cukrovarem Úžice. Spolana Neratovice byla založena v roce1950, chemická výroba je ovšem spojena s Neratovicemi již od počátku 20. století (Holub 1996). Vznik a rozvoj chemického průmyslu v tomto městě byl podmíněn jednak polohou při Labi, jednak existencí železničního spojení. V současnosti se areál závodu rozkládá na ploše téměř 200 ha. Východní stranou přiléhá k levému labskému břehu, na severu hraničí s přírodní rezervací Černínovsko (lužní les s jiným poříčním jezerem). Podnik vyráběl či vyrábí širokou škálu chemikálií – hydroxid sodný, kapalný chlór, kyselinu chlorovodíkovou, kyselinu sírovou, síran amonný, síran sodný, kaprolaktam, umělou střiž, hnojiva, přípravky na ochranu rostlin, veterinární přípravky, umělá sladidla, lineární alfa olefiny, PVC a další. Na západní straně ústí do jezera potok Černavka, který pramení západně od Kozomína v nadmořské výšce 218 m. Jde o vodohospodářsky významný tok s délkou 15,5 km, plochou povodí 74,2 km2 a průměrným průtokem v ústí 0,06 m3/s. Většina jeho přítoků je regulována, přičemž mají charakter melioračních kanálů, jež odvodňují kdysi rozsáhlá slaniska, která se vyskytovala v širokém pruhu od Úžic k Chlumínu (Morávková 1999). V obci Úžice býval u před lety v provozu cukrovar. Odpadní vody z cukrovarů jsou charakteristické vysokými koncentracemi snadno rozložitelných organických látek (BSK5 se pohybuje řádově v tisících mg/l) a přítomností toxických saponinů. Obsahují rovněž značné množství nerozpuštěných látek (Pivokonský, Janský 2001). Ke znečišťování povrchových vod cukrovary dochází v době řepné kampaně (říjen až prosinec). Podle místních sdělení míval cukrovar v Úžicích v této době na mrtvé rameno u Obříství značně negativní vliv, přičemž působil pokles koncentrací rozpuštěného kyslíku, čímž byla ohrožena ichtyocenóza jezera. Kvalita vody v jezeře byla sledována rovněž vlastními odběry vrorků vody a jejich vyhodnocením v laboratoři Ústavu pro životní prostředí na PřFUK v Praze. Během sedmi kampaní bylo během let 2000 a 2001 odebráno celkem 23 vzorků vody. Výsledky jsou zachyceny v tabulce 8 a grafech na obr. 8 a 9. Tabulka 8: Průměrné hodnoty koncentrací látek – jezero u Obříství (vlastní rozbory) Parametr x Teplota (°C) 9,0 pH 8,47 Vodivost (μS/cm) 854 KNK do pH = 4,5 (mmol/l) 4,2 CHSKMn (mg/l) 14,0 Nasycení kyslíkem (%) 105,4 BSK5 (mg/l) 6,7 Tvrdost (mmol/l) 5,3 Vápník (mg/l) 150 Chloridy (mg/l) 73 Železo (mg/l) 0,04 Mangan (mg/l) 0,10 Amon. dusík (mg/l) 0,51 Dusit. dusík (mg/l) 0,11 Dusič. dusík (mg/l) 8,5 Rozp. anorg. dusík (mg/l) 9,1 Fosforečnan. fosfor (mg/l) 0,13 105

Vzhledem k malému počtu odběrů (z jednoho místa maximálně sedm) není možné zařadit vodu do tříd jakosti podle ČSN 75 7221. Lze však konstatovat, že voda je znečištěna organickými látkami (BSK5, CHSKMn) a živinami (dusík, fosfor). Obsahuje též značné množství chloridů a vápníku. Z vysokých koncentrací vápníku vyplývá vysoká tvrdost a vyší hodnota pH vody. Ve srovnání s labskou vodou vykazuje voda v mrtvém rameni větší znečištění. U většiny sledovaných parametrů (vodivost, celková alkalita KNK4,5, CHSKMn, BSK5, vápník, chloridy, dusičnanový dusík, rozpuštěný anorganický dusík) dosahuje aritmetický průměr koncentrace zhruba dvoj- až trojnásobku. Z hlediska některých jiných parametrů je však voda v jezeře méně zatížena. Nižší hodnotu má např. průměrná koncentrace fosforečnanového fosforu, přibližně poloviční úrovně dosahují průměrné koncentrace manganu, v případě železa jde o koncentrace řádově nižší. Co se amoniakálního a dusitanového dusíku týče, jsou průměrné koncentrace v jezeře a v labské vodě srovnatelné. Reakce vody (pH) v mrtvém rameni je o několik desetin stupně vyšší. K zajímavým výsledkům by se dospělo při porovnání kvality vody v jezeře a v řece při současném sledování. Toto srovnání však nebylo možno učinit vzhledem k tomu, že mezi odběry z jezera a odběry ve státních profilech na Labi jsou zpravidla několikadenní až dvoutýdenní časové prodlevy. Žádný ze sledovaných parametrů chemismu jezerní vody nevykazuje závislost na místě odběru (betonová hráz, ústí Černavky, bývalý mlýnský náhon). Parametry indikující znečištění vody dosahují extrémních hodnot především na jaře a v létě. S výjimkou fosforečnanového fosforu se jedná o maxima. Z hlediska zastoupení jednotlivých forem rozpuštěného anorganického dusíku, jsou výjimečné odběry v zimním období 2000/2001 (listopad, únor), kdy byl více zastoupen amoniakální dusík a červencový odběr s vysokým procentem dusíku dusitanového a amoniakálního. 7. Hydrobiologické rozbory V dubnu, červnu a říjnu roku 2001 byly provedeny odběry a následné zevrubné hydrobiologické rozbory sestávající z mikroskopického obrazu povrchové vody (včetně výpočtu saprobního indexu), určení procentuálního zastoupení jednotlivých skupin zooplanktonu, stanovení celkové koncentrace fosforu a chlorofylu a. Kromě toho se každý kalendářní měsíc od dubna do října odebraly vzorky zooplanktonu8. Počet individuí jednotlivých druhů organismů v 1 ml vody byl stanoven pomocí Cyrovy komůrky (Hrbáček a kol. 1985). Na základě procentuálního zastoupení jednotlivých druhů organismů byl vypočten saprobní index podle Pantleho a Bucka ve Sládečkově modifikaci (Sládeček a kol. 1981): SI = ∑ Si * hi / ∑ hi, kde SI je saprobní index, Si - individuální saprobní index organismu a hi abundance daného organismu ve vzorku. Procentuelní zastoupení jednotlivých skupin zooplanktonu bylo určeno pomocí SedgwickRafterovy komůrky (Hrbáček a kol.1985). Jednotlivé druhy organismů byly určeny optickým mikroskopem. Stanovení koncentrace chlorofylu a bylo provedeno spektrofotometricky po předchozím přefiltrování vzorku a loužení zachycené biomasy etanolem. Tabulka 9: Saprobní indexy podle Pantleho a Bucka (in Sládeček V. a kol. 1981) 8

Při analýzách jsme spolupracovali s RNDr. J Fottem z katedry pyrazitologie a hydrobiologie na P řFUK Praha a s RNDr. L. Růžičkou s Povodí Vltavy.

106

2.4. 2,10

14.6. 2,12

23.10. 2,16

Tabulka 10: Celková koncentrace fosforu (mg/l) 2.4. 14.6. 0,166 0,32

23.10. 0,171

Tabulka 11: Koncentrace chlorofylu a (μg/l) 2.4. 14.6. 110,7 278,5

23.10. 40,8

Obr. 10: Zastoupení jednotlivých skupin zooplanktonu 2.4.

Rotatoria Cladocera Copepoda

14.6.

Rotatoria Cladocera Copepoda

23.10.

Rotatoria Cladocera Copepoda

Z nižších rostlin (řas) jednoznačně převažují Bacillariophyceae, přičemž se jedná především o rod Stephanodiscus. Rozdíly mezi jarním, letním a podzimním vzorkem jsou patrné v četnosti (počet individuí v 1 ml) jednotlivých skupin organismů, méně již v procentuálním zastoupení. Vypočítané saprobní indexy zařazují jezero u Obříství mezi vody beta-mezosaprobní. V případě zooplanktonu roste od jara do podzimu zastoupení skupin Cladocera a Copepoda na úkor skupiny Rotatoria. Podle zjištěných celkových koncentrací fosforu jde o ekosystém eutrofní až hypertrofní. Vysoké koncentrace chlorofylu a odpovídají velkému počtu individuí nižších rostlin a nízké průhlednosti vody. To platí i v případě

107

zjištěných extrémů těchto veličin. V červnu byla zjištěna maximální koncentrace chlorofylu a, stanoven maximální počet individuí nižších rostlin (řas) a naměřena minimální průhlednost vody. Z výsledků rozborů vyplývá, že slepé labské rameno u Obříství patří z hydrobiologického hlediska mezi běžné labské tůně s vysokým predačním tlakem planktonožravých ryb, což je patrné z nízkého zastoupení velkých filtrátorů (skupina Cladocera) v rámci zooplanktonu, jelikož jsou jejich populace těmito rybami neustále decimovány. To přispívá k rozvoji fytoplanktonu. Naměřené koncentrace chlorofylu a, zjištěné celkové koncentrace fosforu a vypočítané saprobní indexy jsou charakteristické pro vody typu rybníků. Mezi důležité faktory ovlivňující hydrobiologické poměry patří využívání jezera ke sportovnímu rybolovu. Jezero je součástí rybářského revíru Labe 15 – MO Obříství sestávajícího z úseku řeky Labe a několika opuštěných ramen a rybníků (Anonym 1988). Údaje o počtu ulovených kusů a kilogramů jednotlivých druhů ryb existují jen za celý revír. Nicméně do zkoumaného jezera je dle sdělení předsedy MO ČRS Obříství vysazována dvouroční násada kapra obecného Cyprinus carpio, lína obecného Tinca tinca, amura bílého Ctenopharyngodon idella, štiky obecné Esox lucius a candáta obecného Stizostedion lucioperca. Pracovníci Českého rybářského svazu zajišťují rovněž základní péči o jezero a jeho nejbližší okolí (odstraňování kmenů stromů z vody, čištění břehů po povodních, zimní prosekávání ledu, instalace aerátoru). Odbahňování se v současnosti neprovádí. Naposledy sem pro nahromaděné sedimenty jezdili sedláci ve 20. letech 20. století (při odstavení jezu v Mělníku – Hadíku) a odváželi je na pole9. Na jižním konci ramene u fotbalového hřiště je dodnes morfologicky patrný někdejší vjezd. 8. Těžké kovy v jezerních sedimentech Toxicita těžkých kovů je všeobecně známa. V povodí Labe se nachází celá řada zdrojů těchto polutantů (in Šnajdr 2002). Jelikož se jedná o prvky, nemohou být v prostředí eliminovány rozkladem. Důležitou vlastností těžkých kovů ve vodním prostředí je jejich vazba na jemné částice suspendované ve vodě. V místech s nižší rychlostí proudění vody dochází k sedimentaci plavenin, přičemž těžké kovy přecházejí do říčních sedimentů. Za určitých fyzikálně-chemických podmínek však může dojít k mobilizaci těžkých kovů zpět do vodního prostředí, kde se mohou projevit jejich toxické účinky. Těžkými kovy v sedimentech řeky Labe se zabývala celá řada badatelů a institucí. Spěváčková (1991) stanovila obsahy těžkých kovů v říčních sedimentech Labe a jeho přítoků. Směsné vzorky sedimentů byly odebrány na 15 lokalitách rozmístěných po celém toku české části Labe od Bílé Třemešné až po Hřensko a na 10 lokalitách hlavních přítoků před jejich ústím do Labe. V Hřensku byl kontinuálně zachycován sediment odběrovým zařízením. Svátek (1994) se zabýval kvalitou dnového sedimentu na horním a středním Labi, přičemž odebral vzorky na 4 místech (Hostinné, Hradec Králové – Předměřice, Valy, Nymburk). Veselý a Gurtlerová (1996) prokázali kontaminaci Labe již středověkou těžbou a zpracováním stříbrných rud v okolí Kutné Hory. Hubálek (1999) provedl v období od července 1998 do dubna 1999 pět odběrů sedimentu na 9 lokalitách (od Veletova po Mělník) a stanovil v nich rtuť. V posledním desetiletí se měřením obsahu těžkých kovů v říčních sedimentech Labe systematicky zabývá vodohospodářská laboratoř Povodí Labe v Hradci Králové. Do odstavených říčních ramen vtéká při povodních voda se značným množstvím plavenin. Vlivem ztráty rychlosti proudění zde dochází k jejich sedimentaci. Během klesající fáze povodně voda ze slepého ramene pomalu vytéká, avšak sediment zůstává. Oddělené rameno 9

Podle informací pracovníků ČRS, MO Obříství

108

se tak postupně zanáší. Vrstva sedimentů zde bývá značně mocná, přičemž se jedná o sedimenty i desítky let staré. Vzorek sedimentu byl odebrán 29. listopadu 2001 asi 20 m od betonové hráze, kde se očekávala jeho značná mocnost a hloubkové poměry (0,3 – 0,5 m) umožňovalyodběr bez nutnosti použití člunu. K odběru byla použita novodurová trubice o průměru několika centimetrů, která byla vražena do dna. Uzavření její horní části korkovou zátkou umožnilo vytažení trubice i s materiálem. Sloupec sedimentu dosahoval délky kolem 60 cm, přičemž byl rozdělen na tři části (dále „horní“, „střední“ a „dolní“). Odběr byl několikrát opakován. Materiál byl poté uložen do širokohrdlých plastových lahví a uskladněny ve tmě při 4 °C. Při chemickém rozboru sedimentů se pracuje pouze s částicemi o velikosti do 63 μm, nověji do 20 μm. Za tímto účelem byl v laboratoři Ústavu hydrogeologie, inženýrské geologie a užité geofyziky na PřF UK proveden zrnitostní rozbor vzorků kombinací hustoměrné zkoušky a sítového rozboru. Metodu podrobně popisuje Zavoral a kol. (1987), detailní metodický postup zrnitostního i chemického rozboru uveden v magisterské práci Šnajdra (2002). Ze zrnitostních křivek (obr. 10) vyplynulo, že největší podíl frakce do 63 μm byl u dolní části vzorků (78,20 %) a nejmenší u horní části (40,28 %). V případě části střední činil 60,74 %. Obsah frakce do 20 μm byl rovněž největší u dolní části vzorku (přes 40 %). Naměřené koncentrace těžkých kovů byly hodnoceny ze čtyř hledisek: 1) Porovnáním s přirozenými (pozaďovými) koncentracemi pro jílové sedimenty podle Turekiana a Wedepohla (Wedepohl 1969 – 1974 in Spěváčková 1991). 2) Porovnáním koncentrací v jednotlivých vrstvách (horní, střední, dolní). Při tom předpokládáme, že s hloubkou roste stáří sedimentu, tzn. je možné porovnat kontaminaci sedimentů starších a mladších. 3) Stanovením rozdílů mezi frakcemi do 63 μm a do 20 μm (u výluhu směsí kyselin HCl a HNO3, u rtuti). Podle geochemických poznatků by s rostoucí jemností měla růst i koncentrace těžkých kovů. 4) Porovnáním s hodnotami zjištěnými v říčních sedimentech Labe v blízkosti slepého ramene u Obříství (Spěváčková 1991 – Mělník – Hadík; Hubálek 1999 – Obříství, Mělník – Hadík). Spěváčková i Hubálek analyzovali frakci do 63 μm shodnými metodami. V laboratořích Povodí Labe, Hradec Králové jsou vzorky sedimentů podrobeny totálnímu rozkladu kyselinou fluorovodíkovou, a proto nelze srovnání učinit. Ad 1: Největší nabohacení oproti přirozené (pozaďové) koncentraci bylo zjištěno u stříbra (o 2 řády). Následují olovo, kadmium, zinek a rtuť (o 1 řád). V případě chromu, mědi a manganu se naměřené koncentrace pohybovaly kolem dvojnásobku až trojnásobku přirozené hodnoty. Zjištěné koncentrace kobaltu odpovídaly koncentraci pozaďové. Naměřené obsahy niklu a železa byly nižší než obsahy přirozené. Ad 2: Růst koncentrace s hloubkou byl zjištěn u olova, zinku, manganu a rtuti. Naopak pokles obsahu s hloubkou vykazovaly nikl a železo. V ostatních případech se koncentrace naměřené v různých vrstvách příliš nelišily. Ad 3: Výrazně vyšší koncentrace ve frakci do 20 μm oproti frakci do 63 μm byly zjištěny u zinku (pouze horní vrstva), železa (pouze horní vrstva), manganu a rtuti. Naopak nižší koncentrace ve frakci do 20 μm oproti frakci do 63 μm byla stanovena u niklu (pouze dolní vrstva). V ostatních případech se obsahy naměřené ve frakci do 20 μm a ve frakci do 63 μm výrazně nelišily. Ad 4: Ve srovnání s koncentracemi v říčním sedimentu byly koncentrace v sedimentu mrtvého ramene vyšší v případě chromu, stříbra, manganu (pouze střední a dolní) a rtuti. Naopak nižší hodnoty se zjistily u mědi, kadmia, zinku (pouze horní) a železa. V ostatních případech se obsahy v říčním sedimentu a sedimentu mrtvého ramene příliš nelišily.

109

9. Závěr Fluviální jezero u Obříství je poměrně mladé, jeho stáří dosahuje necelých 100 let. Podle vzniku jej můžeme zařadit mezi „umělá slepá ramena“, kdy ke ztrátě průtočnosti došlo zásahem člověka. Měření hloubek potvrdilo, že je velmi mělké a na obou koncích značně zanesené. To je způsobeno malou vzdáleností obou konců od řečiště Labe a hromaděním sedimentů při povodních. Výška hladiny v mrtvém rameni v průběhu roku značně kolísá, což je dáno hydraulickým spojením s říčním tokem. Za velkých povodní dochází k zalití prostoru mezi východním (vnitřním) břehem a Labem, západní (vnější) břeh se na některých místech posouvá o stovky metrů a zaplavuje přilehlou pastvinu. V důsledku malé hloubky se teplota vody v průběhu roku výrazně mění v závislosti na změnách teploty vzduchu a v celém vodním sloupci je téměř stejná. Výsledky hydrobiologických rozborů prokázaly, že se jedná o eutrofní až hypertrofní ekosystém typu rybníka s vysokým predačním tlakem planktonožravých ryb. Živiny do jezera přináší řeka Labe a rovněž potok Černavka protékající intenzivně zemědělsky využívanou krajinou. Z chemických parametrů je výrazné zastoupení živin (sloučeniny dusíku a fosforu) a rovněž organické zatížení vyplývající ze silného letního oživení. Vysoké jsou i koncentrace vápníku, z nichž plyne vysoká tvrdost vody a vyšší pH. Sedimenty jsou kontaminovány těžkými kovy, především stříbrem, olovem, zinkem, rtutí a kadmiem. Tyto polutanty pocházejí pravděpodobně z doby nekontrolovaného vypouštění odpadů (hlavně z chemického průmyslu) do řeky Labe. Vlivem úprav koryta ztratilo Labe schopnost tvorby slepých ramen, přičemž ta dříve vzniklá se přirozeně zazemňují. Z hlediska další funkčnosti těchto cenných ekosystémů by bylo vhodné tato bývalá labská ramena znovu zprůtočnit. Labská voda dosahuje dnes ve většině parametrů již lepší kvality než voda v poříčních jezerech. Zprůtočnění by pomohlo i ekosystému lužního lesa, který by byl vlivem pravidelných záplav postupně revitalizován. Velmi aktuální otázkou je i funkce slepých ramen v současné protipovodňové ochraně. Jejich propojením s řekou v kombinaci se systémem nově vybudovaných propustí by vznikly řízené poldry, které by tak napomohly zvýšit retenční schopnost polabské říční nivy.

110

10. Limnologické poměry, kvalita vody a sedimentů v Labišti pod Opočínkem Ondřej Klouček, Bohumír Janský, Miroslav Šobr 1. Vymezení lokality a její základní charakteristika Jezero Labiště pod Opočínkem se nalézá v okrese Pardubice asi 1 km severozápadně od obce Opočínek, asi 5 km východně od města Přelouč a přibližně 11 km západně od Pardubic. Z hlediska katastrální příslušnosti patří k obcím Opočínek a Živanice. Poloha podle zeměpisných souřadnic je 50° 02' s. š. a 15° 39' v. d.. Jezero leží v bezprostřední blízkosti řeky Labe, na jejím levém břehu v říčním kilometru 121,4 – 121,75. Nadmořská výška hladiny se kromě extrémních povodňových stavů pohybuje v rozmezí od 209 do 210 m n. m. Slepé rameno vzniklo při regulačních pracích na Labi v roce 1913 (Anonym, v rukopisu, a,b). Při regulaci bylo rameno ve své severní části odděleno hrází, ve své západní části bylo poněkud zúženo násypem. Labe bylo s ramenem propojeno zúženým hrdlem na jeho západním konci (FALTYSOVÁ, FALTYS, 1987). Toto aktivní spojení s Labem se v důsledku zanesení sedimenty nezachovalo. Mrtvé rameno tvoří typický tvar podkovy. Rameno je poměrně úzké, v nejširším místě dosahuje šířky 51,5 m. Délka ramene je 475 m. Severní část ramene, vzdálená cca 20 m od Labe, směřuje ve svém průběhu jižním směrem, pak se ohýbá a mění svůj směr na západní. Západní část ramene je oproti severní značně užší, její vzdálenost od řečiště Labe činí přibližně 35 m. V současnosti již tedy není staré rameno spojeno s Labem, ačkoliv za vyšších vodních stavů se voda z Labe dostává do ramene díky propustku s kanálkem u západního okraje ramene, dnes již značně zanesenému sedimenty. Staré rameno má dosud dobře zachovalou vodní hladinu s typickou vodní a pobřežní vegetací. V oblouku „podkovy“ se udržel zbytek lužního porostu – vysoké stromy s hojným, v letním aspektu až neprůchodným podrostem. Na ostatních místech jsou břehy porostlé stromy s keřovým patrem. Bezprostřední okolí ramene obklopuje zemědělská půda, převážně orná. V širším okolí lze nalézt podobná odstavená labská ramena (např. Živanické jezero, Mělické labiště, atd.). Labiště pod Opočínkem patří k nejzachovalejším labským ramenům v okolí Pardubic. Zejména z důvodu své geomorfologické zachovalosti byla lokalita v roce 1982 zařazena mezi maloplošná zvláště chráněná území (MZCHÚ) se statutem chráněného přírodního výtvoru. Po roce 1992 byla lokalita podle znění zákona ČNR č.114/1992, o ochraně přírody a krajiny, převedena na MZCHÚ se statutem přírodní památky. Rozloha chráněného území činí 2,6669 ha, z čehož 0,8627 ha tvoří lesní půda (ANONYM, 1999). Slepé labské rameno je využíváno ke sportovnímu rybolovu. Z tohoto pohledu jej spravuje MO ČRS Přelouč, která rovněž zajišťuje každoroční doplňování rybí obsádky. Hlavním omezujícím faktorem rybářského využití jsou sezónně nízké koncentrace rozpuštěného kyslíku (viz dále). Podle hospodáře MO ČRS Přelouč (Hedvábný, ústní sdělení) došlo při podzimní anoxii v roce 1996 k úhynu téměř všech ryb v jezeře, rybí obsádka pak musela být znovu uměle obnovena. 2. Fyzickogeografické poměry okolí jezera Z regionálně-geologického hlediska patří zájmové území do oblasti České křídové tabule, přesněji do labské oblasti české křídy (MÍSAŘ, 1983). V ní převládají slínité a jílovité

111

sedimenty středního a svrchního turonu, jež tvoří podloží celé oblasti. Tvoří pouze ojedinělé výchozy a z větší části jsou překryty kvartérními sedimenty. V blízkosti Labe se jedná o holocenní hlinito-písčité sedimenty s mocností nejčastěji 1 – 2 m. Ve větší vzdálenosti od řeky se vyskytují pleistocénní fluviální štěrkopísky formující různě mocné terasy (BALATKA, 1966). Podle regionálně-hydrogeologického členění (JANSA, 1994) přísluší zájmové území k hydrogeologickému rajónu 114 Kvartérní sedimenty Labe po Týnec. Pro akumulaci podzemních vod jsou v oblasti okolí jezera nejdůležitější fluviální terasové uloženiny, tvořící její zvodeň na bazálním izolátoru podložní křídy. Hladina podzemní vody je většinou volná, někdy mírně napjatá, propustnost je průlinová, koeficienty filtrace se pohybují řádově v rozmezí 10-4 až 10-3 m/s. Výška hladiny podzemní vody se pohybuje v rozmezí 1 až 4 m pod povrchem (CETL a kol, 1999). Z hlediska regionálního členění reliéfu ČR náleží lokalita k soustavě Česká tabule, podsoustavě tabule Polabské, celku Východočeská tabule a podcelku Pardubická kotlina (CZUDEK, 1972). Určující vliv na tvářnost území v širším okolí studovaného objektu měla řeka Labe. Území se vyznačuje širokým rovinatým terénem s relativně malými výškovými rozdíly. Oblast severně od Labe směrem k obci Živanice tvoří nízká rovina, v minulosti často zaplavovaná Labem, s průměrnou nadmořskou výškou 212 – 213 m. Směrem na jih od Labe je terén vyšší, nadmořská výška se pohybuje mezi 220 až 240 m. Převažujícím půdním typem v okolí studované lokality jsou fluvizemě (nivní půdy). Na fluvizemě směrem na jih od Labe navazují hnědé půdy s podzoly na terasových uloženinách, severním směrem pak arenosoly s hnědými půdami a podzoly (TOMÁŠEK, 2000). Z makroklimatického hlediska se studovaná lokalita nachází v teplé klimatické oblasti (T), klimatické jednotce T2 (QUITT, 1971). Ta je charakteristická dlouhým, teplým a suchým létem, velmi krátkými přechodnými obdobími s teplým až mírně teplým jarem i podzimem, krátkou, mírně teplou, suchou až velmi suchou zimou s velmi krátkým trváním sněhové pokrývky. Podle dat z nejbližší klimatické a srážkoměrné stanice v Přelouči se průměrná roční teplota vzduchu pohybuje kolem 8,7 oC. V lednu klesá teplotní průměr až na -2,0 oC. Nejteplejším měsícem je červenec, kdy průměrná teplota dosahuje hodnoty 18,6 oC. Zkoumané území patří mezi sušší místa naší republiky. Za rok zde spadne v průměru 580 mm srážek. Nejvyšší srážky jsou zaznamenávány nejčastěji v červenci (v průměru 82 mm za měsíc), nejnižší srážky připadají na únor až březen (v průměru 30 mm za měsíc). Z pohledu regionálně fytogeografického členění se zkoumané území nachází ve fytogeografické oblasti termofytikum, fytogeografickém okrese 15 Východní Polabí a fytogeografickém podokrese 15 c Pardubické Polabí (SLAVÍK, 2000). Z botanického hlediska je nejzajímavější zbytek lužního lesa kolem slepého ramene, tvořený dubem letním (Quercus robur), topolem černým (Populus nigra) a různými druhy vrb (Salix sp.). Jeho podrost zdobí pestrý jarní aspekt zastoupený např. dymnivkou dutou (Corydalis cava), sasankou pryskyřníkovitou (Anemone ranunculoides) či sněženkou podsněžníkem (Galanthus nivalis). Lokalita je výrazně narušena okolní intenzivní zemědělskou činností. Zejména z důvodu splachů hnojiv a pesticidů z okolních polí vymizely z jezera v 80. letech minulého století dříve typické druhy vodních rostlin jako např. leknín bílý (Nymphaea alba) či stulík žlutý (Nuphar lutea). Jejich místo zaujal okřehek (Lemna sp.), jenž se stal dominantním druhem (FALTYSOVÁ, FALTYS, 1987). Podle zoogeografického členění leží zkoumané území v oblasti středočeských nížin a pahorkatin (BUCHAR, 1983). Ve zbytcích lužního lesa se vyskytuje charakteristická lužní entomofauna, zastoupená převážně běžnými druhy (Rybář a kol., v tisku). Z brouků sem patří např. kozlíček osikový (Saperda populnea) nebo mandelinka (Donacia semicuprea), z motýlů

112

např. babočka osiková (Nymphalis antiopa), dále hřbetozubcovití (Notodontidae) a číhalky (Rhagio sp.) z řádu dvoukřídlých. Z významných druhů obratlovců (zvláště chráněných podle vyhlášky 395/1992 Sb.) byl na území přírodní památky podle inventarizace Vránové (1993) zjištěn výskyt např. kriticky ohroženého čolka velkého (Triturus cristatus), ropuchy obecné (Bufo bufo) i zelené (B. viridis), rosničky zelené (Hyla arborea), z plazů např. užovky obojkové (Natrix natrix). Z ptáků patří k významnějším přítomným druhům slavík obecný (Luscinia megarhynchos), volavka popelavá (Ardea cinerea), potápka černokrká (Podiceps nigricollis), či ledňáček říční (Alcedo atthis). Savci jsou zastoupeni např. veverkou obecnou (Sciurus vulgaris) a tchořem tmavým (Putorius putorius). 3. Morfografické poměry jezera Půdorysná a batymetrická měření byla na slepém rameni provedena dne 27.4. 2001 při nadmořské výšce hladiny 209,54 m n.m. Podle hodnot naměřených v terénu byla v programu Map Info Professional vyhotovena podrobná bathymetrická mapa a určeny základní morfometrické charakteristiky jezera (viz tab. č.1). Pro představu o hloubkových poměrech jezera a objemu jeho akumulovaných vod byla rovněž zkonstruována bathymetrická křivka (obr. č.1). Celkový objem jezera činí 21 296 m3. Tab. č. 1: Morfometrické charakteristiky jezera veličina plocha délka břehové linie (obvod) délka maximální šířka průměrná šířka stupeň členitosti břehové linie maximální hloubka průměrná hloubka hloubkový koeficient relativní hloubkový koeficient

značka veličiny P O L B max B prům R H max H prům K K relat

výpočet

P/L O/2√π√P V/P H prům/H max H max/√P

hodnota 1.785 ha 1019 m 475 m 51,5 m 37,6 m 2,15 2,50 m 1,19 m 0,476 0,0187

Obr. č. 1: Bathymetrická křivka jezera Labiště pod Opočínkem

113

2 1,8 1,6 Plocha [ha]

1,4 1,2 1 0,8 0,6 0,4 0,2 0 0

0,5

1

1,5

2

2,5

3

Hloubka [m]

Z prezentovaných výsledků vyplývá, že jezero je poměrně malé (plocha činí 1.785 ha) a mělké (průměrná hloubka činí 1,19 m). Bezesporu zajímavé jsou sklonitostní poměry dna jezera. Z bathymetrické mapy (viz. mapa 7 v příloze) je vidět, že se vnější břeh bývalého labského ramene zprvu svažuje velice pomalu (dřívější jesepný břeh Labe), za ohybem ramene však přechází v břeh s příkrým sklonem dna (dřívější nárazový - výsepný břeh). V případě vnitřního břehu je toto pořadí opačné. Místa s největší hloubkou se od středu jezera přiklánějí směrem k příkrým břehům. Mělké části jezera (u dřívějších jesepních břehů Labe) jsou často porostlé makrovegetací (rákos, orobinec, apod.) a je na nich nejlépe patrné postupné zazemňování jezera. K výraznějšímu zanášení sedimenty dochází pouze v zakončení západní části ramene, kde jsou sedimenty ukládány při aktivním spojení s Labem za vysokých vodních stavů. 4. Hydrologický režim jezera Určujícím činitelem hydrologického režimu je řeka Labe. Ačkoliv je dnes již slepé rameno bez aktivního spojení s řekou, voda z řeky se do slepého ramene dostává průsakem, při vysokých vodních stavech na Labi jinak nefunkčním propustkem, při povodni pak přelivem. Za účelem sledování kolísání hladiny vody v jezeře byla na konci října 2000 na lokalitě nainstalována vodočetná lať. Umístěna byla na kmen stromu ve vnějším ohybu slepého ramene. V průběhu hydrologického roku 2000/2001 zde byla celkem 44x odečtena výška hladiny. Aby bylo možné přepočíst změny relativní výšky odečtené z vodočtu na výšku absolutní (nad hladinou moře), byla dne 19. října 2001 pomocí nivelačního přístroje a nivelační latě změřena nadmořská výška hladiny ramene. Za účelem zjištění výšky hladiny Labe, při které dochází k aktivní komunikaci řeky se slepým ramenem (přítok vody propustkem, resp. přeliv vody při povodních) byla kromě toho změřena nadmořská výška kanálku propustku a výška břehu Labe u západní (při povodních nejdříve zaplavované) části slepého ramene. Při měření se postupovalo od bodu s přesně známou nadmořskou výškou (bod státní nivelace) vyskytujícího se při břehu Labe asi 100 metrů východně od slepého ramene. V době měření byla zjištěna nadmořská výška hladiny vody v jezeře 209,54 m. Tehdy vodočetná lať ukazovala 63 cm. Z uvedeného vyplývá, že nula na vodočtu leží

114

v nadmořské výšce 208,91 m. Nadmořská výška kanálku propustku činí 209,79 m, v případě labského břehu je to 210,95 m. V průběhu hydrologického roku 2000/2001 (tj. od 1. listopadu 2000 do 31. října 2001) kolísala hladina mrtvého ramene v rozpětí 71 cm. Minimální výška hladiny (209,20 m n. m.) byla odečtena ve dnech 9.11., 22.11. a 1.12. 2000, maximální výška (209,91 m n. m.) pak ve dnech 28.7. 2001 a 22.9. 2001. V obou případech maximálních výšek, jejichž píky jsou dobře patrné z obr. č. 2, došlo k propojení mrtvého ramene s Labem prostřednictvím jinak nefunkčního propustku s kanálkem (209,79 m n. m.). V době odečítání této výšky již voda odtékala zpět do řeky, výška hladiny tedy dosahovala i vyšší hodnoty. Za porovnání stojí průběh kolísání hladiny v mrtvém rameni a v Labi. Data o kolísání hladiny Labe z nejbližší (asi 3,5 km západně vzdálené) vodočetné stanice ve Valech poskytlo Povodí Labe s. p., Hradec Králové. Pro konstrukci grafu průběhu kolísání hladiny na Labi ve Valech během hydrologického roku 2000/2001 (viz. obr. č. 3) bylo použito celkem 730 odečtů hladiny (dva odečty každý den). Pro lepší srovnání je v grafu znázorněna spojnice trendu klouzavého průměru s týdenní četností. Přes určité odlišnosti jsou z obou grafů patrné některé podobné trendy v průběhu hladin během hydrologického roku. V jarních měsících si lze všimnout postupného zvyšování hladiny v jezeře způsobeného vyšším vodním stavem Labe po tání sněhu v horských oblastech. V létě následuje pokles hladin přerušený dvěma krátkými, avšak výraznými vzestupy hladin v červenci a v září, při nichž došlo k již zmiňovanému propojení Labe s jezerem skrze propustek. Asi nejzajímavější situace z pohledu sledování vodního stavu jezera a Labe nastala v lednu a únoru roku 2002, tedy v období, kdy se jinak již odečítání na vodočetné lati neprovádělo. V tomto na vysoké vodní stavy netypickém období došlo ke třem skutečně výrazným vzestupům hladiny Labe (přelom ledna a února, polovina února, konec února). U prvních dvou povodňových vln došlo k vybřežení Labe, úplnému spojení jezera s Labem a k zaplavení okolních polí. Výška hladiny vody zjištěná při kulminaci první největší povodňové vlny 30.1. 2002 dosáhla nadmořské výšky 211,9 m, tedy téměř o 2 m větší výšky než bylo maximum odečtené z vodočetné latě předchozí hydrologický rok. Obr. č. 2: Kolísání hladiny v Labišti pod Opočínkem

115

210

Nadmoøská výška [m]

209,8

209,6

209,4

209,2 hladina jezera kanálek propustku

209

n

01

01 říj e

ří zá

sr

pe

n

01

01 ec

01 če

rv

rv

en

en

01 če

ět en kv

be

n

01

01 du

en

01 or

pr

bř ez

ún

os

le

in

de

ec

n

00

00 d pa to lis

01

208,8

Obr. č. 3: Kolísání hladiny Labe ve Valech 210,2 hladina Labe

210

Klouzavý průměr/14 (hladina Labe)

209,6 209,4 209,2 209 208,8 208,6

01

ří j

en

01 ří zá

ún or 01 bř ez en 01 du be n 01 kv ět en 01 če rv en če 01 rv en ec 01 sr pe n 01

01

le de n

00

si ne c

pr o

pa d

00

208,4

lis to

Nadmořská výška [m]

209,8

zdroj: Povodí Labe, Hradec Králové

5. Fyzikální vlastnosti vody

116

V období od listopadu 2000 do října 2001 bylo na jezeře čtyřikrát provedeno měření následujících fyzikálních vlastností vody: teplota (na hladině a ve vodním sloupci po 0,5 m), průhlednost, barva a konduktivita. Měření se prováděla za pomoci člunu uprostřed jezera. Výsledky byly zejména z důvodu posouzení míry variability dat statisticky hodnoceny (aritmetický průměr, směrodatná odchylka), přestože se u tak malých výběrů dat tento způsob hodnocení běžně nepoužívá. Výsledky naměřených a spočítaných hodnot shrnuje tab. č. 2. Tab. č. 2: Fyzikální vlastnosti vody měřená veličina teplota – hladina [°C] teplota – 0,5 m [°C] teplota – 1 m [°C] teplota – 1,5 m [°C] teplota – 2 m [°C] průhlednost [cm] barva vody konduktivita [mS/m]

9.11.00 2.4.01 28.6.01 19.10.01 X 7,4 10,5 23,8 13,4 13,8 6,9 7,7 22,2 13,1 12,5 6,6 6,9 20,7 13 11,8 6,5 6,4 19,4 12,9 11,3 6,4 6,3 18,4 12,9 11,0 58 54 45 89 62 žlutohnědá zelenožlutá hnědožlutá žlutohnědá – 43,6 42,8 52,9 36,7 44,0

S 7,1 7,0 6,6 6,2 5,8 19 – 6,7

X – aritmetický průměr; S – směrodatná odchylka V souvislosti s malou hloubkou jezera (maximum kolem 2,5 m) nebyly předpokládány velké změny teploty s hloubkou. V letním období, kdy u hlubších jezer bývá vodní sloupec výrazně stratifikován (epi-, meta- a hypolimnion), je u mělkých jezer celý považován za epilimnion (LELLÁK, KUBÍČEK, 1992). Potvrdil se rovněž předpoklad značné rozkolísanosti teploty během roku v závislosti na teplotě vzduchu. Při všech měřeních se teplota v závislosti na rostoucí hloubce snižovala (absence zimního měření). Nejvyšší rozdíl v teplotě vodního sloupce byl zaznamenán v létě (28.6.2001), kdy byla u hladiny změřena teplota o 5,4 °C vyšší než v hloubce 2 m, nejnižší pak na podzim (19.10.2001), kdy rozdíl činil pouhých 0,5 °C. Měření rovněž naznačuje, že směrem s hloubkou roste stabilita teploty – směrodatná odchylka s rostoucí hloubkou klesá. Základní informaci o teplotním režimu jezera doplňuje zjištěná skutečnost, že v zimním období jezero pravidelně zamrzá. Průhlednost vody je důležitou fyzikální vlastností ovlivňující množství světla pronikajícího vodním sloupcem. Hlavním faktorem snižujícím průhlednost je zákal (turbidita), který může být způsoben anorganickými nebo organickými látkami, jak přirozeného, tak antropogenního původu. Měření průhlednosti v jezeře bylo provedeno za pomoci Secchiho kotouče. Zjištěné hodnoty průhlednosti vypovídají o nízké průhlednosti vody v jezeře. Takto nízké průhlednosti (několik decimetrů) jsou charakteristické pro mezotrofní a eutrofní nádrže a rybníky (LELLÁK, KUBÍČEK, 1992). Průhlednost u těchto jezer bývá v důsledku intenzivního rozvoje planktonu nejnižší v letním období, což potvrzuje i naše měření (hodnota průhlednosti z 28.6.2001 je oproti hodnotě z 19.10.2001 téměř poloviční). Z tabulky č. 2 vyplývá, že při pozorování nebyly zjištěny výrazné změny barvy vody během roku. Voda měla podle Forell-Ulleovi stupnice barvu žlutohnědou, zelenožlutou nebo hnědožlutou. Konduktivita (též vodivost) je mírou koncentrace ionizovatelných anorganických a organických součástí vody, u přírodních vod s nízkou koncentrací organických látek pak mírou koncentrace anorganických elektrolytů – aniontů a kationtů (PITTER, 1999).

117

Konduktivita povrchové vrstvy vody byla měřena pomocí konduktometru. Měření ukázala na sezónní změny v konduktivitě během roku. Nejvyšších hodnot dosahovala konduktivita v letním období, nejnižších pak v podzimním. 6. Chemismus vody Pro chemický rozbor vody bylo odebráno celkem 7 vzorků vody. První odběr proběhl 22. listopadu 2000, ostatní pak v následujícím kalendářním roce 2001 – 13. února, 2. dubna, 2.července, 12. září, 29. října a poslední 29. listopadu. Vzorek vody byl vždy odebírán ze dvou míst, jednak z vnitřního břehu, cca 30 m od severního okraje starého ramene (odběrové místo A), tak z vnějšího břehu za ohybem ramene, cca 100 m od jeho západního okraje (odběrové místo B). Voda se nabírala v přibližně půlmetrové vzdálenosti od břehu těsně pod hladinou. Při odběrech byly použity PET-lahve o objemu 1,5 litru, pro stanovení množství rozpuštěného kyslíku a BSK5 pak skleněné kyslíkové lahve. V terénu byla při odběru měřena teplota vody (rtuťovým teploměrem kalibrovaným po desetině stupně celsia), pH (potenciometricky, jednou kombinovanou elektrodou) a konduktivita (konduktoměrem). Na místě byla rovněž přidána srážecí činidla do kyslíkových lahví pro stanovení kyslíku. Bezprostředně po odběru byly vzorky vody převezeny do Laboratoře ochrany vod na Ústavu pro životní prostředí PřF UK, kde se prováděly jejich chemické rozbory. Při nich byly stanovovány následující chemické ukazatele: rozpuštěný kyslík přepočtený na nasycení v procentech (O2 rozp.), biochemická spotřeba kyslíku (BSK5), chemická spotřeba kyslíku při oxidaci manganistanem draselným (CHSKMn), kyselinová neutralizační kapacita do pH = 4,5 (KNK4,5), tvrdost vody, koncentrace vápníku (Ca), chloridů (Cl-), veškerého železa (Fe) a manganu (Mn). Z živin bylo určováno množství amoniakálního dusíku (N-NH4+) ve formě amonných iontů, dusitanového dusíku (N-NO2-) ve formě dusitanů, dusičnanového dusíku (N-NO3-) ve formě dusičnanů a fosforečnanového fosforu (P-PO43-) ve formě anorganických fosforečnanů. Při chemických rozborech byly používány standardní titračně kolorimetrické metody, v případě stanovení amoniakálního dusíku byla užita iontová chromatografie. Podrobněji jednotlivé metody analytických stanovení popisuje Hofmann a kol. (1965) a Horáková a kol. (1986). V tabulce č. 3 je uvedeno základní statistické zpracování výsledků rozborů vody pro odběrové místo A. Kromě aritmetického průměru (X), směrodatné odchylky (S) a mezí 95%ního intervalu spolehlivosti výskytu střední hodnoty (L1, L2) vycházejícího z předpokladu normality, jsou v tabulkách uvedeny základní parametry pivotové analýzy dat – pivotová polosuma (PL), pivotové rozpětí (RL) a meze 95%ního intervalu spolehlivosti střední hodnoty (L1L, L2L). Pivotová analýza je považována za nejvhodnější metodu robustních odhadů polohy a rozptýlení parametrů pro malé soubory dat (MELOUN, MILITKÝ, 1994), její metodiku popisuje Horn (1983). Tabulka č. 3: Chemismus vody v Labišti pod Opočínkem – odběrové místo A Parametr Teplota (°C) pH Konduktivita (mS/m) Rozpuštěný kyslík (mg/l) Nasycení kyslíkem (%) BSK5 (mg/l) CHSKMn (mg/l)

X

S

L1

8,8 8,34 39,6 5,20 43,3 18,53 20,09

5,1 0,53 6,8 3,82 31,1 13,34 4,28

4,1 7,85 33,3 1,67 14,6 6,19 16,13

L2

PL

13,5 8,1 8,84 8,34 45,8 38,4 8,73 6,31 72,0 48,7 30,87 16,10 24,05 20,96

RL

L1L

L2L

9,9 1,16 7,8 7,87 52,3 10,95 9,28

0,9 7,50 32,8 0,64 11,0 8,22 14,28

15,2 9,17 44,0 11,98 86,3 23,98 27,64

118

KNK4,5 (mmol/l) „Tvrdost“ vody (mmol/l) Vápník (mg/l) Chloridy (mg/l) Veškeré železo (mg/l) Mangan (mg/l) Amoniakální dusík (mg/l) Dusitanový dusík (mg/l) Dusičnanový dusík (mg/l) Rozp. anorg. dusík* (mg/l) Fosforečnan. fosfor (mg/l)

4,13 2,33 82,02 17,00 0,09 0,25 0,61 0,006 0,84 1,45 0,42

0,73 0,38 16,97 2,87 0,05 0,12 0,31 0,004 0,13 0,30 0,16

3,45 1,98 66,32 14,35 0,04 0,14 0,32 0,002 0,72 1,17 0,28

4,80 4,21 2,68 2,3 97,71 81,32 19,65 16,40 0,14 0,10 0,36 0,28 0,90 0,63 0,01 0,008 0,96 0,84 1,72 1,44 0,56 0,42

1,23 0,89 29,72 5,87 0,09 0,25 0,38 0,009 0,20 0,19 0,27

3,32 5,10 1,66 2,94 59,92 102,72 12,17 20,63 0,03 0,16 0,10 0,46 0,36 0,90 0,001 0,014 0,70 0,98 1,31 1,58 0,22 0,61

Rozpuštěný anorganický dusík* = součet N-NH4+, N-NO2-, N-NO3Díky malé rozloze slepého ramene je základní statistické zpracování výsledků rozborů z odběrového místa B velice podobné jako u odběrového místa A, není proto uvedeno. Zajímavější je porovnání kvality vody ve starém rameni a v řece Labi. Pro tento účel byla využita data z blízké měřící stanice ve Valech, která poskytl Český hydrometeorologický ústav. Hodnoceno bylo stejné období jako v případě jezera (listopad 2000 až listopad 2001), základní statistický přehled z 12 odběrů s přibližně měsíční četností uvádí tabulka č. 4. V ní je kromě aritmetického průměru a směrodatné odchylky uvedena i charakteristická hodnota a z ní vycházející zařazení do třídy jakosti vody podle ČSN 75 7221 – Klasifikace jakosti povrchových vod. Vzhledem ke skutečnosti, že se datum odběrů vzorků vody z Labe neshoduje s termíny odběrů vzorků vody z labského ramene, nejsou výsledky z těchto dílčích rozborů vody mezi sebou porovnávány. Podle ukazatele konduktivity lze konstatovat, že voda v jezeře obsahuje v průměru méně anorganických elektrolytů (aniontů, kationtů) než voda v Labi. Na druhou stranu dosahuje voda v jezeře v průměru vyšších hodnot reakce vody (pH), což se projevuje i ve vyšší hodnotě celkové alkality (KNK4,5). Voda v mrtvém rameni je dosti zatížena organickými látkami, čemuž odpovídají ve srovnání s labskou vodou několikanásobně vyšší koncentrace v ukazatelích organického znečištění – BSK5, CHSKMn a nízké rozkolísané koncentrace rozpuštěného kyslíku. Z hlediska zatížení vody živinami obsahuje voda v jezeře mnohem méně dusitanového a dusičnanového dusíku- (v průměru více než 10x, resp. 5x), zato je více znečištěna fosforečnanovým fosforem. Průměrná koncentrace amoniakálního dusíku je v jezeře a Labi srovnatelná. Z doplňkových ukazatelů vidíme, že voda mrtvého ramene obsahuje v průměru nižší koncentrace chloridů (o více než třetinu) a veškerého železa (5x), naopak vyšší je průměrná koncentrace manganu a to zhruba 4x. U vápníku a „tvrdosti“ vody jsou průměrné koncentrace srovnatelné.

Tabulka č. 5: Chemismus vody v Labi na profilu Valy ametr Teplota (°C) pH Konduktivita (mS/m)

X S 11,3 6,4 7,61 0,16 49,1 12,9

Char. 17,2 6-8,5 65,1

Třída I I – III II

119

Rozpuštěný kyslík (mg/l) Nasycení kyslíkem (%) BSK5 (mg/l) CHSKMn (mg/l) KNK4,5 (mmol/l) „Tvrdost“ vody (mmol/l) Vápník (mg/l) Chloridy (mg/l) Veškeré železo (mg/l) Mangan (mg/l) Amoniakální dusík (mg/l) Dusitanový dusík (mg/l) Dusičnanový dusík (mg/l) Rozp. anorg. dusík* (mg/l) Fosforečnan. fosfor (mg/l)

8,58 76,4 3,1 5,44 2,09 2,08 71,2 28,8 0,45 0,06 0,61 0,09 4,81 5,51 0,16

1,73 11,5 0,61 2,33 0,36 0,43 14,7 10,3 0,58 0,04 0,40 0,04 1,10 1,28 0,08

6,43 – 3,97 8,43 – – 90,03 41,70 1,27 0,1 1,30 0,14 6,13 – –

II – II II – – II I III II III V III – –

Rozpuštěný anorganický dusík* = součet N-NH4+, N-NO2-, N-NO3zdroj: ČHMÚ, Praha Pro ukazatele indikující znečištění vody v jezeře je zajímavé sledovat jejich vývoj v průběhu daného období. Například parametr BSK5, který se při většině měření pohyboval kolem 10 mg/l (viz. obr. č. 4), dosáhl na vrcholu léta (12.9. 2001) více než čtyřnásobku této hodnoty. V tomto období byla zjištěna vyšší i hodnota dalšího ukazatele organického znečištění – CHSKMn, jejíž maximum však bylo zaznamenáno 2.4. 2001 (viz. obr. č. 5). Měření množství rozpuštěného kyslíku vyjádřené formou jeho saturace ve vodě podle teploty (viz. obr. č. 6) ukazuje na jeho značnou rozkolísanost. Zatímco v zimním a jarním období byla zjištěny saturace kyslíkem kolem 90 %, v létě a na podzim to bylo o více než polovinu méně. Nejnižší množství rozpuštěného kyslíku (0,68, resp. 0,53 mg/l) bylo u obou odběrových míst zjištěno 29.10. 2001. Fosforečnanový fosfor dosáhl nejnižších koncentrací v letním období, výrazný nárůst byl zaznamenán na podzim (viz. obr. č. 7). Ačkoliv celkové množství rozpuštěného anorganického dusíku se během sledovaného období příliš neměnilo byly zaznamenány relativně velké změny v proporcionálním složení jeho iontových forem – N-NH4+, N-NO2-a N-NO3-. Obr. č. 4: Vývoj BSK5 v Labišti pod Opočínkem

120

50 45 40 BSK5 [mg/l]

35 30 25 20 15 10 5 0 22.11.00 13.2.01

2.4.01

2.7.01

12.9.01 29.10.01 29.11.01

Datum odběru odběr. místo A

odběr. místo B

Obr. č. 5: Vývoj CHSKMn v Labišti pod Opočínkem

30

CHSKMn [mg/l]

25 20 15 10 5 0 22.11.00 13.2.01

2.4.01

2.7.01

12.9.01 29.10.01 29.11.01

Datum odběru odběr. místo A

odběr. místo B

Obr. č. 6: Vývoj nasycení kyslíkem v Labišti pod Opočínkem

121

100 90

Saturace O2 [%]

80 70 60 50 40 30 20 10 0 22.11.00 13.2.01

2.4.01

2.7.01

12.9.01 29.10.01 29.11.01

Datum odběru odběr. místo A

odběr. místo B

Obr. č. 7: Vývoj v množství fosforečnanového fosforu v Labišti pod Opočínkem

0,7 0,6

3-

Koncentrace P-PO4 [mg/l]

0,8

0,5 0,4 0,3 0,2 0,1 0 22.11.00 13.2.01

2.4.01

2.7.01

12.9.01 29.10.01 29.11.01

Datum odběru odběr. místo A

odběr. místo B

Na základě provedených rozborů vody v Labišti pod Opočínkem nelze vodu vzhledem k malému počtu provedených měření zařadit do třídy čistoty podle ČSN 75 7221 – Klasifikace jakosti povrchových vod, jak tomu bylo učiněno za stejné období v případě Labe ve Valech. Přesto je možné vodu v jezeře označit za znečištěnou, a to zejména díky vysokým ukazatelům organického znečištění – BSK5, CHSKMn, rozkolísanému množství kyslíku a vysokému obsahu fosforečnanového fosforu a amoniakálního dusíku. K vyššímu organickému zatížení vod jezera v jarním a letním období kromě možného antropogenního znečištění přispívá zřejmě vliv planktonních organismů (fyto- a zooplanktonu). Během vegetačního období dochází totiž v jezeře k obměnám ve společenstvu

122

planktonních organismů, odumřelá biomasa je pak zdrojem organických látek, které se dále rozkládají. Nízké koncentrace rozpuštěného kyslíku se v mrtvém rameni vyskytují hlavně na sklonku léta a na podzim pravděpodobně díky intenzivním rozkladným procesům (rozklad odumřelé biomasy, listového opadu, apod.), které se v tomto období vyskytují. Změny v množství fosforečnanového fosforu v jezeře souvisí pravděpodobně rovněž s planktonním oživením jezera. V době maximálního rozvoje fytoplanktonu na vrcholu léta je fosfor více inkorporován do vytvořené biomasy, což se projevuje jeho nižšími koncentracemi ve vodě jezera. Vysoký nárůst množství fosforečnanového fosforu na podzim je pravděpodobně způsoben zvýšeným rozkladem biomasy na konci vegetačního období, při němž se fosfor opět uvolňuje do vodního prostředí. Příspěvkem k vysoké koncentraci fosforečnanové fosforu v podzimním období může být i zvýšená desorpce fosforečnanů ze sedimentů, ke kterým dochází v podmínkách redukčního prostředí. Výskyt redukčních podmínek lze v podzimním období nízkých koncentrací kyslíku očekávat. Z hlediska zastoupení iontových forem anorganického dusíku je zajímavé převládnutí amoniakálního dusíku nad dusičnanovým v letním období (2.7. 2001). Jeho pravděpodobnou příčinou je na jedné straně snížení dusičnanového dusíku vlivem jeho vyššího příjmu rozvinutým fytoplanktonem (preference příjmu dusičnanového dusíku před amoniakálním), na druhé straně pak zřejmě snížená možnost oxidace amoniakálního dusíku v přítomnosti nízkého množství rozpuštěného kyslíku. Dusitanový dusík se v jezeře vyskytuje ve velmi nízkých koncentracích, protože je velice nestabilní a většinou se rychle oxiduje na dusík dusičnanový. 7. Hydrobiologie Hydrobiologický výzkum prováděný na jezeře v roce 2001 byl rozdělen do dvou částí. První část byla věnována základnímu hydrobiologickému popisu lokality, který vycházel ze tří hydrobiologických rozborů uskutečněných v dubnu, červnu a říjnu roku 2001. Při nich byl proveden rozbor fytoplanktonu a zooplanktonu, určena celková koncentrace fosforu a chlorofylu a. Náplní druhé části výzkumu bylo ve stejném období (měsíční odběry od dubna do října 2001) studium změn velikostní struktury zooplanktonu a posouzení její závislosti na predačním tlaku planktonožravých ryb. 7.1. Základní hydrobiologický popis Při rozboru fytoplanktonu byl vzorek upravený centrifugací přenesen do Cyrusovy komůrky, v níž byl stanoven počet individuí jednotlivých organismů v 1 ml vody (viz tab. č.6). Relativní zastoupení skupin fytoplanktonu zjištěných v jezeře ukazuje obr. č. 9. Tab. č. 6: Počet zástupců jednotlivých taxonů fytoplanktonu (ind./ml) skupina Bacillariophyceae Chlorophyceae

taxon Nitzschia sp. Stephanodiscus sp. Synedra acus Ankistrodesmus sp. Chlamydomonas sp. Coelastrum microporum Coelastrum astroideum Crucigenia tetrapedia Crucigeniella sp. Dictyosphaerium sp.

2.4. 1280 4000 480 800 -

11.6. 320 1440 480 480 1440 1440 480 2080 640 160

22.10. 123

drobní zelení bičíkovci Kirchneriella sp. Koliella sp. kulovité chlorokokální řasy řasy Monoraphidium sp. Oocystis sp. Pediastrum boryanum Pteromonas aculeata Scenedesmus sp. Tetraedron minimum Tetrastrum glabrum Tetrastrum triangulare Chrysococcus sp. Mallomonas sp. Rhodomonas sp. Cryptomonas sp. drobné kokální sinice Planktothrix agardhii Colatium sp. Euglena sp. Trachelomonas sp. bezbarví bičíkovci

Chrysophyceae Cryptophyceae Cyanophyceae Euglenophyceae

Fytoflagellata CELKEM

2880 640 640 480 1120 5600 3360 2240 160 160

960 1440 640 2240 1280 320 320 960 4160 1120 480 320 1600 1920 1120 800 320 800 -

640 960 24480 31040

240 160 640 560 80 80 80 1840

Obr č. 9: Relativní zastoupení skupin fytoplanktonu Euglenophyceae

100% 90% 80% 70% 60% 50% 40% 30% 20% 10% 0%

Cyanophyceae Chrysophyceae Chlorophyceae Cryptophyceae Bacillariophyceae 2.4.

11.6. Datum

22.10.

Fytoflagellata apochromatica

Z rozborů vyplývá různorodost ve složení fytoplanktonu během vegetační sezóny. V dubnu byly z řas ve vodě zastoupeny především třídy Chrysophyceae, Chlorophyceae a Bacillariophyceae. V červnu jasně dominovaly třídy Chlorophyceae a v říjnu Cryptophyceae spolu s třídou Chrysophyceae. Nejvyšší počet organismů (i druhů) byl zjištěn v červnu, nejnižší v říjnu. Pro rozbor zooplanktonu byly vzorky vody odebírány planktonní síťkou o velikosti ok 100 µm, poté byl vzorek fixován 40% vodným roztokem formaldehydu. Procentuální zastoupení jednotlivých skupin zooplanktonu (viz tab. č. 7 a obr. č. 10) bylo určeno za pomoci Sedgwick-Rafterových komůrek (HRBÁČEK a kol., 1985). Tab. č. 7: Procentuální zastoupení taxonů ve skladbě zooplanktonu

124

Skupina

Taxon Bosmina longirostris Chydorus sp. Cladocera Daphnia galeata Daphnia obtusa Acanthocyclops vernalis 1.1. Copepo Cyclops vicinus Eudiaptomus gracilis da Naupliová stádia Copepoda Asplanchna priodonta 1.2. Rotatori Brachionus angularis Brachionus calyciflorus a Brachionus diversicornis Brachionus quadridentatus Colurella sp. Conochillus sp. Filinia sp. Keratella cochlearis Keratella quadrata Polyarthra dolichoptera Pompholyx sulcata CELKEM %

2.4. 36,2 56,6 0,3 0,6 0,9 5,4 100

11.6. 9,4 0,2 5,4 0,3 15,4 7,3 8,1 17,5 0,3 27,3 0,9 0,3 7,6 100

22.10. 53,1 1,9 0,5 0,5 1,0 0,5 26,5 13,5 0,5 1 0,5 0,5 100

Obr. č. 10: Procentuální zastoupení skupin zooplanktonu 100% 90% 80% 70% 60% 50% 40% 30% 20% 10% 0%

Cladocera Rotatoria Copepoda

2.4.

11.6.

22.10.

Datum

I v případě zooplanktonu byly zaznamenány značné rozdíly mezi jednotlivými rozbory. V dubnovém odběru dominovala skupina Copepoda (hlavně naupliová stadia), skupina Rotatoria byla zastoupena řídce, skupina Cladocera se nevyskytovala vůbec. V červnu ve společenstvu zooplanktonu převládly zástupci skupiny Rotatoria, v říjnu dominovala skupina Cladocera. Stanovení doplňkových hydrobiologických ukazatelů – koncentrace celkového fosforu a koncentrace chlorofylu a bylo prováděno podle standardních norem (ČSN EN 1189 – Stanovení fosforu – Spektrofotometrická metoda s molybdenanem amonným, resp. ČSN ISO 10260 – Spektrofotometrické stanovení chlorofylu a), výsledky přináší tab. č. 8. Tab. č. 8: Doplňkové hydrobiologické ukazatele

125

ukazatel/den celkový fosfor [mg/l] chlorofyl a [µg/l]

2.4. 0,585 80,7

11.6. 0,421 97.9

22.10. 0,634 72.3

Hydrobiologické rozbory prokázaly značnou odlišnost v druhovém i početním složení fytoplanktonu a zooplanktonu během roku. Co se týká rozdílů v zastoupení skupin fytoplanktonu, lze je zjednodušeně vysvětlit během roku se měnícími stanovištními podmínkami (intenzita světla, teplota, množství živin, predační tlak zooplanktonu, apod.) a rozdílnými ekologickými nároky a adaptacemi na tyto podmínky mezi jednotlivými skupinami těchto organismů. V případě zelených řas (Chlorophyceae) je například dominance v letním období vysvětlována jednak jejich vyššími nároky na teplotu, intenzitu světla, zároveň však přizpůsobivostí k nižším koncentracím živin v tomto období (HORNE, GOLDMANN, 1994). Srovnatelné změny skladby fytoplanktonu během roku z polabských tůní popisuje Kylbergerová (1998). Velké zastoupení skupiny Copepoda v jarní skladbě zooplanktonu (2.4.2001) a nepřítomnost zástupců skupiny Cladocera je zřejmě způsobena odlišnou životní strategií obou skupin. Zatímco buchanky se aktivně vyskytují ve vodách (v malém počtu) i v zimě, perloočky, např. rod Daphnia, přezimují v klidovém stadiu (diapauza) v sedimentech a ve skladbě zooplanktonu se objevují ve větší míře až později na jaře (HORNE, GOLDMANN, 1994). Značný nárůst v zastoupení skupiny Rotatoria zjištěný v červnovém rozboru byl pravděpodobně způsoben rozvojem fytoplanktonu v rámci tzv. jarního aspektu, zároveň však i redukcí počtu jejich predátorů – buchanek zvýšeným predačním tlakem planktonožravých ryb (viz dále). Podle zjištěných celkových koncentrací fosforu lze řadit jezero mezi ekosystémy eutrofní až hypertrofní. (LELLÁK, KUBÍČEK, 1992). Vysoké množství celkového fosforu při současně nízkých a stálých koncentracích celkového anorganického dusíku a zejména dusičnanového dusíku (viz kapitola 10) naznačují, že limitním prvkem pro rozvoj eutrofizace je dusík. Stanovené koncentrace chlorofylu a odpovídající míře biomasy řas jsou poněkud nižší než průměrná koncentrace (114,7 μg/l) uváděná pro polabské tůně Kylbergerovou (1998), což však může být ovlivněno malým počtem provedených stanovení. 7.2. Hodnocení velikostní struktury zooplanktonu Odběry vzorků zooplanktonu a jejich následná fixace byla provedeny stejným způsobem jako v případě základních hydrobiologických rozborů. Pod mikroskopem bylo provedeno digitální snímkování celkového obrazu zooplanktonu spolu s mikrometrickým okulárovým měřítkem při relativně malém zvětšení (15-tinásobné zvětšení objektivu). Fotografie zooplanktonu i okulárového měřítka pak byly vytisknuty a okulárovým měřítkem změřeny veškeré organismy na vytištěných fotografiích. Při hodnocení délek byla celková délka jedince měřena ve shodě s definicí délky užívané limnology pro jednotlivé skupiny zooplanktonu (Mc CAULEY, 1984). U zástupců skupiny Cladocera byla délka měřena od horního okraje hlavy po místo ukotvení ocasního ostnu, u zástupců skupiny Copepoda od proximálního konce cephalothoraxu až po urosom bez koncových furkálních větví. Délky zjištěné změřením organismů na fotografiích pak byly zpětně převedeny (vydělení zvětšením objektivu) na délky skutečné, v rámci velikostních tříd byly určeny dominantní druhy zooplankonu. Analyzované soubory snímaného společenstva zooplanktonu obsahovaly od 150-200 jedinců. Hodnocení velikostní struktury zooplanktonu ukázalo, že velikostní struktura zooplanktonu se pohybuje v poměrně úzkém rozmezí (střed velikostních tříd 0,05 mm až 1,4

126

mm) a že společenstvo zooplanktonu je zcela ochuzeno o velké druhy zooplanktonu jakými jsou například někteří zástupci skupiny Cladocera ( Daphnia magna, D. pullicaria). Zajímavý je vývoj velikostní struktury během sledovaného období. V dubnu měl rozhodující podíl ve velikostní skladbě relativně velký zooplankton (střed velikostní třídy 0,75 mm až 1,05 mm) tvořený skupinou Copepoda s dominantním druhem Cyclops vicinus (viz obr. č. 11 a 12). V dalších měsících došlo k úbytku větších druhů zooplanktonu, ve velikostní struktuře převládala především malá velikostní třída se středem 0,15 mm s dominantními nauplii (květen, červen, srpen, září, říjen) nebo Bosminou longirostris (červenec) ze skupiny Cladocera (viz obr. č. 13 a 14). Nízké zastoupení velkých druhů se kromě srpna (zvýšení podílu větších druhů) udrželo po celé sledované období, což potvrzuje i vývoj 80% a 90% percentilu délek ve velikostní skladbě zooplanktonu (viz. obr. č. 15). Z hlediska relativního zastoupení druhů byla významnou nejmenší velikostní třída tvořená zástupci skupiny Rotatoria s dominantními rody Keratella (duben, květen, srpen říjen) a Brachionus (červen, červenec, září). Její podíl na celkové velikostní skladbě byl však nízký. Uprostřed velikostní struktury se po celé období vyskytovala copepoditová stadia (Copepoda). Z občasných zástupců zooplanktonu ve velikostní třídě 0,35 mm, resp. 0,25 mm dominoval dravý zástupce skupiny Rotatoria – Asplanchna priodonta (červen, srpen, září). Zastoupení některých velkých druhů jako Eudiaptomus gracilis (červen) nebo Leptodora kindti (srpen) bylo ojedinělé a do velikostní struktury příliš nezasáhlo. Obr. č. 11 : Velikostní struktura zooplanktonu 2.4. 2001 40

Keratella sp. nauplius(Copepoda)

Relativní zastoupení (%)

35 30 25

copepodit (Copepoda)

Cyclops vicinus

20 15 10 5 0 0,05

0,15

0,25

0,35

0,45

0,55

0,65

0,75

0,85

0,95

1,05

1,15

Třídy velikosti (mm)

Obr. č. 12 : Suma délek u velikostní struktury zooplanktonu ze dne 2.4. 2001 20 18 16

Suma délek (%)

14 12 10 8

127 6

Obr. č. 13: Velikostní struktura zooplanktonu 12.7. 2001 40

Keratella sp. nauplius(Copepoda)

Relativní zastoupení (%)

35 30 25

copepodit (Copepoda)

Cyclops vicinus

20 15 10 5 0 0,05

0,15

0,25

0,35

0,45

0,55

0,65

0,75

0,85

0,95

1,05

1,15

Třídy velikosti (mm)

Obr. č. 14: Suma délek u velikostní struktury zooplanktonu ze dne 12.7. 2001

128

60

Suma délek (%)

50

40

30

20

10

0 0,05

0,15

0,25

0,35

0,45

0,55

0,65

0,75

0,85

0,95

Třídy velikosti (mm)

Délka [mm]

Obr. č. 15: Vývoj 80% a 90% percentilu délky ve velikostní struktuře zooplanktonu 1 0,9 0,8 0,7 0,6 0,5 0,4 0,3 0,2 0,1 0

80% 90%

2.4.

4.5.

11.6.

12.7.

10.8.

10.9.

15.10.

Datum

Absence velkých druhů ve společenstvu zooplanktonu je pravděpodobně způsobena silným predačním tlakem zooplanktonožravých ryb, který se v průběhu jara v důsledku dosazování ryb ještě zvětšil. Podobný vliv predace ryb na strukturu zooplanktonu popisuje řada autorů (např. HRBÁČEK 1961, FOTT a kol. 1980, ČERNÝ 1986), vztah mezi predačním tlakem ryb a velikostní strukturou vysvětluje tzv. Size efficiency hypothesis (BROOKSE a DODSON, 1965). Podle ní převládají v podmínkách nízkého predačního tlaku ryb velké druhy zooplanktonu, protože dokáží efektivněji přijímat potravu než druhy malé a naopak za vysokého predačního tlaku ryb jsou přednostně rybami eliminovány velké druhy, což umožňuje rozvoj malých druhů zooplanktonu. Je nutné dodat, že změny ve velikostní struktuře zooplanktonu mohou být rovněž značně ovlivněny rozdílnými vývojovými cykly jednotlivých skupin zooplanktonu a v případě slepého ramene i komunikací s řekou Labe (přítok vody z Labe propustkem za vyšších vodních stavů).

129

8. Zatížení sedimentů těžkými kovy Pro chemickou analýzu sedimentů slepého ramene zaměřenou na zjištění obsahu těžkých kovů – potencionálních starých zátěží, byly na lokalitě provedeny dva odběry sedimentů, a to 29.11. 2001 a 27.3. 2002. Oba odběry se prováděly v prostoru dolní (západní) části ramene, v místě vzdáleném asi 20 m od jeho zakončení, kde se předpokládalo velké množství sedimentu usazeného při komunikaci Labe s jezerem při povodních. Odběr se prováděl za použití 1,5 m dlouhé novodurové trubice o průměru několika centimetrů. Odebírán byl sloupec zhutnělého sedimentu o délce cca 50 cm, který byl rozdělen na tři díly (dále „horní“, „střední“ a „dolní“). Kromě takto získaných vzorků sedimentu, byl při jarním odběru stejným způsobem odebrán kontrolní vzorek sedimentu z místa vnitřního ohybu ramene. Mocnost sedimentu v tomto místě byla nízká (15 cm), vzorek (dále „ohyb“) nebyl proto dále dělen. Při přípravě vzorků byly vzorky v mokrém stavu sítovány za použití silonových sít. Vzorky z prvního odběru (29.11. 2001) byly sítovány na dvě velikostní frakce – na částice do 63 µm a do 20 µm, vzorky z druhého odběru (27.3. 2002) již pouze na frakci částic o velikosti do 20 µm, neboť tato frakce je k chemické analýze sedimentů v současnosti používána nejčastěji. Těžké kovy byly stanovovány ve vzorku v tzv. nesilikátové frakci sedimentu. Pro její přípravu (extrakce nesilikátové frakce) bylo u každého vzorku do 50 ml odměrné baňky přesně odváženo asi 1 g přesítovaného sedimentu, který se přelil 10 ml směsi kyselin chlorovodíkové a dusičné (Směs kyselin se připravila smísením 500 ml konc. HCl a 50 ml konc. HNO3 a doplněním deionizovanou vodou na 1000 ml.) a byl následně loužen za varu po dobu 5 minut (WEISS a kol., 1983). Po ochlazení byl výluh doplněn deionizovanou vodou do 50 ml. V připraveném výluhu se u každého vzorku na plamenovém (směs acetylen-vzduch) atomovém absorpčním spektrometru stanovila koncentrace niklu, olova, chromu, mědi, kobaltu, kadmia, stříbra, zinku, železa a manganu. Rtuť se stanovila ve vzorku přímo z přesítovaného sedimentu za použití přístroje AMA 254 (AMA = Advanced Mercury Analyser). Obě měření byla provedena ve Stopové laboratoři G. B. Marshalla ÚŽP PřF UK. Ke kvantitativnímu hodnocení zatížení sedimentů těžkými kovy byl použito geoakumulačního indexu Igeo podle Műllera (1979), který vychází z koncentrací prvků v přirozeném geogenním pozadí v přírodním jílovitém sedimentu definovaných Turekianem a Wedepohlem (1961) a počítá se podle vztahu: I geo = log 2

Cn 1,5 x B n

kde Cn je změřená koncentrace příslušného prvku v sedimentu, Bn je koncentrace pozadí elementu v jílovitých sedimentech, koeficient 1,5 zahrnuje přirozené variace prostředí. Podle geoakumulačního indexu se hodnotí stupeň zatížení v 7 Igeo třídách od sedimentu nekontaminovaného, po sediment velmi silně kontaminovaný (viz. tabulka č. 8 ). Tab. č. 8: Hodnocení znečištění sedimentu podle geoakumulačního indexu Igeo (Műller,1981) Hodnota Igeo ≤0 ≤1 ≤2 ≤3

Třída Igeo 0 1 2 3

Intenzita znečištění sedimentu nekontaminovaný nekontaminovaný až středně kontaminovaný středně kontaminovaný středně kontaminovaný až silně kontaminovaný

130

≤4 ≤5 >5

4 5 6

silně kontaminovaný silně kontaminovaný až velmi silně kontaminovaný velmi silně kontaminovaný

V tabulce č. 9 jsou uvedeny koncentrace těžkých kovů zjištěných v sedimentech Labiště pod Opočínkem spolu s hodnotami přirozené (pozaďové) koncentrace těžkých kovů pro jílové sedimenty podle Turekiana a Wedepohla (1961). Z uvedených koncentrací vychází výpočet příslušných geoakumulačních indexů (Igeo), jejich hodnoty spolu se zařazením do barevně odlišených tříd Igeo podle stupně zatížení přináší tabulka č. 10. Pro srovnání jsou v tabulce č. 11 uvedeny koncentrace těžkých kovů zjištěných Povodím Labe v recentních říčních sedimentech (velikostní frakce do 20 µm) Labe ve Valech v letech 2000 – 2001 (mikrovlnný rozklad vzorku ve směsi kyselin HCl a HNO3 , u Hg – AMA 254). Tab. č. 9: Koncentrace těžkých kovů v sedimentech jezera (mg/kg) Vzorek Frakce Horní Střední Dolní Horní Střední Dolní Horní Střední Dolní Ohyb *

< 63 µm < 63 µm < 63 µm < 20 µm < 20 µm < 20 µm < 20 µm < 20 µm < 20 µm < 20 µm

Datum Pozadí* 29.11.01 29.11.01 29.11.01 29.11.01 29.11.01 29.11.01 27.3.02 27.3.02 27.3.02 27.3.02

Ag 0,07 25,4 12,5 2,7 28,4 14,3 4,0 27,6 12,9 3,2 2,0

Cd 0,3 4,7 4,0 2,2 5,0 4,2 2,7 4,1 3,6 2,6 1,4

Co 19 16,3 21,5 20,2 20,5 22,7 18,2 17,2 16,3 15,0 18,9

Cr 90 329 296 226 316 252 198 258 220 163 103

Cu 45 109 90 63 117 85 59 120 100 83 40

Hg 0,4 1,95 1,99 0,57 2,30 2,39 0,64 1,61 2,16 0,72 0,54

Fe 47200 19437 24737 19270 25020 27353 24187 23743 18843 17343 11510

Mn 850 314 349 316 485 679 543 367 313 299 202

Ni 68 48 46 42 45 47 42 58 50 45 31

Pb 20 112 116 119 110 115 118 119 117 116 95

Zn 95 1039 973 381 1483 1049 533 958 846 501 308

Koncentrace geogenního pozadí prvku v jílových sedimentech (TUREKIAN, WEDEPOHL,

1961) Tab. č. 10: Geoakumulační indexy a zařazení do tříd Igeo podle stupně zatížení Vzore k

Frakc Datum Ag Cd Co Cr Cu e < 63 29.11. Horní µm 01 7,92 3,38 0,80 1,29 0,69 < 63 29.11. Střední µm 01 6,90 3,15 0,41 1,13 0,42 < 63 29.11. Dolní µm 01 4,68 2,29 0,50 0,74 0,09 < 20 29.11. Horní µm 01 8,08 3,47 0,48 1,23 0,79 < 20 29.11. Střední µm 01 7,09 3,22 0,33 0,90 0,33

Hg 1,70 1,73 0,07 1,94 1,99

Fe 1,86 1,52 1,88 1,50 1,37

Mn 2,02 1,87 2,01 1,39 0,91

Ni 1,09 1,09 1,30 1,18 1,12

Pb

Zn

1,90 2,87 1,98 2,77 1,99 1,42 1,87 3,38 1,94 2,88

131

Dolní Horní Střední Dolní Ohyb

< 20 µm < 20 µm < 20 µm < 20 µm < 20 µm

29.11. 01 27.3.0 2 27.3.0 2 27.3.0 2 27.3.0 2

0,65 0,73 0,80 0,93 0,59

5,26 2,58 8,04 3,19 6,94 3,00 4,93 2,53 4,25 1,64 Třídy Igeo

0,55 0,19 0,09 1,55 0,93 0,83 1,42 1,58 0,70 0,57 1,85 1,91 0,27 0,30 0,26 2,03 0,39 0,75 0,15 2,62 0

1

2

1,23 1,79 2,03 2,09 2,66 3

1,28 0,94 0,97 1,03 1,72 4

1,98 1,90 1,99 2,75 1,96 2,57 1,95 1,81 1,96 1,11 5

6

Tab. č. 11: Koncentrace těžkých kovů v říčních sedimentech Labe ve Valech (mg/kg) Datum/Kov 22.5. 2000 21.9.2000 2.5. 2001 12.10. 2001

Ag <1 <1 <1 <1

Cd 3,1 2,5 2,7 2,3

Co 19 23 17 18

Cr 131 204 104 143

Cu 68 114 74 78

Hg Fe Mn 0,9 43700 925 1,9 51900 754 1,1 33400 7150 1,7 41100 783

Ni 56 58 48 46

Pb 89 131 104 143

Zn 541 696 420 553

zdroj: Povodí Labe s.p., Hradec Králové Z tabulek č. 9 a 10 vyplývá, že nejvíce jsou sedimenty slepého ramene zatíženy stříbrem (6. třída Igeo – velmi silně kontaminovaný sediment). Dále bylo zjištěno vysoké znečištění sedimentu kadmiem a zinkem (4. třída Igeo – silně kontaminovaný sediment) a v menší míře chromem, rtutí a olovem (2. třída Igeo – středně kontaminovaný sediment). Mírné zatížení bylo v sedimentech zjištěno u mědi (1. třída Igeo), ostatními kovy (kobalt, železo, mangan, nikl) nejsou sedimenty kontaminovány (0. třída Igeo). Nejnižší koncentrace těžkých kovů ze všech vzorků byla zjištěna u vzorku z ohybu ramene. Hlavním důvodem byla zřejmě skutečnost , že místo odběru tohoto vzorku je díky své relativně velké vzdálenosti od Labe málo zanášeno jemnými říčními sedimenty, v nichž se těžké kovy nejvíce hromadí. Tato skutečnost byla potvrzena zrnitostním rozborem vzorku sedimentu. Z hlediska dělených vzorků je zajímavé posouzení změn koncentrací těžkých kovů v jednotlivých vrstvách za předpokladu, že s rostoucí hloubkou sedimentu roste i stáří sedimentu. Pokles koncentrace těžkého kovu v sedimentu s jeho rostoucí hloubkou byl u obou odběrů zjištěn u stříbra, kadmia, chrómu, mědi, zinku a rtuti (pokles v dolní části oproti střední) a u jarního odběru i u železa. Naopak mírný nárůst koncentrace s hloubkou byl zjištěn u olova, v ostatních případech se koncentrace těžkých kovů v různých vrstvách příliš nelišily. Při srovnání výsledků zjištěných koncentrací těžkých kovů stejných vzorků ve frakcích do 20 µm a do 63 µm (odběr 29.11.01) byla vyšší koncentrace těžkých kovů ve frakci do 20 µm zjištěna u stříbra, kadmia, rtuti, železa, manganu a zinku, naopak nižší koncentrace oproti frakci do 63 µm byla zaznamenána u chrómu. V případě ostatních kovů se koncentrace mezi oběma frakcemi příliš nelišily. Experimentálně zjištěné rozdíly v obsahu těžkých kovů mezi oběma frakcemi tedy spíše potvrzují oprávněnost současného upřednostňování frakce do 20 µm k chemické analýze těžkých kovů.

132

Srovnáme-li mezi sebou výsledky obsahu těžkých kovů ve frakcích do 20 µm u obou odběrů, zjistíme, že u většiny těžkých kovů (výjimkou měď a nikl) byla koncentrace nižší v jarním období. Při porovnání naměřených těžkých kovů s hodnotami těžkých kovů zjištěnými Povodím Labe v říčních sedimentech v blízké lokalitě Valy (viz tab. č. 11) se ukázalo, že sedimenty jezera (svrchní a střední část u obou odběrů) jsou oproti recentním říčním sedimentům více zatíženy stříbrem, kadmiem, zinkem a chrómem. Naopak menší zatížení bylo u sedimentů jezera prokázáno u železa a manganu. U ostatních kovů se koncentrace kovů v sedimentech jezera a řeky příliš nelišily. 9. Závěr Slepé rameno Labiště pod Opočínkem patří mezi mladá jezera vzniklá antropogenní činností při regulaci Labe. Pro ně je charakteristická poměrně nízká hloubka vodního sloupce, což bylo při batymetrických měřeních potvrzeno i u studovaného jezera. Z hodnocení sukcesního stupně zazemnění jezera je patrné, že se postupné zazemňování začíná výrazně projevovat v místech s mělce sklonitými břehy (zarůstání makrofyty) a na konci západní části ramene, která je zanášena sedimenty při povodních. Při studiu hydrologického režimu jezera byla prokázána předpokládaná závislost slepého ramene na hlavním toku. Byla rovněž stanovena výška hladiny Labe, při které dochází k propojení Labe se slepým ramenem prostřednictvím jinak opuštěného propustku. Výška této hladiny je 209,79 m n. m. Kromě toho byla zjištěna výška hladiny v Labi, při které dochází k jeho vybřežení a přelivu labské vody do slepého ramene (210,95 m n. m.). Sledování fyzikálních parametrů vody ukázalo na úzkou vazbu průhlednosti vody na rozvoj planktonního oživení. Vzhledem k malé hloubce slepého ramene nebyla zjištěna teplotní stratifikace vodního sloupce. Maximální rozdíl mezi teplotou hladiny spodním měřeným profilem na vertikále byl pochopitelně zjištěn při letním měření a činil cca 5 °C. Na základě chemických rozborů lze říci, že voda obsahuje poměrně nízké koncentrace dusitanového a dusičnanového dusíku. Na rozdíl od toho koncentrace amoniakálního dusíku a fosforečnanového fosforu jsou poměrně vysoké. Tuto skutečnost lze objasnit například značným oživením slepého ramene, kdy dusičnanový dusík je okamžitě využit v potravních řetězcích. Naopak vysoké koncentrace amoniakálního dusíku jsou zapříčiněné intenzivními metabolickými pochody v silně oživené nádrži a také z důvodu značného odumírání této biomasy. Zdrojem vysokých koncentrací fosforečnanového fosforu jsou pravděpodobně sedimenty jezera, ze kterých se fosfor ve formě rozpustných fosforečnanů uvolňuje za redukčních podmínek. Značnému oživení jezera odpovídají i zjištěné vysoké koncentrace organických látek vyjádřené parametry CHSKMn, BSK5. Koncentrace organických látek jsou nejvyšší právě ve vegetačním období a v době odumírání planktonu. Vysoký obsah organických látek a živin a jejich následná oxidace způsobují často kritické snížení množství rozpuštěného kyslíku (až na cca 5% saturace). Charakteru značně oživené stojaté vody odpovídají i vysoké hodnoty pH a KNK4,5, kdy vzhledem k vyčerpání volného CO2 dochází především k značnému zvýšení hodnot pH. Hydrobiologické rozbory potvrdily předpoklad značné odlišnosti v druhovém i početním složení fytoplanktonu i zooplanktonu v průběhu sledovaného období. Z provedených stanovení celkového fosforu vyplývá jeho vysoká koncentrace ve vodě, což v kombinaci s relativně nízkými koncentracemi anorganického dusíku (hlavně dusičnanového) naznačuje možnou limitaci biologické produkce dusíkem. Hodnocení velikostní struktury zooplanktonu prokázalo, že ve slepém rameni chybí v důsledku silného predačního tlaku planktonožravých ryb velké druhy zooplanktonu. Dále bylo zjištěno, že ke

133

změnám ve velikostní struktuře zooplanktonu a ke změnám v zastoupení dominantních druhů ve velikostních třídách dochází i v průběhu roku. Chemický rozbor sedimentů zaměřený na zjištění obsahu základních těžkých kovů prokázal značnou kontaminaci sedimentů stříbrem, kadmiem a zinkem. Naopak kobaltem, železem, manganem a niklem se zkoumané sedimenty jeví jako nekontaminované. Původ vysokých koncentrací některých těžkých kovů je možné hledat v chemickém průmyslu z hradecko-pardubické průmyslové aglomerace (např. Foma Hradec Králové, Aliachem Semtín, atd.). Zamyslíme-li se nad současnou úrovní ochrany relativně zachovalého přírodního rázu slepého ramene se zbytkem lužního lesa, zjistíme, že je nedostatečná. Hlavním omezujícím faktorem rozvoje chráněného území PP Labiště pod Opočínkem je intenzivní zemědělství provozované na polích v bezprostředním okolí jezera (ohrožení splachem hnojiv z polí). S ohledem na zájmy ochrany přírody a vzhledem k umístění dotčených polí v zátopové oblasti labské nivy by v daném území byl vhodný přechod k extenzivnímu využívání pozemků formou návratu k dřívějším travním porostům. S postupným zazemňováním starého ramene se nabízí otázka, zda ponechat toto uměle vzniklé jezero jeho sukcesnímu vývoji spějícímu k jeho zániku nebo se proti tomuto procesu aspoň částečně postavit, například úpravou vodního režimu či odstraňováním nahromaděného materiálu. Spíše pro aktivní management ochrany před zazemňováním hovoří již hlavní důvod vyhlášení chráněného území, kterým byla především ochrana geomorfologické zachovalosti slepého ramene. Proces zazemňování slepého ramene byl již dříve „trnem v oku“ přírodovědcům kteří na lokalitě prováděli inventarizační průzkumy (FALTYSOVÁ, FALTYS, 1987; VRÁNOVÁ, 1993). Ti ve svých závěrečných zprávách jako protiopatření shodně navrhli jednostranné propojení ramene s tokem Labe prostřednictvím stavidla. Realizace navrhovaného opatření by však spíše urychlila zazemnění ramene (jednosměrný přínos sedimentů). Jednostranné napojení by pravděpodobně neprospělo ani kvalitě vody, neboť přítok labské vody s vyšším obsahem dusíku by při současné vysoké koncentraci fosforu vody v jezeře ještě více zvýšil úživnost jezera. Zřejmě by následoval rozvoj řas spojený se zvýšeným sekundárním organickým znečištěním, při jehož rozkladu by docházelo k dalšímu vyčerpávání rozpuštěného kyslíku ve vodě, která již tak dosti často trpí sezónními kyslíkovými deficity. Jako výhodnější se jeví oboustranné propojení slepého ramene s tokem Labe. Zpracování studie na jeho možné provedení je zakotveno v Plánu péče chráněného území (ANONYM, 1999). Při výměně vody by se v rameni zlepšil kyslíkový režim, postupným vyplavením by se snížil obsah fosforu a poklesla by zřejmě i úroveň organického znečištění. Propojení by bylo přínosem i z hlediska ekologického – slabě průtočný meandr by byl útočištěm jak pro druhy organismů vázaných spíše na stojaté vody, tak místem „odpočinku“ jinak rheofilnějších druhů. Na závěr bych chtěl rovněž zmínit možnost využití ramene v protipovodňové ochraně, která především v posledních letech nabývá na významu.

134

11. Limnologické poměry, kvalita vody a sedimentů v mrtvém labském rameni Doleháj u Kolína Dagmar Chalupová, Bohumír Janský, Miroslav Šobr 1. Poloha a charakteristiky studovaného území 1. 1. Poloha Tůň Doleháj leží přibližně 3 km severozápadně od Kolína a zhruba 10 km jihovýchodně od Poděbrad. Má typický tvar podkovy, který zaujímá plochu přibližně 14 ha (při úrovni hladiny 191,768 m.n.m.). Dnes je však dvakrát přerušena hrázemi. Ke studiu byla využita poslední část, jejíž polohu lze určit přesněji pomocí zeměpisných souřadnic zjištěných podle přístroje GPS (50˚03,365´s.š. a 15˚09,576´v.d. na vtoku a 50˚03,556´s.š. a 15˚09,998´ v.d. na výpusti s přesností na 5 m). Celá soustava jezer leží na levém břehu Labe ve vzdálenosti asi 500 m od současného koryta v oblasti od 78,5 do 79,5 říčního kilometru od soutoku Labe s Vltavou. V blízkosti se nachází klavarský jez s plavební komorou (79,16 ř.km). Studované území spadá do katastru nedalekých obcí Hradištko a Nová Ves u Kolína. 1. 2. Vznik a vývoj jezera Z důvodu neustálého poškozování pozemků velkou vodou byl tok Labe v letech 18541855 v oblasti mezi Novou Vsí a Hradištkem napřímen. Následně zde probíhaly další stavební práce zaměřené na zpevňování břehů a budování ochranných hrází. Tzv. Staré Labe (dnes Doleháj) bylo napojeno na hlavní tok v místech před klavarským jezem. Toto spojení je funkční dodnes, i když s jistými úpravami, stejně jako vyústění v podobě potoku tekoucího z jezera do Labe. Na počátku 20. století došlo zhruba v polovině mrtvého ramene k přepažení. Tím vznikla dvě vzájemně propojená a komunikující jezera. V 70. letech došlo k částečnému zatrubnění a instalaci stavidla, které umožňovalo regulovat množství vody vtékající do soustavy. Současnou podobu Doleháj získal v 80. letech. Dnes je tedy původní labský meandr rozdělen na tři části oddělené hrázemi se stavidly. Na přítoku byla upravena nezatrubněná část vydlážděním a na jejím konci byla zbudována kalová jímka. Toto opatření a další úpravy měly napomoci ke zlepšení kvality vody v soustavě, která trpěla zejména přebytkem živin ze znečištěné labské vody, který vedl k velmi intenzivnímu rozvoji řas a sinic (ústní sdělení p.Jiřího Horáčka, předsedy rybářského svazu Nová Ves). Ke sledování byla vybrána poslední část tůně - tedy třetí, největší jezero. Zde se odebíraly vzorky vody, sedimentu a byla zde také instalována vodočetná lať. V první polovině tůně leží přibližně uprostřed ostrov. Poslední třetina jezera je výrazně užší a též hlubší. Celý meandr je dnes z větší části obklopen poli, jen směrem k Labi podél odtokového potoka se nachází rozsáhlejší komplex lužního lesa. 1. 2. Geologická stavba zkoumaného území Z geologického hlediska se zájmové území nachází v oblasti České křídové pánve (MÍSAŘ, 1983). Z Perucko-Korycanského souvrství jsou zde zastoupeny zejména Korycanské vrstvy tvořené mořským cenomanem, s mělkomořskými křemennými pískovci s kaolinitovým pojivem ve spodní části. Výše jsou uloženy vápnité nebo jílovité pískovce s glaukonitem. Svrchní část pískovců může být nahrazena prachovci a jílovci, popř. se pískovce s nimi laminárně střídají. Spodní turon je zastoupen Bělohorským souvrstvím.

135

Charakteristické jsou zde písčito-vápnité usazeniny příbojového pásma: písčité až spongilitické slínovce, vápnité spongility, jílovité a organodetritické vápence. Česká křídová pánev je litofaciálně nejednotná, proto se rozděluje na 9 oblastí. Sledované území pak spadá do kolínské oblasti s již zmíněnými slínovci a slínito-písčitými sedimenty. Zde jsou typické dobře vyvinuté karbonátové sedimenty příbojového prostředí. Kvartér je zastoupen extraglaciální oblastí vnitročeských nížin. V blízkosti Doleháje se nacházejí pleistocénní fluviální písky a štěrkovité písky (z tohoto období je v blízkosti meandru doložena VII. labská terasa a přibližně ve vzdálenosti 2 km mezi Novou Vsí a Vítězovem IVb terasa, podobně u obce Kutlíře terasa IIIa a nedaleko Velimi VI. a Va terasa (BALATKA, 1966)). Holocén je zastoupen bezprostředně v okolí toku fluviálními hlínami, hlinitými písky až písky, které tvoří údolní nivu. Z hydrogeologického hlediska jsou tyto kvartérní akumulace značně významné. Zvodeň zde má volnou hladinu 3 m pod povrchem. Koeficient průtočnosti je vysoký a pohybuje se v řádu 10 –3 m3/s. Podzemní voda má charakter slabě kyselý až slabě zásaditý s celkovou mineralizací 695-1170 mg/l, chemický typ je určen vzájemným zastoupením iontů Ca2+, Mg2+, HCO3 –, S042-. Sírany a hořčík mohou být sníženy, naopak bývá zvýšeno zastoupení chloridů. Železo a mangan se mohou nacházet ve značných koncentracích. V zájmovém území je zřetelný vliv infiltrace povrchové vody. V podzemní vodě bylo zaznamenáno organické znečištění (zdroj dat: Geofond ČR). 1. 3. Fyzicko geografické charakteristiky území Území leží v prostoru České křídové tabule, která byla ve své jižní části výrazně formována Labem. Tato rozsáhlá Polabská rovina je rozdělena na nevýraznou Nymburskou a Pardubickou kotlinu (ČEPEK, 1963). Nadmořská výška se v blízkosti Doleháje pohybuje v rozmezí 190 – 197 m.n.m. Směrem na JV terén stoupá (vrch Bedřichov 279 m.n.m.), vystupuje zde Kutnohorské krystalinikum. Ve zkoumané oblasti jsou zastoupeny nivní půdy – fluvizemě, podzoly, v nedalekých polozazeměných ramenech půdy mokřadní. Ve větší vzdálenosti od Labe se nacházejí hnědé půdy (TOMÁŠEK, 2000). Oblast Doleháje lze zařadit podle systému regionalizace klimatu ČR do klimatické oblasti T2 (QUITT, 1971). Ta se vyznačuje dlouhým teplým suchým létem, velmi krátkými přechodnými obdobími mezi teplým a mírně teplým jarem a podzimem, krátkou, mírně teplou, suchou až velmi suchou zimou s velmi krátkým trváním sněhové pokrývky. V nejbližší meteorologické stanici v Nové Vsi (50˚ 03´s.š. a 15˚ 09´v.d.; 200 m.n.m.) je průměrná roční teplota 9˚C, nejchladnějším měsícem je leden s průměrnou teplotou –1,3 ˚C, nejteplejší je červenec, kdy průměrná teplota dosahuje 19,2 ˚C. Pro vegetační období (duben až září) platí teplotní průměr 15,5˚C. Ročně zde průměrně spadne 553 mm srážek. Nejméně v únoru a lednu (31 a 27 mm), nejvlhčí jsou naopak červenec a srpen (74 a 68 mm). Pro vegetační období byl naměřen dlouhodobý průměr 353 mm (VESECKÝ a kol., 1961). Podle fytogeografického členění spadá sledované území do oblasti termofytika, okresu Střední Polabí, přesněji podokresu Poděbradské Polabí (HEJNÝ, SLAVÍK, 1988). Vzhledem k nízké nadmořské výšce patří do planárního vegetačního stupně, pro který jsou typické právě nízké polohy úvalových luhů, společenstva slepých říčních ramen, pobřežních plášťů, slatin apod. Z rostlinných druhů jsou zde zastoupeny např. topol černý (Populus nigra), dub letní (Quercus robur), různé druhy vrb (Slix sp.). Chybí zde typické oživení vodní hladiny - leknín bílý (Nymphea alba) nebo stulík žlutý (Nuphar lutea). Okolní pozemky jsou využity k pěstování kukuřice, slunečnice apod. Zoogeograficky se území nachází v obvodu středočeských nížin a pahorkatin (BUCHAR, 1983). Tato oblast koncentruje největší množství teplomilné zvířeny v Čechách.

136

Podle faunistického členění připadne zájmové území do obvodu Polabí, okresu Polabí. Ve zbytcích lužního lesa hnízdí běžné druhy ptactva listnatého lesa, byla zde pozorována i volavka popelavá (Ardea cinerea). Detailnější průzkum bezobratlých nebyl proveden. Z důvodu blízkosti polí je zde zastoupena i běžná fauna zemědělské krajiny. 1. 4. Využití zájmového území Na přelomu 40. a 50. let byl v Nové Vsi založen rybářský svaz. Od těchto let je vodní plocha využívána ke sportovnímu rybaření. S tím souvisejí i stavební úpravy na jezerech a opatření provedená za účelem zlepšení kvality vody. Rybí obsádka je doplňována každý rok podle plánů MZe. Mezi nejvýznamnější vysazované druhy patří tradičně kapr ( 59 ks kapra/ha – plán na rok 2000), lín, candát a štika. Ryby jsou dokrmovány po celý rok, do vody se dávkují i antibiotika a vitamíny v podobě granulí. Za zmínku stojí, že v zájmovém území nebyl nikdy pozorován úhyn ryb v důsledku otravy vodami z Labe (např. v červnu 1999), ani zde nebylo zaznamenáno vybřežení Labe za povodňových stavů, které by propojilo studovanou soustavu jezer bezprostředně s hlavním korytem. V horním jezeře bylo provedeno v 70.letech odbahnění (ústní sdělení p.Stanislava Škopka, rybářský svaz Nová Ves). Studovaná spodní část tůně byla bez výrazných zásahů (provedení sondy na těžbu písku v koncové části jezera) ponechána vlastnímu, přirozenému vývoji. 2. Morfografické charakteristiky jezera V květnu 2001 bylo ke stavu hladiny 191,674 m.n.m. na Doleháji provedeno batymetrické vyměřování. Břehová linie byla stanovena polygonovou metodou (ČAPEK a kol., 1992), hloubkové poměry jezera byly zjištěny za použití echolotu. Jezero je poměrně velké a mělké, objem akumulované vody je 83 542 m3. V širších místech tůně dochází k pozvolnému poklesu hloubky se vzdáleností od břehu. Výjimku tvoří část mezi ostrovem a levým břehem. Zde se nacházejí největší hloubky první třetiny jezera. Poměrně rychlý spád má dno pravého břehu zhruba ve druhé třetině a v nejužší části jezera. Zde se také nachází největší hloubka - 270 cm. Z batymetrické mapy (viz. mapa 8 v příloze) tedy vyplývá, že koryto nedosahuje nejvyšších hloubek podél celého levého břehu (nárazový břeh), ale za ostrovem se pravděpodobně hlavní proud Labe stočil k břehu pravému, kde byly zjištěny hloubky až 180 cm, které dále směrem ve směru toku narůstají. Tab. 1: Morfometrické charakteristiky jezera Veličina plocha Délka břehové linie Délka maximální šířka maximální hloubka průměrná hloubka průměrná šířka stupeň členitosti břehové linie hloubkový koeficient relat. hloubkový koeficient ostrov

Značka veličiny P O L B max H max H prům B prům R

Výpočet

V/P P/L O / 2√π√P

Hodnota 7,75 ha 1725 m 745 m 140 m 2,70 m 1,08 m 104 m 1,75

K K relat

H prům / H max H max /√ P

0,40 0,0097

137

plocha ostrova Délka břehové linie ostrova

P os O os

0.27 ha 260 m

Plocha [ha]

Obr. 1: Bathymetrická křivka jezera

9 8 7 6 5 4 3 2 1 0 0,00

0,50

1,00

1,50

2,00

2,50

3,00

Hloubka [m]

3. Hydrologický režim jezera V říjnu 2000 byla ve studované části tůně instalována vodočetná lať. Hodnoty výšky hladiny byly odečítány od listopadu 2000 do října 2001 v intervalech maximálně po 14 dnech. Za zvýšených vodních stavů v Labi byly odečty prováděny i v kratších intervalech, v odečítání se pokračovalo i v následujícím hydrologickém roce (povodňová situace v srpnu 2002). V říjnu 2001 byla zjištěna nadmořská výška hladiny (191,694 m.n.m.). Postupovalo se pomocí nivelačního přístroje a nivelační latě od bodu státní nivelace u klavarského jezu přes hladiny předních dvou částí mrtvého ramene. Ze známého stavu na vodočtu ten den (35 cm) pak byly zpětně přepočteny všechny údaje o hladinách na nadmořskou výšku. Nula na vodočtu byla stanovena na 191,344 m n. m. Zaměřena byla betonová stěna u stavidla na vpusti do sledovaného jezera (192,194 m n. m.). Obr. 2: Kolísání hladiny ve studované části tůně v Doleháji

138

192,2

Nadmořská výška [m]

192,1 192 191,9 191,8 191,7 191,6 191,5 191,4 191,3

n

01

1 říj e

zá ří 0

01 en

sr p

ec

01

01 ve n

ve n

če r

če r

n

01

01 n be

or

kv ět e

01 du

bř e

ún

ze n

01

01 n de

le

os in pr

lis to

pa

d

ec

00

00

191,2

Jak je patrné z grafu, za sledované období hydrologického roku 2000/2001 se kolísání hladiny pohybovalo v rozpětí 21 cm. Maximum bylo zjištěno 13.ledna a 13.února 2001, kdy úroveň hladiny dosahovala úrovně 41 cm na vodočtu, což je po přepočtu na nadmořskou výšku 191,754 m n. m. Naopak minimum bylo zaznamenáno 28. června 2001 - 20 cm. To odpovídá nadmořské výšce 191,544 m n. m. Lze konstatovat, že v letních měsících hladina poklesla o 10 až 15 cm. Nejnižší úrovně byly zaznamenány zejména v červnu a červenci 2001. Od prosince 2000 do února 2001 trvalo období poměrně vysokých vodních stavů. Hladina v Doleháji dosahovala v hydrologickém roce 2000/2001 průměrně 191,674 m.n.m. Střední hodnota byla v tomto období stanovena na 191,694 m n.m. Z dostupného souboru dat byla též určena hodnota nejčastěji se vyskytující výšky hladiny. Bylo to 191,744 m n.m. Mimo sledované období byla odečtena hladina ještě v srpnu 2002. V této době byla Česká republika výrazně zasažena povodněmi. Překvapivě bylo na vodočtu zjištěno jen 33 a 31 cm (11. a 15. srpna 2002), což odpovídá 191,674 a 191,672 m n. m. Naopak 26. ledna 2002 a 1. února 2003, kdy byla hladina zamrzlá v síle asi 10 cm, byl led ve výšce 56 cm (191,904 m n.m.). Údaje za hydrologický rok 2000/2001 byly porovnány s průběhem hladin v Labi. Graf vychází z dat odečítaných třikrát denně ve stanici v Klavarech. Obr. 3: Kolísání hladiny Labe v Klavarech

192,9 192,8 192,7 192,6 192,5 192,4 192,3 192,2

01 říj en

zá ří 01

ún or 01 bř ez en 01 du be n 01 kv ět en 01 če rv en 01 če rv en ec 01 sr pe n 01

le de n

01

192,1 192 lis to pa d 00 pr os in ec 00

Nadmořská výška [m]

193

139

zdroj: Povodí Labe, Hradec Králové Zvýšení labské hladiny bylo zaznamenáno počátkem ledna 2000 a února 2001, což se v podstatě shoduje s maximy pozorovanými v Doleháji. Další nárůst výšky labské vody souvisí s jarním táním. Od března se hladina začíná pomalu zvyšovat, v květnu pozvolna opadá a v červenci je již ustálená na nižších stavech. Koncem července dochází opět k značnému rozkolísání a zvýšení vodního stavu, který mírně opadl až na přelomu srpna a září. Pak došlo k opětovnému zvýšení hladiny. Z uvedených dat lze konstatovat, že v hydrologickém roce 2000/2001 hladina Doleháje přibližně kopírovala vodní stavy v Labi. Je proto zřejmá komunikace (ať již povrchová nebo podzemní) mrtvého meandru s Labem. Nízké vodní stavy zjištěné na Doleháji v srpnu 2002, je možno vysvětlit úmyslným předvypuštěním vody ze systému tůní pro zvýšení retenční kapacity. 4. Fyzikální vlastnosti vody Od listopadu 2000 do listopadu 2002 bylo na studované lokalitě provedeno fyzikální měření následujících veličin: teplota povrchu vody, teplota ve vodním sloupci po 0,5 m, konduktivita, pH, průhlednost a barva vody. Měření byla prováděna z člunu v místech předpokládané největší hloubky jezera. Některé fyzikální veličiny byly zjišťovány i během odběrů vody pro chemickou analýzu, kdy člun nebyl vždy k dispozici, a proto byla provedena přibližně v půlmetrové vzdálenosti od břehu. Pro odběry vody byla vybrána 3 odběrová místa: odběrové místo A se nalézá v blízkosti betonu u stavidla na vtoku, odběrové místo B leží na levém břehu v místech, kde se tůň výrazně zužuje a odběrové místo C je situováno u výpusti z jezera. V jednom případě byl proveden i odběr z kalové jímky na začátku systému tůní, toto místo bylo označeno J. Odběry prováděné z člunu jsou označeny L. Tab. 2: Měření pH, konduktivity a povrchové teploty Datum

Odběrová pH-prům pH - max pH - min K - prům místa [µS/cm]

K – max [µS/cm]

K – mix [µS/cm] 540,00 L

09.11.00

L

8,75

8,75 L

8,75 L

540,00

540,00 L

21.11.00

ABC

8,25

8,39 A

8,13 B

508,33

513,00 B 506,00A,C

13.02.01

ABC

8,16

8,63 A 7,92 B,C

429,00

02.04.01

ABCL

9,55

9,64 C

9,43 A

453,75

28.06.01

ABCL

8,46

8,66 L

8,38 A

624,00

630,00 L

12.09.01

ABC

9,33

9,56 C

9,09 A

413,67

04.11.01

ABC

8,90

9,08 B

8,66 A

543,33

29.11.01

ABC

10,07

10,13 C

10,01 A

03.11.02

JC

8,37

8,51 J

8,23 C

T-prům [˚C]

T- max [˚C]

T – min [˚C]

8,0

8,0

L

8,0

L

6,2

6,4

C

6,0

B

408,00 C

4,2

4,6

A

3,5

C

468,00 B,L 433,00 A

10,4

12,0 L

9,0

C

617,00 A

25,1

25,5 A

24,8 C

422,00 A

404,00 C

12,5

12,5 A,B,C

12,5 A,B,C

565,00 B

511,00 A

10,3

11,0 B

10,0 A,C

429,00

446,00 A

406,00 C

3,1

3,2

477,50

530,00 K

425,00 J

13,0

13,0 J,C

440,00 B

A,B

2,6

L

13,0 J,C

Tab. 3: Měření teploty ve vodním sloupci, průhlednosti a barvy vody Veličina Teplota [˚C] 0,0m 0,5m 1,0m 1,5m 2,0m

09.11.00 8,00 7,82 7,82 7,80

02.04.01 12,00 11,70 11,50 10,40

28.06.01 24,80 24,80 24,80 24,80 22,50

19.10.01 13,50 13,40 13,30 13,30

29.11.01 2,60 2,50 2,70 2,90

140

2,5m Průhlednost [cm] Barva

40,00 č.17 hnědožlutá

40,00 č.17 hnědožlutá

20,90 33,00 č.17 Hnědožlutá

30,00 č.16 hnědožlutá

43,00 č.15 zelenožlutá

Hodnoty pH byly měřeny potenciometricky za použití jedné kombinované elektrody. Z tabulky č. 2 vyplývá, že rozdíl naměřených hodnot nepřesáhl více než 2,21 jednotek. Vůbec nejvyšší hodnota, která byla naměřena ve sledovaní části Doleháje, byla zjištěna 29.11.2001 na odběrovém místě C. V době tohoto měření bylo i průměrné pH jezera značně zvýšeno. Nejnižší hodnota byla zaznamenána 13. 2. 2001 (7,92), kdy průměr hodnot z celého jezera byl nejnižší. Ze všech dostupných dat bylo vypočteno průměrné pH 8,92. Ve vegetačním období (duben-září) byl průměr pH 8,63, zatímco mimo tuto dobu bylo rovno 8,79. Nápadné je, že minimální hodnoty byly naměřeny několikrát po sobě v místě A. Průměrnými hodnotami pH se tedy voda v Doleháji neliší od většiny jezer (HORNE, GOLDMANN, 1994). Je zásaditějšího charakteru s vyšším průměrným pH mimo vegetační období, což znamená, že vliv rostlinné produkce, kdy se CO2 odčerpává z vody a tím se zvyšuje hodnota pH, nemá velký význam (LELLÁK, KUBÍČEK, 1992). Na hodnotách pH se mohou podílet i další faktory, jejichž detailní výzkum nebyl náplní této práce. Vodivost vody byla měřena konduktometrem. Hodnota této veličiny závisí na množství disociovaných iontů. Na studované lokalitě se pohybovala v rozmezí od 404 µS/cm do 630 µS/cm. Tato nejnižší hodnota byla zjištěna na odběrovém místě C 12. 9. 2001, maximum pak 28. 6. 2001 při měření z člunu. Opět platí, že v těchto dnech byla i průměrná hodnota v celém jezeře maximální resp. minimální. Průměrná hodnota celého jezera v hydrologickém roce 2000/2001 byla stanovena na 494,04 µS/cm, za vegetační období pak 504,73 µS/cm, což je více než mimo tuto dobu (485,64 µS/cm). V dubnu, červnu, říjnu a v listopadu 2001 bylo uskutečněno měření teploty ve vodním sloupci po 50 cm, ostatní data byla získána při odběrech vody. Na odečty byl použit rtuťový teploměr kalibrovaný po desetině °C. V zhledem k malé hloubce jezera (max 2,70m) nebyla předpokládána teplotní stratifikace. Celý vodní sloupec by bylo možné považovat za epilimnion, jehož teplota je výrazně závislá na teplotě vzduchu (LELLÁK, KUBÍČEK, 1992). S tím by souviselo i značné kolísání během roku. Největší rozdíl teplot do 1,5 m hloubky činil 1,6°C. V červnu 2001 byla změřena teplota i ve 2,0m a 2,5m. Překvapivě zde byl zaznamenán rozdíl 3,9°C na 1m hloubky, přičemž do hloubky 1,5m byla teplota konstantní, kterou lze vysvětlit konvekčním a driftovým prouděním. Podle všech naměřených hodnot povrchové teploty byl zjištěn od listopadu 2000 do listopadu 2002 maximální rozdíl 22,9 °C. Nejvyšší teplota byla zjištěna 28.6.2001 v odběrovém místě A - 25,5°C. Minimum - 2,6 °C bylo naměřeno 29.11.2001 z člunu. Celková průměrná teplota hladiny od listopadu 2000 do listopadu 2002 byla 10,66 °C. Průměrná teplota za vegetační období činila 16,30°C, mimo tuto dobu 6,78°C. Pro přesnější závěry by bylo vhodnější provádět měření častěji, to však vzhledem k rozsahu studie nebylo možné. Stanovení průhlednosti bylo prováděno pomocí Secchiho desky. Hodnota je ovlivňována zákalem, který je způsobován rozptýlenými částicemi ve vodě. Jak se předpokládalo, průhlednost byla velmi nízká. Během hydrologického roku 2000/2001 se pohybovala v rozmezí od 43 cm (maximum naměřené v listopadu 2001) do 33 cm (minimum naměřené v červnu 2001). Z těchto hodnot vyplývá, že voda má charakter mezotrofních až eutrofních jezer s poměrně malým kolísáním této veličiny během roku (LELLÁK, KUBÍČEK,

141

1992). Bylo též potvrzeno, že během teplých měsíců při nárůstu planktonu v tůni, se průhlednost snížila. Pro hodnocení barvy vody bylo použito Forel-Uleovy stupnice barev. Je tvořena 21 zkumavkami rozdílných odstínů vzniklých smícháním roztoků CuSO4, K2CrO4 a CoSO4 v různých poměrech. Stanovení bylo provedeno při zastíněné hladině porovnáním barvy vodního sloupce nad Secchiho deskou ponořenou do hloubky rovnající se polovině průhlednosti. Bylo zjištěno, že během sledovaného období se zabarvení vody výrazně nelišilo, pohybovalo se mezi dvěma odstíny: zelenožlutou a hnědožlutou. 5. Chemismus vody Ve zkoumané části meandru bylo provedeno sedm odběrů vody (21. 11. 2000, 13. 2., 2. 4., 2. 7., 12. 9., 4. 11. a 29. 11. 2001). Vždy byly odebrány vzorky z míst A,B a C. Pokud byl k dispozici člun, byl nabrán vzorek i z volné hladiny v místech předpokládané hloubky větší než 1,5m (2.4.2001). Na odběry byly použity PET lahve s objemem 1,5l, pro stanovení rozpuštěného kyslíku a BSK5 se voda odebírala do skleněných kyslíkových lahví s přesně stanoveným objemem. V terénu byla současně měřena povrchová teplota vody, pH a konduktivita. Na místě byla do skleněných lahví přidávána srážecí činidla, analýzy byly prováděny v Laboratoři ochrany vod na Ústavu pro životní prostředí PřF UK. Stanovovaly se následující parametry: rozpuštěný kyslík (přepočtený i na procenta nasycení), biochemická spotřeba kyslíku (BSK5), chemická spotřeba kyslíku při oxidaci manganistanem draselným (CHSKMn), kyselinová neutralizační kapacita do pH 4,5 (KNK4,5), tvrdost vody, koncentrace vápníku (Ca), chloridů (Cl-), železa (Fe), manganu (Mn), dále koncentrace dusičnanového (N-NO3-), dusitanového (N – NO2-), amoniakálního dusíku (NNH4+) a koncentrace fosforečnanového fosforu (P – PO4-3). Analýzy byly provedeny kolorimetrickými metodami (HOFMANN a kol., 1965, HORÁKOVÁ a kol., 1986). Pro určení koncentrace N-NH4+ byla použita iontová chromatografie. V následující tabulce jsou uvedeny průměrné, maximální a minimální hodnoty za zkoumanou část Doleháje, tabulka č.5 uvádí parametry labské vody na státních profilech Veletov (nad Kolínem) a Nymburk (pod Kolínem) za rok 2000. Tab. 4: Chemismus vody v Doleháji Parametr Teplota [°C] PH Konduktivita [µS/m] Rozpuštěný kyslík [mg/l] Nasycení kyslíkem [%] BSK5 [mg/l] CHSK Mn [mg/l] KNK4,5 [mmol/l] Tvrdost vody [mmol/l] Vápník [mg/l] Chloridy [mg/l] Železo [mg/l] Mangan [mg/l]

X 10,97 8,92 494,04 11,70

Max 25,50 10,13 630,00 17,70

Datum a místo 28.6.01 A 29.11.01 C 28.6.01 L 2.4.01 A

104,29

192,07

28.6.01

C

61,29

21.11.00

B

9,31 24,94 1,99 2,29 62,98 36,92 0,05 0,16

12,62 41,60 2,77 3,22 78,55 43,58 0,15 0,30

29.11.01 12.9.01 13.2.01 13.2.01 3.11.02 13.2.01 12.9.01 2.4.01

A B A A C B A C

6,12 14,08 0,97 1,91 46,47 26,10 0,03 0,00

28.6.01 21.11.00 12.9.01 12.9.01 13.2.01 12.9.01 12.9.01 12.9.01

B A B B A C B A

Min 2,60 7,92 404,00 6,88

Datum a místo 29.11.01 L 13.2.01 B,C 12.9.01 C 12.9.01 C

142

Amoniakální dusík [mg/l] Dusitanový dusík [mg/l] Dusičnanový dusík [mg/l] Fosforeč. fosfor [mg/l]

1,17

2,90

29.11.01

C

0,29

13.2.01

0,02

0,06

21.11.00

A

0,01

*

2,60

7,20

13.2.01

A

0,30

28.6.01

0,02

0,07

13.2.01

C

0,00

A

B

**

* 21.11.00 B,C; 2.4. B,C,L; 28.6. B,C; 12.9. B,C; 4.11.01 B,C; 3.11.02 C ** 12.9. B,C; 4.11. A,C; 29.11.01 A,B,C; 3.11.02 C Tab. 5: Chemismus labské vody na profilech Veletov a Nymburk

Parametr X 13,27 Teplota [°C] PH 7,68 Rozpuštěný kyslík 8,02 [mg/l] BSK5 [mg/l] 3,43 CHSK Mn [mg/l] 6,03 Tvrdost vody [mmol/l] 2,23 Vápník [mg/l] 76,68 Chloridy [mg/l] 33,76 Železo [mg/l] 0,87 Mangan [mg/l] 0,28 Amoniakální dusík 0,47 [mg/l] Dusitnový dusík [mg/l] 0,12 Dusičnanový dusík 4,74 [mg/l] Fosforeč. fosfor [mg/l] 0,24 zdroj: Povodí Labe, Hradec Králové

Veletov Max 23,30 8,20 12,30

Min 2,70 7,19 5,30

X 13,06 7,71 7,53

Nymburk Max 22,40 8,27 13,30

Min 2,3 7,27 3,1

6,40 10,00 2,86 103,00 48,40 2,90 0,36 1,60

1,80 4,20 1,54 53,20 12,20 0,29 0,14 0,06

3,61 6,53 2,48 83,91 37,21 1,12 0,22 0,41

7,10 8,40 3,15 108,00 53,90 8,30 0,43 0,94

2 5 1,92 67,6 14,8 0,15 0,09 0,14

0,33 7,00

0,04 3,10

0,11 4,32

0,23 6,60

0,05 3,3

0,44

0,09

0,20

0,32

0,05

Pro hodnocení kyslíkových poměrů v Doleháji bylo využito přepočtu koncentrace rozpuštěného kyslíku při určité teplotě na procenta nasycení. Při prvním odběru v listopadu 2000 byla průměrná hodnota nasycení značně snížena (66,55%). V únoru 2001 se situace již mírně zlepšila. Ze získaných dat je zřejmé, že nejvyšší saturace vody kyslíkem byly zjištěny při odběrech v dubnu (průměrné nasycení 155,32%) a koncem června 2001(138,29%). Lze předpokládat, že tyto hodnoty jsou způsobeny zvýšením fotosyntézy, která je spojena s nárůstem fytoplanktonu v důsledku příznivějších teplotních a světelných podmínek. Následující odběr, který byl proveden v polovině září poukazuje na značný pokles nasycení (75,03%). Ten můžeme pravděpodobně vysvětlit intenzivními rozkladnými procesy probíhajícími v důsledku odumření velkého množství biomasy. Počátkem listopadu 2001 se situace opět zlepšila a saturace stoupla o 20 až 30%. Porovnáme-li průměrnou hodnotu nasycení kyslíkem získanou výpočtem ze všech změřených údajů v sledované části Doleháje s údaji z Labe za rok 2000, zjistíme, že na studované lokalitě je procento výrazně vyšší (Veletov – 76,82%; Nymburk – 71,85%). Předpokládaným důvodem by mohla být opět zvýšená úroveň fotosyntézy oproti Labi.

143

Mezi další významné ukazatele kvality vody patří BSK5 a CHSKMn. Tato stanovení charakterizují znečištění vody organickými látkami. Časový průběh BSK5 vyjadřuje následující graf (viz obr. 4). Obr. 4: Vývoj BSK5 na sledované lokalitě

1 4 ,0 0 1 2 ,0 0 [mg/l]

1 0 ,0 0 8 ,0 0 6 ,0 0 4 ,0 0 2 ,0 0 0 ,0 0 2 1 .1 1 .0 0 1 3 .0 2 .0 1 0 2 .0 4 .0 1

O d b ě r o v é m ís to A O d b ě r o v é m ís to C

2 8 .0 6 .0 1 1 2 .0 9 .0 1 0 4 .1 1 .0 1

2 9 .1 1 .0 1

O d b ě ro v é m ís to B O d b ě ro v é m ís to L

Z dostupných hodnot BSK5 vyplývá, že za sledované období nedošlo k výrazným výkyvům, avšak byly naměřeny poměrně velké rozdíly mezi odběrovými místy při jednotlivých odběrech. Nebyla zde ale pozorována jakákoliv závislost. Nejvyšší průměrné hodnoty za celé jezero v rámci jednoho odběru byly zaznamenány v dubnu a v listopadu 2001 (29.11.naměřeno maximum na odběrovém místě A). Obr. 5: Vývoj CHSKMn na sledované lokalitě

5 0 ,0 0

[mg/l]

4 0 ,0 0 3 0 ,0 0 2 0 ,0 0 1 0 ,0 0 0 ,0 0 2 1 .1 1 .0 0

1 3 . 0 2 .0 1

0 2 .0 4 .0 1

O d b ě ro v é m ís to A O d b ě ro v é m ís to C

2 8 .0 6 .0 1 1 2 .0 9 .0 1

0 4 . 1 1 .0 1

2 9 .1 1 .0 1

O d b ě ro v é m ís to B O d b ě ro v é m ís to L

Naopak v listopadu 2000 a v červnu 2001 byla průměrná hodnota BSK5 v celém jezeře snížena. Podobně tomu bylo i v září 2001. Na časovém průběhu tohoto parametru se bezesporu podílejí planktonní společenstva. Jejich odumíráním tak lze vysvětlit nárůst

144

organického znečištění po vegetačním období 2001. Možné jsou i antropogenní zdroje znečištění. Provedeme-li srovnání s daty za rok 2000 z Labe, zjistíme, že dolehájská voda má hodnoty BSK5 dvakrát až třikrát vyšší. Dalším již zmiňovaným ukazatelem je chemická spotřeba kyslíku při oxidaci manganistanem draselným, jejíž vývoj je znázorněn v předcházejícím grafu (viz obr.č.5). Při prvním odběru v listopadu 2000 byla naměřena průměrná hodnota nad 20 mg/l. V únorovém odběru byl zaznamenán mírný pokles. Během vegetačního období průměrné hodnoty stouply, kdy nejvyšší CHSKMn bylo dosaženo v září 2001 (přes 38 mg/l). Tehdy bylo zjištěna i maximální hodnota (viz tabulka č.4). Na začátku listopadu 2001 byl zaznamenán opět mírný pokles. Ke konci tohoto měsíce byla hodnota již o třetinu nižší a velmi se přiblížila stavu na konci listopadu 2000. Po porovnání naměřených dat s labskou vodou můžeme konstatovat, že hodnoty CHSKMn jsou ve sledované lokalitě mnohonásobně vyšší. Maximální hodnota např. dosáhla téměř sedminásobku a minimum bylo dvojnásobné. Dolehájská voda je tedy značně znečištěna organickými látkami. Hodnoty kyselinové neutralizační kapacity do pH 4,5 měly během sledovaného období poměrně vyrovnaný chod. Od počátku měření až do červencového odběru byly průměry vyšší než 2 mmol/l. Nejvyššího bylo dosaženo únoru 2001, kdy byla zjištěna i maximální hodnota. Při odběru v září byl zaznamenán naopak značný pokles. Během tohoto odběru byla naměřena nejnižší hodnota. V listopadu 2000 KNK4,5 opět vzrostla, hodnoty však nepřekročily 2 mmol/l. Při posouzení časového chodu tvrdosti vody v Doleháji nebyly zaznamenány výrazné výkyvy. Maximální hodnoty bylo dosaženo v únoru 2001, kdy i průměr sledovaného jezera byl nejvyšší. Naopak minimální hodnota byla zaznamenána v září 2001 a opět platí, že i průměr celé tůně byl nízký. Listopadové odběry potvrdily, že došlo ke zvýšení tvrdosti. Chod tohoto parametru se shoduje s vývojem KNK4,5 v extrémních hodnotách i v místech jejich odběru. Pokud porovnáme hodnoty tvrdosti vody z Doleháje s labskou vodou, zjistíme, že jsou velmi podobné. Chod koncentrací vápníku má poněkud odlišný charakter, podobnost je však patrná v porovnání s průběhem hodnot pH. Nejvyšší průměrná hodnota byla zjištěna již při prvním odběru (75,38 mg/l), v únoru však následoval pokles o více jak třetinu (zjištění minima 46,47 mg/l). V dubnu a červnu 2001 průměrné koncentrace mírně vzrostly, v září naopak hodnoty opět poklesly. Údaje z listopadu 2001 jsou blízké již zmíněnému maximu z listopadu 2000. V porovnání s Labem byla v průměru v lokalitě Doleháj naměřena koncentrace vápníku o třetinu nižší. Dalším stanovovaným parametrem byla koncentrace chloridů. Hodnoty se během sledovaného období pohybovaly v rozmezí 31-41mg/l. Vyšší koncentrace byly zaznamenány při odběrech v listopadu 2000, únoru a červnu 2001. Průměr Labe za rok 2000 je téměř totožný jako průměr všech zjištěných dat v Doleháji. Při stanovování železa bylo zjištěno, že jeho hodnoty se pohybují mezi 0,04-0,07 mg/l (vyšší hodnoty zaznamenány v září a listopadu 2001), zatímco průměr Labe v r. 2000 dosahoval na státním profilu pod sledovanou lokalitou v Nymburce 1,12 mg/l a ve Veletově nad lokalitou 0,87 mg/l. Vyšší průměrné koncentrace ve stanovení manganu byly zaznamenány v dubnu a v červnu 2001. Minimální hodnoty byly naměřeny v září a koncem listopadu 2001. Lze říci, že v porovnání s Labem byly tyto hodnoty nepatrně nižší. Pro posouzení kvality vody z hlediska živin byl stanovován amoniakální dusík, dusitanový dusík, dusičnanový dusík a fosforečnanový fosfor. Na hodnotách obsahu těchto látek se podílejí nejen biologické faktory spojené s životními cykly vodních organizmů, ale významný podíl zaujímají faktory antropogenního původu. Tyto látky jsou často obsaženy

145

v hnojivech a vzhledem k umístění zkoumané lokality v zemědělsky intenzivně využívané krajině, není jejich vliv nezanedbatelný. Koncentrace N-NH4+ se pohybovaly v rozmezí od 2,90 mg/l (maximální hodnota z 29.11.2001) do 0,29 mg/l (minimum z 13.2.2001). Při porovnání průměrů je patrné, že poměrně vysoké hodnoty z prvních dvou měření v listopadu 2000 a v únoru 2001 (1,36 mg/l a 1,15 mg/l) poklesly až na polovinu naměřenou v jezeře v září 2001. Je možné tento chod vysvětlit vyčerpáním po vegetačním období, kdy pravděpodobně docházelo při dostatečném množství kyslíku k oxidaci na dusitany a následně dusičnany, které jsou v příjmu biotou preferovány. Začátkem listopadu 2001 se průměrná koncentrace mírně zvýšila, aby ke konci tohoto měsíce dosáhla maximální průměrné hodnoty 2,67 mg/l. Porovnáme-li průměr ze všech dat s Labem, zjistíme, že naměřená koncentrace v Doleháji je až třikrát vyšší. Obr. 6: Vývoj anorganického dusíku na sledované lokalitě

8 ,0 0

[mg/l]

6 ,0 0 4 ,0 0 2 ,0 0 0 ,0 0

2 1 .1 1 .0 0 1 3 .0 2 .0 1 0 2 .0 4 .0 1 2 8 .0 6 .0 1 1 2 .0 9 .0 1

O d b ě r o v é m ís t o A O d b ě r o v é m ís t o C

0 4 .1 1 .0 1 2 9 .1 1 .0 1

O d b ě r o v é m ís t o B O d b ě r o v é m ís t o L

Koncentrace dusitanů se pohybovaly na velmi nízkých hodnotách. Celkový rozdíl všech hodnot činil 0,05 mg/l. Průměry za jednotlivé odběry byly snížené od dubna do počátku listopadu 2001. Takto nízké koncentrace dusitanů v tomto období lze odůvodnit zvýšenou oxidací na dusičnany, neboť přibližně ve stejném období bylo zaznamenáno i vyšší nasycení kyslíkem. Celkový průměr činí 0,02 mg/l. V Labi byla tato stanovení pětkrát vyšší. Posledními ze sledovaných dusíkatých iontů byly dusičnany. Nejvyšší průměrné koncentrace ze celé jezero a odběr byly zjištěny hned při prvních rozborech v listopadu 2000 a únoru 2001. Následoval pokles na méně než poloviční hodnotu.V dubnu byl zjištěn velmi nízký průměr - 0,37 mg/l.Tato hodnota byla nižší, než průměrná hodnota amoniakálního dusíku z tohoto odběru (0,91 mg/l). V září a začátkem listopadu byl opět zaznamenán nárůst, avšak na konci listopadu hodnota poklesla na 1,87 mg/l. Pokles ve vegetačním období lze vysvětlit zvýšeným příjmem N-NO3- planktonními organizmy. Labe dosahovalo téměř shodných hodnot jako v Doleháji při prvních dvou odběrech (přes 4,3 mg/l). Při sledování hodnot fosforečnanového fosforu, bylo zjištěno, že jeho koncentrace jsou velice nízké. Maximální průměrné hodnoty bylo dosaženo v únoru 2001 (0,05 mg/l). Dále následoval pokles, který je pravděpodobně spojen s rozvojem fytoplanktonu. Od září 2001 byly koncentrace již pod hranicí měřitelnosti. Fosfor je tedy limitujícím prvkem, jehož průměrný obsah za sledované období se v Doleháji pohyboval ve srovnání s daty z Labe za rok 2000 o řád níže.

146

Z důvodu nedostatečného počtu měření není možné zařadit vodu do třídy čistoty podle ČSN 75 7221 – Klasifikace jakosti povrchových vod. 6. Hydrobiologie Během roku 2001 byly na zkoumané lokalitě provedeny tři hydrobiologické rozbory (v dubnu, červnu a říjnu), při kterých byla měřena celková koncentrace fosforu, chlorofylu a a především byl proveden podrobný rozbor fytoplanktonu a zooplanktonu. Fosfor byl stanoven podle ČSN EN 1189 Stanovení fosforu – Spektrofotometrická metoda s molybdenanem amonným a množství chlorofylu a podle ČSN ISO 10260 – Spektrofotometrické stanovení chlorofylu a. Při studiu fytoplanktonu byl zcentrifugovaný vzorek podroben mikroskopickému rozboru za použití Cyrusových komůrek (HRBÁČEK a kol., 1985). Zooplankton byl odebrán pomocí planktonní sítě o velikosti ok 100 µm a zafixován formaldehydem tak, aby byla jeho koncentrace ve vzorku 4%. K následujícímu rozboru bylo použito Sedgwick-Rafterových komůrek (HRBÁČEK a kol., 1985). Tab. 6: Koncentrace celkového fosforu a chlorofylu a Parametr Celkový fosfor [mg/l] Chlorofyl a [µg/l]

2.4.2001 0,09 128,50

11.6.2001 0,10 129,00

22.10.2001 0,13 125,70

Podle zjištěných hodnot celkového fosforu lze zařadit studovanou lokalitu mezi eutrofní ekosystémy (LELLÁK, KUBÍČEK, 1992). Porovnáme-li naměřené koncentrace chlorofylu a s průměrnou hodnotou uváděnou pro labské tůně (KYLBERGEROVÁ, 1998), zjistíme, že v Doleháji byla tato hodnota odpovídající míře biomasy mírně vyšší. Nejvyšší počet individuí při rozboru fytoplanktonu byl podle předpokladu zjištěn v červnovém odběru, tehdy byla i průhlednost vody nejnižší. Naopak nejméně fytoplanktonních organizmů bylo zaznamenáno v říjnu 2001, kdy se i průhlednost vody zvýšila. Obr. 7: Procentuální zastoupení skupin zooplanktonu

100% 80%

Turbellaria 60%

Cladocera

40%

Rotatoria Copepoda

20% 0% 02.04.01

11.06.01

22.10.01

Datum odběru

147

Tab. 7: Procentuální zastoupení druhů zooplanktonu Skupina Cladocera Copepoda

Turbellaria Rotatoria

Taxon Alona guttata Bosmina longirostris Acanthocyclops vernalis Cyclops vicinus Mesocyclops leuckartii Thermocyclops cop. naupliová stádia Copepoda planktonní ploštěnky Asplanchna priodonta Asplanchna sieboldi Brachionus calyciflorus Brachionus diversicornis Brachionus forficula Brachionus quadridentatus Brachionus urceolaris Collotheca sp. Conochilus sp. Euchlanis sp. Filinia sp. Keratella cochlearis Keratella quadrata Platyias qudricornis Polyarthra dolichoptera Polyarthra euryptera Polyarthra sp. Synchaeta sp. Trichocerca sp.

2.4.2001 0,4 13,0 59,8 4,6 15,7 2,7 -

11.6.2001 2,4 1,4 1,9 10,2 0,5 19,8 8,6 25,3 3,1 0,7 0,2 0,5 0,5 10,9 7,7 0,5 1,0 4,3 3,8 0,5 -

22.10.2001 1,0 12,0 6,0 3,0 2,0 2,0 29,0 4,0 1,0 3,0 3,0 13,0 3,0 14,0 1,0 2,0 1,0

Obr. 8: Procentuální zastoupení skupin fytoplanktonu

100%

Cyanophyceae

80%

Cryptophyceae

60%

Euglenophyceae

40%

Chlorophyceae

20%

Bacyllariophyceae

0% 02.04.01

11.06.01

22.10.01

Flytoflagellata apochromatica

Datum odběru

148

Tab. 8: Procentuální zastoupení druhů fytoplanktonu Skupina Taxon Bacyllariophycea Nitzschia gracilis e Stephanodiscus sp. Synedra acus Chlorophyceae Ankistrodesmus sp. Coelastrum microporum Coelastrum astroideum Dictyosphaerium sp. Golenkinia radiata Goniochloris mutica Hyaloraphidium sp. Chlamydomonas sp. Micractinium pusillum Monoraphidium arcuatum Monoraphidium contortum Monoraphidium minutum Monoraphidium sp. Oocystis sp. Scenedesmus sp. Tetraedron caudatum Tetraedron minimum drobní zelení bičíkovci kulovité chlorokokální řasy Cryptophyceae Cryptomonas sp. Cyanophyceae Limnothrix redekei Planktothrix agardhii Oscilatoria angusta Euglenophyceae Euglena sp. Tetraedron caudatum Trachelomonas sp. Fytoflagellata bezbarví bičíkovci apochromatica

2.4.2001 3,88

11.6.2001 1,06

22.10.2001 1,59

0,78 24,81 1,55 0,78 4,65 1,55 31,01 3,10 13,93 1,55 3,10 2,33 1,55 3,10 2,33

7,45 1,06 3,19 0,53 2,13 4,26 0,53 2,66 0,53 1,06 3,19 1,06 1,60 3,19 55,33 2,66 5,85 0,53

1,59 1,59 1,59 1,59 6,35 2,13 3,17 52,39 15,87 1,59 11,11 1,59

Z výsledků rozboru zooplanktonu lze konstatovat, že oživení plantonními heterotrofy je během vegetačního období poměrně rozdílné. Při prvním odběru v dubnu byla zjištěna převaha zástupců skupiny Copepoda, Rotatoria tvořila přes 20%, minimální bylo zastoupení skupiny Cladocera, Turbellaria nebyla ve vzorku zaznamenána vůbec. V červnu již Rotatoria jasně převažovala a zastoupení skupiny Copepoda pokleslo pod 20%. V říjnovém odběru byl však počet jedinců obou těchto dominantních skupin srovnatelný, nárůst byl zaznamenán u skupiny Cladocera, objevila se Turbellaria. Pokud porovnáme druhovou pestrost při jednotlivých odběrech, nejvyšší byla zaznamenána při červnovém odběru, zatímco v dubnu bylo oživení co do druhové skladby nejchudší. V zastoupení fytoplanktonních organizmů byla zaznamenána výrazná převaha třídy Chlorophyceae v dubnovém vzorku. Dalšími nejvíce zastoupenými třídami byly

149

Bacyllariophyceae a Cyanophyceae. V červnu již Cyanophyceae tvořily více jak 50 %, zástupci Chlorophyceae jen 20 %. Značně pokleslo i zastoupení třídy Bacyllariophyceae. Při posledním odběru byly opět zjištěny změny v zastoupení fytoplanktonních organizmů. Třída Cyanophyceae opět dominovala, druhou nejzastoupenější skupinou se však stala třída Euglenophyceae, která se při minulých odběrech příliš nevyskytovala. Třída Chlorophyceae byla zaznamenána minimálně. Nejvyšší počet fytoplanktonních organizmů byl zjištěn v červnu (rovněž nejvyšší koncentrace chlorofylu a), nejmenší v říjnu. Změny v zastoupení zooplanktonu a fytoplanktonu jsou způsobeny různými ekologickými nároky (světlo, teplota, živiny) a schopností adaptovat se. Jak bylo již zmíněno, opuštěný meandr je rybářsky využíván. Vysazováním různých druhů ryb je ovlivněno zastoupení planktonních organizmů. Podobně jako u jiných takto využívaných jezer je pravděpodobně zvýšené zastoupení skupiny Rotatoria způsobeno likvidací jejich predátorů planktonožravými rybami. 7. Těžké kovy v sedimentech Na zkoumané lokalitě byly provedeny dva odběry sedimentů, ve kterých byl zjišťován obsah těžkých kovů. Na odběr vzorků byla použita novodurová trubice o průměru 5 cm. Získaný sloupec sedimentu byl pak rozdělen do dvou částí, kdy každá byla analyzována zvlášť. První vzorky byly získány 29.11.2001 z levého rohu jezera u přítoku. Získaný sloupec sedimentu měl délku přes 30cm, proto byl rozdělen na dva díly (označení vzorků: A horní, A dolní). Při následujících odběrech sedimentu 27.3.2002 bylo první odběrové místo shodné. Druhý vzorek byl nabrán na konci ostrova, měl však malou mocnost, a proto nebyl dále dělen (B horní). Třetí odběrové místo bylo stanoveno ve 2/3 pravého břehu a stejně jako u prvního, byl sloupec sedimentu rozdělen na dva díly (C horní, C dolní). Odebrané vzorky byly analyzovány ve Stopové laboratoři G.B.Marshalla na Ústavu pro životní prostředí PřF UK. Prvním krokem zpracování bylo získání potřebné zrnitostní frakce pro následující analytická měření. Všechny vzorky byly sítovány za mokra na velikostní frakci 20µm, z odběrů z 29.11.2001 byla získána i frakce 63µm. Z takto upraveného sedimentu byl odvážen přesně1g, který byl loužen za varu po dobu pěti minut 10 ml směsi kyseliny dusičné a chlorovodíkové (WEISS a kol., 1983). Tato směs vznikla z 500 ml konc.HCl s 50 ml konc.HNO3 a doplněním deionizovanou vodou na 1000 ml. Poté byl výluh doplněn na 50 ml, odsán a připraven k analýze nesilikátové frakce sedimentu. Stanovení koncentrace stříbra, kadmia, kobaltu, chromu, mědi, železa, manganu, niklu, olova a zinku proběhla na přístroji Perkin – Elmer FAAS za použití plamene acetylen-vzduch. Ke stanovení rtuti nebyly výluhy použity. Koncentrace byla zjištěna z přesítovaného pevného vzorku na přístroji AMA 254. Z prvního odběru 29.11.2001 a frakce 63 µm bylo provedeno i loužení 1g sedimentu po dobu 16 hodin po protřepání se 40 ml 0,1mol/l kyselinou octovou za účelem zjištění koncentrací těžkých kovů v lehce eluovatelné frakci a dále pak i loužení se 40 ml 0,1 mol/l hydrazinchloridem pro extrakci frakce vázané na oxidy železa a manganu. Zjištěné hodnoty při stanoveních byly velmi nízké často až na hranici měřitelnosti, proto zde nebudou uvedeny. Tab. 9: Koncentrace těžkých kovů v sedimentech v Doleháji [mg/kg] Vzorek

Frakce

Datum

Ag

Cd

Co

Cr

Fe

Hg

Mn

Ni

Pb

Zn

12900 19900

0,24 0,35

150 50

52,5 37,0

66,0 67,0

138 156

Cu A horní A dolní

<63µm <63µm

29.11.01 29.11.01

2,5 0,5

4,0 1,0

18,0 78,0 25,5 19,0 121,5 37,5

150

A horní A dolní A horní A dolní B horní C horní C dolní

<20µm <20µm <20µm <20µm <20µm <20µm <20µm

29.11.01 29.11.01 27.3.02 27.3.02 27.3.02 27.3.02 27.3.02

13,5 12,5 12,7 9,0 2,0 3,4 3,2

3,5 1,0 0,5 1,5 0,5 1,5 1,0

16,5 74,5 27,5 18,5 113,5 40,5 23,5 104,0 35,8 12,1 98,0 38,8 16,3 113,0 35,7 11,5 81,0 39,3 10,2 88,5 44,3

13200 19200 9225 13820 20340 25520 20600

0,39 0,43 0,37 0,44 0,54 0,15 0,16

310 184 131 124 368 278 230

30,5 66,5 156 34,5 77,0 180 36,0 88,2 210 35,5 111,0 201 41,5 96,3 204 38,5 122,4 243 43,5 92,8 234

Tab. 10: Pozaďové koncentrace těžkých kovů v jílovitých sedimentech podle TUREKIANA a WEDOPOHLA (1961)

Pozadí [mg/kg]

Ag 0,07

Cd 0,3

Co 19

Cr 90

Cu Fe Hg 45 47200 0,40

Mn 850

Ni 68,0

Pb 20,0

Zn 95

Dále byl zjištěn podíl organické hmoty ve vzorcích. Přibližně přesně1g sedimentu v platinovém kelímku se žíhal 4 hodiny v muflové peci při teplotě 450 °C. Rozdíl hmotnosti odpovídá obsahu organických látek. Tab. 11: Procentuální zastoupení organických látek v sedimentu Vzorek A horní A dolní A horní A dolní A horní A dolní B horní C horní C dolní

Frakce <63µm <63µm <20µm <20µm <20µm <20µm <20µm <20µm <20µm

Datum 29.11.2001 29.11.2001 29.11.2001 29.11.2001 27.3.2002 27.3.2002 27.3.2002 27.3.2002 27.3.2002

% organických látek 16,4 7,1 14,6 7,2 10,1 9,3 8,7 8,6 6,5

Při porovnání obsahu těžkých kovů ve frakci 20µm a 63µm z prvního odběru 29.11.2001 v místě A bylo zjištěno, že v jemnějších sedimentech byl stanoven vyšší obsah stříbra, mědi, rtuti, manganu, olova a zinku. Naopak ve frakci 63µm bylo stanoveno více kadmia, kobaltu, chrómu, železa a niklu. Zde bylo zjištěno i mírně vyšší procento organických látek. Rozdíly byly výrazné zejména u stříbra, manganu, niklu, olova a zinku. Vztah mezi obsahem kovu a hloubkou sedimentu byl zkoumán ve frakci 20µm. U všech odběrů i míst byla naměřena vyšší koncentrace v horním profilu u stříbra a manganu. Tento fakt platil i v případě obsahu organických látek.Tato závislost nebyla potvrzena při odběrech z místa A pro kadmium (jarní odběr), kobalt a zinek (podzimní odběr). Vyšší koncentrace kovů v dolním profilu byly stanoveny pro všechny vzorky a odběrová místa ve frakci 20µm u mědi a rtuti. U železa a olova toto neplatilo u jarních odběrů v místě C, pro chróm a nikl v místě A. Pokud zprůměrujeme všechna data ze všech odběrových míst jemnější frakce podle hloubky, zjistíme, že větší obsahy těžkých kovů v horních částech vzorků byly zjištěny u kadmia, kobaltu, rtuti, manganu a taktéž procento organických látek zde bylo vyšší. Naopak u stříbra, chrómu, mědi, železa, niklu, olova a zinku

151

byly zjištěny průměrné koncentrace vyšší v dolních částech vzorků. Značné rozdíly byly naměřeny zejména u mědi a manganu. Z časového hlediska byly v jemnější frakci stanoveny koncentrace vyšší u podzimního odběru u stříbra, kadmia, kobaltu, rtuti, manganu a i procento organických látek bylo zaznamenáno vyšší. Naopak na jaře byla vyšší koncentrace změřena u chrómu, mědi, železa, niklu, olova a zinku. Pro posouzení zatížení sedimentů těžkými kovy bylo použito geoakukmulačního indexu Igeo (MÜLLER, 1979), který vychází z koncentrace těžkých kovů v přirozeném jílovitém sedimentu stanovených TUREKIANEM a WEDOPOHLEM (1961). Tab. 12: Geoakumulační indexy pro sediment v Doleháji Vzorek A horní A dolní A horní A dolní A horní A dolní B horní C horní C dolní

Frakce <63µm <63µm <20µm <20µm <20µm <20µm <20µm <20µm <20µm

Datum 29.11.01 29.11.01 29.11.01 29.11.01 27.3.02 27.3.02 27.3.02 27.3.02 27.3.02

Ag 4,6 2,3 7,0 6,9 6,9 6,4 4,3 5,0 4,9

Cd 3,2 1,2 3,0 1,2 0,2 1,7 0,2 1,7 1,2

Co -0,7 -0,6 -0,8 -0,6 -0,3 -1,2 -0,8 -1,3 -1,5

Cr -0,8 -0,2 -0,9 -0,3 -0,4 -0,5 -0,3 -0,7 -0,6

Cu -1,4 -0,8 -1,3 -0,7 -0,9 -0,8 -0,9 -0,8 -0,6

Fe -2,5 -1,8 -2,4 -1,9 -2,9 -2,4 -1,8 -1,5 -1,8

Hg -1,3 -0,8 -0,6 -0,5 -0,7 -0,4 -0,2 -2,0 -1,9

Mn -3,1 -4,7 -2,0 -2,8 -3,3 -3,4 -1,8 -2,2 -2,5

Ni -1,0 -1,5 -1,7 -1,6 -1,5 -1,5 -1,3 -1,4 -1,2

Pb 1,1 1,2 1,1 1,4 1,6 1,9 1,7 2,0 1,6

Zn 0,0 0,1 0,1 0,3 0,6 0,5 0,5 0,8 0,7

Tab. 13: Hodnocení znečištění sedimentů podle MÜLLERA (1979) Hodnota Igeo <0 0-1 1-2 2-3 3-4 4-5 >5

Třída Igeo 0 1 2 3 4 5 6

Znečištění sedimentu Nekontaminovaný nekontaminovaný až středně kontaminovaný středně kontaminovaný středně kontaminovaný až silně kontaminovaný silně kontaminovaný silně kontaminovaný až velmi silně kontaminovaný velmi silně kontaminovaný

Při posouzení průměrných hodnot Igeo pro jednotlivé těžké kovy bylo zjištěno, že sediment v Doleháji je nejvíce zatížen stříbrem. Průměrná hodnota Igeo u tohoto prvku dosáhla 5,4, proto byl sediment označen jako velmi silně kontaminovaný stříbrem. Znečištění kadmiem a olovem nebylo tak značné. U těchto dvou těžkých kovů byl Igeo roven 1,5, tím byly zařazeny do oblasti střední kontaminace. Poslední těžký kov, u kterého byl průměrný Igeo kladný byl zinek. Hodnota však byla velmi nízká (Igeo = 0,4), proto zde mluvíme o nekontaminovaných až středně kontaminovaných vzorcích. 8. Závěr Starý labský meandr Doleháj u Kolína vznikl v polovině 19. stol. při napřímení toku Labe. Jedná se o poměrně rozsáhlou vodní plochu, která je dnes rozdělena dvěma 152

přepaženími. Ke studiu byla využita poslední část, která je nejméně ovlivňována činností člověka. Celá soustava je průtočná, z Labe je napájena dnes již zatrubněným přítokem napojeným na koryto řeky před klavarským jezem. Na vybraném jezeře proběhla batymetrická měření, která potvrdila předpoklad nízké průměrné hloubky. Při sledování kolísání hladiny bylo zjištěno, že maximální rozdíl za hydrologický rok 2000/2001 činil jen 21 cm. Po stanovení nadmořských výšek hladiny a jejich porovnání s Labem byl prokázán velmi podobný chod. Charakter jezera byl potvrzen fyzikálním měřením. Průhlednost byla velmi nízká s poklesem během vegetačního období v důsledku rozvoje planktonních organizmů V této době byla neměřena i vyšší průměrná konduktivita. Vzhledem k hodnotám pH lze označit vodu v Doleháji jako mírně alkalickou. Při měření teploty ve vodním sloupci byl zaznamenán největší pokles 2,3°C na 0,5 m. Z chemických rozborů vyplývá značné zatížení vody organickými látkami (mnohonásobně vyšší koncentrace než v Labi), jejichž zvýšení zřejmě souvisí s biologickými cykly planktonních společenstev v jezeře (nárůst BSK5 po vegetačním období počátkem listopadu 2001). Nasycení kyslíkem stouplo zejména na jaře a v létě, což může být pokládáno za důsledek fotosyntézy v jezeře. Z hlediska živin, došlo od dubna do září k poklesu obsahu dusičnanů, následně i dusitanů (pravděpodobná oxidace na dusičnany) z důvodů využití těchto nutrientů rozvíjejícím se planktonem. Koncentrace fosforečnanového fosforu se postupně snižovaly od jara, začátkem listopadu se již nacházely na hranici měřitelnosti. Z toho vyplývá, že fosfor je limitujícím prvkem. Tvrdost vody a kyselinová neutralizační kapacita do pH 4,5 měly velmi podobný časový průběh, stejně jako koncentrace vápníku a pH. Při hydrobiologickém průzkumu byl stanoven celkový fosfor, podle které bylo jezero zařazeno mezi eutrofní ekosystémy. Naměřené koncentrace chlorofylu a odpovídají typu jezera. Při rozborech fytoplanktonu byla prokázána značná druhová pestrost s převahou třídy Chlorophyceae při jarním odběru a Cyanophyceae v červnu a říjnu. Struktura zooplanktonu se též výrazně měnila. V dubnu přibližně 70% organizmů připadlo skupině Copepoda, v červnovém odběru, kdy výrazně vzrostl počet individuí, převládli Rotatoria, což je způsobeno likvidací jejich přirozených predátorů planktonožravými rybami. Během analýz sedimentu odebraného z Doleháje se zjistilo, že lokalita je značně znečištěna stříbrem (velmi silná kontaminace podle hodnot Igeo), v menší míře pak kadmiem a olovem (střední kontaminace) a téměř neznatelně i zinkem (nekontaminovaný až středně kontaminovaný vzorek). Zdroji znečištění jsou průmyslové zóny u Hradce Králové, Pardubic, popř. i v Kolíně. Kontaminace nebyla prokázána u kobaltu, chrómu, mědi, železa, rtuti, manganu a niklu. Při posouzení závislosti koncentrace kovu na hloubce sedimentu (stáří) bylo naměřeno výrazně větší množství v horním profilu u mědi a manganu. Porovnáme-li koncentrace těžkých kovů ze dvou zrnitostních frakcí (20µm a 63µm) dojdeme k závěru, že značně nižší obsahy kovů v hrubší frakci byly naměřeny u manganu, niklu, olova a zinku. V současné době není tato lokalita chráněna. Ačkoliv byl částečně zachován přirozený ráz místa, leží Doleháj v intenzivně obhospodařované a člověkem značně ovlivněné krajině. O tom svědčí dvě uměle vytvořené hráze v opuštěném meandru a případná opatření pro zpevnění břehů. Pokud jde o budoucnost této lokality, vybízí se řešení v podobě opětovného napojení na současné koryto řeky. Tento zákrok by byl finančně značně náročný z důvodu velikosti a vzdálenosti objektu od dnešního toku řeky. Posoudíme-li chemické parametry labské vody a vody z Doleháje, zjistíme, že labské voda obsahuje vyšší množství fosforečnanového fosforu, který je v jezeře limitující. Jeho dodáním by zde došlo k masivnímu rozvoji planktonních organizmů. Následkem odumírání jejich biomasy by došlo k zhoršení kyslíkových podmínek, které by mohly vést až k anoxii. Tento stav by umožnil uvolnění dalšího fosforu ze sedimentů.

153

Mimo to labská voda obsahuje i větší množství dusitanů a dusičnanů. Voda v Doleháji má naopak mnohem vyšší hodnoty BSK5 a CHSKMn. Současný stav by mohlo také zlepšit příhodnější využití okolních pozemků a úpravy v rybářském managementu. Lze uvažovat i o rekreačním využití lokality pro její estetickou a přírodní hodnotu. V neposlední ředě je nezbytní posoudit Doleháj i z hlediska protipovodňové ochrany.

154

12. Dynamika zanášení Mladotického jezera Bohumír Janský V posledních květnových dnech roku 1872 byla rozsáhlá oblast jihozápadních a západních Čech postižena mohutnou průtrží mračen, která podle historických zpráv trvala od poledne 25. května do rána příštího dne. Dne 25.5. 1872 zaznamenává srážková stanice Plzeň dvě bouře, při nichž bylo naměřeno celkem 40 mm srážek. Daleko vyšší srážky však spadly severně od Plzně na Kralovicku, kde nebyla v té době činná žádná srážkoměrná stanice. Podrobný popis meteorologické situace však podal významný tehdejší kartograf K. Kořistka (KOŘISTKA 1872):“… V Mladoticích u Kralovic pozorováno, kterak venku stojící prázdná nádoba za hodinu na 9 palců čili 237 mm až po svůj okraj vodou se naplnila a za dalšího deště přetékala…“ Hodinový úhrn srážek 237 mm byl dlouho považován za nereálný (viz. Štekl et al. 2001). Teprve měřením doložená průtrž mračen na jižním Slovensku, tzn. v podobné středoevropské klimatické oblasti, z 12.6. 1957, kdy ve stanici Salka u Štúrova spadlo 225,5 mm srážek za 65 minut, potvrdila reálnost tohoto údaje. Extrémní srážky způsobily mimořádně ničivou povodeň, která katastroficky postihla povodí Střely, Blšanky a většinu povodí Berounky pod Plzní. Dne 26. května ve 14 hodin byl naměřen průtok Vltavy v Praze 3300 m3/s, což představuje pátou největší povodeň při sledování od r.1785. V návaznosti na mimořádně intenzivní srážky došlo v povodí Mladotického potoka (levý přítok řeky Střely) ke dvěma přírodním katastrofám. Již v noci z 27. na 28. května se masy arkóz ze západního úbočí Potvorovského vrchu (546 m) sesuly do údolí Mladotického potoka a zatarasily ho mohutnou hrází. Vzniklo jezero, které je dosud jediným zástupcem tohoto genetického typu na území Českého masivu. Druhou událostí bylo protržení hráze Mladotického rybníka, který se prostíral na ploše kolem 92 ha na jižním okraji obce Mladotice. Od té doby nebyl již obnoven. Mladotické jezero (místním názvem Odlezelské) se nachází mezi obcemi Mladotice a Odlezly v okresu Plzeň–sever. Je protaženo severojižním směrem v sevřeném údolí při západním úpatí Potvorovského kopce. Sledované území patří do Žihelské pahorkatiny, která je součástí Jesenické pahorkatiny. Předpoklady pro sesouvání na západním svahu Potvorovského vrchu vytvořily mnohem dříve, než došlo ke katastrofálnímu sesuvu v roce 1872. Je zřejmé, že to nebyl jen jeden určitý faktor, který způsobil sesouvání. Příčin zde bylo několik a je třeba je vidět ve vzájemných soouvislostech a nikoliv odděleně, protože každá z nich přispěla různou měrou k porušení stability svahu. 1. Všimneme-li si toku potoka, zjistíme, že má přibližně severojižní směr, s kterým souhlasí i hlavní směry tektonických poruch. Můžeme se tedy domnívat, že údolí potoka je tektonicky predisponováno. V takovém případě mohla postupovat rychleji i hloubková eroze, přičemž se potok stále více zařezával do souvrství karbonských arkóz, pískovců a slepenců. Po proříznutí komplexu těchto pískovcových hornin se dostal až do poloh měkkých jílovcových sedimentů. Polohy jílovců a jílů přibližně v úrovni spodní části svahu potvrdily též tři vrty v nejbližším okolí. Spodní vrstvy jílovcových hornin nasákly vodou a u paty svahu vznikly pravděpodobně podružné smykové plochy. Voda se však k podložním jílovitým polohám dostávala též četnými tahovými trhlinami v horní části svahu. Vzhledem k tomu, že skalní masív byl již narušen, posouvaly se celé bloky karbonských hornin směrem do údolí. Posunem spodní části svahu vznikla z původní trhliny rozsedlina a tím i předpoklady k posunu dalších, stále vyšších bloků. Posun byl nejprve zřejmě velice pomalý a měl

155

charakter ploužení. Tento typ pohybu, kdy se po prvním pohybu zatrhává svah stejným způsobem výše a smyková plocha se stále přibližuje k povrchu svahu, je v literatuře označován jako normální pohyb retrogresivní. Pohyb plouživého charakteru proběhl asi v celé oblasti vymezeného sesuvného území (sesuvy I, II, III). Pouze v oblasti sesuvu I. došlo k dalšímu sesuvu v roce 1872, který měl povahu katastrofální. 2. Druhým faktorem, který asi též přispěl určitou měrou k porušení západního úbočí Potvorovského vrchu, byl vliv a n t r o p o g e n n í. Při podrobnějším prohlédnutí celého sesuvného území zde můžeme odlišit vedle přirozených přírodních tvarů i řadu zásahů člověka. Jsou to četné lomy, které jsou tu ještě dnes dobře patrné. O těžbě pískovcových kvádrů v oblasti Potvorovského vrchu existuje celá řada historických důkazů. Tak např. románský kostel Sv. Mikuláše v Potvorově je vybudován z velikých tesaných kvádrů, které pocházejí pravděpodobně z Potvorovského vrchu (stavba kostela se datuje kolem roku 1240). V „Kaceřovském urbáři“ z roku 1558 najdeme též zmínku o lámání kamene při popisu obce Potvorov: „Při té vsi jest hora skalná, v kteréž se kámen mlejnský láme a platí horníci z každého kamene mlejnského ulomeného po šesti groších...“. Kvádry pískovce z Potvorovské hory se v 18.století vozily též na stavbu konventu do Plas. O dvou lomech u Potvorova píše i J.A. Dunder (1845): “Čtvrt hodiny SZ od místa (Potvorov – pozn.aut.) jsou dva lomy na žernowy, z nichž jeden k panství Rabštejnskému náleží.“ (JANSKÝ 1975). Za dlouhou řadu let tedy i těžba přispěla ke snížení stability svahu. Kromě toho bylo při těžbě rozrušeno nadloží a tím byl umožněn snadnější přístup srážkové vody k podložním polohám jílovcových hornin. 3. Třetím činitelem, který sice neměl podstatný význam pro vznik sesuvu, ale též určitou měrou přispěl ke snížení stability svahu, byl výkop železničního zářezu v roce 1872. Zářez pro železniční trať, která byla tehdy ve výstavbě a která měla být ještě téhož roku otevřena, protnul západní úbočí Potvorovského vrchu v délce 150-200 m. Vzhledem k tomu, že po katastrofálním sesuvu nedošlo k podstatnému porušení tohoto zářezu, nýbrž pouze k posunu asi o 75-80 m směrem po svahu, můžeme se domnívat, že stavba trati a sní spojené prokopání západního svahu nebyly rozhodující příčinou katastrofy v roce 1872. 4. Posledním, časově nejmladším faktorem svahových pohybů, jenž však měl rozhodující význam pro poslední fázi sesuvu, byly intenzivní dešťové srážky na konci května 1872. Svah byl již dostatečně rozrušen četnými trhlinami, puklinami, lomy i zářezem trati. Do takto narušeného nadloží se snadno dostávaly mohutné vodní přívaly. Voda se však dobře vsakovala i do samotných hrubozrnných porézních arkóz, pískovců a slepenců. Takto prosakující vody byly pravděpodobně zadrženy nepropustnými jemnozrnnými pískovci a lupky povahy silně jílovité, slídnaté a tence deskovité. Tím se podstatně zvýšila váha nadloží a změnily se i ostatní fyzikální vlastnosti komplexu pískovcových hornin (pevnost, napjatost hornin apod.). Po nasáknutí vodou změkl jílovitý tmel a též červenavé nebo světle šedé lupky v podloží se rozmočily. Došlo ke zmenšení tření a vzhledem k tomu, že úklon vrstev je asi 1014 stupňů k západu (tedy směrem po svahu), začaly se masy nadloží sunout do údolí potoka. Ve srovnání s posouváním plouživým, které asi postihlo mnohem dříve celé sesuvné území a o kterém už byla zmínka, byl tento pohyb mnohem rychlejší a proběhl ve dvou dnech 27. a 28. května 1872. Sesuv přehradil údolí v délce 300 metrů. První zaměření půdorysu jezera bylo uskutečněno v roce 1972, to znamená přesně 100 let po vzniku jezera (in JANSKÝ 1977). Při zjištěné ploše 5,9364 ha připadalo 802 m2 na ostrůvky nánosů. Vodní hladina zaujímala tedy 5,8562 ha.

156

Tabulka 1 a: Morfometrické údaje o jezerní pánvi (měření z r. 1972) Hloubnice (m) 0 1 2 3 4 5 6 7

Plocha hloubnic (m2) 58 562 44 208 31 690 18 210 12 008 8 494 3 364 2 138

Obvod hloubnic(m) 2 270 1 820 1 540 1 145 880 525 315 270

Tabulka 1 b: Morfometrické údaje o jezerní pánvi (měření z r. 1972) Hloubkový stupeň 0-1 1-2 2-3 3-4 4-5 5-6 6-7 7-7,7

Plocha (ha) 1,4354 1,2518 1,3472 0,6210 0,3514 0,5130 0,1226 0,2138

Objem (m3) 50 120 34 380 23 280 15 460 9 780 5 520 2 420 420

Střední sklon 8°07´ 7°38´ 5°42´ 9°15´ 11°18´ 4°41´ 13°25´ 2°32´

Tabulka 2: Horizontální parametry Mladotického jezera Délka údolnice Vlastní délka jezera (nejkratší spojnice -vzdušná čára - mezi koncovými body na přítoku a odtoku) Nejdelší průhled (čára vedená v podélné ose jezera) Délka velké osy nádrže Největší šířka (kolmice k velké ose nádrže)

995 m 793 m 596 m 804 m 157 m

Tabulka 3: Morfometrické charakteristiky jezerní pánve (podle měření 1. - 3. června 1999) Hloubnice (m) 0 1 2 3 4 5 6

Plocha hloubnic Hloubkový stupeň (m2) 45 450 0 -1 33 860 1-2 22 250 2-3 13 980 3-4 7 140 4-5 3 820 5-6 2 390 6 - 6.7

Plocha (ha) 1.159 1.161 0.827 0.684 0.332 0.143 0.239

Objem (m3) 39 950 27 650 17 850 10 350 4 850 3 350 750

Při opakovaném měření hloubek v roce 1990 byly zjištěny hodnoty podstatně nižší. Do značné míry to způsobil i pokles vodní hladiny o 26 cm oproti úrovni z roku 1972, kdy se nacházela na úrovni 413,50 m. Poslední měření hloubek jezera bylo provedeno od 1. do 3.

157

června roku 1999. Hladina jezera za tyto stoupla ze 413,45 na 413,56 m. Znamená to tedy, že průměrně ležela v úrovni roku 1972 (tehdy na úrovni 413,50 m). Z porovnání výsledků bathymetrických měření v letech 1972 a 1999 vyplynuly následující poznatky: -

Maximální hloubka jezera klesla ze 7,7 m na 6,7 m.

-

Zcela vymizela hloubnice 7 m, plocha všech ostatních hloubnic se zmenšila - u hloubnice 6 m nastal pokles na 71%, u hloubnice 5 m na 45%, u hloubnice 4 m na 59,5% své původní plochy z r. 1972. Poněkud méně výrazný byl pokles plocha mělkovodní oblasti - u hloubnice 3 m nastal pokles na 77%, u hloubnice 2 m na 70%, u hloubnice 1 m na 77%.

-

Došlo k poklesu plochy vodní hladiny, tzn. z původních 5,8562 ha (1972) na současných 4,5450 ha. Jedná se tedy o zmenšení plochy jezera o 1,3112 ha, tj. o 22,4% původní plochy v r. 1972.

-

Po vynesení bathymetrických křivek byl vypočten objem jezerní pánve. Z původní kubatury 141 380 m3 (1972) došlo k poklesu na 104 750 m3, tzn. o 36 630 m3. Objem pánve jezera poklesl tedy o 25,91%.

Obrázek 1: Bathymetrické křivky Mladotického jezera (podle měření z let 1972 a 1999 sestavil M. Šobr)

Mladotické jezero - Bathymetrické křivky

0

1

2

Plocha (ha) 3

4

5

6

0 -1

Hloubka (m)

-2 -3 -4 -5

1972

-6

1999

-7 -8

Jak mocná vrstva sedimentů pokrývá původní koryto Mladotického potoka z doby před rokem 1872 ? To je zásadní otázka, na níž je třeba hledat odpověď. Vzhledem k tomu, že

158

v literatuře ani v záznamech kronik okolních obcí nebyl k dispozici žádný seriózní údaj o hloubce jezera těsně po jeho vzniku, byla provedena rekonstrukce spádových poměrů potoka podle současných topografických map. Pokud bychom předpokládali, že spádová křivka toku byla před vznikem jezera vyrovnaná, pak se do roku 1972 , tzn. za 100 let, nahromadila vrstva sedimentu přibližně 11 metrů. V době vzniku se tedy maximální hloubka jezera mohla blížit 20 metrům. Nejintenzivnější zanášení lze předpokládat v období těsně po vzniku jezera. Materiál hráze byl v té době nezpevněný a snadno podléhal abrazi. Do jezerní pánve se pravděpodobně na mnoha místech sesouvaly i břehové partie. Teprve v pozdějším období se břehová linie ustálila, přičemž byla zpevněna kořeny stromů. Tehdy intenzita zanášení poklesla. K jejímu oživení došlo s velkou pravděpodobností po kolektivizaci zemědělství v 60. a 70. letech. V povodí jezera byly provedeny neuvážené meliorace, bylo odstraněno dřívější vhodné terasování svahů. V povodí značně stoupl podíl orné půdy, přičemž na řadě míst byly rozorány i původně travní pásy podél toků. Na těžkých červených jílovitých půdách došlo tak k oživení vodní eroze. Jak ukázaly poslední výzkumy, na zanášení jezera se pravděpodobně významně podílela i těžba cihlářské hlíny nad obcí Žihle (pro potřeby místní cihelny). Na základě porovnání výsledků bathymetrických měření z let 1972 a 1999 lze formulovat teorii o dalším vývoji jezerní pánve. Výsledky měření z roku 1990 jsme do prognózy vzhledem k mimořádně nízkému stavu vody nezahrnuly. Tehdy nastal mimořádný pokles úrovně hladiny pravděpodobně vlivem zásahu člověka (zásobení Mladotického potoka vodou při kritickém poklesu průtoků). Vezmeme-li v úvahu, že v oblasti maximálních hloubek se 1 metr nánosů nahromadil za 27 let, pak na období 1 roku připadá sediment o mocnosti 37 mm. Pokud by se nezměnila dynamika zanášení v budoucích letech, pak by se stávající oblast maximálních hloubek zcela zanesla přibližně za 181 let. Za 27 let se v jezerní pánvi nahromadilo 36 630 m3 sedimentů. To představuje objem nánosů 1357 m3 za rok. Uvážíme-li současný objem jezerní pánve - 104 750 m3, pak by se při stávající dynamice sedimentace jezero zcela zaneslo asi za 77 let ! Tento údaj považujeme rozhodně za reprezentativnější než předchozí vzhledem k tomu, že k zanášení jezera dochází především v oblasti hlavního jezerního přítoku. Oblast maximálních hloubek není v současné době tak intenzivně ovlivňována sedimentačními procesy jako oblast přítoků. Tato situace se ale změní v poslední fázi zanášení pánve, kdy lze předpokládat, že oblast přítoků se výrazně přiblíží k oblasti největších hloubek. Kromě rychlosti sedimentace může významnou roli v budoucím vývoji sehrát i jezerní odtok. Ten se postupně stále více zařezává do hráze jezera. Při extrémní povodňové situaci může dojít i k výraznému prohloubení odtokové rýhy. To by znamenalo i snížení hladiny a rychlejší zánik jezera. Zpomalení procesů zanášení jezerní pánve Mladotického jezera by napomohlo jednak provedení důsledné protierozní ochrany půd v celém povodí jezera spojené s úpravou land-use území (ve prospěch trvalých travních porostů při zmenšení ploch orné půdy), ale rovněž provedení úprav odtoku v místě jezerní hráze. K tomuto návrhu se přikláníme i přes to, že se jedná o objekt národní přírodní památky. Dlouholetá pozornost, kterou autor věnoval jezeru, zdaleka nekončí. Tento unikátní přírodní objekt bude předmětem studia badatelského týmu z několika německých univerzit, s nimiž má naše pracoviště dlouhodobou spolupráci. Pod vedením Prof. Dr. Achima Schulteho z Freie Universität Berlin bude v květnu 2003 v oblasti přítoku Mladotického

159

potoka do jezera proveden asi desetimetrový vrt do jezerních sedimentů. Získané výsledky by měly zpřesnit naše dřívější prognózy týkající se vývoje jezerní pánve a rovněž analyzovat dřívější vlivy, které v minulosti negativně ovlivňovaly jezerní ekosystém. Obrázek 2: Porovnání podélných profilů Mladotického jezera (podle měření z let 1972 a 1999 sestavil M. Šobr)

Podélné profily 1972 a 1999

Hloubka (m)

0 0 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8

200

400

600

800

1972

1000

1999

160

13. Literatura ABTOVÁ, M., BURDA, J. (1981): Botanický inventarizační průzkum SPR Rašeliniště Jizerky. KSSPPOP Ústí nad Labem a SCHKO Jizerské hory Liberec, depon. knihovna AOPK Praha, rezervační kniha NPR Rašeliniště Jizerky. ANONYM (1995): Labe a jeho povodí. Mezinárodní komise pro ochranu Labe, Magdeburg, 47 s. ANONYM (1996): Ochrana Labe a jeho povodí III. Česká vědeckotechnická vodohospodářská společnost, Praha. 112 s. ANONYM (1999): Plán péče pro maloplošné zvláště chráněné území PP Labiště pod Opočínkem na období 2000 – 2009. AOPK ČR, Pardubice. 3 strany. ANONYM (v rukopisu, a): Parcelní protokol obce Opočínek [depon. in Katastrální úřad v Pardubicích]. 47 stran. ANONYM (v rukopisu, b): Parcelní protokol obce Živanice [depon. in Katastrální úřad v Pardubicích]. 53 stran. BADUŠEK, V. (1982): Hradené jazero na Blatnej vo Velkej Fatre. Diplomová práce, Přírodovědecká fakulta UK, Praha, 144 s. BALATKA, B., CZUDEK, T., DEMEK, J., SLÁDEK, J. (1973): Regionální členění reliéfu ČSR. Sborník ČSZ, roč. 78, s. 81–96, Praha. BALATKA, B., LOUČKOVÁ, J., SLÁDEK, J., (1966): Vývoj hlavní erozní báze českých řek. Rozpravy ČSAV 76 (9): 75 stran. BAYBERGER, F. (1886): Geographisch - geologische Studien aus dem Böhmerwalde. Gotha, s. 36 – 37. BROOKS, J. L., DODSON, S. J. (1965): Predation, body size and composition of plankton. Science 150: 28 – 35. BUFKOVÁ, I. (1999): Šumavská rašeliniště. Informační leták Správy NP a CHKO Šumava. BUCHAR, J. (1983): Zoogeografie. SPN, Praha. 178 stran. BYLINSKÝ, V., DRAHOŇOVSKÁ, A. (1996): Chráněná území ČR 1 – Střední Čechy. AOPK ČR, Praha, 320 s. CETL, P. a kol. (1999): Hodnocení vlivu nového plavebního stupně Přelouč na životní prostředí – posudek EIA. Invest projekt, Brno. 98 stran + přílohy. CZUDEK, T. [ed.] (1972): Geomorfologické členění ČSR. Studia geographica 23. Geografický ústav ČSAV, Brno. 137 stran + přílohy. ČAPEK, R., KUDRNOVSKÁ, O. (1982): Kartometrie. SPN, 162 s., Praha. ČEPEK, L. a kol.(1963): Vysvětlivky k přehledné geologické mapě ČSSR 1:200 000 M - 33 – XVI (Hradec Králové) Ústř. úst. geol., Praha. 204 stran + přílohy. ČERNÝ, M. (1986): Experimentální studie vlivu predace ryb na strukturu zooplanktonu: Copepoda. Diplomová práce. PřF UK, Praha. 73 stran. ČERVENÁ, A. (1981): Státní přírodní rezervace Haar, inventarizační průzkum. KSSPPOP, Plzeň, depon. ČHMÚ (1995): Znečištění ovzduší na území České republiky v roce 1994. ČHMÚ, Praha ČHMÚ (1996): Znečištění ovzduší na území České republiky v roce 1995. ČHMÚ, Praha ČHMÚ (1997): Znečištění ovzduší na území České republiky v roce 1996. ČHMÚ, Praha ČHMÚ (1998): Znečištění ovzduší na území České republiky v roce 1997. ČHMÚ, Praha ČHMÚ (1999): Znečištění ovzduší na území České republiky v roce 1998. ČHMÚ, Praha ČHMÚ (2000): Znečištění ovzduší na území České republiky v roce 1999. ČHMÚ, Praha ČHMÚ (2001): Znečištění ovzduší na území České republiky v roce 2000. ČHMÚ, Praha DAVID, P., SOUKUP, V. (1999): 999 turistických zajímavostí ČR, Kartografie, Praha, 392 s. DEMEK, J. (1987): Zeměpisný lexikon ČSR. Hory a nížiny. NČSAV, 584 s., Praha.

161

DETTER (1906): Illustrierter Führer durch den unteren Bayer - u. Böhmerwald mit Mühlkreis. II. Aufl. Deggendorf, I. Bd. p. 347. DOHNAL, Z. et al. (1965): Československá rašeliniště a slatiniště. Nakladatelství ČSAV Praha. DOSEDLA, J. (1953): Mapování Vrbického plesa. Kartografický přehled, VII, Praha, s.160. DOSEDLA, J. (1962): Ostrovy našich stojatých vod. Lidé a Země, Nakl. ČSAV, roč.11, s. 2226, Praha. DRISCOLL, C.T. et al. (1989): The role of organic acids in the acidification of surface waters in the eastern U.S. Water, Air and Soil Pollution 43: 21-40. DRISCOLL, C.T. et al. (1994): Modeling the acid – base chemistry of organic solutes in Adirondack, New York, Lakes. Water resources research 30(2): 297-306. DUB, O. (1953): Limnológia. Hydrológia jezer a barín. Vydavatelství SAV, Bratislava. 109 stran. DUB, O. (1957): Hydrológia, hydrografia, hydrometria. SVTL Bratislava. 526 str. DUB, O. et al. (1969): Hydrologie. SNTL Praha. 380 str. FAHL, R. (1926): Beiträge zur Kenntnis des Moosebruchs. Inaugural Dissertation Breslau, Königszelt. 85 str. FALTYSOVÁ, H., FALTYS, V. (1987): Inventarizační průzkum vegetačního krytu v CHPV Labiště pod Opočínkem. Závěrečná zpráva. [depon. in Referát ŽP, Okresní úřad v Pardubicích]. 9 stran. FOTT, B., ETTL, H. a kol. (1957): Zpráva o algologickém průzkumu státní reservace Červená blata u Nových Hradů a jejího okolí. Čsl. botanická společnost, Praha, depon. knihovna AOPK Praha, rezervační kniha NPR Červené blato. FOTT, J. a kol. (1980): Fish as a factor controlling water quality in pounds. In: Barica, J., Mur, L. R. [eds.], Hypertrophic ecosystems. Developm. Hydrobiol. 2: 255 – 261. FREJLACH, J. (1895): Geofyzikální pozorování v jezeře Plöckensteinském. Věstník Československé Akademie nauk 6, roč.4, s. 295–298, Praha. FREJLACH, J. (1898): Bathymetrická mapa jezera Plöckensteinského. Věstník Československé Akademie nauk 4, roč. 7, str. 267 – 270, Praha. FRIČ, A. (1871): Über die Fauna der Böhmerwaldseen, Sitzber. d. k. böhm. Ges. D. Wiss. II, str. 6, 9, 10, Prag. GABRIELOVÁ, I. (1994): Otazníky kolem jezera. Nástup-soukromé noviny Chomutovska, 1. 12. 1994, Chomutov. GABRIELOVÁ, I. (1996): Kamencové jezero. Diplomová práce, PřF UK, Praha, 286 s. GEOLOGICKÁ MAPA ČR 1:50 000 (1994): List 22-33, Kašperské hory, list 21-44, Železná Ruda, ČGÚ, Praha. GEOLOGICKÁ MAPA ČR 1:50 000 (1995): List 32–14 Nová Pec, ČGÚ, Praha. GEOLOGICKÁ MAPA ČR 1:50 000 (1998): List 14-22 Jeseník, List 14-24 Bělá pod Pradědem, ČGÚ, Praha. HAUNER, U.(1980): Eiszeitliche Formen und Ablagerungen. Nationalpark Bayerischer Wald 6,Grafenau, 198 s. HEJNÝ, S., SLAVÍK, B. (1988): Květena České socialistické republiky. Akademia, Praha. 560 stran + přílohy. HEJZLAR J., KOPÁČEK J., VRBA J., ČÍŽKOVÁ R., KOMÁRKOVÁ J., ŠIMEK K. (1998): Limnological Study of Plešné Lake in 1994–1995. Silva Gabreta, 2, s. 155– 174, Vimperk. HLÁSENSKÝ, I. (1994): Těžké kovy v recentních sedimentech povrchových toků okresu Kladno. Diplomová práce. Přírodovědecká fakulta UK, Praha, 104 s. HOFMANN, P. a kol (1965): Jednotné metody chemického rozboru vod. STNL, Praha. 449 stran.

162

HOFFMANNOVÁ, A.(1993):Vertikální distribuce fytoplanktonu v šumavských jezerech. Diplomová práce na PřF UK, Praha, str.13 - 17, 41 str. HOCHSTETTER, F. (1855): Aus dem Böhmerwald. Beitrage zu Nr. 220 der Allg. Zeitung, 8. Ang., p. 351. HOLUB, V. (1996): Geobotanická diagnostika narušení lesních porostů v chráněném území Černínovsko u Neratovic. Diplomová práce. Přírodovědecká fakulta UK, Praha, 137 s. HONL, I. (1939): Trantarie. Mělnicko. Vlastivědný sborník kraje Dykova, 3: 53 – 57. HORÁKOVÁ, M. a kol (1986): Chemické a fyzikální metody analýzy vod. STNL, Praha. 475 stran. HORN, P. S. (1983): Some Easy t Statistics. Journal Am. Stat. Assoc. 78 (384): 930 – 935. HORNE, A., J., GOLDMANN, Ch., R. (1994): Limnology. International editions, Mc. Graw Hill, Inc. 576 stran. HOSTIČKA, M. (1988): Státní přírodní rezervace Soos. Městské muzeum Františkovy Lázně, propagační leták. HRBÁČEK, J., DVOŘÁKOVÁ, H., KOŘÍNEK V., PROCHÁZKOVÁ, L. (1961): Demonstration of the fish stock on the species composition of zooplankton an the intensity of metabolism of the whole plankton association. Verh. Internat. Verein. Limnol. 14: 192 – 195. HRBÁČEK, J. a kol. (1985): Limnologické metody. SPN, Praha. 208 stran. HRDINKA, T. (2002): Genetická klasifikace a geografické rozmístění jezer České republiky se zaměřením na antropogenní jezera. Bakalářská práce, Přírodovědecká fakulta UK, Praha, 30 s. HROMAS, J., KUČERA, B., SKŘIVÁNEK, F. (1981): Jeskyně a propasti v Československu. Academia, Praha, 252 s. HRUŠKA, V. (1979): Šumavská jezera a některé kapitoly z jejich výzkumu. Živa, roč. 27, Praha. HRUŠKA, J. (1994a): Podíl přírodních organických kyselin na kyselosti povrchových vod rašelinných oblastí postižených antropogenní acidifikací. Kandidátská disertační práce ČGÚ Praha. 85 str. HRUŠKA, J. (1994b): Poměr mezi přírodní organickou a antropogenní kyselostí povrchových vod v rašelinných oblastech. Studie české části vysoce znečištěné oblasti „Českého trojúhelníka“. Závěrečná zpráva grantu CEU/RSS No:26/93 Praha. 60 str. HRUŠKA, J. (1996): Vliv kyselého deště na povrchové vody. Vesmír 75: 373-376. HRUŠKA, J. (1997): Organic Solutes and the Recovery of a Bog Stream from Chronic Acidification. Environ. Sci. Technol. 31:3677-3681. HRUŠKA, J. (1999): Kyselé deště stále s námi. Vesmír 78(129): 438-445. HRUŠKA, J. et al (1996): Role of organic solutes in the chemistry of acid-impacted bog waters of the western Czech Republic. Water resources research 32(9): 2841-2851. HRUŠKA, J. et al. (1999): Buffering processes in a boreal dissolved organic carbon – rich stream during experimental acidification. Enviromental Pollution 106: 55-65. HUBÁLEK, T. (1999): Rtuť v sedimentech vodních toků, v biomase bentických organismů a ve svalovině ryb. Diplomová práce. Přírodovědecká fakulta UK, Praha, 97 s. HUSÁKOVÁ, J. A KOL. (1973): Poznámky ke společenstvům, historii a ochraně SPR Hrabanovská černava u Lysé nad Labem. Ochrana přírody, Praha, 28, s. 126–132. CHÁBERA, S. (1968): Formy zvětrávání a odnosu žuly v okolí Jelení na Šumavě. Sborník Provozně-ekonomické. Fakulty VŠZ v Českých Budějovicích, č. 16, s. 1–7, Č. Budějovice. CHYTIL, J., HAKROVÁ, P. a kol. (1999): Mokřady České republiky – přehled vodních a mokřadních lokalit ČR. Český ramsarský výbor, Mikulov, 328 s. JAGR, S. (1997): Historie rychty Želnava, 191 s., Černá v Pošumaví.

163

JANSA, J. (1994): Hydrogeologický průzkum v obci Opočínek. Závěrečná zpráva. [depon. in Geofond ČR] 10 stran + přílohy. JANSKÝ, B. (1975): Mladotické hrazené jezero. Rigorosní práce, PřF UK, 96 s., Praha. JANSKÝ, B. (l976): Mladotické hrazené jezero - Geomorfologie sesuvných území. Acta Universitatis Carolinae-Geographica, roč. XI, č. l, s. 3 – 18, Praha. JANSKÝ, B.(1977): Mladotické hrazené jezero - Morfografické a hydrografické poměry. Acta Universitatis Carolinae-Geographica, roč. XII, č. l, s. 3l – 46, Praha. JANSKÝ, B., URBANOVÁ, H.(1994): Mladotice lake (Czech Republic)-siltation dynamics in the lake basin. Acta Universitatis Carolinae-Geographica. Roč. XXIX, č. 2, s. 95-109, Praha. JANSKÝ, B. (1996): Tradice geografických výzkumů jezer na Karlově univerzitě. Geografie, Sborník ČGS, roč. 101, č. 1, Nakl. ČGS, s. 59 – 63, Praha. JANSKÝ, B. (1996): Mladotické jezero – jedinečný přírodní výtvor. Geografické rozhledy, 5, č. 3, Česká geografická společnost, Praha, s. 87–88. JANSKÝ, B.(1996): Hydrographic and Limnological Work of Professor Karel Kuchař. Acta Universitatis Carolinae - Geographica. Roč. XXXI, č. 1, s. 77-81, Praha. JANSKÝ, B.(1997): Geografická hydrologie na Přírodovědecké fakultě UK v Praze. Geografie - Sborník ČGS. Roč. 102, č. 2, s. 81-88, Praha. JANSKÝ, B.(1999): Dynamika zanášení Mladotického jezera a intenzita erozních procesů v povodí. Závěrečná zpráva projektu GAUK č. 297/1997-B-GEO, 117 s., Praha. JANSKÝ, B., PIVOKONSKÝ, M. (2001): Vývoj jakosti vod v povodí Cidliny. Geografie – Sborník ČGS. Roč. 106, č. 2, s. 74 – 93, Praha. JANSKÝ, B., ŠOBR, M. (2002): The Laka Lake (Jezero Laka). Acta Universitatis Carolinae – Geographica, roč. XXXIV, č. 2, s. 7 – 30, Praha. JANSKÝ, B., VRÁNEK, T. (2002): The Plešné Lake (Plešné jezero). Acta Universitatis Carolinae – Geographica, roč. XXXIV, č. 2, s. 31 – 52, Praha. JANSKÝ, B., ZBOŘIL, A. (2002): The Prášilské Lake (Prášilské jezero). Acta Universitatis Carolinae – Geographica, roč. XXXIV, č. 2, s. 53 - 68, Praha. JIŘIŠTĚ, L. (2001): Krajinotvorné programy – Krkonošský park. Ochrana přírody, Praha, 56, č. 7, s. 220–222. JOSEFÍNSKÝ KATASTR (1786): Dominium Stubenbach. Položka č. 162 a zvláštní protokol. KESTŘÁNEK, J. a kol. (1984): Vodní toky a nádrže. Zeměpisný lexikon ČSR, Academia, Praha, 316 s. KLOUČEK, O. (2002): Limnologické poměry, kvalita vody a sedimentů v Labišti pod Opočínkem. Diplomová práce. PřF UK, Praha. 86 stran + přílohy. KLOUČEK, O., CHALUPOVÁ, D., ŠNAJDR, M., ŠOBR, M., JANSKÝ, B. (2002): Limnologické poměry a kvalita vody a sedimentů ve vybraných labských tůních. In.: Labe – nové horizonty managementu povodí (10. Magdeburský seminář o ochraně vod, Šp. Mlýn), s. 240, VÚV T.G.M. Praha, Povodí Labe Hradec Králové, s.p. KOCHÁNEK, L. (1976): 1000 československých rekordů. Olympia, Praha, 187 s. KOLEKTIV (1991): Trojmezská hornatina. Nakl. Olympus, 30 s., České Budějovice. KOLEKTIV HMÚ (1965): Hydrologické poměry ČSSR. HMÚ, Praha. KOLEKTIV SCHKO JESENÍKY (2001): Národní přírodní rezervace Rejvíz. SCHKO Jeseníky, Jeseník, propagační leták. KOLEKTIV SCHKO ORLICKÉ HORY (1994a): Rašelinové jezírko v PR Jelení lázeň, hydrobiologie. SCHKO Orlické hory, Rychnov nad Kněžnou, výsledky měření, depon. SCHKO Orlické hory.

164

KOLEKTIV SCHKO ORLICKÉ HORY (1994b): Rašelinové jezírko v PP U Kunštátské kaple, hydrobiologie. SCHKO Orlické hory, Rychnov nad Kněžnou, výsledky měření, depon. SCHKO Orlické hory. KOŘISTKA, K.(1972):Všeobecný nástin meteorologických a vodopisných poměrů, jakož i škod na vzdělané půdě a komunikacích za povodně dne 25. a 26. května 1872. In: Zprávy kanceláře pro statistiku polního a lesního hospodářství v království Českém. Sešit I., s.3-16, Praha. KOVÁŘ, P. a kol. (1991): Zhodnocení geobotanických podkladů pro management v rámci „Projektu Labe“. Přírodovědecká fakulta UK, Praha, 81 s. KRÁL, V. (1953): Výzkum jezer v Liptovských Tatrách. Kartografický přehled, VII, Praha, s. 87-89. KRÁL, V. (1954): Jezera na severním svahu Liptovských Tater. Kartografický přehled, VI-II, Praha, s. 1-26. KREJBYCH, F.J.H. (1831): Charte vom Prachiner Kreise, Prag. KREJČÍ, J. (1857): Zpráva o lesních cestách na Šumavě, vykonaných od údů musejního sboru přírodnického, Živa 5, str. 277-281. KŘÍŽ, E. (1969): Jezera na jižním svahu Západních Tater. Zprávy GÚ ČSAV 6, č. 4, Brno, s. 24-30. KŘIŽ E. (1970): Jezera Západních Tater. Rigorózní práce PřF UK Praha, s. 156. KŘÍŽ, H. (1966): Výpar v povodí Moravy a horní Odry. Sborník prací Hydrometeorologického ústavu ČSSR 8: 34-58. KŘÍŽ, V. (1971): Limnologie mechových jezírek u Rejvízu. Campanula 2: 47-78. KŘÍŽ, V. (1996): Vodní nádrže a jezera České republiky. Tematický sešit, zeměpis. Atelier milata Ostrava. 32 s. KŘÍŽ, V. et al. (1988): Hydrometrie. SPN Praha. 175 s. KUBÍKOVÁ, A. (1979): Pobyt manželů Mařákových u Plešného jezera. Jihočeský sborník historický, roč. 48, s. 78–79, Č. Budějovice. KUČERA, S., PECHAROVÁ, E. (1998): Plán péče o NP Šumava 1999. 122 s. České Budějovice. KUČERA, S., URBAN, F. (1973): SPR v okrese Český Krumlov. Odbor kultury ONV Český Krumlov, depon. knihovna AOPK Praha, rezervační kniha PP U tří můstků. KUCHAŘ, K. (1933): Jezera východního Slovenska a Podkarpatské Rusi. Zeměpisné práce, sv. 5, Bratislava, s. 101. KUCHAŘ, K. (1936): Jezera Vysokých Tater. Příroda, XXIX, č. 2 Brno, s. 39-42. KUCHAŘ., K. (1937): Jezera východního Slovenska a Podkarpatské Rusi. Zeměpisné práce, sv. 12, Bratislava, s. 37. KUCHAŘ, K. (1939): Příspěvky k výzkumu šumavských jezer. Sborník ČSZ, roč. 45, s. 87 – 90, Praha. KUCHAŘ, K. (1947): Mapy šumavských jezer podle měření prof. V. Švambery. Kartografický přehled, II, č. 3 - 4, s. 41 - 42, Praha. KUCHAŘ, K. (1947): Chomutovské Kamencové jezero. Sborník Státního ústavu hydrologického T. G. Masaryka, Praha, s.7. KUKLÍK, K., HRBÁČEK, J. (1984): České a moravské rybníky. Pressfoto ČTK, Praha, 83 s. KUNSKÝ, J. (1933): Zalednění Šumavy a šumavská jezera. Sborník ČSZ, roč. 39, s. 1 - 6, 33 – 40, Praha. KUNSKÝ, J. (1939): Jezera Slovenského krasu. Rozpravy Čes. Akad. II. tř., 49, č. 25, Praha, s. 1-17. KYLBERGEROVÁ, M. (1998): Fytoplankton polabských a lužických tůní. Diplomová práce. PřF UK, Praha. 104 stran + přílohy.

165

LEDERER, F., CHOCHOLOUŠKOVÁ, Z. (vročení neuvedeno): Flora a vegetace minerálních pramenů a rašelinišť NPR Soos. Západočeská univerzita v Plzni – Pedagogická fakulta, Plzeň, 126 s. LEDNICKÝ, V. (1971): Nástin klimatických podmínek Rejvízu. Campanula 2: 79-94. LELLÁK, J., KUBÍČEK, F. (1992): Hydrobiologie. Univerzita Karlova, Karolinum, Praha. 257 s. LIKENS, G.E., BORMANN, F.H. (1995): Biogeochemistry of a forested ecosystem. Springer - Verlag New York. 159 str. MACKOVČIN, P. A KOL. (1999): Chráněná území ČR, sv. I. Ústecko. AOPK ČR, Praha, 352 s. MACHATSCHEK, F.(1927):Landeskunde der Sudeten-u.Westkarpatenländer. Stuttgart. MAJER, V., PAČES, T., SKOŘEPOVÁ, I., VESELÝ, J. (1995): Critical loads of acidic emissions and the mobilization of trace metals in terrestrial ecosystems of the Czech Republic. Věstník Českého geologického ústavu 70 (3): 9 – 16. MANDÁK, F. (1981): Šumavská jezera. Šumava, č. 15, s. 5–8, Plzeň. MAREK, J. (1936): Hydrografická měření na Plöckensteinském jezeře. Tradice, duben– červen, s. 49 (289)–52 (292) , Č. Budějovice. MARŠÁKOVÁ-NĚMEJCOVÁ, M. A KOL. (1977): Národní parky, rezervace a jiná chráněná území přírody v Československu. Academia, Praha, 476 s. MARTAN, M., RAU, K.(1993):Šumava-Bavorský les. Kletr,Plzeň, 125 s. MAŠÍN, Z.(1978):Geodézie I. Kartografie, Praha, 379 s. Mc CAULEY, E. (1984): The Estimation of the Abundance and Biomass of Zooplankton in Samples. In A Manual for the Assesment of Secondary Productivity in Fresh Water. IBP Hand Book. Chapt. 7: 228 – 265. MELICHAR, V. (1998): Dynamika reliéfu a vegetace Rašelinišť Rolavy v Krušných horách. Diplomová práce, PřF UK Praha – katedra botaniky, 114 s. MELOUN, M., MILITKÝ, J. (1994): Statistické zpracování experimentálních dat. Edice plus, Praha. 839 stran. MÉSZÁROS, E. (1981): Atmospheric chemistry. Budapest. 201 str. MÍSAŘ, Z. a kol. (1983): Geologie ČSSR I. Český masív. SPN, Praha. 333 stran. MUCHA, L. (1966): Nová měření Vrbického plesa. Sborník ČSZ, 71, Praha, s. 74-76. MORÁVKOVÁ, M. (1999): Okresní generel ÚSES. Mělník – jih. Ing. Milena Morávková, projektová a poradenská činnost v oblasti ekologie, Praha. MÖCHEL (1878): Průvodce po trati Plzeň - Eisenstein - Deggendorf. Plzeň. MRÁZKOVÁ, I., SKUHRAVÝ, V. (1999): Borovice kleč (Pinus mugo) na rašeliništích Modravských slatí na Šumavě. Ochrana přírody, 54, č. 10, s. 298–299. MÜLLER, G. (1979): Schwermetalle in der sedimenten des Rheins – Veränderung seit 1971. Umshau 24: 778 – 783 NEKOVÁŘ, F. (1969): Srážkový režim Šumavy. CHKO Šumava, Zpravodaj, č. 9, s. 5-13, České Budějovice a Plzeň. NESMĚRÁK, I. a kol. (1995): Projekt Labe. Výsledky a přínosy. Výzkumný ústav vodohospodářský T. G. Masaryka, Praha, 40 s. NETOPIL, R. a kol. (1984): Fyzická geografie I. Státní pedagogické nakladatelství, Praha, 273 s. NEVRLÝ, M., SÝKORA, T., HONSA, I. (1971): Jizerské hory – průvodce naučnou stezkou Bukovec – Jizerka, Rašeliniště Jizerky. Okresní národní výbor, Jablonec nad Nisou. NESVADBOVÁ, J. (1983): Státní přírodní rezervace Smraďoch, inventarizační průzkum. KSSPPOP, Plzeň, depon. knihovna AOPK Praha, rezervační kniha PR Smraďoch. NĚMEC, J. ed. (1996): Chráněná území ČR 1. Střední Čechy. Consult, Praha, 320 s.

166

NONDEK, L., FROLÍKOVÁ, N., VESELÝ, J. (1989): Atmosférická depozice organochlorových škodlivin v šumavských jezerech. Vodní hospodářství , č. 11, řada B, s. 296 – 298, Praha. ONDRÁČEK, Č. (1996): Základní botanický výzkum NPR Novodomské rašeliniště. AOPK ČR, Ústí nad Labem, depon. knihovna AOPK Praha, rezervační kniha NPR Novodomské rašeliniště. OULEHLE, F. (2002): Limnologie a hydrochemismus v NPR Rejvíz. Diplomová práce, PřF UK Praha Ústav pro životní prostředí, 84 s. PARTSCH, J. (1882): Die Gletscher der Vorzeit in den Karpaten und den Mittelgebirgen Deutschlands. Breslau. PELÍŠEK, J. (1978): Glaciální relikty v oblasti Prášilského jezera na Šumavě. Sborník ČSGS, 83, č. 1, s. 59, Praha. PENCK, A., BÖHM, A., RODLER, A., (1887): Bericht über eine gemeinsame Exkursion in den Böhmerwald .Ztschr. d.d. geol. Ges .Berlin. PITTER, P. (1990): Hydrochemie. SNTL Praha. 565 str. PIVNIČKOVÁ, M. (1997): Ochrana rašelinných mokřadů. Agentura ochrany přírody a krajiny ČR Praha. 32 str PIVOKONSKÝ, M. (1999): Hodnocení kvality povrchových vod v povodí Cidliny. Diplomová práce. Přírodovědecká fakulta UK, Praha, 195 s. POHOŘAL, J. (1961): Šumavská rašeliniště v pramenné oblasti Otavy. Ochrana přírody, 16, č. 4, s. 101–103. POLÁK, V.(1965): Trojmezná a Plešné jezero. KSSPPOP, 10 s., Č. Budějovice. POŠTA, P. (2002): Organogenní jezera v České republice se zaměřením na jezera vrchovištního typu. Bakalářská práce, Přírodovědecká fakulta UK, Praha, 51 s. PRIEHÄUSSER, G. (1927): Der Bayrische Wald im Eiszeitalter. Glaz. Spuren etc. Ggn.Jhhft, München. PUFFER, L. (1910): Der Böhmerwald u. sein Verhältnis zur innerböhmischen. Rumpffläche Geogr.Jhrber. Öst.VIII. PUNČOCHÁŘ, P. a kol. (1994): Ekologická studie k ochraně a utváření vodních struktur a břehových zón Labe. Mezinárodní komise pro ochranu Labe, Magdeburg, 99 s. PYKAL, J. (1991): Inventarizační průzkum CHPV Kozohlůdky. České Budějovice, depon. knihovna AOPK Praha, rezervační kniha PR Kozohlůdky. QUITT, E. (1971): Klimatické oblasti Československa. Studia Geographica 16. Geografický ústav ČSAV, Brno. 82 stran + přílohy. RATHSBURG, A. (1928): Die Gletscher des Böhmerwaldes zur Eiszeit. 22. Bericht d. Natw. Ges. zu Chemnitz. RATHSBURG, A. (1932): Die Gletscher der Eiszeit in den höheren Mittelgebirgen. Firgenwald V, č. 1 a 2. RŮŽIČKA, K. (1953): K problematice regulace toků. Vodní hospodářství, Praha. RYBÁŘ, P. a kol. (v tisku) Chráněná území ČR – Pardubicko. RYBKA, V. (1996): Mokřady střední Moravy. Sagittaria (Sdružení pro ochranu přírody střední Moravy), 68 s. RYBNÍČEK, K. (1991): Vegetace rašelinišť vrcholové části Hrubého Jeseníku – skupina Praděda (současný stav a situace). Ústav systematické a ekologické biologie ČSAV Brno, 11 s. ŘIVNÁČ (1882): Průvodce po království Českém. P. 585. SÁDLO, J., STORCH, D. (2000): Biologie krajiny. Vesmír, Praha, 96 s. SEDLMEYER, K. A. (1928): Die Seeforschung in der Hohen Tatra. 54. Jb. d. Karpathenvereins, Késmárk, s. 1-5.

167

SEDLMEYER, K. A. (1929): Hydrographische Forschungen in den Seen der Hohen Tatra. Internat. Revue der Ges. Hydrobiologie u. Hydrographie, Bd.2l, Heft 5/6, Praha, s. 421-435. SEDLMEYER, K. A. (1930): Die See des Mengsdorfer Tales uad der Tschirmersee in der Hohen Tatra. Arbeiten des Geogr. Inst. d. Deutsch. Univ. in Prag, Praha, s. 1-34. SCHAFFER, J, (1928); Seenforschung in der Hohen Tatra. Pet. Geogr. Mittl., Gotha, s. 289-290. SCHAFFER, J., STUMMER, F. (1929-30): Atlas der See der Hohen Tatra. Arbeiten des Geogr. Inst, d. Deutsch. Univ. in Prag, I II, III, Praha. SCHREIBER, H. (1923): Die Moore Nordwestböhmens, Malá Jeřábí slať u Johanngeorgenstadtu. Praha, 124 s. SIMON, M. a kol. (1999): Labe. Cenný přírodní klenot Evropy. Mezinárodní komise pro ochranu Labe, Magdeburg, 64 stran. SKALICKÝ, V., VANĚČEK, J. (1970): Příspěvek ke květeně a k vegetaci jezera Pleso a jeho okolí. CHKO Šumava, Zpravodaj, č. 11, s.25 – 30, České Budějovice a Plzeň. SKREJŠOVSKÝ, F. (1872): Zhoubná povodeň v Čechách dne 25. a 26. května roku 1872, 142 s., Praha. SLÁDEČEK, V., ZELINKA, M., ROTSCHEIN, J., MORAVCOVÁ, V. (1981): Biologický rozbor povrchové vody. Komentář k ČSN 83 0532. Úřad pro norm. a měření. SLAVÍK, B. [ed.] (2000): Květena ČR 6. Academia, Praha. 770 stran. SOFRON, J. (1969): Bibliografie Šumavy 1945 - 1967. Krajské středisko státní památkové péče a ochrany přírody, 192 s., Plzeň. SOFRON, J. a kol. (1984): Bibliografie Šumavy 1968 - 1980. Sborník Západočeského muzea v Plzni, 196 s, Plzeň. SOFRON, J., ŠTĚPÁN, J. (1971): Vegetace šumavských karů. Rozpravy ČSAV, řada II, roč. 81, sešit 1, s. 1 – 50, Praha. SOMMER (1840): Das Königreich Böhmen. VIII. Prachiner Kreis. Prag, p. XXX a 242. SOMMER (1841): Das Königreich Böhmen, Budweiser Kreis.IX.p.XXX.,258, Prag. SPILKA, T.(1993): Příspěvek k poznání zooplanktonu acidifikovaných jezer na Šumavě. Diplomová práce na Přf UK, Praha. SPIRHANZL, J. (1951): Rašelina, její vznik, těžba a využití. Přírodovědecké nakladatelství, Praha, 356 s. STABILNÍ KATASTR (1837): Stubenbach 1 : 2880. I. Teil B 1, VIII, Wien. STAHL, P. (1972): Středolabská vodní cesta. Stupně Obříství – Velký Osek – Veletov. Povodí Labe, Hradec Králové. SVÁTEK, R. (1994): Hodnocení kvality vody a dnového sedimentu na horním a středním Labi. Diplomová práce. Přírodovědecká fakulta UK, Praha, 116 stran. SVOBODA, J. (1964): Regionální geologie ČSSR, díl I, Český masív. Nakladatelství ČSAV Praha. 380 str. ŠIMEK, T. (1963): K historii Plešného jezera. Lidé a země, č. 10, roč. XII, s. 390–391, Praha. ŠINDLAR, M. a kol. (1992): Ekologická studie o ochraně a utváření vodních struktur a břehových zón Labe. Povodí Labe, Hradec Králové, 55 s. ŠMARDA, J. (1948): Rašeliniště u Rejvízu. Ochrana přírody 3(1): 1-6. ŠMARDA, J. (1950): Květena hrubého Jeseníku. Časopis moravského muzea 25: 117-129. ŠMARDA, J. (1951): Květena Hrubého Jeseníku v době ledové a vývoj v době poledové. Přírodovědný sborník ostravského kraje 12(3): 317-323. ŠNAJDR, M. (2002): Limnologické poměry, kvalita vody a sedimentů v mrtvém labském rameni u Obříství. Diplomová práce. PřF UK, Praha. 86 stran + přílohy. ŠOBR, M. (1999): Jezero Laka. Diplomová práce. PřF UK, Praha. 89 stran + přílohy.

168

ŠTEKL, J., BRÁZDIL, R., KAKOS,V., JEŽ, J., TOLASZ, R., SOKOL, Z. (2001): Extrémní denní srážky na území České republiky v období 1879 – 2000 a jejich synoptické příčiny. Národní klimatický program ČR, sv. 31, 140 s., Praha. ŠŤASTNÁ, G. (2000): Hodnocení kvality povrchových vod v povodí Mladotického potoka. ŠTĚRBOVÁ, I. (1987): Rybníkářství v Třeboňské pánvi. Diplomová práce. PřF UK, Praha, 106 s. ŠTÝS, S. a kol. (1981): Rekultivace území postižených těžbou nerostných surovin. SNTL – Nakladatelství technické literatury, Praha, 680 s. ŠVAMBERA, V. (1912): Výzkum šumavských jezer. Sborník ČSZ, 18, s. 250 – 257, Praha. ŠVAMBERA, V. (1913 - 14): Šumavská jezera (M. Javorské, V. Javorské, Prášilské, Laka). Rozpravy Čes. Akad., II. tř., Praha. ŠVAMBERA, V. (1939): Jezera na české straně Šumavy. Sborník ČSZ, 45, s. 15 – 23, Praha. ŠVARC, J. (1996): Inventarizační průzkum PP. Depon. knihovna AOPK Praha, rezervační kniha PP Jezdovické rašeliniště. TÁBORSKÝ, I. (1996): Význačné mokřady severočeského úseku Krušných hor. Sborník Okresního muzea v Mostě, řada přírodovědná, č. 18, s. 69–75. TEYROVSKÝ, V. (1949): O vážkách rejvízu. Přírodovědný sborník ostravského kraje 10(4):368-395. TEYROVSKÝ, V., PRUTÍK, R. (1958): Další příspěvek k poznání fauny vážek Rejvízu. Přírodovědný sborník ostravského kraje 19(2): 272-278. TOMÁŠEK, M. (2000): Půdy České republiky. ČGÚ, Praha. 770 stran. TREJTNAR, K. a kol. (1978): Střední Labe. Povodí Labe, Hradec Králové, 236 stran. TUREKIAN, K.K., WEDEPOHL, K.H. (1961): Distribution of the elements in some major units of the earth´s crust. Bull. Geol. Soc. Am. 72: 175 – 192. TUROŇOVÁ, D. (1981a): Inventarizační botanický průzkum SPR Na Kneipě. Praha, depon. knihovna AOPK Praha, rezervační kniha PP Na Knejpě. TUROŇOVÁ, D. (1981b): Inventarizační botanický průzkum SPR. Praha, depon. knihovna AOPK Praha, rezervační kniha PR Klečové louky. TUROŇOVÁ, D. (1986): Botanický inventarizační průzkum CHPV Jelení lázeň. Praha, depon. knihovna AOPK Praha, rezervační kniha PR Jelení lázeň. URBAN, F. (1988): Červené blato – průvodce naučnou stezkou. Odbor kultury ONV České Budějovice, 48 s. VÁŇA, J. (1969): Novodomské rašeliniště. Přírodou Chomutovska – sborník prací severočeské pobočky československé botanické společnosti za rok 1968, Vlastivědné muzeum v Chomutově, s. 6–42. VESELÝ, J. (1987): Okyselení šumavských jezer. Vesmír, č. 12, roč. 66, s. 676 – 678, Praha. VESELÝ, J. (1988): Acidifikace šumavských jezer. ÚÚG, 36 s., Praha. VESELÝ, J. (1994): Investigation of the nature of the Šumava Lakes: a review. Časopis Národního muzea, Řada přírodovědná, Vol. 163, s. 103 – 120, Praha. VESELÝ, J. (1995): Drainage Sediments in Environmental and Explorative Geochemistry. Věstník Českého geologického ústavu 70 (3): 1 – 8. VESELÝ, J., Gürtlerová, P. (1996): Mediaeval Pollution of Fluvial Sediment in the Labe (Elbe) River, Bohemia. Věstník Českého geologického ústavu 71 (1): 51 – 56. VESELÝ, J. (1996): Změny složení vod šumavských jezer v letech 1984 - 1995. Silva Gabreta, 1, s. 129 - 141. VITÁSEK, F. (1924): Naše hory ve věku ledovém. Sborník ČSZ, 30, s. 86 - 89, Praha. VLČEK, M. (1974): Ochranářský průzkum obratlovců SPR Březina v Českém středohoří. KSSPPOP, Ústí nad Labem, depon. knihovna AOPK Praha, rezervační kniha PR Březina.

169

VODÁK, L. (1973): Navrhované rezervace Prášilské jezero a jezero Laka. Ochrana přírody, roč. 28, s. 230 – 232, Praha. VOKŠICKÝ, P. (1993): Ohrožení Přírodní rezervace Černínovsko kontaminací podzemních vod. Diplomová práce. Přírodovědecká fakulta UK, Praha, 58 s. VONDRUŠKA, V. (1989): Život staré Šumavy. Západočeské nakladatelství, 248 s., Plzeň. VOTÝPKA, J. (1981): Geneze a klasifikace granitového reliéfu masívu Plechého, 67 s. České Budějovice. VRÁNEK, T. (1999): Plešné jezero. Diplomová práce, PřF UK, 96 s., Praha. VRÁNOVÁ, S. (1993): Inventarizační průzkum obratlovců v PP Labiště pod Opočínkem. Závěrečná zpráva. [depon. in Referát ŽP, Okresní úřad v Pardubicích]. 13 stran. VRBA, J., KOPÁČEK, J., STAŠKRABOVÁ, V., HEJSLAR, J., ŠIMEK, K. (1996): Limnological research of acidified lakes in Czech part of the Šumava Mountains: trophic status and dominance of microbial food webs. Silva Gabreta, 1, s. 151 - 164. VYBÍRAL, V. (1975): Mapování Zeleného Javorového plesa a stejnojmenné dolinky. Diplomová práce PřF UK, Praha 49 s. WAGNER, P. (1897): Die Seen des Böhmerwaldes, Leipzig, s. 52 – 55. WEISS, D. a kol. (1983): Metody chemické analýzy nerostných surovin. Svazek 1. Ústř. úst. geol., Praha (metodická příručka). WENZIG, J., KREJČÍ, J. (1860): Der Böhmerwald. C. Bellmann, Prag, 354 s. WEDEPOHL, K. H. ed. (1969 – 1974): Handbook of Geochemistry I., II. Springer Verlag, Berlin. WILLKOMM, M. (1878): Der Böhmerwald. Prag, p. 12 a 14. ZÁKLADNÍ MAPA ČSSR 1:10 000 (1989): Listy 22-33-06, 22-33-10, 21-44-10, 21-44-15. Český úřad geodetický a kartografický, Praha. ZÁKLADNÍ MAPA ČSSR 1:10000 (1989): Listy 14-24-05, 14-22-25. Český úřad geodetický a kartografický Praha. ZÁKLADNÍ VODOHOSPODÁŘSKÁ MAPA 1:50 000 (1989): Listy 22-33 Kašperské Hory, 21-44 Železná Ruda. Český úřad geodetický a kartografický, Praha. ZÁLOHA, J. (1980): Krajem Lipna. JČN, 76 s., Č. Budějovice. ZAVORAL, J. a kol. (1987): Metodiky laboratorních zkoušek v mechanice zemin a hornin. Mechanika zemin – metodiky. Český geologický úřad, Praha, 186 stran. ZBOŘIL, A. (1994): Prášilské jezero. Diplomová práce, PřF UK, Praha, 90 s. ZUBER, R. (1979): Z dějin průzkumů rašeliniště Rejvíz a názorů na jeho hodnotu a využití. Sborník Severní Morava, svazek 37: 44-51. ŽÁN, M. (1983): Státní přírodní rezervace Kladské rašeliny, inventarizační průzkum. KSSPPOP, Plzeň, depon. knihovna AOPK Praha, rezervační kniha NPR Kladské rašeliny. ŽÁN, M. (1981): Státní přírodní rezervace Velké Jeřábí jezero, inventarizační průzkum. KSSPPOP, Plzeň, depon. knihovna AOPK Praha, rezervační kniha NPR Velké Jeřábí jezero.

170