GEOMORFOLOGICKÁ ANALÝZA A TVORBA GmIS OKOLÍ PRÁŠILSKÉHO JEZERA A JEZERA LAKA NA ŠUMAVĚ (ČESKÁ REPUBLIKA) DISERTAČNÍ PRÁCE. RNDr

UNIVERZITA KOMENSKÉHO V BRATISLAVE PRÍRODOVEDECKÁ FAKULTA KATEDRA FYZICKEJ GEOGRAFIE A GEOEKOLÓGIE

GEOMORFOLOGICKÁ ANALÝZA A TVORBA GmIS OKOLÍ PRÁŠILSKÉHO JEZERA A JEZERA LAKA NA ŠUMAVĚ (ČESKÁ REPUBLIKA)

DISERTAČNÍ PRÁCE

RNDr. Pavel MENTLÍK

školitel: prof. RNDr. Jozef Minár, Ph.D. 2006

PDF byl vytvořen zkušební verzí FinePrint pdfFactory Pro www.fineprint.cz

2


Poděkování Děkuji prof. RNDr. Jozefu Minárovi, Ph.D. za vstřícný, ale vždy rigorózní přístup a cenné připomínky při vedení této práce. Dále děkuji svým kolegům za pomoc a spolupráci při jednotlivých analýzách (v abecedním pořadí): RNDr. Evě Břízové, CSc. za provedení pylové analýzy a Mgr. Lence Lisé, Ph.D. za provedení analýzy mikrostruktur povrchů křemenných zrn. Poděkování patří i RNDr. Tomáši Pánkovi, Ph.D. za poskytnutí vybavení pro granulometrické analýzy a pomoc při jejich provádění. Za finanční podporu děkuji grantové agentuře ČAV ČR. Terénní výzkum a některé analýzy byly financovány z juniorského badatelského grantu KJB300460501. Tvorba GmIS byla prováděna v rámci projektu česko-slovenské mezinárodní vědeckotechnické spolupráce KONTAKT – č. 116. Poděkování patří i vedení katedry geografie ZČU v Plzni za vstřícnost a podporu při provádění terénních i laboratorních výzkumů a dokončování práce. V neposlední řadě bych chtěl poděkovat své rodině – manželce Ivaně a zejména oběma rodičům, za velkou trpělivost, neutuchající podporu a nezištnou pomoc.

3


4


Obsah Úvod 1 Cíle práce 1.1 Dílčí cíle práce 2 Vymezení zájmových území 3 Geologické podmínky zájmových území 3.1 Geologické podmínky zájmového území v okolí Prášilského jezera 3.1.1 Analýza petrologických podmínek ve vztahu ke geomorfologii 3.1.2 Analýza strukturních geologických podmínek ve vztahu ke geomorfologii 3.1.3 Kvartérní pokryv 3.2 Geologické podmínky zájmového území v okolí jezera Laka 3.2.1 Analýza petrologických podmínek ve vztahu ke geomorfologii 3.2.2 Analýza strukturních geologických podmínek ve vztahu ke geomorfologii 3.2.3 Kvartérní pokryv 4 Stav geomorfologicko–glaciologických výzkumů 4.1 Rozbor literatury (se zaměřením na zalednění Šumavy) na české straně 4.2 Rozbor literatury (se zaměřením na zalednění Šumavy) na bavorské straně 4.3 Stav geomorfologických výzkumů v okolí Prášilského jezera 4.3.1 Shrnutí starších výzkumů 4.3.2 Shrnutí stavu současných výzkumů v okolí Prášilského jezera 4.4 Stav geomorfologických výzkumů v okolí jezera Laka 5 Metodika 5.1 Geomorfologický informační systém (GmIS) jako základ geomorfologické analýzy 5.2 Problematika elementárních forem reliéfu (z hlediska geneze glaciálního georeliéfu) 5.3 Geomorfologická analýza v Geomorfologickém informačním systému (GmIS) 5.4 Metodika mapování elementárních forem georeliéfu 5.5 Vstupní data a tvorba DMR 5.6 Metody pro poznání geomorfologie širšího okolí zájmových území 5.6.1 Morfostrukturní analýza – úvod do problematiky 5.6.2 Morfostrukturní analýza v prostředí GmIS 5.7 Metody pro poznání morfologie zájmových území 5.8 Metody pro poznání morfometrie zájmových území a dalších glaciálně podmíněných oblastí Šumavy (karů) 5.8.1 Srovnání morfologických a morfometrických charakteristik karů 5.8.1.1 Úvod do problematiky 5.8.1.2 Definice karů a jejich morfometrických charakteristik 5.8.1.3 Výběr morfometrických charakteristik karů a jejich výpočet 5.8.1.4 Charakteristika geosystému šumavského karu a srovnání rozměrů deflační oblasti, velikosti karu a rozsahu glaciálních sedimentů v zájmových územích 5.9 Metody pro poznání morfogeneze zájmových území 5.9.1 Vymezení problému 5.9.2 Použité geologické metody výzkumu 5.9.2.1 Analýza vnitřní makrostavby sedimentů 5.9.2.2 Analýza tvaru klastů (clast shape) 5.9.2.3 Analýza zaoblení částic (clast roundness) 5.9.2.4 Výzkum mikromorfologie povrchu křemených zrn 5.9.2.5 Granulometrie 5.9.3 Použité biologické metody výzkumu 5.10 Metody pro poznání morfochronologie zájmových území 5.10.1 Postavení morfochronologie v rámci geomorfologické analýzy v prostředí GmIS 5.10.2 Použité metody datování 5.10.2.1 Úvod do problematiky 5.10.2.2 Metody relativního datování 5.10.2.3 Metody absolutního datování 5.10.3 Rekonstrukce rozšíření ledovce v jednotlivých fázích zalednění 5.10.4 Použité metody pro určení fosilních sněžných čar (ELAs – equilibrium lines) v zájmových územích 5.11 Metody pro poznání morfodynamiky zájmových území 5.12 Tvorba geomorfologické mapy 5.12.1 Postup a pravidla tvorby geomorfologické mapy

7 9 9 11 13 13 13 13 17 18 18 18 19 20 20 24 25 25 26 28 30 30 32 34 38 39 40 40 40 43 43 43 43 44 50 50 53 53 53 53 54 54 55 56 57 58 58 60 60 61 64 67 68 70 72 72

5


5.12.2 Tvorba legendy geomorfologické mapy 6 Analytická část 6.1 Poznání geomorfologie širšího okolí zájmových území 6.2 Analýza morfologie zájmových území 6.2.1 Analýza morfologie spodních částí údolí 6.2.2 Morfologie okolí Prášilského jezera 6.2.3 Morfologie okolí jezera Laka 6.3 Analýza morfometrických charakteristik 6.3.1 Základní morfometrické charakteristiky zkoumaných karů 6.3.2 Analýza sklonů svahů zkoumaných karů 6.3.3 Analýza orientace zkoumaných karů 6.3.4 Analýza dalších morfometrických charakteristik sledovaných karů 6.4 Analýza morfogeneze zájmových území 6.4.1 Morfogeneze okolí Prášilského jezera 6.4.1.1 Morfostruktura a morfoskulptura 6.4.1.2 Polygenetické formy 6.4.1.3 Monogenetické formy 6.4.2 Morfogeneze okolí jezera Laka 6.4.2.1 Morfostruktura a morfoskulptura 6.4.2.2 Polygenetické formy 6.4.2.3 Monogenetické formy 6.5 Analýza morfochronologie zájmových území 6.5.1 Morfochronologie okolí Prášilského jezera 6.5.1.1 Shrnutí morfochronologie v zájmovém území v okolí Prášilského jezera 6.5.1.2 Rekonstrukce geosystémů jednotlivých stádií zalednění v okolí Prášilského jezera 6.5.1.3 Výpočet ELA pro zalednění v okolí Prášilského jezera 6.5.2 Morfochronologie okolí jezera Laka 6.5.2.1 Shrnutí morfochronologie v zájmovém území v okolí jezera Laka 6.5.2.2 Rekonstrukce geosystémů jednotlivých stádií zalednění v okolí jezera Laka 6.5.2.3 Výpočet ELA pro zalednění v okolí jezera Laka 6.6 Analýza morfodynamiky zájmových území 6.6.1 Morfodynamika okolí Prášilského jezera 6.6.1.1 Srovnání výsledků mapování murového zářezu z let 2002 a 2005 6.6.1.2 Nivace jako recentní proces 6.6.1.3 Vyhodnocení dilatometrických měření pohybů skalních bloků v jezerní stěně Prášilského jezera 6.6.2 Morfodynamika okolí jezera Laka 6.6.2.1 Recentní geomorfologické procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka vzniklé činností tekoucí povrchové vody 6.6.2.2 Recentní geomorfologické procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka vzniklé činností svahových procesů 6.6.2.3 Recentní kryogenní procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka 6.6.2.4 Recentní biogenní procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka 7 Shrnutí výsledků a srovnání zájmových území 8 Diskuse Závěr Literatura Obrazové přílohy Fotografické přílohy Seznam obrázků a obrazových příloh Seznam vložených příloh Seznam tabulek Seznam použitých vzorců Seznam fotodokumentace Seznam použitých zkratek

73 74 74 77 77 79 82 85 85 86 89 91 93 93 93 96 104 124 124 126 134 148 148 152 153 157 158 160 160 161 162 162 163 166 168 170 170 171 172 172 173 185 193 198 204 235 245 248 249 250 251 252

6


Úvod Šumava, pohoří ležící na jihozápadní hranici České republiky, má v rámci výzkumu kvartérního vývoje Evropy zvláštní význam. Z variských pohoří, v kterých byly zjištěny významnější stopy horského zalednění (např. MERCIER et al. 1999, 2000), je spolu s Krkonošemi položena nejzápadněji. Oproti Krkonoším, které se v glaciálech nacházely v blízkosti severoevropského kontinentálního ledovce, Šumava ležela v periglaciální zóně (CZUDEK 1997), a to v oblasti mezi Alpami, s mohutným piedmontním ledovcem, a severoevropským ledovcovým štítem. Výzkum šumavských glaciálně podmíněných území má proto značný význam a může posloužit při korelaci obou stratigrafických systémů (severoevropského a alpského) (RAAB & VÖLKEL 2003). Přesto, že jsou glaciální oblasti Šumavy geomorfologicky a geologicky atraktivní lokality, výzkumy se zde po druhé světové válce téměř zastavily, a to zejména z politických důvodů. Tato práce vychází z pětiletých výzkumů, které začaly v okolí Prášilského jezera (Foto 1) (resp. v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera) v roce 2000 (MENTLÍK 2001b, 2002a,b, 2003, 2004a,b, BŘÍZOVÁ & MENTLÍK 2005) a paralelně pokračovaly v roce 2004 a 2005 v okolí jezera Laka (Foto 2) (MENTLÍK 2005a). Tyto práce navazovaly na geomorfologické výzkumy v okolí Velkého Ostrého (MENTLÍK 2000) a vrcholových partií Špičáku a Rozvodí (MENTLÍK 2001a,c) (obě posledně zmíněné lokality se nachází na Šumavě v Železnorudské hornatině). Část geomorfologických výzkumů, které byly věnovány zejména morfostrukturním podmínkám povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera (analýza puklin, skalních útvarů, odolnosti hornin) a dále recentním geomorfologickým procesům, v bezprostředním okolí Prášilského jezera a Staré jímky (MENTLÍK 2004b a 2005c) byly monograficky shrnuty v práci MENTLÍKA (2005b – rigorózní práce na Katedre fyzickej geografie a geoekológie, PrF UK v Bratislave). Předkládaná disertační práce je zaměřena na komplexní poznání geomorfologie zájmových území (jak v okolí Prášilského jezera, tak jezera Laka) a na zmíněnou monografickou práci bezprostředně navazuje. Údaje, které byly prezentovány v rámci zmíněné rigorózní práce (MENTLÍK 2005b) jsou tedy součástí kapitol věnovaných geologii a rozboru literatury resp. stavu výzkumů (kap. 3 a 4) týkajících se zájmového území v okolí Prášilského jezera. Pro zachování jednotného uspořádání jednotlivých kapitol byly i dosud nepublikované výsledky (zejména puklinových měření) z okolí jezera Laka zařazeny do kapitoly věnované geologické charakteristice zájmových území (kap. 3). Poznání geomorfologie jakékoli oblasti je složitý problém, vyžadující detailní geomorfologický výzkum spolu s aplikací mnoha dalších metod dnes zahrnovaných do širokého spektra oborů věd o Zemi. Dnešní doba přináší rychlý rozvoj technologií, které, ač se netýkají přímo geomorfologie, bezprostředně ovlivňují její vývoj. Příkladem je rozvoj geografických informačních systémů (GIS) a pomůcek využívaných pro zpřesnění a urychlení mapování např. GPS (Global Positioning System) (STUART et al. 1998, VOŽENÍLEK eds. 2001), stejně jako metod využívajících pokroku ve fyzice, chemii a biologii (např. různé metody datování, nástup skenovací elektronové mikroskopie a další sedimentologické analýzy, pylová analýza apod.). Je nezbytné, aby geomorfologický výzkum na tyto trendy pružně reagoval a zajistil tak geomorfologii v rámci věd o Zemi významné místo, které jí právem náleží (BAKER 1986). Proto je žádoucí připravovat a zdokonalovat metodické postupy spojující užití GIS a dalších nástrojů (GPS apod.) v procesu geomorfologické analýzy. Geomorfologickou analýzou je myšlen postup prací zahrnující různé výzkumné metody vedoucí k poznání geomorfologie daného zájmového území. Stejně tak je důležité vymezení pozice geomorfologických výzkumů v rámci interdisciplinárního poznávání vývoje krajiny. Interdisciplinární přístup je v dnešní době již s vysokou efektivitou uplatňován a stává se nezbytností zejména při výzkumu problematiky kvartéru (LOŽEK 1972, BEZVODOVÁ et al. 1985, BRADLEY 1999, NESJE & DAHL 2000). 7


Snaha a potřeba takového vývoje je v geomorfologii zřejmá, a to zejména v posledním desetiletí. Aplikace GIS v geomorfologických výzkumech je řešena v rámci různě pojímaného a chápaného Geomorfologického informačního systému (GmIS) (DIKAU 1992, MINÁR & KUSANDOVÁ 1995, MENTLÍK 2001a, 2002b, MINÁR et al. 2005, MENTLÍK et al. 2006), za jehož základní integrační součást je s výhodou využívána mapa elementárních forem reliéfu (MINÁR 1996, MENTLÍK 2002b). Problémy, které je nutné řešit v rámci geomorfologické analýzy – zejména její exaktnost – vyžadující jasné definování hypotéz s možností jejich verifikace či falsifikace, jsou řešeny v pracích URBÁNKA (2000a,b). Zde uvedené postupy je možné aplikovat v prostředí GIS (resp. GmIS), čímž se celý proces geomorfologické analýzy stává podstatně exaktnějším (MENTLÍK 2001a, MENTLÍK et al. 2006). V předložené práci je na příkladu dvou zájmových území řešena problematika geomorfologické analýzy v rámci GmIS, spolu s problematikou integrace negeomorfologických metod výzkumu nutných pro poznání geomorfologie, zejména morfogeneze a morfochronologie zájmových území. Vzhledem k charakteru obou zájmových území je geomorfologický výzkum zaměřen zejména na glaciální a periglaciální formy. Výsledky, předpokládané v rámci této práce, by však měly přinést co nejkomplexnější pohled na geomorfologii obou zájmových území. Práce je rozdělena do sedmi základních částí. V první části práce (kap. 1) jsou po Úvodu definovány hlavní cíle práce, které jsou pro přehlednost rozděleny na cíle dílčí. Druhá část práce (kap. 2, 3 a 4) je věnována zájmovým územím a poznatkům o jejich geologii a geomorfologii, které jsou o nich známé v současné době. Třetí část práce (kap. 5) je věnována metodice výzkumů, a to od postupu a vysvětlení nezbytného teoretického základu u použitých geomorfologických i negeomorfologických metod až po vysvětlení základní struktury GmIS a postupu geomorfologické analýzy tak, jak byl aplikován v této práci. Výsledky výzkumů jsou prezentovány ve čtvrté, analytické části práce (kap. 6), která je členěna podle jednotlivých aspektů georeliéfu, aby logika prezentovaných skutečností odpovídala tradičnímu přístupu k výzkumu georeliéfu (DEMEK eds. 1972). Pozornost byla věnována postupně morfologii, morfometrii, morfogenezi, morfochronologii a morfodynamice obou zájmových území. V páté části práce (kap. 7) je provedeno shrnutí výsledků a srovnání obou zájmových území. Struktura této kapitoly je koncipována na základě zhodnocení dílčích cílů práce, kterým je věnována pozornost jednotlivě u obou zájmových území. Na tuto část práce navazuje část šestá (kap. 8), kde jsou dosažené výsledky konfrontovány s výstupy výzkumů z jiných částí Šumavy. Práci uzavírá Závěr zaměřený na zpočátku definované hlavní cíle práce, konkrétně zde jsou uvedeny hypotézy vývoje georeliéfu obou zájmových území a zhodnocení problematiky GmIS i využití negeomorfologických metod výzkumu.

8


1 Cíle práce Předkládaná práce má dva, částečně se prolínající, hlavní cíle: 1. detailní poznání geomorfologie dvou oblastí, v nichž se nachází relikty pleistocénního horského zalednění, a to okolí Prášilského jezera a jezera Laka na Šumavě (Obr. 1) – výzkum by měl vyústit ve stanovení hypotéz vývoje jejich georeliéfu; 2. tvorba GmIS (Geomorfologického informačního systému) pro obě zájmová území a jejich geomorfologická analýza v tomto systému. Základní postup prací a použité metody výzkumu (1) jsou pro logickou návaznost a v souladu s tradičním postupem geomorfologických výzkumů (DEMEK eds. 1972, HAYDEN 1986) rozděleny do cílů dílčích (kap. 1.1) věnovaných problematice morfologie, morfometrie, morfogeneze, morfochronologie a morfodynamiky obou zájmových území. Tyto dílčí kroky, vedoucí k poznání jednotlivých složek georeliéfu, byly integrovány v rámci GmIS (2). Proto jsou jednotlivé dílčí cíle formulovány nejprve obecně a následně tak, aby bylo zřejmé, jaké konkrétní kroky byly v rámci tvorby GmIS, v daných fázích výzkumu prováděny. Obr. 1: Geografická poloha zájmových území

1.1 Dílčí cíle práce Hlavní cíle glaciologických výzkumů byly zaměřeny na výzkum morfoskulptury, která však bývá víceméně závislá na morfostrukturních podmínkách (HAYNES 1968, MENTLÍK 2005b). Morfostrukturní analýza proto byla primárně zaměřena na závislosti mezi geologickými podmínkami zájmových území a rozsáhlejšími (především destrukčními) glaciálními formami. Výzkum byl směřován na: o analýzu petrologických podmínek zájmových území (viz kap. 3.1.1, 3.2.1), o analýzu zlomů a puklin v širším okolí zájmových území (viz kap. 3.1.2 a 3.2.2), o morfostrukturní analýzu v prostředí GIS vymezující hlavní geomorfologické linie v širším okolí zájmových území (viz kap. 5.6 a 6.1).

9


Cílem výzkumu morfologie (kap. 6.2) bylo: o přinést základní informace o morfologii větších geomorfologických celků (údolí), jejichž součástí jsou zájmová území; o dokumentovat morfologii konkrétních geomorfologických forem (morénových valů, karových stěn apod.) prostřednictvím měřených profilů; o vymezit a následně verifikovat hranice elementárních forem reliéfu, zejména ve složitém a nepřehledném terénu. Výzkum morfologických charakteristik v GmIS spočíval zejména v konstrukci a rozboru různých typů profilů (podélných a příčných), dále linií potenciálního odtoku, dohlednosti atd. Vybrané profily jsou uchovávány v GmIS pro možnost jejich využití v rámci budoucích výzkumů. Cíle výzkumu morfometrie je možné shrnout následujícím způsobem: o analýza základních geomorfometrických charakteristik zájmových území, zejména map sklonů a orientací svahů. o porovnání morfometrických a morfologických charakteristik vybraných šumavských karů. Charakteristiky byly zvoleny na základě studia literatury (FEDERICI & SPAGNOLO 2004, GARCÍA-RUIZ et al. 2000, GORDON 1977, ANIYA & WELCH 1981, EVANS 1977 atd.) (viz kap. 5.8.1.2, 5.8.1.3 a 6.3). V rámci tvorby GmIS bylo v této části cílem vytvoření morfometrických map zájmových území a vymezení jednotlivých elementárních forem reliéfu s jejich následnou verifikací. Cílem výzkumu morfogeneze zájmových území bylo vypracování hypotézy jejich geomorfologického vývoje. V rámci GmIS bylo cílem výzkumu morfogeneze co nejpřesnější poznání geneze každé části georeliéfu (resp. každé elementární formy) a uložení těchto informací v rámci GmIS (ukládání atributových informací pro každou elementární formu). U této části výzkumů byl kladen důraz na aplikaci systémového přístupu a uplatnění interdisciplinárních metod (geologické, biologické metody, datování forem atd. – viz kap. 5.9 a 6.4). Cílem výzkumu morfochronologie (kap. 5.10 a 6.5) bylo určení jednotlivých fází vývoje georeliéfu zkoumaných území. Na této úrovni bylo cílem práce vytvořit v obou zájmových oblastech lokální stratigraficko-morfologické systémy a následně se pokusit o jejich vzájemnou korelaci s výsledky z dalších částí Šumavy (VOTÝPKA 1979, RAAB & VÖLKEL 2003 a VOČADLOVÁ & KŘÍŽEK 2005). Na základě provedených výzkumů byly vytvořeny paleogeomorfologické systémy jednotlivých stádií vývoje georeliéfu zájmových území (tato stádia byla spojována zejména s glaciálním vývojem). Vytvořené paleogeomorfosystémy jsou modely vyjadřující rozložení a vztahy jednotlivých geomorfologických forem jako prvků paleogeosystémů a umožňují jejich vzájemné srovnání (kap. 6.5). Cílem výzkumu morfodynamiky bylo poznání charakteru a intenzity recentních geomorfologických procesů v zájmových územích (na Prášilsku viz MENTLÍK 2004b, 2005b,c) (viz kap. 5.11 a 6.6).

10


2 Vymezení zájmových území Výzkumy probíhaly ve třech oddělených rovinách: o Morfostrukturní analýza širšího okolí zájmových území – do které byla zahrnuta Debrnická hornatina a Modravské i Kocháňovské pláně (viz kap. 5.6 a 6.1). o Srovnání morfometrických charakteristik vybraných karů – v rámci této části byla provedena analýza a srovnání morfometrických charakteristik karů na české straně Šumavy. Zkoumány byly kary Prášilského, Černého a jezera Laka, protože v těchto oblastech bylo prováděno geomorfologické mapování a je tedy možné (v souladu s terénními výzkumy) vymezit destrukční, deflační i konstrukční oblasti (viz kap. 5.8.1 a 6.3). o Geomorfologická analýza v měřítku 1 : 5 000 – provedena v okolí Prášilského jezera spolu se Starou jímkou a v okolí jezera Laka (viz dále). Vzhledem k cílům práce byla zájmová území (Obr. 1) vymezena tak, aby do nich byly beze zbytku zahrnuty krajinné prvky, u kterých je možné předpokládat přímý vliv zalednění v pleistocénu. Jejich vymezení bylo v okolí Prášilského jezera provedeno na základě výzkumů, které zde probíhaly v letech 2000–2002. V rámci těchto výzkumů, byly v této oblasti vymezeny tři hlavní geomorfologické areály oddělené hranicemi, jež mají rovněž plošný charakter (MENTLÍK 2002a, MENTLÍK 2005b) – Tab. 1, Obr. 2. Tab. 1: Hlavní geomorfologické areály v povodí Jezerního potoka (převzato z MENTLÍK 2002a, MENTLÍK 2005b) Sklony Geomorfologický areál

Max. (°)

Prům. sklon (°)

Převládající sklony

1. Široké údolí s plochým dnem

44,0

5,2

2–5° (52 %)

Hranice 1

32,6

5,0

2. Údolí tvaru V

44,8

Hranice 2 3. Údolí tvaru širokého U

Převládající reliéfotvorný proces

Nadmořská výška (m n. m.) Příčný profil Min.

Max.

Prům.

Pravděpodobně pedimentace nebo kryopedimentace,

822

995

866

Výrazně asymetrické

5–15° (38 %)

X

860

1 051

897

Výrazně asymetrické

11,3

5–15° (79 %)

Zpětná eroze, svahové procesy

900

1 223

1 042

Tvar V

24,7

11,0

5–15° (80 %)

X

997

1 231

1 084

Tvar V

65,8

10,3

5–15° (64 %)

Glaciální, kryogenní 1 015 1 315 a svahové procesy

1 167

Tvar U

Na Prášilsku byly relikty glaciální činnosti zjištěny pouze u geomorfologického areálu „údolí tvaru širokého U“ a jeho hraniční zóně (Tabulka 1 a Obr. 2). Je zřejmé, že geomorfologické procesy související se zaledněním však měly rozhodující vliv i na areál „údolí tvaru V“. Ten s předchozím sousedí a lze předpokládat, že v rámci kaskádového geosystému sem byl transportován materiál. Rovněž zde zřejmě docházelo ke zvýšenému působení geomorfologických procesů spojených se zaledněním území (glaciofluviální činnost atd.). Pro možnost co možná nejkomplexnější analýzy příslušného geomorfosystému byly jako zájmová území v okolí Prášilského jezera vybrány oba sousedící geomorfologické areály i s přilehlými hraničními zónami. Jedná se o oblast, u které byly zjištěny fosilní glaciální formy (údolí tvaru širokého U s hranicí 2) a níže postavenou oblast (údolí tvaru V s hranicí 1) (Obr. 2). 11


Před zahájením výzkumů, konkrétně zaměřených k cílům této práce, byly v okolí jezera Laka geomorfologické výzkumy prováděny v roce 2004 (viz MENTLÍK 2005a). Na základě těchto výzkumů byl stanoven rozsah glaciálních sedimentů i glaciálních destrukčních tvarů. Analogicky s oblastí Prášilského jezera bylo i v povodí Jezerního potoka vytékajícího z jezera Laka zájmové území stanoveno tak, aby do něj byly zahrnuty veškeré relikty glaciální činnosti spolu se sousedním, níže položeným geomorfologickým areálem (Obr. 11). Ve spodní části zájmového území byla tedy hranice vedena tam, kde Jezerní potok (vytékající z jezera Laka) opouští údolí výrazně asymetrického tvaru V a ústí na plošinu rozkládající se v okolí Staré Hůrky. V tomto místě dochází k téměř pravoúhlému ohybu toku a následně se i mění charakter údolí (mezi Hůreckým vrchem a Ždánidly má Jezerní potok poměrně hluboké fluviální údolí s výrazným tvarem V). Obr. 2: Vymezení hlavních geomorfologických areálů v povodí Jezerního potoka (vytékajícího z Prášilského jezera); (převzato z MENTLÍK 2002a, MENTLÍK 2005b)

Je pravděpodobné, že Jezerní potok vytékající z jezera Laka původně směřoval téměř k severu (do povodí dnešního Drozdího potoka) a celkový charakter údolí byl tedy podobný povodí Jezerního potoka (vytékajícího z Prášilského jezera). K výše zmíněnému výraznému ohybu došlo pravděpodobně v důsledku říčního pirátství typu T (třídění typů říčních pirátství viz LACIKA 2002) – viz dále. U obou zájmových území byly do výzkumných prací kompletně zahrnuty i přilehlé hřbetové plošiny a vrcholové partie (Obr. 10 a 11), a to z toho důvodu, že jejich geneze a geomorfometrické charakteristiky přímo souvisí s vývojem přilehlých svahů i forem dna údolí (z hlediska zalednění mají velký význam např. jako deflační plošiny). Je rovněž možné předpokládat genetickou souvislost mezi zde se nacházejícími kryogenními tvary a glaciálním reliéfem v údolích. 12


3 Geologické podmínky zájmových území 3.1 Geologické podmínky zájmového území v okolí Prášilského jezera 3.1.1 Analýza petrologických podmínek ve vztahu ke geomorfologii I když okolí Prášilského jezera patří do jednotvárné série moldanubika, je zde geologická stavba relativně pestrá. Generelní stavba zájmového území je dána plutonickým jádrem prášilského masivu a jeho moldanubickým pláštěm (PELC 1991). Můžeme říci, že v celkové stavbě se nejvýrazněji projevují čtyři druhy hornin (Obr. 10, Obr. příl A). o Chlorit-muskovitická svorová rula (místy až svor s xylitickým svorem) s granátem a čočkami křemene – tvoří převážnou část východní části zájmového území (vrcholové partie Poledníku, hřbetové plošiny a vrchol Skalky a značnou část svahů s východní orientací údolí pod Skalkou – PELC & ŠEBESTA 1994). o Silimanit-biotitická migmatitizovaná pararula převážně páskovaná, s přechody do masivní biotitické pararuly – vytváří rozsáhlé hřbetové plošiny Jezerního hřbetu na jihozápadě zájmového území (PELC & ŠEBESTA 1994). o Středně zrnitá až hrubozrnná porfyrická biotitická žula (weinsberský typ) – vytváří severovýchodní část zájmového území, především západní hřbet údolí Jezerního potoka. Žula se však, v podobě ne příliš rozsáhlých poloh, projevuje i v západní části zájmového území (nad Prášilským jezerem, ve vrcholových partiích Skalky a na svahu jímž rozsocha Skalky spadá ke Kocháňovským pláním) (PELC & ŠEBESTA 1994) (viz Obr. příl. B). o Cordierit-biotitický migmatit nemulitového typu, místy s muskovitem – vytváří severozápadní část zájmového území – svah, kterým přechází hřbetové plošiny pod Skalkou do níže položených Kocháňovských plání (PELC & ŠEBESTA 1994). Kromě výše uvedených hornin se zdají být geomorfologicky významné poměrně úzké, ale dlouhé pásy kvarcitů a kvarcitické ruly. Delší a užší pás běžící zhruba v severozápadním směru lemuje okraje hřbetových plošin u rozsochy Skalky. Druhý pás, širší a kratší, vytváří značnou část svahu nad Prášilským jezerem a odtud vybíhá dále k severu (Obr. 10). Nad Prášilským jezerem je výše zmiňovaný pás kvarcitů a kvarcitické ruly v severní a jižní části karů prostoupen žulami. Podle PELCE & ŠEBESTY (1994) je zde předpokládána i mylonitizovaná zóna se směrem Z–V. Na významné geologické rozhraní nad jezerem bylo upozorňováno i v minulosti viz ŠVAMBERA (1914). Pokud se týká pevnosti hornin v zájmovém území, Schmidt hammer testem bylo zjištěno, že granity weisberského typu, nacházející se v povodí Jezerního potoka jsou pevné horniny s poměrně stálou R hodnotou (Tab. 10). Naopak pevnost krystalických břidlic je výrazně závislá na geomorfologické poloze sledovaného výchozu. Navíc, rozptyl naměřených R hodnot je tak velký, že téměř znemožňuje jejich relevantní hodnocení (Tab. 10) (MENTLÍK 2005b).

3.1.2 Analýza strukturních geologických podmínek ve vztahu ke geomorfologii Nejvýznamnější známé tektonické rozhraní v zájmovém území představuje předpokládaný zlom zakrytý mladšími útvary (prášilský zlom), který má směr S–J a odděluje od sebe hlavní výše popsané druhy hornin. V uzávěru údolí je naznačeno větvení zlomu, jež má zřejmě souvislost s rozšiřováním údolí v jeho závěru (Obr. 10; Obr. příl. A). U krystalických břidlic v zájmovém území rozeznáváme dva hlavní směry foliací (Obr. příl. A). U svorových rul převládá směr SZ a sklon se pohybuje mezi 50–60° na východ, což je významné zejména u skalních výchozů ve svahu nad Prášilským jezerem, kde na povrch vystupují skalní plotny kontrolované foliací (Obr. příl. D) a dále ve hřbetových partiích Skalky, kde foliace určuje tvar asymetrických skalních hradeb (kuestoidů) – viz Obr. 3 (MENTLÍK 2005b). Jako kuestoid je označována strukturně-geomorfologická forma morfologicky se podobající kuestě. Termín kuesta je však spojován s formami, jež jsou podmíněny úklonem 13


vrstev u sedimentů (DEMEK 1987), kdežto termín kuestoid (kvestoid, monoklina) je spojován s asymetrickými hřbety, jež vznikají v souvislosti s metamorfní břidličnatostí (foliací) krystalických břidlic (ŠEBESTA 2005). V okolí prášilského zlomu a u migmatizovaných pararul je směr foliace spíše SV se sklonem na JV (Obr. příl. A). Foliace těchto směrů ovlivňuje zejména vzhled skalních útvarů ve Staré jímce. Je pravděpodobné, že foliace těchto dvou směrů výrazně ovlivnily vývoj uzávěru údolí. Obr. 3: Kuestoid na vrcholu Skalky (Foto 15); pod strmým skalnatým svahem se nachází plošina zvýrazněná kryoplanací; převzato z (MENTLÍK 2005b)

Na skalních výchozech v povodí Jezerního potoka byly měřeny geologickým kompasem všechny nalezené pukliny (MENTLÍK 2005b). U puklin byl vždy zaznamenán jejich směr a sklon. Celkově bylo změřeno 213 puklin na krystalických břidlicích a 102 puklin na žulách. Aby byly odlišeny tektonické pukliny a pukliny vzniklé odlehčením (rozlišení puklin viz AHNERT 1996 nebo MENTLÍK 2005b) byly zvlášť hodnoceny pukliny se sklonem nad 75° (označované jako tektonické pukliny) (Obr. 4), pukliny pod 75° (označované jako tlakové pukliny) (Obr. 5) a souhrnně všechny zjištěné pukliny na krystalických břidlicích (Obr. 6). U puklin na žulovém podkladě byl jejich převládající sklon kolmý nebo blízký kolmému. Tyto pukliny byly zkoumány odděleně od puklin na krystalických břidlicích (Obr. 7). U tektonických puklin (Obr. 4) byly na krystalických břidlicích zjištěny dva hlavní puklinové systémy – 0–180° s vedlejším směrem 90–270° a směrem 126–306° v podstatě odpovídajícím hlavnímu šumavskému směru s kolmým směrem 45–225°. Na Obr. 5 jsou znázorněny měřené pukliny na krystalických břidlicích, jejichž sklon byl pod 75°. Počet těchto puklin byl výrazně vyšší než u puklin kolmých nebo mírně ukloněných – od vertikálního směru (viz Obr. 4 a 6). Je zřejmé, že sledované pukliny se v zájmovém území nacházejí převážně ve směrech v rozmezí mezi 135–160°. To v podstatě odpovídá převažujícímu směru foliace v zájmovém území, a to jak podle geologické mapy (Obr. příl. A), tak na základě vlastních měření na výchozech. Je tedy pravděpodobné, že tyto pukliny vznikly odlehčením a následným působením exogenních činitelů podle ploch foliace. Skutečnost, že by se mohlo jednat o pukliny vzniklé tektonickými procesy v hlavním šumavském směru, v tomto případě vylučuje nepřítomnost kolmého směru na hlavní směr, jež by doplňoval kompletní puklinový systém (viz Obr. 5). Zjištěné výsledky byly interpretovány následujícím způsobem (MENTLÍK 2005b): původní puklinový systém je pravděpodobně založený na foliaci odpovídající vrásové struktuře hřbetu Poledníku resp. větší a starší struktuře, jež měla tento směr. Mladší pohyby podél prášilského zlomu běžícího zhruba S–J směrem, pak byly důvodem pro zvýraznění tektonických puklin ve směrech S–J a V–Z. Zajímavá je však přítomnost směrů S–J i u tlakových puklin (Obr. 5). Protože tento směr odpovídá průběhu zlomu v zájmovém území (prášilský zlom – viz výše) můžeme říci, že na této diskontinuitě pravděpodobně docházelo k pohybům, jež mohly mít charakter střižného zlomu, protože tlaky provázející tento pohyb se poměrně výrazně projevily vznikem u puklin všech sklonů. 14


Obr. 4: Růžicový graf směrů tektonických puklin v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera (na krystalických břidlicích) (n = 42); převzato z (MENTLÍK 2005c)

Obr. 5: Růžicový graf směrů tlakových puklin v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera (na krystalických břidlicích) (n = 166); převzato z (MENTLÍK 2005c)

Obr. 6: Růžicový graf směrů všech puklin v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera (na krystalických břidlicích) (n = 213); převzato z (MENTLÍK 2005c)

15


Obr. 7: Růžicový graf směrů všech puklin v zájmovém území (na žulovém podkladě) (n = 102); převzato z (MENTLÍK 2005c)

Z analýzy puklin na žulovém podkladě (Obr. 7) vyplývá, že v těchto horninách se téměř vůbec nevyskytují pukliny S–J směrů, tedy takové, jež by odpovídaly tektonickým pohybům podél hlavní tektonické linie v zájmovém území (více viz MENTLÍK 2005b). Jako hlavní puklinový systém (S, Q pukliny), je možné interpretovat pukliny ve směru mezi 120–130° a směru na ně zhruba kolmém – mezi 20–50°. Směry mezi 85–95° a mezi 150–165° jsou k nim diagonální (přičemž posledně zmíněný směr je poněkud odchýlen k západu – Obr. 7). V podstatě se tak jedná o kompletní puklinový systém typický pro granity (JAROŠ & VACHTL 1992), jež je však výrazně odlišný od puklinového systému krystalických břidlic. Pro doplnění objasnění vazby mezi puklinovým systémem granitů a jeho projevem na skalních útvarech, bylo v zájmovém popsáno 9 puklinových či blokově puklinových jeskyní na žulovém podloží (MENTLÍK 2005b). Na základě této analýzy je možné označit směr mezi 120–135° za směr Q – široké pukliny manifestující se výrazně na zemském povrchu v podobě zjištěných jeskyní. Tento směr je zároveň i nejvíce zastoupeným směrem v zájmovém území (na granitech). Ve směru na něj kolmém, mezi 20–50°, nebyly zjištěny žádné puklinové jeskyně. Tento směr tedy plně doplňuje Q směr, a to jako směr S (úzké nevýrazné pukliny). Tři jeskyně vznikly ve směru, jež je blízký směru S–J (směr odpovídající prášilskému zlomu – viz výše), který se v celkovém puklinovém systému granitů neuplatňuje (Obr. 7) (MENTLÍK 2005b). Je proto pravděpodobné, že tektonické porušení, jež výrazně ovlivnilo puklinový systém krystalických břidlic, se u granitů majících výrazně vyvinutý puklinový systém spojený s tuhnutím magmatického tělesa (viz výše), tak výrazně neprojevil, ale přesto se uplatňuje na modelaci skalních útvarů (vznik jeskyní). Poměrně výrazná diferenciace hornin a jejich strukturní charakteristiky (jak puklinový systém granitů, tak průběh foliace krystalických břidlic), se výrazně uplatňovaly při vzniku karu Prášilského jezera (MENTLÍK 2005b). Z Obr. 8 je zřejmé, že severní polovina karové stěny je kontrolována směry reprezentovanými v puklinovém systému granitů a jižní polovina směry, jež jsou typické pro pukliny vznikající odlehčením (na krystalických břidlicích). Tyto pukliny odpovídají směrům foliací v karové stěně a jejím okolí (Obr. příl. A) a podmiňují vznik skalních ploten se sklonem a orientací, jež odpovídají tomuto směru.

16


Obr. 8: Vztah strukturních geologických prvků v okolí Prášilského jezera a generelní stavby karu; převzato z (MENTLÍK 2005b)

schematické znázornění hlavních směrů skalních výchozů v zájmovém území S, Q puklinový systém granitů

skalní výchozy na žulovém podkladě

tvar karu Prášilského jezera (půdorys) skalní plotny vznikající paralelně s foliací

skalní výchozy vznikající na čelech foliace

foliace krystalických břidlic (v oblasti karu je naznačena její morfologická vazba se skalními výchozy) S Z

V J

hlavní geomorfologická linie v zájmovém území

3.1.3 Kvartérní pokryv Poznatky o kvartérním pokryvu zájmového území vychází především z geologické mapy 1 : 50 000 (PELC & ŠEBESTA 1994) – viz Obr. 10. Kvartérní sedimenty v zájmovém území je možné rozdělit do tří skupin: pleistocénní, pleistocénní–holocenní a holocenní. Pleistocénní sedimenty jsou v okolí Prášilského jezera zastoupeny „degradovanými glaciálními sedimenty“ rozšířenými podél strmého svahu s převažující východní orientací nad Prášilským jezerem a Starou jímkou – viz Obr. 10 (PELC & ŠEBESTA 1994). Z pleistocénních–holocenních sedimentů jsou podle PELCE & ŠEBESTY (1994) zastoupeny deluviální až deluviálně soliflukční sedimenty (hlinitopísčité a hlinitokamenité). Jejich rozšíření je vázáno na svah s převažující západní orientací (v závěru údolí) a dno údolí (v nižších partiích zájmového území (viz Obr. 10). Deluviální převážně kamenité až blokové sedimenty se podle PELCE & ŠEBESTY (1994) v zájmovém území nenachází. Z holocenních sedimentů v zájmovém území byly zjištěny (PELC & ŠEBESTA 1994): o Rašeliny – jejich souvislý pokryv je vyznačen v oblasti Staré jímky (viz Obr. 10). o Fluviální písčité hlíny (hlinité písky a štěrky) – vymapované všude v těsném sousedství vodních toků a vodních ploch, bez výraznějšího plošného rozšíření (viz Obr. 10). Protože geomorfologický výzkum úzce souvisí s kvartérně-geologickým výzkumy, byly výsledky prezentované v této práci spojeny s mapováním kvartéru v rámci geologického mapováním Šumavy v měřítku 1 : 25 000, na kterém se podílí i autor této práce (vedoucí projektu J. Babůrek, ČGS Praha).

17


3.2 Geologické podmínky zájmového území v okolí jezera Laka 3.2.1 Analýza petrologických podmínek ve vztahu ke geomorfologii V okolí jezera Laka dominují tři hlavní druhy hornin (VEJNAR et al. 1991, PELC & ŠEBESTA 1994) (Obr. příl C): o Biotitická a silimanit-biotitická migmatitizovaná pararula, místy s cordieritem – je nejrozšířenější horninou v zájmovém území, vytváří celou jeho západní polovinu. Je typická pro celou Debrnickou hornatinu a najdeme ji v jejích nejvyšších partiích (zájmového území i Debrnické hornatiny) – v okolí vrcholové plošiny Plesné (1 336 m n. m.). Na rozdíl od svorových rul není výskyt této horniny spojován s existencí pásů kvarcitů či kvarcitických rul. Ani vrcholová plošina Plesné není provázena žádnou podobnou strukturou, naopak, vystupuje v homogenním horninovém prostředí (VEJNAR et al. 1991) – Obr. příl. C. Je tedy problematické ji považovat za suk jako například u Poledníku. o Cordierit-biotitický migmatit nebulitového typu (místy s muskovitem) – tvoří východní polovinu zájmového území s vrcholovými partiemi Ždánidel (1 308 m n. m.) a rozsochu Dřevěnné hole (Obr. příl. C). o Žula weinsberského typu – tvoří nižší partie zájmového území v jeho severní části (okolí Staré Hůrky) – Obr. příl. C. Vedle výše uvedených nejrozšířenějších hornin se v zájmovém území nachází plošně méně rozsáhlé polohy hornin (Obr. 11). Geologicky poměrně homogenní migmatitizované pararuly jsou prostoupeny tělesem biotitických granodioritů. Tato poloha je z hlediska geomorfologických výzkumů poměrně významná, protože granodioritové bloky, jež jsou roztroušeny v celém konstrukčním glaciálním segmentu a na rozdíl od krystalických břidlic umožňují použití Schmidt hammer testu pro relativní datování forem. Výrazně komplikovaná geologická stavba je ve vrcholových partiích Ždánidel. Vedle sebe zde paralelně běží pásy tří druhů hornin (ve směru Z–V) (PELC & ŠEBESTA 1994): o leukokrátní drobnozrnná až středně zrnitá biotitická a muskovit-biotitická žula, o žula weinsberského typu, o masivní drobnozrnný až středně zrnitý cordierit-biotitický migmatit (anatexit), s přechody do perlové ruly. Poloha žul weinsberského typu se nachází i ve vrcholových partiích Dřevěné hole.

3.2.2 Analýza strukturních geologických podmínek ve vztahu ke geomorfologii V generelní stavbě zájmovým územím probíhá zlom, který od sebe odděluje výše uvedené hlavní druhy hornin (Obr. příl. C). Jeho směr je zpočátku (na severu zájmového území) S–J, ale později se mění (asi 400 m severně od jezera Laka) na směr SZ–JV a následně prochází výrazným sedlem (Zlatý stoleček) mezi Ždánidly a Plesnou (Obr. příl. C). Foliace krystalických břidlic má v zájmovém území generelní směry SSZ–JJV (u migmatitizovaných pararul v širším okolí vrcholových partií Plesné). Tyto směry se poměrně výrazně projevují u skalních výchozů v západní části karu jezera Laka, kde na těchto morfostrukturních predispozicích vznikají výrazné skalní plotny (Obr. příl. D). U migmatitů ve východní části zájmového území se směry foliace mění na SZ (na jihu resp. v okolí vrcholových partií Ždánidel) až na směry S–J na rozsoše Dřevěné hole. Tento směr foliace koresponduje se směrem zlomu i hřbetu Dřevěné hole (Obr. příl. C). Měření puklin v zájmovém území u jezera Laka bylo více problematické z důvodu menšího počtu skalních výchozů než v okolí Prášilského jezera, a to zvláště u žul a granodioritů. Celkem bylo měřeno 108 puklin, z toho 31 na žulových výchozech (resp. na granodioritu v karové stěně jezera Laka – 23 měření a na výchozech žuly weinsberského typu na Dřevěné holi – 8 měření). 77 puklin bylo měřeno na výchozech krystalických břidlic (Obr. 9). Tyto výchozy se nachází v karové stěně jezera Laka (16 měření), kde je však výskyt puklin poměrně sporadický, protože skalní útvary zde jsou většinou plotny vzniklé souhlasně s foliací rul. Další místo výskytu skalních výchozů na krystalických břidlicích byly vrcholové partie Ždánidel (61 puklin). 18


Z analýzy puklin měřených v zájmovém území na krystalických břidlicích (Obr. 9) vyplývá, že zde převládají pukliny směrů mezi 270–320°. Jedná se přibližně o směr SZ–JV, který převládá u směrů foliace ve vrcholových partií Ždánidel, kde se nachází největší množství skalních výchozů a byl zde tedy naměřen i největší počet puklin (viz výše). Foliace těchto směrů (mírně odchýlená k severu) se nachází i u pararul tvořících karovou stěnu jezera Laka (Obr. příl. C). Je tedy pravděpodobné, že stejně jako v okolí Prášilského jezera, tak u jezera Laka převažují pukliny vzniklé na strukturních predispozicích horniny (foliaci) odlehčením. Obr. 9: Všechny měřené pukliny na krystalických břidlicích v zájmovém území v okolí jezera Laka (n = 77) 0

315

45

0

2

4

6

270

8 90

135

225

180

I přes menší počet byly analyzovány pukliny tektonické (na krystalických břidlicích), tedy ty, u kterých byl zjištěn větší sklon než 75°. Na rozdíl od okolí Prášilského jezera byly zjištěné převažující směry i u těchto puklin shodné s generelním. Směr tektonické linie (SJ) se u puklin tedy výrazněji neprojevil. U granitických hornin byly zjištěny dva hlavní směry, a to SZ–JV a na něj kolmý SV–JZ, ale věrohodnost výsledků komplikuje malý počet měření (viz výše). Jedná se však o stejné hlavní směry jako byly zjištěny v okolí Prášilského jezera.

3.2.3 Kvartérní pokryv Poznatky o kvartérním pokryvu zájmového území vychází především z geologických map 1 : 50 000 (VEJNAR et al. 1991 a PELC & ŠEBESTA 1994) – viz Obr. 11. Kvartérní sedimenty v zájmovém území je možné rozdělit do dvou skupin: pleistocénní–holocenní a holocenní sedimenty. Je zajímavé, že autoři citovaných map vůbec neuvádějí existenci pleistocénních – glaciálních sedimentů. Jako pleistocénní až holocenní sedimenty jsou v zájmovém území podle PELCE & ŠEBESTY (1994) zastoupeny deluviální až deluviálně soliflukční sedimenty (hlinitopísčité a hlinitokamenité). Jejich výrazné plošné rozšíření je vázáno zejména na severozápadní svah Ždánidel (v uzávěru údolí) a částečně na dno údolí (viz Obr. 11). Podle VEJNARA et al. (1991) jsou v karu jezera Laka a sníženinách doprovázejících vodní toky v západní polovině zájmového území rozšířeny deluviální sedimenty. Z holocenních sedimentů byly v zájmovém území zjištěny fluviální písčité hlíny (hlinité písky a štěrky) – vymapované všude v těsném sousedství vodních toků a vodních ploch, bez výraznějšího plošného rozšíření (PELC & ŠEBESTA 1994) – označené pouze jako fluviální sedimenty (VEJNAR et al. 1991). Protože geomorfologický výzkum úzce souvisí s kvartérně-geologickým výzkumy, byly výsledky prezentované v této práci spojeny s mapováním kvartéru v rámci geologického mapováním Šumavy v měřítku 1 : 25 000 (list Železná Ruda) (vedoucí projektu J. Babůrek, ČGS Praha). 19


4 Stav geomorfologicko–glaciologických výzkumů 4.1 Rozbor literatury (se zaměřením na zalednění Šumavy) na české straně Geomorfologický výzkum šumavských jezer byl od počátku spojen především se studiemi glaciologickými. Intenzivní výzkum této problematiky probíhal v letech 1880–1933. Výsledky mnohých a často protichůdných studií shrnuli KUNSKÝ (1933), VOTÝPKA (1979), CHÁBERA (1975, 1987) a dále i (PELÍŠEK 1978) – v Německu například PFAFFL (1986). Nesourodá metodika, kterou nacházíme u starších prací – např. RATHSBURG (1928, 1932) se v rámci glaciologických výzkumů nezabýval složením a strukturou sedimentů, ale zajímaly ho pouze povrchové tvary (KUNSKÝ 1933), nedává příliš velké možnosti pro použití tehdejších výsledků terénních výzkumů v dnešní době. Výzkumy zalednění Šumavy jsou do roku 2000 poměrně kusé. SEKYRA in KODYM (1961) předpokládá omezení ledovcové činnosti na erozní a akumulační působení v karech. Po zhodnocení údajů o zalednění Šumavy stanovil následující fakta, která považuje za typická pro všechna šumavská jezera (SEKYRA in KODYM 1961): o všechny kary mají podobnou modelaci – karovou stěnu a pánev; o morénové valy různého rozsahu a mocnosti hradí jezerní oblast i v několika obloucích; o nejníže položená koncová moréna karového ledovce je zpravidla vzdálena několik set metrů od jezerní pánve; o střední morénový pás u všech jezer je v nadmořské výšce 1 000–1 100 m n. m., všechna karová jezera leží mezi izohypsou 900–1 100 m n. m.; o poloha (expozice) karů je mezi S a JV (resp. J – u Roklanského jezera) (HOUSAROVÁ & MENTLÍK 2004); o kary nejsou vázány na určitou horninu. Podle CHÁBERY (1987) je nutné (vzhledem k poloze Šumavy vůči oceánu) se přiklonit k představě pouze lokálního zalednění ve formě malých karových ledovců, které vznikaly na predisponovaných místech (především svazích se SV expozicí). VOTÝPKA (1979, 1997), na základě vlastních terénních výzkumů, předpokládá vzhledem k nadmořské výšce a poloze Šumavy v pleistocénu větší hromadění sněhu pouze v rozsáhlejších depresích vrcholové části hlavního hřbetu. Tyto deprese podle něho vznikaly v pramenných oblastech extraglaciálním zvětráváním, ještě před vytvořením malých karových ledovců. V niválním klimatu se pak v hlubokých sníženinách usazovaly karové ledovce, z nichž některé přispěly k přehloubení, vyklizení a zahrazení nynějších jezerních pánví. Předpokladem pro vznik údolního závěru se skalní stěnou (v oblasti Plechého) bylo zejména specifické uspořádání puklinových systémů granitů (VOTÝPKA 1979). Pokud v minulosti byly prováděny další výzkumy – na základě kterých vyslovili své domněnky např. SEKYRA IN KODYM (1961) a CHÁBERA (1987) – nebyly jejich výsledky nikde publikovány. Je pravděpodobné, že se spíše jedná o přebírání názorů prezentovaných KUNSKÝM v jeho shrnujícím článku z roku 1933 (KUNSKÝ 1933). Tato skutečnost je zajímavá o to více, že KUNSKÝ zřejmě článek chápal jako shrnutí a definování dvou protichůdných názorů, které v té době řešily zalednění Šumavy. Můžeme se domnívat, že toto shrnutí mělo sloužit jako základ a jakési povzbuzení dalšího výzkumu – autor se přímo nepřikláněl k žádné z uvedených hypotéz (rozsáhlé či lokální zalednění Šumavy), naopak, tuto otázku nechával otevřenou. Je faktem, že nástup fašismu a následný rozvoj komunismu téměř zastavily výzkumné aktivity v pohraničních územích Šumavy.

20


Obr. 10: Vymezení zájmového území a geologické podmínky v okolí Prášilského jezera; podklad geologická mapa 1 : 50 000 (doplněno podle PELC & ŠEBESTA 1994); digitální podklad zapůjčen Správou NP a CHKO Šumava

Výsledky novějších glaciologicky-geomorfologických výzkumů okolí Černého jezera přináší práce VOČADLOVÉ & KŘÍŽKA (2005). I když se jedná o první výstup prací v této oblasti, z publikovaných výsledků je možné získat informace o rozloze a charakteru konstrukčních i destrukčních glaciálních forem a jejich základní morfologii (především odvozené z DMR zájmového území). V roce 2004 (HOUSAROVÁ & MENTLÍK 2004) bylo provedeno srovnání vybraných morfometrických charakteristik některých glaciálně podmíněných forem reliéfu Šumavy 21


a Bavorského lesa, na jejichž základě byly vysloveny následující závěry (HOUSAROVÁ & MENTLÍK 2004): o rozsah glaciálně podmíněných oblastí z hlediska rozložení nadmořských výšek je závislý na nadmořské výšce, ve které se nachází deflační plošina; o u některých sledovaných oblastí bylo zjištěno typické rozložení ploch, a to zvýšení rozlohy ploch v nejníže a nejvýše položených nadmořských výškách zájmových území; o morfometrické charakteristiky, které odlišují glaciálně přemodelovaná území od okolního středohorského georeliéfu jsou: relativně vysoká rozloha svahů se sklonem nad 15° a přítomnost svahů se sklony nad 55°. Tyto charakteristiky se nevyskytují u všech sledovaných, glaciálně podmíněných forem Šumavy a je proto pravděpodobné, že míra glaciální eroze se v jednotlivých územích poměrně výrazně lišila. Její intenzita, a tedy výsledné přemodelování zájmových území, není závislá na převládající orientaci svahů – glaciální formy se vyvinuly i na svazích s teplou (J) orientací (Roklanské jezero); o pro vznik ledovců na Šumavě měly velký význam morfostrukturní predispozice resp. existence tektonických linií S–J směru, na které byly vázány výrazné svahy s převládající východní orientací; o sledovaná území morfologicky odpovídají uzávěrům údolí definovaných AHNERTEM (1996) – ke každému glaciálně přeměněnému uzávěru údolí je možné přiřadit odpovídající typ uzávěru, jež nebyl glaciálně modelován. Tato skutečnost nasvědčuje značnému významu preglaciálního georeliéfu pro dnešní vzhled zájmových území. Na základě výše uvedených skutečností a závěrů, vyslovených MENTLÍKEM (2002a, 2003) byla formulována následující hypotéza (HOUSAROVÁ & MENTLÍK 2004): morfostrukturní podmínky (resp. přítomnost tektonických linií S–J směru) výrazně ovlivnily intenzitu glaciální činnosti na Šumavě (vznik sněžníků a většinou malých ledovců). Ve srovnání s ostatními našimi pohraničními pohořími (Krušné hory, Hrubý Jeseník a Orlické hory), kde glaciální činnost v chladných obdobích pleistocénu byla podstatně menší než na Šumavě, je pravděpodobné, že to mohla být právě přítomnost strukturně podmíněných strmých svahů s převládající východní orientací, která měla význam pro zvýšenou glaciální činnost na Šumavě a v Bavorském lese (východní orientace je z důvodu spotřeby sluneční energie na odpar noční vlhkosti celkově chladnější než orientace západní). Dosud je tento rozdíl mezi zmíněnými pohořími přičítán zejména klimatickým faktorům (vzrůstající kontinentalita směrem na východ od Atlantského oceánu). Při geomorfologických výzkumech v těchto pohořích by tedy bylo vhodné, věnovat tomuto aspektu zvýšenou pozornost. Vyslovené závěry a uvedená hypotéza však nevysvětluje následující skutečnosti: o Z jakého důvodu v chladných (čistě severních) uzávěrech údolí nevznikly nejvýraznější geomorfologické formy – naopak proč například Stará jímka (Foto 7) nebo Zazemněné jezero pod Roklanem vykazují, z hlediska morfometrických charakteristik, poměrně malé přemodelování glaciální činností? o Proč čtvrtá výrazná orientace u údolních uzávěrů s chladnou orientací není SZ, ale pouze východní, severovýchodní a severní? Zde definovaná hypotéza a uvedené rozpory mohou být podnětem pro další výzkumy. Právě podrobný terénní výzkum a zpracování dané problematiky na základě podrobnějších dat, by mohly přinést odpovědi na vyslovené otázky. K poznání problematiky geneze šumavských jezer přispívají i další výzkumy, a to geochemické rozbory jezerních sedimentů (VESELÝ et al. 2004), výsledky pylových analýz šumavských rašelinišť např. (BŘÍZOVÁ 1996 a 2004a), (SVOBODOVÁ et al. 2002), dále pak jezerních sedimentů např. (BŘÍZOVÁ 1996, VESELÝ 1998). Zajímavá je pylová analýza kompletního vrtu pocházejícího ze sedimentů Plešného jezera (JANKOVSKÁ 2004b). Výsledky numerického datování přináší z oblasti Plešného jezera VESELÝ et al. (2004). Z analýzy 5,6 m mocného profilu, který zahrnoval období posledních 14,4 tisíc let vyplývá, že k výrazné klimatické změně (začátek holocénu) došlo asi před 11,6 ka. Celkově bylo možné 22


odebraný profil rozdělit na dvě hlavní části. Mladší vrstvy měly značný obsah organické hmoty (hranice v 2,73 m). Rychlost sedimentace v tomto mladším období byla asi 25 g.m-2 za rok. Tyto mladší sedimenty s bohatým obsahem organické hmoty byly datovány AMS 14C makrofosilií (např. zbytků listů), separovaných při dělení profilu (VESELÝ et al. 2004). Naopak v pozdním glaciálu byla rychlost sedimentace odhadována na 1 600 g.m-2 za rok. Organických sedimentů se v těchto usazeninách vyskytovalo podstatně méně, a proto nebylo možné provést ani datování vzorků. VESELÝ et al. (2004) přičítá zmenšení podílu organické hmoty v sedimentech jejímu „zředění“ velkým množstvím anorganického materiálu, jež byl přinášen do jezera. Je však třeba říci, že i charakter fytocenóz byl naprosto jiný, což muselo obsah organického materiálu v sedimentech rovněž značně ovlivňovat. Protože malé množství organické hmoty v sedimentech pozdního glaciálu výrazně omezuje jejich datování (radiokarbonovým datováním), byla vyvinuta originální metoda (VESELÝ et al. 2004), která srovnává změny hodnot rubidia (Rb) se změnami hodnot izotopů 18O z profilu GISP2. Ze srovnání vyplývá, že v obdobích chladnějších byly koncentrace rubidia vyšší a naopak, což je přikládáno zadržování rubidia v povodích při tvorbě jílových minerálů (byla intenzivnější v teplejších obdobích) (VESELÝ et al. 2004). Metoda je však otestována pouze na jedné lokalitě (Plešné jezero) a je nutné ještě další ověření (VESELÝ 2004 ústní sdělení). V jezerních sedimentech je tedy možné sledovat změny v rychlosti sedimentace i v intenzitě geomorfologických procesů způsobujících zazemňování jezer. Ze závěrů publikovaných VESELÝM et al. (2004) je zřejmé, že rychlost zanášení jezera (převážně anorganickým materiálem) byla v pozdním glaciálu 64x větší než v holocénu. Komplexní výsledky pylových analýz v oblasti Šumavy přináší (SVOBODOVÁ et al. 2002). Porovnáním 17 profilů z rašelinišť, která se nacházela v různých částech Šumavy, a tedy i v odlišných klimatických podmínkách (Hůrecká slať, Rokytecká a Rybárenská slať a Velká resp. Malá niva u Lenory) bylo ověřeno, že vývoj rašelinišť na Šumavě započal již před 13 000 lety (nejstarší dryas/bölling), a to na jihovýchodě pohoří ve Vltavické brázdě. Vznik a vývoj rašelinišť byl však výrazně ovlivněn jejich polohou. Nejpozději se začala vyvíjet rašeliniště rozsáhlého komplexu na Modravských a Kvildských pláních. SVOBODOVÁ et al. (2002) uvádí, že k tomu došlo na začátku holocénu (v preboreálu) před 10 000 lety. V té době byla okolí rašelinišť pokryta společenstvy Betula-Pinus mugo. Období boreálu pak bylo charakterizováno rozšířením Corylus a Pinus. V atlantiku se potom objevuje Picea a později Fagus. Tyto druhy formovaly klimaxové smrčiny a smrko–bukové lesy (SVOBODOVÁ et al. 2002). V subboreálu (4 000 BP) a starším subatlantiku (2 000 BP) docházelo v okolí rašelinišť k rozšiřování Picea-Fagus-Abies lesů v nichž hrály rozhodující roli jedle. Abies byla v této centrální oblasti podstatně více rozšířena než v západní části Šumavy. V mladším subatlantiku Abies a Fagus ustoupily a byly nahrazeny Picea a Pinus (SVOBODOVÁ et al. 2002). Tyto skutečnosti mají poměrně velký význam, protože je pravděpodobné, že společenstva, která se vyskytovala v okolí karů, by mohla mít podobný (pravděpodobně však ještě více zbržděný) vývoj, což potvrzuje i pylový diagram publikovaný JANKOVSKOU (2004).

23


Obr. 11: Vymezení zájmového území v okolí jezera Laka; podklad geologická mapa 1 : 50 000 (doplněno podle PELC & ŠEBESTA 1994 a VEJNAR et al. 1991); digitální podklad zapůjčen Správou NP a CHKO Šumava

4.2 Rozbor literatury (se zaměřením na zalednění Šumavy) na bavorské straně Na německé (bavorské) straně Šumavy popisuje (PFAFFL 1986) na příkladu oblasti „Lachen“ pod Enzianberg (1 285 m n. m.) typ reliéfu, který dává do spojení se zaledněním v pleistocénu. V této souvislosti uvádí i další lokality podobného charakteru, které podle něho byly ovlivněny ledovcovou činností. Dále uvádí (PFAFFL 1998) poznatky získané při geologickém mapování v měřítku 1 : 5 000 z oblasti Velkého javorského jezera a severního karu Roklanu. 24


Severní kar Roklanu popisuje jako staré zazemněné ledovcové jezero, které je hrazeno čtyřmi valy čelních i postraních morén (existence jezerních sedimentů však není exaktně prokázána, protože vrtáno bylo pouze do hloubky 2 m). Dále se snaží shrnout poznatky o šumavských jezerech (PFAFFL 1992) a najít souvislosti mezi hloubkou jezera a jeho vodní plochou, dále mezi nadmořskou výškou akumulačního (deflačního) prostoru a nadmořskou výškou karu jezera. Předpokládá také souvislost mezi délkou ledovce a výškou akumulační (deflační) oblasti, mezi odolností horniny a hloubkou jezerní pánve. Zvláštní význam pak přikládá vrcholům o nadmořské výšce 1 300–1 400 m n. m. Podle PFAFFLA (1992) vznikly v okolí těchto vrcholů opravdu rozmanité a jedinečné glaciální tvary. Jedinými informacemi o konkrétní době deglaciace šumavských karů na německé straně Šumavy, které jsou podložené interdisciplinárním výzkumem a numerickým datováním, jsou výsledky prací z oblasti Malého javorového jezera (RAAB & VÖLKEL 2003). Podle všeho, byl kar Malého javorového jezera bez zalednění již před mladším Dryasem. Zmínění autoři zejména vycházeli z rozboru přes 10 m mocného organicko–lakustrinního profilu (RAAB & VÖLKEL 2003), rozděleného do dvou základních částí. Přes 6 m mocná vrstva rašeliny překrývala asi 5 m mocnou vrstvu písčito-jílovitého materiálu s malým obsahem organických částic. Nekalibrovaný radiokarbonový věk bazálních sedimentů udává stáří 12 311+-372 14C let BP u pylového vzorku z hloubky 10,55 m a 12 470 +- 202 14C let BP u vzorku rašeliny z hloubky 10,54 m. Jedná se tedy o dobu, kdy již nebyla jezerní pánev Malého Javorského jezera pravděpodobně zaledněna. Pomocí IRSL (infrared stimulated luminiscence) datování báze glacio-lakustrinních sedimentů (RAAB & VÖLKEL 2003) z těsného předpolí jezera vyplývá, že poslední zalednění v této oblasti začalo 32,4 ± 9,4 ka. Poměrně velké rozpětí je způsobeno problematikou vyplývající z užití dané metody v případě glaciolakustrinních sedimentů, kdy není zcela jisté, zda došlo k vynulování luminiscenčního signálu. Autoři však i přes zmiňované pochybnosti uvádí tuto hodnotu jako věrohodnou. Navíc jsou dále zpracovávány i další vzorky (RAAB & VÖLKEL 2003). Z výzkumů provedených v oblasti Malého javorového jezera (R AAB & VÖLKEL 2003) je zřejmé, že poslední chladný výkyv (mladší dryas) již nezpůsobil vznik ledovce, a to v území, které má v porovnání s ostatními glaciálně ovlivněnými lokalitami na Šumavě asi nejvhodnější podmínky pro zalednění – vazba na Velký Javor (1 450 m n. m.) a poměrně rozsáhlé hřbetové plošiny mezi Malým a Velkým Javorem. Na Prášilsku (a pravděpodobně i u většiny ostatních šumavských jezer) tedy byla deglaciace ukončena buď ve stejné době nebo spíše o něco dříve, což poměrně dobře koresponduje s výsledky VESELÉHO et al. (2004).

4.3 Stav geomorfologických výzkumů v okolí Prášilského jezera 4.3.1 Shrnutí starších výzkumů Okolí Prášilského jezera je oblastí, kde byly v minulosti výzkumné geomorfologické práce prováděny pouze minimálně a většinou byly součástí jiných výzkumných aktivit např. (PELÍŠEK 1978) – pedologický výzkum. Značný význam pro poznání fyzicko-geografických poměrů Prášilského jezera mají limnologické výzkumy. Ty ve větším rozsahu prováděl jako první WAGNER (1897). Měřil hloubku jezera, teplotu a průhlednost vody. Rovněž upozornil na Alte Schwelle (dnes označovanou jako Stará jímka – Foto 7), kde předpokládal existenci jezera, údajně souvisejícího s jezerem Prášilským. Další výzkumy zde prováděl ŠVAMBERA (1914). Uskutečnil 258 hloubkových měření v deseti profilech, 90 měření teploty vody jezera a jeho přítoků. Dále věnoval pozornost průhlednosti vody (ŠVAMBERA 1914). Nejnovější limnologické výzkumy na Prášilském jezeře prováděl ZBOŘIL (1996). Citované informace jsou uvedeny i v publikaci (JANSKÝ & ŠOBR et al. 2003) – v dalším textu je citován pouze primární zdroj. Výstupy, které jsou z těchto prací využitelné v rámci geomorfologických 25


výzkumů jsou zejména batymetrická měření jezera (Obr. 12) a popis základních morfometrických charakteristik jezera. ZBOŘIL (1996) se věnoval stručně i geologii a geomorfologii bezprostředního okolí Prášilského jezera. Morfologii deflační hřbetové plošiny, karové stěny a glaciálních sedimentů dokládá profilem, na kterém je patrný menší sklon ve spodní části karové stěny. Zde je však třeba zdůraznit, že při tvorbě profilu došlo zřejmě k metodické chybě, kdy jeho linie byla vedena šikmo přes vrstevnice, a to až pod úhlem 30° (ZBOŘIL 1996, Obr. 2). Profil přechází z jižní části karové stěny, která je rulová a spadá velmi strmě, do žulové části (severní), jež má ve spodních partiích sklon skutečně zmírněný osypem. Šikmé vedení profilu navíc výrazně prodloužilo délku úseku s menším sklonem ve spodní části. Pravděpodobně vzhledem ke zvolenému měřítku není v prezentovaném profilu (ZBOŘIL 1996) vůbec zachycené zmírnění sklonu svahu, které najdeme ve střední části karové stěny. Dva měřené profily vedené svahem nad jezerem jsou publikovány v prácích MENTLÍKA (2002a, 2005b). Profily jsou vedeny v různých částech karové stěny a kolmo na vrstevnice. V práci ZBOŘILA (1996) jsou rovněž uvedeny morfometrické charakteristiky povodí Prášilského jezera. Toto povodí je však antropogenním zásahem (existence původně turistické cesty ve svahu nad Starou jímkou) neúměrně zvětšeno, a proto uvedené charakteristiky neodpovídají skutečným geomorfologickým poměrům (MENTLÍK 2002a). K vymezení povodí na základě přirozených odtokových poměrů byl použit DMR a z něj vyplývající morfometrické charakteristiky povodí jsou uvedené v práci MENTLÍKA (2002a). Obr. 12: Batymetrická mapa Prášilského jezera; převzato z (ZBOŘIL 1996)

4.3.2 Shrnutí stavu současných výzkumů v okolí Prášilského jezera Jak již bylo uvedeno v úvodu, v okolí Prášilského jezera probíhají geomorfologické výzkumné práce od roku 2000 (MENTLÍK 2002a,b, 2003, 2004a,b). Stav výzkumů na konci roku 2004 byl, spolu s některými novějšími poznatky týkajícími se recentních geomorfologických 26


procesů (MENTLÍK 2005c), monograficky zpracován v rámci práce MENTLÍKA (2005b), jež posloužila jako základ pro další rozpracování zkoumané problematiky v této práci. V povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera byly, geomorfologickou regionalizací provedenou na základě morfologické a morfometrické analýzy, v daném povodí vymezeny tři areály (oblast širokého údolí s plochým dnem, oblast údolí tvaru V a oblast údolí tvaru širokého U) s dvěma přechodnými zónami (Obr. 2). U všech hlavních areálů, jež byly zjištěny v povodí Jezerního potoka, můžeme s ohledem na genezi zjistit společný projev glaciálních či periglaciálních geomorfologických procesů (MENTLÍK 2005b): o v údolí tvaru širokého U byla zjištěna glaciální geneze, jejíž existence je jasně prokázána; o v oblasti údolí tvaru V byla zjištěna sklonová asymetrie svahů svědčící o možném vzniku v periglaciální zóně, resp. v podmínkách permafrostu; o v údolí tvaru údolí s plochým dnem je jednou z možných hypotéz vývoje západního svahu Slunečné (995,6 m n. m.) kryopedimentace. Pro návaznost geomorfologických forem v jednotlivých částech údolí je možné předpokládat i společný faktor vedoucí k jejich vzniku. Znamená to, že dynamika vývoje georeliéfu zájmového území výrazně poklesla na hranici pozdního glaciálu a holocénu, a že v hlavních rysech georeliéfu jsou stále patrné prvky vzniklé v glaciálních resp. periglaciálních podmínkách, a to ve všech částech povodí. Ve vybrané části zájmového území (glaciální segment cf. MENTLÍK 2004b, 2005b) bylo na základě analýzy recentních geomorfologických forem zjištěno sedm recentních geomorfologických procesů v pravém smyslu slova. Nejvýraznějším zjištěným geomorfologickým procesem byla fluviální eroze a akumulace vytvářející největší recentní geomorfologické formy v zájmovém území („permanentní svahové erozní rýhy“ a výplavové kužele). Z fluviálních forem je zajímavý výskyt strží, jež jsou v povodí Jezerního potoka vázány na nezpevněné sedimenty rozšířené podél úpatí strmého svahu s převažující východní orientací – viz Tab. 29 (MENTLÍK 2004b, 2005b,c). Z forem vytvořených svahovými pochody má zvláštní význam strukturní mura, jejíž vznik je spojen s extrémními klimatickými událostmi v roce 2002. Na murovou dráhu jsou vázány i další procesy, jako je opadávání skalních úlomků (které však přímo nesouvisí s jejím vznikem) a jehlovitý led. Mura vznikla v jednom ze dvou výrazných úžlabí (tzv. murová úžlabí), která se nachází ve svahu nad Prášilským jezerem. Jižněji ležící úžlabí (dnes neaktivní) je morfologicky velice podobné, a proto můžeme předpokládat i u něj srovnatelnou, tedy murovou, genezi. Je tedy možné, že mury dříve výrazně modelovaly georeliéf zájmového území ve větší míře. K jejich nejvýraznějšímu působení pravděpodobně došlo v paraglaciální fázi vývoje geosystému (tedy po ablaci ledovce) (MENTLÍK 2004b, MENTLÍK 2005b,c). V murovém úžlabí můžeme sledovat výrazné zřetězení forem, jež má charakter katény. Její nejvýznamnější části jsou – viz Obr. příl. KK: o část svahu pod hranou hřbetové plošiny – nivační sníženina (Foto 18), o svah – odlučná a transportní oblast mury, o akumulační oblast. Je pravděpodobné, že právě tyto procesy měly stěžejní význam při celkovém ústupu svahu (ostatní procesy, zejména opadávání skalních úlomků navazovaly na jejich činnost), a to zejména v paraglaciální fázi vývoje krajiny. Zřetězení geomorfologických procesů je patrné i u „permanentních erozních svahových rýh“ kde můžeme rozlišit (MENTLÍK 2005b,c): o vrchní nálevkovitou část s výskytem permanentních výmolů, o střední část tvořenou vlastní permanentní svahovou erozní rýhou, o akumulační část – dnes neaktivní, naopak, prořezávanou vodním tokem. V zájmovém území jsou dvě oblasti, jež jsou významné z hlediska působení recentních geomorfologických procesů. Jednak je to svah nad Prášilským jezerem, kde působí velké množství recentních geomorfologických procesů a dále svah nad Starou jímkou, kde převažuje fluviální činnost (MENTLÍK 2004b). 27


Pro vznik zvýšené diverzity geomorfologických procesů mají pravděpodobně velký význam litologické podmínky (dvě výrazné polohy žuly a místy výskyt kvarcitu nad Prášilským jezerem) – stejně jako pro intenzitu fosilní glaciální činnosti. Ve svahu nad Starou jímkou jsou litologické podmínky, ve srovnání se svahem nad Prášilským jezerem, poměrně homogenní. V jejím závěru se však nachází hranice hornin (pararula–migmatity) a zlomová linie, na níž se váže výrazná „permanentní svahová erozní rýha“ představující největší recentní formu v zájmovém území (MENTLÍK 2004b). Její vznik je spojen s činností tekoucí vody. Zvýšená cirkulace vody v litosféře na této lokalitě je zřejmě způsobena přítomností zlomu. Jedná se o zlom zakrytý (PELC & ŠEBESTA 1994). Jde o vazbu pasivní morfostruktury a činnosti recentních geomorfologických procesů – cirkulace vody na zlomu zřejmě podmiňuje zvýšené vyvěrání vody na povrch a tedy nárůst intenzity erozní činnosti (více viz kap. 6.6.1).

4.4 Stav geomorfologických výzkumů v okolí jezera Laka Jezero Laka není typickým hrazeným karovým jezerem (JANSKÝ & ŠOBR 1999). Přesto se jedná o lokalitu geomorfologicky velice zajímavou. Oproti jiným šumavským jezerům je právě tomuto věnována tradičně nejmenší pozornost, a proto publikované práce z této oblasti takřka chybí. Fyzicko-geografickým poměrům jezera a okolí se věnovali v minulosti WAGNER (1897) a ŠVAMBERA (1913–14). I u novějších výzkumů se zejména jednalo o limnologický výzkum, v rámci kterého byla částečně řešena i otázka geomorfologie (JANSKÝ & ŠOBR 1999 a JANSKÝ & ŠOBR et al. 2004). Citované informace se nachází v obou výše uvedených publikacích, a proto je dále v textu citován pouze primární zdroj. Obr. 13: Batymetrická mapa jezera Laka; převzato z (JANSKÝ & ŠOBR 1999)

Jako první se problematikou jezera Laka zabýval WAGNER (1897). Jezero navštívil v roce 1896. V té době byla jezerní pánev téměř zbavena vody – pravděpodobně z důvodu lovu pstruhů. Voda se nacházela pouze v nejhlubší části jezera a byla asi 0,9 m hluboká. Wagner popisoval, že jezerní pánev byla vyplněna bahnem, a že obvykle plovoucí ostrůvky seděly na bahnitém dně. Zkoušel zjistit i hloubku sedimentů. Použil tyč s délkou 3,6 m, ale nedosáhl pevného podloží. V práci je zmiňováno, že jezero se poměrně rychle zaplňovalo (podle výpovědí místního rybáře rychlostí 1 m bahna asi za 10 let). Bahno bylo v minulosti proto často odstraňováno. Tato skutečnost má velký význam, protože pro antropogenní porušení sedimentů je komplikované jejich využití pro výzkumné účely. Podrobnou mapu jezera (stejně jako i ostatních jezer) vypracoval ŠVAMBERA (1913–14). 28


Z výsledků limnologických studií (JANSKÝ & ŠOBR 1999), má stejně jako u Prášilského jezera velký význam batymetrická mapa, po zvektorizování využitá pro tvorbu DMR (viz kap. 5.5). V rámci limnologických výzkumů se JANSKÝ & ŠOBR (1999) zabývali i geomorfologickým mapováním. Zaměřili se na identifikaci reliktů morény hradící jezero. Při jejich mapování nebyli úspěšní, nicméně zde popisují koncovou morénu (až 10 m vysokou) vlevo (resp. západně) od výtoku z jezera. Uvádí, že tato forma je velmi zarostlá vegetací, takže není možné určit její rozsah a charakter. Dále je zde zmiňována vojenská stavba (která se nacházela u jezera), rozebraná před rokem 1989 (i když podle pamětníků zde ještě byla v roce 1990). Autoři zdůrazňují značný antropogenní impakt, výrazně komplikující geomorfologické výzkumy v nejbližším okolí jezera. V jezerní stěně jezera Laka JANSKÝ & ŠOBR (1999) popisují tři stupně, které připisují fázím ústupu ledovce. Menší sklon v nižších částech stěny je přičítán akumulaci uvolněného materiálu v nižších partiích stěny.

29


5 Metodika 5.1 Geomorfologický informační systém (GmIS) jako základ geomorfologické analýzy Pojem geomorfologický informační systém (GmIS) se v geomorfologické literatuře začíná objevovat v devadesátých letech DIKAU (1992). Podle MINÁRA & KUSANDOVÉ (1995) se jedná o přirozené prostředí ukládání základních výstupů a dalšího zpracování výsledků komplexního geomorfologického výzkumu. MINÁR & KUSANDOVÁ (1995) a MINÁR (1996) jako základní komponentu GmIS navrhují komplexní geomorfologickou mapu vytvořenou na základě vrstvy elementárních forem reliéfu. Její využití je výhodné zejména jako informační báze geoekologického výzkumu (problematika elementárních forem reliéfu viz kap. 5.2 a 5.4). Ostatní atributy (geologické, pedologické apod.) jsou k nim pak přiřazovány, což má zvláštní význam pro sjednocení geoekologické informační báze (MINÁR & KUSANDOVÁ 1995). Logický a fyzický model GmIS je prezentován v rámci prací (MINÁR et al. 2005 a MENTLÍK et al. 2006). Jako hlavní součásti GmIS jsou stanoveny (MINÁR et al. 2005): o převzaté vrstvy, o základní geomorfologické vrstvy, o speciální geomorfologické vrstvy. Převzaté vrstvy představují vrstvy relevantních geomorfologických informací, jež byly vytvořeny za jiným účelem. Slouží jako základ GmIS, zejména pro tvorbu základních a speciálních geomorfologických vrstev (spolu s terénním výzkumem). Nejběžněji užívané převzaté vrstvy GmIS jsou: Topografické mapy – slouží jako základní podkladová mapa pro geomorfologické mapování (MINÁR et al. 2005). V rámci tvorby GmIS obou zájmových území, byla použita dvě digitální mapová díla: ZABAGED (1 : 10 000) a DMÚ (1 : 25 000), a to v jejich vektorové podobě. Z obou mapových děl byly užity vrstvy: vrstevnic, vodních toků, vodních ploch, cest a budov. Ortofotomapy – slouží pro přesnou identifikaci některých geomorfologických forem či jiných prvků v krajině (MINÁR et al. 2005). V rámci obou zájmových území byly barevné ortofotomapy poskytnuté firmou Georeal Plzeň a Správou NP Šumava využívány pro zpřesnění vymezení: hran karů, morénových valů, strží a vodních toků. Tuto možnost bylo možné využít zejména v okolí Prášilského jezera, kde je zájmové území částečně odlesněno. Říční síť – v zájmových územích byla primárně převzata ze ZABAGED, ale následně upřesněna terénním GPS mapováním a analýzou ortofotomap (viz výše). Geologická data – jako vstupní geologická data byla využita digitální geologická mapa v měřítku 1 : 50 000 (PELC & ŠEBESTA 1994 a VEJNAR et al. 1991) ve vektorové formě (poskytnuto Správou NP a CHKO Šumava). Zpřesněny byly údaje o geologii některých geomorfologicky významných částí zájmových území (Obr. příl. B). Další datové podklady doporučované MINÁREM et al. (2005) (půdní mapy, mapy využití země atd.) nebyly v zájmových územích využity, protože pro zájmová území nebyly dostupné s potřebnou přesností. Základní geomorfologické vrstvy a jejich využití v rámci GmIS jsou uvedeny v Tab. 2.

30


Tab. 2: Postavení a funkce základních geomorfologických vrstev v GmIS obou zájmových území (základ podle MINÁR et al. 2005, upraveno podle užití v zájmových územích) Základní geomorfologická Tvorba Využití v GmIS vrstva Tvorba elementárních forem reliéfu (viz kap. 5.2 a 5.4), DEM a jeho deriváty Viz kap. 5.5 geomorfologických linií v rámci MAR v GmIS (viz kap. 5.6) a analýza morfometrie Představuje základní vrstvu GmIS, Mapa elementárních ke které se vztahují veškerá data Viz kap. 5.2 a 5.4 forem reliéfu geometrie a geneze zkoumaných geomorfologických individuí Vzhledem k velikosti Mapa povodí zájmových území nebyla – v práci využita Vytvořeny v rámci terénních prací; představují lokaci míst Nesou v sobě informaci o genezi odběru vzorků pro všechny Dokumentační mapy dané elementární formy či prováděné analýzy, dále skalní (body, linie) geomorfologického druhu formy, geologické vrty, mapa bodů pro měření morfodynamiky atd. Mapa recentních Vytvořeny geomorfologickým Interpretační základ pro výzkum geomorfologických mapováním morfodynamiky forem Vytvořena MAR v GmIS viz kap. 5.6 (využita pouze mřížka Rozšiřuje informace o vazbě mezi Geomorfologická geologickou stavbou a georeliéfem vytvořená ve středním mřížka měřítku) Mapa Generována z mapy Interpretační základ pro výzkum geomorfologických elementárních forem reliéfu morfogeneze viz kap. 5.9 forem na genetickém v rámci GmIS základě Takto navržený GmIS může sloužit jako běžný GIS pro sběr a ukládání dat. Prezentovaný systém však navíc přináší unifikované prostředí v kterém je možné provádět i další operace vycházející z prostorových vlastností daných forem široce využitelných ve fyzickogeografických výzkumech (MINÁR eds. 2001, MINÁR et al. 2005). V případě geomorfologie se jedná zejména o geomorfologickou analýzu (MENTLÍK et al. 2006). V tomto případě GmIS představuje integrující prvek, v němž jsou prováděny prostorové dílčí analýzy a shromažďovány výsledky terénního výzkumu. Výhodou je jasné definování jednotlivých kroků geomorfologického výzkumu (geomorfologické analýzy), jejich pozice a vztahů v rámci geomorfologického mapování i interdisciplinárních výzkumů krajiny. Jasné definování jednotlivých kroků a výstupů z nich plynoucích umožňuje opakování a tedy i následné ověření celého procesu geomorfologické analýzy. Takto vytvořený GIS je navíc dobrým základem pro generelní výzkum dalších složek krajinné sféry (viz např. MINÁR eds. 2001) či specificky přírodních hazardů atd. (např. MINÁR 2002, 2003).

31


5.2 Problematika elementárních forem reliéfu (z hlediska geneze glaciálního georeliéfu) Informační bází, která je používána v rámci GmIS, jsou elementární formy reliéfu. Jsou vymezovány na základě morfologických a morfometrických charakteristik, apriori neobsahující údaje o jejich genezi. Elementární forma definovaná MINÁREM (1996) je na dané rozlišovací úrovni segmentem georeliéfu s homogenními geometrickými vlastnostmi a s předpoklady pro rovnoměrný průběh současných geomorfologických procesů. Je ohraničena liniemi, na kterých je tato geometrická, genetická i dynamická homogenita narušena. Elementární formy reliéfu se od svého okolí liší genezí (resp. množinou prvků vedoucích k jejímu vzniku) a homogenním průběhem morfometrických charakteristik v jejich celém rozsahu (MINÁR 1996 str. 22). Tyto elementární formy skládají tzv. složené formy, což jsou části georeliéfu tvořené z více elementárních forem utvářených v časové a příčinné následnosti v rámci jednoho geomorfosystému. Tab. 3: Morfometrické charakteristiky (atributy) elementárních forem uváděné v rámci geomorfologického informačního systému Plocha formy Pf / [m2] Délka hranice formy [m] Minimální nadmořská výška formy Amin / [m n. m.] Maximální výška formy Amax / [m n. m.] Rozpětí nadmořských Amax - Amin / [m n. m.] Morfometrické charakteristiky Průměrná nadmořská výška / [m n. m.] Orientace svahu vůči světovým stranám – modus / [°] Průměrný sklon svahu formy [°] Index nadmořské výšky (Amax - Amin/ Pf ) Křivosti – horizontální, normálová Aplikace vztahu elementárních forem reliéfu a složených forem má velký význam i v geosystémech ve kterých nacházíme fosilní geomorfologické formy vznikající v kryomérech pleistocénu. Je to proto, že intenzivní geomorfologické procesy, které zde působily, vytvořily výraznější formy georeliéfu než vznikají v dnešní době (resp. po skončení zalednění). V zájmových územích se jednalo především o glaciální a kryoplanační činnost (nemusely být časově synchronizované) a další doprovodné jevy (zejména geliflukci). Z hlediska dnešního georeliéfu jsou glaciální tvary v zájmových územích složenými formami, skládající se z elementárních forem reliéfu, které vznikly glaciální činností (Obr. 14). Jejich průběh je však komplikován mladšími tvary (Obr. 15). Na Obr. 14 je schématicky naznačeno rozčlenění složených forem georeliéfu na elementární formy vzniklé glaciální a kryogenní činností. Na vrcholové plošině se nachází útvar typu tump vznikající přiblížením dvou kryoplanačních teras rozkládajících se na protilehlých stranách elevace (DEMEK 1968). Můžeme zde nalézt i další produkty kryoplanační činnosti, jako skalní hradby, tory nebo skalní torsa. Na hřbetových plošinách se může také vyskytovat pouze geliflukční plášť s kameny a bloky. Genezi těchto vrcholových resp. hřbetových plošin popisuje CZUDEK (2005, s. 118–119).

32


Obr. 14: Schématické znázornění hlavních složených segmentů georeliéfu tvořících kar Prášilského jezera s vymezením elementárních forem reliéfu, u kterých předpokládáme vznik glaciálními a kryogenními procesy

A B

tump svah s V orientací

svah s SV orientací

svah s JV orientací

C D

jednotlivé morénové valy - svahy s různou orientací

skalní stěna hranice elementárních forem

hranice složených forem ( jsou i hranicemi elementárníc h forem)

Označení složených forem reliéfu A deflační plošina B svah karu C dno karu D oblast akumulace glaciálních sedimentů

Ve strmém svahu karu nacházíme segmenty s různou orientací. Obzvlášť velký význam mají plochy s celkově teplejší, zejména JV, orientací. Zde pravděpodobně docházelo k urychlení glacigenních procesů, protože na svazích s teplejší orientaci se ledovec více ohříval a podstatně výrazněji modeloval podloží (MENTLÍK 2003). Rovněž četné skalní formy, které se zde nachází, mají svůj původ v glaciální činnosti a v pochodech, které probíhaly v randkluftech (randklufts) (trhliny mezi karovým ledovcem a karovou stěnou) (BENN & EVANS 1998, s. 358). Na Obr. 15 je schématicky naznačený vztah složených glaciálních forem georeliéfu, elementárních forem vzniklých glaciálních činností a postglaciálních geomorfologických forem. Tyto formy, které nemají celkově příliš velké rozměry, vytváří geomorfologické tvary, v kterých v dnešní době dochází k nejintenzivnější činnosti geomorfologických procesů. Z výše uvedeného vyplývá, že v zájmových územích jsou hlavní formy glaciálního původu formy složené, tvořené zejména fosilními (v některých případech glaciálními) elementárními formami. Vymezení těchto složených forem však není definováno homogenními morfometrickými charakteristikami, ale jednotnou genezí. Taková geomorfologická individua jsou v rámci geomorfologické analýzy (v této práci) označovány jako genetické formy, 33


u kterých je geomorfologickou analýzou určován jejich druh (viz Tab. 4). Jejich jednotná geneze je však často narušena menšími geomorfologickými individui, kteří jsou rovněž geneticky homogenní (je u nich možné určit geomorfologický druh). Pro upřesnění (zejména v rámci výzkumů morfochronologie – kap. 5.10) a pro zjednodušení tvorby geomorfologické mapy jsou v rámci geomorfologické analýzy tyto formy označovány jako genetické formy vložené (viz kap. 5.3) nakládající se na větší (a v zájmovém území i starší) genetické formy vedoucí. Obr. 15: Schématické znázornění hlavních složených segmentů georeliéfu tvořících kar u Prášilského jezera s vymezením elementárních forem reliéfu vzniklých glaciálními, kryogenními procesy a dále paraglaciálními, holocénními a recentními formami

A B erozní zářez

murová dráha

akumulačn í kužel

osyp

C D sufózn í formy

skalní stěna hranice elementárních forem

hranice složených forem ( jsou i hranicemi elementárníc h forem)

Označení složených forem reliéfu A deflační plošina B svah karu C dno karu D oblast akumulace glaciálních sedimentů

5.3 Geomorfologická analýza v Geomorfologickém informačním systému (GmIS) Geomorfologická analýza vychází ze základního předpokladu, že činnost geomorfologických procesů se přímo odráží ve tvarech georeliéfu. Jeho analýza tedy poskytuje vodítko k poznání těchto procesů v přítomnosti i minulosti. 34


Činností geomorfologického procesu (nebo procesů) vznikají geomorfologická individua, u kterých můžeme geomorfologickým výzkumem stanovit jejich genezi. Tyto formy jsou popsány v geomorfologické literatuře, často z různých částí světa (metoda geomorfologického srovnání – viz BEZVODOVÁ et al. 1985). Mají specifické atributy, většinou určené jejich morfologickými či morfometrickými charakteristikami, kterými se liší od okolního georeliéfu (morfogenetické formy). Hlavní význam geomorfologické analýzy spočívá v poznání geneze georeliéfu (DEMEK eds. 1972). Jednotlivé elementární formy jsou definovány na základě jejich morfologie a morfometrie, které sice přináší předpoklady pro homogenní průběh současných geomorfologických procesů, ale genezi konkrétních forem primárně nevyjadřují. Pokud však vyjdeme z předpokladu, že tvary reliéfu odráží jeho genezi, tak na základě charakteru elementárních forem reliéfu a zejména jejich hranic můžeme vymezovat individua se shodnou nebo alespoň podobnou genezí. Z tohoto konceptu vychází i tradiční geomorfologické mapování (DEMEK eds. 1972). Každé geomorfologické individuum je pak klasifikováno na základě jeho geneze, která může být vyjádřena podle hierarchického uspořádání georeliéfu tak, aby se jednotlivé elementární formy pomocí atributového ohodnocení slučovaly do větších celků spojených charakterem geomorfologických podmínek, typem energie a látky konkrétního geomorfologického činitele a příslušností ke geografickým částkovým sférám (MINÁR 1996). Použitá klasifikace s některými specifikacemi, jež byly provedeny pro možnost aplikace geomorfologické analýzy, je uvedena v Tab. 4. Při hodnocení forem bylo dodržováno pravidlo, že formám se přiřazují genetické atributy nejnižší možné klasifikační úrovně – tedy geomorfologického druhu (vyšší úrovně mohou být z nižších automaticky vygenerovány). Proces geomorfologické analýzy v GmIS vychází z konceptu URBÁNKA (2000a,b) a může být shrnut následujícím způsobem Tab. 5 (MENTLÍK et al. 2006): o Identifikace – vymezení zájmového území; vrstva reprezentující zájmové území je nezbytnou součástí základních vrstev GmIS. o Diferenciace o 1. fáze – vymezení elementárních forem reliéfu v souladu s jejich morfologickými a morfometrickými charakteristikami. V GmIS je v této fázi výstupem vrstva elementárních forem reliéfu zájmového území. o 2. fáze – identifikace geneze hlavních a nejvýraznějších morfogenetických forem (na úrovni geomorfologických druhů). Tyto geomorfologické formy jsou označovány jako primárně určené morfogenetické formy a výstupem v GmIS je primární geomorfologická mapa (Obr. 16). V zájmových územích byly jako primární morfogenetické formy identifikovány: kary, morénové valy, jednotlivé typy reliktů zarovnaných povrchů. o 3. fáze (fáze informačního toku) – v této fázi přechází informace uložené v dokumentačních mapách (bodech a liniích) k jednotlivým elementárním formám resp. morfogenetickým formám a upřesňují jejich genezi. Prostřednictvím informací získaných z dokumentačních map, mohou být v této fázi geneticky určená i nová geomorfologická individua. o Systematizace – v této fázi jsou rekonstruovány jednotlivé geosystémy (ať fosilní či současné), jejichž formy byly identifikovány v zájmových územích. Jako základ této rekonstrukce slouží dosud geneticky určená geomorfologická individua a geneze dalších forem je určována na základě prostorové vazby vůči nim. Tento proces může probíhat v několika fázích – navržený název „houpačkovitý proces geomorfologické analýzy“ (MENTLÍK et al. 2006). Výstupem v této fázi výzkumů je sekundární mapa georeliéfu, pokrývající celé zájmové území. Je zřejmé, že míra důvěryhodnosti identifikace geneze je u jednotlivých geomorfologických forem různá, což je zaznamenáváno v Geodatabázi GmIS. 35


Obr. 16: Primární geomorfologická mapa okolí Prášilského jezera; upraveno podle (MENTLÍK et al. 2006)

Tab. 4: Třídy systémové klasifikace geomorfologických individuí použité jako atributy v rámci GmIS (upraveno podle MINÁR 1996 a MENTLÍK et al. 2006) Systematická jednotka (taxon) Skupina Podskupina

Třída

Podtřída

Definice konkrétního taxonu Hlavní geomorfologické faktory utvářející danou formu Vyjádření složitosti geomorfologických procesů utvářejících danou formu Příslušnost geomorfologického procesu k parciálním geosférám (u monogenetických morfoskulptur); Spojení s geologickou strukturou (u polygenetických morfoskulptur) Specifikace typu energie a látky v rámci geomorfologické třídy

Příklad zařazení forem z okolí Prášilského jezera a jezera Laka Permanentí Kar Etchplain Zlomový svah svahový erozní zářez na zlomu Morfoskulptura

Morfoskulptura

Aktivní morfostruktura

Morfoskulptura

Monogenetická

Polygenetická

Monogenetická

Monogenetická

Kryogenní

Volně polygenetická

Pravděpodobně připovrchová morfostruktura

Hydrogenní

Glaciální

Polygenetická

Tektonická

Fluviální

36


Rodina

Podrodina Geomorfologický druh Varieta geomorfologického druhu Hierarchická úroveň geomorfologického individua

Charakter geomorfologických podmínek a základního mechanismu geomorfologického procesu Charakter geomorfologického procesu v rámci rodiny Geneticky relativně homogenní a morfologicky definovaná část reliéfu

Forma horského zalednění

Zarovnaný povrch

Nespojitá deformace

Mechanická

Destrukční

Destrukční

Destrukční

Destrukční

Kar

Etchplain

Zlomový svah

Permanentní svahový erozní zářez

Část geomorfologického druhu s odlišnou genezí

Kar rozrušen murovými ryhami

Etchplain kryoplanačne přemodelovaný

Silně denudovaný

Na neaktivním zlomu

Číselná hodnota určující hierarchické zařazení geomorfologického individua

2

2

3

1

Další části geomorfologické analýzy obsahují (viz Tab. 5): o analýzu morfochronologie – viz kap. 5.10; o analýzu současných geomorfologických procesů – viz kap. 5.11; o Stanovení hypotézy geneze zájmového území – v této fázi je na základě geomorfologických výzkumů definována hypotéza o genezi zájmového území, postavená na základě analýzy všech složek georeliéfu (morfologie a morfometrie – prostřednictvím elementárních forem reliéfu, morfogeneze – jež je definována u každé elementární formy reliéfu, morfodynamiky a morfochronologie). o Verifikace či falsifikace hypotézy – je provedena na základě dalších nezávislých výzkumů, jimiž je vypracovaná hypotéza testována. Tyto výzkumy by měly být pokud možno nezávislé na výsledcích geomorfologické analýzy. V zájmových územích byly použity – rozbor mikrostruktur křemenných zrn (SEM), granulometrie a rozbor vnitřní mikrostavby sedimentů (viz kap. 5.9.2). V předložené práci je pro provoz GmIS použit software ArcGIS 9.0 od firmy ESRI a struktura geodatabáze tak, jak je uvedená v prácích MINÁRA et al. (2005) a MENTLÍKA et al. (2006).

Diferenciace

Tab. 5: Shrnutí kroků geomorfologické analýzy v GmIS (upraveno podle MENTLÍK et al. 2006) Kroky geomorfologické Proces (procesy) Výstup v GmIS analýzy geomorfologické analýzy Vrstva – vymezení Identifikace Vymezení zájmového území zájmového území Vrstva vymezující Vymezení elementárních 1. fáze elementární formy reliéfu forem reliéfu v zájmovém území Primární geomorfologická Identifikace hlavních a jasně mapa (založená na 2. fáze definovatelných elementárních formách morfogenetických forem reliéfu) Prostorové spojení Rozšíření informací o genezi elementárních forem reliéfu elementárních forem či 3. fáze nebo morfogenetických morfogenetických forem (na forem s dokumentačními úrovni geomorfologických body druhů) Houpačkovitý proces analýzy Sekundární geomorfologická Systematizace georeliéfu mapa 37


Analýza současných geomorfologických procesů Analýza morfochronologie

Určení geomorfologických variet, jež byly vytvořeny současnými geomorfologickými procesy Stanovení hlavních geomorfosystémů ve vývoji zájmového území

Souhrn geomorfologické analýzy

Stanovení hypotézy vývoje zájmového území

Verifikace hypotézy o vývoji zájmového území

Užití různých metod výzkumu pro verifikaci nebo vyvrácení stanovené hypotézy

Mapa forem reliéfu vznikajících současnými geomorfologickými procesy Morfochronologické mapy Doplnění a potvrzení genetických atributů náležících jednotlivým elementárním formám reliéfu a genetickým formám Doplnění a potvrzení genetických atributů náležících jednotlivým elementárním formám reliéfu a geomorfologickým druhům

5.4 Metodika mapování elementárních forem georeliéfu Pro vymezování segmentů georeliéfu (např. elementárních forem reliéfu) by bylo nejvhodnější tento proces zautomatizovat. To však naráží na celou řadu teoretických a praktických problémů (MINÁR 2006). Metodika vymezování elementárních forem reliéfu je popsána v pracích MINÁRA (1996) a MINÁRA eds. (2001). Zde jsou definovány základní geometrické typy elementárních forem, na jejichž základě jsou po vymezení zájmového území nad vrstevnicovou mapou navrženy jednotlivé elementární formy. Celý proces je pak upřesňován analýzou morfometrických map (generovaných z DMR), kdy je u jednotlivých elementárních forem ověřována homogenita morfometrických charakteristik. Výsledkem je mapa segmentů georeliéfu s v podstatě homogenními formotvornými (geomorfologicky relevantními) morfometrickými charakteristikami uvnitř formy a nespojitostí některých z těchto charakteristik na hranicích forem (MINÁR 2006). Přesnost celého procesu je kromě zkušeností mapujícího geomorfologa závislá na zdrojových datech – tedy vrstevnicové mapě a následně i DMR. Proto je výsledek dále upřesňován geomorfologickým GPS mapováním. Jeho metodikou se zabýval zejména (VOŽENÍLEK eds. 2000). Technologie GPS však byla vyvinuta a mnohokrát ověřena v rámci nesčetných případů tématického mapování. V geomorfologickém výzkumu proto není třeba, stejně jako u ostatních forem tématických mapování, hledat zvláštní specifika a je pouze nutné přizpůsobit postup prací použitému přístroji a dostupným datům. V rámci této práce je využíván přístroj GEO XT od firmy Pathfinder. Výhodou tohoto přístroje je spojení výkonné GPS a kapesního počítače, v kterém je nainstalován GIS software na platformě Windows. Přístroj má integrovanou technologii EVEREST, která by měla částečně eliminovat chyby vzniklé při měřeních v lesních porostech a dále je schopen přijímat signály ze satelitů systému EGNOS, což zpřesňuje výsledky měření. Geomorfologické GPS mapování probíhalo v následujících krocích: 1. Nahrání vrstvy elementárních forem (ve formátu *.shp), vodních toků a dalších orientačních bodů do přístroje. Výhodou byla možnost užití vrstev přímo v souřadném systému S-JTSK. Software v této fázi nabízel i vytvoření tzv. knihoven, což jsou vlastně předdefinované prvky, které chceme mapovat, spolu s uvedením charakteristik, jež hodláme zaznamenávat. Zkušenosti z terénního výzkumu však ukazují, že v terénu se obvykle setkáváme se zcela novými skutečnostmi, které je problematické předem předvídat. V rámci GPS mapování proto byly pouze 38


zaznamenávány body, u kterých byl uváděn stručný popis. Podrobnější popis ke každému bodu je pořizován v textovém editoru Word. 2. Ověřování hranic elementárních forem v terénu – v terénu byla identifikována konkrétní hranice, obvykle definovaná jako změna morfometrických charakteristik a její poloha byla konfrontována s připravenou mapou elementárních forem reliéfu. V případě nejasností či neshody hranice byla vymapována přímo v terénu znovu, a to metodou average position, kdy poloha bodu byla měřena minimálně 100x a výsledek pak byl průměrován. Tento postup naměřená data výrazně zpřesnil. Přístroj vyměřuje i liniová či polygonová témata, ale protože zde nebylo možné využití funkce average position, nebylo v náročnějším terénu (stromy, svahy) tímto jednodušším a rychlejším způsobem možné mapovat. 3. Výhodou užité technologie byla možnost postprocessingu, tedy následného zpřesňování dat. Pomocí internetu byla naměřená data odesílána do nejbližší stanice, v které je umístěna stacionární (referenční) GPS, a následně byla obdržena upravená a zpřesněná data. Ta měla poměrně dobrou přesnost (okolo 1 m), která je pro geomorfologické mapování více než dostatečná. V zapojených lesních porostech či v blízkosti velkých svahů byla však přesnost podstatně menší, ale přesto výrazně lepší než při běžném geomorfologickém mapování – jedná se o službu poskytovanou firmou Trimble. Po příchodu z terénu byla data ve formě bodového tématu přenesena do GIS, kde na jejich základě byla následně upravena již existující vektorová témata. Po zpřesnění geomorfologickým GPS mapováním tak byla vytvořena konečná mapa elementárních forem reliéfu, s kterou bylo dále pracováno. Je pravdou, že současné GPS systémy jsou poměrně přesné při horizontálních měřeních, ale jejich využití zůstává velmi omezené při získávání hodnot nadmořské výšky, a to zejména v lesnatém a horském terénu, kdy při zpravidla 2x menší výškové přesnosti než je přesnost horizontální, dostáváme hodnoty, jejichž využití je již pro geomorfologické mapování nevyhovující. Za tímto účelem v terénu byl využíván digitální výškoměr Hüger, který byl v průběhu měření kalibrován na známé nadmořské výšce (hladina jezera, geodetické výškové body) vždy po určitém intervalu. Při příjmu signálu EGNOS by vertikální chyba u měření GPS neměla být již větší než 7 m, ale jeho příjem byl v horském prostředí velmi problematický.

5.5 Vstupní data a tvorba DMR Faktorem, který výrazně ovlivňuje užití DMR pro morfometrické a morfologické analýzy, je přesnost a povaha vstupních dat. Jako vstupní data pro tvorbu DMR byl využit DMÚ – digitální model území, a to pro model prezentující širší okolí zájmových území pro potřeby morfostrukturní analýzy. Pro tvorbu DMR jednotlivých zájmových území, jež byly využity v rámci morfometrických analýz a podrobného geomorfologického výzkumu, byl využit ZABAGED (1 : 10 000), s intervalem vrstevnic n = 5 m. FEDERICI & SPAGNOLO (2004) při tvorbě DMR z vrstevnic předpokládaly chybu ± n/2. Proto u získaných DMR bylo počítáno s horizontální i vertikální chybou 5 m, která byla akceptována. Pro zájmová území byly k dispozici i batymetrické mapy jezer (převzaty z JANSKÝ & ŠOBR 1999 a ZBOŘIL 1996), které po digitalizaci a ortorektifikaci byly rovněž použity pro tvorbu DMR. Vektorová mapa hloubnic Černého jezera byla poskytnuta K. VOČADLOVOU z PřF UK v Praze, která vektorizovala hloubnice měřené týmem B. JANSKÉHO ze stejného pracoviště. Charakter jezerních pánví se tak přímo odráží ve výsledných morfometrických charakteristikách zkoumaných území. Vstupní data byla dále doplněna o rozvodnice, vodní toky a výškové body – získané ze ZABAGED nebo ruční vektorizací. DMR byl vypracováván v prostředí ArcGIS 9.0 následujícím způsobem (více viz ZEILER 1999). 39


1 tvorba DMR v reprezentaci TIN

Vstupní data: vrstevnice – do DMR vstupovaly jako „mass points“ (bodové téma, kdy jako body ohodnocené nadmořskou výškou byly brány „vertexy“ jednotlivých vrstevnic). Aby bodové pole bylo co nejhomogennější a nebylo závislé pouze na průběhu vrstevnic, je vhodné je zahustit o další údaje: výškové body – jedná se o bodové téma významných vrcholů, do DMR vstupují jako „mass points“. Zpřesňují a zahušťují bodové pole. Jsou získané ze ZABAGED – poloha je upřesňována podle leteckých snímků. Rozvodnice – do DMR vstupují jako „hard break lines“, neohodnocené nadmořskou výškou, získané ze ZABAGED. Vodní toky – do DMR vstupují jako „hard break lines“, neohodnocené nadmořskou výškou, získané ze ZABAGED a upřesňované podle leteckých snímků. Hloubnice jezer – do DMR vstupují jako „soft break lines“. Jsou získány digitalizací (naskenováním), geokódováním (pomocí rozšíření Georeferencing v ArcGIS 9.0) a následnou ruční vektorizací hloubnic a dopočtením jejich nadmořských výšek podle nadmořské výšky udávané pro hladiny jezer (u Černého jezera byly poskytnuty K. VOČADLOVOU – viz výše). Hladiny jezer – do tvorby DMR vstupují jako „hard replace polygon“ ohodnocené nadmořskou výškou. Získávají se vektorizací a dále zpřesňují na základě leteckých snímků. 2 generování povrchů morfometrických charakteristik v reprezentaci GRID (užitá velikost pixlu 5 m).

Generovány byly gridy (grid je výraz používaný u ESRI produktů pro rastrová témata): sklonů svahů, orientací svahů vůči světovým stranám, rozložení nadmořských výšek, horizontální a normálové spádnicové křivosti. V ArcGIS 9.0 pak morfometrické charakteristiky byly roztříděny do tříd a převedeny do tabulkového editoru Excel, ve kterém byly prováděny další výpočty. Charakteristika reprezentací TIN a grid je podrobně uvedena v práci (ZEILER 1999 případně BURROUGH & MCDONNELL 2000).

5.6 Metody pro poznání geomorfologie širšího okolí zájmových území 5.6.1 Morfostrukturní analýza – úvod do problematiky Jedním z nástrojů geomorfologického a geologického výzkumu je morfostrukturní analýza reliéfu (MAR), definovaná jako soubor metodických postupů, jejichž cílem je objasnění přímých nebo nepřímých vazeb mezi částmi reliéfu a stavbou zemského nitra (DEMEK 1987). LACIKA (1986) považuje MAR za soubor různých metodologických postupů, které slouží k poznání morfostrukturních vlastností zkoumaného území. Podle LACIKY (1986) můžeme metody MAR dělit na geomorfologické a negeomorfologické, a to na základě toho, zda zkoumají morfostruktury cestou od georeliéfu ke struktuře (metody geomorfologické) nebo od struktury ke georeliéfu (metody negeomorfologické). Jedním z cílů této práce je poznání geomorfologie širšího okolí zájmových území, resp. vazeb mezi morfostrukturními podmínkami a morfoskulpturou prezentovanou zejména glaciálními formami. V dnešní době jsou patrné tendence o vytvoření metodického postupu MAR využívajícího možnosti prostorových analýz, které přináší GIS (JEDLIČKA & MENTLÍK 2003, BALÁKOVÁ 2004) či spíše Geomorfologický informační systém (MINÁR et al. 2005).

5.6.2 Morfostrukturní analýza v prostředí GmIS Geomorfologický informační systém poskytuje dostatečné množství nástrojů pro prostorové analýzy i potřebná a vhodně uspořádaná data (geologické mapy, údaje o vrtné prozkoumanosti, morfometrické mapy atd.), které je možné v průběhu morfostrukturní analýzy využít. 40


Obecným cílem morfostrukturní analýzy je vymezení morfostrukturních jednotek – tzv. morfostruktur, což jsou vlastně části zemského povrchu s podobným endogenním vývojem. Ve většině případů se jedná o části zemské kůry, u nichž vývoj postupoval simultánně a na kterých tedy najdeme podobné typy reliéfu. Je ovšem otázkou, do jaké míry krajinné segmenty vymezené postupy morfostrukturní analýzy vytváří svébytná (vnitřně homogenní) individua. Tento proces je velmi závislý na měřítku, v kterém analýzy provádíme a na typu morfostruktur. V oblastech s aktivní morfostrukturou, kde jsou tektonické linie morfologicky více signifikantní a georeliéf je zde rozčleněn v tektonické struktury různého rangu na základě aktivních tektonických pohybů, je možné vymezení morfostruktur již při středních měřítkách. Naopak, v oblastech se starým georeliéfem a nevýraznou tektonikou můžeme u morfostruktur předpokládat podstatně větší rozměry. Vzhled georeliéfu je pak více závislý na pasivní morfostruktuře, což je právě případ georeliéfu Šumavy. Z práce BALÁKOVÉ (2004) vyplývá, že pokud se pokusíme o exaktní srovnání morfostruktur vymezených v oblasti šumavských Plání (ve středním měřítku), rozdíly nejsou příliš signifikantní. Naopak, prvky které je možné dále využít v rámci morfostrukturní analýzy jsou linie vymezené na základě metod MAR. Jejich přínos je zejména v tom, že poměrně věrohodně odráží pasivní morfostrukturu zkoumané oblasti. Koncept geomorfologických linií byl navržen URBÁNKEM (1993). Podle URBÁNKA (1993) na georeliéfu nacházíme mřížkovou síť tvořenou navzájem se křižujícími geomorfologickými liniemi, které se zde projevují zřetelnou orientací geomorfologických forem. Každá forma, která leží na geomorfologické linii, akceptuje její směr. S pomocí geomorfologických linií je podle URBÁNKA (1993) možné určovat tektonicky podmíněné linie. Taková tektonická linie (vznikající především mladými tektonickými pohyby zlomového charakteru), je prostorovým sjednocením jednodušších forem, které se váží na obě její strany. Kromě linií podmíněných aktivní tektonikou však lze předpokládat možnosti identifikace i dalších geologických struktur, a to právě u georeliéfu, který nebyl postižen mladými tektonickými pohyby. Pro možnost hodnocení a porovnávání geomorfologických linií je vhodné definovat charakteristiky, jež je možné k tomuto účelu využít: o Délku linie – můžeme předpokládat, že čím je zkoumaná linie delší, tím je struktura (či struktury) na kterých je založena výraznější. o Diverzitu geomorfologických forem, které se na linii projevují – u této charakteristiky nelze jednoznačně říci, že čím větší množství geomorfologických forem se na linii projevuje, tím je geologická struktura, která jí podmiňuje, významnější. Naopak, výrazné geomorfologické linie vzniklé aktivní tektonikou jsou prezentovány velmi homogenními a výraznými formami. Tuto charakteristiku je proto nutné hodnotit u každé zkoumané linie vyššího řádu zvlášť, s ohledem na charakter zkoumaného území. Morfostrukturní analýzu v prostředí GIS (JEDLIČKA & MENTLÍK 2003, MINÁR et al. 2005) lze shrnout do následujících kroků (viz Obr. 17): o příprava zdrojových dat DMR a vrstvy říční sítě, o vymezení geomorfologických linií 1. řádu a linií zarovnaných povrchů, o vymezení geomorfologických linií 2. řádu (vznikají spojením linií prvního řádu, které mají stejný směr), o vymezení geomorfologických linií 3. řádu (vznikají průnikem geomorfologických linií 2. řádu), o analýza geomorfologických linií 3. řádu založená na srovnání se strukturními geologickými daty a porovnání délek a diverzity geomorfologických forem, které se na dané linii projevují (Tab. 12). Závažným problémem při definování geomorfologických linií je stanovení charakteristik a veličin určujících geomorfologické linie 1. řádu. Pokud se podaří taková pravidla správně definovat, celý proces se stane výrazně exaktnějším. 41


Geomorfologické linie 1. a 2. řádu jsou vymezovány pro: linie směru údolnic a linie strmých svahů. Linie omezující zarovnané povrchy jsou vymezovány na úrovni linií 2. řádu (Obr. 17). Obr. 17: Schéma morfostrukturní analýzy reliéfu v rámci geomorfologického informačního systému

Říční síť

DMR zájmového území Vymezení geomorfologických linií strmých svahů a geomorfologických linií údolnic 1. řádu

Vymezení geomorfologických linií strmých svahů a geomorfologických linií údolnic 2. řádu

Vymezení geomorfologických linií údolnic 1. řádu

Vymezení geomorfologických linií prezentujících hranice zarovnaných povrchů

Vymezení geomorfologických linií údolnic 2. řádu

Průnik geomorfologických linií Vymezení geomorfologických linií 3. řádu

Srovnání délky geomorfologických linií a charakteru jejich projevu na georeliéfu

Srovnání průběhu geomorfologických linií se směry geologických struktur (zlomů, foliace, puklinatosti).

Konstrukce geomorfologických linií údolnic spočívá ve vizuálním zhodnocení typů říčních sítí podle (AHNERT 1996 a STRAHLER & STRAHLER 2003 atd.), určení typu jejich textury a vyhledání přímých úseků údolnic. Vzhledem k použitému měřítku, byla pro vymezení linií 1. řádu stanovena minimální mezní délka přímého úseku toku (resp. údolnice) 700 m. Následně byly porovnávány směry takto vytvořených linií a pokud byly zjištěny minimálně dvě tyto linie stejného směru, byly spojeny v geomorfologickou linii údolnic 2. řádu. U linií strmých svahů jejich vymezování probíhalo podobně. Nejprve byly vykresleny linie 1. řádu spojující místa se sklonem svahů větším než 25°. Hranice 25° byla zvolena proto, že v oblasti Šumavy jsou nejčastěji rozšířené sklony v intervalu 15–25° (JEDLIČKA & MENTLÍK 2002, HOUSAROVÁ & MENTLÍK 2004). Tato hodnota je uvedena jako horní hranice sklonů svahů typických pro středohory (DEMEK eds. 1972). Pro vymezení geomorfologické linie bylo nutné, aby přímá délka části svahu uvedeného sklonu byla minimálně 700 m (stejně jako u linií směrů vodních toků). Následně byly porovnány směry takto vymezených linií a pokud minimálně dvě linie měly shodný směr, tak byly spojeny v linii strmých svahů 2. řádu. Hranice zarovnaných povrchů jsou významnými geomorfologickými rozhraními. Mohou být podmíněny tektonicky – pokud byl původní zarovnaný povrch rozlámán a jednotlivé části následně vyzdviženy do různých nadmořských výšek – nebo strukturně, pokud zvýšená planace byla podmíněna polohami méně odolných hornin. Výzkumem zarovnaných povrchů se v našich podmínkách zabýval zejména KRÁL (1968, 1971 a 1985), který jako hranici pro jejich vymezení použil hodnoty 2° resp. 4° (pro erozí postižené zarovnané povrchy). Po vymezení oblastí se sklonem menším než 4° (na DMR resp. pomocí rastru sklonů svahů), bylo nutné výsledky dále zredukovat, a to odstraněním menších 42


ploch než 0,04 km2. Toto velikostní omezení použil i KRÁL (1971). Byly tak odfiltrovány plochy nacházející se v okolí vodních toků, resp. údolnic (vzniklé většinou z důvodu chyb DMR v těchto místech) a dále menší oblasti, u kterých je spíše pravděpodobný vznik působením exogenních činitelů, než předpoklad, že se jedná o relikty starých zarovnaných povrchů. Průnikem výše popsaných linií 2. řádu a linií zarovnaných povrchů vznikly geomorfologické linie 3. řádu. Tyto linie dále byly srovnávány s geologickými liniovými prvky (hranice hornin, zlomy), ale i převládajícími směry foliace či puklinatosti hornin.

5.7 Metody pro poznání morfologie zájmových území Výzkum morfologie spočívající v analýze profilů různých druhů, měřítek a způsobu tvorby, patří k tradičním metodám geomorfologických výzkumů. V rámci předložené práce byly použity profily dvojího typu: o profily vytvářené nad DMR, většinou v měřítcích menších než 1 : 10 000. Těchto profilů bylo generováno nad DMR velké množství a byly použity pro získání základní představy o georeliéfu zkoumaných oblastí. Využity byly zejména v rámci vymezování zájmových území a jejich základní regionalizace (viz kap. 2, Obr. příl. L). o Zaměřované profily v měřítku větším než 1 : 10 000. Tyto profily byly vytvářeny přímo zaměřováním v terénu s pomocí GPS (Trimble GeoXT), sklonoměru a následným kabinetním vyhodnocením v GIS. Tyto profily byly využity k získání přesnější představy o zkoumaných formách, zejména v nepřehledném terénu. Rovněž byly využity pro upřesnění hranic elementárních forem reliéfu. Zaměřování profilů bylo prováděno následujícím způsobem: o stanovení linie profilu – profily byly vytvářeny za konkrétním účelem, např. pro získání přesnější představy o reliéfu konstrukčních či destrukčních glaciálních forem; o vyznačení výrazných změn sklonů svahů a jejich následné zaměření s pomocí GPS. Observace na bodech byla několik minut – byla využívána funkce přístroje ověřující a průměrující přijímané signály („average positron“ – viz kap. 5.4); o změření sklonů svahů mezi jednotlivými body profilu sklonoměrem; o vynesení údajů do GIS a zjištění horizontálních vzdáleností mezi body; o vykreslení spojnic mezi jednotlivými body profilů pomocí naměřených sklonů svahů (např. Obr. 29–37). Takto vytvořené profily poskytovaly základní informace o zkoumaných formách s patřičnou přesností. Byly podstatně přesnější než profily získané z DMR (jež jsou vytvořeny na základě vrstevnic výrazně generalizujících terén). DMR byl využit k následujícím analýzám: o analýza reliéfu ve 3D prostředí – pro získání přesnější představy o zkoumaném území; o analýza linií potenciálního odtoku (spádnic) – umožňoval analýzu potenciálního gravitačního toku z konkrétního bodu a tím i rozbor horizontální křivosti reliéfu; ve 3D prostředí pak bylo možné zkoumanou problematiku vizuálně sledovat v širších souvislostech. Další analýzy nad DMR – tvorba linií viditelnosti či vrstevnic z určitého bodu byly používány pouze okrajově.

5.8 Metody pro poznání morfometrie zájmových území a dalších glaciálně podmíněných oblastí Šumavy (karů) 5.8.1 Srovnání morfologických a morfometrických charakteristik karů 5.8.1.1 Úvod do problematiky Analýza a srovnání geomorfometrických charakteristik jednotlivých glaciálně podmíněných oblastí na Šumavě byly již několikrát částečně zpracovávány (JEDLIČKA & MENTLÍK 2002) a (HOUSAROVÁ & MENTLÍK 2004). V obou uvedených pracích (první studie byla pouze 43


orientační a měla za úkol ověření modulu hydrologické analýzy určeného k vymezování povodí v GIS) byly jako srovnávané celky zvolena povodí jezer, zejména pro možnost jejich jednoznačného vymezení. U druhé práce již bylo zahrnuto více povodí a výsledky je možné označit jako úplnější (HOUSAROVÁ & MENTLÍK 2004) viz kap. 4.1. U obou uvedených studií bylo ke srovnání povodí použito jednorozměrné statistiky s následným hledáním podobných morfometrických parametrů. Zkoumaná území pak byla podle jednotlivých morfometrických charakteristik rozčleněna do skupin (na základě prostého srovnání hodnot). Zkoumané formy (kary, morény atd.) však vznikly za zcela jiných geomorfologických podmínek než panují dnes. Převládajícím krajinotvorným faktorem byly glaciální resp. periglaciální procesy. Pro poznání charakteru těchto procesů se proto jako vhodnější jeví srovnání morfometrických charakteristiky fosilních glaciálních forem. V literatuře je uvedena celá řada prací zabývající se rozborem a srovnáním karů (EVANS 1977, GORDON 1977, ANIYA & WELCH 1981, GARCÍA-RUIZ et al. 2000, FEDERACI & SPAGNOLO 2004). Jejich autoři vychází většinou z vymezení cirkovité sníženiny na základě topografie resp. map vrstevnic či DMR a následnému statistickému vyhodnocení rozsáhlých souborů (EVANS 1977, FEDERICI & SPAGNOLO 2004, GARCÍA-RUIZ et al. 2000). Vymezení pomocí DPZ v oblastech bez vegetace (Antarktida) a následné statistické analýzy využívali ANIYA & WELCH (1981). Vzhledem k počtu (9 resp. 10) glaciálně prokazatelně modelovaných oblastí na Šumavě je následné statistické vyhodnocení výsledků problematické, navíc hustá vegetace v tomto případě výrazně eliminuje využití DPZ. Při srovnání vymezených glaciálních forem terénním výzkumem oproti delimitaci provedené pomocí vrstevnicové mapy a DMR, byl zjištěn výrazný rozdíl. Například na Prášilsku byla jako kar jednoznačně vymezena cirkovitá sníženina ve které leží jezero, ale terénním výzkumem bylo zjištěno, že se jedná o kar schodovitý (viz kap. 6.4.1.3). Pro geomorfometrickou analýzu proto byly využity terénním výzkumem vymezené glaciální formy. Cílem bylo zjistit vazbu mezi morfometrickými charakteristikami a předpokládanými geomorfologickými procesy, jež zkoumané formy vytvořily. Velký význam byl proto přikládán následné genetické interpretaci výsledků geomorfometrické analýzy a detailních geomorfologických výzkumů. Poznatky bude se stoupajícím poznáním navíc možné v budoucnu dále doplňovat. Vzhledem ke stupni výzkumů byly do analýz zařazeny destrukční a konstrukční formy v okolí Černého (VOČADLOVÁ & KŘÍŽEK 2005), Prášilského (MENTLÍK 2002a, 2003, 2004a, 2005b) a jezera Laka (MENTLÍK 2005a) (viz kap. 2). 5.8.1.2 Definice karů a jejich morfometrických charakteristik Glaciální formy na Šumavě a v Bavorském lese bývají považovány za kary. RUBÍN & BALATKA et al. (1986) dokonce mluví o 12 karových formách na Šumavě. Definice karů (glacial cirques, corries) uváděná v obecné geomorfologické literatuře má většinou verbální charakter: ALLEN (1997) označuje kar jako depresi miskovitého tvaru nacházející se v závěrech hlubokých glaciálních údolí. Kary jsou formovány akumulací firnu v depresích dále rozšiřovaných mrazovým zvětráváním a krípem, který je způsobován procesy opakujícího se mrznutí a tání. Dále s procesy souvisejícími s činností tavné vody a kombinací procesů, která se nazývá nivace (nivation) (ALLEN 1997, str. 388). AHNERT (1996) hovoří o karovém ledovci (cirque glacier) jako o nejjednodušším a nejběžnějším typu horského ledovce vznikajícím ze stálých sněhových akumulací v existujících sníženinách na horských svazích. Sníh se zde mění nejprve ve firn a posléze v led. Ledovec se pak pohybuje směrem po svahu a jeho erozní efekt rozšiřuje a prohlubuje sníženinu označovanou jako kar (glacial cirque). Karové ledovce jsou podle AHNERTA (1996) obvykle malé a jejich ablační zóna – malý ledovcový splaz – pouze nepříliš výrazně přesahuje samotný kar. 44


Na karové ledovce mají velký vliv lokální klimatické podmínky – na svazích s chladnou orientací karové ledovce leží níže než na svazích s orientací teplou (AHNERT 1996, str. 267). Karové ledovce jsou podle NESJE & DAHLA (2000) umístěny ve sníženinách amfiteatrálního tvaru, které jsou buď vytvořeny přímo v hornině a v krajině se vyskytují ojediněle nebo mohou být součástí rozsáhlejších údolních ledovců. Míra akumulace sněhu (mass balance) může být silně ovlivněna deflací sněhu z přilehlých horských plošin (NESJE & DAHL 2000, str. 51). Zvláště poslední uvedená skutečnost je pravděpodobně na Šumavě velmi významná, protože na hřbetech a vrcholech přilehlých karům zde jsou často rozšířené rozsáhlé plošiny. Tato problematika souvisí s vymezováním takzvané TPW-ELA (viz kap. 5.10.4). Jako kary (cirques) označuje MARTINI et al. (2001) sníženiny zařízlé ve svazích hor, obvykle polokruhového tvaru, s vysokou a strmou stěnou (headwall), které jsou otevřeny směrem do údolí. Kary jsou formovány malými ledovci (névé) v blízkosti sněžné čáry. Mocnost karových ledovců je poměrně malá – velmi rychle reagují na změny klimatických podmínek. Rotační pohyb ledu a sedimentů vytváří klasické ostré okraje karů. Především intenzivní zmrzání a tání probíhající na stěnách údolí způsobuje, že eroze karových ledovců je velmi efektivní a jejich činností vznikají ve vysokých horách klasické tvary jako horny (horns) a aretes (MARTINI et al. 2001, str. 85–86). Další z definic karů (resp. cirkovitých sníženin), jež je v odborné literatuře asi nejvíce užívána a přijímána (BENN & EVANS 1998), stanovila Britská geomorfologická výzkumná skupina (British Geomorphological Researche Group) na setkání v Durhamu v roce 1973 (EVANS & COX 1974). Cirkovitá sníženina (cirque) zde byla definována jako: sníženina otevřená směrem dolů, v horní části ohraničená strmou karovou stěnou (headwall), jež obloukovitě obklopuje dno s mírnějším sklonem. Pokud útvar vznikl činností ledovce (dno a spodní části svahů), jedná se o kar (glacial cirque, corry). Vznik části karové stěny probíhal v subaerickém prostředí. Rozvodí musela ležet v dostatečné blízkosti nejvyššího bodu karové stěny, tak, že led proudící z vyšších partií se na modelaci karové stěny podílel velmi málo nebo vůbec. Předpokládá se, že sklon karové stěny dosahuje 35° a sklon dna karu je menší než 20° (VILBORG 1977). Tato definice byla akceptována i v dalších pracích např. (GORDON 1977, VILBORG 1984 atd.). 2D tvar karů je možné vyjádřit vztahem definovaným H AYENS (1968): y = k (1-x )e -x

(1)

kde (MARTINI et al. 2001): x = maximální vzdálenost od karové stěny k ostrému okraji karu; y = maximální výška od úpatí karové stěny k nejvyššímu bodu karu; k = konstanta vztahující se ke tvaru sníženiny; e = 2,718 (základ přirozených logaritmů) Z výše uvedeného vztahu vyplývá, že veličiny x, y můžeme buď získat terénním měřením nebo analýzou DMR, ale k je veličinou charakterizující prostorové vlastnosti karu. Po upravení vztahu (1) dostaneme následující rovnici: k=y

ex (1 - x)

(2)

Po experimentálním ověření ji tedy bude možné využívat ke srovnání karů. Tato metoda byla poprvé užita HAYNES (1968) ve Skotsku. Na základě výše uvedeného vztahu vytvořila tzv. k křivku (2), jež vyplňovala 81 % karů ve zkoumaném území. Této křivky používala i pro vyloučení uzávěrů údolí, jež nebyly modelovány ledovcem – k křivkou bylo možné vyrovnat 38 % uzávěrů údolí jež nebyly modelované ledovcem. Hodnota k nabývá hodnoty od ½ do 2. Na základě srovnání cirkovitých forem pomocí této hodnoty HAYNES (1968) vymezila tři typy karů: o Kary s hodnotou k = ½ mají celkově mírnou modelaci. Jsou pokryté sutí a zarostlé vegetací. Dno karu není většinou přehloubené, naopak, je ukloněno ve stejném směru 45


jako spád údolí. o Kary s hodnotou k = 1 mají stěny strmější a jsou více sevřené než předchozí případ. Mají částečně přehloubené dno, takže někdy se v nich nachází jezero. o Kary s hodnotou k = 2 mají velmi strmé stěny a vytváří uzavřené, dobře vyvinuté cirkové formy. Většinou jsou přehloubené s jezerem na dně. V některých případech však přehloubení nemusí být tak výrazné, takže jezero není vyvinuto. Z důvodu objektivity je třeba říci, že HAYNES (1968) ne zcela jasně definovala x a y pro výpočet k hodnoty – (1) a (2). To vedlo k tomu, že v dnešní době můžeme najít jejich různé vysvětlení. Například BENN & EVANS (1998) jako x uvádí délku podélného profilu karu a jako y nadmořskou výšku (zřejmě je myšleno výškové rozpětí karu). V této práci jsou x a y v (1) a (2) chápány v souladu s prací MARTINI et al. (2001) – viz výše. Při použití jejich přístupu vycházel výpočet u většiny zkoumaných cirkovitých sníženin v rozmezí (0,5–2). Naopak, při přístupu podle BENN & EVANS (1998) vycházela k hodnota většinou mimo tento interval. 3D vztah pro srovnávání karů definovali ANIA & WELCH (1981), ale je zřejmé, že jeho využití (využívající srovnání jak podélného, tak příčného profilu karu) je možné uplatnit pouze u dobře vyvinutých pravidelných cirkovitých sníženin. HAYNES (1968) se ve své práci dále zabývala vlivem struktury hornin (zejména směrem a sklonem puklin) a celkové morfologie karu. V karech vymezovala tři hlavní oblasti, v kterých je morfologie výrazně kontrolována strukturou. Jedná se o: o karovou stěnu, o přechod mezi karovou stěnou a dnem karu, o dno karu. Nerovnosti v průběhu karové stěny včetně tzv. schrundline vysvětluje rozdílnými strukturními podmínkami. Jako schrundline bývá označována linie oddělující samotnou karovou stěnu a svah tvořícím přechod mezi karovou stěnou a dnem karu, jež má obvykle mírnější sklon. Někteří autoři (VILBORG 1977) tuto hranici vysvětlují tak, že do této úrovně zasahoval randkluft (okrajová trhlina) a karová stěna nad ní tedy byla modelována mrazovým zvětráváním. Naopak, pod touto úrovní dno karu modeloval rotační pohyb ledu. Existují i názory, že se jedná o hranici, kam až zasahoval vlastní ledovec (AHLMANN 1919 in VILBORG 1977). Tato skutečnost má velký význam v obou zájmových územích, protože nad Prášilským jezerem takováto linie seče polohy krystalických břidlic i žul a u jezera Laka je přechod mezi strmou karovou stěnou a dnem karu, kde leží jezero, velmi výrazný. Pro velkou diferenciaci karů bylo vypracováno jejich další členění, jež bylo publikováno VILBORGEM (1977). Při vypracování členění vycházel z prací RUTHBERGA (1954), ale částečně je doplnil a modifikoval. Postupoval na základě výzkumů cirkovitých forem ve švédském Laponsku, kde jich prozkoumal 2 221. Stejnou klasifikaci použil i při podobných výzkumech, jež prováděl ve středním Švédsku (VILBORG 1984). VILBORG (1977) cirkovité formy rozdělil do čtyř hlavních skupin označených N:1, N:2, N:3 a N:4, přičemž skupina N:3 byla dále členěna do dvou podskupin. N:1 – Dobře vyvinutý cirk zahloubený v matečné hornině. Může být prázdný či obsazen ledovcem nebo sněžníkem. Cirky této skupiny mohou být také asymetrické, zahloubené v matečné hornině. Vznik asymetrie může být způsoben zejména vlivem strukturních podmínek (puklinatost, zlomy atd.). N:2 – Méně dokonale vyvinutá cirkovitá forma, ale stále se jedná o cirk zahloubený v matečné hornině, jež má často na dně mělké jezero. Může být prázdný či obsazen ledovcem nebo sněžníkem. Poměrně často jsou poznamenány fluviální erozí, zejména pokud mají západní orientaci. N:1 a N:2 kary mohou být i částečně destruovány, zejména ve střední části karové stěny. N:3 – relativně mělké deprese, ale rovněž sem náleží formy se strmou, ale lehce konkávní karovou stěnou. N:3 a) – mělká mísovitá forma – jedná se o mělkou, ale poměrně širokou (1,0–1,5 km) mísovitou depresi. Je jen velmi zřídka zahloubená v matečné hornině, i když na jejích svazích 46


můžeme občas najít skalní výchozy (pouze ojedinělé). Nemá karový práh, jež by odděloval sníženinu od okolního svahu a její vnější hranice je velmi obtížně vymezitelná. Na dně se může nacházet rašeliniště. U některých těchto forem se nepředpokládá jejich glaciální původ. Je pravděpodobnější, že vznikly opadáváním úlomků, a až následně byly přemodelovány nivací. N:3 b – Přímé, strmé stěny, jenom s mírně konkávní sníženinou ve spodní části. Mohly vzniknout nivací nebo činností malých svahových ledovců, a to za poměrně krátkou dobu. Místy se v nich nachází sněžníky nebo malá jezera. N:4 – Částečně destruované formy, mírně zahloubené v matečné hornině. Jejich původ je sporný, ale může se jednat o destruované kary (resp. pozůstatky karů). V jejich depresi se poměrně často nachází relativně hluboká jezera. Tyto formy mohou být produkty pokročilé karové glaciální modelace, později modifikované kontinentálním zaledněním. Sám autor u uvedené klasifikace uvádí, že rozdělení cirkových forem do uvedených skupin může být v některých případech subjektivní, ale celkový podíl těchto „sporných“ forem nepřesahoval 20 % (VILBORG 1977). Ve stejném čísle časopisu (GEOGRAPHISKA ANNALER, 59, 1977) vyšel i článek GORDONA (1977), rovněž poukazujícího na složitost karovitých forem. Jeho klasifikace byla podstatně stručnější (vycházel z rozboru 260 karových forem ze severozápadního Skotska). Rozlišoval: jednoduché kary (simple cirques – nejsou v textu blíže specifikovány, ale zřejmě vychází ze stejné základní definice karu jako VILBORG 1977 viz výše), složené kary (compoud cirques), složené karové komplexy (cirque complexes) a karové žlaby (cirque troughs). o Složené kary – horské kotliny, jež byly vytvořeny činností dvou ledovců přicházejících z různých směrů s vlastní karovou stěnou. o Karové komplexy – horské kotliny vzniklé splynutím více než dvou karových ledovců (s více než dvěma karovými stěnami), jež svým spojením vytvořily jeden údolní ledovec. o Karové žlaby – lineární ledovcová údolí často s jedním, jednoduchým cirkem v uzávěru údolí. Z uvedeného Gordonova (GORDON 1977) členění doplněného o výzkumy dalších autorů vycházeli i BENN & EVANS (1998), kteří definovali následující typy karů: o Jednoduchý kar (simple cirque) – jasně ohraničená, nezávislá cirkovitá forma; o Složený kar (compound cirque) – který je v horní části tvořen dvěma sdruženými kary přibližně stejné velikosti; o Složitý kar (cirque complex) – kde je horní část tvořena z více než dvou sdružených karů, vytvořených ve stěnách nebo uzávěrech údolí; o Schodovitý kar (staircase cirque) – kde se nachází dva nebo více karů položených nad sebou; o Karový žlab (cirque trough) – kde cirkovitá forma tvoří uzávěr údolí. GORDON (1977) byl i jedním z autorů, kteří ve své práci stanovili a statisticky zpracovali morfometrické charakteristiky karů (Tab. 6) (využil korelační a regresní analýzu). Zdůrazňoval nutnost jednotného definování morfometrických charakteristik karů, pro možnost jejich srovnání z různých oblastí. O podobné srovnání u orientace karových forem z různých částí světa se pokusil EVANS (1977). V uvedené práci navrhl i morfometrické charakteristiky vystihující orientaci karu (orientace osy mediánu – median axis aspect a orientaci dlouhé osy karu – long axis aspect), jež jsou užívány i v novějších pracích (GARCÍA-RUIZ et al. 2000 a FEDERICI & SPAGNOLO 2004). Statistické srovnání morfometrických charakteristik karů se stalo významnou součástí výzkumu horských zalednění. V Tab. 6 je vymezeno 17 morfometrických charakteristik karů, jež se objevují v pracích různých autorů.

47


Tab. 6: Shrnutí morfometrických charakteristik karů. Červeně jsou označeny výpočty, kdy autoři sledovali stejnou veličinu, ale k jejímu výpočtu použili různých metod. Jako a lip je definováno nejnižší místo v otevřené části karu (ANIYA & WELCH 1981) Český překlad a FEDERICI & GARCÍA-RUIZ ANIYA & WELCH definice SPAGNOLO GORDON 1977 et al. 2000 1981 charakteristiky 2004 Celková plocha Area (A) Total area Area (A) [ha] Area [km2] karu (A) [km2] [km2] [km2] Minimální minimum Elevation at the lip nadmořská výška Minimum Emin Lip altitude altitude (m) of the cirque floor karu (Emin) [m n. [m n. m.] [m n. m.] [m n. m.] [m n. m.] m.] Maximální Maximum Maximum Minimum Elevation of the nadmořská výška headwall top (Emax) [m n. altitude (M) highest peak of the karu (Emax) [m n. altitude m.] [m n. m.] wall [m n. m.] m.] [m n. m.] Cirque amplitude Rozpětí mezi elevation between nejnižší a Altitudial Highest the cirque lip and amplitude [m] nejvyšším bodem range H [m] elevation H [m] the highest poit of karu H=Emaxthe backwall [m] Emin (m) [m] Průměrná Mean nadmořská výška – – – [m n. m.] karu Eprům [m n. m.] Mean slope Průměrný sklon gradient Smean – – – svahu karu [°] (Smean) [°] Délka karu (L) Length L [m] Length L [m] Lenght [m] Lenght [m] [m] Šířka karu (W) Width W [m] Width W [m] Breadth [m] Width [m] [m] Cirque development Azimut osy karu Aspect [°] Aspect [°] Aspect [°] by quadrant [°] (O) [°] Cirkularita: obvod karu Různé Circularity Circularity ratio [– (P)/obvod kruhu – „closure“ [–] ] o stejné ploše charakteristiky jako kar [–] Poměr šířky a Breadth to výšky karu R= L/H [–] – altitude ratio – L/H [–] [–] Poměr délky a Length to šířky karu L/W [–] L/W index [–] breadth ratio Axis ratio L/W [–] T=L/W [–] [–] Volume Volume = Objem karu V=L.W.H – 1/2.area.amplitu – V=L.W.H [m3] [m3] de [m3]

48


Poměr reliéfu L/délka nejdelší osy karu [–] Sklon dna karu [°] Sklon karové stěny [°] Poměr plochy karu a nejvyššího bodu karu [m2/m]

–

–

–

Length/relief slope of the long profile of the cirque [–]

–

–

–

Floor gradient [°]

–

–

–

Headwall gradient [°]

–

–

–

Area/max. reliéf ratio [m2/m]

Na základě rozboru prací uvedených v Tab. 6 je zřejmé, že u karů je možné definovat široké spektrum různých morfometrických charakteristik. Můžeme je spolu i vzájemně kombinovat, pokud ovšem má nově vytvořená kombinace nějaký interpretační význam. U práce FEDERICA & SPAGNOLIHO (2004) se poprvé jako charakteristiky karů objevují průměry sklonů svahů a průměrná nadmořská výška karů. Jejich výpočet je při použití DMR jednoduchý. Právě práce FEDERICA & SPAGNOLIHO (2004) je v tomto směru významná. Autoři využili možnosti GIS jak pro tvorbu speciálních skriptů (jednoduché programy), jež byly určeny ke generování morfometrických charakteristik karů, tak k výpočtu charakteristik reprezentujících morfometrii karů s větší komplexností. V GIS je možné počítat i další morfometrické charakteristiky. Velký význam má zejména výpočet plochy karů ve 2D (jedná se v podstatě o celkovou plochu karu viz Tab. 6) a 3D plochu karu (skutečná plocha generovaná na základě DMR) – interpretační význam má i rozdíl těchto veličin. Rovněž charakteristiky objemu je možné generovat přímo v prostředí GIS – objem hmoty (materiálu) vyskytující se nad horizontální rovinou procházející nejnižší nadmořskou výškou karu. Při definování nových morfometrických charakteristik karů je nutné postupovat obezřetně, protože jednou z velkých výhod těchto analýz je možnost srovnání morfometrických charakteristik s hodnotami, jež byly získány v různých částech světa. Právě toto srovnání může přinést cenné poznatky o charakteru (rozsahu, délce a intenzitě) zalednění zkoumaného území. Výstupem takovéto genetické interpretace je u různých autorů vypracování klasifikace karových forem. Jako nejvýznamnější charakteristika, jež je využívána pro klasifikaci karů je poměr délky a šířky karu (T=L/W) (FEDERICI & SPAGNOLO 2004, GARCÍA-RUIZ et al. 2000). FEDERICI & SPAGNOLO (2004) provádějící výzkumy v západních Alpách rozdělili kary na základě prací DAMIANIHO & PANNUZIHO (1987) in FEDERICI & SPAGNOLO (2004) z Apenin do tří základních tříd: o Kary, které byly vysoce erodovány v oblasti jejich prahů periglaciálními a fluviálními procesy po skončení glaciace (T < 0,5). o Kary jež jsou nebo byly modelovány karovými ledovci (0,5 < T < 1). o Kary, jež jsou nebo byly modelovány ledovci s dlouhým ablačním jazykem (T > 1). Ze srovnání pěti různých prací zabývajících se výzkumem morfometrických charakteristik karů z různých oblastí FEDERICI & SPAGNOLO (2004) dále vyvozují, že hodnota poměru šířky a výšky karu (R= L/H) je větší (2,7–4,7) v pohořích tvořených paleozoickými horninami, než v horských oblastech mezo-kenozoických (alpínských) – hodnoty 1,43–2,5. Klasifikace karů vytvořená GARCÍA-RUIZ et al. (2000) se opírá o výzkumy morfometrických charakteristik karů v centrálních Pyrenejích a má, oproti předchozí klasifikaci, čtyři kategorie. Ke klasifikaci autoři kromě poměru délky a šířky karu (T=L/W) využili i průměrnou plochu 49


karů. Nicméně, uvádí pouze průměrné hodnoty morfometrických charakteristik a ne intervaly vymezující jednotlivé třídy, jež by byly pro následné srovnání vhodnější. o Velmi široké a hluboké kary s variabilní velikostí T = 0,4 (průměrná hodnota). Průměrná velikost karů této skupiny byla 45,6 ha. o Dlouhé a úzké kary s dnem mírného sklonu bez přehloubení. Průměr T = 1,48 a průměrná rozloha karů skupiny byla 25,7 ha. o Okrouhlé a hluboké kary. Kary náležící do této skupiny se vyskytovaly ve zkoumaném území nejčastěji. Autory je tedy tento typ karu považován za typický pro zkoumané území (centrální Pyreneje). Průměrná rozloha karů v této skupině byla 22 ha a průměr T = 0,76. o Okrouhlé kary s nepříliš výrazným gradientem a bez přehloubení. Průměrná rozloha karů byla 49,6 ha a průměr T = 0,9. Z výše uvedeného vyplývá, že výzkum morfometrických charakteristik karů přináší velký potenciál spočívající zejména v možnosti srovnání karů ze zkoumaného území s podobnými tvary z různých částí světa. Kary jsou využívány i k určení výšky sněžné čáry (ELA – equilibrium line altitude) a jejich výzkum má tak značný význam pro poznání vývoje krajiny v širším kontextu (CARRIVICK & BREWER 2004) – viz kap. 5.10.4. Problémem je malý počet karů (resp. cirkovitých depresí) v oblasti Šumavy, jež stěžuje statistické vyhodnocování zjištěných charakteristik. 5.8.1.3 Výběr morfometrických charakteristik karů a jejich výpočet Na základě rozboru literatury (viz kap. 5.8.1.2, Tab. 6) byly vybrány takové morfometrické charakteristiky, které jsou v práci dále využívány ke klasifikaci karů a jejich vzájemnému srovnání (Tab. 7). Jako další charakteristiky byly zvoleny 3D plocha karu a poměr 3D plochy ke 2D ploše (A). Tato charakteristika (Se)by měla postihovat míru členitosti karu. Tab. 7: Vybrané morfomterické charakteristiky karů počítané pro kary Černého, Čertova, Prášilského jezera a Staré jímky Morfometrická charakteristika Označení a výpočet Jednotky Celková (2D) plocha karu A m2 Celková (3D) plocha karu A3D m2 Členitost karu Se=A/A3D – Minimální nadmořská výška karu Emin m n. m. Maximální nadmořská výška karu Emax m n. m. Rozpětí mezi nejnižší a nejvyšším bodem karu H=Emax-Emin m Průměrná nadmořská výška karu Eprům m n. m. Průměrný sklon svahu karu Sprům [°] Délka karu L m Šířka karu W m Azimut osy karu O [°] P=obvod karu/obvod kruhu Cirkularita – o stejné ploše jako kar Poměr šířky a výšky karu R= L/H – Poměr délky a šířky karu T=L/W – 5.8.1.4 Charakteristika geosystému šumavského karu a srovnání rozměrů deflační oblasti, velikosti karu a rozsahu glaciálních sedimentů v zájmových územích U karů na Šumavě můžeme vymezit výrazné morfologické prvky, které měly význam pro jejich genezi. Tyto části vytváří morfologický geosystém (Obr. 18) skládající se z deflační plošiny, karové stěny, sníženiny v které se hromadil sníh u úpatí karové stěny (tzv. dno karu) a oblasti akumulace glaciálních sedimentů. 50


Procesy spojující jednotlivé prvky morfologického geosystému jsou závislé především na gravitaci resp. látka je přesouvána z výše položených do níže položených částí geosystému a vytváří tak kaskádový geosystém (Obr. 18). Spojením obou geosystémů, vzniká geosystém pochodu a odezvy, z kterého je patrné (Obr. 18), že prvky, které mohly ovlivňovat velikost akumulace sněhu a tedy i intenzitu glaciálních procesů byly sklon karové stěny a zejména velikost deflační plošiny, protože mohly přímo limitovat množství sněhu přecházející do karu (viz výše NESJE & DAHL 2000). Původ deflačních plošin není jednoznačně vysvětlen (viz níže), ale je faktem, že v dnešní době jsou většinou považovány za náhorní kryoplanační plošiny (cf. CZUDEK 1997, 2005b, MENTLÍK 2001c). V době, kdy plošiny byly zdrojem sněhu pro vznik ledovců, zde byla mocnost sněhové pokrývky pravděpodobně snižována eolickou činností. Avšak i v té době můžeme předpokládat pokračování nivačních procesů navazujících na jejich působení v předchozích kryomérech. Tyto procesy však zřejmě dosáhly největší intenzity ve středním pleistocénu, kdy chladná období byla nejdelší a celkově sušší (MENTLÍK 2001c). Názory na klimatické podmínky, které jsou třeba k vývoji kryoplanačních forem se však dosti různí. Někteří autoři (LOŽEK 1972) předpokládají, že k vývoji mrazových srubů dochází i v dnešní době. V ostrém rozporu s tímto názorem jsou závěry REGERA & PÉWÉHO (1975), kteří uvádějí, že kryoplanační terasy vznikaly za mnohem chladnějšího podnebí než polygony ledových klínů a pinga s otevřeným systémem. Podle těchto autorů je k tvorbě kryoplanačních teras třeba průměrných ročních teplot -12 °C. Podle prací zabývajících se rekonstrukcí paleoklimatu v kvartéru však tak nízké hodnoty nejsou předpokládány ani v pleniglaciálech (LOŽEK 1972). Obecně můžeme říci, že mírnější klima je předpokládáno zejména autory, kteří při rekonstrukcích vycházejí z biologických důkazů (zejména rozboru měkkýšů) (cf. LOŽEK 1972). Naopak, autoři využívající geomorfologické a geologické resp. pedologické důkazy (např. pseudomorfózy po ledových klínech atd.) uvádí, že klimatické podmínky byly celkově tvrdší (např. CZUDEK 1997). Dochování rozsáhlých náhorních kryoplanačních plošin ve hřbetových partiích Šumavy (MENTLÍK 2000, 2001c) je většinou vysvětlováno tak, že říční eroze nedosáhla až do těchto poloh. Tento fakt může být způsoben také tím, že klimatické podmínky byly v těchto exponovaných polohách extrémnější než v nížinách a ke kryoplanaci zde docházelo s větší intenzitou a po delší dobu. Zůstává otázkou, do jaké míry jsou hřbetové plošiny se zachovalými tory a skalními hradbami kryoplanačními terasami v pravém slova smyslu a nakolik je pro jejich dnešní morfologii významný původní paleoreliéf (VOTÝPKA 1979, MENTLÍK 2001c). Celý geosystém šumavského karu (Obr. 18) vychází ze základního stavu, kdy je z deflační plošiny odvíván sníh, ten je lavinami transportován karovou stěnou na dno karu, kde se hromadí a regelací mění v led. Rotační (karová) glaciální eroze pak způsobuje zvětšení sklonu karové stěny, čímž je urychlen transport sněhu – kladná zpětná vazba. Následuje ústup svahu, čímž se zmenšuje velikost deflační plošiny (negativní zpětná vazba). Zmenšením velikosti deflační oblasti a zvětšením velikosti karu zůstává bilance sněhu stejná, ale dochází ke zmenšení mocnosti ledu (při shodném objemu je rozložen do větší plochy). Tím by se mělo zmenšit množství vzniklého ledu a tím i míra glaciální modelace (Obr. 18). Z výše uvedeného vyplývá, že kary je nutné hodnotit jako komplex, který se skládá z deflační plošiny, karové stěny, dna (resp. sníženiny karu) a oblasti akumulace glaciálních sedimentů v jejím předpolí. Je zřejmé, že srovnáním morfometrických charakteristik – velikosti karu, deflační plošiny a rozlohy (případně objemu) glaciálních sedimentů je možné získat informace, které se přímo vztahují ke genezi karu. Problémem ale zůstává co nejpřesnější vymezení daných složek geosystému.

51


Obr. 18: Geosystémy Šumavského karu deflační plošina karová stě na

g laciá lní sedimenty

morfologický geosystém

dno karu

odvívání sněhu

laviny

regelace kongelifrakce detrakce deterze exarace

glaciální transport

georeliéf

deflační plošina odvívání sněhu

pohyb sně hu a ledu a glaciálních sedimentů

kaskádový geosystém

geosystém pochodu a odezvy

pozitivní zpětná vazba

zmenšení velikosti deflační plošiny

negativní zpětná vazba

urychlení pohybů sněhu ústup karové stěny a zvětšení jejího sklonu

karová stěna - pohyby sněhu - laviny zvětšení akumul. plochy - zmenšení mocnosti ledovce

dno karu akumulace sněhu glaciální činnost

menší rozloha glaciálních sedimentů - glaciální formy II. řádu

glaciální sedimenty akumulace a transport

Poznámka: členění struktury geosystémů podle CHORLEY & KENNEDY (1971) Vymezení je možné uskutečnit následujícím způsobem: 1. Vymezení deflační plošiny – celkově by se mělo jednat o zbytky starších zarovnaných povrchů přemodelovaných kryoplanací. K jejich vymezení je vhodné využít DMR. Jako hraniční hodnota pro zarovnané povrchy byla stanovena na 2° ( resp. u zarovnaných povrchů postižených fluviální erozí 4°) (KRÁL 1971, JEDLIČKA & MENTLÍK 2003). V případě přemodelování kryoplanací však sklon může být poněkud vyšší. DEMEK (1969) předpokládá převažující sklon kryoplanačních teras 7° (max. 12°). Sklonové poměry deflační plošiny by tedy měly být následující: 0–4° ve středu plošiny a 4–7° na okraji plošiny. 2. Vymezení karové stěny: a) v horní části – vymapováním diskontinuity, kterou plošina či mírný svah obvykle přechází ve strmou karovou stěnu; b) ve spodní části – určením diskontinuity, kterou strmá karová stěna přechází do plošiny dna karu; 3. Určení rozlohy dna karu – je dána rozsahem jezerní pánve resp. se jedná o konkávní prostor mezi karovou stěnou a glaciálními sedimenty (vymezení by mělo být vedeno po hřbetu nejbližšího morénového valu). 4. Určení rozlohy glaciálních sedimentů: rozlohu glaciálních sedimentů je možné určovat dvěma způsoby: a) rozborem DMR – glaciální sedimenty se projevují jako poměrně rozsáhlé velmi nepravidelné stupně či plošiny; tento postup je však nepřesný; b) vymapováním v terénu. Protože uvedené kroky jsou náročné na výsledky získané terénním výzkumem, bylo srovnání jednotlivých částí karu možné provést pouze v oblastech, kde tato data byla k dispozici – tedy v okolí Prášilského jezera, jezera Laka a Černého jezera. K jejich srovnání byl použit poměr deflační plošiny, velikosti karu a plochy, kterou zabírají glaciální sedimenty. 52


5.9 Metody pro poznání morfogeneze zájmových území 5.9.1 Vymezení problému Poznání morfogeneze zájmových území bylo zaměřeno dvěma základními směry: o poznání geneze každé části georeliéfu zájmových území (resp. každé elementární formy) na základě geomorfologické analýzy v GmIS (viz kap. 5.3); o stanovení hypotézy o genezi georeliéfu zájmového území, která je vyslovena na základě geomorfologické analýzy v GmIS (viz kap. 5.3) a dále verifikována dalšími metodami. Pro verifikaci hypotéz geneze zájmových území byly, na základě rozboru specifik zájmového území v okolí Prášilského jezera a odborné literatury (MENTLÍK 2004a, 2005d), vybrány negeomorfologické metody výzkumu, jež jsou popisovány v rámci této kapitoly. Na základě analýzy specifik podmínek zájmového území byla zvážena možnost jejich aplikace i v okolí jezera Laka (MENTLÍK 2005d). Pokud to bylo možné, byly výzkumy prováděny tak, aby uplatnění metod a tedy i získaná data, byly v obou zájmových územích co nejpodobnější. Vybrané metody mohou být rozděleny na geologické – analýza mikromorfologie povrchů křemenných zrn pomocí SEM a analýzy sedimentů (viz kap. 5.9.2) a biologické – pylová analýza (viz kap. 5.9.3).

5.9.2 Použité geologické metody výzkumu Z geologických metod byly využity: o rozbor vnitřní makrostavby sedimentů (analysis of clast macrofabrics) (viz kap. 5.9.2.1), o rozbor tvaru a zaoblení klastů (analysis of clast shape) (viz kap. 5.9.2.2 a 5.9.2.3), o analýza mikromorfologie povrchů křemenných zrn pomocí skenovací elektronové mikroskopie (SEM) (viz kap. 5.9.2.4), o granulometrie (analýza velikostního složení sedimentů) (viz kap. 5.9.2.5). 5.9.2.1 Analýza vnitřní makrostavby sedimentů U glaciálních sedimentů se analýza vnitřní makrostavby (dále jen makrostavby) zaměřuje na určení orientace jednotlivých klastů v daném sedimentačním tělese a je užívána pro analýzu nezpevněných, špatně tříděných diamiktitů. Makrostavba se určuje měřením směru a sklonu nejdelší osy každého klastu (osa a) geologickým kompasem se sklonoměrem přímo v terénu (HUBBARD & GLASSER 2005). Analýzy vnitřní makrostavby (resp. směrů klastů) může podle HUBBARDA & GLASSERA (2005) být použita k následujícím účelům: o jako dobrý indikátor glaciálního prostředí, o k získání informací o směru pohybu ledu, o ke zjištění rozdílů mezi způsobem sedimentace, o k indikaci relativních tlaků, jimž byly sedimenty vystaveny (HUBBARD & GLASSER 2005, s. 252–253). V zájmových územích bylo této metody využito zejména jako indikátoru glaciálního prostředí a pokud bylo zjištěno usměrnění klastů, tak i k identifikaci převládajícího směru pohybu ledu. V souladu se standardně používanou metodikou (HUBBARD & GLASSER 2005, s. 255), bylo na jedné lokalitě odebíráno vždy nejméně 50 klastů o maximální délce nejdelší osy (osa a) 50–300 mm a geologickým kompasem byl měřen sklon a směr této osy (Obr. příl. O–X). K vyhodnocení výsledků byl použit program GEOrient 9.2 (HOLCOMBE 2005). Převažující směry byly hodnoceny prostřednictvím 2D růžicových grafů a směry a sklony na 3D vrstevnicovém stereonetu. Pomocí uvedeného softwaru byly ke každému vzorku generovány základní statistické charakteristiky: hlavní směrový interval (mean resultant direction), kruhový medián (circular median), kruhový rozdíl (circular variance), kruhová směrodatná odchylka (circular standart deviation), kruhový rozptyl (circular dispersion) a kruhová směrodatná chyba (circular standard error), jež byly využity k následnému srovnání vzorků. 53


5.9.2.2 Analýza tvaru klastů (clast shape) Analýza tvaru klastů spočívá v hodnocení celkového tvaru klastu. Vyžaduje měření velikostí tří hlavních, na sebe kolmých os každého klastu (osa a nejdelší a osa c nejkratší). Podle obecně platné metodiky (HUBBARD & GLASSER 2005 s. 232) se vždy měří nejméně 50 klastů o rozpětí delší osy v intervalu 20–100 mm. Obr. 19: Kontinuum tvarů klastů – Sneed & Folk diagram

K vyhodnocení tvarů částic byl užit trojúhelníkový diagram, poprvé využitý SNEEDEM & FOLKEM (1958) představující kontinuum tvarů klastů (viz Obr. 19), jež je často využíván v glaciologických studiích (BENN & EVANS 1998, HUBBARD & GLASSER 2005, HAMBREY & EHRMANN 2004, GRAHAM & MIDGLEY 2000 atd.). Ke konstrukci trojúhelníkového diagramu bylo užito rozšíření pro aplikaci Excel vypracované GRAHAMEM & MIDGLEYEM (2000). Číselnou charakteristikou vyjadřující tvar částic a dále používanou v následných analýzách byla C40 hodnota, definovaná jako procento klastů odpovídající následujícímu předpisu: C40 = c : a £ 0,4 [%]

(3)

a – délka nejkratší osy klastu [mm] c – je délka nejdelší osy klastu [mm] Na Sneed & Folk diagramech prezentovaných v této práci je vyznačena tzv. C40 linie spojující hodnoty 0,4 na osách c:a a b:a, která umožňuje vizuální interpretaci výsledků přímo z trojúhelníkového grafu. Pokud se většina úlomků nachází nad touto linií, jedná se převážně o pravidelné úlomky, u kterých je předpokládáno opracování delším glaciálním transportem. Naopak, vzorky suti ze svrchních morén či hranáče vzniklé kryogenním zvětráváním by měly být rozptýleny po celé ploše grafu, resp. by se body vyjadřující jednotlivé úlomky v trojúhelníkovém grafu většinou měly nacházet pod C40 linií (BENN & EVANS 1998, GRAHAM & MIDGLEY 2000). 5.9.2.3 Analýza zaoblení částic (clast roundness) Zaoblení částic je definováno jako malé změny směrů na povrchu částic – a nabývá hodnot od dobře zaoblených částic po velmi hranaté (angulární částice). Vyhodnocování zaoblení klastů se tradičně provádí vizuálně podle tabulky definované Krumbeinem a později upravené Powersem, a to vždy nejméně pro 50 klastů na každé lokalitě (HUBBARD & GLASSER 2005, str. 234–235). Klasty jsou rozdělovány do pěti tříd: velmi angulární (VA), angulární (A), subangulární (SA), polozaoblené (SR), zaoblené (R) a dobře zaoblené (WR). Číselná charakteristika vyjadřující 54


zaoblení částic, jež je využívána v následných analýzách je hodnota RA odpovídající následujícímu předpisu: (VA + A) = RA [%]

(4)

VA – počet velmi angulárních klastů [%] A – počet angulárních klastů [%] Výsledky analýzy zaoblení částic jsou prezentovány na histogramech, kde jednotlivé sloupce odpovídají jednotlivým kategoriím zaoblení úlomků (VA, A, SA, SR a WR – viz výše) (Obr. příl. O–X). Pro všechna výše uvedená měření byly vzorky odebrány v terénu a dále zpracovávány v laboratoři – výše uvedené charakteristiky byly měřeny po umytí klastů tlakovou vodou a následném vysušení. Protože glaciální sedimentační prostředí jsou velmi diferencovaná, k jejich identifikaci zpravidla není možné použít pouze jednu z výše uvedených charakteristik, ale je užívána jejich kombinace. Častěji je užíváno dvouosého grafu hodnot C40 (na ose x) a RA (na ose y) (BENN & BALLANTYNE 1994, BENN & EVANS 1998, HAMBREY & EHRMANN 2004). Méně je užívána kombinace zaoblení částic (RA) (na ose y) a sféricity (s) (na ose x) (BENN & EVANS 1998). U obou přístupů by vzorky odpovídající jednotlivým sedimentačním prostředím měly vytvářet dobře identifikovatelné shluky. V případě zájmových území však bylo nutné počítat s malou intenzitou glaciální činnosti (resp. krátkou dobou transportu klastů v glaciálním prostředí) a s určitými specifiky vyplývajícími z fyzikálních vlastností krystalických břidlic, jež převládají v zájmových územích (dobrá štěpnost podél ploch foliace). Proto kromě lokalit, u kterých byl předpokládán glacigenní původ byly vzorky odebrány ještě z murových kuželů a kamenných moří a výsledky byly porovnány tak, aby bylo možné glaciální prostředí uvedenými metodami identifikovat. 5.9.2.4 Výzkum mikromorfologie povrchu křemených zrn Mikromorfologie povrchu minerálů obsažených v matrix glaciálních diamiktititů je používána jako diagnostický znak pro určování různých sedimentačních prostředí, zejména identifikaci subglaciálního transportu materiálu (KRINSLEY & DOORKAP 1973, WHALLEY & KRINSLEY 1974, MAHANEY et al. 1996, KALVODA & VALENTA 1997). V rámci těchto výzkumů je obecně věnována zvláštní pozornost povrchovým texturám křemenných zrn (zjišťovaných pomocí skenovací elektronové mikroskopie – SEM), a to z důvodu relativně velké odolnosti křemene a jeho dalších fyzikálních vlastností (špatná štěpnost). Tyto vlastnosti umožňují vznik povrchových struktur relativně nezávislých na struktuře minerálu a jejich dobré uchování na povrchu částice. Výhodou je i obecné rozšíření minerálu u velkého množství hornin (BENN & EVANS 1998). Podle KRINSLEY & DOORKAP (1973) je možné identifikovat křemenná zrna, jež prošla glaciálním transportem, zejména na základě jejich sféricity (vysoký poměr c:a). Později (např. WHALLEY & KRINSLEY 1974) bylo předpokládáno, že některé mikrotextury, jež byly považovány za glaciálně podmíněné, mohou být zděděné (vzniklé při vzniku horniny) nebo závislé na exogenních procesech, jež utvářely povrch zrn před tím, než vstoupily do glaciálního prostředí (např. u supraglaciálních sedimentů na Kavkaze, u kterých bylo předpokládán kryogenní původ, byly zjištěny struktury vzniklé rozpouštěním a leptáním přisuzované chemickému zvětrávání) (MAHANEY et al. 1996). Podle MAHANEY et al. (1996) je zřejmé, že k identifikaci glaciálního sedimentačního prostředí nebo dokonce k rozlišení typů glaciálního transportu, není možné využívat pouze jednu nebo několik specifických mikrostruktur, ale celý soubor mikrostruktur. V práci MAHANEY et al. (1996) je vymezeno 27 typů textur povrchů křemenných zrn a na jejich statistickém zhodnocení (procentuelní výskyt dané mikrostruktury v určitém vzorku), je založeno určení typu a délky transporty daných sedimentů. 55


Tato metodika byla použita i u dalších prací, a to pro rozlišení glaciálního a aluviálnědeluviálního původu sedimentů – autoři používali pouze 26 typů mikrostruktur (HELLAND et al. 1997) nebo spolu s datováním sedimentů z hlubokomořských vrtů z okolí Grónska pro určení počátku zalednění této oblasti v terciéru (HELLAD & HOLMES 1997) – podobně z Antarktidy (STRAND et al. 2003). Přesto pro aplikaci dané metody zůstávají následující problémy: o Není jasné jaké mikrostruktury mohou být zděděné resp. závislé na místním horninovém podloží – např. MAHANEY et al. (1996) uvádí, že křemenná zrna pocházející z granitů jsou po glaciálním přemodelování více nepravidelná a naopak u metamorfitů nebo u porézních hornin např. pískovců, kde dochází ke vzniku povrchových křemitých kůr, mohou být zjištěny křemité výrůstky různého typu, a to starší než glaciální mikrostruktury. o Velmi málo prací se zabývá problematikou malých horských ledovců, tzn. prostředí, kde intenzita deluviálních, deluviofluviálních či glaciálních procesů dosahuje poměrně menší intenzity, tj. dochází k transportům na menší vzdálenosti a tím i k menší možnosti vytvoření daných textur. o Je otázkou, jaký charakter mají mikrotextury vznikající činností geomorfologických procesů v konkrétním prostředí (dané oblasti) – viz výše uvedené struktury spojované s chemickým zvětráváním u supraglaciálních sedimentů z Kavkazu (MAHANEY et al. 1996). Proto v zájmových územích byly vzorky odebrány z potenciálních glaciálních sedimentů, murových kuželů, nivačních sedimentů a sedlových či hřbetových plošin, jež prezentovaly eluvium, tak, aby bylo možné zjistit, v jakých znacích se jednotlivá sedimentační prostředí liší. Vlastní zpracování odebraných vzorků a jejich interpretaci, jež vyžaduje kvalitní přístrojové vybavení a velkou dávku zkušeností, bylo nezávisle zpracováváno a vyhodnocováno LENKOU LISOU z Geologického ústavu AV ČR v Praze. Postup analýzy mikrostruktur povrchů křemenných zrn lze shrnout následujícím způsobem: o V terénu bylo odebráno 750–1 000 gramů matrix z lokality (lokalit) prezentující danou geomorfologickou formu a odesláno ke zpracování. o Po převezení do laboratoře byla mokrým sítováním oddělena frakce 0,250–0,500 mm. Tato frakce byla po vysušení, po dobu cca 5ti minut povařena ve slabě koncentrované HCl a poté znovu vysušena. o Pro studium v elektronovém mikroskopu bylo jehlou pod binokulární lupou vyseparováno cca 50 zrn z každého vzorku, zrna byla nalepena na grafitovou lepicí pásku a spolu s kovovými terčíky pokovena zlatem. o Popis mikrostruktur byl proveden podle metodiky popsané v MAHANEY et al. (1996) – viz výše. o U jednotlivých mikrostruktur byl stanoven jejich počet a na základě jejich procentuelního zastoupení byly vytvořeny histogramy (např. Obr. 53, 54, 55 atd.). o Z hlediska zastoupení určitých typů mikrostruktur byly vzorky vyhodnoceny (interpretace dat byla konzultována s dostupnou literaturou, s velkým důrazem na práce MAHANEY et al. 1996) a v popisu byl u každého vzorku stanoven možný původ sedimentů. V případě, že identifikace nebyla jasná, byly vypsány předpokládané možné způsoby vzniku sedimentu (např. kap. 6.4.1.3; Obr. 56 atd.). Takto vyhodnocené vzorky byly konfrontovány s výsledky geomorfologické analýzy. 5.9.2.5 Granulometrie Abraze a drcení klastů v průběhu glaciálního transportu produkuje klasty velmi rozdílných velikostí, než jsou produkty periglaciálního zvětrávání či fluviální činnosti. Velikostní rozložení zrn je obvykle představováno širokým rozpětím velikostních frakcí od jílové až po úlomky větší než hrubý štěrk a zpravidla mají bimodální nebo polymodální charakter (BENN & EVANS 1998). 56


Pokud je zjištěna výrazná redukce velikostí částic, tak je nejčastěji přičítána drcení a posunu částic podél šérových (střižných) ploch v ledovci. Naopak, bimodální rozložení glaciálních sedimentů může být způsobeno převahou dvou hlavních procesů v glaciálním prostředí – drcení při vzájemné interakci zrn a klastům vzniklým při abrazi (BENN & EVANS 1998). Vzorky pro granulometrii byly stejně jako u SEM odebrány z většiny glaciálních forem v zájmovém území a dalších zjištěných sedimentačních prostředí (murové kužely, nivační sedimenty) tak, aby bylo možné tyto výsledky vzájemně porovnat, s výstupy z obou výše popsaných analýz a vzájemně je srovnávat (viz Obr. příl. X, Y, Ž). Z terénu bylo na každé lokalitě odebráno asi 1 000–1 300 g sedimentu. Použito bylo prosévání mokrou cestou na přístroji firmy Fritch na katedře fyzické geografie a geoekologie Ostravské univerzity v Ostravě, jež umožnil TOMÁŠ PÁNEK. Využita byla síta s velikostí oka: 0,01; 20; 63; 200; 630; 2 000; 5 000; 10 000 (velikost udávána v μm). Výsledky byly zpracovávány pomocí programu GRADISTAT (BLOTT & PYE 2001).

5.9.3 Použité biologické metody výzkumu Z biologických metod výzkumu (členění metod podle BRADLEY 1999) bylo využito pylové analýzy. Pylová analýza je jednou z metod paleoklimatologických výzkumů a je užívána jak pro rekonstrukci vývoje klimatu, tak zejména změn ekosystémů (resp. fytocenóz) v čase (BRADLEY 1999). Využití pylových zrn je možné díky jejich čtyřem základním vlastnostem: o pylová zrna mají typické morfologické znaky, jež jsou charakteristické pro konkrétní rostlinný taxon, o pylová zrna jsou produkována ve značném objemu a větrem jsou přenášena i na poměrně velké vzdálenosti, o pylová zrna jsou v určitých sedimentačních prostředích velmi odolná vůči rozpadu, o pylová zrna charakterizují přirozenou vegetaci v době jejich uložení; jestliže jsou výsledky interpretovány ve správném měřítku, mohou poskytovat informace o klimatu v minulosti (BRADLEY 1999). V rámci geomorfologických výzkumů může být pylová analýza využita dvojím způsobem: o jako metoda verifikující a doplňující numerické datování forem (např. BŘÍZOVÁ 2004b), o jako zdroj informací o vývoji krajiny a tedy i geosystémů (např. BŘÍZOVÁ 2004a, JANKOVSKÁ 2004a atd.). V souvislosti s geomorfologickými výzkumy je pylová analýza využívána poměrně často spolu s radiokarbonovým datováním, a to pro určování stáří forem např. sesuvů (BŘÍZOVÁ et al. 2002, BŘÍZOVÁ 2004b). V souvislosti s výzkumy vývoje zalednění v pozdním glaciálu její význam ještě vzrůstá (JANKOVSKÁ 2004), protože datování pozdně glaciálního limnického materiálu je problematické, zejména z důvodu malého obsahu organického materiálu. Oproti numerickému datování pylová analýza navíc přináší dokumentaci změn fytocenóz a tedy i údaje o změnách charakteru krajiny, jež jsou zde spojeny se změnami způsobenými deglaciací. Pro použití pylové analýzy je vhodné využití souvislých sedimentačních záznamů např. limnických sedimentů glaciálních jezer, ať zazemněných či současných. V případě jezerní sedimentace je použití pylové analýzy rozšiřováno o využití analýzy vodních zelených řas. Na základě jejich druhové diferenciace (resp. existence chladnomilných druhů např. Pediastrum boryanum var. longicorne či Pediastrum integrum – JANKOVSKÁ 2004a) je možné usuzovat na charakter jezera (jedná se o druhy charakteristické pro chladná, oligotrofní, příledovcová jezera). V zájmovém území byla od počátku geomorfologických výzkumů za možné zazemněné jezero považována Stará jímka (WAGNER 1897). Z důvodu ověření této skutečnosti zde byl odebrán vrt, o hloubce 5,1 m. Z vrtu byly odebírány po 0,05 m vzorky pro pylovou analýzu a asi po 1 m pro radiokarbonové datování (při odběru těchto vzorků byly zohledňovány hranice jednotlivých vrstev a v pozdněglaciálních sedimentech i přítomnost organického materiálu – charakterizovaná tmavou barvou) (BŘÍZOVÁ & MENTLÍK 2005). 57


Vzorky byly následně laboratorně zpracovány obvyklou metodikou využívanou pro separaci sporomorf (BŘÍZOVÁ 2004b): 1. macerace v HF (asi 24 h), 2. Erdtmanova acetolýza (ERDTMAN 1943), 3. získaný vzorek byl uchováván ve směsi glycerin–etylalkohol–destilovaná voda v určeném poměru (BŘÍZOVÁ 2004b), 4. následně vzorky byly mikroskopicky analyzovány. Laboratorní zpracování vzorků bylo provedeno v laboratořích ČGS v Praze a pylovou analýzu prováděla EVA BŘÍZOVÁ. U každého vzorku byla počítána zrna jednotlivých druhů a zjištěné relativní hodnoty pak byly vynášeny do pylového diagramu. Ten bývá prezentován jak jednotlivě pro každý druh (viz Obr. 58–60), odděleně pro byliny a dřeviny nebo v podobě tzv. totálního pylového diagramu. V této práci jsou výsledky pylové analýzy zpracované E. Břízovou využívány pro doplnění numerického datování daného profilu a rovněž jako pomůcka pro rekonstrukci ekosystémů jako významného činitele ovlivňujícího intenzitu geomorfologických procesů od pozdního glaciálu až po celý holocén.

5.10 Metody pro poznání morfochronologie zájmových území 5.10.1 Postavení morfochronologie v rámci geomorfologické analýzy v prostředí GmIS Z polygenetické povahy georeliéfu vyplývá, že ani geomorfologické formy na úrovni druhů nemusí být geneticky zcela homogenní, a to zejména v případě, že se v zájmových územích nachází fosilní formy, které jsou částečně přemodelovávány působením recentních (nebo jiných např. paraglaciálních) geomorfologických procesů (viz kap. 5.3). Příkladem, který byl zjištěn v okolí Prášilského jezera a jezera Laka, je stav, kdy výraznější geomorfologické formy vzniknuvší v kryomérech pleistocénu jsou přemodelovávány formami s menší rozlohou, vznikajícími působením paraglaciálních, holocenních a recentních geomorfologických procesů (fluviální činnost, mury atd.) (MENTLÍK 2004b, 2005b). Z hierarchického pojetí reliéfu dále vyplývá, že pokud mapujeme v detailním měřítku (1 : 5 000) větší území, musíme se vyrovnávat se skutečností, že se v rámci zkoumaného území setkáváme s geomorfologickými formami různé velikosti, a tedy i odlišné hierarchické úrovně. Jedná se o relativně rozsáhlé starší polygenetické formy (relikty zarovnaných povrchů) či větší v podstatě monogenetické formy (např. kary) – tzv. „vedoucí genetické formy“. Menší genetické formy, které ale vzhledem k svébytné genezi jsou typickými genetickými formami, jsou zařazovány samostatně v rámci celého geomorfologického systému (Tab. 4), a to jako naprosto svébytná individua. Z morfochronologického hlediska je však jejich vznik závislý na existenci větších (ve sledovaných zájmových územích starších) forem, které jsou vznikajícími mladšími formami postupně destruovány. Tato morfochronologicky významná skutečnost byla v rámci GmIS vyjádřena kategorií „vložené genetické formy“, která je z praktického významu (tvorba geomorfologické mapy) určena v atributové tabulce na úrovni druhu. Toto rozlišení dvou variant na úrovni geomorfologického druhu je v atributové tabulce nutné jednak z praktického hlediska (pro tvorbu geomorfologické mapy) a dále proto, že z morfochronologického hlediska umožňuje řešit problematiku koexistence fosilních a recentních forem reliéfu (tvorba geomorfologické mapy a legendy viz kap. 5.12). Z výše uvedeného vyplývá význam stanovení „hierarchických úrovní“ v zájmovém území, kdy i individua „vložených genetických forem na úrovni druhů“ je v rámci podrobnějších výzkumů možné dále členit (Tab. 8).

58


Tab. 8: Příklady hierarchických úrovní geomorfologických forem ze zájmového území v okolí Prášilského jezera (každá jednotka vyššího řádu je tvořena pouze jednotkami řádů nižších) Hierarchická Genetické formy na úroveň úrovni vedoucího geomorfologického 6 5 druhu (4) a vloženého 2 1 individua druhu (3) 4 3 Příklad ze Murový zájmového území Složený svah zářez Akumulační v okolí Prášilského (recentní), oblast, jež oddělující Murový zářez jezera vyvinutý Kocháňovské Údolí Kar je součástí (paraglaciální) v paragl. a Kvildské murového murovém pláně zářezu zářezu Hranice geomorfologických forem na úrovni vložených druhů odpovídá, stejně jako u individuí na úrovni vedoucích druhů, hranicím elementárních forem reliéfu. Jejich povaha – resp. povaha geomorfologického procesu který je utváří, je ověřována terénním geomorfologickým výzkumem a následně aplikací dalších negeomorfologických metod. Důležitým ukazatelem využívaným v rámci geomorfologické analýzy v prostředí GIS je i „polohový systémový řád“ formy (Tab. 9). Je jím stanovena předpokládaná pozice genetické formy na úrovni druhu v kaskádovém geosystému dané oblasti. Rozlišujeme, zda se jedná o fosilní nebo recentní formu. V případě fosilní formy posuzujeme do jaké fáze vývoje zkoumaného území náleží. V podstatě se jedná o rekonstrukci paleogeomorfosystémů existujících v různých časových obdobích (viz kap. 6.5.1.2 a 6.5.2.2). Tab. 9: Charakteristiky využívané pro popis morfochronologie forem Charakteristika konkrétní Příklady systémových úrovní Morfochronologický systémové úrovně a stanovení vyskytujících se v okolí Prášilského veličin, na základě kterých je atribut jezera forma vymezována Vyjadřuje pozici konkrétní Je nutné rozlišit jednotlivé formy v rámci daného geomorfosystémy (fosilní (případně i fosilního) glacigenní, které měly pro charakter geosystému. Analýza je Polohový systémový současného georeliéfu rozhodující řád prováděna na úrovni význam) a recentní (fluviálněkaskádových geosystémů. deluviální), které přetváří dnešní Výše položená individua jsou georeliéf označené nižšími čísly. Relativní věk v rámci vymezeného morfosystému. Označení forem vzniklých Věk V případě numerického v určitých fázích zalednění a forem datování může jít o vyjádření recentních. absolutního věku forem. V rámci výzkumů morfochronologie zájmových území byl použit následující postup: o předběžné stanovení paleogeomorfologických systémů v zájmových území na základě geomorfologické systémové analýzy v prostředí GmIS (Tab. 9) – v rámci glaciálních forem je v této fázi výzkumů relativní datování forem prováděno zejména na základě jejich polohy (formy uchované dále v údolí jsou považovány za starší, protože nebyly přemodelovány mladšími geomorfologickými pochody); 59


o relativní a numerické datování geomorfologických forem – ověřování a doplňování stanovené hypotézy; o kompilace poznatků výzkumů, rekonstrukce rozsahu a odhad charakteru zalednění v jednotlivých fázích vývoje georeliéfu v zájmovém území; o stanovení morfostratigrafické škály pro jednotlivá zájmová území a jejich vzájemné srovnání; o rekonstrukce geosystémů (resp. paleogeosystémů jednotlivých stádií zalednění – Obr. 86–89 a 91–92). V obou zájmových územích bylo zjištěno několik po sobě jdoucích zalednění, pro které byla v práci používána následující označení: o stádium zalednění – obecné označení pro geomorfologické formy vzniklé za shodných geomorfologických podmínek trvajících určité časové období; v práci jsou rozlišovány stádia na úrovni etap (dále členěných na kratší stádia označovaná jako fáze); o etapa – rozsáhlejší zalednění, jež je vyjádřeno na sebe plynně navazujícími formami. Je dále členěno do jednotlivých fází; o fáze – označení jednotlivých stádií zalednění v rámci rozsáhlejších etap.

5.10.2 Použité metody datování 5.10.2.1 Úvod do problematiky Podobně jako u metod výzkumu morfogeneze zájmových území (kap. 5.9) byly v rámci výzkumů prováděných v okolí Prášilského jezera (MENTLÍK 2004a), s přihlédnutím ke specifikám daného území, stanoveny metody vhodné pro relativní a numerické datování zjištěných geomorfologických forem. Z hlediska využití metod bylo nutné zohlednit jednak lokální podmínky v zájmových územích, ale i optimální využití daných metod z hlediska jejich časového dosahu (Obr. 20). U všech použitých metod se hranice jejich využití pohybuje mezi 10 000–100 000 lety BP, i když je třeba říci, že u uvedené horní hranice se přesnost metod výrazně snižuje. Podobný rozbor metod byl následně proveden i pro okolí jezera Laka (MENTLÍK 2005d). Metody datování tradičně rozlišujeme na metody absolutního (numerického) datování (BRADLEY 1999) přinášející vyjádření věku zkoumané formy nebo sedimentu v časových jednotkách a datování relativní, pomocí kterého určujeme pořadí, ve kterém se formy či sedimenty vytvářely (HUBBARD & GLASSER 2005). Využití metod datování je vždy limitováno lokálními podmínkami, které jejich výběr určitým způsobem omezují. K ověření morfochronologické klasifikace glaciálních forem v zájmovém území byly zvoleny metody zkoumající míru zvětrání horninových bloků, a to Schmidt hammer test a analýza drsnosti skalních povrchů (Obr. 21 a 22). Použití těchto metod v zájmových územích bylo umožněno výskytem bloků žul typu weinsberg na glaciálních formách od potenciálně nejstarších, až po nejmladší. Z metod absolutního datování bylo využito AMS radiokarbonové datování (pro pozdněglaciální, organicky chudý materiál) a konvenční radiokarbonové (14C) datování (pro rašelinné sedimenty bohaté na organický materiál).

60


Obr. 20: Metody relativního a absolutního datování použité v zájmovém území; zpracováno podle (HUBBARD & GLASSER 2005)

5.10.2.2 Metody relativního datování Úkolem relativního datování geomorfologických forem je vytvoření relativní morfochronologické stupnice vývoje zájmového území. Na základě relativního věku je pak upřesňován věk forem numerickým datováním. Základní metodou relativního datování glaciálních forem je jejich poloha (MARTINI et al. 2001, HUBBARD & GLASSER 2005 atd.). Již na základě vymapování glaciálních forem můžeme určit jejich přibližnou morfostratigrafickou stupnici – mladší formy vždy překrývají formy starší, které se mohou zachovat pouze v případě, že starší zalednění byla rozsáhlejší než mladší. Relativní určení stáří forem pomocí dalších metod pak slouží k ověření vypracované hypotézy a může být využito ještě následujícím způsobem: o ověřit vymezení jednotlivých geomorfologických individuí, které by měly být tvořeny sedimenty přibližně stejného relativního stáří, o na základě rozdílů relativních údajů získaných u jednotlivých geomorfologických forem, stanovení relativního časového odstupu, ve kterém dané formy vznikaly. Pro relativní datování glaciálních forem nejsou v zájmových územích stejné podmínky (MENTLÍK 2004a). V okolí jezera Laka, se na morénových valech nenachází bloky tvořené vhodnými horninami, které by bylo k jejich srovnání možné využít. Ty se zde vyskytují poměrně nahodile a bylo tedy možné pouze srovnat relativní stáří bloků z různých částí konstrukčního glaciálního segmentu (viz kap. 6.5.2.1). Naopak v předpolí Prášilského jezera najdeme rozvlečené žulové bloky na většině významných glaciálních forem. Jedná se o skalní bloky různé velikosti žul weinsberského typu (Obr. příl. F) (viz kap. 6.5.1.1). Schmidt hammer test

Aplikace Schmidt hammer testu vychází z předpokladu, že míra zvětrání horninového povrchu odpovídá době vystavení exogenním činitelům (resp. expozici na zemském povrchu). Schmidt hammer je však pouze jednou z metod užívaných ke zjištění stupně zvětrání. Např. SELBY (1980) pro určení míry zvětrání skalních povrchů vypracoval stupnici využívající geologického kladiva a kapesního nože. Obecně můžeme říci, že Schmidt hammer test se používá pro srovnání jednoosé pevnosti hornin nebo určení míry jejich zvětrání (IRFAN & DEARMAN 1978, TÖRÖK 2003). Schmidt hammer (Obr. příl. C) je nástroj vyvinutý v roce 1948 – původně k testování pevnosti betonu. Přístroj je založen na následujícím principu: pevný hrot tlačený pružinou je 61


určitou silou vypuštěn proti povrchu horniny a kalibrované měřidlo (mechanické či elektronické), napojené na pístek brzdící rychlost odskočení hrotu, zaznamenává velikost odskoku (R – hodnota, která se srovnává u jednotlivých měření) (TÖRÖK 2003, HUBBARD & GLASSER 2005). Tuto metodu, porovnávající stupeň zvětrání horninových povrchů a tím určující jejich relativní stáří, je možné považovat v geomorfologii za nejčastěji používanou a poměrně průkaznou např. (PINTER et al. 1994, EVANS et al. 1999 a BOELHOUWERS et al. 2002) atd. Použití této metody má podle literatury svá poměrně výrazná omezení. Její aplikace je téměř vyloučena u hornin s foliací (HUBBARD & GLASSER 2005) a nevhodné je využití i u porézních hornin, protože R hodnota je pak výrazně ovlivněna vlhkostí stanoviště (SUMNER & NEL 2002). Z důvodu ověření možností využití této metody u nejrozšířenějších horninových druhů v zájmovém území, byly testovány jednotlivé druhy hornin v okolí Prášilského jezera (resp. krystalické břidlice a žuly – Tab. 10). Tab. 10: Výsledky Schmidt hammer testu na skalních výchozech v zájmovém území (n = počet měření) (MENTLÍK 2005b) Směrodatná odchylka Variační koeficient (7) Hornina Střední hodnota R (5) (6) [%] Žula (všechna měření) 57,98; n = 98 6,876 11,861 Krystalické břidlice 44,70; n = 198 10,905 24,394 (všechna měření) Z Tab. 10 vyplývá, že žuly weinsberského typu, které se nachází v okolí Prášilského jezera jsou z hlediska užití Schmidt hammer testu velmi vhodné (viz variační koeficient 11,861). Naopak, krystalické břidlice se vzhledem k vysokému variačnímu koeficientu (24,394) ukazují jako nevhodné, což potvrzuje výše uvedené poznatky získané rozborem literatury (HUBBARD & GLASSER 2005). Pokud se týká vlivu vlhkosti stanovišť na výsledky Schmidt hammer testu, je pravděpodobné, že u neporézních hornin nemá tento faktor stěžejní význam, přesto z analýz byly vyloučeny bloky nacházející se v bezprostřední blízkosti vodních toků a ploch. Zásady při provádění jednotlivých měření Schmidt hammerem je možné shrnout následujícím způsobem (podle SUMNER & NEIL 2002 a HUBBARD & GLASSER 2005): o Je nutné minimalizovat rozdíly mezi jednotlivými měřeními. Proto k měřením vybíráme zpravidla rovné (nebo mírně ukloněné) povrchy. o Před měřením musí být povrch upraven brusným kamenem tak, aby plocha úderníku přístroje dosedala na celou plochu rovnoměrně. o Měření musí být prováděna minimálně 0,6 m od puklin nebo rohů skalních bloků. o Schmidt hammer musí být přemístěn po každém měření na nové místo. o Skalní blok musí mít větší váhu než 25 kg. o Měření nesmí být prováděno v blízkosti vodních ploch a vodních toků. Počet jednotlivých měření a jejich vyhodnocování se neřídí ustálenými pravidly (HUBBARD & GLASSER 2005). V okolí Prášilského jezera byly proto použity dvě odlišné metody. U první metody bylo pro dosažení statisticky relevantních souborů (n > 60) provedeno větší množství měření. Pravidla dodržovaná při použití této metody vychází z HUBBARD & GLASSER (2005) a je možné, je popsat následovně: o z každého měřeného bodu je odebíráno 25 měření a z výsledků je vypočten průměr; o pět hodnot nejvíce vzdálených od průměru je pominuto; o zbylé hodnoty (20 z každého bodu) jsou zařazeny do výpočtu výsledné R hodnoty dané formy; o výsledky měření jsou srovnány s literaturou – (SUMMERFIELD 1991, HUBBARD & GLASSER 2005). Počet měřících bodů u jednotlivých forem byl různý, v závislosti na rozloze zkoumané formy (body byly voleny tak, aby pokryly celou formu) a na tom, kolik na ní bylo vhodných bloků 62


k měření (například na stupni oddělujícím starší a mladší zalednění před Prášilským jezerem nebyl nalezen dostatečný počet bloků pro aplikaci této metody). Aby měření byla statisticky průkazná, byl nejmenší počet měření pro každou geomorfologickou formu zařazených do výpočtu R hodnoty zvolen na 60 (u nejmenších forem). Podle literatury (HUBBARD & GLASSER 2005) je u jednotlivých forem běžně odebíráno 25 resp. pouze 15 měření, a proto se tento počet měření zařazených do výpočtu R hodnoty zdá více než dostatečný. Z naměřených hodnot byla vypočítána střední hodnota x a veličiny pro zhodnocení rozptylu naměřených hodnot – výběrová směrodatná odchylka s a variační koeficient v (REIF 2000): n

x=

åx i =1

i

(5)

n

n je četnost (počet prvků v souboru)

å (x n

s= v=

i =1

i

-x

)

n -1

s .100 [%] x

(6) (7)

Druhá metoda, kterou použili EVANS et al. (1999) pro určení R hodnoty morénových valů na Islandu (výsledky byly korelovány s lichenometrickým výzkumem) počítá s menším počtem měření. R hodnota pro konkrétní morénový val byla EVANSEM et al. (1999) počítána následujícím způsobem: o na jednotlivém bloku v morénovém valu bylo provedeno pět měření, o bylo měřeno mezi 5–7 bloky na morénu (25–35 měření), o průměr pěti nejvyšších měření na každý morénový val byl brán jako reprezentativní R (dále pro odlišení od běžné hodnoty označovaná jako Rmax) hodnota. Obě metody byly nezávisle použity v okolí Prášilského jezera. Pro menší počet žulových bloků v okolí jezera Laka byla využita pouze metoda podle EVANSE et al. (1999) (viz kap. 6.5.1.2). Srovnání drsnosti a zvětrání skalních povrchů

Další metodou, která byla pro relativní datování použita v okolí Prášilského jezera, byla kombinace srovnání drsnosti a zvětrání skalních povrchů. Drsnost skalních povrchů je v geomorfologii občas využívána pro relativní datování (např. MCCARROL & NESJE 1996 a SUMNER & NEL 2002). Pro tento účel bylo u každé zkoumané formy náhodně vybráno 5–7 bloků a u jejich vodorovně či mírně ukloněných povrchů byly vymezeny čtverce s hranou 0,3x0,3 m. V rámci těchto čtverců byly vybrány zcela uzavřené jamky (Obr. 22) (napůl uzavřené jamky jež nebylo možné přesně vymezit byly pominuty) a u nich byly měřeny hloubky a šířky. Tyto jamky vznikají zvětráváním (intergranulárním načechráním) granitů weinsberského typu. Dále byly zaznamenávány bloky bez vyvinuté jamkovité struktury a bez dalších projevů zvětrávání (např. vyvinuté volně se odlupující zvětrávací kůry), jež byly považovány za méně zvětralé, a bloky s vyvinutou volně se odlupující zvětrávací kůrou (Obr. 21). Protože numerické vyjádření sledovaných jevů bylo velmi rozdílné (údaje o šířce a hloubce jamek, resp. počtu bloků bez jamkovité struktury či se zvětrávací kůrou), bylo pro celkové vyhodnocení, jež má postihovat míru zvětrání povrchů bloků porovnávaných geomorfologických forem, použito hodnocení součtů pořadí jednotlivých forem v rámci jejich vzájemného porovnání (Tab. 22, kap. 6.5.1.1). 63


Obr. 21: Zvětralá kůra žulového bloku

Obr. 22: Jedna z měřených jamek žulového bloku

5.10.2.3 Metody absolutního datování Ze tří dnes asi nejpoužívanějších metod numerického datování (radiokarbonové – 14C datování, luminiscenční datování a datování pomocí kosmogenních nuklidů – datování expozice povrchu) je první zmíněná metoda nejvíce prozkoumaná a v rámci glaciologických výzkumů asi nejpoužívanější (HUBBARD & GLASSER 2005). Použití dalších dvou metod je podmíněno vysokým stupněm geomorfologických a geologických výzkumů a v obou zájmových územích je dalším logickým krokem výzkumů. Z toho důvodu a rovněž pro velmi dobré podmínky pro 64


použití radiokarbonového datování, byla tato metoda použita i v okolí Prášilského jezera. Tato metoda je podle BRADLEYHO (1999) zařazena mezi radioisotopické metody u kterých je měřen zbytek sledovaného isotopu (14C) z jeho původního množství. Radiokarbonové datování je stejně jako další radioisotopové metody založeno na skutečnosti, že každý prvek má v jádře vždy stejný počet protonů (je vyjádřen protonovým čili atomovým číslem – Z), ale měnící se počet neutronů (neutronové číslo – N), čímž vznikají nuklidy jednotlivých prvků. Součtem částic v jádře pak dostáváme nukleonové číslo (A). A=N+Z

(8)

Nuklidy se stejným protonovým a rozdílným nukleonovým číslem se nazývají izotopické nuklidy (izotopy). Označují se obecnou symbolikou ZA X . Uhlík, jež má v jádře šest protonů, může mít šest, sedm nebo osm neutronů, čímž vznikají izotopy 12C, 13C a 14C. První dva jsou izotopy stabilní, ale poslední podléhá za ztráty částic α nebo β radioaktivnímu rozpadu, čímž vzniká nový prvek – dusík (10) (BRADLEY 1999). Radioaktivní ( 146 C ) je produkován ve svrchní atmosféře bombardováním atomů dusíku neutrony (11), jež mají největší koncentraci okolo 15 km nad zemským povrchem a vznikají jako produkt, vstupu kosmické radiace do svrchní atmosféry (BRADLEY 1999): 14 7

N + 01n®146 C+ 11 H

(9)

Kosmický déšť je ovlivněn magnetickým polem Země, a proto se v okolí geomagnetických pólů akumulují (neutrony i izotopy 14C). Atomy uhlíku se však difuzí dostávají velmi rychle do nižších částí atmosféry, čímž se vyrovnává jejich geografická diferenciace a jsou okamžitě oxidováni na 146 CO 2 , který se difuzí mísí se zbytkem atmosférického kysličníku uhličitého a tím se dostává do biochemického oběhu tohoto prvku. Celkově je zachováván stálý poměr mezi vznikajícím 14C a množstvím, které se samovolně rozpadá (10) (BRADLEY 1999). Poločas rozpadu u 146 C (tzv. Libbyho poločas rozpadu) je 5 568 ± 30 let (HUBBARD & GLASSER 2005): 14 6

C®147 N + b + neutrino (10)

Radioaktivní izotop 14C se v konstantním poměru dostává fotosyntézou do pletiv rostlin a následně do tkání živočichů. Zde je po dobu života životními funkcemi organismu obnovován, ale po smrti dochází k jeho samovolnému rozpadu na dusík (10) a obsah 14C v mrtvých tkáních a pletivech exponenciálně klesá. Tím se mění poměr 12C a 13C : 14C, ale i množství β částic jež jsou vzorkem vyzařovány (10) (1g recentní mrtvé organické hmoty za jednu minutu vyprodukuje asi 15 β částic; 57 300 let starý vzorek už jen 21 β částic za den) (BRADLEY 1999). U radiokarbonového datování můžeme rozlišit dva přístupy: konvenční radiokarbonové datování a AMS (accelerator mass spectrometr dating) radiokarbonové datování. V prvním případě se měří množství β částic vyzářených vzorkem. U druhého případu je u zkoumaného vzorku měřen přímo poměr isotopů 12C, 13C a 14C (BRADLEY 1999). Pro odběr vzorků určených k radiokarbonovému datování uvádí (HUBBARD & GLASSER 2005) pět základních bodů: o Je třeba brát zřetel na to, zda vzorek je v pravdivém stratigrafickém kontextu a zda smrt materiálu z odebíraného vzorku je v přímé souvislosti s událostí pro jejíž datování je vzorek odebírán. o Je nutné zvážit, zda vzorek nebyl redeponován (vyloučeno pomocí ověření souvislého profilu pylovou analýzou). o Není možné, aby vzorek nebyl po sedimentaci kontaminován? Například se může jednat o prorůstání kořenů nebo o postsedimentační procesy. o Pokud je to možné, je vhodné odebírat více vzorků z jedné vrstvy ve zkoumaném profilu. o Je nutné zohledňovat minimální váhy pro potřeby radiokarbonového datování. 65


Pro konvenční radiokarbonové datování se jedná o: o dřevo (100–200 g), o rašelina 200–500 g), o kosti (300–1 000 g), o organické půdy ( 200–1 000 g). Pro potřeby AMS radiokarbonového datování jsou potřebné hmotnosti vzorků podstatně menší (HUBBARD & GLASSER 2005). Podle BRADLEY (1999) je pro tento typ datování potřebný asi 1 mg uhlíku na vzorek, což znamená, že datováno může být jedno semeno nebo dokonce pylové zrno. Tento typ je oproti konvenčnímu datování však o poznání nákladnější. Užití AMS a konvenčního radiokarbonového datování umožnilo poměrně přesně určit minimální dobu deglaciace okolí Prášilského jezera, a to datováním limnických a lakustrinních sedimentů z vrtu ze Staré jímky (kap. 6.5.1.1). Minimální doba deglaciace byla určena začátkem sedimentace v jezeře, které zde vzniklo po roztopení ledovce. Je pravděpodobné, že návaznost v tomto případě byla bezprostřední, tedy že vznik jezera resp. začátek limnické sedimentace a roztopení ledovce na sebe navazovaly. Pro radiokarbonové datování byly odebírány vzorky při odběru vzorků pro pylovou analýzu. Ty pak byly zaslány do renomované radiologické laboratoře Technické univerzity v Gliwicích, Polsko. U radiokarbonových dat by po laboratorním zpracování měly být doručeny následující atributy (HUBBARD & GLASSER 2005): o Individuální laboratorní číslo každého datovaného vzorku s kódem laboratoře. o Údaje v konvenčním radiokarbonovém věku (BP) s ± odchylkou, jež se rovná ± jedné směrodatné odchylce. o Chybu vzniklou poměrem, ve kterém různé rostlinné druhy v průběhu fotosyntézy váží do svých pletiv stabilní izotopy a radioaktivní 14C (fractionation effect). Tento poměr bývá obvykle stanoven měřením 13C isotopů (fixace tohoto isotopu bývá oproti 14 C zpravidla dvojnásobná) (BRADLEY 1999). Jedná se o tzv. δ 13C hodnotu. o Další vypočítávané korekce pro danou sedimentační nádrž (možné chyby způsobované přítomností tzv. „mrtvého karbonu“ – uhlík z jiných zdrojů). Pokud byly tyto hodnoty počítány musí být uváděny jako tzv. Reservoir Corrected Age, a to vedle konvenčního radiokarbonového věku. o Kalibrovaný věk vzorku spolu s kalibračními křivkami, které byly pro kalibraci použity. Z uvedené laboratoře byly výsledky dodány v nekalibrovaném (tzv. 14C věku udávaném v BP – Before present – před současností, resp. letech před rokem 1950) i kalibrovaném věku s konvenčně dohodnutým označením – Cal BC (Before Christ – před Kristem) či Cal AD (Anno Domini – po Kristu) (včetně kalibračních křivek). V této práci je uváděn nekalibrovaný věk s konvenčně dohodnutým označením BP, pokud není uvedeno jinak. Aby bylo možné zpětné ověření důvěryhodnosti výsledků radiokarbonového datování, uvádí HUBBARD & GLASSER (2005) následující otázky, podle kterých by měly být publikované výsledky hodnoceny: o Jsou místa odběru vzorků zaznamenána v celkovém kontextu tak, aby bylo možné zhodnotit širší závěry vyplývající z jejich interpretace? o Je kontext datovaného vzorku řádně dokumentován? Je jasné, z jaké části profilu byl vzorek odebrán? o Je uvedeno, zda vzorky jsou ve 14C stáří nebo kalibrovaném stáří? Pokud jsou v kalibrovaném stáří, je uvedeno podle jakých kalibračních křivek byl přepočet proveden? o Jsou uvedeny možné zdroje kontaminace vzorku při jeho odběru a analýze? o Jsou poskytnuty všechny výsledky prováděných měření (datování) nebo publikovány pouze vybrané výsledky ze všech měření které autor prováděl? Z těchto otázek a výše uvedených skutečností byly určeny podmínky pro práci s radiokarbonovými daty, které byly dodržovány v rámci všech fází prováděných výzkumů (dokumentace místa odběru, celého profilu, analýza obdržených dat, uvádění všech 66


požadovaných atributů atd.).

5.10.3 Rekonstrukce rozšíření ledovce v jednotlivých fázích zalednění Rekonstrukce rozšíření a povrchu ledovců je velmi důležité z důvodu možnosti určení sněžné čáry (ELA – equilibrium line altitude) metodou AAR (ablation area ratio – viz níže) a glaciologických atributů jako je střižný tlak (shear stress) nebo sklonu povrchu ledovce. K této rekonstrukci je možné využít vztahu mezi délkou ledovce x [m] a mocností ledovce h [m] (NYE 1952, SAILER et al. 1999): æ h' ö æ h ' ö h x = ç 02 ÷lnçç ' 0 ÷÷ ç β ÷ h0 - βh ø β è ø è

(11)

kde: β = sklon terénu [°] h0' =

τ' ρg

(12)

kde: ρ = hustota ledu = 900 [

kg ] m3

m ] s2 τ ' = základní střižný tlak působící na dně údolí [bary]

g = gravitační zrychlení = 9,81 [

τ' =

τ c

(13)

kde: τ je střižný tlak [bary] rovnající se: τ = ρ.g.h.sinα

(14)

kde: α = sklon povrchu ledovce [°] c ze vztahu (15) je konstanta rovnající se: c=

R h

(15)

kde: R je hydraulický rádius příčného profilu ledovce (SAILER et al. 1999). Délka ledovce je dána rozšířením čelních morén a mocnost ledovce je spočítána podle polohy bočních morén (SAILER et al. 1999). Najít takové místo, kde by bylo možné rekonstruovat šířku ledovce z polohy bočních morén a lemujících linií (trim-lines) je v zájmových územích vzhledem k malému rozsahu zalednění poměrně obtížné. U Prášilského jezera je lemující linie rozsáhlejšího zalednění zachována až po začátek karu Prášilského jezera, kde na protilehlém svahu začíná boční moréna. Spojnice těchto bodů byla použita pro rekonstrukci povrchu ledovce v okolí Prášilského jezera (Obr. 51). V okolí jezera Laka je ukazatelem výšky rozšíření ledovcový sráz na západním hřbetu karu. Rozšíření ledovce určují pak boční morény na severním okraji karu. SAILER et al. (1999), využívali pro rekonstrukci rozšíření ledovců a povrchu ledovců GIS. Tento přístup umožňující zautomatizování celého procesu přinášel velmi dobré výsledky u rekonstrukce údolních alpských ledovců, ale u plošně malých ledovců, jež se vyskytují 67


v zájmových územích, je možné vycházet z klasické nezautomatizované rekonstrukce navržené v práci NYE (1952).

5.10.4 Použité metody pro určení fosilních sněžných čar (ELAs – equilibrium lines) v zájmových územích Údaj o nadmořské výšce sněžné čáry (ELA – oblast nebo zóna v které je akumulace ledu vyrovnávána ablací) je důležitým zdrojem paleoklimatických informací. ELA je do určité míry závislá na klimatických podmínkách (variabilitě zimních srážek, letních teplot a větrem transportovaném suchém sněhu) (NESJE & DAHL 2000). K výpočtu ELA je užívaná celá řada metod (např. NESJE & DAHL 2000, BENN & EVANS 1998 nebo CARRIVICK & BREWER 2004 atd.), které je možné shrnout následujícím způsobem: o výpočet prostřednictvím maximální výšky bočních morén (MELM), o medián výšky ledovců (MEG), o výpočet pomocí poměru konce ledovce a vrcholu karové stěny (THAR), o metoda poměru akumulační oblasti (AAR – accumulation area method), o metoda rovnovážného poměru BRM (balance ratio method). Maximální výška bočních morén (MELM) – vychází z předpokladu, že led proudí směrem ke středu ledovce (nad sněžnou čárou) a k jeho okrajím (pod sněžnou čárou). Z toho vyplývá, že boční morény nemohou vznikat nad sněžnou čárou (NESJE & DAHL 2000). Tato metoda však často výšku ELA nadhodnocuje (CARRIVICK & BREWER 2004), protože při ústupu ledovce může docházet ke zdánlivému prodlužování boční morény. Naopak k jejímu podhodnocení může dojít, pokud je boční moréna denudována (NESJE & DAHL 2000). Medián výšky ledovců (MEG) – je počítán jako medián nadmořské výšky ledovců ve zkoumaném regionu. Tato metoda nadhodnocuje ELA a selhává zejména v případě, kdy údolí mají složitou morfologii (NESJE & DAHL 2000, CARRIVICK & BREWER 2004). Dobrých výsledků je naopak dosaženo pro malé ledovce pravidelných tvarů (NESJE & DAHL 2000, CARRIVICK & BREWER 2004). Poměr konce ledovce a vrcholu karové stěny (THAR) – vychází z poměru nejnižší a nejvyšší nadmořské výšky ledovce a počítá se podle vzorce: ELA = I min + I max .(0,35 - 0,4 ) [m n. m.]

(16)

Kde: Imin = nejnižší bod rozšíření ledovce (At) [m n. m.] Imax = nejvyšší bod karové stěny (Ah) [m n. m.] 0,35–0,4 je empiricky vyzkoušená hodnota odvozená z poměru (Imin/Imax) přinášející nejlepší výsledky (NESJE & DAHL 2000). Podle BENN & EVANS (1998, s. 85) dává tato metoda pouze přibližné výsledky, protože nezohledňuje hypsometrii ledovce a klimatické podmínky. Metoda poměru akumulační oblasti (AAR) vychází z hypsometrie ledovce a z předpokladu, že akumulační oblast ledovce zabírá určitou fixně danou část oblasti ledovce (mezi 50–80 %). Jestliže akumulační poměr (accumulation ratio – AAR) je 0,6, pak ELA (odečítaná na hypsometrické křivce) ležící v nadmořské výšce odpovídající 60 % celkové plochy ledovce (Obr. 24). AAR odpovídá vztahu (20) (BENN & EVANS 1998): AAR =

Ac Ac + Ab

(17)

vysvětlení symbolů viz Obr. 23. Problémem této metody je nestálost tvaru ledovců v zájmovém území (například ledovec s širokou akumulační oblastí a úzkým splazem má jinou AAR než ledovec s úzkou akumulační oblastí a širokým jazykem, i když ELA může být shodná (BENN & GEMMELL 1997). Proto byla FURBISHEM & ANDREWSEM (1984) vyvinuta metoda rovnovážného poměru (BRM) zohledňující 68


hypsometrii i a tvar křivky rovnováhy hmoty (mass balance curve) ledovce viz Obr. 23 (BENN & GEMMELL 1997). Obr. 23: Grafická reprezentace komponent používaných pro výpočet ELA metodou rovnovážného poměru – Ac = oblast nad ELA; Ab = oblast pod ELA; převzato z (BENN & GEMMELL 1997)

V obou zájmových územích bylo při výpočtu ELA přihlédnuto k následujícím skutečnostem: o Mocnost a sklon ledovce v první etapě zalednění je v zájmovém území v okolí Prášilského jezera možné odhadnout pouze na jednom místě, kde se na protilehlých stranách údolí zároveň nachází uloženiny boční morény a sedimenty svrchní morény (na severním okraji karu Prášilského jezera) (Obr. 51); o Další části svahu (oba kary – níže i výše položený), byly výrazně ovlivněny mladšími zaledněními a jejich vzhled je dnes jenom obtížné odhadovat. Proto je rekonstrukce celé plochy ledovce (resp. vrstevnic povrchu ledovce), jež jsou nutné pro výpočet pomocí AAR a BRM u starších etap zalednění (zvláště v zájmovém území v okolí Prášilského jezera) velmi obtížná. o Glaciální formy nejstaršího zalednění, které je možné využít k výpočtu fosilní ELA a byly zachovány v obou zájmových územích jsou relikty bočních morén (metoda MELM). o Velikost karových ledovců u posledních fázích zalednění je tak malá, že využití přesnějších metod AAR a BRM se pro výpočet fosilních ELA nezdá vhodná. o Na Šumavě poloha karů zřejmě neodpovídá poloze tzv. klimatické sněžné čáry (ELA), ale tzv. orografické sněžné čáry (viz např. KRAFT & MENTLÍK 2004), která oproti ní může být výrazně snížena. Příčinou jsou výrazné deflační plošiny ležící nad sněžnou čárou, odkud je sníh deflací transportován do nižších poloh, kde se ve vazbě na reliéfem podmíněné chladnější polohy hromadí (tzv. TP-ELA a TPW-ELA podle NESJE & DAHLA 1992, 2000). Na základě skutečností vyplývajících z prvních čtyř výše uvedených bodů, bylo v obou zájmových územích pro výpočet ELA u starší etapy zalednění využito metody MELM a u mladší etapy zalednění metody THAR, i když metody poskytují pouze přibližné hodnoty. Z údajů uvedených v posledním bodě vyplývá, že hodnoty získané analýzami reliktů glaciálních forem dokládají výšku orografické sněžné čáry, jež byla snížena deflací z plošiny nad sněžnou čárou (TP-ELA podle NESJE & DAHL 1992) a akumulací sněhu v zastíněných místech s chladnou orientací (TPW-ELA podle NESJE & DAHL 1992). Nadmořská výška klimatické čáry tedy zřejmě ležela výše. 69


NESJE & DAHL (2000 s. 58) rozlišují následující typy sněžné čáry: 1) Klimatická sněžná čára (ELA) je průměrná ELA vypočítaná pro periodu delší než 30 let; 2) TP-ELA a TPW-ELA, které jsou založeny na zhodnocení teploty v letním (ablačním) období, srážky v zimním (akumulačním) období a činnosti větru (kumulujícího sníh odvívaný z deflačních plošin). a) TP-ELA (temperature/precipitation ELA) – odrážející kombinované místní vlivy teplot v ablačním období a množství srážek probíhajících v akumulačním období. b) TPW-ELA (temperature/precipitation/wind ELA) – je vymezována v případě, že v pohoří se vyskytují náhorní plošiny, odkud je větrem odvíván sníh, jež je shromažďován v hluboce zaříznutých karech nebo údolích s vysokými stěnami, které stíní akumulovaný sníh vůči slunečnímu svitu, které přináší nejvíce energie pro tání ledovců (BENN & EVANS 1998). TPWELA tedy na závětrných svazích závětrných svazích sestupuje i výrazně níže (NESJE & DAHL 1992, 2000). V pohořích s velkými náhorními plošinami je poloha TP-ELA v podstatě určována rozšířením čapkovitých ledovců (jež ležely na náhorních plošinách) a spodní rozšíření TPW-ELA může být počítáno podle rozšíření karů (NESJE & DAHL 2000). Právě tato skutečnost je velmi důležitá pro rekonstrukci zalednění Šumavy, kde karové ledovce vznikaly většinou v závětrných polohách pod svahy s převažující chladnou (východní) orientací a TPW-ELA byla tedy zřejmě výrazně níže než TP-ELA (v Jotunheimen v jižním Norsku o 50 m, v Troms v severním Norsku o 250–300 m – NESJE & DAHL 1992). Vzhledem k výše uvedenému byla fosilní TP-ELA odpovídající jednotlivým stádiím zalednění počítána jako průměr z průměrných nadmořských výšek přilehlých deflačních plošin. Je však pravdou, že získaná hodnota je vlastně minimální výškou TP-ELA, která mohla ležet níže než daná deflační plošina.

5.11 Metody pro poznání morfodynamiky zájmových území V zájmových územích byly v rámci morfodynamiky využity následující metody: o mapování elementárních forem, které nesou stopy po činnosti recentních procesů a jejich inventarizace v rámci GmIS (Tab. 11); o chronologické mapování a srovnání tvaru recentních geomorfologických forem s určeným časovým odstupem (kap. 6.6.1.1); o analýza sedimentů tvořících konstrukční recentní formy v zájmových územích; o měření intenzity recentních geomorfologických procesů in situ – dilatometrická měření (kap. 6.6.1.3). V Tab. 11 jsou uvedeny charakteristiky využívané k inventarizaci a vzájemnému srovnání recentních geomorfologických procesů (cf. MENTLÍK 2004b, 2005c). Jsou zde definovány formy recentní (ty které se vyvíjí v dnešních klimatomorfogenetických podmínkách) a fosilní (zanikající staré) formy. U recentních forem je uvedeno, zda je forma aktivní (jsou v ní nalézány známky současné aktivity procesu) nebo pasivní (pokud zde takové známky nalezeny nejsou a forma postupně degraduje – většinou je zcela zarostlá vegetací). Tato diferenciace je z hlediska morfodynamiky poměrně důležitá, i když například v alpských oblastech se podobné rozlišování neprovádí (OTTO & DIKAU 2004). U forem je dále rozlišován typ aktivity procesu – upraveno podle OTTO & DIKAU (2004): o plynulé procesy, o občasné procesy (denní, sezónní), o episodické (výjimečné občas se opakující události), o ojedinělé procesy (výjimečné, vzácně se opakující události).

70


Tab. 11: Charakteristiky využívané v GmIS pro popis morfodynamiky forem Charakteristika konkrétní Základní systémové úrovně a stanovení Příklady systémových úrovní systémová veličin, na základě kterých je vyskytujících se v okolí Prášilského jezera jednotka vymezována V oblasti se nachází recentní fluviální Vyjadřuje stav ve kterém se forma formy aktivní a pasivní – strže, erozní nachází v průběhu svého vývoje. rýhy, akumulační kužele. Dále recentní V podstatě se může jednat o formu svahová terragenní forma aktivní – Stádium recentní (aktivní nebo pasivní) či murová dráha. Některé biogenní fosilní formu v různém stádiu terestrické formy se rovněž nachází jejího zániku. Typ aktivity v aktivním stádiu. Ostatní formy jsou ve procesu. stádiu fosilním. U konstrukčních forem (murové kužele) byly provedeny analýzy sedimentů a diskutován jejich vztah ke konstrukčním glaciálním formám. Zvláštní pozornost byla věnována nivaci jako recentnímu geomorfologickému procesu (kap. 6.6.1.2). V rámci výzkumů recentních geomorfologických procesů bylo v zájmovém území zjištěno pravděpodobné aktivní odsedání skalních bloků (MENTLÍK 2004b). Proto v karové stěně Prášilského jezera bylo nainstalováno 10 měřících bodů (5 měření) (Obr. příl. Ch, I a J) a zhruba v měsíčních intervalech byly dilatometrem Hölle (Obr. příl. H) měřeny vzdálenosti mezi instalovanými body. Výběru místa pro umístění měření je třeba věnovat velkou pozornost, aby výsledky bylo možné následně interpretovat (KOŠŤÁK 2003). Měření byla nainstalována do místa, kde je předpokládáno zachycení pohybu skalního bloku, který je až na horní část oddělen od žulového skalního defilé. Pohyb je předpokládán vzhledem k puklinatosti horniny pod zmiňovaným blokem a hojnému protékání puklin vodou. Sklon svahu se v místech měření pohybuje okolo 35°. Dilatometr Hölle (Obr. příl. H) byl vyroben pracovníky Ústavu struktury a mechaniky hornin AV v Praze (Tomáš Nýdl). Přístroj se skládá ze dvou ocelových tyčí délka 0,5 m a 0,75 m a měřidla, které je možné připínat na obě tyče (měří s přesností na 0,01 mm). Před každým měřením se měřidlo kalibruje. Kalibrovací tyč je rovněž ocelová a kalibrovací body jsou na ní pevně uchyceny (Obr. příl H). Měřící body se skládají z kovové hmoždinky a mosazného čepu, který byl po zavrtání s hmoždinkou slepen vodovzdorným sekundovým lepidlem, aby byla zajištěna stabilita spoje. Při každém měření (prováděném mezi dvěma měřícími body – Obr. příl. Ch, I, J) byla vzdálenost měřena celkem 10x (5x na levou a 5x na pravou stranu). Ze všech měření byla počítána střední hodnota (5) a následně výběrová směrodatná odchylka (6) a variační koeficient (7), čímž byla kontrolována věrohodnost měření. Ze všech měření následně byla počítána střední hodnota (5), která vstupovala do dalších výpočtů jako reprezentativní hodnota vzdáleností měřících bodů pro dané měření. Při každém měření byla digitálním teploměrem Hüger zjišťována teplota vzduchu. Pro odstranění chyby spojené s roztažností oceli, byly hodnoty přepočítávány podle vzorce (18). Va = (M 1 - M x ) + D.T.0,0000102

(18)

kde: Va – výsledná hodnota [mm]; D – délka tyče; je zadáváno 500 mm nebo 700 mm; T – teplota okolí [°C]; M1 – první provedené měření [mm] Mx – naměřená hodnota [mm] 0,0000102 – koeficient délkové roztažnosti ocele. 71


V předkládané práci jsou prezentovány výsledky z 12 měření, které byly prováděny s intervalem přibližně jednoho měsíce. Výsledky byly hodnoceny: o pomocí liniového grafu pro získání celkové představy o charakteru změn hodnot (Obr. 98); o shlukovou analýzou, jejímž úkolem bylo vysledovat podobné trendy mezi jednotlivými měřeními (Obr. 99); o lineární regresní analýzou, kdy byl zjišťován celkový trend měřených pohybů (Obr. příl. MM). Jedná se pouze o předběžné výsledky, které by měly orientačně pokrýt změny šířek měřených puklin v průběhu roku. První vypovídající zhodnocení je však předpokládáno asi po 36 měřeních (tedy 3 letech). Měření změn šířky puklin a jejich následná interpretace je celkově poměrně problematická, protože i rozevřené trhliny se v přírodě chovají často smykově, prokluzují, aniž by zásadně měnily svou šířku (KOŠŤÁK 2003). Problémem těchto měření je i to, že změny šířky trhliny jsou nejnáchylnější na objemové změny působené proměnami teploty, takže posoudit svahový pohyb na základě změn šířky trhliny je nesnadné, nebo i klamné (KOŠŤÁK 2003). I z dalších publikovaných prací je zřejmé, že dilatometrická měření zachycují nejen pohyby skalních bloků, ale i objemové změny skalních masívů vyvolané kolísáním teplot během roku (KALVODA & KOŠŤÁK 1984) a diference způsobované objemovými změnami vody v puklinách.

5.12 Tvorba geomorfologické mapy 5.12.1 Postup a pravidla tvorby geomorfologické mapy Geomorfologická mapa (Mapa 1 a 2) je v této práci chápána jako grafický nástroj pro vyjádření geneze georeliéfu zájmových území odpovídající úrovni stavu geomorfologickému poznání v době tvorby mapy. Ve prospěch geneze georeliéfu jsou některé aspekty při tvorbě mapy potlačeny tak, aby byla umožněna co nejlepší přehlednost mapy (například morfologie a morfometrie je prezentována vrstevnicemi s větším intervalem). Mapa je vytvářena jako dynamický výstup z GmIS, kdy po změně úrovně poznatků o geomorfologii zájmového území a upravení geodatabáze GmIS se adekvátně mění i obsah mapy. Z hlediska obsahu geomorfologická mapa v této práci v podstatě odpovídá detailní geomorfologické mapě definované DEMEKEM eds. (1972), ale je vytvářena ve větším měřítku (1 : 5 000 oproti 1 : 25 000) a na základě kontinuálního vyjádření georeliéfu prostřednictvím elementárních forem reliéfu. Větší podrobnost výzkumů vychází z posunu geomorfologických výzkumů k menším oblastem i většímu důrazu, jež je kladen na komplexní výzkum geomorfologických forem i procesů, které vedly k jejich vzniku (cf. EVANS & TWIGG 2002). Použitím elementárních forem reliéfu prezentované geomorfologické mapy odpovídají komplexní geomorfologické mapě, jak ji popisuje MINÁR (1996). Na rozdíl od této mapy zde však nejsou uváděny indexy každé elementární formy vyjadřující různé aspekty georeliéfu (morfologie, morfometrie atd.), které velmi stěžují čtení mapy pro neškolené osoby. Je však třeba říci, že díky naplněné databázi GmIS není problémem vyprodukovat velké množství map pokrývající celou škálu aspektů výzkumů georeliéfu včetně komplexní geomorfologické mapy (cf. MINÁR 1996). Při tvorbě geomorfologické mapy byl využit podobný postup jako zvolil MINÁR & MIČIAN (2002) při tvorbě mapy Děvínské Kobyly, kdy „vedoucí genetické formy“ byly vyjádřeny barevným pozadím a „vložené genetické formy“ pak odlišovány rastry (obojí mapované na úrovni druhů – Tab. 4). Tento postup byl zachován u všech konstrukčních forem, u kterých můžeme většinou určit na jakou „vedoucí geomorfologickou formu“ se nakládají a rovněž u některých menších destrukčních forem, kde bylo možné určit, že vývoj dané „vložené“ formy začal až po ukončení vývoje formy „vedoucí“. 72


V rámci vypracovaných geomorfologických map (Mapa 1 a 2) bylo barvy pozadí (pokud to bylo možné tak barva byla použita na základě mezinárodně doporučovaného barevného klíče pro tvorbu geomorfologických map DEMEK eds. 1972) využito pro vymezení vedoucích geomorfologických druhů (v obecné rovině může být barva pozadí využita pro vymezení zvoleného individua vyššího řádu). Pro vyjádření geomorfologických individuí nižšího řádu (na úrovni geomorfologických druhů šlo o vnořené geomorfologické druhy – viz kap. 5.4) byl použit rastr specifický pro konkrétní genetickou formu (resp. druh) s barvou vyhrazenou pro daný geomorfologický proces (opět podle doporučované mezinárodní geomorfologické legendy DEMEK eds. 1972). Škálu rastrů bylo nutné oproti doporučovanému mezinárodnímu klíči doplnit, protože většina zjištěných geomorfologických druhů (forem) v zájmových územích zde nebyla uvedena. K tomu byly kombinovány a doplněny znaky pro geomorfologickou legendu vypracovanou LÉTALEM (2004) pro ArcGIS 9.0 a vyšší. Postup tvorby geomorfologické mapy lze shrnout následujícím způsobem: o Určení hierarchické úrovně pro tvorbu geomorfologické mapy (viz Tab. 8). o Tvorba mapy elementárních forem reliéfu včetně upřesnění jejich hranic (viz kap. 5.4). o Geomorfologická analýza v GmIS, naplnění geomorfologické databáze včetně poznání jednotlivých aspektů georeliéfu – definování vedoucích a vložených genetických forem a určení jejich druhu (viz kap. 5.3 a 5.4). Tvorba barevného a rastrového klíče pro jednotlivé genetické formy (na úrovni druhů) (viz kap. 5.12.2). o Analýza morfochronologie a určení věku daných geomorfologických forem, vypracování klíče pro vyjádření morfochronologie forem (viz kap. 5.10). o Analýza morfodynamiky a určení typů a míst působení recentních geomorfologických procesů (viz kap. 5.11). o Tvorba geomorfologické mapy pomocí volby specifická hodnota + větší množství polí (unique value + many fields) v ArcGIS, kdy jako primární pole je zadáván vedoucí geomorfologický druh a vnořený geomorfologický druh jako pole sekundární. o Generování všech genetických forem s určeným geomorfologickým druhem (vedoucích i vnořených) pro tvorbu geomorfologické legendy.

5.12.2 Tvorba legendy geomorfologické mapy Geomorfologická legenda ke geomorfologickým mapám (Mapa 1 a 2) je v této práci chápána jako prostředek umožňující vyjádření geneze jednotlivých geomorfologických forem (elementárních forem, resp. genetických forem na úrovni druhu). V rámci legendy jsou genetické formy klasifikovány a rozdělovány do skupin, a to podle hlavních procesů vedoucích k jejich vzniku resp. příslušnosti geomorfologických procesů vytvářejících danou formu k parciálním geosférám – tedy rozlišení na úrovni geomorfologických tříd (viz Tab. 4) nebo (v případě možnosti dalšího členění) na základě specifikace typu energie a látky v rámci geomorfologické třídy (tedy geomorfologických podtříd – viz Tab. 4). U vložených genetických forem byl v legendě zachován (a uváděn na prvním místě) název vedoucího druhu, ale všechny údaje o genezi formy, a tedy i zařazení do jednotlivých tříd (resp. podtříd) bylo prováděno v souladu s genezí dané geomorfologické formy resp. vložené genetické formy. V rámci kapitoly 6.4 jsou u jednotlivých forem uváděny podrobnější mapy jednotlivých složených forem podobné geneze (například mapy destrukčních či konstrukčních segmentů nebo periglaciálních forem v oblasti vrcholových partiích Ždánidel či fluviálních forem v předpolí jezera Laka). U těchto specifických map bylo pro další členění genetických forem využito geomorfologických variet (Tab. 4). Příkladem může být členění údolního dna na vyšší a nižší (stanovení variety podle geomorfologické polohy) nebo u pedimentů na svahový či údolní pediment (stanovení variety provedeno podle polohy resp. geneze).

73


6 Analytická část 6.1 Poznání geomorfologie širšího okolí zájmových území Na Obr. 24 jsou znázorněny geomorfologické linie strmých svahů 1. a 2. řádu. Z obrázku je zřejmé, že převažující směry těchto linií mají převážně směry S–J (v kvadrantu 22,5–337,5° se nachází 4 linie – 44 % z počtu linií). Jedná se o linie, které jsou v některých případech shodné s průběhem zlomů (linie procházející okolím jezera Laka i Prášilského jezera). Nejdelší je linie strmých svahů 2. řádu (13 km) (viz Obr. 24), jež má směr SZ–JV. Tato linie probíhá shodně s převažujícími směry puklin, které byly zjištěny v obou zájmových územích na krystalických břidlicích (viz kap. 3, Obr. 6 a 9). Obr. 24: Geomorfologické linie 1. a 2. řádu strmých svahů a zarovnaných povrchů

I u linií směrů údolnic 2. řádu (Obr. 25) byla zjištěna největší frekvence v kvadrantu 337,5–22,5° (4 linie – 33,3 %), tedy zhruba směry S–J. Tyto směry mají i dvě nejdelší linie údolnic zjištěné v zájmovém území. Opět se jedná o linie, které mají alespoň z části shodný směr se zlomy (jak linie procházející okolím jezera Laka, tak linie procházející okolím Prášilského jezera). Třetí nejdelší linie (délka 13 km) má směr SZ–JV, tedy směr shodný s převažujícími směry puklin, jež byly zjištěny v zájmových územích (Obr. 6, 9 a 25). Ze srovnání geomorfologické mřížky linií strmých svahů a údolnic 1. i 2. řádu (Obr. 25 a 26) je zřejmý větší rozptyl směrů linií vodních toků. Nicméně, u nejdelších, a tedy i nejvýznamnějších linií byl v obou sledovaných případech zjištěn shodný směr, což má velký význam pro vymezování geomorfologických linií 3. řádu (Obr. 26).

74


Obr. 25: Geomorfologické 1. a 2. řádu údolnic a linie zarovnaných povrchů

Z analýzy linií hranic zarovnaných povrchů vyplývá, že výběžek Kocháňovských plání mezi Slunečnou a Ždánidly, zarovnaný povrch v okolí Gsengetu a plošina v okolí Prášilského jezera, jsou liniemi strmých svahů nebo údolnic omezeny na východě i západě. Z vrcholových a hřbetových plošin je zřejmá vazba mezi zarovnaným povrchem na vrcholu Plesné a průběhem linií strmých svahů a údolnic 2. řádu, kdy tyto linie v podstatě protínají uvedenou vrcholovou plošinu (Obr. 24 a 25). U tří linií 3. řádu byl zjištěn převažující směr v kvadrantu 35–10°, přičemž úplné maximum (33,3 %) délky zjištěných linií se nachází v kvadrantu (0–10°) (Obr. 26). Ostatní směry se na délce linií 3. řádu neuplatňují příliš výrazně, a to ani linie SZ–JV směru, jež byla významná u linií 1. a 2. řádu obou sledovaných charakteristik a je spojována s převládajícími směry puklin. U geomorfologických linií 3. řádu je zřejmá vazba mezi zjištěnými liniemi a existencí glaciálních forem. Jak oblast jezera Laka, tak okolí Prášilského jezera jsou protínány těmito liniemi, u kterých z části nacházíme shodný průběh s předpokládanými zlomy (průběh zlomů podle PELC & ŠEBESTA 1994). U Prášilského jezera linie prochází celým zájmovým územím a glaciální formy jsou rozloženy zejména na západ od této linie. U jezera Laka jedna z linií prochází územím výskytu glaciálních forem diagonálně a částečně omezuje východní okraj karu a druhá omezuje okraj karu na jihu (Obr. 26). Na základě analýzy mřížky linií 3. řádu je ve zkoumaném území možné vymezit tři poměrně výrazné areály, jejichž hranice jsou tvořeny liniemi 3. řádu (Obr. 26). Jedná se o hřbet Poledníku a Skalky, dále výběžek Kocháňovských plání mezi Slunečnou a Ždánidly a elevaci Ždánidel s Dřevěnou holí a Hůreckým vrchem. Zjištěné geomorfologické linie 3. řádu v podstatě omezují (ze tří stran) i oblast reliktů zarovnaných povrchů v okolí Gsengetu.

75


Obr. 26: Geomorfologické linie 3. řádu (číslování linií v obrázku odpovídá číslování v Tab. 12)

Pro zhodnocení vazby mezi glaciálními formami a morfostrukturou jsou zvlášť významné linie procházející nebo ohraničující zájmová území. Celkově se jedná o čtyři linie 3. řádu (Obr. 26), u kterých byl porovnávány jejich projevy na georeliéfu v celém jejich průběhu (Tab. 12). Tab. 12: Geomorfologický projev linií 3. řádu Označení linie

Projevy v georeliéfu

1. Linie jezera Laka

Strmé svahy v údolí Drozdího potoka

Strmé svahy v údolí Jezerního potoka

2. Linie Prášilského jezera

Východní okraj zarovnaných povrchů (Kocháňovských plání)

Strmé svahy v údolí Jezerního potoka

3. Linie Prášilského potoka

Okraj Kocháňovských plání a strmé svahy Ždánidel

Přímý svah Poledníku a Skalky

4. GrosseDeffernick linie

Údolí Grosse Deffernick

Vrcholová plošina Plesné

Východní okraj karu jezera Laka

Sedlo u Zlatého stolečku

Zarovnané povrchy v okolí Gsengetu

Strmé svahy a přímý směr v údolí Kleine Deffernicku

–

Glaciální formy v okolí Prášilského jezera Výrazné svahy a přímý vodní tok Hirschbachu

Strmé svahy Novohuťského a Studeného potoka

–

–

–

–

–

–

–

Široké sedlo u Zlatého stolečku

Strmý JZ svah Ždánidel

Přítok Prášilského potoka

Přítok Jezerního potoka

Hřbet Plesné

76


Z Tab. 12 je zřejmé, že nejrozmanitější projevy na georeliéfu nacházíme u geomorfologické linie Grosse Deffernicku, která má shodný směr s puklinami měřenými v zájmových územích (SZ–JV – viz výše). Další dvě linie s nejvýraznějším projevem na georeliéfu jsou linie Prášilského jezera a jezera Laka, které mají (alespoň z části) shodný průběh s geologicky zjištěnými zlomy. Naopak, na georeliéfu nejméně výrazná je linie Prášilského potoka, u které nebylo zjištěno žádné spojení s geologickými strukturami. Obr. 27: Růžicový diagram délek směrů všech zjištěných geomorfologických linií 3. řádu [%]

Sektor kruhové výseče = 10° Měřítko (jeden dílek) = 10% [0,6 data] Maximum = 33,3% [2 data] Průměrný směr (označený šipkou) = 159–339°

6.2 Analýza morfologie zájmových území 6.2.1 Analýza morfologie spodních částí údolí Ze základních morfologických charakteristik spodních částí zájmových území byla pozornost zaměřena na sklonovou a výškovou asymetrii příčných profilů údolí, a to zejména u částí údolí kde u příčných profilů nacházíme alespoň přibližný tvar V a můžeme předpokládat, že nebyly výrazněji postiženy glaciální činností. U obou sledovaných území (údolí) nacházíme velmi podobnou sklonovou asymetrii příčných profilů začínající téměř ihned v místech, kde končí glaciální konstrukční formy. Jedná se o sklonovou asymetrii, kdy svahy s chladnější (V–SV) orientací jsou ve spodních částech dosti strmé a svahy jsou tedy celkově konvexní. Naopak, svahy s teplou JZ–Z orientací jsou podstatně mírnější, s téměř lineárním (údolí pod Prášilským jezerem) nebo konkávním profilem (údolí pod jezerem Laka) (Obr. příl. L). U údolí horních toků CZUDEK (2005b, s. 85) přičítá vznik sklonové asymetrie zejména klimatickým pochodům (tzv. asymetrie klimaticky podmíněná). V České republice podle CZUDKA (2005, s. 85) převládají údolí se strmými svahy obrácenými k SZ, Z a JZ, přičemž největší vliv na vznik této asymetrie má odlišný vývoj svahových sedimentů. Na mírnějších svazích jsou deluvia podstatně více vyvinutá než u strmých svahů. Vznik asymetrie tohoto typu je přičítán tzv. dvoufázovému vývoji a rozdílům v geomorfologickém účinku kryogenních procesů, za přispění boční eroze či spíše termoeroze (CZUDEK 2005b, s. 89). Vývoj svahů probíhal v následujících dvou fázích: o ve vlhčích a teplejších fázích periglaciálního podnebí se vyvíjely strmé svahy se Z, JZ a J orientací, kdy velkou roli hrál sníh, který se držel na svazích s chladnější orientací po 77


delší dobu a jeho postupné tání hrálo velký význam pro delší trvání svahových procesů. Naopak, svahy s teplou orientací byly dříve bez sněhu a následně dříve vysychaly, čímž se výrazně eliminovala činnost svahových procesů (CZUDEK 2005b, s. 89). o V chladnějších a sušších obdobích vznikala sklonová asymetrie opačná, kdy strmější svahy měly SV, S a V orientaci. Tyto svahy zůstávaly delší dobu zmrzlé, kdežto svahy s teplou orientací z důvodu zvýšené insolace rozmrzaly častěji, což způsobovalo i větší intenzitu svahových procesů (CZUDEK 2005b, s. 90). Velký význam v tomto případě hrála i termoeroze, kdy materiál pocházející ze svahů s teplejší orientací zatlačoval vodní tok k protilehlému zmrzlému svahu, který byl podřezáván podstatně teplejší tekoucí vodou. Z analýzy příčných profilů údolí vyplývá, že v zájmových územích, která leží v relativně velké nadmořské výšce, můžeme předpokládat delší trvání chladných období a tedy převažující působení procesů tak, jak byly popsány ve druhém případě. Tento fakt podporují následující skutečnosti: o koryta vodních toků jsou ve spodních partiích obou zájmových území zatlačena bezprostředně pod úpatí strmých svahů; o na mnoha místech je údolní dno překryto hrubými, pravděpodobně geliflukčními sedimenty, které jsou tvořeny skalními bloky a kameny různých velikostí (prostoupené jemnější matrix a se vznikajícími půdními horizonty, které jsou ovlivněné chudým substrátem a vysokou hladinou podzemní vody). U obou zájmových území však není možné přehlížet význam litologických podmínek, které mohly mít pro vznik sklonové asymetrie obou údolí rovněž značný význam. V obou zájmových územích se mírnější svahy nachází (alespoň částečně) na žulovém podkladě, kdežto strmější svahy vznikly převážně na krystalických břidlicích (Obr. příl. A a C). Převažující metamorfní foliace a na ní vázané hlavní směry puklin se na asymetrii údolí zřejmě neprojevují, protože obě struktury běží diagonálně na převládající S–J směry údolí. Výrazná sklonová asymetrie v obou zájmových územích je tedy zřejmě ovlivněna klimaticky a její vznik je možné přičítat chladnému a suchému klimatu a činnosti geliflukce způsobující posunutí koryta vodního toku k úpatí svahu s chladnější orientací a jeho podkopávání termoerozí. Pro vznik sklonové asymetrie přispívaly i litologické podmínky, kdy svahy s mírnějšími sklony jsou spíše vázány na polohy žul. Tyto skutečnosti svědčí o tom, že ve vyšších partiích Šumavy, oproti níže položeným částem Českého masívu, převládaly v kryomérech pleistocénu sušší a chladnější podmínky, jež vedly ke vzniku sklonové asymetrie s převahou strmých svahů chladných orientací. Příčné profily ve výše položených částech zkoumaných území se výrazně liší. V okolí Prášilského jezera nacházíme stále výraznější sklon u svahu s chladnější (východní) orientací, podél jehož úpatí je navíc protažena akumulace materiálu vytvářející stupeň patrný i na příčném profilu údolím (Obr. příl. L). Uzávěr údolí v okolí jezera Laka je tvořen sníženinou, která je na příčném profilu omezena na obou stranách strmými svahy. Sníženina je výrazně přehloubená v JV části, kdežto na JZ je dno poměrně ploché (více kap. 6.2.3). Z hlediska výškové asymetrie jsou obě zkoumaná údolí výrazně symetrická, a to zejména v jejich uzávěrech. Tato skutečnost je výraznější u zájmového území v okolí Prášilského jezera, kde se v délce asi 2,5 km od uzávěru údolí na obou stranách údolí nachází poměrně rozsáhlé hřbetové plošiny (v okolí Skalky na západě a u Jezerního hřbetu na východě), a to v téměř shodné nadmořské výšce (~1 230 m n. m.). Od těchto plošin se hřbety postupně (s občasným přerušením v podobě plošin a spočinků) snižují ke Kocháňovským pláním. Snižování začíná na obou stranách údolí téměř současně (na západním hřbetu u Skalky a u bezejmenné kóty 1 205 m n. m. na hřbetu východním), což nasvědčuje tomu, že právě v těchto místech se hřbetové plošiny představující relikty zarovnaných povrchů stávají součástí fluviálních systémů. U těchto plošin je pravděpodobná výrazná vazba na litologické podmínky (u západněji položeného hřbetu nacházíme plošinu vázanou na polohu granitů). 78


V okolí jezera Laka je situace o něco komplikovanější, ale i zde nacházíme v uzávěru údolí tři sedlové plošiny (v téměř shodné nadmořské výšce asi 1 180 m n. m.). Konkrétně se jedná o sedlové plošiny: mezi Dřevěnou holí a Ždánidly (na východním hřbetu údolí), v okolí Zlatého stolečku (v samotném závěru údolí) a plošinu vybíhající ze sedla mezi Plesnou a Polomem (na západním hřbetu údolí). I zde následuje postupné snižování svahů směrem k plošině v okolí Staré Hůrky, které je však na rozdíl od hřbetů v okolí Prášilského jezera plynulé – bez přerušení v podobě plošin či spočinků (více viz kap. 6.4.2.2).

6.2.2 Morfologie okolí Prášilského jezera Pro vymezení celkového rozšíření glaciálních forem bylo využito podélného profilu údolí (Obr. 28). Podélný profil údolí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera je ve své spodní části velmi vyrovnaný. První výrazný stupeň nacházíme asi v 1 000 m n. m. a je způsoben akumulací glaciálních sedimentů končících v této nadmořské výšce. Uvedené akumulace mají na západě charakter výrazného stupně a na východě jsou tvořeny valem s velmi nevýraznou distální stranou a naopak výraznou a strmou stranou proximální (strana obrácená k předpokládanému ledovci). Obr. 28: Podélný profil údolím Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera – šipka označuje projev glaciálních forem popisovaný v textu (převzato z MENTLÍK 2002a)

Jak již bylo uvedeno výše, glaciální formy jsou v okolí Prášilského jezera vázány na svah s převažující východní orientací. Za účelem výzkumu morfologie těchto akumulací, zde bylo provedeno šest měřených profilů – průběh profilů viz Obr. příl. K (metodika tvorby profilů kap. 5.7). Na Obr. 29 je profil začínající u Prášilského jezera protínající dva morénové valy v jeho předpolí. Val přiléhající těsně k jezeru není na prezentovaném profilu příliš zřetelný. Naopak, druhý val vzdálenější od jezera je velmi výrazný. Jedná se o největší morénový val v obou zájmových územích s výškou ~9–10 m (Foto 5). Můžeme na něm sledovat rozdíl mezi proximální (strmější) a distální (méně strmou) stranou valu. Na profilu je dále zřetelná plošina s mírným sklonem (2–4°), omezená na východě výrazným stupněm se sklonem 16° (viz Obr. 29). Obr. 29: Měřený profil vedený přes Prášilské jezero (linie profilu Obr. příl. K).

79


Profil na Obr. 30 začíná plošinou v karové stěně, jež je položena na JZ od Prášilského jezera. Plošina má zpočátku poměrně mírný sklon (asi 8°), který se později zvětšuje na 10°. Analýzou linií potenciálního odtoku nad DMR bylo zjištěno, že zmíněná plošina je jako celek ukloněna k severu, tedy k Prášilskému jezeru. To znamená, že led, který se zde u úpatí strmého svahu mohl nacházet, stékal převážně směrem k dnešnímu jezeru (Obr. 57). V zájmovém území tedy nacházíme dvě nad sebou položené úrovně tvořící dna karů. Podle klasifikace karů používané BENNEM & EVANSEM (1998) se jedná o schodovitý kar (viz kap. 5.8.1.2). Sklon plošiny se směrem k SV ještě více zvyšuje (až na 14°) (viz Obr. 30). Asi 250 m od strmého svahu na popisovaném profilu nacházíme plošinu se sklony mezi 4–6°, jež přechází ve výrazný stupeň se sklonem asi 20°. Obr. 30: Profil začínající na plošině v karové stěně, jež je položena JZ od Prášilského jezera (linie profilu Obr. příl. K)

Profily na Obr. 31 prezentují morfologii v předpolí Staré jímky (Foto 7). Stará jímka je asi 950 m dlouhá a 70–90 m široká sníženina, protažená ve směru S–J podél strmého svahu s četnými skalními výchozy a převažující východní orientací. Dno sníženiny je horizontálně až subhorizontálně ukloněné. Na východě je Stará jímka omezena ~10–12 m vysokým stupněm (Obr. 31). Jeho nejčastější sklon je 15–20°. Tento svah omezuje plošinu, která je mírně zvlněna a místy diferencována širokými okrouhlými sníženinami. Plošina, jejíž převažující sklon je 4–5° na východ, je omezena stupněm, který má sklon 11–15°. Můžeme tedy říci, že Stará jímka je hrazena asymetrickým, asi 770 m dlouhým valem (Obr. příl. K). Tvar tohoto valu se postupně mění (Obr. 31). V jeho severní a střední části můžeme na příčných profilech sledovat strmou proximální stranu a naopak pozvolně se svažující stranu distální (Obr. 31 profily a, b). V jižní části se šířka valu začíná zmenšovat a má tvar pravidelného valu (Obr. 31 profil c), až zcela vyznívá v závěru Staré jímky (Obr. 31 profil d). Zde (Obr. 31 profil d) se nachází protažená sníženina (šířka 7–10 m délka 150 m – viz i Obr. příl. K) (MENTLÍK 2005b). U akumulací protažených podél svahu s převažující východní orientací můžeme najít tyto podobné morfologické znaky: o plošinu se sklony okolo 4° navazující na formy, jež přiléhají ke strmému svahu s převažující východní orientací (morénové valy, plošinu představující dno výše položeného schodovitého karu Prášilského jezera a val v předpolí Staré jímky), o tato plošina je na západě ukončena poměrně strmým (15–20°) stupněm, který omezuje lalokovitou formu přiléhající ke strmému svahu s převažující východní orientací; o valy mají převážně strmou proximální a mírnou distální stranu;

80


Obr. 31: Příčné profily prezentující morfologii v předpolí Staré jímky (průběh profilů viz Obr. příl. K) (převzato z MENTLÍK 2005b)

Popisovaná plošina je mezi Prášilským jezerem a Starou jímkou prořezávána potokem vytékajícím ze Staré jímky. Nacházíme zde jednu strž protékanou a dvě neprotékané (Obr. 32). V případě protékané strže se jedná o výraznou geomorfologickou formu (délka 272 m, max. šířka 55 m a max. hloubka 12 m) (Foto 6). Strž má poměrně nepravidelný tvar s četnými zákruty. Sinuosita vypočtená pro celou strž je 1,18 (MENTLÍK 2005b).

81


Obr. 32: Profily protékanými a neprotékanými stržemi mezi Prášilským jezerem a Starou jímkou (převzato z MENTLÍK 2005b)

Kromě konstrukčních, pravděpodobně glaciálních, forem byla v okolí Prášilského jezera věnována pozornost i morfologii glaciálních forem destrukčních. Na Obr. 33 jsou znázorněny měřené profily vedené karovou stěnou Prášilského jezera. Na obou profilech je patrná police, a to ve výšce 30–40 m nad hladinou jezera. Police, která má sklon 16–17°, představuje oproti převažujícím sklonům v karové stěně (většinou přes 33°) výrazné zmírnění sklonu v téměř celé karové stěně. Takovéto zmírnění svahů bývá v karových stěnách poměrně časté (označované jako tzv. schrundline – VILBORG 1977) a má význam při odhadu mocnosti ledu v karech (více viz kap. 5.8.1.2). Obr. 33: Profily karovou stěnou nad Prášilským jezerem

6.2.3 Morfologie okolí jezera Laka Glaciální konstrukční formy v předpolí jezera Laka vystupují v nadmořské výšce ~1 060 m nad dno údolí výrazným stupněm (Obr. 34 a Foto 8), který je prořezáván potokem vytékajícím z jezera Laka. Potok zde v nezpevněném materiálu vytváří výraznou strž s asymetrickými svahy. Svahy orientované na západ jsou velmi strmé (až 35°) a vysoké (až 12 m), kdežto svahy orientované na východ mají sklon okolo 10° (viz Obr. 35). 82


Výrazný stupeň nacházející se na dně údolí přechází po stranách ve valy, které mají charakter bočních morén (jejich tvar je patrný z Obr. 34 a 35). Měřený profil znázorněný na Obr. 34 začíná v místě, kde na západě na výše popisovaný stupeň navazuje zmíněný val (Obr. 34, m1), který se stáčí k západu a vyznívá těsně před jezerem Laka. Na východě je zachována pouze malá část bočního valu (rozšíření valů viz Obr. příl. M, Obr. 73). Za tímto vnějším valem se nachází další vnitřní val, jež je s ním paralelní (viz m2 na Obr. 34 a 35). Obr. 34: Podélný profil konstrukčními glaciálními formami v předpolí jezera Laka (linie profilu Obr. příl. M – a); (sklony ve stupních)

Obr. 35: Příčný profil konstrukčními glaciálními formami v předpolí jezera Laka (linie profilu Obr. příl. M – b); (sklony ve stupních)

Jak je patrné z Obr. 34 a 35, v předpolí jezera Laka se nachází výrazný konstrukční segment reliéfu, který je oproti okolí omezen buď výrazným stupněm se sklonem až 30° (v tomto případě je však sklon zřejmě zvýrazněn boční fluviální erozí – převažující sklony se spíše pohybují mezi 16–20°). Pokud srovnáme konstrukční formy v okolí Prášilského jezera, Staré jímky a v předpolí jezera Laka, nacházíme u nich tyto společné charakteristiky: o formy jsou oproti okolnímu terénu omezeny výrazným stupněm (jež je místy zvýrazněn valem) s převažujícími sklony ~16–20°; o formy jsou prořezávány vodními toky vytvářejícími v nezpevněném materiálu výrazné strže. Destrukční formy v okolí jezera Laka jsou představovány širokou amfiteatrální sníženinou. Samotné jezero leží na jejím severním okraji. Podélné profily touto sníženinou jsou znázorněny na Obr. 36. Profil s označením a je veden západněji (linie profilu Obr. příl. M – d). Tento profil má nejprve lineární průběh (sklon svahu 14°), ale asi v 1 150 m n. m. se nachází výrazná plošina (sklon 0–2°) rozdělená stupněm (sklon až 18°). Na tomto stupni místy vystupují skalní plotny a na jeho obou stranách je patrné, že se zřejmě jedná o strukturně podmíněný skalní 83


hřbítek, primárně závislý na směru foliace krystalických břidlic. Dno výše položeného stupně je pokryto převážně rašelinou – viz Obr. příl. HH. Mocnost sedimentů se zde pohybuje kolem 1 m. Nad touto plošinou se zvedá strmá karová stěna se sklonem kolem 35° (Obr. 36). Sklon svahu je místy zvýšen četnými skalními výchozy (Obr. příl. E). Východně vedený profil označený b (Obr. 36, linie profilu Obr. příl. M – c) má velmi odlišný charakter. Jeho sklon je v celé části podstatně více vyrovnaný – maximální sklony svahů zde dosahují 18°, a to v místě, kde pramení vodní tok (strmější zadní svah pramenné mísy). Přesto i na tomto profilu můžeme vymezit mírně ukloněnou část téměř bezprostředně nad jezerem (sklon okolo 6°) a výše položenou část, kde má svah celkově větší sklony (9–18°). Hranice mezi nižší a vyšší částí svahu leží ve stejné nadmořské výšce jako výše zmiňovaná plošina u profilu a, a to v nadmořské výšce 1 150 m n. m. V části kde je veden profil b je svah i výrazně nižší (končí na sedlové plošině okolo 1 200 m n. m.), kdežto u profilu a svah přechází ve vrcholovou plošinu Plesné (1 334 m n. m.) (Obr. 36). Obr. 36: Podélné profily cirkovitou sníženinou nad jezerem Laka (průběh profilů Obr. příl. M); (sklony ve stupních)

a

b

Na Obr. 37 je znázorněn příčný profil amfiteatrální formou nad jezerem Laka (linie profilu Obr. příl. M – Foto 9). U dané formy je výrazná sklonová symetrie východního i západního svahu, kdy sklony se v obou případech pohybují okolo 25°. Celkově větší sklon má však svah se západní orientací. U úpatí tohoto svahu je také výraznější přehloubení dané formy. Jedná se linii, kde probíhá profil b (viz Obr. 36; průběh profilů Obr. příl. M). Z výše uvedeného vyplývá, že destrukční formy jsou v obou zájmových územích velmi odlišné. Podobnost je možné hledat pouze ve sklonech okolo 35°, jež nacházíme místy u obou karových stěn. Pokud vycházíme z předpokládané řady vývoje karů založené na analýze podélných profilů danými formami tak, jak ji uvádí GORDON (1977), můžeme předpokládat, že kar Prášilského jezera se nachází v 1–2 fázi vývoje karů, kdežto kar nad jezerem Laka odpovídá spíše 5–6 stupni, kam řadíme ty nejvyvinutější kary (viz Obr. 38) (tato tvrzení je v souladu i s analýzou půdorysů daných forem vyplývající z geomorfologického mapování).

84


Obr. 37: Příčný profil cirkovitou formou nad jezerem Laka (linie profilu Obr. příl. M); (Foto 9) V

Z

Pro úplnost je však třeba říci, že koncept vývoje karů prezentovaný GORDONEM (1977) bývá považován za značně zjednodušený. Tvar karů je zřejmě výslednicí kombinace tvaru sníženiny existující před zaledněním (několikanásobným zaledněním) a činnosti dalších faktorů (kryogenní, svahové, fluviální procesy atd. – B ENN & EVANS 1998). Obr. 38: Předpokládaný vývoj karů vyjádřený změnami podélných profilů podle GORDONA (1977) s vyznačením fáze vývoje karů Prášilského jezera (1.–2. fáze) a jezera Laka (5. fáze)

6.3 Analýza morfometrických charakteristik 6.3.1 Základní morfometrické charakteristiky zkoumaných karů Jako základní morfometrické charakteristiky karů jsou uváděny údaje týkající se jejich nadmořské výšky a rozlohy (Tab. 13). Tab. 13: Základní morfometrické charakteristiky sledovaných karů Prášilské Stará Veličina jezero jímka 2D plocha karu A [ha] 32,49 156,36 3D plocha karu A3D [ha] 35,32 161,09 A3D/A 1,09 1,03 Minimální nadmořská výška karu 1 062 1 050 Emin [m n. m.] Maximální nadmořská výška karu 1 251,7 1 242,1 Emax [m n. m.] H = Emax-Emin [m] 189,7 192,1 Průměrná n. v. výška karu [m n. m.] 1 156,1 1 138,9

64,24 67,15 1,05

Černé jezero 67,71 80,56 1,19

1 081

967

1 294,4

1 317

213,4 1 157

350 1 103,4

Jezero Laka

85


Z charakteristik vyjadřujících rozlohu zkoumaných karů byla zkoumána plocha jejich půdorysu (2D plocha) i „skutečná“ plocha reliéfu odvozená z DMR v reprezentaci TIN (3D plocha) (Tab. 13). Celkově nejmenší rozloha byla zjištěna u karu Prášilského jezera. Rozloha této formy byla asi o ½ menší než rozlohy karů jezer Laka a Černého, kdy velikost obou těchto karů byla velmi podobná (okolo 65 ha). Největší rozlohu (zhruba dvojnásobnou než je rozloha karů jezera Laka a Černého jezera), má uzávěr údolí, ve kterém se nachází Stará jímka (přibližně 160 ha) (Tab. 13). Podíl 3D a 2D plochy vyjadřuje členitost sledované formy. Z Tab. 13 vyplývá, že největší členitost má kar Černého jezera. Naopak, formou s nejmenší členitostí je uzávěr údolí Staré jímky. Střední členitost mají kary Prášilského jezera a jezera Laka (Tab. 13). Průměrná nadmořská výška sledovaných karů je 1 138,9 m s rozpětím 54 m. Nejníže ze sledovaných forem zasahuje kar Černého jezera (967 m n. m.). Rozpětí minimálních nadmořských výšek karů je 95 m (v nejvyšší nadmořské výšce začíná kar jezera Laka – 1 081 m n. m.). Oba extrémy (maximální a minimální nadmořská výška) byly zjištěny u Černého jezera (tato skutečnost odpovídá i největší zjištěné členitosti dané formy – viz výše). Kromě Černého jezera má nejvýše položenou hranu karu také kar jezera Laka. Rovněž zde se nejvyšší místo karu výrazně přibližuje nadmořské výšce 1 300 m. Naopak, nejmenší rozpětí nadmořských výšek má kar Prášilského jezera. Tento kar nemá jako ostatní sledované formy (kar Černého jezera a jezera Laka) návaznost na vrcholovou plošinu, ale deflační plošina nad karem se nachází na hřbetové plošině mezi Poledníkem a Skalkou. Rozpětí nejvyšších nadmořských výšek u sledovaných forem je 75 m. Vysoké průměrné nadmořské výšky nacházíme u Prášilského jezera a jezera Laka ~1 157 m n. m. Naopak nejnižší průměrnou nadmořskou výšku má kar Černého jezera (1 103,4 m n. m. – Tab. 12). Základní morfometrické charakteristiky, jakými je rozloha forem či jejich členitost jsou ze sledovaných morfometrických charakteristik asi nejvíce závislé na strukturních a topografických podmínkách, a naopak jejich využití pro genetickou interpretaci je omezené. Proto jim byl v rámci celkového hodnocení morfometrických charakteristik přikládán nejmenší význam.

6.3.2 Analýza sklonů svahů zkoumaných karů U sklonu svahů je předpokládána přímá vazba mezi více strmými svahy a zvýšenou glaciální činností (např. viz definice karu EVANS & COX 1974; kap. 5.8.1.2). V rámci analýzy sklonů svahů karů byl u zkoumaných forem jako základní charakteristika sledován průměrný sklon svahu (Tab. 14). Pro možnost detailnějšího porovnání forem bylo využito srovnání změn průměrných sklonů a 2D rozloh svahů se vzrůstající nadmořskou výškou (Obr. 39–42) v intervalech po 20 m n. m. Tab. 14: Průměrné sklony svahů u sledovaných karů Veličina Prášilské jezero Stará jímka Průměrný sklon svahu karu 20,69 11,77

Jezero Laka 15,5

Černé jezero 28,1

Jak vyplývá z Tab. 14, pouze u dvou sledovaných forem průměrné sklony přesáhly hodnotu sklonu 20°, a to u Černého jezera (u kterého byl zjištěn nejvyšší průměrný sklon 28,1°– Tab. 14) a Prášilského jezera (průměrný sklon svahů 20,69° – Tab. 14). U dalších dvou sledovaných forem byla hodnota sklonů svahů v intervalu ~11–15°. Při hodnocení těchto dat je nutné si uvědomit, že v případě Černého a Prášilského jezera se zřejmě jedná o méně vyvinuté formy (viz Obr. 38), u jejichž svahů převažuje orientace S–SV, kdežto dvě další formy jsou výrazně komplexnější a jejich významnou součástí jsou i svahy s teplou orientací, u kterých převažují mírnější sklony a tedy i větší 2D plochy (viz kap. 6.2). 86


K analýze průměrných sklonů svahů a 2D ploch byla využita zonální statistika. Jako zóny byly zvoleny pásy po 20 m n. m. U jednotlivých pásů (zón) byla počítána plocha a průměrný sklon svahů. Z Obr. 39–42 je zřejmé, že mezi sledovanými formami můžeme vymezit dvě základní skupiny, a to kary u kterých mají sklony dvě výrazná (pokud se týká velikosti hodnot téměř rovnocenná) maxima, v kterých jsou naopak inverzně nejmenší rozlohy 2D ploch. Jedná se o kar Prášilského a Černého jezera. U karu jezera Laka postupně vzrůstá sklon svahů s nadmořskou výškou a naopak podíl 2D ploch se zmenšuje. Sklony dosahují největších hodnot asi ve 2/3 výšky karu (Obr. 41). U Staré jímky je vývoj podobný, i když maximální sklony se nachází asi v ½ výšky. Jak vyplývá z Obr. 39 a 42, v karových stěnách Prášilského a Černého jezera se nachází plochy s menšími sklony (s větší rozlohou 2D ploch). U Prášilského jezera se jedná o „polici“ představující dno výše položeného karu. (viz kap. 6. 2. 2). Podobná forma je popisována i v destrukční části karu Černého jezera, kde VOČADLOVÁ & KŘÍŽEK (2005) popisují amfiteatrální formu ve střední části na sever orientované karové stěny. Tato forma má v nadmořské výšce 1 100 m n. m. ploché dno (cf. Obr. 42) a je hrazena valem, který VOČADLOVÁ & KŘÍŽEK (2005) označují jako protalus rampart (dosud bez sedimentologického ověření). Obr. 39: Sklony svahů (hlavní osa y) a 2D plocha (vedlejší osa y) vynesené vůči nadmořské výšce – osa x (m n. m.) u karu Prášilského jezera sklon

rozloha

35,0

6,00

30,0

5,00

25,0

4,00 3,00

ha

(°)

20,0 15,0 2,00

10,0

1,00

5,0 0,0

0,00 1062- 1081- 1101- 1121- 1141- 1161- 1181- 1201- 1221- 12411080 1100 1120 1140 1160 1180 1200 1220 1240 1260 m n. m.

87


Obr. 40: Sklony svahů (hlavní osa y) a 2D plocha (vedlejší osa y) vynesené vůči nadmořské výšce – osa x (m n. m.) u uzávěru údolí ve kterém leží Stará jímka rozloha

20,0

45,00

18,0

40,00

16,0

35,00

14,0

30,00

(°)

12,0

25,00

10,0

20,00

8,0 6,0

15,00

4,0

10,00

2,0

5,00

0,0

ha

sklon

0,00 1050- 1061- 1081- 1101- 1121- 1141- 1161- 1181- 1201- 1221- 12411060 1080 1100 1120 1140 1160 1180 1200 1220 1240 1260

m n. m.

Obr. 41: Sklony svahů (hlavní osa y) a 2D plocha (vedlejší osa y) vynesené vůči nadmořské výšce – osa x (m n. m.) u karu jezera Laka sklony

rozloha

25,0

12,00

20,0

10,00 8,00 6,00

ha

(°)

15,0 10,0 4,00 5,0

2,00

0,0

0,00 1081- 1101- 1121- 1141- 1161- 1181- 1201- 1221- 1241- 1261- 12811100 1120 1140 1160 1180 1200 1220 1240 1260 1280 1300 m n. m.

88


Obr. 42: Sklony svahů (hlavní osa y) a 2D plocha (vedlejší osa y) vynesené vůči nadmořské výšce – osa x (m n. m.) u karu Černého jezera sklon

rozloha

45,0

80000

40,0

70000

35,0

60000 50000

25,0

40000

20,0

ha

(°)

30,0

30000

15,0

20000

5,0

10000

0,0

0

96

7 9 8 -9 8 1- 0 1 0 10 0 1 00 1 0 -1 0 2 1 20 1 0 -1 0 4 1 40 1 0 -1 0 6 1 60 1 0 -1 0 8 1 80 1 1 -1 1 0 1 00 1 1 -1 1 2 1 20 1 1 -1 1 4 1 40 1 1 -1 1 6 1 60 1 1 -1 1 8 1 80 1 2 -1 2 0 1 00 1 2 -1 2 2 1 20 1 2 -1 2 4 1 40 1 2 -1 2 6 1 60 1 2 -1 2 8 1 80 1 3 -1 3 0 1 00 -1 32 0

10,0

m n. m.

6.3.3 Analýza orientace zkoumaných karů Orientace karů je rovněž často spojována s jejich genezí. Má zvláštní význam zejména v okolí sněžné čáry (TP–ELA), kde u chladných orientací kary sestupují poměrně hluboko pod úroveň této linie a ovlivňují tak polohu TPW–ELA (NESJE & DAHL 1992) – více viz kap. 5.10.4, 6.5.1.3 a 6.5.2.3. EVANS (1977) vymezuje tři alternativní základní charakteristiky orientace karů: o směr nejdelší osy karu (jako nejdelší osa je definována spojnice procházející středem prahu karu – prostor kterým je kar otevřen do údolí; resp. prostor mezi hranami karové stěny) a místem, které je od tohoto místa nejvíce vzdáleno, o směr mediánové osy karu, která se tvoří tak, že se nejprve rozpůlí tzv. práh karu. Mezi bodem ležícím v polovině tohoto „prahu“ je vedena osa rozdělující plochu karu na dvě stejné poloviny (EVANS 1977, GARCÍA-RUIZ et al. 2000, FEDERICI & SPAGNOLO 2004); o orientaci karové stěny. Podle EVANSE (1977) jsou první dvě charakteristiky dosti závislé na topografii, kdežto u karové stěny můžeme předpokládat větší význam, protože byla ovlivněna přímo činností ledovce. Jako základní charakteristika, určující celkovou orientaci karu jako geomorfologické formy je nejčastěji používána orientace mediánové osy karu (EVANS 1977, GARCÍA-RUIZ et al. 2000, FEDERICI & SPAGNOLO 2004) – viz Tab. 15. Tab. 15: Směry mediánových os sledovaných karů Veličina Prášilské jezero Stará jímka Azimut mediánové osy karu 83 14 [°]

Jezero Laka

Černé jezero

40

50

Pro vyjádření celkové orientace karů je využíváno hodnot tzv. kumulativního vektoru vyjadřujícího průměrný směr karů ve sledované oblasti, který se tvoří vektorovým součtem směrů mediánových os viz EVANS (1977). I když k jeho vypracování se obvykle využívá 89


rozsáhlejších souborů (EVANS 1977), pro získání představy o převládající orientaci sledovaných karů byl vektor pro sledované formy vytvořen i z omezeného počtu dat (Obr 43). Průměrný směr sledovaných karů je 47°, což odpovídá SV chladné orientaci. Obr. 43: Vektorový součet mediánových os sledovaných karů (data podle Tab. 15)

Orientace karové stěny, ale i celého karu (zvláště je-li do analýz zahrnut i georeliéf pod hladinou jezera) vůči světovým stranám částečně odráží charakter klimatických podmínek, které vedly ke vzniku a vývoji ledovce. Dalším významnou charakteristikou je však zastínění, určované výškou karové stěny. Z Obr. 44 je zřejmé, že u většiny sledovaných forem reliéfu (karů jezer Prášilského, Laka i Černého) převažují svahy s chladnými orientacemi. U dvou zkoumaných karů byla zjištěna převažující orientace východní – kar Prášilského (46 % plochy karu) a Černého (39 % plochy karu) jezera. Převažující orientaci ve směru téměř shodném s průměrným směrem sledovaných karů (47°– viz Obr. 43) má jezero Laka, a to SV (37 % plochy karu) (viz Obr. 44). U uzávěru údolí, ve kterém leží Stará jímka byly zjištěny jako výrazné svahy se S (9 % plochy karu) a SV (16 % plochy karu) orientací, ale dominantní zde jsou plochy s teplou orientací (JZ 27 % a Z 5 % plochy karu) – viz Obr. 44.

%

Obr. 44: Plochy svahů s různou orientací u sledovaných karů [%] 50 45 40 35 30 25 20 15 10 5 0 rovina

S

SV

V

Prášilské 1

JV Prášilské 2

JV

JZ

Laka

Černé

Z

SZ

Poznámka: Prášilské 1 – schodovitý kar Prášilského jezera, Prášilské 2 – uzávěr údolí se Starou jímkou 90


Při hodnocení orientace zkoumaných forem je zajímavý fakt, že dvě největší formy mají i „nejchladnější“ orientaci mediánových os (Tab. 15), přičemž kar jezera Laka má orientaci téměř shodnou se zjištěnou průměrnou orientací karů (viz výše). Je zřejmé, že pokud v zájmových územích probíhalo zalednění opakovaně (což je vzhledem k charakteru klimatických změn v pleistocénu více než pravděpodobné), u forem s chladnější orientací mohlo k zalednění docházet častěji, což by přispělo ke vzniku celkově rozsáhlejších forem. Faktem však zůstává, že u Černého a Prášilského jezera jsou glaciální formy (konstrukční i destrukční) dnes nejvýraznější, což by nasvědčovalo tomu, že v posledním kryoméru, kdy se na Šumavě odehrálo nejmladší zalednění, byly glaciální procesy v okolí jezera Laka a v údolí v němž leží Stará jímka méně aktivní, a to navzdory chladné orientaci, jež je celkově vhodnější pro vznik ledovců. Z toho můžeme vyvozovat, že další podmínky ovlivňující vznik ledovců (např. převládající směry větrů apod.) mohly být jiné než u předchozích kryomérů. Nebo se jedná o formy kombinované, na jejichž vzniku se podílelo více procesů.

6.3.4 Analýza dalších morfometrických charakteristik sledovaných karů Tab. 16: Další morfometrické charakteristiky u zkoumaných karů (jednotlivé veličiny jsou definovány v Tab. 6) Prášilské Stará jímka Jezero Laka Černé jezero Veličina jezero Délka karu L [m] 415,4 1 631 1 048 803,3 Šířka karu W [m] 1 172,6 1 116 803 834 R=L/H 2,19 8,49 4,91 2,29 T=L/W 0,35 1,46 1,30 0,965 k hodnota 1,01 -1,8 0,53 1,76 Plocha deflační oblasti [ha] 17,46 119,8 46,16 28,86 D Plocha konstrukční oblasti 5,21 46,63 17,63 92,71 [ha] A Plocha destrukční oblasti 35,32 161,09 67,15 80,56 (karu) [ha] K Poměr (D : K : A) 0,49 : 1 : 0,15 0,74 : 1 : 0,28 0,68 : 1 : 0,26 0,36 : 1 : 1,15 Pro hodnocení dalších morfometrických charakteristik byly využity zejména charakteristiky umožňující srovnání zkoumaných forem s výsledky z jiných oblastí, tedy T hodnota (viz Tab. 6 a 15) a k hodnota (1) a (2) – kap. 5.8.1.2. Pro srovnání ploch karů (destrukčních oblastí), akumulačních forem (konstrukčních oblastí) a deflačních plošin, byl použit poměr 3D ploch vypočtených z DMR. Jako základ pro vypočtení poměru byla vzata 3D plocha destrukční oblasti (karu) (Tab. 16). Při hodnocení T hodnoty je možné vyjít zejména ze srovnání s pracemi GARCÍA-RUIZE et al. (2000) a FEDERICI & SPAGNOLA (2004) – viz kap. 5.8.2.1. Ze zkoumaných karů bylo Prášilské jezero (T < 0,5) zařazeno mezi kary, jež byly po skončení deglaciace erodovány v oblasti jejich prahů periglaciálními a fluviálními procesy. T hodnota je však u Prášilského jezera výrazně ovlivněna skutečností, že byla počítána pro kompletní schodovitý kar. Po výpočtu T hodnoty pouze pro předpokládaný kar Prášilského jezera (bez výše položeného karu) je ~1,06, což odpovídá karům jež jsou nebo byly modelovány ledovci s dlouhým ablačním jazykem. Pro výpočet této hodnoty byl jako práh karu použit vnitřní morénový val Prášilského jezera (viz kap. 6.4.1.3). Podle T hodnoty (0,965) v intervalu mezi 0,5 a 1 u Černého jezera (Tab. 16) můžeme předpokládat, že se jedná o kar, jež byl modelován karovým ledovcem (cf. FEDERICI & SPAGNOLO 2004). 91


U jezera Laka a uzávěru údolí v němž se nachází Stará jímka byla T hodnota zjištěna větší než 1, což je podle FEDERICI & SPAGNOLO (2004) typické pro kary jež byly modelovány ledovcem s dlouhým ablačním jazykem. Analýzou k hodnoty (Tab. 16) bylo zjištěno, že Černé jezero náleží do skupiny výrazně sevřených karů (k hodnota blížící se hodnotě 2) s velmi strmými stěnami. Dno těchto karů bývá výrazně přehloubené, a proto jsou vyplněny jezery (HAYNES 1968). U schodovitého karu Prášilského jezera je vyjádření karu pomocí k křivky problematické, nicméně, zjištěná hodnota (k = 1,01) odpovídá více rozevřeným karům s mírněji ukloněnými svahy. Dno těchto karů bývá méně často přehloubené, a tak nemusí být vyplněny jezery (k hodnota okolo 1 – HAYNES 1968). Jezero Laka by na základě hodnocení k křivky bylo podle HAYENS (1968) zařazeno mezi kary s mírnou modelací (k hodnota okolo 0,5). Tyto kary bývají často porostlé vegetací nebo pokryté sutí a jejich dno nebývá přehloubené, ale je ukloněné ve stejném směru jako spád údolí (HAYNES 1968). U uzávěru údolí, v němž leží Stará jímka, byla zjištěna k hodnota mimo interval 0,5–2, který je charakteristický pro kary (HAYNES 1968). To může znamenat, že se nejedná o kar, ale zalednění zde mohlo mít jiný charakter (např. krátký údolní ledovec). U velikosti deflační plošiny, karu (destrukční oblasti) a konstrukční oblasti můžeme předpokládat genetickou závislost (kap. 5.8.1.4). Na základě výsledků uvedených v Tab. 16, je zřejmé, že sledované formy můžeme rozdělit do dvou skupin. Do první skupiny náleží jezero Laka a uzávěr údolí v němž se nachází Stará jímka. Poměr mezi deflační plošinou, karem a konstrukční oblastí, je možné přibližně vyjádřit v procentech: 70 : 100 : 27 (kdy rozloha karu, tedy destrukční části je 100 %). Do druhé skupiny je možné zařadit kary Prášilského a Černého jezera, u kterých byly zjištěny zcela rozdílné poměry. U Prášilského jezera byl poměr vyjádřený v procentech 50 : 100 : 15, kdežto u Černého jezera 36 : 100 : 115. Jedním ze základních rozdílů mezi oběma kary je nadmořská výška deflační plošiny, která je u více rozsáhlé plošiny Prášilského jezera položena podstatně níže (~1 230 m n. m.), kdežto u méně rozsáhlé plošiny karu Černého jezera se převážně jedná o vrcholovou plošinu Jezerní hory a Svarohu (ležící ~1 330 m n. m.). Je tedy pravděpodobné, že dotace sněhu deflací mohly být výrazně vyšší u plošiny ležící ve vyšší nadmořské výšce navzdory její menší rozloze. Tato skutečnost může mít význam jako nepřímý důkaz pro určování rozdílu mez TP-ELA a TPWELA. Na základě rozboru morfometrických charakteristik karů Prášilského a Černého jezera, jezera Laka a uzávěru údolí, ve kterém se nachází Stará jímka je sledované formy možné rozdělit do dvou skupin: o Poměrně sevřené více méně okrouhlé kary se strmými stěnami, jež byly modelovány karovými ledovci s přehloubeným dnem, v kterém se v dnešní době nachází jezero. Zalednění zde zanechalo výrazné znaky, jež byly po deglaciaci velice málo přemodelovány fluviálními či jinými procesy. Do této skupiny patří kary Černého a Prášilského jezera. U Prášilského jezera nacházíme schodovitý kar, u kterého můžeme předpokládat vysloveně karovou modelaci zejména v poslední fázi zalednění. V předposlední fázi zde zřejmě byl funkční schodovitý kar skládající se ze dvou cirků, kdy led přecházel z výše do níže položeného (schodovitý kar podle BENN & EVANS 1998). o Dlouhé a úzké kary s mírnou modelací a s malým či žádným přehloubením. Do této skupiny by bylo možné zařadit kar jezera Laka a uzávěr údolí, v němž leží Stará jímka s tím, že u poslední jmenované formy se buď nejedná o kar nebo činnost karového ledovce byla zcela zakryta mladšími zaledněními či činností jiných geomorfologických procesů. V obou případech se však jedná o složité formy, které byly modelovány více než jedním zaledněním a pravděpodobný je i značný význam jiných než glaciálních procesů. 92


6.4 Analýza morfogeneze zájmových území 6.4.1 Morfogeneze okolí Prášilského jezera 6.4.1.1 Morfostruktura a morfoskulptura Úvodní analýza morfogeneze zájmového území byla provedena na základě rozboru hlavních geomorfologických faktorů projevujících se v zájmovém území, jež byly doplněny specifikací charakteru hlavního geomorfologického procesu. V GmIS je tato kategorie vyjádřena nejvyššími taxonomickými úrovněmi, tedy skupinami a jejich specifikacemi (viz kap. 5.3; Tab. 4). V zájmovém území tak byly vymezeny formy závislé na morfostruktuře a morfoskupltury (Obr. 45): Morfostruktura

Přímo v okolí Prášilského jezera nebyly zjištěny žádné projevy aktivní morfostruktury. Stabilitu zájmového území dokládají zejména relikty zarovnaných povrchů, jež se v uzávěru údolí nachází na jeho obou stranách ve shodné nadmořské výšce. Tato skutečnost svědčí o tom, že po vyzdvižení zarovnaných povrchů do jejich dnešní polohy již nedocházelo na linii prášilského zlomu k žádným vertikálním pohybům (viz kap. 6.4.1.2 ). Rovněž je zřejmé, že celá kra byla, vzhledem k neporušeným reliktům zarovnaných povrchů, vyzdvižena jako celek. Na takto vyzdviženou kru následně působily exogenní činitelé vytvářející morfoskulpturu zájmového území. Došlo tak ke vzniku hlavních rysů georeliéfu zájmového území – starých zarovnaných povrchů, vyzdvižených do nadmořské výšky nad 1 000 m, na které působily (resp. působí) exogenní činitelé. V generelní stavbě dnešní charakter území ovlivnila zejména fluviální eroze (výrazné údolí Jezerního potoka prořezává relikty zarovnaných povrchů, jež jsou zachovány na hřbetech v horních částech povodí). Z hlediska vztahu geologických podmínek a georeliéfu byla na většině zájmového území zjištěna závislost na pasivní morfostruktuře. Ta se projevuje přímou závislostí geomorfologických forem na průběhu geomorfologických linií, litologických rozhraní, různé geomorfologické hodnotě hornin i strukturních vlastnostech hornin, a to jak krystalických břidlic tak granitů (viz níže). V zájmovém území můžeme vymezit následující části georeliéfu závislé na pasivní morfostruktuře: o formy ve shodě s průběhem neaktivních zlomů a geomorfologických linií 3. řádu (Obr. 26), o formy ve shodě s průběhem neaktivních zlomů (mimo směry geomorfologických linií 3. řádu), o formy kontrolované puklinatostí granitů (Obr. 7 a 8), o formy kontrolované foliací a na ní vzniklých puklinách u krystalických břidlic (Obr. 8, 9 a 100), o formy vznikající na hranici druhů hornin. Formy ve shodě s průběhem zlomů a geomorfologických linií 3. řádu

Jako „formy ve shodě s průběhem geomorfologické linie“ byly označeny elementární a složené formy kopírující směr neaktivních zlomů a geomorfologických linií 3. řádu. V zájmovém území v okolí Prášilského jezera se nachází dvě geomorfologické linie 3. řádu (Obr. 26) a jejich průběh je totožný s liniemi neaktivních zlomů zaznamenaných v geologické mapě (PELC & ŠEBESTA 1994). Formy odpovídající průběhu zlomů i geomorfologických linií jsou zpravidla poměrně rozsáhlá polygenetická individua. V zájmovém území v okolí Prášilského jezera je u geomorfologické linie 3. řádu průběh (směr přibližně S–J) shodný s geologicky doloženým prášilským zlomem (viz kap. 6.1).

93


Formy se shodným směrem jako má tato linie (i prášilský zlom) – tedy směr S–J, jsou zejména polygenetické části svahů ve spodní části zájmového území, resp. v oblasti údolí tvaru V (viz Tab. 1). Druhá linie 3. řádu procházející zájmovým územím je na výše zmiňovaný směr v podstatě kolmá. V místě, kde se projevuje v zájmovém území v okolí Prášilského jezera, je její průběh shodný s linií jedné z větví prášilského zlomu. Geomorfologická forma, která zde vznikla, je výrazná sníženina charakteru úpadu nacházející se na svahu se západní orientací, tedy na protějším svahu, než leží kar Prášilského jezera. Formy ve shodě s průběhem neaktivního zlomu (mimo směry výrazných geomorfologických linií)

Mimo směr geomorfologických linií, ale v souladu s průběhem jedné z větví prášilského zlomu, leží výrazná „permanentní svahová erozní rýha“ v závěru Staré jímky (MENTLÍK 2004b, 2005c). Jedná se o případ, kdy v zájmovém území vznikla recentní geomorfologická forma (tedy forma v podstatě monogenetická – fluviální) ve vazbě na průběh významné geologické strukturní linie. Její vznik je spojován se zvýšeným koloběhem vody na zlomu (MENTLÍK 2004b, 2005c). Formy kontrolované puklinatostí granitů

V povodí Prášilského jezera mají hlavní puklinové systémy u granitů (S, Q pukliny) směry mezi 120–130° a směry na ně zhruba kolmé odpovídají směrům mezi 20–50° (Obr. 7) (MENTLÍK 2005b, s. 72). Jako „formy kontrolované puklinatostí granitů“ byly označeny: o rozsáhlé formy (hřbety a části svahů), jež se nachází na žulovém podkladě a kopírují výše uvedené směry (Obr. 45) a je proto u nich možné předpokládat závislost na struktuře; o části karové stěny podmíněné strukturou granitů – jedná se o části karové stěny Prášilského jezera, které mají shodný směr s puklinatostí granitů (viz Obr. 8). Formy kontrolované foliací a na ní vzniklých puklinách u krystalických břidlic

U krystalických břidlic je v okolí Prášilského jezera nejvýznamnějším geologickým strukturním prvkem foliace. Na její směry jsou vázány pukliny vznikající odlehčením, které jsou zde nejčastějším typem puklin (Obr. 9) (MENTLÍK 2005b). Ke vzniku skalních výchozů (většinou skalních ploten) zde dochází v případě, že se směr foliace přibližuje směru vrstevnic. K tomu dochází zejména u některých částí karové stěny Prášilského jezera (Obr. 8). Foliace se projevuje i ve vrcholových a hřbetových partiích, kde podmiňuje vznik asymetrických hřbetů (kuestoidů) (Obr. 3; Foto 15), které jsou časté v různých velikostech a v různých částech hřbetu Skalky (od Skalky – 1 237,8 m n. m., až k severnímu konci hřbetu, kde klesá ke Kocháňovským pláním). Na hřbetu mezi Poledníkem a Skalkou se nachází poloha odolnějších hornin – kvarcitů (Obr. 10). Je pravděpodobné, že její existence ovlivnila celkový charakter hřbetu i vrcholových partií Poledníku, zejména i jejich konvexní polohu. Na základě výše uvedeného můžeme u forem podmíněných strukturou krystalických břidlic rozlišit dva typy: o formy závislé na foliaci krystalických břidlic a puklinách, jež na základě foliace vznikají odlehčením – formy, které mají charakter asymetrických hřbetů (kuestoidů – Foto 15); o formy podmíněné polohami odolnějších hornin (většinou jde o vložky kvarcitů) – suky, o části karu kontrolované směrem foliace. Formy vzniklé na hranicích druhů hornin

Jedinou formou, u které byla prokazatelně zjištěná závislost mezi litologickým rozhraním a jejím vznikem a vývojem je murové úžlabí nad Prášilským jezerem, které vzniklo na hranici žuly a krystalických břidlic (MENTLÍK 2004b, 2005c). Aktivní morfostruktura – analýzou zarovnaných povrchů, jež prokázala kvartérní denivelaci reliktů údolních pedimentů a dnešní úrovně Kocháňovských plání – kap. 6.4.1.2 a výzkumem svahu s převládající východní orientací v nižších částech zájmového území (Obr. 50, kap. 6.4.1.2), bylo zjištěno, že strmé části hřbetů přecházející z Větrnného a Skalky ke Kocháňovským pláním jsou zřejmě zbytky zlomového svahu (Obr. 45).

94


Morfoskulptura

Jako morfoskulptura jsou označované všechny geomorfologické formy v zájmovém území u nichž byly splněny následující podmínky: o destrukční formy u kterých není zřejmá vazba na hierarchicky výše postavené formy kopírující pasivní morfostrukturu; naopak, u forem převládají směry, které generelní stavbě dané pasivní morfostrukturou neodpovídají a/nebo formy jež vznikly činností omezeného počtu exogenních činitelů; o konstrukční formy tvořené nezpevněnými sedimenty. Jedná se zejména o formy vzniklé glaciálními, periglaciálními, fluviálními a svahovými procesy (členění procesů podle STANKOVIANSKY 1975), které se „nakládají“ na rozsáhlejší formy. Jejich vznik je většinou vázán na větší intenzitu geomorfologického procesu, jež je ovlivňována specifickými morfometrickými, klimatickými resp. mikroklimatickými a hydrologickými podmínkami (rozšíření viz Obr. 45). Obr. 45: Elementární formy v okolí Prášilského jezera na úrovni taxonomické úrovně skupin (spolu s jejich specifikacemi)

95


6.4.1.2 Polygenetické formy Složitost geneze forem je v rámci geomorfologické analýzy v GmIS zkoumána na taxonomické úrovni podskupiny, která je určena charakterem geomorfologických procesů modelujících danou formu (Tab. 4). V zájmovém území byly u této úrovně vymezovány polygenetické a monogenetické formy. Polygenetické a monogenetické formy, pak byly v rámci GmIS zařazovány do nižších taxonomických úrovní (Tab. 4), a to na základě bližší specifikace geomorfologických procesů nebo procesu. Výsledkem bylo zařazení do geomorfologických druhů a poddruhů. Tyto úrovně pak byly využity k tvorbě geomorfologických map zájmových území Mapa 1 a 2. Definování kategorií na úrovni podskupiny je poměrně problematické, a to proto, že se změnou měřítka můžeme i u formy, která byla na určité úrovni výzkumu považována za monogetickou, zjistit celou řadu procesů, které se podílely (či podílejí) na jejím vzniku a vývoji. Například u murového zářezu nad Prášilským jezerem byly kromě murové činnosti ještě zjištěny následující významné geomorfologické procesy: nivace, specifická soliflukce, činnost jehlovitého ledu a v omezené míře i fluviální činnost (MENTLÍK 2005c). Proto rozlišení monogenetických a polygenetických forem je chápáno v měřítku, v kterém bylo prováděno geomorfologické mapování, tedy 1 : 5 000. Rovněž bylo přihlíženo k tomu zda je možné mezi dílčími procesy definovat jeden dominantní proces, u kterého předpokládáme zásadní vliv na morfologii dané formy. Tyto skutečnosti pak měly velký význam při zařazování forem v rámci druhů a poddruhů. Můžeme říci, že množství procesů, které se podílely na vzniku forem, se zvětšuje s jejich velikostí, a to zejména proto, že velké formy vznikaly výrazně delší dobu. Je pravděpodobné, že pro vzhled dnešního georeliéfu v zájmových územích byly významné procesy, jež působily v pleistocénu a následně v holocénu. Právě tyto procesy jsou rozhodující pro určení geneze geomorfologických druhů a poddruhů vymezovaných v této práci. Základ rozsáhlejších forem však vznikl v předpleistocénním období, často působením zcela jiných geomorfologických procesů než těch, které inercií ovlivňovaly dané formy v pleistocénu či holocénu. Z výše uvedeného vyplývá definice polygenetických forem jak jsou chápány v této práci: jedná se o formy, které vznikly v předpleistocénním období a byly následně modelovány celou škálou procesů v pleistocénu i holocénu. Na základě výše uvedeného byly mezi polygenetické formy zařazeny: o relikty zarovnaných povrchů, o hřbety, o rozsáhlé sníženiny na svazích charakteru úpadů (dellenů), o velké jednotky svahů údolí. Morfometrická analýza reliktů zarovnaných povrchů

V zájmovém území v okolí Prášilského jezera bylo zjištěno 11 reliktů zarovnaných povrchů (Tab. 17). Ve všech případech se jednalo o poměrně kompaktní individua odpovídající elementárním formám reliéfu zkoumané rozlišovací úrovně (Obr. 46). Na základě jejich geomorfologické polohy, charakteru jejich pokryvu a vyskytujících se skalních útvarů byla vytvořena jejich následující klasifikace: o vrcholová plošina na Poledníku (1 315,2 m n. m.), s maximální nadmořskou výškou 1 315,2 m n. m. a průměrnou nadmořskou výškou 1 292 m n. m. (Tab. 17, Obr. 46). Samotné vrcholové partie Poledníku jsou poměrně výrazně poznamenány činností člověka (vyhlídková věž). Přesto můžeme říci, že mimo přilehlého svahu se západní orientací (mimo zájmové území) na povrchu plošiny nacházíme poměrně málo stop po činnosti periglaciálních procesů. Chybí zde tory, skalní torsa a podobné formy.

96


Tab. 17: Relikty zarovnaných povrchů v okolí Prášilského jezera Minimální Maximální Rozpětí Průměrná Číslo Výběrová Variační Plocha nadmořská nadmořská nadmořských nadmořská zarovnaného směrodatná koeficient [ha] výška výška výšek výška povrchu odchylka [%] [m n. m.] [m n. m.] [m n. m.] [m n. m.] 1 27,7 920,0 962,7 42,6 939,5 10,31 1,10 2 10,0 917,8 965,5 47,6 939,7 11,52 1,23 3 6,9 1 050,4 1 103,1 52,7 1 083,2 12,29 1,13 4 9,3 991,2 1 022,8 31,7 1 006,8 5,17 0,51 5 4,5 969,3 1 021,1 51,7 1 002,8 11,62 1,16 6 4,0 990,5 1 026,3 35,8 1 009,8 8,62 0,85 7 1,1 1 206,7 1 217,4 10,6 1 211,4 2,55 0,21 8 109,0 1 206,5 1 249,8 43,3 1 230,9 8,14 0,66 9 9,9 1 210,0 1 241,5 31,4 1 226,2 5,78 0,47 10 6,3 1 234,6 1 266,7 32,1 1 255,0 5,39 0,43 11 36,3 1 278,9 1 315,2 36,1 1 292,4 8,55 0,66 Poznámka: výběrová směrodatná odchylka a variační koeficient vyjadřují „míru rozptylu nadmořských výšek zarovnaných povrchů“; pro výpočet byly použity hodnoty nadmořských výšek středů buněk rastrů nadmořských výšek velikosti 5x5 m jednotlivých zarovnaných povrchů (Obr. 46). o Hřbetové plošiny s průměrnou nadmořskou výškou nad 1 200 m. Relikty zarovnaných povrchů této úrovně se nachází po obou stranách údolí, a to ve velice podobné nadmořské výšce. Průměrné výšky nejrozsáhlejších reliktů zarovnaných povrchů (označené jako 8 a 9, viz Obr. 46), mají rozdíl průměrných nadmořských výšek 4 m (Tab. 17). Rovněž je zřejmé, že rozlohou se jedná o největší relikty zarovnaných povrchů v zájmovém území. Oproti vrcholové plošině je pro ně charakteristická přítomnost četných skalních forem (skalní hradby, tump, skalní torsa – Foto 15). Na přilehlých svazích na tyto zarovnané povrchy navazují akumulace hranáčů, na západních svazích přecházející pod Skalkou ve výrazná kamenná moře (Foto 13) (tzv. geliflukční svahy – viz dále). o Hřbetové plošiny s průměrnou nadmořskou výškou ~1 000–1 090 m (Tab. 17, Obr. 46). I na těchto plošinách se místy nachází zbytky po kryogenní činnosti (skalní torsa a výjimečně skalní hradby), ale v menší míře než u výše popisovaných plošin. Pro relikty zarovnaných povrchů této úrovně je charakteristické poměrně velké rozpětí nadmořských výšek (u plošiny č. 3 nejvyšší ze všech zarovnaných povrchů), i poměrně značné rozpětí průměrných nadmořských výšek (1 002–1 083 m n. m.). o Hřbetové plošiny s průměrnou nadmořskou výškou ~939 m. Nachází se pod strmými svahy, kterými přechází oba hřbety údolí Jezerního potoka ke Kocháňovským pláním. Můžeme říci, že morfologicky a topograficky tyto relikty zarovnaných povrchů již náleží ke Kocháňovským pláním, i když jsou asi 40 m nad jejich úrovní. Kryogenní formy zde téměř nebyly zjištěny. Tyto relikty zarovnaných povrchů se nachází na obou hřbetech údolí, a to v téměř shodné nadmořské výšce (rozdíl průměrných nadmořských výšek 0,2 m – Tab. 17). o Svahové plošiny navazující na nejníže položené hřbetové plošiny (Obr. 46). Na nejníže položené plošiny u západněji položeného hřbetu údolí navazují svahové plošiny táhnoucí se téměř podél celého východního svahu údolí. Leží nad spodní (velice strmou) částí svahu s východní orientací, jejíž původ je přičítán termoerozi (viz kap. 6.2.1 a 6.4.1.3). 97


Při vypracování uvedené klasifikace byly využity poznatky uvedené CZUDKEM (2000). Ten u náhorních plošin rozlišuje náhorní kryoplanační plošiny (se zbytkem izolovaných skalních tvarů) a plošiny bez skalních forem, u kterých nevíme, zda se jedná o plošiny vzniklé v základních rysech před pleistocénem či v pleistocénu. Obr. 46: Relikty zarovnaných povrchů v zájmovém území v okolí Prášilského jezera

Ze srovnání změny rozlohy reliktů zarovnaných povrchů s nadmořskou výškou vyplývá, že v zájmovém území se zvyšující se nadmořskou výškou stoupá i rozloha reliktů zarovnaných povrchů (Obr. 47). Naopak, pokud sledujeme rozčlenění zarovnaných povrchů, zjišťujeme, 98


že s rostoucí nadmořskou výškou klesá (Obr. 48). To znamená, že i když ve vyšších nadmořských výškách se nachází celkově rozsáhlejší relikty zarovnaných povrchů, jsou méně členité (Obr. 48). U nejníže položených reliktů zarovnaných povrchů (nejníže položených hřbetových plošin a svahových plošin), je zřejmá vazba na dno údolí (resp. úroveň Kocháňovských plání u nejníže položených plošin a dno údolí Jezerního potoka u svahových plošin). Kombinací denudace a boční resp. zpětné eroze se ve spodních partiích svahů vytváří plošiny charakteru pedimentů (ROHDENBURG 1989) – poprvé popsané G. K. Gilbertem v roce 1880. Oproti ostatním zarovnaným povrchům pedimenty mají poměrně výrazné rozpětí nadmořských výšek, protože vystupují podél stran údolí z nižších do výše položených poloh. Podle ROHDENBURGA (1989) můžeme rozlišovat dva typy pedimentů vznikající ve spojení fluviální činnosti s vývojem svahů: svahové pedimenty (slope pediments) – vznikající progresivním ústupem svahů, jež probíhá denudací; pedimenty údolního dna (valley floor pediment) – vznikající pokud denudace podmiňující ústup svahů není tak výrazná. Vznik plošiny na dně údolí je v tomto případě podmíněn boční erozí (ROHDENBURG 1989, s. 55–56). Na základě geografické pozice a prostorových vazeb výše popsaných reliktů zarovnaných povrchů, se můžeme domnívat, že obě nejníže položené plošiny jsou zbytky pedimentů, kdy rozsáhlejší hřbetová plošina vznikla jako pediment údolního dna boční erozí Jezerního potoka a Prášilského potoka. Na ni navazuje svahový pediment, jež představoval dno údolí Jezerního potoka. Z výše uvedeného vyplývají následující důležité skutečnosti: o vzhledem k tomu, že hřbetové plošiny jsou 40 m nad současným povrchem Kocháňovských plání, je pravděpodobné, že na linii oddělující svah mezi Kocháňovskými a Modravskými pláněmi, došlo k tektonickému porušení původního zarovnaného povrchu (pedimentu). Mohou tedy poklesávat Kocháňovské pláně nebo naopak je vyzdvihována výše položená část Modravských plání s Poledníkem. Tato kra by však musela pohyby prodělávat jako celek, protože zarovnané povrchy po obou stranách údolí Jezerního potoka mají velmi podobnou (resp. shodnou) nadmořskou výšku – zejména v uzávěru údolí (viz výše). Stáří pohybů by muselo být nižší než je stáří obou pedimentů, které se vyvíjely zřejmě v neogénu, ale jejich vývoj mohl pokračovat i v pleistocénu (jako kryopedimentů). Je tedy pravděpodobné, že výše popisovaná výšková diference je tektonického původu a vznikla v průběhu pleistocénu. Geologicky zde však není dokládán žádný zlom, na kterém by k těmto pohybům mohlo docházet. o Na svahovou plošinu (pediment údolního dna) i na současné dno údolí (geneticky spojené se strmým svahem s východní orientací, u nějž je předpokládán vznik termoerozí), jsou naloženy i nejstarší glaciální sedimenty. To znamená, že staré dno údolí (pediment) bylo nejprve proříznuto intenzivní hloubkovou erozí. Její působení bylo zřejmě spojeno se zatlačováním toku ke svahu s chladnou orientací (tedy s termoerozí). Teprve po jejím skončení byly na staré i nové údolní dno ledovcem uloženy ty nejstarší glaciální sedimenty. Fluviální činnost spojovaná se zaledněním v okolí Prášilského jezera tedy nebyla z hlediska hloubkové eroze tak výrazná a odehrávala se zhruba v úrovni dnešního údolního dna. Z těchto faktů vyplývá evidentní souvislost, pokud předpokládáme zvýšenou intenzitu hloubkové eroze ve vazbě na změnu lokální erozní báze (v tomto případě úroveň Kocháňovských plání). Zjištěné skutečnosti mohou být morfochronologicky interpretovány následujícím způsobem: 1. pedimentace v neogénu – vznik svahového a údolního pedimentu v úrovni dnešních Kocháňovských plání; 2. možná inercie procesu ve spodním pleistocénu (jako kryopedimentace); 3. několik chladných a suchých období bez výrazné glaciální činnosti ve středním pleistocénu – výrazná hloubková eroze na spodním toku Jezerního potoka podmíněná 99


zdvihem kry Poledníku a Modravských plání vůči Kocháňovským pláním, provázená termoerozí; 4. glaciální činnost v závěru pleistocénu. Obr. 47: Změna rozlohy reliktů zarovnaných povrchů s výškou v zájmovém území v okolí Prášilského jezera (r = 0,33) 120,0

rozloha

90,0

60,0

30,0

0,0 900,0

1000,0

1100,0

1200,0

1300,0

m n. m Obr. 48: Změna rozpětí u jednotlivých zarovnaných povrchů (vyjádřená variačním koeficientem v počítaným jako podíl výběrové směrodatné odchylky nadmořských výšek konkrétního zarovnaného povrchu a střední hodnoty jeho nadmořských výšek) s nadmořskou výškou v zájmovém území v okolí Prášilského jezera (r = -0,72) 1,4

v

1,1

0,8

0,5

0,2 900,0

1000,0

1100,0

1200,0

1300,0

m n. m

100


Hřbety

Hřbety se nachází mezi jednotlivými polohami hřbetových plošin. V zájmovém území v okolí Prášilského jezera nacházíme tři typy hřbetů: o Relativně strmé hřbety zvolna přecházející v hřbetové plošiny. Jejich nejčastější rozšíření je ve výškové zóně mezi 1 150–1 200 m n. m. Zvláště na žulovém podkladě je zde poměrně častý výskyt skalních forem, které mají charakter skalních hradeb, na něž navazují plošně málo rozsáhlé (v delší ose do 10 m) plošiny. Tyto hřbety spojují úroveň výše položených reliktů zarovnaných povrchů (7, 8, 9 a 10 – Obr. 46, Tab. 17) představující zřejmě úroveň rozčleněného etchlplainu (viz Obr. 103) a níže položenou úroveň, která může představovat vyzdvižené a přemodelované nejstarší údolní dno (povrchy 3 a 4 a na ně výše navazující relativně pozvolné a široké hřbety) – nejstarší pediment. Na samotných hřbetech, ale zejména na přilehlých svazích, jsou akumulace kamenů, jež mají na západních svazích charakter zarostlých kamenných až blokových moří. Celkově se jedná o periglaciální formy v dnešní době neaktivní. Vývoj hřbetových partií a jejich přilehlých svahů působením geliflukce popisuje ROHDENBURG (1989). Podle jeho koncepce by současně se zaoblováním hřbetu mělo docházet i ke zmírňování svahu. Tato zákonitost však v zájmovém území zjištěna nebyla, naopak, u svahů se západní orientací jsou části svahů přiléhající ke hřbetovým partiím těmi nejstrmějšími částmi svahů (jak bylo zmíněno výše jsou tvořena zarostlými blokovými a kamennými moři) (viz dále – problematika periglaciálních monogenetických forem kap. 6.4.1.3). Je pravděpodobné, že snižování těchto hřbetů souviselo se zahlubováním údolí Jezerního potoka. o Relativně pozvolné a široké hřbety pozvolna přecházející do reliktů zarovnaných povrchů s rozdílným rozpětím nadmořských výšek na žulách 1 020–1 150 m a krystalických břidlicích 1 100–1 150 m. U těchto hřbetů je zřejmá vazba na zarovnané povrchy 3 a 4 – Obr. 46, Tab. 17. Spolu s nimi mohou tvořit kryogenně přemodelovaný relikt nejstaršího údolního dna (pedimentu) (viz Obr. 50), výrazně přemodelovaného geliflukcí v kryomérech pleistocénu. Na rulovém podkladě byly v profilech při povrchu zjištěny geliflukcí rozvlečené četné bloky, na žulovém podkladě existence jedné skalní hradby (v podstatě předpokládán podobný vývoj jako u výše popsaných hřbetů – je pravděpodobné, že snižování těchto hřbetů souviselo se zahlubováním údolí Jezerního potoka). o Hřbety přecházející z úrovně asi 1 000 m do nadmořské výšky ~900 m – jedná se o poměrně strmě spadající hřbety s četnými skalními výchozy. Na západním hřbetu, jež se vyvinul na krystalických břidlicích se na hřbetu nachází asymetrické skalní výchozy podmíněné foliací horniny. I u hřbetu na východní straně údolí, který je tvořen žulami, jsou skalní výchozy, i když ne tak výrazné a hřbet (resp. svah) je méně strmý než u krystalických břidlic. Pokud předpokládáme, že pedimenty jsou rozrušené tektonicky podmíněnými zdvihy a u východního svahu rozeznáváme relikty svahového pedimentu (viz dále, Obr. 50), pak tyto poměrně úzké trojúhelníkové svahy jsou pravděpodobně zbytky zlomového svahu. Vývoj vrcholových plošin a hřbetů v chladných období pleistocénu

Relikty zarovnaných povrchů, byly v chladných obdobích pleistocénu přemodelovávány kryoplanací. Schéma modelace reliktů zarovnaných povrchů ve hřbetových a vrcholových partiích v Českém masívu uvádí ve své práci CZUDEK (2005b, s. 118–119). Vlivem geliflukce na hřbetové partie se zabývá i ROHDENBURG (1989, s. 21). Oba autoři předpokládají snižování hřbetů a vznik hřbetových resp. vrcholových plošin odnosem zvětralin (Rohdenburg působením geliflukce).

101


Obr. 49: Profil zvětralinou na Jezerním hřbetu (relikt zarovnaného povrchu) – sklon v okolí 0° (míra v cm)

Poznámka: v celém profilu byly pozorovány projevy kryoturbace. V části těsně pod povrchem byla zjištěna akumulace svisle postavených kamenů v velikosti přibližně 40x40x40 cm (proces mrazového napřimování a třídění – ROHDENBURG 1989) – na obrázku znázorněno v pravé části (měřítko shodné s profilem). V nejspodnějším horizontu byly zjištěny svisle postavené kameny. V souladu s prácemi CZUDKA (1964, 1993, 1995, 1997, 2001a, b – shrnuto zejména v práci CZUDEK 2005b, s. 92–94), DEMKA (1967, 1968, 1969, 1980 a 1984), CZUDKA & DEMKA (1976) a REGERA & PÉWÉHO (1976) je kryoplanací rozuměno snižování povrchu komplexem procesů probíhajících v periglaciální zóně – většinou ve vazbě na spojitý či nespojitý permafrost nehluboko pod povrchem. Význam permafrostu pro kryoplanaci spočívá zejména v tom, že zde působí jako báze pro rovnoběžný ústup mrazového srubu či srázu a v podstatě zabraňuje výraznějšímu odnosu shora. Podle CZUDKA (1995) je v horských oblastech prokázán vznik a vývoj kryoplanačních teras i v souvislosti s hlubokým sezónním promrzáním, tedy bez nutné existence permafrostu. Procesy, které se souborně na kryoplanaci jako komplexním procesu významně podílí jsou: geliflukce, plošný splach, mrazové klouzání, mrazové třídění a sufóze. Problematické je postavení kryoplanace vůči nivaci (THORN & HALL 2002). V této práci je nivace chápána jako proces (resp. série procesů) působící ve vazbě na dlouhodobě ležící sníh, resp. zvýšenou vlhkost, která je s existencí sněhových polí zpravidla spojena (THORN & HALL 2002, CZUDEK 2005b, s. 171). Nivace je z tohoto pohledu azonální proces, působící bez ohledu na přítomnost permafrostu, či výrazného promrzání půdy resp. zvětraliny. Náhorní kryoplanační plošiny a kryoplanací ovlivněné hřbety (Mapa 1), mají v zájmovém území následující společné znaky: o slabý pokryv zvětralin (do 1 m) se znaky kryoturbace v celém profilu (Obr. 49); průměrná mocnost pokryvu zvětralin na plošinách byla zjištěna zarážecími sondami na 102


~0,6 m; Pro zjištění mocnosti pokryvu bylo ve hřbetových partiích kromě kopané sondy (Obr. 49) provedeno 15 zarážecích sond. o častý výskyt skalních útvarů výrazně přemodelovaných kryogenními procesy (asymetrické hřbety – kuestoidy, skalní hradby, tory a skalní torsa), o na plošiny navazující geliflukční pokryv svahů – zvláště výrazný na svazích s teplou (západní) orientací, kde se nachází i četná kamenná moře – označováno jako geliflukční svahy (Foto 13 a 14) (viz kap. 6.4.1.3). Problematice kryoplanačních teras v pravém slova smyslu (geneticky jsou kryoplanačními terasami vlastně i náhorní kryoplanační plošiny) je věnována část v rámci monogenetických (periglaciálních) forem (kap. 6.4.1.3). Sníženiny na svazích charakteru úpadů (dellenů)

V zájmovém území v okolí Prášilského jezera byly zjištěny dvě poměrně rozsáhlé konkávněkonkávní formy. Plošně zabírají velkou část svahu – začínají těsně pod hranou zarovnaných povrchů, rozkládají se na celé ploše svahu a ve spodní části přechází ve dno údolí. Větší forma (celková rozloha 109,03 ha) se nachází na protilehlém svahu než leží kar Prášilského jezera, tedy na svahu se západní orientací. Z analýzy geomorfologických linií (Obr. 26) vyplývá, že se jedná o formu jež je založena na pasivní morfostruktuře, i když se v rámci povodí Jezerního potoka jedná o směr téměř kolmý na zde dominantní směr (S–J). Hlavní proces, který vedl ke vzniku formy byla zřejmě soliflukce a fluviální eroze. V kryomérech pak geliflukce a nivace, která se mohla podílet na zestrmování svahu s jihozápadní orientací ležícího nad popisovanou formou (Mapa 1). Z recentních forem je popisovaný úpad v současné době přetvářen fluviální erozí (erozní zářez), přičemž v pramenné oblasti toku, který zde protéká, se nachází rašeliniště. Z morfogenetického hlediska představuje popisovaná sníženina zajímavou alternativu karu ležící na svahu s teplou (západní) orientací, tedy na protějším svahu než leží kar Prášilského jezera. Druhý, i když výrazně menší (celková rozloha 20,56 ha), úpad se nachází ve spodní části zájmového území, a to opět na svahu se západní orientací. Tato sníženina je protékána četnými drobnými vodními toky a je místy prorašelinělá, i když rašelina zde nedosahuje příliš velkých mocností (do 1 m) a nezabírá ani rozsáhlejší souvislé plochy. Velké části svahů

Jako polygenetické byly označeny svahy nacházející se v oblasti údolí tvaru V (Tab. 1, Obr. 2). Hlavním faktorem, který vedl k jejich vzniku byla fluviální činnost, ale přítomnost pedimentů (i stupňů nacházejících se výše ve svahu, jež mohou představovat relikty starších úrovní údolního dna (viz dále – Obr. 50) dokládá, že se jedná o velice komplikované a staré erozně-denudační formy. Vzhledem k přítomnosti kamenů různé velikosti ve svahovinách je zřejmé, že svahy byly přemodelovávány v kryomérech pleistocénu geliflukcí (viz níže). U velkých částí svahů můžeme v zájmovém území vymezit dvě základní kategorie. Toto rozdělení vyplývá z jejich odlišné orientace vedoucí k rozdílné intenzitě svahových procesů, projevující se sklonovou asymetrií svahů (viz kap. 6.2.1): o velké části svahů se západní orientací – mají většinou celkově mírnější plynulý sklon; o velké části svahů s východní orientací – morfologie svahu s východní orientací je komplikovanější (Obr. 50), než v předešlém případě. Uchování stupňů na svahu nasvědčuje tomu, že v kryomérech byly tyto svahy výrazně promrzlé a tím zde byla, oproti svahům se západní orientací, omezena intenzita svahových pochodů. Jak je patrné z Obr. 50, na svahu s východní orientací je možné vymezit dvě mírnější části svahu oddělené stupni. Níže položená forma je již popisovaný svahový pediment. Výše položená jednotka má již výraznější sklon a omezení stupni je patrné pouze ve vyšších partiích údolí (Mapa 1). Přesto se můžeme domnívat, že se jedná o druhou úroveň údolního dna. V zájmovém území se tedy může jednat o dva svahové pedimenty (různého stáří) nad sebou (Obr. 50). 103


Pokud je tato dedukce pravdivá, hřbetové plošiny, které se zde nachází (č. 3 a 4 na Obr. 46) mohou být zbytky nejstaršího údolního dna (pedimentu), který vznikl v první fázi zdvihu celé kry vůči Kocháňovským pláním (Obr. 50). Na plošinách a přilehlých hřbetech v kryomérech pleistocénu dále výrazně působila kryoplanace (na hřbetech pak geliflukce), která plošinám vtiskla dnešní ráz (např. žulový tor na plošině č. 3, Obr. 46). Obr. 50: Schematické znázornění různých částí svahu s východní orientací v oblasti údolí tvaru V (pod linií znázorňující sklon svahu je morfologické pojmenování, nad ní jsou uvedeny pravděpodobné převládající procesy vedoucí ke vzniku jednotlivých segmentů svahu) fluviální činnost, denudace (ústup svahu) následně navazující kryoplanace

plošina ve hřbetových partiích svah navazující na hřbetové partie

relikty nejvyššího údolního dna (pedimentu?)

fluviální činnost denudace (ústup svahu) slabá geliflukce vyšší stupeň vyšší údolní dno vyšší pediment

fluviální činnost denudace (ústup svahu) slabá geliflukce nižší nižší údolní dno stupeň pediment

termoeroze

strmá fluviální činnost spodní dno údolí část svahu

Vývoj svahů v chladných obdobích pleistocénu Podle CZUDKA (2005b, s. 56–57) je geliflukce definována jako soliflukce na dlouhodobě nebo sezóně zmrzlém podkladu. Jako proces měla v chladných obdobích pleistocénu spolu s dalšími doprovodnými procesy (mrazový kríp, plošný splach apod.) mimořádně velký význam, a to tím, že modelovala rozsáhlé plochy svahů i vrcholových či hřbetových plošin (CZUDEK 2005b). Různě velké kameny či bloky v téměř všech částech svahů v zájmovém území (kromě oblastí ovlivněných zaledněním) svědčí o mimořádném rozsahu tohoto procesu v chladných obdobích pleistocénu. Jeho působení však nebylo všude stejné, ale rozrůznění intenzity i kombinace s dalšími výše zmiňovanými procesy bylo závislé zejména na orientaci svahů vůči světovým stranám: Svahy s teplou orientací – (západní svahy); působení geliflukce zde bylo mimořádně významné. V horních částech svahů zde nacházíme strmé svahy s kamennými či blokovými moři, a to jak na žulovém podkladě, tak krystalických břidlicích (Mapa 1). Tyto akumulace jsou obzvlášť významné u níže položených zarovnaných povrchů s průměrnou nadmořskou výškou ~1 200 m. U vrcholové plošiny Poledníku nejsou tak výrazné (Mapa 1). Na těchto svazích měla geliflukce význam i pro vznik úpadů. Svahy s chladnou orientací – (východní svahy); působení geliflukce bylo zřejmě limitováno dlouhodobým promrznutím svahů, jež geliflukci omezovalo. 6.4.1.3 Monogenetické formy Monogenetické formy jsou v této práci chápány jako formy vznikající činností omezeného počtu geomorfologických procesů, jež ve své podstatě mají jednotný charakter, daný určitými klimatomorfoklimatickými podmínkami, v kterých tyto formy vznikají. Například destrukční glaciální formy – kary – vznikají kombinací kongelifrakce a exarace, detrakce a deterze, resp, 104


rotační glaciální eroze, jež je charakteristická pro karové ledovce. Vzhledem k danému zájmovému území mají všechny tyto procesy utvářející danou formu původ v geomorfologických podmínkách panujících v chladných obdobích pleistocénu. Oproti polygenetickým formám se monogenetické formy liší zejména tím, že nevznikají inercií geomorfologické aktivity za různá období, kdy různé geomorfologické procesy působí i po změně morfoklimatických podmínek s podobným efektem (pedimentace – kryopedimentace; etching – kryoplanace apod.). Monogenetické formy jsou zkoumány ve třech skupinách: o glaciální formy, o periglaciální formy, o formy vzniklé činností povrchové a podpovrchové vody a formy vzniklé činností svahových procesů. Glaciální formy

Glaciální formy jsou zkoumány v rámci konstrukčního (Obr. 51) a destrukčního (Obr. 57) segmentu. Konstrukční segment je tvořen akumulačními formami, u nichž je předpokládán vznik procesy, jež byly alespoň z části spojeny s transportní či akumulační glaciální činností. Do destrukčního segmentu jsou zařazeny formy, které vznikaly v souvislosti s erozní činností ledovců (resp. činnosti karového nebo malého údolního ledovce nebo ledovcového skalního (kamenného) ledovce. Konstrukční segment

V zájmovém území v okolí Prášilského jezera relikty glaciální činnosti zasahují do nadmořské výšky 977 m n. m (Mapa 1). Geomorfologicky jsou nejnižší ledovcové relikty omezeny poměrně nevýrazným, nízkým (výška do dvou metrů) a nesouvislým stupněm, který je markantnější u Jezerního potoka, který ho prořezává. Povrch plošiny navazující na stupeň je nerovný s poměrně četnými, ale nepříliš rozsáhlými (max. velikost v delší ose do 4 m) sníženinami, zřejmě vzniklými sufózí v netříděném a nezpevněném materiálu. Forma je prořezávána strží vytvářející pravostranný přítok Jezerního potoka, což potvrzuje fakt, že je tvořena nezpevněným materiálem a určuje jeho mocnost minimálně na 2 m. Vymezení formy (zejména výše na svahu se západní orientací) je problematické, protože výše popisovaná plošina je zde překryta kameny a bloky zřejmě geliflukčního původu. Vzhledem k uvedeným charakteristikám je pravděpodobné, že se jedná o zbytky výplavové plošiny, která vznikla při nejstarším zalednění. Její morfologický projev je však výrazně ovlivněn fluviální činností, jež doprovázela mladší zalednění (zejména tavné fáze) a v jiné formě působila i po celý holocén. Naopak, zbytky čelní morény, které nacházíme v nadmořské výšce 997 m jsou morfologicky výraznější. Z morfologického hlediska se jedná o stupeň (na levé straně Jezerního potoka), který se převážně skládá z žulových bloků různé velikosti (Mapa 1, Obr. 51). Nad tímto stupněm začíná výrazné blokové pole, jež je tvořeno převážně bloky maximální velikosti přes 6 m v delší ose (Obr. příl. F). Tyto bloky zřejmě pochází z oblasti dnešního karu Prášilského jezera (svah nad blokovým polem je tvořen krystalickými břidlicemi) a je pravděpodobné, že se jedná o kameny a bloky, které se na povrch ledovce dostávaly skalním řícením a byly ponejvíce transportovány v podobě svrchní morény (Obr. 51, Mapa 1). Na pravé straně Jezerního potoka se jako ekvivalent výše popisovaného stupně nachází široký val se strmou proximální a mírnou distální stranou (Obr. 51, Mapa 1). Na tento val na jihu navazuje zpočátku nevýrazný hřbet, postupně přecházející ve výrazný stupeň (Obr. 51, Mapa 1), kde se nachází roztroušené rulové bloky. Vzhledem k morfologii formy a její prostorové návaznosti na výše popisovaný stupeň a morénový val (Obr. 51) se zřejmě jedná o boční morénu.

105


Obr. 51: Glaciální konstrukční formy v zájmovém území v okolí Prášilského jezera

Počátek boční morény (na východní straně údolí) a ukončení sedimentů na západní straně údolí), byly využity pro výpočet mocnosti ledovce a sklonu jeho povrchu (Obr. 52). Maximální mocnost ledovce byla pro toto místo vypočtena na ~54 m a sklon povrchu ledovce na ~6°. U výše popsaných konstrukčních glaciálních forem představujících relikty nejstaršího zalednění v zájmovém území bylo ověření jejich geneze provedeno pomocí geologických metod (metodika viz kap. 5.9.2). K odběru sedimentů bylo využito přirozeného profilu, který se nachází na pravém břehu Jezerního potoka, a to v místě kde přes potok přechází cesta k Prášilskému jezeru (Obr. příl. AA, poloha Obr. 51, číselné označení 1).

106


Obr. 52: Nákres vyjadřující postup výpočtu mocnosti ledu a sklonu povrchu ledovce v průběhu staršího zalednění (průběh profilu Obr. 51) ML = maximální mocnost ledu 53,8 m Dd = dno údolí v 1 035 m n.m. A = konec glaciálních sedimentů (relikty boční morény na hraně karu Prášilského jezera) starší etapy zalednění v 1 125 m n. m. A r =36,2 m

B = relikty morény starší etapy zalednění v 1 052 m n. m. C = 1 052 m n. m. 84°

,

Dd (dno údolí)= 1 0 35 m n. m. a/2

R

K

ML

6°

B

a = 689 m

C

dno údolí Dd

,

Dd

Sediment je extrémně slabě vytříděný, zajílený střední štěrk až střední písek. Z hlediska typu se jedná o unimodální sediment (převažující frakcí je střední štěrk – 18,4 %). Textura sedimentu je štěrkovitá až jílovito-prachově písčitá. Výsledky geologických analýz jsou prezentovány na Obr. příl. O. Jako převládající směr a-os klastů byly zjištěny směry SV–JZ (hlavní směr) a S–J (směr vedlejší). Těmto směrům zřejmě odpovídají i hlavní směry pohybu ledu, kdy hlavní směr je v souladu s polohou dnešního karu Prášilského jezera a vedlejší směr je v souladu se směrem osy údolí a tedy i úklonem údolního dna. Je tedy pravděpodobné, že již v době nejstaršího zalednění kar Prášilského jezera existoval a byl významnou zdrojnicí ledu. Led v té době však zřejmě přicházel i z uzávěru údolí, kde se dnes nachází Stará jímka. Je tedy pravděpodobné, že ledovec měl charakter spíše malého údolního ledovce, ovšem s výraznou dotací ledu z karu Prášilského jezera. Opracování úlomků a jejich tvar (RA = 30, C40 = 36) svědčí o poměrně dlouhém glaciálním transportu (nejdelším ze všech zkoumaných glaciálních vzorků). O výrazné glaciální aktivitě svědčí i zjištění striace u dvou kamenů (Obr. příl. O). U jiných sledovaných vzorků (v okolí Prášilského jezera i jezera Laka) striace zjištěna nebyla. Analýzou mikrostruktur povrchů křemenných zrn (Obr. 53) bylo zjištěno, že všechna pozorovaná zrna jsou nepravidelná a mají střední až vysoký typ reliéfu. Nebyly zjištěny žádné signifikantní znaky pro určitý typ transportu. U některých zrn byly zjištěny znaky, jež je možné interpretovat jako znaky deluviálního transportu (edge abrasion, some types of soft steps, conchoidal fractures) a některé znaky pravděpodobně glaciální (edge abrasion, some types of soft grooves and ridges) (Obr. 53). Proto je pravděpodobné, že pokud sediment prošel glaciálním nebo deluviálním typem transportu, bylo to pouze na krátkou vzdálenost. Znaky dokládající chemické zvětrávání nejsou příliš výrazné – hlavní jsou přilepené drobné částice a některé nevýrazné stopy srážení a rozpouštění. Celkově je sediment hodnocen jako glaciální nebo deluviální sediment transportovaný na krátkou vzdálenost (analýza L. Lisá). U těchto sedimentů je zřejmý rozpor mezi výsledky SEM a ostatních sedimentologických analýz. Nicméně, výsledky SEM nevylučují glaciální původ sedimentů, i když výraznější délku transportu nepotvrzují. 107


Obr. 53: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z morény nejstaršího zalednění v zájmovém území v okolí Prášilského jezera (analýza L. Lisá) 100,0 90,0 80,0 70,0 60,0

%

50,0 40,0 30,0 20,0 10,0

an g ro ular un o d e utl d in e ou tl m lo w in e sm e d i re l al u m ie la l co rg nc h re f i e co hoi ght lief nc da re h o l f r lie id ac f a tu st l fra re ra c tu i a r g h t re c i s m u t la rg bri ate eps e ca s br te te ea d p s k b f ra a g e l o c k ct b s u r lo ed c k m ec pl s ha a ni ed stri tes ca g e a t io l V- a b n s ra s h s st ra ap ion ig e d h c p t m urve gro its ea d ov i rr n eg de gro es u l ri n o v ar g e d ri s up epr dge tu e s s ch rn s i o ed n em ic so pla s al lu te lim a V- tio s ex ite dh sha n p te d er pe its eu nsi sili ing d p he ve ca pa its dr si pr rti al lic ec cle cr a p ipi s ys re ta ta ci tio l o pi n ve tat rg ion ro w th s

0,0

Další geomorfologickou formou konstrukčního segmentu, která se na sever od Prášilského jezera přímo nakládá na blokovou akumulaci svrchní morény nejstaršího zalednění (Obr. 51, Mapa 1), je výrazná lalokovitá, složená forma tvořená poměrně strmým stupněm a plošinou (morfologie viz profily na Obr. 29, 30 a 31; Foto 4). Stupeň začíná v uzávěru údolí v předpolí Staré jímky a táhne se podél úpatí svahu s převažující východní orientací až pod Prášilské jezero (délka 1 373 m). Plošina navazující na stupeň v těsném předpolí Prášilského jezera přechází ve dva morénové valy a v jeden široký val v předpolí Staré jímky. Morfologie této složené formy je zřejmá z Obr. 29, 30 a 31, elementární formy reliéfu viz Obr. 51 či Mapa 1. Na základě celkového charakteru popisované složené formy, je možné stanovit následující závěry: o stupeň představuje čelo lalokovité akumulace, která je vázána na strmý svah s východní orientací (Foto 4). Proto proces, který tuto formu utvářel, zřejmě postupoval od tohoto svahu směrem ke středu údolí. Význam svahu spočívá zejména ve: 1. zvýšené akumulaci sněhu transportovaném po svahu lavinami (na sníh bohatá období), 2. přínosu materiálu (klastů různých velikostí) ze svahu svahovými procesy, 3. v zastínění území u úpatí svahu. o Morénové valy (Foto 4, 5) jsou součástí popisované složené formy (morénové valy – plošina – stupeň). Toto uspořádání svědčí o minimálně dvou, pravděpodobně navazujících, fázích vývoje dané složené formy, kdy za určitých geomorfologických podmínek činností určitého geomorfologického procesu (procesů) vznikl stupeň a plošina a následně po změně podmínek a činností jiného procesu (procesů) vznikaly valy v předpolí Prášilského jezera a Staré jímky. o Odlišná morfologie valů u Prášilského jezera (Obr. 29) a Staré jímky (Obr. 31) svědčí o rozdílné genezi těchto forem. 108


Lalokovitý tvar akumulace je v literatuře často spojován s existencí skalních (kamenných) ledovců. V literatuře (BENN & EVANS 1998, s. 257–258) jsou v této souvislosti uváděny tři hlavní způsoby vzniku takovýchto forem: o periglaciální skalní (kamenný) ledovec (periglacial rock glacier) – vznikající akumulací suti u úpatí strmých vysokých svahů v periglaciálních podmínkách, kdy prostory mezi jednotlivými klasty jsou vyplněny sněhem a ledem (není zde vyvinutý ledovcový led). Na základě tlaku hromadící se suti se osyp dává do pohybu a u úpatí svahu vzniká zvlněná plošina ve spodní části omezená výrazným stupněm. o Ledovcový skalní (kamenný) ledovec (glacial rock glacier) – vzniká ve fázi ústupu ledovce v karech obklopených strmými svahy, a to následujícím vývojem (W HALLEY & MARTIN 1992): 1. ustupující ledovcový splaz je pokryt sutí, která výrazně zpomaluje tání ledovce; 2. suť se dále dostává na povrch ledovce svahovými procesy, tím se zvětšuje její váha a tlak působící na ledovcové jádro, které se tak dává do pohybu směrem od strmého svahu; 3. pohybem dochází k postupnému ztenčování ledovcového jádra a tím ke zpomalení pohybu; i když je deluvium transportováno od svahu, svahové procesy pokračují a „doplňují“ suť u úpatí svahu; 4. poměr suti a ledu je kritický pro další pohyb, resp. existenci ledovce; 5. pohyb formy ustává a celý systém zaniká. o Vznik varianty ledovcového skalního ledovce deformací morény s ledovcovým jádrem v oblastech těsně po deglaciaci – sutí je pohřbena okrajová část ledovce, která se působením jejího tlaku dává do pohybu podobně, jako u výše uvedeného případu „běžného“ ledovcového skalního ledovce (BENN & EVANS 1998). Pro ověření geneze sedimentů tvořících zkoumanou lalokovitou formu bylo využito přirozeného odkryvu ve strži (Foto 6), kterou vytváří potok vytékající ze Staré jímky (viz Obr. 32, kap. 6.2.2). Pro potřebu geologických analýz zde byly odebrány dva vzorky. První vzorek byl odebrán na konci strže (místo odběru Obr. 51, číselné označení 2) asi 5 m nad údolním dnem (Obr. příl. P). Sediment byl extrémně slabě tříděný jílovitě-písčitý střední štěrk. Typ trimodální (s převahou středního štěrku 29,5 %, jemného písku 9,3 % a jílu 20,9 %). Z hlediska textury se jednalo o jílovito-prachový písčitý štěrk. U sedimentu je zřejmý vysoký stupeň usměrnění a-os jednotlivých klastů (~23 % klastů orientováno v jednom směru). Převládajícím směrem je SZ–JV, což opět odpovídá poloze karu Prášilského jezera vůči místu odběru vzorku. Druhým výrazným směrem je směr V–Z, kdy je pravděpodobné, že směr proudění ledu odpovídal úklonu údolního dna a led se pohyboval od úpatí svahu s převažující východní orientací směrem ke středu údolí. U výsledků analýz zaoblení a tvaru klastů vidíme, že oproti sedimentům nejstaršího zalednění jsou klasty podstatně méně opracované (Obr. příl. P). Souhrnné srovnání těchto výsledků je provedeno prostřednictvím RA/C40 diagramu (viz Obr. 102). Na Obr. 54 je znázorněno zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z dané lokality. Popisem křemenných zrn bylo zjištěno, že u sledovaného vzorku se nachází 100 % angulárních zrn, jejichž reliéf je většinou střední až vysoký. Jsou zde velmi běžné mechanické prvky typické pro glaciální transport, jako upturned plates nebo grooves (různé typy), striation a edge abrasion. Chemické struktury nejsou příliš běžné a jsou prezentovány zejména přilepenými částečkami. Celkově je sediment hodnocen jako glaciální – u třech vzorků nad sebou, jež byly odebrány na konci strže, byly vyvinuty nejvýraznější glaciální prvky jak z okolí Prášilského jezera, tak jezera Laka (analýza L. Lisá). Další vzorek pro geologickou analýzu byl odebrán asi 30 m od konce strže (zhruba v jejích 2/3 od počátku, jež se nachází nedaleko ústí Staré jímky), přibližně 3 m nad údolním dnem – poloha vzorku viz Obr. 51, číselné označení 3. 109


Obr. 54: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z konce strže (poloha Obr. 51, číselné označení 2); tento graf je možné brát jako příklad prokázaného glaciálního prostředí při vzniku sedimentů (analýza L. Lisá) 100,0 90,0 80,0 70,0 %

60,0 50,0 40,0 30,0 20,0 10,0

ro

an

gu la un r o d e ut l d in e ou lo t lin e m w sm e d re al i u li e lc m f la rg o n c h i re l gh i e e h c o o id t r f nc a l e l h o f r ie f id act a u s t l f ra re ra c t ig u a ht r e im rcu ste la rg b ri c a t e p s e br ate step ea d s k bl fra age ock s ct u r b lo c ed k m pl s ec at ha s e n i e d t r ia s ca ge ti o l V- abr n s a s s t ha s i o ra p e n ig d c u h t g pi t m rv e ro o s e ir r a n d g v e s eg de ro u l ri n o v e ar g s d e r id u p p re g e tu ss s rn ch e d io n em s ic s o p la al lu t e t lim a V-s ion s e x it e d h e h a p p it te d ed s ri eu nsi silic ng p pi he v e a p a r t s t d r s il r al ica eci icle pi s cr p t ys r e a t ta ci ion l o p it ve at rg i o n ro w th s

0,0

Sediment byl velmi slabě vytříděný, bimodální (31,5 % středního štěrk a 9,2 % jílu), prachovitě-jílovitý písčitý střední štěrk. Z hlediska textury se jednalo o prachovito-jílovitý písčitý štěrk. Výsledky analýzy směrů a-os klastů (Obr. příl. R) se od předchozího vzorku poměrně výrazně liší. Hodnocení hlavního směru se zde stává již dosti problematickým, protože oproti 22,9 %, jež byly zjištěny u předchozího vzorku zde maximální koncentrace klastů orientovaných v hlavním směru dosahuje pouze 12,2 %. Rovněž další ukazatelé mají ve srovnání s dříve analyzovaným vzorkem značný rozptyl měřených hodnot (kruhová směrodatná odchylka 2,1 – oproti 1,3; kruhový rozptyl 32,77 – oproti 2,38). Usměrnění a-os charakteristické pro glaciální sedimenty (a vyskytující se u obou dříve analyzovaných vzorků) zde tedy nebylo spolehlivě prokázáno. Hodnoty RA a C40 jsou však předchozímu vzorku velmi podobné, i když celkové zhodnocení lze provést až použitím RA/C40 diagramu (viz Obr. 102 ). Na této lokalitě byl odebrán i vzorek pro SEM (Obr. 55). Z analýzy mikrostruktur povrchů křemenných zrn vyplývá, že všechna zrna jsou angulární a mají většinou střední až vysoký typ reliéfu. Běžné jsou struktury připisované deluviálnímu typu transportu (edge abrasion, upturned plates nebo different steps). Produkty chemického zvětrávání – rozpouštění a vysrážení jsou velmi časté a zasahují velkou část plochy zrn. Celkové hodnocení sedimentu je deluviální sediment (analýza L. Lisá). Z výše uvedeného vyplývá, že pro vznik tohoto sedimentu nebyly stěžejní glaciální procesy. Naopak, při jeho vzniku hrály rozhodující roli procesy svahové.

110


Obr. 55: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z 2/3 strže v předpolí Staré jímky (poloha Obr. 51, číselné označení 3) (analýza L. Lisá) 100,0 90,0 80,0 70,0 60,0

%

50,0 40,0 30,0 20,0 10,0

gu

ro

an

un

la ro d e u tl d in e o l ut sm m o w li n e ed re al i u l ie la l co m f rg n h c e i re co h oi g h t l ie f nc da r e h o l f r li e i d ac f a t s t l fr a u r e ra c i g tu ar ht r e c la im b u a s te p rg t e ri ca e s s b r te t e e a d ps k b fr a a g lo c ct e b k s u r lo ed c m k ec pl s a ha n i e d s tri te s ca ge a t io l V- a b r n s s t sh a a si ra p on ig e c u ht d p g m rv e r o i ts ir r e a n d g o v e eg d r o s ul er ov a r in g e s de r u p pr id g e t u e ss s ch r n io em ed n s ic s a l o lu pla t e V t io s li a e x m i t d h sh a n p e d e p e i ts t e r eu ns s i n d h e i v i li c g p p i d r e s a p a r ts a l i li r ti cr c a e c i c le s y s p pi ta r e c ta t l o ip i o ve i t a n rg tio ro n w th s

0,0

Pro celkovou analýzu sedimentů tvořících popisovanou složenou formu byl proveden odběr v pěti liniích, kdy v rámci jedné linie vždy byl odebrán vzorek: nahoře, ve střední části svahu strže a u jejího dna. U všech vzorků pak byla provedena SEM analýza. Vznikla tak síť patnácti bodů, kde u každého bodu bylo vyjádřeno celkové hodnocení geneze sedimentu (viz výše uváděno v závěru hodnocení SEM analýzy pro každý vzorek) (Obr. 56). U většiny všech glaciálních vzorků a vzorků jejichž vznik je přičítán působení ledovcového skalního (kamenného) ledovce byla provedena i granulometrie (Obr. příl. Y). Obr. 56: Výsledky souhrnné analýzy sedimentů strže v předpolí Staré jímky pomocí SEM; podtržená jsou místa, kde byly prováděny i další sedimentologické analýzy (Obr. příl. P a R)

V stupeň konec strže

Z začátek strže glaciální

koluvium

výška 8-12 m

glaciální koluviální nebo glaciální krátká vzdálenost

koluviální nebo glaciální krátká vzdálenost

glaciální krátká vzdálenost

glaciální

koluviální nebo glaciální krátká vzdálenost

glaciální

glaciální krátká vzdálenost

glaciální

koluvium

glaciální

glaciální koluvium

délka 130-150 m 111


Z Obr. 56 je zřejmé, že pouze vzorky odebrané na konci strže (v podstatě ze samotného stupně) mají v celé délce linie glaciální původ. Mikrostruktury těchto zrn (Obr. 54) mají velmi výrazné znaky spojované s glaciálním prostředím. Naopak, směrem ke svahu s převažující východní orientací (tedy k začátku strže) je geneze sedimentu výrazně nesourodá. Vedle sedimentů glaciálního původu se zde nachází zrna transportovaná pouze svahovými procesy, či taková, u kterých nebylo možné glaciální původ jednoznačně identifikovat (jsou uváděny jako glaciální sedimenty transportované na krátkou vzdálenost či deluviální nebo glaciální sedimenty transportované na krátkou vzdálenost, podle toho, jaké mikrostruktury u sledovaných vzorků převládaly). Vzhledem k tomu, že existence glaciálních sedimentů na konci strže a jejich odlišná geneze v dalších částech strže byla doložena i odlišnou orientací a-os klastů (viz výše), je pravděpodobné, že sedimenty tvořící konec strže byly uloženy v glaciálním prostředí, pravděpodobně jako čelní moréna, kdežto sedimenty tvořící zbytek této formy vznikaly za výrazného přispění svahových procesů, avšak v interakci s procesy glaciálními (přítomnost glaciálním mikrostruktur u některých vzorků). Z uvedených skutečností vyplývá: o na vzniku sedimentů tvořících zkoumanou lalokovitou formu se podílel ledovec. Vznik akumulace periglaciálním skalním (kamenným) ledovcem je tedy možné vyloučit; o sedimenty nejvíce vzdálené od svahu s převažující východní orientací mají nejvýraznější znaky spojované s glaciálním prostředím; o velký podíl sedimentů tvořících popisovanou složenou formu protaženou podél strmého svahu s převažující východní orientací vznikal působením svahových procesů. Na základě srovnání prezentovaných skutečností s poznatky uváděnými v literatuře je pravděpodobné, že sledovaná forma vznikla činností ledovcového skalního (kamenného) ledovce, a to následujícím způsobem: 1. vznik ledovce u úpatí svahu s převládající východní orientací. Mohlo se jednat i o zbytky ustupujícího ledovce. Významným místem pro hromadění ledu byl zřejmě kar Prášilského jezera, ale je pravděpodobné, že se led pohyboval i od svahu směrem do údolí (v souladu s tvarem údolního dna); 2. následovalo překrytí ledovce sutí ze svahu s převažující východní orientací. Na základě zvyšujícího se tlaku se ledovec [resp. ledovcový skalní (kamenný) ledovec] dal do pohybu směrem ke středu údolí, kde nahromadil sedimenty tvořící dnešní výše popisovaný stupeň s prokázanou glaciální genezí; 3. mocnost ledovcové čočky, byla již tak malá, že pohyb ustal a forma zůstala v podobě lalokovité formy omezené stupněm, protažené podél strmého svahu s převládající východní orientací. Na základě rozšíření morénových valů v bezprostředním okolí Prášilského jezera (Obr. 51, Mapa 1) a Staré jímky můžeme předpokládat, že glaciální činnost zde pokračovala, buď bezprostředně po zániku ledovcového skalního (kamenného) ledovce nebo i po delší přestávce. V okolí Prášilského jezera došlo k minimálně dvěma oscilacím, kdy první byla mohutnější a asymetrická poloha vnějšího výrazného valu vůči karu Prášilského jezera nasvědčuje tomu, že v této starší fázi zde materiál přicházel i z výše položeného karu. Naopak, těsná vazba vnitřního morénového valu ke karu Prášilského jezera svědčí o tom, že v poslední fázi zalednění se jednalo čistě o karový ledovec, vázaný pouze na kar dnešního Prášilského jezera (více viz kap. 6.5.1). V předpolí Staré jímky se nachází jeden poměrně široký val s příkrou proximální a mírnou distální stranou (Obr. 31, kap. 6.2.2). Stará jímka je protáhlá a poměrně úzká sníženina (kap. 6.2.2 – Foto 7). Zejména vzhledem k malé šířce této sníženiny je nepravděpodobné, že takto široký val mohl být akumulován ledovcem, který by se zde nacházel. Spíše je možné, že se zde v poslední fázi zalednění zachovala ledovcová čočka (ledovcové jádro), které bylo překrýváno materiálem přicházejícím z přilehlého svahu (zejména v podobě mur či skalního řícení). Materiál přecházel ledovcovou čočku, která zřejmě měla strmě ukloněný povrch a hromadil se před ní. Tuto genezi potvrzuje celková morfologie valu – mírná distální a příkrá 112


proximální strana (Obr. 31). Po roztátí ledovcové čočky u úpatí svahu vznikla protáhlá a úzká sníženina omezená po celé délce valem, jež je tvořen nezpevněnými sedimenty, v které se dnes nachází Stará jímka. Ve Staré jímce byly odebrány vzorky pro geologické analýzy. Z jejich vyhodnocení (Obr. příl. S) vyplývá, že úlomky nejsou výrazně orientované (i když jejich největší podíl má směr kolmý na směr svahu – tedy V–Z) – kruhová variace 0,84, kruhová směrodatná odchylka 1,9 a kruhový rozptyl 15,64. Tyto charakteristiky jsou podobné hodnotám zjištěným u vzorku odebraného ve 2/3 strže před Starou jímkou, u kterého je předpokládán vznik svahovými procesy. Můžeme tedy říci, že uvedená data jsou ve shodě s výše uvedenou hypotézou. Destrukční segment

Destrukční glaciální segment v zájmovém území v okolí Prášilského jezera tvoří dva hlavní typy reliéfu: o dna karů a případně trogu, o strmé svahy modelované glaciální činností (stěny karů a případně trogu). Dna karů a případně trogu jsou představovány varietami, jejichž klasifikace byla odvozena z typu pokryvu, který se zde nachází. Jedná se o variety karu: tvořené svahovými sedimenty, limnickými sedimenty, rašelinou a jezerem v karu Prášilského jezera. Samotné dno karu vystupuje pouze částečně u výše položeného karu, kde přímo pod přibližně 0,6 m mocnou vrstvou rašeliny (mocnost se místy zvětšuje až do 1 m) nacházíme skalní podloží. Rozbor těchto sedimentů, které se mohly začít ukládat bezprostředně po deglaciaci zájmového území měl značný význam pro určení doby a charakteru deglaciace oblasti. Pro tento účel byla odebrána celá řada vpichovacích sond. Byla jimi ověřena především mocnost sedimentů na dně údolí (malého trogu) (Obr. 57). To je pokryto asi 1 m mocnou vrstvou fluviálních (písčitých) sedimentů s velkou příměsí organického materiálu (zbytky ostřic, dalších rostlin a rašelina). Již na bázi byly zjištěny zbytky jehlic a větviček stromů (zejména smrků), takže je velmi pravděpodobné, že se jedná o holocenní výplň, a že starší vrstvy se z důvodu velké intenzity fluviálních procesů na dně údolí nedochovaly. Hlubší vpichovací sonda byla odebrána za morénou nejstaršího zalednění (Obr. 57, číselné označení 1.), kde nadržením vody na proximální straně valu vzniklo rašeliniště, které má hloubku 1,4 m (Obr. příl. BB – poloha profilu Obr. 57, označení 1). Ve spodní části profilu byly zjištěny zřejmě limnické sedimenty o mocnosti 34 cm. U sedimentů byla pylovou analýzou zjištěna přítomnost pylů dokládající existenci vzrostlého lesa v době ukládání sedimentů, a proto je jejich stáří považováno za holocénní. Pro výzkum deglaciace měla stěžejní význam zarážecí sonda ve Staré jímce. Místo odběru bylo určeno geomorfologickým mapováním, kdy bylo zjištěno, že se zde v minulosti nacházela umělá nádrž hrazená sypanou hrází (Obr. 57). Pro získání neporušeného sedimentárního profilu proto musela být sonda odebrána mimo tuto umělou nádrž, kde bylo pravděpodobné antropogenní ovlivnění přirozené stratigrafie profilu. Sonda tedy byla odebrána asi 30 m před touto hrází na levém břehu potoka. Báze bylo dosaženo v hloubce 5,15 m (viz Obr. příl. CC – poloha profilu Obr. 57, označení 2). Existence jezera a rozvoj společenstev byla zjišťována pomocí pylové analýzy (prováděla E. Břízová) (Obr. 58–60). Na Obr. 58 je znázorněna přítomnost spor šídlatky (Isoëtes) a vodních řas v odebraném profilu. Jejich existence jasně dokládá jezerní fázi. Podle typu sedimentů (Obr. příl. CC), přítomnosti spor vodních rostlin (Isoëtes) a chladnomilných vodních řas byla celková hloubka jezera určena na ~3,5–3,6 m.

113


Obr. 57: Destrukční glaciální segment v okolí Prášilského jezera

Šídlatky patří mezi výtrusné rostliny – řád Isoëtales (šídlatkotvaré). Jsou to vytrvalé vodní byliny, které mají dva typy výtrusů (spor): mega-(triletní) a mikrospory. Mikrospory jsou určitelné při pylové analýze (BŘÍZOVÁ & MENTLÍK 2005). Šídlatky se v dnešní době na Šumavě vyskytují pouze v Černém a Plešném jezeře. Nález nové, i když dnes zaniklé lokality výskytu této rostliny má velký paleobotanický význam (BŘÍZOVÁ & MENTLÍK 2005). Z vodních řas je ze stratigrafického hlediska obzvlášť významná přítomnost chladnomilné řasy známé z boreálu: Pediastrum angulosum var. angulosum a o něco teplomilnější Pediastrum boryanum var. brevicorne. Existence těchto zelených řas dokládá jednak jezerní fázi, ale 114


i existenci jezera v chladných podmínkách zřejmě pozdního glaciálu. Výskyt těchto chladnomilných organismů končí v hloubce ~3,75 m. Na základě pylové analýzy můžeme tedy předpokládat, že na konci boreálu (vzhledem k vysoké nadmořské výšce pravděpodobně ještě později) bylo usazeno asi 1,4 m sedimentů. Obr. 58: Výsledky pylové analýzy zarážecí sondy ve Staré jímce (profil Obr. příl. CC; poloha Obr. 57, číselné označení 2) (pylová analýza E. Břízová)

Poznámka: prezentované diagramy dokládají existenci jezera na dané lokalitě Na základě pylové analýzy můžeme říci, že po vzniku jezera byly v zájmovém území rozšířeny porosty bříz (Betula), lísky (Corylus) a zejména borovice (Pinus). Významná je i přítomnost dalších světlomilných druhů charakteristických pro pozdní glaciál (viz např. LOŽEK 1972), jako je jalovec (Juniperus) (Obr. 59) nebo chvojník (Ephedra). Průkazná je korelace mezi výše uváděným výskytem chladnomilných řas (do hloubky ~3,75 m) a výraznému rozvoji borovic (Pinus) (Obr. 59). Vzhledem k přítomnosti chladnomilných řas i charakteru společenstva je tedy velmi pravděpodobné, že jezero vzniklo v pozdním glaciálu. Obr. 59: Výsledky pylové analýzy zarážecí sondy ve Staré jímce (profil Obr. příl. CC; poloha Obr. 57, číselné označení 2) (pylová analýza E. Břízová)

Poznámka: prezentované diagramy dokládají pozdně glaciální fázi vývoje pozemních společenstev v zájmovém území (hloubka v cm) 115


Následné oteplení a zvlhčení klimatu je v profilu doložené rozvojem smrkového lesa, který je dokladován na Obr. 60, a to postupně zvyšující se přítomností pylu smrku (Picea) a osladičovitých (Polypodiaceae). Obr. 60: Výsledky pylové analýzy zarážecí sondy ve Staré jímce (profil Obr. příl. CC; poloha Obr. 57, číselné označení 2) (pylová analýza E. Břízová)

Poznámka: prezentované diagramy dokládají rozvoj smrkového lesa v zájmovém území (hloubka v cm) Z rozboru profilu sedimentů ve Staré jímce (Obr. příl. CC) a pylové analýzy (Obr. 58−60) vyplývá: o po deglaciaci vzniklo ve Staré jímce jezero s hloubkou ~3,5–3,6 m; o jezero vzniklo v podmínkách keřové tundry (zřejmě v pozdním glaciálu); o během této chladné klimatické fáze bylo usazeno ~1,4 m jezerních sedimentů; o následovalo teplejší a vlhčí klima holocénu s rozvojem smrkového lesa. Poměrně důležitá je otázka vzniku jezera. Na základě analýzy akumulačních glaciálních forem (viz výše) je zřejmé, že jezero vzniklo v protáhlé sníženině při úpatí strmého svahu s převažující východní orientací, jež vznikla po roztopení ledovcové čočky, která byla protažena podél úpatí svahu (viz výše). Tato hypotéza však ještě uspokojivě nevysvětluje vznik jezera. Protažená sníženina měla jistě nerovné dno a nepříliš dobré odtokové poměry, ale nelze zde předpokládat vznik téměř 4 m hlubokého jezera. Spíše by bylo možné předpokládat postupné zarůstání rašelinou, jak bylo pozorováno v posledním metru profilu (po zazemnění jezera – Obr. příl. CC). K zahrazení sníženiny u úpatí svahu došlo zřejmě v paraglaciální fázi vývoje geomorfosystému, kdy v zájmovém území byla zvýšená aktivita svahových procesů (zejména mur). Geomorfologickým mapováním byla na dně Staré jímky zjištěna akumulace půlměsíčitého tvaru. Akumulace vyčnívá o 0,5–0,7 m nad dnešní povrch Staré jímky a je prořezávána vodním tokem vytékajícím ze Staré jímky, jež zde má o 1,0–1,5 m zařízlé koryto. Na samotné akumulaci je 0,3–0,4 m mocný pokryv rašeliny. V místě, kde akumulace končí, hloubka rašeliny okamžitě roste na více než 1 m. Nad touto akumulací byla ve strmém svahu s převažující východní orientací zjištěna protáhlá sníženina, ukončená cirkovitým uzávěrem s místy vystupujícími skalními plotnami. Na základě uvedených skutečností byla stanovena následující hypotéza: po deglaciaci v paraglaciální fázi vznikla ve svahu nad Starou jímkou aktivní murová dráha. Murový 116


akumulační kužel ukládaný na dně Staré jímky zahradil sníženinu vytvořenou roztopením ledovcové čočky. Ve sníženině tak vzniklo hrazené jezero. Třetí vpichovací sonda byla odebrána v prorašelinělé sníženině v SZ cípu jezera (viz Obr. 57, číselné označení 3). Sníženina leží nedaleko ústí „permanentní svahové erozní rýhy“ (Mapa 1). Vodní tok, který rýhu protéká však v letních měsících k samotnému jezeru nedosahuje a ztrácí se nad ním v zarostlé akumulaci žulových bloků (potok se vlévá přímo do jezera v době jarního tání – např. duben 2006). Profil odebranou zarážecí sondou je znázorněn na Obr. příl. DD. Profil přináší zajímavé informace o dynamice recentních geomorfologických procesů po deglaciaci území. Ve spodní části profilu (mezi 1,68−2,00 m) je zřetelná limnická fáze vývoje, kdy docházelo k periodickému střídání sedimentace ze suspenze (jíl s příměsí písku, tmavý s organickou příměsí – písek se zřejmě do sedimentů dostával i v klidných fázích sedimentace z výše zmiňovaného přítoku a vrstvami hrubého písku – zvětralá žula), které představují etapy zvýšené intenzity geomorfologických procesů (zřejmě zvýšená fluviální aktivita v permanentní svahové erozní rýze nebo i murová činnost – zkoumaná sníženina v podstatě leží mezi murovou akumulací, morénovým valem a karovou stěnou). Po třech fázích zvýšené aktivity geomorfologických procesů střídaných klidnějšími obdobími, následovala delší klidnější etapa (mezi 1,30–1,68 m). Mezi 1,70–0,80 m se celý cyklus výrazně prodloužil a s menší hloubkou byla limnická sedimentace vystřídána etapami klidu, kdy docházelo k růstu rašeliníku. Tyto fáze klidnější sedimentace jsou vystřídány polohami poměrně hrubozrnného písku (zvětralá žula). Zarůstání sníženiny rašelinou nepřerušované přínosem cizorodého materiálu začíná asi v 0,70 m pod povrchem. Kromě dna karů a údolí jsou v zájmovém území významnými destrukčními formami svahy modelované glaciální činností. Se sedimenty a geomorfologickými formami nejstaršího zalednění (Mapa 1) koresponduje strmá část svahu v uzávěru údolí (s převládající Z, SZ a S orientací). Na západním svahu sklony svahů nedosahují takových hodnot jako u svahů s východní orientací. Celá forma je však zřetelně vymezena výraznou hranou, která omezuje strmé části svahu (20–25°) oproti hřbetové plošině (sklon 0–5°) i celkově mírnějším částem svahu (sklon ~15°). Samotný uzávěr údolí má čistě severní orientaci. Generelní sklony svahů se zde pohybují v rozmezí 25–30°. Jejich celkově lineární průběh je těsně pod hranou omezující svah v horní části narušen výraznou amfiteatrální konkávní formou (Obr. 57, Mapa 1). Tato forma je pod hranou hřbetové plošiny omezena strmým svahem (25–30°) a níže přecházejícím v téměř rovnou plošinu, představující dno sníženiny. Morfologicky podobná, i když podstatně menší, forma byla popsána MENTLÍKEM (2005b, c) v rámci katény murového zářezu (Obr. příl. KK; kap. 6.6.1), jako recentní periodická nivační sníženina (Foto 18). I v případě výrazné konkávní formy v uzávěru údolí, je pravděpodobné, že se jedná o fosilní nivační sníženinu vzniklou akumulací sněhu provázenou zvýšenou nivací. Popisovaná sníženina morfologicky připomíná i odlučnou plochu sesuvu. V dolní části svahu však nebyly pozorovány žádné stopy, jež by existenci jakékoli svahové deformace potvrzovaly. Poloha fosilní nivační sníženiny má velký význam pro rekonstrukci anemoorografického systému, který působil při vzniku sníženiny. Pravděpodobná je vazba vzniku sníženiny k vývoji ledovce v uzávěru údolí (v období zvýšené akumulace sněhu). Celý svah s převažující východní orientací je poznamenán mladší fází zalednění. Z tohoto pohledu zde můžeme vymezit dvě výrazné jednotky: lineární svah nad Starou jímkou a konkávní formy představující systém schodovitého karu Prášilského jezera (Obr. 57). Rozdílná morfologie resp. morfometrie svahů dokládá působení odlišných procesů ovlivňujících jejich modelaci. Přímý průběh svahu nad Starou jímkou svědčí o tom, že svah nebyl modelován činností karového ledovce jako je tomu v okolí Prášilského jezera. Sedimenty uložené podél svahu odpovídají spíše kombinaci činnosti ledovcového skalního (kamenného) ledovce se zvýšenou aktivitou svahových procesů. Naopak, v bezprostředním okolí Prášilského jezera probíhala intenzivní činnost karového ledovce. Vznikl zde schodovitý kar, tvořený dvěma kary nad sebou. Výše položený kar je menší 117


a jeho morfometrické charakteristiky odpovídají karům, jež byly modelovány karovými ledovci (T < 1) (viz Tab. 18, Obr. 61). Velký význam má zejména menší hloubka karu (H = 119 m) a podstatně menší cirkularita, kdy níže položený kar má téměř kruhový tvar. Oba kary mají také různou orientaci. Výše položený kar je orientovaný spíše k JV, kdežto níže položený kar má chladnější, východní, orientaci (Tab. 18, Obr. 61). Společným znakem obou karů jsou poměrně rozsáhlé deflační plošiny, jež se nachází nad nimi, které mají výraznou orientaci vůči západním větrům (leží na hřbetu téměř S–J směru). Tab. 18: Morfometrické charakteristiky systému karů Prášilského jezera (poloha karů viz Obr. 61) Morfometrická Kar 1 (kar ve kterém se dnes Kar 2 (výše položený kar) charakteristika karu nachází Prášilské jezero) Rozloha; A [ha] 11,6 18,7 Délka; L [m] 411,1 364,2 Šířka; W [m] 386,3 502,9 Hloubka; H [m] 141 119 Orientace mediánové osy; 88 115 O [°] L/H 2,92 3,06 T = L/W 1,06 0,72 Objem karu; L.W.H [km3] 0,022 0,021 Po souhrnné analýze destrukčních a jim odpovídajících konstrukčních forem, tedy karů a morénových valů poslední fáze zalednění, je zřejmé, že vnější morénový val, který je z valů v okolí Prášilského jezera nejmohutnější, vznikal činností systému schodovitého karového ledovce. Led přecházel z výše položeného karu, kde se hromadil u úpatí karové stěny do níže položeného karu transportní zónou (Obr. 57, Mapa 1). Tuto skutečnost dokládá, kromě polohy morénového valu, i modelace dna výše položeného karu a transportní zóny – analýzou spádnic nad DMR bylo zjištěno, že ledové masy přecházely z výše do níže položeného karu (Obr. 57). Morénový val, který je položený nejblíže k jezeru (Obr. 57, Mapa 1) nemá již asymetrickou polohu popisovanou u výše položeného karu, ale odpovídá kruhovitému tvaru karu. Je tedy pravděpodobné, že v poslední fázi zalednění byl ledovec vázán pouze na níže položený kar, v kterém se dnes nachází Prášilské jezero. Důležitá je pravděpodobná délka doby, za kterou kary vznikaly. V literatuře uváděné rychlosti ústupu karové stěny se různí v souvislosti s odolností horniny, ve které jsou kary tvořeny. V odolných horninách západního Norska, které mohou být z hlediska geomorfologické hodnoty asi nejbližší krystalickým břidlicím a granitům v zájmovém území, je uváděna rychlost ústupu karové stěny 500–600 mm za 1 000 let, přičemž minimální doba pro vznik karu je uváděna na 125 000 let (BENN & EVANS 1998). V případě, že použijeme tyto hodnoty rychlosti ústupu karové stěny k výpočtu délky vzniku karu Prášilského jezera (vzdálenost od prahu karu k patě karové stěny je 190 m), zjistíme, že kar se do té podoby, v jaké se nachází dnes, vyvíjel přes 300 000 let. I přes to, že přejímání podobných údajů rychlosti procesů z jiných oblastí je dosti problematické, je velmi pravděpodobné, že kar Prášilského jezera (Foto 3) je poměrně stará forma, která nemohla vzniknout pouze ve würmu, ale karový ledovec zde musel existovat minimálně i v rissu. VOTÝPKA (1979) a CZUDEK (2005b) vysvětlují tento nepoměr výrazným přemodelováním karů (resp. amfiteatrálních sníženin většinou v uzávěrech údolí) výrazným přemodelováním karů kryogenními procesy před samotným zaledněním.

118


Obr. 61: Morfometrické charakteristiky systému karů Prášilského jezera (Foto 3)

Periglaciální formy

Periglaciální morfogeneze je pro zájmové území velmi důležitá, protože se výrazně projevila zejména přemodelováním většiny polygenetických forem (viz výše). Jako monogenetické periglaciální formy byly označovány pouze takové formy, u kterých nebyla zjištěna morfologická vazba na starší tvary georeliéfu. Takové formy nejsou v zájmovém území příliš časté. V zájmovém území byly zjištěny dva typy monogenetických periglaciálních forem: o kryoplanační terasy, o geliflukční svahy. Kryoplanační terasy – jako kryoplanační terasy jsou v této práci označované: mírně ukloněné, až téměř horizontální erozní tvary na svazích, vzniklé především ustupování příkřejší zadní části svahů (mrazového srubu nebo srázu) v periglaciálním prostředí (DEMEK 1968, 1969; CZUDEK 2005b). Kryoplanační terasy jsou příznačnými tvary kryoplanace na svazích a jsou tak genetickými ekvivalenty náhorních kryoplanačních plošin vznikajících ve vrcholových a hřbetových partiích v zájmovém území (polygenetické formy vázané na relikty starých zarovnaných povrchů) a kryopedimentů vyvíjejících se u úpatí svahů (CZUDEK 2005b). Pro identifikaci kryoplanační terasy byla používána následující kritéria: o existence plošiny (sklon 0–7°, až 12°) s pokryvem zvětraliny do 1 m s hranáči v profilu poznamenaném kryoturbací (DEMEK 1969), o existence mrazového srubu nebo srázu nad plošinou (DEMEK 1969), o geliflukční sedimenty s kameny (výjimečně s bloky) navazující na plošinu a pokračující níže ve svahu (DEMEK 1969). 119


Oproti velmi rozsáhlým náhorním kryoplanačním plošinám jsou v zájmovém území kryoplanační terasy pouze ojedinělými formami reliéfu. Jedna výrazná kryoplanační terasa byla zjištěna pod Poledníkem asi v nadmořské výšce 1 290 m n. m (rozloha plošiny 1,1 ha – výška mrazového srázu 2–3 m). Kryoplanační terasa se nachází na svahu se západní orientací – Mapa 1. Další dvě kryoplanační terasy umístěné stupňovitě nad sebou, byly zjištěny na západním svahu Skalky. Jejich rozloha je poměrně malá (~0,05 ha). Jako geliflukční svahy byly nazvány svahy s vysokým výskytem kamenů a bloků, které zde místy tvoří zarostlá i nezarostlá kamenná moře. U kamenného moře pod Skalkou, byl v jeho horní části (Mapa 1) odebrán vzorek pro analýzu orientace a-os, tvaru a zaoblenosti klastů (Obr. příl. T). Z analýz vyplývá velký rozptyl směrů nejdelších os klastů (13,7 % klastů orientovaných v maximálně zastoupeném směru, kruhová směrodatná odchylka 1,4 a kruhový rozptyl 2,44). Dominantní je orientace nejdelších os kolmo na spádnici svahu. Vysoké jsou hodnoty C40 a RA (C40 = 82,4 a RA = 92) svědčící o vzniku klastů kongelifrakcí, velmi krátkém transportu klastů a nepříliš výrazném vlivu chemického zvětrávání. Obr. 62: Schéma hypotézy popisující vznik geliflukčních svahů

Z tání sněh u a ledu vliv em teplé orie ntace svahu rychlejší odtok vody odnos jemnějších částic akumulace vě tších úlomků v horních č ás tech svahů

povrch přemodelovaný geliflukčními a kryoplanačními procesy původní povrch skalní útvary geliflukční přeplavené sedimenty

Geliflukční svahy jsou kromě pokryvu nápadné i svým sklonem. Často představují nejstrmější část svahu. Tato skutečnost je zvýrazněna tím, že se většinou nachází na svazích se západní orientací, které mají nižší partie zmírněné akumulacemi deluvia. Vznik geliflukčních svahů je možné vysvětlit následující hypotézou (Obr. 62): o uvolňování materiálu z rovných hřbetových a vrcholových plošin zejména kongelifrakcí; (v okrajových částech se sklonem větším než 2° byly úlomky transportovány geliflukcí, ve středních částech pak nivací či mrazovým klouzáním nebo slézáním); materiál byl tvořen úlomky různých velikostí od velkých kamenů (bloků) až po jílové částečky; vzhledem k působení kryoplanace a existence permafrostu obsahoval velké množství sněhu a ledu; v některých případech se mohlo jednat i o tzv. periglaciální skalní ledovce. o když se tento materiál dostával na svahy s teplou (J, JZ a Z) orientací, pohyboval se dále geliflukcí působením gravitace, ale led a sníh postupně roztávaly a z masy byly vodou vyplavovány jemné částečky, přičemž větší zůstávaly ve vyšších partiích svahů, kde se hromadily a postupně vytvářely kamenná moře. Tato hypotéza vysvětluje: o přítomnost kamenných moří na svazích s teplou orientací v návaznosti na hrany vrcholových či hřbetových plošin s výraznými periglaciálními tvary, 120


o větší sklon horních částí svahů s teplou orientací; větší sklony jsou podmíněny výraznými akumulacemi kamenů a bloků; Existenci procesu destruujícího skalní podloží – tedy kongelifrakci, dokládají poměrně velké kameny (občas více než 1 m v nejdelší ose) v sedimentech. Je pravděpodobné, že u mrazových srubů a srázů s teplou orientací byla kongelifrakce (vzhledem k větším výkyvům teplot) podstatně účinnější než u těch, jež měly orientaci chladnou. To je zřejmě důvodem, proč se na svazích s chladnou orientací kamenná moře vyskytují podstatně méně a kryoplanační formy mají menší rozměry (např. ve vrcholových partií Rozvodí viz MENTLÍK 2001a,c). Z popsaného schématu vzniku geliflukčních svahů je zřejmé, že na jejich vzniku se podílelo více procesů. Název geliflukční svahy byl zvolen proto, že geliflukce pravděpodobně byla rozhodujícím procesem, jež se podílel na celkovém utváření těchto svahů. Hypotézu je nutné ověřit na více lokalitách specifickým výzkumem. Formy vzniklé činností povrchové a podpovrchové vody a formy vzniklé činností svahových procesů

U monogenetických forem vzniklých činností povrchové a podpovrchové vody a forem vzniklých činností svahových procesů se v zájmovém území většinou jedná o formy recentní, a proto je jim věnována pozornost v kapitole řešící problematiku morfodynamiky (kap. 6.6.1). Z hlediska hierarchického uspořádání georeliéfu, se převážně jedná o formy nižší úrovně vznikající na formách řádově vyšších – polygenetických nebo glaciálních pouze výjimečně periglaciálních (v tomto případě se jedná o biogenní akumulační formy – rašeliniště – vyplňující sníženiny v rámci rozsáhlejších kryoplanačních vrcholových plošin). Jako recentní procesy jsou v souladu s pracemi MENTLÍKA (2005b,c) chápány procesy působící v podobných morfoklimatických podmínkách jako panují dnes. Jedná se procesy působící v dnešní době (fluviální činnost, opadávání skalních úlomků, odsedání skalních bloků a murová činnost). Jejich podobnou intenzitu závislou na výkyvech klimatu, jež jsou způsobeny jeho přirozenou variabilitou, můžeme předpokládat po celé poslední milénium (MENTLÍK 2004b, 2005b). Výrazně zvýšenou intenzitu procesů utvářejících georeliéf zájmového území po celý holocén až do současnosti, můžeme v zájmovém území předpokládat zejména v paraglaciální periodě, kdy jejich zvýšená aktivita vedla ke vzniku forem, které se dnes vyvíjí s podstatně menší intenzitou. Jako paraglaciální perioda je chápáno: „období přechodu krajiny z glaciálních do neglaciálních podmínek. Zejména fluviální, svahové a eolické systémy přechází do neglaciálního stavu“ (BENN & EVANS 1998, s. 261). Paraglaciální období je zpravidla provázeno zvýšenou aktivitou subaerických geomorfologických procesů, jako jsou skalní řícení, mury a fluviální činnost, jež je způsobena existencí zcela nových geomorfologických podmínek vyvolávajících výraznou nerovnováhu geomorfosystému a jeho následným přizpůsobováním se novým geomorfologickým podmínkám. Doba, za kterou geomorfosystémy dosáhnou opět rovnovážného stavu, je různá – od několika set let u svahových systémů až po velké fluviální systémy, jejichž relaxace není dosažena ani po 10 000 letech (BALLANTYNE 2002). V paraglaciálním období můžeme předpokládat i počátek degradace permafrostu, jež byl v posledním glaciálu rozšířen na území Českého masívu (CZUDEK 1997, 2005a,b). V paraglaciální periodě vznikaly geomorfologické formy, které mají následující společné znaky: o nakládaly se na rozsáhlejší glaciální formy; tím je určeno jejich maximální stáří ukončením glaciální morfogeneze zájmového území; o oproti formám, jež vznikají recentními procesy mají podstatně větší velikost (menší akumulační recentní formy navazují na rozsáhlejší formy paraglaciální). V zájmovém území byly zjištěny následující paraglaciální formy: o formy vzniklé murovou činností – destrukční (murové zářezy) a akumulační (murové akumulace); o formy vzniklé opadáváním skalních úlomků – osypy. Formy vzniklé murovou činností v paraglaciální fázi se nachází v severní části karové stěny 121


výše položeného karu. Jedná se o dva murové zářezy (Obr. 63), přičemž rozsáhlejší je jižně položený zářez, který je v současné době neaktivní. Právě u tohoto zářezu lze (vzhledem k vazbě na okolní rozsáhlé osypy) předpokládat hlavní vznik v paraglaciální fázi. U ústí zářezu nacházíme murový akumulační kužel tvořený nezpevněnými deluviálními (murovými) sedimenty. Profil zarážecí sondou na tomto murovém kuželu je znázorněn na (Obr. příl. EE). Z obrázku je zřejmé, že na murovém kuželu je vyvinut pouze slabý A horizont (mocnost 8 cm), pod kterým je výrazný eluviální (podzolový) písčitý horizont o mocnosti ~8 cm. Pod tímto horizontem se nachází zarezivělý horizont iluviální, písčitý až štěrkovitý (s obsahem štěrkovitého materiálu 60–70 %). Obr. 63: Geomorfologické formy vzniklé murovou činností v karové stěně výše položeného karu Prášilského jezera

Murový sediment byl extrémně slabě tříděný, trimodální (střední štěrk 19 %, hrubý písek 12,7 % a jíl 31,5 %), jílovitě-písčitý střední štěrk. Z hlediska textury se jednalo o prachovojílovitý, písčitý štěrk. Granulometrie murových a nivačních sedimentů ze zájmového území v okolí Prášilského jezera je shrnuta na Obr. příl. Z. 122


U sedimentů tvořících tuto formu, byly provedeny analýzy směrů a-os, tvaru a zaoblenosti klastů (Obr. příl. U). Z analýzy vyplývá, že klasty nejsou výrazněji orientovány (zejména ve srovnání s glaciálními sedimenty) – v dominantním směru bylo orientováno 13,7 % klastů, kruhová směrová odchylka byla 1,4 a zjištěný kruhový rozptyl byl 2,44. Poměrně výrazná je souhlasná orientace a-os klastů se směrem svahu (kolmo na spádnici). Velmi vysoké hodnoty dosahují i hodnoty C40 a RA, což svědčí o malém opracování úlomků, a tedy pouze krátké dráze transportu i malém vlivu chemického zvětrávání při jejich vzniku. Analýzou mikrostruktur povrchu křemenných zrn bylo zjištěno, že u sedimentu jsou dominantní angulární zrna s převažujícím středním typem reliéfu (Obr. 64). Mechanické mikrostruktury nejsou výrazně signifikantní pro žádný typ transportu. Vyskytují se zde prvky, které mohou být interpretovány jako výsledek deluviálního transportu (upturned plates, edge abrasion, imbricate blocks nebo different types of steps), ale nejsou příliš běžné. Míra chemického zvětrání odpovídá nepříliš zvětralému sedimentu, převažujícími strukturami jsou rozpouštění a vysrážení (solution a precipitation). Celkové hodnocení sedimentu: eluvium nebo deluvium transportované na krátkou vzdálenost (analýza L. Lisá). I z těchto výsledků vyplývá, že materiál nebyl transportován na příliš dlouhou vzdálenost. Zjištěný malý význam chemického zvětrávání nasvědčuje vzniku zvětraliny v periglaciálních podmínkách, kdy chemické zvětrávání probíhalo v omezené míře. Zjištěné skutečnosti jsou v podstatě ve shodě s ostatními geologickými analýzami. Obr. 64: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z akumulace murového kužele vzniklého v paraglaciální fázi (poloha Obr. 63) (analýza L. Lisá) 100,0 90,0 80,0 70,0 60,0

%

50,0 40,0 30,0 20,0 10,0

an g r o u la r un o d e u tl d in e ou lo tli n sm m w e e d re al i u l ie la l co m f rg n ch h i g r e l e co o i h ie nc da t re f h o l f r li e i d ac f a t s t l fr a u r e ra c i t a r g h t ur e c la im b u a s tep rg t e ri ca e s s b r te te e a d ps k b fr a a g lo c ct e b k s u r lo ed c m k ec pl s ha at s e n i e d tri s ca g e a t io l V- a b n s s t sh a r a s ra p i o n ig e c u ht d p g i m rv e r o o ts ir r e a n d g v e eg d ro s u l er i o v ar n g e s d r u p e p r id g e e tu s ch r n s io s ed n em s ic a l s o lu p la t e V li a - ti o s e x m i te d h sh a n p e p i ts t d eu en s ri n e he si v i li c g p d pi d r e s a p a r ts a l i li r ti cr c a e c i c le s y s p pi ta r e ta t l o c ip i o ve i t a n rg tio ro n w th s

0,0

Z Obr. 63 je zřejmé, že severněji položený murový zářez, u kterého nacházíme recentní vývoj (viz kap. 6.6.1.1) má akumulační formy odpovídající rozsahem podobným formám jižněji položeného zářezu (viz výše). I zde tedy můžeme předpokládat nejvýznamnější vývoj v paraglaciální fázi, které zřejmě odpovídají sedimenty širokého akumulačního kužele, na ně se pak nakládají mladší (recentní) formy (Obr. 63). Doba vzniku rozsáhlých osypů byla odvozena z jejich polohy zejména vůči murovým starým akumulacím. Z Obr. 63 je patrná kontinuální návaznost starých murových akumulací a osypů – nikde nepozorujeme překrývání murových akumulací osypy nebo naopak. Je tedy pravděpodobné, že tyto formy vznikaly současně, v paraglaciální fázi vývoje geomorfosystémů. Osypy jsou rozšířeny pod výraznějšími skalními výchozy ve většině částí karové stěny i ve 123


svahu nad Starou jímkou. V některých místech (hrana oddělující oba kary) osyp dosahuje až ¾ výšky karové stěny (Mapa 1).

6.4.2 Morfogeneze okolí jezera Laka 6.4.2.1 Morfostruktura a morfoskulptura Úvodní analýza morfogeneze v zájmovém území v okolí jezera Laka byla stejně jako v okolí Prášilského jezera (viz kap. 6.4.1.1) provedena na základě rozboru hlavních geomorfologických faktorů, doplněných o specifikaci charakteru geomorfologického procesu, tedy geomorfologických skupin (Obr. 65). Obr. 65: Elementární formy v zájmovém území v okolí jezera Laka na taxonomické úrovni skupin (spolu s jejich specifikacemi)

Morfostruktura

Z hlediska vztahu geologických podmínek a georeliéfu v okolí jezera Laka výrazně převažují prvky pasivní morfostruktury. Konkrétně se jedná o formy: o formy ve shodě s průběhem neaktivních zlomů (i předpokládaných) a geomorfologických linií 3. řádu (Obr. 26), o formy ve shodě s průběhem neaktivních zlomů (mimo směry geomorfologických linií 3. řádu), o formy kontrolované foliací a na ní vzniklých puklinách u krystalických břidlic. Projev strukturních vlastnosti granodioritů a granitů (puklinatost) se přímo v georeliéfu 124


zájmového území neprojevuje. Je to zřejmě způsobeno malým plošným rozšířením těchto hornin. Přesto je pravděpodobné, že poloha granodioritů měla význam pro zvýšení glaciální eroze a svahových procesů v západní části karu. Rovněž je pravděpodobné, že větší litologická různorodost ve vrcholových partiích Ždánidel a u hřbetu Dřevěné Hole vedla k většímu rozčlenění georeliéfu těchto lokalit projevující se zejména zvýšenou koncentrací skalních tvarů. Formy ve shodě s průběhem neaktivních zlomů a geomorfologických linií 3. řádu

V zájmovém území v okolí jezera Laka se nachází dvě geomorfologické linie 3. řádu (Obr. 26). Jedna z linií má směr SSV–JJZ a má ve spodní části zájmového území stejný průběh jako zlom, který však podle PELCE & ŠEBESTY (1994) před jezerem Laka mění směr na SZ–JV. Vazbu na uvedenou geomorfologickou linii (resp. předpokládaný zlom) můžeme předpokládat u strmého svahu s převažující východní orientací, jež se nachází ve spodní části zájmového území, spolu s dalšími formami souvisejícími s uvedeným svahem. Jedná se o údolní dno, říční terasu a svah omezující údolní dno, který vznikl ve skalním podkladu. Ve vyšších částech zájmového území tato linie kontroluje JV část karu jezera Laka (boční karovou stěnu) i s fluviální sníženinou, která je dominantní formou v této části karové stěny (viz kap. 6.4.2.3; Obr. 77 a Mapa 2). Zvýšený oběh vody (výrazný pramen až v nadmořské výšce 1 200 m), pravidelný tvar karu i omezení sedlové plošiny vůči hřbetu spadajícímu z vrcholové plošiny Plesné jsou skutečnosti dokládající možnost, že zlom, který podle geologů (PELC & ŠEBESTA 1994) mění v předpolí jezera Laka směr, se zde ve skutečnosti větví. Jedna část zlomové linie pak zřejmě pokračuje ve směru geomorfologické linie 3. řádu a druhá ve směru dnes geology identifikovaného zlomu, na jehož základě vznikl na SZ svahu Ždánidel výrazný úpad (dellen) (viz dále). Druhá geomorfologická linie 3. řádu procházející zájmovým územím v okolí jezera Laka má směr SZ–JV, tedy přibližně shodný s převažujícím směrem puklin na krystalických břidlicích v zájmovém území (Obr. 9). Na průběh této linie je vázán hřbet spadající k JV z vrcholové plošiny Plesné ohraničující shora kar jezera Laka. Z uvedeného je zřejmá výrazná morfostrukturní predispozice karu, kdy na jihovýchodě je tato forma omezena výraznou geomorfologickou linií (3. řádu), jež pravděpodobně kopíruje neaktivní zlom. Dále pak na jihozápadě, kde geomorfologická linie 3. řádu probíhá ve shodě se směrem foliace krystalických břidlic, na jejímž základě vznikají odlehčením pukliny (viz níže). Formy ve shodě s průběhem neaktivních zlomů (mimo směry geomorfologických linií 3. řádu)

Formou, jež vznikla ve shodě s průběhem geologického neaktivního zlomu (ale její směr není shodný s průběhem geomorfologické linie 3. řádu) je rozsáhlý úpad (dellen) rozprostírající se jako konkávně-konkávní sníženina na SZ svazích Ždánidel (1 308 m n. m.) – popis úpadu viz dále. Formy kontrolované foliací a na ní vzniklých puklinách u krystalických břidlic

Foliace krystalických břidlic je geomorfologický významný faktor ovlivňující vznik puklin odlehčením (MENTLÍK 2005b). Na těchto puklinách potom vznikají četné skalní výchozy charakteru ploten (viz Obr. příl. D a E). Vliv foliace se přímo podílí na morfologii západní části karu jezera Laka, kde plotny ve strmé skalnaté stěně vystupují přímo na povrch a jsou důležitým faktorem pro vznik svahových deformací, jež se zde vyskytují (viz kap. 6.6.2.2). Průměrný sklon skalních ploten (s vyloučením převážně kolmých žulových výchozů) byl změřen u 17 rulových skalních výchozů a odpovídá ~49°. Převažující směr skalních stěn (ploten) je 141–321° (Obr. 66), což je směr shodný jak se směrem geomorfologické linie 3. řádu (linie Grosse Deffernick – Tab. 12), tak převládajícími směry puklin (Obr. 9). Přibližně stejný směr má i výrazný (výška ~240 m) lineární svah, ve kterém je kar vyhlouben. Vzhledem ke strukturní predispozici (převládající směr foliace krystalických břidlic) je pravděpodobné, že pravidelné morfometrické a morfologické charakteristiky svahu se vyvinuly na základě směrů a sklonu foliace, i zde se však zřejmě jedná o výrazně přemodelovanou část zlomového svahu omezující zájmové území na severu (strmý hřbet spadající z Dřevěné Hole ke Staré Hůrce – viz níže). 125


Obr. 66: Směry skalních stěn v západní části karové stěny jezera Laka (profil stěnou viz Obr. 36; označení profilu a); n = 20; velikost výseče = 10°, měřítko: jeden dílek = 10 % [2,0 data], maximum = 40 % [8 data], průměrný výsledný směr = 141–321°

Aktivní morfostruktura – je ve spodní části zájmového území doložena následujícími skutečnostmi (v některých případech jsou jednotlivě rozebírány v textu následujících kapitol): o analýzou říční sítě bylo zjištěno možné říční pirátství v oblasti Staré Hůrky (wind gap mezi Hůreckým vrchem a Plesnou; oblast Staré Hůrky – náčepný loket), kdy je pravděpodobné, že Jezerní potok původně tekl do povodí Drozdího potoka, které je ve spodní části výrazně vyvinutější než horní část tohoto povodí; o pedimenty, které se dnes nachází v oblasti Staré Hůrky mají stejný morfologický charakter jako pedimenty nacházející se v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera (pozice nad strmým svahem vzniklým termoerozí, poloha na konci údolí s glaciální modelací a denivelace vůči Kocháňovským pláním). Je tedy pravděpodobné, že i tento povrch byl původně spojen se zarovnaným povrchem dnešních Kocháňovských plání. Předpokládaná denivelace je zde však vyšší než u zjištěných údolních pedimentů v zájmovém území v okolí Prášilského jezera (~100 m). o výrazná hloubková eroze prořezávající údolní dno vzniklé v souvislosti s posledním zaledněním, je zde možné předpokládat postpleistocénní snižování lokální erozní báze (Kocháňovských plání), a tedy i recentní tektonické pohyby (viz Obr. 81; kap. 6.4.2.3). Obě lokality se zjištěnými projevy aktivní tektoniky (resp. identifikované relikty starého zlomového svahu) spojuje linie procházející od svahu oddělujícího Kocháňovské pláně a Modravské pláně, kde byly zjištěny pravděpodobné pleistocénní tektonické pohyby v zájmovém území v okolí Prášilského jezera, dále údolím mezi Hůreckým vrchem a Dřevěnou Holí a pokračující podél úpatnice Debrnické hornatiny. Morfoskulptura

Definice morfostruktury a morfoskulptury používaná v zájmovém území v okolí Prášilského jezera je uvedena v kapitole 6.4.1.1 a byla užita i pro analýzu georeliéfu v zájmovém území v okolí jezera Laka. Tvary georeliéfu jsou zde popisovány v rámci polygenetických a monogenetických forem, tedy na úrovni podskupiny v rámci GmIS (klasifikace geomorfologických individuí viz Tab. 4). 6.4.2.2 Polygenetické formy V zájmovém území v okolí jezera Laka byly vymezeny následující typy polygenetických forem: o relikty zarovnaných povrchů, o hřbety, o rozsáhlé sníženiny na svazích charakteru úpadů (dellenů), o velké jednotky svahů údolí. 126


Obr. 67: Zájmové území v okolí jezera Laka na úrovni podskupiny (klasifikace geomorfologických individuí viz Tab. 4.)

Morfometrická analýza reliktů zarovnaných povrchů

V zájmovém území v okolí jezera Laka bylo zjištěno 12 reliktů zarovnaných povrchů (Tab. 19). Tab. 19: Relikty zarovnaných povrchů v okolí jezera Laka (označení zarovnaných povrchů odpovídá Obr. 68) Minimální Maximální Průměrná Označení Variační Rozloha nadmořská nadmořská Rozpětí nadmořská Směrodatná zarovnaného koeficient [ha] výška výška [m] výška odchylka povrchu [%] [m n. m.] [m n. m.] [m n. m.] 1 3,7 997,1 1 012,8 15,7 1 006,8 3,58 0,36 2 49,1 974,7 1 134,0 159,3 1 028,9 34,28 3,33 3 44,5 1 007,1 1 061,2 54,1 1 030,2 14,66 1,42 4 1,0 1 183,6 1 197,2 13,6 1 189,6 3,10 0,26 5 21,1 1 109,4 1 192,5 83,1 1 161,3 18,87 1,62 6 9,4 1 161,4 1 190,9 29,5 1 182,8 4,59 0,39 7 6,1 1 226,9 1 253,5 26,6 1 241,3 6,20 0,50 8 3,07 1 286 1308 22,0 1 298 5,31 0,41 9 3,7 1 255,7 1 282,0 26,3 1 267,8 5,84 0,46 10 5,8 1 185,3 1 207,2 21,9 1 196,4 3,93 0,33 11 14,8 1 201,0 1 226,1 25,1 1 217,0 5,17 0,42 12 32,6 1 309,6 1 335,0 25,4 1 328,2 5,77 0,43 127


Obr. 68: Relikty zarovnaných povrchů v zájmovém území v okolí jezera Laka

Stejně jako v případě zájmového území v okolí Prášilského jezera se jednalo o poměrně kompaktní individua charakteru jednotlivých elementárních forem dané hierarchické úrovně. Klasifikace zarovnaných povrchů byla stejně jako u prvního zkoumaného zájmového území vytvořena na základě jejich geomorfologické polohy, průměrné nadmořské výšky, charakteru zvětralinového pokryvu a výskytu skalních tvarů. V zájmovém území v okolí jezera Laka byly vymezeny tři základní kategorie zarovnaných povrchů: o Vrcholová plošina Plesné (Obr. 68 a Tab. 19, číselné označení 12) s průměrnou nadmořskou výškou 1 328,2 m, bez přítomnosti skalních tvarů (Foto 12). Pokryv na plošině je velmi mělký (na základě vpichovacích sond byla zjištěna mocnost pokryvu ~0,6 m). o Relikty zarovnaných povrchů v rozmezí průměrných nadmořských výšek 1 160–1 298 m, jež byly dále rozděleny podle geomorfologické polohy do tří skupin: 1. vrcholová plošina Ždánidel (Obr. 68 a Tab. 19, číselné označení 8) s průměrnou nadmořskou výškou 1 298 m. Skalní formy na této plošině a v jejím okolí jsou velmi výrazné (tor, kamenné moře na plošině, navazující geliflukční svahy, četné kryoplanační terasy a výrazná jeskyně vzniklá zřejmě periglaciálními procesy – viz kap. 6.4.2.3). Je pravděpodobné, že vrcholová plošina Ždánidel byla původně v podobné úrovni jako plošina Plesné. K většímu snížení zde mohlo dojít na základě více heterogenní litologické stavby (Obr. 11). 2. Svahové plošiny – pravděpodobně se jedná o plošiny kryoplanačních teras (Obr. 68 a Tab. 19, číselné označení 7 a 9); pro tyto plošiny jsou charakteristické následující 128


znaky: nepříliš mocný pokryv zvětralin (od 0,6 do 1,3 m), v profilu zvětralin četné chaoticky postavené kameny (výjimečně i bloky), na plošině 9 i skalní torso a výrazný geliflukční pokryv pod spodním okrajem plošiny. Tyto plošiny se nachází ve vazbě na výrazné periglaciální formy v okolí vrcholu Ždánidel. 3. Sedlové a hřbetové plošiny (Obr. 68 a Tab. 19, číselné označení 4, 5, 6, 10 a 11) Sedlové plošiny 6, 5 a 10 se nachází v rozpětí průměrných nadmořských výšek 34,7 m (1 161,3–1 196 m n. m.), vzhledem k jejich podobnému charakteru a prostorovému rozložení je pravděpodobné, že se jedná o relikty zarovnaných povrchů jedné úrovně. Na základě existence těchto plošin můžeme předpokládat, že podél dokládaného geologického zlomu (viz Obr. 11) zřejmě nedošlo k výraznějším vertikálním pohybům. Tyto plošiny jsou zřejmě ekvivalentem hřbetových plošin nad 1 200 m n. m. (vymezeným v zájmovém území v okolí Prášilského jezera). o Výrazné plošiny v oblasti Staré Hůrky (Obr. 68 a Tab. 19, číselné označení 1, 2 a 3). Jedná se o rozsáhlé plošiny, které mají částečně charakter rozsáhlé sedlové plošiny mezi svahy Hůreckého vrchu, Dřevěné hole a Plesné vybíhající proti toku Jezerního potoka (zejména na jeho pravém břehu). Na levém břehu Jezerního potoka jsou plošiny položeny nad strmým svahem s převládající východní orientací, jež pravděpodobně vznikl termoerozí (Obr. 81 a Mapa 2). Na pravém břehu (svah se západní orientací) je vyrovnaný průběh plošiny porušen fluviální sníženinou, která je vyplněna říční terasou a níže položeným údolním dnem. Sníženina navazuje na glaciální konstrukční segment a zřejmě vznikla činností ablačních vod ledovce (Obr. 81 a Mapa 2). Obr. 69: Poloha vrtů a místa odběru vzorku pro SEM na pedimentu a přilehlém svahu v okolí Staré Hůrky

129


Zarovnaný povrch v oblasti Staré Hůrky má dvě výškově diferencované části. Níže položenou menší část a výše položenou poměrně rozsáhlou plošinu (Mapa 2). Charakter pokryvu tohoto zarovnaného povrchu i svahu nad ním je možné částečně rekonstruovat na základě geologických vrtů (Tab. 20, poloha Obr. 69). Níže na plošině (vrt 1, Tab. 20) byla zjištěna větší mocnost zvětralin, které mají ve spodní části profilu písčitý charakter, a to do hloubky větší než 2 m. Významná je přítomnost rulových úlomků na předpokládaném žulovém podkladě. Úlomky sem musely být transportovány svahovými či fluviálními procesy. Vzhledem k současné morfologii sedla je však transport svahovými procesy velmi nepravděpodobný. Proto přítomnost rulových úlomků v tomto vrtu může být důkazem o protékání sedla Jezerním potokem. Výše na plošině (vrt 2, Tab. 20) byla mocnost zvětralého písčitého sedimentu 1,5 m a v profilu byly zjištěny ostrohranné žulové úlomky. Na svahu nad zarovnaným povrchem byl odebrán třetí vrt (vrt 3, Tab. 20), kde mocnost hlinité, kamenité suti na zvětralé žule byla 1,3 m. Je zajímavé, že vrt zjistil přítomnost žulového podloží v místě, kde geologická mapa (PELC & ŠEBESTA 1994, Obr. 11) uvádí pararuly. Rozsah žul je tedy v oblasti Staré Hůrky zřejmě větší než je uvedeno na zmíněné geologické mapě. Tato skutečnost má značný význam, protože dokládá fakt, že existence plošiny není vázána na polohu žul, naopak, plošina i část svahu nad ní je tvořena stejnou horninou. Z toho plyne, že se nejedná o strukturně podmíněnou plošinu, ale sečný povrch, jež vznikl ve stejné hornině, z něhož je tvořena i část svahu nad ním.

Hloubkové intervaly a stratigrafie

Tab. 20: Stratigrafické polohy geologických vrtů z sedimentu v prostoru Staré Hůrky (poloha viz Obr. 69) Číslo vrtu 1 2 3 Klíč báze GDO 617607 617608 617609 0,00–0,20 navážka, 0,00–0,20 navážka, 0,0–0,05 humus geneze antropogenní geneze antropogenní 0,21–1,50 písek, 0,21–0,40 hlína, 0,051–1,30 suť, hlinitá, hlinitý, hnědý, žula písčitá, tuhá, tmavě kamenitá v ostrohranných hnědá úlomcích, navětralá 0,41–2,00 písek, silně hlinitý, 1,51–2,00 žula, okrovožlutý, rula 1,31–1,80 žula, zvětralá navětralá přítomna v ostrohranných úlomcích Zdroj: Geofond Na níže položené části sedla byl pro SEM odebrán vzorek z hloubky 1,5 m. Cílem bylo prokázat fluviální původ sedimentů na plošině, což by částečně verifikovalo výše zmíněnou hypotézu předpokládající, že rozsáhlé sedlo mezi Hůreckým vrchem a Plesnou je wind-gap, jež byl v minulosti protékán Jezerním potokem. Tuto hypotézu částečně podporuje charakter vrtu 1 (Tab. 20), resp. zjištěný písčitý, poměrně hluboký, profil s cizorodými rulovými úlomky (viz výše). Fluviální genezi u mikrostruktur křemenných zrn je možné prokázat přítomností tzv. vsphapes, typických pro fluviální transport nebo dalších prvků charakteristických pro fluviální prostředí (KALVODA & VALENTA 1997, s. 89–90). V odebraném vzorku (poloha Obr. 69) byla přítomna pouze angulární zrna s převládajícím nízkým až středním typem reliéfu. Abraze hran nebyla příliš výrazná, stejně jako přítomnost jiných mechanických prvků. Pokud byl tento sediment transportován, mohlo se jednat pouze o deluviální transport, a to na velmi krátkou vzdálenost, přičemž zjištěné mechanické prvky mohly být rovněž výsledkem kryogenního zvětrávání. Velmi rozšířené byly prvky chemického 130


zvětrávání (rozpouštění a vysrážení). Celkové zhodnocení sedimentu: eluvium nebo deluvium transportované pouze na velmi krátkou vzdálenost (analýza L. Lisá). Provedená analýza tedy stanovenou hypotézu přímo nepotvrdila, nicméně pokud sediment použitý na SEM analýzu nebyl reprezentativní (tj. byl transportovaný ve fluviálním prostředí na malou vzdálenost), ani nevyvrátila. Jediným důkazem o protékání sedla tedy zůstává přítomnost rulových úlomků ve vrtu 1 (Tab. 20). Otázka říčního pirátství tak zůstává částečně otevřená a bude předmětem výzkumů do budoucna. Řešením by bylo SEM analýzu opakovat a použít větší množství zrn – tímto způsobem lze vysledovat i slabě zaznamenané znaky daného transportu. Dále pak bude provedeno podrobné geomorfologické mapování v nižší části povodí Jezerního potoka (vytékajícího z jezera Laka) a potoka Drozdího. Můžeme však říci, že slabá vrstva zvětralin na reliktu zarovnaného povrchu i jejich charakter je v souladu s hypotézou předpokládající, že uvedená plošina je reliktem pedimentu. Obr. 70: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z pokryvu reliktu zarovnaného povrchu na Staré Hůrce (poloha Obr. 69) (analýza L. Lisá) 100,0 90,0 80,0 70,0 60,0 %

50,0 40,0 30,0 20,0 10,0

gu

ro

an

un

la ro d e ut l d in e o lo u tli n sm m w e e d re a i u l ie f la ll co m rg n re h e ch co o i i g h t l ie f d nc a r h o l f e li e i d ra c f a t s t l fr a u r e ra c i g tu ar ht r e s c la im b ua tep rg t e ri ca e s s b r te te e a d ps k b fr a a g lo c ct e b k s u r lo ed c m k ec pl s at ha s e e t ni ca d g e ri a t s io l V- a b r n s s t sh a a si ra p on ig e c u ht g d pi m rv e r o o ts ir r e an d g v e eg d ro s ul er i ov ar ng es d r u p e p r id g tu e s e s ch r n s io ed n em s o pl s ic al lu a te li m a d V- s ti o n s h ex i t e h e a p pi t t e u e n s d s ri n g e d s i h e i v li c p p d r e s a p a r t its a l i li ic r e cr c a c le y s p ip i s r t ta e c a t l o ip i o ve i ta n rg tio ro n w th s

0,0

Ze srovnání rozlohy reliktů zarovnaných povrchů se stoupající nadmořskou výškou (Obr. 71) vyplývá, že největší relikty zarovnaných povrchů se v zájmovém území nachází v nižších nadmořských výškách. Jejich rozloha postupně klesá, až k nejvyšším polohám (záporná korelace). Relikt zarovnaného povrchu na vrcholu Plesné se však svou rozlohou přibližuje nejníže položeným reliktům zarovnaných povrchů. Ze srovnání rozčlenění reliktů zarovnaných povrchů se stoupající nadmořskou výškou vyplývá, že stejně jako v zájmovém území v okolí Prášilského jezera se s nadmořskou výškou rozčlenění sledovaných plošin zmenšuje (záporná korelace) (Obr. 72). Tento trend potvrzuje, že u nejníže položených reliktů zarovnaných povrchů se pravděpodobně jedná o relikty pedimentů (údolních den stoupajících do vyšších nadmořských výšek podél vodních toků). Naopak, ve vyšších polohách se jedná o relikty zarovnaných povrchů jiného typu s menší vertikální členitostí, což koresponduje s výsledky zjištěnými v zájmovém území v okolí Prášilského jezera. 131


Obr. 71: Změna rozlohy reliktů zarovnaných povrchů s výškou v zájmovém území v okolí jezera Laka (r = -0,422) 50,0

rozloha

37,5

25,0

12,5

0,0 1000,0

1087,5

1175,0

1262,5

1350,0

m n. m

Obr. 72: Změna rozčlenění jednotlivých zarovnaných povrchů (vyjádřená variačním koeficientem – počítaným jako podíl výběrové směrodatné odchylky nadmořských výšek konkrétního zarovnaného povrchu a střední hodnoty jeho nadmořských výšek) s nadmořskou výškou v zájmovém území v okolí jezera Laka (r = -0,559) 3,5

v

2,6

1,8

0,9

0,0 1000,0

1087,5

1175,0

1262,5

1350,0

m n. m Hřbety

Hřbety v zájmovém území v okolí jezera Laka je možné na základě sklonu, charakteru zvětralin a skalních tvarů rozdělit do dvou skupin: o Pozvolné hřbety zvolna přecházející v hřbetové či sedlové plošiny se sklonem 5–10°. Tyto hřbety se nachází v nadmořských výškách 1 185–1 300 m n. m.. Na rozdíl od podobných hřbetů v zájmovém území v okolí Prášilského jezera se zde téměř nenachází skalní formy (hřbety jsou vyvinuté pouze na krystalických břidlicích). Pokryv je představován asi 1 m mocnou vrstvou písčitých hlín s přítomností ostrohranných kamenů, výjimečně bloků. Většinou se zřejmě jedná o geliflukční plášť, potvrzující pravděpodobnost vývoje těchto hřbetů působením geliflukce, jak jej popisuje ROHDENBURG (1989). 132


o Strmý hřbet spadající z Dřevěné hole k pedimentům v okolí Staré Hůrky se sklonem 15–20°. Na hřbetu se místy nachází rozpadlé skalní výchozy se suťovými poli či proudy. Na základě výsledků výše uvedených analýz je hřbet považován za relikt zlomového svahu (viz výše). Charakter hřbetů vyplývající z jejich klasifikace je velmi podobný jako u hřbetů v zájmovém území v okolí Prášilského jezera (kap. 6.4.1.2). Sníženiny ve svazích charakteru úpadů (dellenů)

V zájmovém území v okolí jezera Laka byly zjištěny dvě sníženiny charakteru úpadů. Menší sníženina (rozloha 0,69 ha) se nachází na svahu vzniklém činností Jezerního potoka na Staré Hůrce a je vyvinuta v asi 1–2 m mocné zvětralině (Obr. 81). Výrazně vetší, konkávně-konkávní forma s rozlohou 123,03 ha, jež má z morfologického hlediska charakter velkého úpadu (dellenu) se nachází na SZ svahu Ždánidel (Mapa 2). Z analýzy spádnic (Obr. příl. FF) je zřejmý výrazný konkávně-konkávní charakter formy, kdy se veškerý materiál pocházející z 1 400 m široké formy (její největší šířka) koncentruje ve 110 m širokém prostoru. Zde se nachází fluviální sníženina, na západě ohraničená boční morénou. Je pravděpodobné, že v kryomérech pleistocénu se zde koncentrovalo velké množství materiálu, jež byl transportován geliflukcí z celé plochy úpadu a mohlo zde docházet i k promíchávání s glaciálními sedimenty. Ze srovnání průběhu zlomů (Obr. 11) a mapy elementárních forem reliéfu (Mapa 2) vyplývá, že se jedná o strukturně podmíněnou formu, jež je založená na dnes neaktivním zlomu. Pro celou formu je charakteristické velké množství drobných vodních toků (bez erozních zářezů hlubších než 1 m) s místním prorašeliněním, jež opět nedosahuje mocností větších než 1 m. Pokryv zvětralin byl zjišťován zarážecími sondami a mírně přesahuje mocnost 1 m. V západní části formy na kontaktu s hranou karu jezera Laka byly zjištěny dvě terasy, které byly označeny jako geliflukční terasy (Mapa 2), tak, jak je chápe CZUDEK (2005b, s. 166). Na základě výše uvedených skutečností je možné říci, že celá forma vznikala zřejmě zejména geliflukcí a dalšími procesy jako sufózí a plošným splachem. Je pravděpodobné, že její konkávní tvar (z hlediska horizontální křivosti) je podmíněn menší odolností hornin na zlomu. Přítomnost této tektonické poruchy zřejmě podmiňuje i výraznější vývěry vody. Je však pravděpodobné, že voda vyvěrající na zlomu nehrála v kryomérech pleistocénu tak významnou roli, protože byla zadržována permafrostem. Velký význam však měl transport zvětralin v konkávní formě geliflukcí. K jejímu nejintenzivnějšímu vývoji tedy zřejmě docházelo v období pozdního glaciálu pleistocénního klimatického cyklu definovaného LOŽKEM (1972), kdy docházelo i k degradaci permafrostu. Permafrost mohl mít pro vznik této sníženiny význam také v tom, že voda proudící podél zlomu zmrzla a vytvořila ledové čočky, které po roztátí vedly ke zvýraznění konkávního tvaru celé formy (pokles reliéfu). Forma představuje, stejně jako v zájmovém území v okolí Prášilského jezera, výrazný ekvivalent karu jezera Laka, jež vznikl na svahu se SZ orientací (oproti karu který se vyvinul na svahu s převažující SV orientací). Velké části svahů

V zájmovém území v okolí jezera Laka je dominantní formou výrazný svah (výška 240 m) nacházející se mezi poměrně rozsáhlými plošinami charakteru pedimentů v okolí Staré Hůrky a vrcholovou plošinou na Plesné. Jedná se o lineární svah, který je v nadmořské výšce ~1 155–1 190 m přerušen plošinou vybíhající ze sedlové plošiny mezi Plesnou a Polomem. Z této plošiny vybíhá k východu sníženina vytvořená zřejmě proudovým sesuvem (Obr. 82, kap. 6.4.2.3). U svahu je předpokládána strukturní predispozice směrem a sklonem foliace pararul, které svah tvoří. Jedná se tedy o polygenetickou, strukturně predisponovanou formu, na jejímž vzniku se podílelo velké množství geomorfologických procesů, kdy je nemožné stanovit převládající proces. Z hlediska geneze byl svah tedy zařazen mezi polygenetické erozně-denudační formy (jak je chápe DEMEK eds. 1972). Nicméně, výrazným procesem, který postihl téměř všechny 133


části zmiňovaného svahu byla geliflukce v kryomérech pleistocénu. Téměř na všech částech svahu je vyvinut geliflukční plášť s mocností ~1,3 m, jež je tvořen kamenitou, hlinitou sutí (viz Tab. 20). 6.4.2.3 Monogenetické formy Definice monogenetických forem vymezující jak jsou tyto formy chápány v této práci je uvedena v úvodu kapitoly 6.4.1.3. V zájmovém území v okolí jezera Laka nebyla problematika některých monogenetických forem (resp. recentních geomorfologických procesů) řešena v rámci předchozích studií jako tomu bylo v okolí Prášilského jezera (viz MENTLÍK 2004b, 2005b,c), a proto je jim v okolí jezera Laka věnována větší pozornost. Kromě oddílů věnovaných formám glaciálním a periglaciálním, je zde odděleně řešena i problematika forem fluviálních a forem vzniklých svahovými procesy. Glaciální formy

Glaciální formy jsou zkoumány odděleně v rámci konstrukčního a destrukčního segmentu, stejně jako u zájmového území okolí Prášilského jezera (viz kap. 6.4.1.3). Konstrukční segment

Obr. 73: Glaciální konstrukční formy v zájmovém území v okolí jezera Laka

V zájmovém území v okolí jezera Laka zasahují relikty glaciální činnosti nejníže do nadmořské výšky 1 042 m (Foto 8). Nad dnem údolí se zde výrazným stupněm zvedá lalokovitá forma rozprostírající se v předpolí jezera. Tato forma je v její spodní části prořezávaná vodním tokem vytékajícím z jezera Laka, který zde vytváří výraznou strž (poloha: Obr. 73 a Mapa 2; 134


příčný profil Obr. 34). Strž, která dosahuje hloubky 12 m a má strmý zejména pravý břeh, je dokladem toho, že se jedná o nezpevněné sedimenty o mocnosti až 12 m. Celá forma je v přední části od dna údolí oddělena výrazným stupněm výše po stranách přecházejícím ve valy bočních morén. Lépe zachovaný je val na východní straně lalokovité formy, který protíná cesta k jezeru. Jeho distální strana je poměrně strmá (příčný profil formou viz Obr. 35), což je zřejmě podmíněno boční erozí potoka protékajícího fluviální sníženinou, která zde na lalokovitou formu navazuje na východní straně (jedná se o potok vznikající soutokem vodních toků odvodňujících formu charakteru rozsáhlého úpadu popisovanou výše v rámci polygenetických forem). Délka tohoto vnějšího valu je 440 m a maximální šířka 60 m. Výška valu nad dnem údolí je 8–12 m a výška na proximální straně maximálně 4 m. Za vnějším valem boční morény se nachází vnitřní val, který nad sedimenty bazální morény vystupuje 3–4 m vysokým, 180 m dlouhým a maximálně 48 m širokým valem. Tento val je ve 2/3 (ve směru od jezera) částečně přerušen, ale po ~35 m je znovu dobře patrný. Na jeho nejzápadnějším konci je prořezáván vodním tokem vytékajícím z jezera Laka a částečně vytváří východní svah výše popisované strže. Na západě je zachován 95 m dlouhý a maximálně 35 m široký relikt boční morény (Obr. 73, Mapa 2), což je důkazem o celkovém charakteru formy, která je ze stran (alespoň v některých místech) omezena valy bočních morén. V přední části však morénové valy byly degradovány ve strmý stupeň. Nad popisovanými valy se plošina zvedá poměrně výrazným stupněm poloměsíčitého tvaru (profil viz Obr. 34), který je vzhledem k podobnému zakřivení s výše popsanými morénovými valy považován za další degradovaný val ústupové morény. Poslední morénový val konstrukčního segmentu v předpolí jezera Laka má zcela jiný charakter než valy, jež byly popsány výše, u nichž nacházíme charakteristický poloměsíčitý půdorys kopírující celkový tvar lalokovité formy. Poslední popisovaný val leží severně od hráze jezera Laka a je protažen ve stejném směru (SV–JZ ) jaký má osa jezera nebo spíše směr hřbetu tvořícího levý břeh jezera. Délka valu je 158 m, jeho maximální šířka 48 m a maximální výška 10 m. Je pravděpodobné, že v okolí jezera měl val větší rozměry, ale byl rozebrán a využit pro stavbu hráze, jež dnes hradí jezero. Val zřejmě vznikl v době, kdy byl ledovec vázán zhruba na oblast dnešní jezerní pánve. V místě, kde jezerní pánev ledovec opouštěl, ukládal sedimenty spojené s destrukcí strmého svahu omezujícího jezerní pánev na SZ. Na JV je jezerní pánev omezena strmým stupněm přecházejícím ve svah s mírným sklonem (asi 5°) (Mapa 2). Výška stupně je přibližně 15 m a je pravděpodobné, že jeho vznik je spojen s poslední fází zalednění, a tedy vznikem výše popsaného morénového valu. Sedimenty vytvářející mírně zvlněnou plošinu mezi morénovými valy a následně vystupující výše po přilehlém hřbetu vznikly po definitivní ablaci ledovce, a zřejmě se jedná o sedimenty poměrně různorodé, tedy sedimenty svrchních, středních i spodních morén, přičemž pro určení jejich geneze je velmi důležité, zda popisované valy jsou skutečně valy bočních morén a nevznikly v souvislosti s geliflukční činností probíhající v přilehlé sníženině charakteru úpadu. Nezpevněné sedimenty se neváží čistě na plošinu v předpolí jezera, ale vystupují i výše po hřbetu, který leží SZ od jezera. Tato skutečnost je výrazná zejména na západě, kde se akumulace nad okolní terén zdvihá poměrně výrazným stupněm (výška 3 m) a hlavně se zde, na rulovém podkladě, nachází rozvlečená granodioritová eratika. Tato skutečnost způsobuje výrazně asymetrickou polohu akumulačního segmentu vůči jezerní pánvi, což nasvědčuje tomu, že ledovec v době svého maximálního rozšíření neproudil přímo údolím, v kterém se dnes nachází jezero, ale přesahoval popisovaný hřbet (Mapa 2). Důkazy částečně potvrzující tuto hypotézu se nachází ve vyšších partiích hřbetu, tam, kde stupeň omezující konstrukční segment na západě mizí. Nachází se zde dva strmé stupně, protažené ve směru pravděpodobného proudění ledovce (Mapa 2). Pod těmito stupni leží plošina, pokrytá granodioritovými kameny a bloky. Je pravděpodobné, že tyto formy vznikly činností ledovce v době, kdy jeho mocnost byla tak velká, že přesahoval uvedený hřbet (Obr. 78). Pro verifikaci či falsifikaci této hypotézy bylo provedeno relativní datování žulových bloků na 135


plošině a ve spodní části konstrukčního segmentu (poloha lokalit měření viz Obr. 73). Podobný stupeň zvětrání a tedy podobné relativní stáří bloků na hřbetové plošině a lalokovité formě potvrdily, že obě akumulační formy vznikaly ve stejné době – více viz kap. 6.5.2). Pro ověření geneze lalokovité formy, tedy valů a sedimentů vyplňujících prostor mezi nimi, byly provedeny SEM a další geologické analýzy. Většinou se jedná o velmi (až extrémně) slabě tříděné jílovité střední štěrky. Rozložení sedimentu je většinou unimodální s převahou štěrků středních velikostí. Vzorky pro SEM byly odebrány ze dvou lokalit. První byl asi 12 m vysoký svah (orientovaný na západ) strže v předpolí jezera Laka (Obr. 73, označení S1–5) a druhá byl val boční morény (Obr. 73, označení S6). Obr. 74: Výsledky souhrnné analýzy sedimentů ve strži v předpolí jezera Laka pomocí SEM; podtržené je místo, kde byly prováděny i další geologické analýzy (poloha vzorků Obr. 73, označení S1–S5)

Z výsledků analýzy čtyř vzorků pokrývajících plochu jedné z homogenních částí svahu strže vyplývá, že zde převládají deluviální nebo glaciální sedimenty transportované na krátkou vzdálenost (Obr. 74). Jako vzorové zde jsou uvedeny výsledky vzorku z konce strže, tedy odebrané ze stupně oddělujícího celou lalokovitou formu od dna údolí. Vzorek byl odebrán asi 1 m nad dnem údolí. Křemenná zrna ve vzorku (Obr. 75) byla angulární s převažujícím středním typem reliéfu. Byly zde nalezeny některé mechanické prvky, jež mohou být signifikantní pro glaciální nebo deluviální transport (edge abrasion, upturned plates, nebo některé steps). Tyto prvky mohou indikovat deluviální transport, ale byly zde zjištěny i další prvky (grooves, ridges), nasvědčující glaciálnímu transportu. Stopy po chemickém zvětrávání byly poměrně hodně výrazné (zejména solution, adhering partical a silica precipitation). Celková charakteristika sedimentu: deluvium nebo glaciální sediment transportovaný na velmi krátkou vzdálenost (analýza L. Lisá). Na stejné lokalitě jako analýza SEM byly provedeny i další analýzy sedimentů (orientace a-os klastů, tvarů a zaoblení klastů) (viz Obr. příl. V). Uspořádání klastů v dominantním směru není u tohoto vzorku příliš výrazné (13,7 % klastů, kruhový rozptyl 2,44). Tyto hodnoty jsou podobné jako u vzorku analyzovaného ve 2/3 strže před Prášilským jezerem, tedy u sedimentů, u kterých je předpokládán vznik činností ledovcového skalního (kamenného) ledovce (Obr. příl. P). Hodnoty RA (62,1) a C40 (56,9) jsou podobné jako u výše zmiňované lokality v okolí Prášilského jezera, i když o něco vyšší, což by svědčilo o kratším transportu nebo jeho jiné formě, kdy nedocházelo k takovému opracování klastů (např. jako materiál svrchní morény).

136


Obr. 75: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z konce strže v předpolí jezera Laka (analýza L. Lisá) 100,0 90,0 80,0 70,0

%

60,0 50,0 40,0 30,0 20,0 10,0

ro

an

gu la un r ou de tli d ne ou t lo line m w sm e d re iu lie al m l f la con h rel rg e cho igh ief t co i nc dal reli ho fra ef id al ctu st fra re ra ct ig u a ht re im rcu ste a la ps rg bric te s e a br ted tep ea s ka blo fra ge cks ct b ur loc ed ks m pl ec a ha st tes e r ni i d a ca ge tio l V- abr ns a s st hap sio ra n e ig h d cu t g pits m rv e ro o e v d irr and gr es eg e oo ul rin ve ar g s d e r id up pre ges tu s rn sio ch ed ns em ic so pla al lu t V ti es lim a -sh on p d ex ite he ap its te d s rin ed eu nsiv ilica g p pits ar he e dr sili pre ticl al ca cip es cr i ys pre tati ta cip on lo i ve tati rg on ro w th s

0,0

Další analýzy byly zaměřeny na val boční morény omezující glaciální konstrukční segment na východě (viz Obr. 73). Vzorek pro SEM analýzu byl odebrán v místě, kde je morénový val prořezáván cestou (naproti křižovatce u ochranářské chaty, ze střední části valu – poloha viz Obr. 73, označení S6). Analýzou mikrostruktur křemenných zrn bylo zjištěno (Obr. 76), že křemenná zrna jsou většinou angulární, ale 2 % představovala zrna zaoblená. U zrn převládal zejména nízký typ reliéfu, s mechanickými prvky typickými pro glaciální transport (edge abrasion, conchoidal structures, straight steps, arcuate steps, grooves, upturned plates a ridges). Nápadné byly i prvky po chemickém zvětrávání, ale pouze u 25 % zrn. Zejména byly zjištěny prvky po rozpouštění, vysrážení a přilepené částice (solution, adhering partical a silica precipitation). Celková charakteristika sedimentu: glaciální (analýza L. Lisá). Z valu boční morény, konkrétně ze zářezu, který v něm vytváří cesta vedoucí k jezeru byl odebrán vzorek pro analýzu orientací a-os, zaoblení a tvaru klastů (Obr. příl. Y). Z výsledků vyplývá velké uspořádání částic v jednom směru (přes 20 %, jako tomu bylo u dalších vzorků považovaných za glaciální v okolí Prášilského jezera – Obr. příl. O, P). Hodnoty C40 (41,9) a (RA 58,7) jsou podobné jako u ostatních glaciálních sedimentů a sedimentů akumulace ledovcového skalního (kamenného) ledovce (Obr. příl. R) a výrazně se liší od vysokých hodnot těchto charakteristik, jež byly zjištěny u klastů murových akumulačních kuželů i kamenného moře (srovnání pomocí C40/RA diagramu viz Obr. 102). Jak výsledky SEM analýzy, tak i dalších geologických analýz potvrdily glaciální genezi zkoumaného valu. Na základě těchto výsledků může být val považován za boční morénu, a tedy i sedimenty tvořící plošinu mezi morénovými valy za morénu bazální, vzniklou po ablaci ledovce a obsahující sedimenty svrchní, střední i spodní morény.

137


Obr. 76: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z boční morény v předpolí jezera Laka (analýza L. Lisá) 100,0 90,0 80,0 70,0

%

60,0 50,0 40,0 30,0 20,0 10,0

ro

an

gu la un r o de utl d ine ou lo tline m w sm e d re al iu lie lc m f la rg onc hi rel gh ie e h co oid t r f nc al el ho fr ief id act a u st l fra re ra c ig t u r e a ht s i rc la mb ua tep rg ric te s e br ate step ea d s k blo fra age ck s ct u r b lo ed ck m pl s ec at ha s ni ed tria es ca ge ti o l V- abr ns sh as st ra ape ion ig d c u h t g p it r m v e ro o s e irr an d g ves e g d e ro ul rin ov ar g es d r id up epr ge tu ess s rn ch ed ion em s ica so pla l V luti tes lim a - s o n ex ite dhe hap pit te d s ri ed s eu nsi ilic ng p he ve a p pa its dr sil re rtic al ica ci le p s cr ys pre itat ta ci ion p lo ve itat rg ion ro w th s

0,0

V rámci konstrukčního segmentu byly zjištěny poměrně rozsáhlé prorašelinělé sníženiny, které jsou protékány potokem vytékajícím z jezera Laka (Mapa 2). Zde byla odebrána zarážecí sonda (viz Obr. 73, označení V1). Bylo zjištěno, že mocnost sedimentů se zde pohybuje okolo 1,4 m (Obr. příl. GG). Jedná se o humózní, jílovito-siltové pravděpodobně nivní sedimenty, s četnými nerozloženými zbytky ostřic a dalších rostlin. V hloubce 1,2–1,3 m byla zjištěna výraznější akumulace dřeva (slabší dřevěný kmen nebo větev). Nerozložené části větví smrku byly zjištěny i na bázi profilu, tedy v hloubce 1,4 m. Z toho můžeme usuzovat, že se jedná o holocenní výplň, a to v celém profilu. Tato skutečnost dokládá poměrně výraznou intenzitu fluviální činnosti, kdy sedimenty vznikající po deglaciaci území byly ze sníženiny v pozdním glaciálu a preboreálu těmito procesy vyklízeny a jejich akumulace začala později v průběhu holocénu. Destrukční segment

Destrukční segment v okolí jezera Laka (Obr. 77) je představován kompaktní cirkovitou sníženinou, jež v celkovém pohledu odpovídá více vyvinutým karům (stupeň 5) – podle jejich vývojové řady karů definované GORDONEM (1977), a to jak na příčném profilu (Obr. 38), tak půdorysu (viz kap. 6.2.2). Tato vývojová řada je však poměrně často kritizována jako příliš zjednodušená (BENN & EVANS 1998). Obecně se předpokládá, že kary jsou složité formy, jejichž výsledný tvar je výslednicí několikrát se opakujícího zalednění a je ovlivněn strukturními geologickými podmínkami a činností dalších geomorfologických procesů, zejména svahových, fluviálních a kryogenních (BENN & EVANS 1998).

138


Obr. 77: Destrukční segment v okolí jezera Laka

Pro genezi karu jezera Laka byly zjištěny významné strukturní podmínky, konkrétně průběh geomorfologických linií 3. řádu, kdy geomorfologická linie, zřejmě totožná s průběhem geologického zlomu, omezuje tuto formu na JV. Další geomorfologická linie 3. řádu, jejíž směr je shodný s horním okrajem karu i s převládajícím směrem puklin v zájmovém území, omezuje kar na SZ. Právě směr převažujících puklin, které na krystalických břidlicích vznikají odlehčením, je důležitý pro vznik skalních útvarů typu skalních ploten (MENTLÍK 2005b) (Obr. příl. E). U destrukční oblasti jezera Laka byly zjištěny následující části (Obr. 77; Mapa 2): o glaciálně podmíněné svahy karu a dno karu (Foto 10) – s varietami: bez pokryvu, pokryté rašelinou, oblast skalních skluzů (s recentními svahovými deformacemi); o fluviálně podmíněná část karu – s varietami: bez pokryvu sedimentů, oblast skalních skluzů (recentní svahové deformace) a pokryté rašelinou (pramenné mísa); o části karu modelované svahovými procesy: 1. skalní skluzy po plochách foliace – s varietami: aktivní oblasti, akumulační oblasti;

139


2. katény nivačních sníženin (Foto 11) s navazujícími oblastmi aktivních skalních skluzů (transportní zóny) a jejich akumulačními zónami; o polygenetické části karu – boční a nižší části karové stěny, u které není možné spolehlivé zařazení do žádné z výše uvedených kategorií; je však velmi pravděpodobné, že jejich geneze je podmíněna společným působením procesů, jež modelovaly výše uvedené formy. Glaciálně podmíněné svahy karu a dno karu – ve velké amfiteatrální sníženině byly zjištěny dvě úrovně dna karu. Níže položená úroveň je totožná se dnem dnešního jezera Laka a její rozšíření pokračuje i na plošině mezi jezerní hrází a počátkem valu boční morény (Obr. 77, Mapa 2). Výše položené dno karu nepřímo navazuje na glaciální zářez ležící na SZ hřbetu omezujícím kar jezera Laka (viz výše). Dno karu leží v nadmořské výšce 1 145 m n. m. a je tvořeno dvěma horizontálně až subhorizontálně ukloněnými plošinami oddělenými 5–7 m vysokým stupněm se sklonem 18° (viz Obr. 36), na kterém místy vystupuje skalní (rulové) podloží. Povrch první plošiny je bez pokryvu rašelin, na druhé plošině je místy vyvinuto rašeliniště. Pro zjištění charakteru a mocnosti pokryvu, zde byla odebráno několik zarážecích sond, přičemž největší mocnost pokryvu byla zjištěna 1,2 m (viz Obr. příl. HH). U této nejhlubší sondy byl zjištěn kompletně prorašelinělý profil bez přerušení písčitými či jílovitými vložkami, místy se zbytky rostlin, a to i větviček či jehlic jehličnanů (Picea), které byly zjištěny i na bázi profilu. To svědčí o tom, že dnešní pokryv se začal vyvíjet v holocénu, kdy bylo v okolí vyvinuto společenstvo smrkového lesa. Je pravděpodobné, že v pozdním glaciálu, preborálu a boreálu intenzivní fluviální činnost vodních toků přitékajících z karové stěny zabraňovala usazování sedimentů. Na výše položené dno karu navazuje svah, u kterého můžeme předpokládat především glaciální genezi. Jedná se o strmou stěnu se sklony přes 35° a četnými skalními výchozy, jež je v horní části omezena výraznou hranou (se srpkovitým půdorysem). Morfometrické a morfologické charakteristiky této SZ části výrazně kontrastují s mírnějšími sklony v JZ části široké amfiteatrální sníženiny karu jezera Laka (Obr. 36). Je tedy pravděpodobné, že se v tomto případě jedná o vložený menší kar, který je součástí starší, rozsáhlejší a geneticky více komplikované amfiteatrální (karovité) formy. Pro vznik a vývoj tohoto „vloženého karu“ byly zřejmě důležité následující faktory: o strukturní predispozice: směr a sklon foliace a poloha granodioritů, o rozsáhlá deflační plošina ležící západně od vloženého karu (vrcholová plošina Plesné – Foto 12). Pro určení geneze vzniku ostatních níže položených částí (zejména svahů) karu je důležitá skutečnost, že glaciální zářez a sedimenty vázané na plošinu u úpatí zářezu jsou naložené na níže položený svah i hřbet, což znamená, že glaciální zářez je mladší než tyto formy (Mapa 2). Pro analýzu tohoto problému bylo využito systémové analýzy, do které vstupovaly základní prvky šumavského karu (viz kap. 5.8.1.4). Z Obr. 78 je zřejmé, že všechny prvky systému na sebe navazují, ale ledovec musel z vloženého (výše položeného) karu přecházet do níže položeného dna karu. Proto byl na základě rozšíření geomorfologických forem (valy bočních morén) spočítán sklon povrchu ledovce a předpokládaná maximální mocnost ledu (Obr. 78). Maximální mocnost ledu byla určena na ~50 m a sklon povrchu ledovce na ~9°. Část karové stěny je postižena skluzem probíhajícím po plochách foliace, který porušil maximálně 200 let starou cestu (viz kap. 6.6.2.2).

140


Obr. 78: Morfologický systém vloženého karu v zájmovém území v okolí jezera Laka a výpočet sklonu povrchu ledovce v době jeho největšího rozšíření rozdíl nadmořských výšek 15-20 m; rozdíl mezi nižším dnem karu 50 m

deflační plošina

karová stěna "vloženého karu"

dno karu

glaciální zářez

glaciální sedimenty

stupeň glaciálního srázu výše položené dno karu

85 m

50 m

níže položené dno karu

8,8°

7,4° 385 m

550 m

boční moréna

Fluviálně podmíněná část karu – je představována zejména výraznou sníženinou v JV části karu. Tato sníženina začíná poměrně rozsáhlou prorašelinělou pramennou mísou pod horní hranou karu, nad kterou se nachází dvě nivační sníženiny ležící těsně pod sedlovou plošinou (Mapa 2). Na podélném profilu touto formou nejsou patrné žádné nerovnosti (stupně, plošiny) jako v SZ části, kde se nachází vložený kar (Obr. 36). Podélný profil je plynulý, ve střední části přerušený antropogenním valem, po kterém vedly dráty a další prvky Železné opony. Již výše je diskutována morfostrukturní predispozice formy. Je pravděpodobné, že se jedná o sníženinu vznikající na linii neaktivního zlomu resp. geomorfologické linii 3. řádu. Tato linie se zřejmě projevuje zejména zvýšenou cirkulací vody i menší odolností vůči erozi. Formy vzniklé svahovými procesy – se ve zvýšené míře nachází na nevýrazném hřbetu, který leží mezi fluviální sníženinou a stěnou vloženého karu. Svahové deformace mají charakter katény (Mapa 2), jež byly analyzovány systémovou analýzou (Tab. 21). Tab. 21: Systémová analýza katény forem svahových deformací v karové stěně jezera Laka Zvlněný povrch, četné skalní Police v karové Morfologický Deflační plošina Nivační sníženina výchozy stěně, akumulace systém s vývěry vody kamenů a bloků (porušená cesta) Akumulace převěje, nivace, Akumulace Sjíždění skalních Systém zvýšené skalních bloků, Odvívání sněhu bloků podél procesů provlhčování kamenů a ploch foliace nižších částí zvětraliny svahu Výrazná amfiteatrální forma ve které dnes leží jezero Laka je strukturně podmíněným karem (geomorfologická linie spolu s neaktivním zlomem, foliace a na ně vázané pukliny vznikající 141


odlehčením) se složitou genezí, na které se podílí a podílela kromě glaciální činnosti i fluviální činnost a svahové procesy typu skalních skluzů probíhající ve vazbě na plochy foliace. V horních partiích svahu (ve vazbě na deflační plošiny) byla aktivní (a výjimečně je i v dnešní době) nivace, která kromě ústupu horních hran karu způsobuje i provlhčování nižších partií svahu. Na základě výše uvedeného je v cirkovité (karovité) sníženině možné vymezit následující části: o vložený kar – glaciálního původu; o fluviálně podmíněnou sníženinu; o konvexní část mezi výše uvedenými konkávními částmi, která je výrazně ovlivněna svahovými deformacemi typu skalních skluzů (pro jejich vývoj byla a v omezené míře zřejmě je i v dnešní době) významná nivace; o polygenetické níže položené části karu. Periglaciální formy

Obr. 79: Periglaciální formy ve vrcholových partiích Ždánidel

V zájmovém území okolí jezera Laka byly zjištěny následující periglaciální geomorfologické formy: o kryoplanační terasy (skládající se z mrazových srubů resp. srázů a plošin kryoplanační terasy) – nacházející se na Dřevěné holi a zejména ve vrcholových partiích Ždánidel (Obr. 79); o geliflukční svahy – rozšířené na západním svahu Dřevěné hole a jihozápadním svahu Ždánidel; o vrcholové kryoplanační plošiny – ve vrcholových partiích Ždánidel. Tento vrchol je charakteristický svou relativně pestrou horninovou skladbou (žuly, ruly, migmatity – viz 142


Obr. 11) a jeho výšková hladina neodpovídá žádné jiné plošině v zájmovém území. Tím se liší od ostatních, zejména hřbetových, plošin, u kterých nacházíme periglaciální formy, ale i velmi podobnou nadmořskou výšku (viz kap. 6.4.2.2). U Ždánidel můžeme předpokládat, že toto snížení oproti plošině na Plesné bylo způsobeno intenzivnější činností kryogenních procesů v důsledku pestřejší geologické stavby. Dokladem jsou četné kryogenní formy v okolí tohoto vrcholu (Obr. 79). o Jeskyně – ve vrcholových partiích Ždánidel se nachází výrazná průchozí jeskyně (délka 12 m, výška místy 3 m, max. šířka 2 m, tři vchody) vzniklá zřejmě podkopáváním mrazového srubu (výška 6 m) a pohybem kongelifrakcí rozvolněných bloků (Obr. 79, 80) – viz níže. Plošně velmi rozsáhlé jsou projevy geliflukce – nachází se na většině svahů v zájmovém území. Jedná se o kameny a bloky různé velikosti rozptýlené v nepříliš mocné vrstvě zvětralin. Typické jsou zejména v rozsáhlé sníženině charakteru úpadu. Na hranici s rozsáhlou amfiteatrální karovou sníženinou jezera Laka byly zjištěny geliflukční terasy. Největší koncentrace periglaciálních forem i výskyt mimořádných forem (jeskyně) této geneze byly zjištěny ve vrcholových partiích Ždánidel (Obr. 79): náhorní kryoplanační plošiny – ve vrcholových partiích Ždánidel se nachází tři oddělené náhorní kryoplanační plošiny: o vrcholová plošina s rulovým torem typu kuestoid; o východně níže položená plošina, která je od vrcholové plošiny oddělená mrazovým srázem a na JZ, J i JV přechází ve výrazné geliflukční svahy, místy tvořené nezarostlými blokovými poli. Na samotném povrchu plošiny se nachází částečně zarostlé kamenné moře. Na východě tato plošina přechází v systém tří kryoplanačních teras položených nad sebou (Obr. 79). o mírně ukloněná plošina na SV – jedná se o mírně (kolem 5°) ukloněnou plošinu přecházející níže ve svah. Formy na přilehlých svazích lze rozdělit podle orientace vůči světovým stranám do čtyř skupin: Formy orientované převážně na západ (Obr. 79) – zde se nachází rozsáhlá kryoplanační terasa s mrazovým srázem, který má charakter hřbetu spadajícího z vrcholové plošiny; srub je pokryt žulovými bloky a kameny, jež místy vytváří souvislý pokryv. Plošina kryoplanační terasy má rozlohu 3,7 ha a v její spodní části se nachází rozpadlé rulové skalní torso přecházející ve skalní stupeň. Na plošině terasy jsou patrné geliflukcí rozvlečené hranáče, které jsou roztroušené i na přilehlém hřbetu. Svahy orientované na J–JZ (Obr. 79) – zde se nachází výrazná nivační sníženina – cirkovitá forma s 30 m vysokou a 130 m širokou konkávně prohnutou stěnou se svahem se sklony místy přes 50°. Dno sníženiny je poměrně úzké (sklon se pohybuje od 0–7° a níže přechází ve svah se sklonem ~20°), naopak, délka odpovídá délce stěny a je asi 96 m. Další části svahu jsou pokryty geliflukčním svahem, kdy u svahů s téměř čistě jižní orientací jsou formy nejvýraznější. Nacházíme zde nezarostlá bloková pole (tvořená žulovými bloky) a skalní útvary – skalní věž a skalní výchozy v různém stupni destrukce (výrazné rozšíření kolmých puklin). Svahy orientované na východ – zde se nachází tři úrovně kryoplanačních teras vzájemně oddělených mrazovými srázy (kompletně pokrytými hranáči) a mrazovými sruby, na kterých je pod mělkou vrstvou surového humusu souvislý pokryv hranáčů (patrné zejména na vývratech). Mrazové sruby (max. výška 8 m) hradící plošiny kryoplanačních teras mají převislé spodní části, což je zejména nápadné u skalního defilé se směrem 105–280°, který je tvořen dvěma mohutnými bloky, kdy vyšší blok vytváří asi 2 m převis. Za těmito bloky se nachází asi 12 m dlouhá průchozí jeskyně (Obr. 80, Foto 16 a 17). Pro vznik jeskyně lze předpokládat významný vliv následujících faktorů: o výrazná puklinová zóna kolmých puklin ve směru 115–285°, o výrazná zóna horizontálních puklin se sklonem 5–10° u úpatí mrazového srubu, 143


o podkopávání bloků kongelifrakcí resp. kombinací procesů probíhajících u úpatí mrazového srubu v periglaciálních podmínkách, o poměrně velký sklon plošiny kryoplanační terasy (~6°) podmiňující zvýšený odnos zvětralin po plošině kryoplanační terasy, o zvýšená akumulace sněhu, jež byl přinášen větry západních směrů a akumuloval se za hranou oddělující vrcholovou plošinu a přilehlý svah. Sníh zde působil jako zdroj vlhkosti a způsoboval tak větší intenzitu geomorfologických procesů. Právě poslední zmíněný faktor byl pravděpodobně stěžejní pro vznik většího množství periglaciálních forem v horních partiích svahů s východní orientací. Obr. 80: Schematický náčrt jeskyně ve vrcholových partiích Ždánidel (pro srovnání viz Foto 16 a 17) jeskyně

bloky

podloží 12 m

6m

Svahy orientované na sever – horní partie svahů s touto orientací pozvolna přechází do níže položených částí svahů či hřbetů, a to bez přítomnosti nějakých výraznějších kryoplanačních forem. Výrazná hřbetová plošina se nachází až níže (Mapa 2), ale bez zjištěných skalních útvarů. Formy vzniklé činností povrchové vody

Významné fluviální formy v zájmovém území v okolí jezera Laka navazují na: o glaciální konstrukční segment, který je prořezáván potokem vytékajícím z jezera Laka, jež v glaciálních sedimentech vytváří výraznou strž (viz Obr. 34 a 35); o rozsáhlou sníženinu charakteru úpadu – tato rozsáhlá konkávně-konkávní forma (maximální šířka asi 1 400 m) se zde zužuje do šířky asi 100 m (Obr. příl. FF); v plochém dně údolí zde na východním okraji glaciálního konstrukčního segmentu vzniká asi 50 m široká, kolem 1–2 m hluboká fluviální sníženina. Boční holocenní fluviální eroze pravděpodobně výrazně zvětšila sklon přední strany boční morény (Obr. 34 a 35). Fluviální sníženina je ukončena skalnatým stupněm, kde ve skalním podloží vodní tok opouštějící popisovanou fluviální sníženinu vytváří erozní zářez (Obr. 81).

144


Obr. 81: Vybrané fluviální formy navazující na konstrukční glaciální segment v předpolí jezera Laka (pro lepší orientaci jsou doplněny i formy jiné než fluviální geneze)

V předpolí glaciálního konstrukčního segmentu obě výše popsané formy přechází v údolní dno navazující na relikty zalednění. Na západě je údolní dno (tvořené kamenitými až písčitými sedimenty) lemováno strmým svahem zřejmě termoerozního původu (v chladných obdobích pleistocénu byl vodní tok k tomuto svahu pravděpodobně zatlačován materiálem, jež byl transportován geliflukcí ze svahu s teplejší, západní orientací). Na východě se nad dno údolí zvedá terasa s místy morfologicky výrazným stupněm (Obr. 81). Povrch terasy je pokryt zřejmě geliflukčním pokryvem (místy s kameny o velikosti až 0,6 m v delší ose). Dále nad terasou se zvedá výrazný, skalnatý stupeň (ve skalním podkladu je zde vytvořen erozní zářez odvodňující fluviální sníženinu – viz výše). Popisovaný skalnatý stupeň odděluje plošinu terasy od úrovně pedimentu, který se zde rozkládá na obou stranách údolí (viz Mapa 2). Z výše uvedeného vyplývají následující palegeomorfologicky významné skutečnosti: o S erozní činností (spojenou se starším zaledněním) zřejmě souvisí stupeň oddělující plošinu popisované terasy, přičemž samotná plošina terasy zde představuje staré údolní dno, vytvořené v průběhu tohoto zalednění.

145


o Dnešní úroveň údolního dna navazující na čelo glaciálních sedimentů představuje úroveň související s mladším, méně rozsáhlým, zaledněním. Erozní činnost tavných vod souvisejících s tímto zaledněním prořízla výše položenou terasu, vytvořenou v průběhu staršího (rozsáhlejšího) zalednění a vytvořila výplň údolí, na které jsou dnes uloženy holocenní sedimenty. Uvedené skutečnosti mají značný paleogeomorfologický význam, protože nepřímo potvrzují existenci dvou odlišných zalednění, kdy můžeme předpokládat existenci dvou zalednění – staršího (více rozsáhlého) a mladšího (méně rozsáhlého) zalednění. Dno údolí navazující na glaciální sedimenty níže v údolí končí, a to zhruba na úrovni, kde strmý termoerozní svah již není tolik výrazný. Potok zde destruuje údolní dno navazující na glaciální sedimenty. Zvýšenou zpětnou erozí zde vzniká zářez s plochým (místy přes 10 m širokým) dnem. Výška svahů tohoto zářezu kolísá od 2 až po 10 m (v nejhlubším místě na levé straně toku). Na pravé straně toku je svah celkově nižší. Pod Starou Hůrkou, v místě, kde se na svahu pravděpodobně fluviální geneze (v případě, že je platná hypotéza o říčním pirátství vznikl svah postupným zahlubováním Jezerního potoka) nachází úpad, je znovu patrná i vyšší úroveň údolního dna (jedná se o úroveň navazující na glaciální sedimenty). Na starší dno údolí zde v přilehlém svahu navazují fosilní erozní formy – svahy zakleslých meandrů (Obr. 81). Na základě těchto faktů můžeme říci, že v oblasti Staré Hůrky došlo po skončení zalednění k události, která způsobila zvýšení intenzity hloubkové eroze Jezerního potoka, jež prořízl staré údolní dno vázané na mladší zalednění. Tento fakt je s největší pravděpodobností spojený s relativním poklesem lokální erozní báze. Ta je zde stejně jako v zájmovém území v okolí Prášilského jezera tvořena úrovní Kocháňovských plání. Její pokles může být způsoben: o tektonicky – zdvihem kry Debrnické hornatiny oproti Kocháňovským pláním (Kocháňovské pláně jako celek poklesat nemohou, protože podobný jev nebyl zjištěn v zájmovém území v okolí Prášilského jezera); o erozně – zpětnou erozí Křemelné, která v průběhu holocénu mohla ovlivnit výšku lokální erozní bázi Jezerního potoka vytékajícího z jezera Laka. Na základě analýzy podélných a příčných profilů Křemelné a Jezerního potoka, však bylo zjištěno, že sklon podélné křivky Jezerního potoka se velmi výrazně mění až ~2,3 km od ústí do Křemelné, a to v místě, kde tok překonává svah mezi Hůreckým vrchem a Dřevěnou holí. Tato křivka má navíc ve spodní části výrazně konkávní charakter. Morfologicky se zpětná eroze Křemelné začíná výrazněji projevovat asi v 800 m n. m., tedy o 20 m n. m. níže než je ústí Jezerního potoka vytékajícího z jezera Laka. Z tohoto pohledu se tato hypotéza jeví jako méně pravděpodobná. Z vazby erozních forem na glaciální sedimenty vyplývá další závažná skutečnost, a sice možnost datování, a tedy i stanovení rychlosti, snižování lokální erozní báze Jezerního potoka v holocénu (ať tektonickým zdvihem nebo zpětnou erozí Křemelné). Pokud v souladu s výsledky s datováním konce zalednění v zájmovém území v okolí Prášilského jezera budeme uvažovat s úplnou deglaciací mezi 13–14 000 BP (viz kap. 6.5.1) a průměrné zahloubení v okolí jezera Laka stanovíme na 8 m, dostáváme se k průměrné rychlosti zahlubování, vodního toku o ~0,6 m za 1 000 let (v průběhu holocénu a pozdního glaciálu). Formy vzniklé činností svahových procesů

Oblastí s plošně nejrozsáhlejším působením svahových procesů v zájmovém území v okolí jezera Laka je (kromě geliflukčních forem) strmá část karové stěny. Geomorfologickým procesem, který je zde dominantní, jsou skalní skluzy, ke kterým dochází po plochách foliace krystalických břidlic. Působení těchto procesů je bezpochyby recentní, jak dokládá poničená, přibližně 150 let stará cesta. Proto je rozbor těchto forem a procesů zařazen do kapitoly věnované morfodynamice (viz kap. 6.6.2.2). 146


Fosilní formou, jejíž vznik je vázán na svahové procesy, je výrazný zářez ukončený poměrně rozsáhlou amfiteatrální sníženinou nacházející se západně od karu jezera Laka (Mapa 2, Obr. 82). Obr. 82: Zářez pleistocénního proudového sesuvu v zájmovém území v okolí jezera Laka

Tato forma se skládá z následujících částí (Obr. 82): o amfiteatrální sníženina s prorašelinělým dnem navazující na plošinu jež vybíhá ze sedlové plošiny mezi Plesnou a Polomem. Z rašeliniště na dně sníženiny vytéká potok protékající níže položenými částmi formy. o Jako transportní zóna byla označena horní část zářezu navazující na výše položenou amfiteatrální sníženinu bez výraznější akumulace sedimentů. o Akumulační oblast, která je rozdělena na dvě části: a) vyšší část, která má charakter postupně se rozšiřujícího zářezu s plochým dnem, kde je přítomnost nezpevněných sedimentů doložena vznikem erozních zářezů; b) nižší část, kde se sedimenty ukládaly v podobě akumulačního kužele, který je v dnešní době výrazně poznamenán fluviálními procesy a přechází do sníženiny ležící západně od lalokovité akumulace glaciálních sedimentů. Vznik formy je pravděpodobně spojen s polohou plošiny, která sloužila jako deflační oblast pro sníh, jež byl ukládán na jejím okraji. Zde působil jako zdroj vlhkosti a inicioval vznik opakovaných proudových sesuvů nebo mur. Geneze amfiteatrální sníženiny mohla tedy být částečně podmíněna i nivací, kdy sníh působil jako významný zdroj vlhkosti. Činnost svahových procesů mohla být v chladných obdobích pleistocénu zvýrazněna přítomností permafrostu působícího jako nepropustná vrstva a výrazně zvyšujícího činnost svahových procesů (CZUDEK 2005b). CZUDEK (2005b, s. 111–113) uvádí, že v pleistocénu u nás byly svahové deformace nejrůznějších forem podstatně častější než dnes, ale zdůrazňuje obtížnost odlišení pleistocénních a holocénech svahových deformací. V případě zkoumaného sesuvu, je nutné uvést, že diagnostika formy byla provedena na základě geomorfologické analýzy, a že není doložena geologickými důkazy. Velikost a charakter geomorfologických forem a jejich prostorové uspořádání však ukazují na existenci fosilní geomorfologické katény, jež byla z karové stěny Prášilského jezera popsána i v recentním stádiu vývoje (MENTLÍK 2005b, c; viz obr. příl. KK) a ve fosilní podobě byla 147


zjištěna i ve stěně karu jezera Laka (viz výše). Pro vznik katény je důležitá deflační plošina (s orientací vůči západním větrům) s výraznou hranou, za kterou dochází k akumulaci sněhu. Sníh výrazně zvyšuje vlhkostní poměry svahu a iniciuje větší intenzitu svahových procesů. Na nivační sníženinu níže navazují murové dráhy nebo svahové deformace jiných typů, jejichž intenzita je závislá na zvýšené vlhkosti podmíněné tajícím sněhem. Vznik murových drah je podmíněn existencí sníženiny ve svahu, která v případě zkoumané formy zřejmě měla charakter erozního zářezu, vznikajícího činností vodního toku protékajícího zkoumanou formou i v dnešní době. Nepřímé důkazy, že se jedná o fosilní formu (zářez proudového sesuvu) vznikající v podmínkách permafrostu jsou: o v chladných obdobích byla zvýšená akumulace sněhu, který se shromažďoval v horní části a v regelačních cyklech a zvyšoval vlhkost na svahu, o vlhkost na svahu zvyšoval dále permafrost, a to jednak obsahem ledu v činné vrstvě a dále tím, že působil jako nepropustná vrstva zabraňující vsakování vody; na druhou stranu permafrost zabraňoval výstupu spodní vody resp. pramenů; o velikost formy – je velmi nepravděpodobné, že geomorfologická forma takového charakteru a velikosti by mohla na Šumavě (vzhledem k převládajícím geomorfologickým podmínkám – klima, biocenózy) vzniknout v holocénu, o absence vegetace způsobovala větší intenzitu svahových procesů a tedy i vznik výrazně větších forem.

6.5 Analýza morfochronologie zájmových území 6.5.1 Morfochronologie okolí Prášilského jezera Relativní datování geomorfologických forem

I když i u starších a rozsáhlejších forem je vzhledem k jejich vzájemným prostorovým vazbám a morfochronologickým souvislostem možné částečně rekonstruovat určité fáze vývoje georeliéfu (Obr. 104), nejvíce možností pro relativní i absolutní datování poskytují glaciální formy. Jejich charakter – na jedné straně vazba na hřbetové a vrcholové plošiny s periglaciální modelací, návaznost fluviálních resp. glaciofluviálních forem v nižších polohách a konečně existence mladších forem, které se nakládají a částečně je destruují – umožňuje stanovit morfochronologickou škálu vývoje zkoumaného území s podstatně větší přesností než u oblastí, kde se glaciální formy nenachází. Z hlediska morfochronologických výzkumů má stěžejní význam podrobné geomorfologické mapování, protože na rozdíl od jiných, např. datovacích metod, přináší informace o vzájemných prostorových vztazích jednotlivých částí georeliéfu, z kterých je následně možné odvozovat i jejich chronologické vazby. U tvarů vzniklých v jednotlivých etapách vývoje geosystémů je v rámci glaciologicko-geomorfologických výzkumů důležitá jejich kontinuální návaznost, zkoumaná jednak samostatně u konstrukčních a destrukčních forem, ale určující i jejich vzájemné vazby. Oproti tomu datovací metody mohou přinášet poměrně přesné (i numerické) informace o stáří sedimentů, ale bez znalosti prostorového uspořádání geomorfologických forem (jejich rozlohy a vzájemných prostorových vztahů) je jejich interpretační význam velmi omezen. V zájmovém území proto byly na základě geomorfologické analýzy určeny glaciální geomorfologické formy, jež pravděpodobně vznikly v jednotlivých stádiích vývoje geosystémů a následně bylo prostřednictvím jejich vzájemné polohy určeno jejich pravděpodobné relativní stáří (Obr. 83). Předpokládaná geneze forem, a to i v jednotlivých fázích vývoje krajiny, je popsána v rámci kapitoly věnované morfogenezi (viz kap. 6.4.1.3). Relativní stáří glaciálních forem bylo ověřováno pomocí dalších metod – 2 metody založené na základě měření tvrdosti skalních povrchů (Schmidt hammer test) a analýzy drsnosti skalních povrchů. Kromě ověření relativního věku forem tyto metody potvrzují i jejich správné vymezení – svébytná geomorfologická individua by měla být tvořena sedimenty přibližně podobného stáří, což je ověřováno pomocí výpočtu podle (5, 6 a 7). 148


Obr. 83: Relativní stáří akumulačních forem v okolí Prášilského jezera

Poznámka: Rmax je průměrná hodnota Schmidt hammer testu podle EVANSE et al. (1999), R je průměrná hodnota Schmidt hammer testu podle „standardní metodiky“ uváděné v HUBBARD & GLASSER 2005 a D je pořadí sledovaných geomorfologických forem podle drsnosti povrchů skalních bloků, které se na nich nacházejí. Schmidt hammer testem podle obecně používané metodiky popsané v HUBBARD & GLASSER (2005) (viz kap. 5.10.2.2), byly v zájmovém území v okolí Prášilského jezera datovány následující formy (Obr. 83) (malý počet žulových bloků neumožnil užití této metody u lalokovité formy rozšířené podél svahu s převažující východní orientací, jejíž vznik je přičítán ledovcovému kamennému ledovci): o plošina navazující na stupeň a morény (čelní a boční) přičítané nejstaršímu zalednění; o oba morénové valy v okolí Prášilského jezera; o bloky v karové stěně; o skalní výchozy v karové stěně. Výsledky jsou zřejmé z Obr. 84, kdy se ukázalo, že relativní stáří zkoumaných forem stoupá od forem potenciálně nejstaršího zalednění až ke skalním výchozům v karové stěně. Rozdíly průměrné R hodnoty (Obr. 84) jsou podobné mezi bloky nejstaršího zalednění a bloky na vzdálenějším valu od jezera, bloky vnějšího a vnitřního morénového valu i mezi 149


bloky v karové stěně a povrchy skalních útvarů v karové stěně (rozdíl přibližně +3,8–5,4 R – viz Obr. 84). Naopak, velmi podobné jsou R hodnoty (rozdíl 0,1 R) mezi bloky druhého valu a bloky v karové stěně (Obr. 84). Z literatury není přesně znám způsob, jakým se mění R hodnota v čase. Vztah může být lineární, ale je pravděpodobné, že tato změna je kromě délky období závislá i na klimatických podmínkách, jež panovaly v jednotlivých časových obdobích a struktuře horniny. Přesto na základě uvedených výsledků (Obr. 84) lze vyslovit následující hypotézu: Mezi jednotlivými zaledněními nebyl příliš velký časový odstup (rozdíl zvětrání bloků nejmladší morény a skalních výchozů je podobný jako rozdíl zvětrání bloků spojených s nejstarším zaledněním a morény mladšího zalednění položené dále od jezera, přičemž můžeme předpokládat, že podmínky pro zvětrávání byly v chladných obdobích pleistocénu ještě příhodnější než v průběhu holocénu). Dále můžeme říci, že skalní bloky v karové stěně vznikly těsně po skončení zalednění, což odpovídá paraglaciální fázi vývoje geosystémů – průměrná míra jejich zvětrání je podobná jako u bloků morény blíže položené k jezeru (rozdíl 0,1 R – Obr. 84). Rozptyl R hodnot u bloků v karové stěně je nejvyšší ze všech sledovaných forem (v = 17,9 %), což napovídá tomu, že v karové stěně se nachází bloky různého stáří a k opadávání skalních úlomků zde v omezené míře docházelo i v holocénu. Obr. 84: Relativní datování forem Schmidt hammer testem podle H UBBARD & GLASSER (2005)

Při použití metody relativního datování podle EVANS et al. (1999) byla pozornost zaměřena na glaciální konstrukční formy (Obr. 85), kdy byly datovány i bloky na stupni oddělujícího lalokovitou formu mladší etapy zalednění (to bylo umožněno tím, že pro použití této metody je hodnota měřena pouze u 5 bloků na nichž je provedeno 5 měření a výsledná Rmax hodnota je počítána jako průměr z 5 nejvyšších měření; u první použité metody bylo počítáno se statisticky průkaznějšími soubory s n > 65 – viz kap. 5.10.2.2). Výsledky této metody (Obr. 85) potvrdily největší míru zvětrání u bloků ležících na formách přičítaných nejstaršímu zalednění, kdy se velikost Rmax hodnoty postupně snižovala k blokům na 150


bližším valu k jezeru. Největší rozdíl byl zjištěn mezi Rmax hodnotou naměřenou u povrchů bloků ležících na formách náležících k nejstaršímu zalednění a blocích ležících na stupni oddělujícím lalokovitou formu mladší etapy zalednění (+ 6 Rmax). Tento rozdíl byl více než dvojnásobný než rozdíl mezi Rmax hodnotou bloků ležících na výše popisovaném stupni a vnějším morénovém valu u jezera (+2,8 Rmax). Tyto výsledky je možné interpretovat tak, že druhá etapa probíhala více kontinuálně a tedy částečně odděleně od nejstarší fáze, ale ani zde se rozdíl mezi Rmax hodnotami obou etap zalednění (nejstarší a mladší etapy) nejeví nijak výrazný. Je to zejména proto, že hodnota okolo 5 R byla v rámci první použité metody zjištěna např. i mezi bloky nejmladší morény a skalními povrchy v karové stěně (viz výše). Je tedy pravděpodobné, že i když byla nejstarší etapa částečně oddělena od mladší, nebyl tento rozdíl příliš výrazný. V průběhu mladší etapy pak jednotlivé fáze probíhaly pravděpodobně kontinuálně, kdy jedna navazovala bezprostředně na druhou. Obr. 85: Relativní datování forem Schmidt hammer testem; metoda podle EVANS et al. (1999) vyjadřuje hodnoty označované v textu jako Rmax – viz kap. 5.10.2.2 65

60 metoda dle Evans et al. 1999

R 55

"tradiční" metoda Hubbard & Glasser 2005

50

45 nejstarší zalednění

stupeň mladšího zalednění

vnější val

vnitřní val

Tab. 22: Výsledky analýzy drsnosti skalních povrchů žulových bloků glaciálních forem u předpokládaných stádií zalednění Hloubky jamek

3,36

n 85

p. 2

5,85

n 85

p. 1

n 20

počet 3

% 15

p. 1

Bloky s odlupující se kůrou zvětrávání n počet % p. 20 11 55 1

3,31

31

3

5,12

31

2

12

5

41

4

12

2

16

4

13

3

3,43 3,25

65 60

1 4

4,93 3,25

65 60

3 4

20 20

7 8

35 40

2 3

20 20

9 8

45 40

2 3

8 14

2 4

x Nejstarší zalednění Stupeň mladšího zalednění Vnější val Vnitřní val

Šířka jamek

x

Bloky bez jamkovitosti

Celkové pořadí ∑ p. 5 1

Další použitou metodou relativního datování byl rozbor drsnosti skalních povrchů – metodika viz kap. 5.10.2.2. Výsledky uvedené v Tab. 22 dokládají, že se pomocí použité metody podařilo rozlišit nejmladší a nejstarší formy, což potvrzuje existenci dvou etap zalednění v zájmovém území, ale další výsledky již signifikantní nejsou – stupeň oddělující lalokovitou formu mladší etapy zalednění vykazoval menší relativní stáří než bloky na vnějším morénovém valu u jezera. 151


Tento problém byl zřejmě způsoben menším počtem žulových bloků, které mohly být do analýzy zahrnuty (z důvodu malého počtu bloků na této formě), a tím zřejmě došlo ke zkreslení výsledků. V případě analýzy drsností skalních povrchů by bylo zřejmě vhodné využít některý z přístrojů použitých např. v práci MCCARROLL & NESJE (1996) a tím výsledky zpřesnit. Numerické datování forem

Pro numerické datování deglaciace zájmového území byl využit profil vrtu částečně jezerních sedimentů odebraný ve Staré jímce (Obr. příl. CC). V Tab. 23 jsou uvedeny přesné hloubky odběrů vzorků pro datování i jeho výsledky (problematika radiokarbonového datování viz kap. 5.10.2.3). Tab. 23: Výsledky absolutního datování profilu vrtu odebraného ve Staré jímce Kód Kalibrovaný Metoda laboratoře Hloubka věk (BC) 14 (radiokarbonového) C věk BP a označení odběru [m] s přesností datování vzorku 68 % 30097; SJ4 Konvenční 0,2–0,3 2 660±170 1 050–350 GdAMS 2,00–2,10 3 850±170 2 600–2 000 15745,SJ 5 GdA-520,SJ AMS 3,10–3,20 7 730±90 8 590–8 420 2 GdAAMS 3,94–4,00 7 890±90 8 980–8 590 514,SJ 1 12 650– GdAAMS 4,50–4,60 10 470±120 12 170 516,SJ 3

Kalibrovaný věk (BC) s přesností 95 % 1 400–100 2 900–1 850 8 770–8 360 9 050–8 450 12 800– 12 000

Podle dat uvedených v Tab. 23 byla vypočítána rychlost sedimentace v jezeře, jež byla určena na 23 mm/rok. Protože byla předpokládána různá rychlost sedimentace v pozdním glaciálu a holocénu, byly pro výpočet rychlosti sedimentace použity výsledky dvou nejstarších datování (SJ 1 a 3; Tab. 23). Výpočtem tak byla určena doba vzniku jezera (resp. začátku jezerní sedimentace) na ~12 800 BP. Rychlost sedimentace v holocénu, a tedy hodnota, kdy došlo k pravděpodobnému zazemnění jezera byla počítána ze SJ4 a 1 – Tab. 23. Doba zazemnění jezera tak byla výpočtem určena na ~3 390 BP. Oproti původním předpokladům byla zjištěná rychlost sedimentace v holocénu větší než v pozdním glaciálu, a to ~28 mm/100 let. To je v rozporu s údaji, které uvádí VESELÝ et al. (2004) z Plešného jezera. Rychlost sedimentace ve Staré jímce tak neodráží zmenšení intenzity geomorfologických procesů v holocénu oproti pozdnímu glaciálu (VESELÝ et al. 2004; viz kap. 4.1). Zrychlení sedimentace v jezeře Staré jímky však může být způsobeno malými rozměry jezera, kdy nejprve limnická sedimentace byla i přes rychlejší geomorfologické procesy v pozdním glaciálu pomalejší než závěrečné fáze zazemňování resp. zarůstání malého jezera, kdy měl u postupně se zatemňujícího jezera zřejmě již velký podíl rychlejší přínos materiálu ze stran. Vzorky (SJ1 a SJ3) také přesně nepodchycují období pozdního glaciálu, ale spíše přechod pozdní glaciál až holocén (členění podle Alp – PREUSSER 2004). 6.5.1.1 Shrnutí morfochronologie v zájmovém území v okolí Prášilského jezera Vývoj georeliéfu v zájmovém území v okolí Prášilského jezera je shrnut v Tab. 24 a graficky na Obr. příl. ChCh). Nacházíme zde důkazy o dvou hlavních etapách zalednění, kdy starší zalednění bylo rozsáhlejší a ledovec měl charakter spíše malého údolního než karového ledovce. Relikty starších zalednění však nelze zcela spolehlivě vyloučit (např. pod sedimenty mladších zalednění nebo jako části forem přičítaných nejstaršímu zalednění). Jejich existence je zde pravděpodobná zejména proto, že kar Prášilského jezera (Foto 3) je forma, která se vzhledem ke své rozloze pravděpodobně vyvíjela déle než 100 000 let, a to i s ohledem na to, že je výrazně strukturně predisponovaná a v dřívějších chladných obdobích mohl její vývoj probíhat 152


kryogenními procesy, jak předpokládá VOTÝPKA (1979) nebo CZUDEK (2005b). Druhá etapa zalednění zřejmě navazovala na etapu první a v jejím průběhu můžeme vymezit dvě fáze. V průběhu první fáze zde z ustupujícího ledovce vznikl v blízkosti vysokého svahu s převažující východní orientací ledovcový skalní (kamenný) ledovec (viz kap. 6.4.1.3). Po jeho zániku (nebo i částečně paralelně s ním) probíhala druhá fáze této etapy, a to odděleně v karu Prášilského jezera a Staré jímky (Tab. 24). V karu Prášilského jezera nejprve fungoval schodovitý kar (vznik vnějšího morénového valu) a následně bylo zalednění vázáno pouze na samotný kar (vnitřní morénový val). Ve Staré jímce v této fázi zůstala zachována ledovcová čočka, která byla překrývána sutí murových proudů, čímž v předpolí Staré jímky vznikl protažený val se strmou proximální a mírnou distální stranou. Po roztátí ledovcové čočky zde vznikla sníženina, v paraglaciální fázi zahrazená akumulací murového proudu, čímž zde vzniklo pozdně-glaciální jezero. Tab. 24: Shrnutí fází vývoje georeliéfu spojených se zaledněním v zájmovém území v okolí Prášilského jezera Formy

Stáří

1. stádium 2. stádium Oblast Staré jímky

Oblast jezera

2. fáze

2. etapa

1. fáze

1. etapa

konstrukční

Paraglaciální etapa Začátek cca 13 000 BP

destrukční

Proces

Morénový val +boční moréna. Stupeň žulových bloků + balvaniště

Schodovitý kar Prášilského jezera, uzávěr údolí

Glaciální činnost karového nebo malého údolního ledovce

Lalokovitá forma (glaciální čelo, smíšená hlavní část)

Schodovitý kar Prášilského jezera, strmý svah s převl. východní orientací

Ledovcový skalní (kamenný) ledovec

Vnější (výraznější) pás morén Vnitřní morénový pás Široký val se strmou proximální a mírnou distální stranou Osypy, murové akumulace (hráz jezera)

Schodovitý kar Kar Prášilského jezera Strmý (v podstatě lineární) svah s převládající východní orientací Skalní stěny, murová úžlabí

Důkazy Morfologické, orientace klastů (více než 20 %), opracování, tvar (delší vzdálenost), striace klastů, SEM – glaciální nebo deluviální transport, Kontinuita formy potvrzená datováním Morfologické, orientace klastů (čelo přes 20%; hlavní část ~10 %); opracování, tvar – transport na kratší vzdálenost

Glaciální činnost karového ledovce (schodovitý typ) Glaciální činnost karového ledovce

Morfologické, prostorová kontinuita potvrzena relativním datováním

Ledovcová čočka + murová činnost

Morfologické, orientace klastů ~10 %; opracování, tvar – transport na kratší vzdálenost

Skalní řícení, murová činnost. Vznik jezera ve Staré jímce

Morfologické, orientace klastů ~10 %; opracování, tvar – transport na kratší vzdálenost

6.5.1.2 Rekonstrukce geosystémů jednotlivých stádií zalednění v okolí Prášilského jezera V souladu s navrženým konceptem geosystému Šumavského karu (viz kap. 5.8.1.4) byly na základě znalostí charakteru a rozsahu zalednění v jednotlivých fázích vypracovány paleogeomorfosystémy, a to pro každé předpokládané stádium zalednění. Cílem bylo srovnání forem, jež byly součástí geosystémů v jednotlivých stádiích zalednění a charakteru jejich horizontálních i vertikálních vazeb. Jako látkový vstup do systému byl uvažován sníh, jako výstup ze systému ablační voda, jako hlavní zdroj energie geomorfologických procesů byla 153


gravitační energie, pro transport sněhu pak vítr. Kromě sněhu a ledu byly významným transportovaným materiálem úlomky hornin přenášené zejména svahovými či glaciálními procesy (vzhledem k dominantnímu postavení těchto procesů byl význam ostatních geomorfologických procesů zanedbán). Jednotlivé prvky geomorfosystémů byly určeny na základě reálných geomorfologických individuí náležících do geosystému Šumavského karu (zjištěných geomorfologickým mapováním). Obr. 86: Rekonstrukce paleogeomorfosystému nejstarší etapy zalednění Vstupy a výstupy do systému (sníh, voda)

d3

t4

t3

a1

d2

d1

t2

t1

s1

Přechod materiálu (sněhu, ledu nebo úlomků hornin)

Destrukce prvků systému

V rámci vymezených geosystémů (Obr. 86–89) bylo zjištěno pět základních prvků systému (d, t, a, s, as): d – deflační prvek; plošina (vrcholová nebo hřbetová) na které docházelo k deflaci sněhu a jeho akumulaci pod/na jejím závětrném okraji; t – transportní prvek (karová stěna nebo strmý svah údolí většinou s orientací na S, SV nebo V); po tomto svahu docházelo k transportu sněhu lavinami a skalnímu řícení či k murovým proudům; ústupem karové stěny se mohla zmenšovat velikost deflační plošiny – ústup svahů (zejména v místech snížené odolnosti hornin nebo zvýšené geomorfologické aktivity způsobené například zvýšenou akumulací sněhu či ledu) ovlivňoval sousední části svahu (viz Obr. 86, 87 a 88) – horizontální vazby v systému. a – akumulační prvek; místo, kde docházelo k akumulaci sněhu resp. ledu; většinou se jednalo o dno karu nebo místo u úpatí strmého svahu s převažující východní orientací; zvětšováním akumulační oblasti činností karového ledovce docházelo k zestrmování resp. ústupu karové stěny (změna transportního prvku – t); s – sedimentační prvek; prvek ve kterém probíhala akumulace klastického horninového materiálu; na rozdíl od ostatních tento prvek výrazněji destrukčně neovlivňoval ve vertikální hierarchii výše postavené prvky; as –prvek vyjadřující místo akumulace ledu a suťového materiálu ledovcového skalního (kamenného) ledovce – podél úpatí strmého svahu s převažující východní orientací, v průběhu 1. fáze 2. etapy zalednění (viz Obr. 87); V paleogeomorfosystému nejstaršího zalednění (Obr. 86) byly zjištěny tři pravděpodobné deflační prvky (d1, d2 a d3). Deflační plošina d1 byla plošina nad karem Prášilského jezera. Symbol d2 vyjadřuje plošinu nad výše položeným karem stupňovitého karu Prášilského jezera a d3 byla sedlovou plošinou na Předělu – součást velkého reliktu zarovnaných povrchů na Jezerním hřbetu. V případě t1 až t4 se jednalo o strmé svahy s převážně chladnou orientací, kde t1 představoval stěnu karu Prášilského jezera, t2 stěnu výše položeného karu, t3 strmý svah nad Starou jímkou (není navázán na žádnou výraznější deflační plošinu) a t4 strmý svah s převážně severní orientací 154


v samotném uzávěru údolí. Protože vypočtená maximální mocnost ledu v době nejrozsáhlejšího zalednění byla ~50 m, představoval akumulační prvek systému a1 relativně rozsáhlou souvislou akumulaci (zřejmě malý údolní ledovec), do kterého byly největší dotace sněhu pravděpodobně přinášeny z t1, a t4, kde předpokládáme i největší dotace sněhu z deflačních plošin (směr proudění ledu určen na základě orientace klastů viz Obr. příl. O a charakteru rozložení nejstarších akumulačních forem – viz Obr. 83). Činností ledovce vznikaly akumulační formy (s1) v podobě čelních morén, boční morény a balvaniště představujícího relikt svrchní morény (Obr. 51) – předpokládaná rozloha zalednění viz Obr. příl. ChCh. V první fázi druhé etapy zalednění (Obr. 87), kdy byl dominantním formotvorným procesem v zájmovém území ledovcový skalní (kamenný) ledovec, ztratily téměř význam deflační plošiny – pohyb skalního (kamenného) ledovce způsoboval lithostatický tlak nahromaděné suti na povrchu zbytku ledovce, jež se nacházel u úpatí strmého svahu s převažující východní orientací. Pokud do systému vstupoval z horních částí systému sníh, nebylo ho takové množství, aby přispěl ke zvětšování ledovce. Prvky t1, t2 a t3 zůstaly prostorově stejné jako u prvního systému, ale hlavními procesy, které zde probíhaly byly murové proudy a skalní řícení. Výrazně však klesl význam svahu se severní orientací v uzávěru údolí (t1). Bylo to zřejmě proto, že tento zastíněný svah rozmrzal podstatně méně než teplejší východně nebo dokonce jihovýchodně orientované svahy, na kterých následně byla i větší intenzita svahových procesů, důležitá pro vznik akumulace ledovcového skalního (kamenného) ledovce (as2). Zpětná vazba as2 na utváření svahu spočívala v tom, že zde nevznikal osyp, který by zpomaloval zestrmování a tedy i ústup ve spodních částech svahu, ale sedimenty byly odnášeny pohybem ledovcového skalního (kamenného) ledovce a tím pokračoval ústup svahu v jeho spodní části (předpokládaná rozloha ledovcového kamenného ledovce viz Obr. příl. ChCh). Obr. 87: Rekonstrukce paleogeomorfosystému první fáze druhé etapy zalednění – fáze ledovcového skalního (ledovcového) ledovce

t3

t2

as2

t1

Transport – sněhu nebo úlomků hornin Destrukce prvků systému

V případě druhé fáze mladší etapy zalednění byla glaciální činnost koncentrována v oblasti karu (resp. schodovitého karu) Prášilského jezera (Obr. 88) a v oblasti Staré jímky (Obr. 89). V karu (resp. schodovitém karu) Prášilského jezera byla glaciální činnost nejprve vázána na oba kary (výše i níže položený kar) (Obr. 88 A). Deflační plošiny d1 a d2 zde jsou opět představovány deflačními plošinami nad oběma kary, které byly významné pro akumulaci sněhu i v rámci geosystému nejstaršího zalednění (Obr. 86). Stejně tak t1 a t2 jsou stěny obou karů, po kterých docházelo k transportu sněhu z horních částí geosystému (převěje pod okrajem deflační plošiny) k úpatí karové stěny (na dno karu). V obou karech zde vznikaly karové ledovce (a2 a a3), přičemž z horního karu byl led transportován do níže položeného karu (z a3 do a2). Transport probíhal přes transportní zónu spojující oba kary (dnes četné skalní výchozy kvarcitické ruly ve formě ploten) označené jako t5. Masa ledu vytvořená na dně karu Prášilského jezera (a2) vytvářela čelní morény dnes představované vnějším morénovým valem asymetricky položeným vůči jezeru (Mapa 1) – s3 (předpokládaná rozloha zalednění viz Obr. příl. ChCh).

155


Obr. 88: Rekonstrukce paleogeomorfosystém druhé fáze druhé etapy zalednění v karu Prášilského jezera A – systém stupňovitého karu; B – systém karového ledovce v karu Prášilského jezera A

d2

d1

t2

a3

Vstupy a výstupy do systému (sníh, voda)

Transport – sněhu nebo úlomků hornin

t1

t5

B


a2

d1

t1

a2 s4

s3

V poslední fázi zalednění byl karový ledovec vázán pouze na kar Prášilského jezera (Obr. 88B) a představoval redukovanou formu systému předchozího stádia zelednění (viz Obr. 88A), v kterém byly přítomné, oproti dřívějším stádiím zalednění, pouze vertikální vazby (d1→t1→a2→s4). První tři uvedené symboly byly již vysvětleny u dříve popisovaného systému. U s4 se jedná o nové sedimentační prostředí – vnitřní morénový val dnes bezprostředně obklopující Prášilské jezero. V poslední fázi zalednění v oblasti Staré jímky (Obr. 89) zůstalo zachováno ledovcové jádro (a4), které bylo překrýváno suťovým materiálem přicházejícím z výše položeného strmého svahu s převládající východní orientací (t3). Tím vznikal protažený val hradící Starou jímku (s5). Stejně jako v poslední fázi zalednění v karu Prášilského jezera byly u geosystému Staré jímky významné pouze vertikální vazby (předpokládaná rozloha zalednění viz Obr. příl. ChCh). Obr. 89: Rekonstrukce paleogeomorfosystém druhé fáze druhé etapy zalednění v oblasti Staré jímky

Vstup do systému – vítr

t3

a4

s5

Transport – sněhu nebo úlomků hornin Destrukce (zmenšování) výše položených prvků systému

156


Na základě systémové analýzy vývoje zalednění v zájmovém území v okolí Prášilského jezera je možné říci že: o v chladnějších obdobích, kdy v zájmovém území docházelo k zalednění zde byly funkční glaciální kaskádové systémy s převažujícími vertikálními vazbami; v rámci glaciálních geosystémů byly funkční čtyři vertikální úrovně; horizontální vazby byly významné zejména mezi transportními prvky a způsobovaly víceméně konstantní rovnoběžný ústup svahu; o v teplejších obdobích (pravděpodobně v interstadiálech) v rámci geosystémů převládaly svahové procesy a u geosystémů byly redukovány zejména vertikální vazby, a to na 2–3 úrovně; horizontální vazby mezi t prvky zůstávaly zachovány; o při oteplování resp. redukci glaciální činnosti u glaciálních geosystémů zůstávala zachována vertikální struktura (čtyři úrovně), ale vytrácely se horizontální vazby mezi prvky (k ústupu svahů docházelo ve zvýšené míře pouze v částech s přetrvávající glaciální činností); o z hlediska prostorových změn mezi jednotlivými stádii zalednění zůstávaly stabilní (z hlediska polohy) deflační a transportní prvky, naopak, sedimentační prvky měly v rámci každého stádia jinou polohu; o místa zvýšené glaciální aktivity byla vázána na deflační plošiny ve vrcholových či hřbetových partiích; v případě, že plošina neexistovala, byla glaciální činnost v nižších partiích omezena a převládaly zde svahové procesy. 6.5.1.3 Výpočet ELA pro zalednění v okolí Prášilského jezera Velký význam deflačních plošin vyplývající ze systémové analýzy (viz výše) potvrzuje předpoklad, že zalednění na Šumavě bylo závislé na výšce fosilní TPW-ELA, která byla kromě hodnot srážek a teploty ovlivněna i činností větru (deflací) (viz kap. 5.10.4). V jednotlivých fázích zalednění byla jak v zájmovém území v okolí Prášilského jezera, tak v zájmovém území v okolí jezera Laka zvlášť počítána předpokládaná TP-ELA (průměr nadmořských výšek deflačních plošin, u kterých je však třeba zvažovat i možnost změny nadmořské výšky v průběhu kvartéru – předpokládané tektonické pohyby vůči Kocháňovským pláním) a TPW-ELA metodou MELM (u starších zalednění) a metodou THAR u mladších zalednění (viz kap. 5.10.4). Tab. 25: Předpokládané hodnoty ELA u jednotlivých stádií zalednění s hodnotami užitými pro jejich výpočet v zájmovém území v okolí Prášilského jezera Mladší zalednění (kar Prášilského jezera) Starší zalednění [m n. m.] Starší fáze Mladší fáze [m n. m.] [m n. m.] MELM ELA 1 079 – – At – 1 070 1 078 TPW-ELA Ah – 1 192 1154 THAR ELA – 1 118,8 1 108,4 TP-ELA 1 237,1 1 240 Z Tab. 25 je zřejmé, že v průběhu starší etapy zalednění byla TPW-ELA položena asi o 40 m níže než u mladší etapy, což odpovídá větší akumulační oblasti ledovce, a tedy i většímu rozsahu zalednění. Při porovnání vypočtených výšek TPW-ELA u jednotlivých fází mladší etapy zalednění (Tab. 25) zjistíme, že hodnoty TPW-ELA logicky neodpovídají vývoji zalednění v zájmovém území. V rámci systému schodovitého karu, se při zmenšení intenzity zalednění neposouvalo z níže do výše položeného karu, ale zřejmě došlo k celkové destrukci systému a v posledním stádiu 157


zalednění ledovcová činnost pokračovala pouze v níže položeném karu. Z toho vyplývá, že zalednění zřejmě nebylo závislé pouze na klimatických faktorech (oteplení), ale pokles intenzity glaciální činnosti v poslední fázi zapříčinilo více faktorů, z kterých byla pravděpodobně nejdůležitější největší akumulace ledu v níže položeném karu (jež zde byl nashromážděn v průběhu předchozí fáze) a snížení dotace sněhu z vyšších částí systému (sušší klima nebo zmenšení eolické aktivity větrů západních směrů). U TP-ELA nebyl u jednotlivých etap zalednění zjištěn významný rozdíl a je proto pravděpodobné, že výška TP-ELA, a tedy i výška klimatické sněžné čáry, se pohybovala okolo 1 240 m n. m. Rozdíl mezi TP-ELA a TPW-ELA činil asi 122 m.

6.5.2 Morfochronologie okolí jezera Laka Relativní datování forem

Podmínky pro relativní datování glaciálních forem nejsou v předpolí jezera Laka zdaleka tak příznivé jako je tomu u Prášilského jezera. Granodioritové bloky se na vlastních morénových valech prakticky nevyskytují. Jsou však rozšířeny na plošině pod glaciálním zářezem (na hřbetu západně od jezera) a v podobě eratik i nad reliktem západněji položeného valu boční morény (Obr. 90). Díky tomu bylo možné určit, zda povrchy bloků nacházejících se na hřbetu a níže v oblasti morén mají přibližně stejný stupeň zvětrání, jinými slovy, zda lalokovitá forma v předpolí jezera Laka (Foto 8) vznikla jako homogenní komplex v období jednoho zalednění (Obr. 90, Tab. 26). Obr. 90: Relativní stáří akumulačních forem v okolí jezera Laka

158


Z Tab. 26 vyplývá, že povrchy bloků na obou lokalitách jsou přibližně stejně zvětralé (použita byla metoda podle EVANS et al. 1999). Můžeme tedy předpokládat, že celý konstrukční segment je podobného stáří a zřejmě vznikl v průběhu jedné etapy zalednění. Je však třeba říci, že v rámci konstrukčního segmentu (i přes jeho výraznou prostorovou homogenitu) nelze spolehlivě vyloučit i relikty forem starších zalednění. Morénový val těsně před jezerem Laka (Obr. 90), na kterou je prostorově navázáno přehloubení jezerní pánve (výrazné zejména na východní straně jezera – viz kap. 6.4.2.3), má jinou orientaci než ostatní glaciální formy (delší osa formy je paralelní s osou jezera). Je proto pravděpodobné, že tento val vznikal za jiných geomorfologických podmínek, a tedy i v jiné etapě zalednění než valy dále od jezera (Obr. 90). Vzhledem k nepřítomnosti dostatečného počtu granodioritových bloků na této lokalitě nebylo možné tuto hypotézu potvrdit nebo vyvrátit relativním datováním. Na základě prostorové kontinuity glaciálních forem tvořící konstrukční glaciální segment v předpolí jezera Laka, je pravděpodobné, že obě etapy zalednění přecházely jedna v druhou, a že relikty mladšího zalednění vznikaly v posledním období jednoho zalednění těsně před deglaciací. Je pravděpodobné, že akumulace ledu byla v této etapě vázána zhruba na oblast dnešní jezerní pánve (viz Obr. příl. II). Po deglaciaci následovala paraglaciální fáze, v které zřejmě docházelo ke zvýšené frekvenci skalních skluzů podél ploch foliace v karové stěně (resp. ve strmých částech stěny karu jezera Laka). Tyto procesy však pokračují dodnes. Výraznější murová aktivita nebo tvorba osypů (opadávání skalních úlomků) v zájmovém území v okolí jezera Laka nebyly zjištěny (Tab. 27). Tab. 26: Srovnání R hodnot granodioritových bloků na plošině pod glaciálním zářezem a v předpolí jezera Laka (poloha lokalit viz Obr. 90) Lokalita

Průměr Rmax hodnot

Rmax hodnota

Plošina pod glaciálním zářezem (SH1)

52

48

46

42

42

46

Oblast morén SH2

46

46

44

42

50

45,6

159


6.5.2.1 Shrnutí morfochronologie v zájmovém území v okolí jezera Laka Poznatky o zalednění v zájmovém území v okolí jezera Laka jsou shrnuty v Tab. 27. Tab. 27: Shrnutí fází vývoje georeliéfu spojených se zaledněním v zájmovém území v okolí jezera Laka Formy konstrukční destrukční

1. etapa

Lalokovitá forma s dvěmi valy bočních morén

2. etapa

Stáří

Morénový val, protažený souhlasně s delší osou jezera

Paraglaciální fáze

Akumulace skalních bloků, kamenů a suti

„Vložený“ kar a „glaciální zářez“

Prohloubení jezerní pánve (zvláště patrné na východním břehu jezera) Sklaní stěny – odlučné plochy klouzání skalních bloků

Proces

Důkazy

Glaciální činnost (karový ledovec)

Morfologické, prostorová kontinuita potvrzena relativním datováním; orientace klastů (čelo přes 20 %; hlavní část ~10 %); SEM, opracování, tvar – transport na kratší vzdálenost

Glaciální činnost

Morfologické

Skalní klouzání, skalní řícení

Morfologické

6.5.2.2 Rekonstrukce geosystémů jednotlivých stádií zalednění v okolí jezera Laka Obr. 91: Rekonstrukce paleogeomorfosystému starší etapy zalednění v okolí jezera Laka Vstupy a výstupy do systému (sníh, voda)

d1


t1


a1 S1

Pro starší zalednění v zájmovém území v okolí jezera Laka, byl stanoven systém 4 prvků s vertikálními vazbami (Obr. 91). Jako deflační plošina (d1) byla stanovena vrcholová plošina Plesné – Foto 12. Transportní zónou (t1) byly svahy přiléhající k plošině a stěna vloženého karu (Obr. 77). Destrukční procesy v rámci karové sníženiny jezera Laka (horizontální vazby) nebyly v tomto případě vázány na jiný glaciální systém, ale na fluviálně podmíněnou část karu. Akumulační prvek (a1) představovala akumulace sněhu a ledu, jež v průběhu starší etapy zalednění vyplňovala celou sníženinu karu jezera Laka. V této etapě zalednění ledovec 160


přesahoval přes hranu údolí, a tak vytvářel konstrukční glaciální segment (s1) – lalokovitá forma v předpolí jezera Laka (předpokládaná rozloha zalednění viz Obr. příl. II). V případě rekonstrukce paleogeomorfosystému mladšího zalednění v okolí jezera Laka (Obr. 92) byla definována akumulační oblast (a2) (přibližně vymezená přehloubením v bezprostředním okolí jezera) a oblast akumulace glaciálních sedimentů (s3) – morénová akumulace přičítaná mladší etapě zalednění. Přitom však není jasný rozsah transportní zóny v této fázi (mohly jí pravděpodobně být přilehlé svahy karové sníženiny, odkud sníh sjížděl do dnešní jezerní pánve). Význam deflační plošiny v této fázi zalednění byl vzhledem ke značné vzdálenosti obou forem zřejmě mizivý. Je pravděpodobné, že šlo spíše o oscilaci ledovce způsobenou ochlazením klimatu před jeho závěrečným roztopením (předpokládaná rozloha zalednění viz Obr. příl. II). Obr. 92: Rekonstrukce paleogeomorfosystému mladší etapy zalednění v okolí jezera Laka

Vstupy a výstupy do systému (sníh, voda)

t?


a2 s3


6.5.2.3 Výpočet ELA pro zalednění v okolí jezera Laka Hodnoty TP-ELA a TPW-ELA v jednotlivých etapách zalednění v okolí jezera Laka jsou uvedeny v Tab. 28. Tab. 28: Předpokládané hodnoty ELA u jednotlivých stádií zalednění s hodnotami užitými pro jejich výpočet v zájmovém území v okolí jezera Laka Starší zalednění [m n. m.]

Mladší zalednění [m n. m.]

MELM ELA 1 081 – At – 1 080 TPW-ELA Ah – 1 250,5 THAR ELA – 1 148,2 TP-ELA 1 328 ? Z reliktů zarovnaných povrchů nacházejících se v okolí karové sníženiny jezera Laka byla v průběhu etapy staršího zalednění pro vznik ledovce pravděpodobně významná pouze vrcholová plošina Plesné (průměrná nadmořská výška 1 328 m) – Tab. 19. Kromě nadmořské výšky měla u této plošiny význam i orientace vůči západním větrům. Zvýšenou akumulaci sněhu pod její SV hranou potvrzuje i existence nivační sníženiny, která se nachází pod její západní částí (Mapa 2). Naopak, sedlová plošina mezi Plesnou a Ždánidly je již položena pod úrovní 1 237 m n. m. Tato hodnota byla určena jako TP-ELA staršího zalednění v okolí Prášilského jezera, navíc, poloha oproti západním větrům je v tomto případě méně příznivá než u vrcholové plošiny Plesné. Nicméně k akumulacím sněhu pod hranou plošiny zřejmě docházelo, jak dokládají fosilní nivační sníženiny, ale nelze předpokládat větší význam této plošiny pro vznik ledovce u starší ani mladší etapy zalednění. 161


6.6 Analýza morfodynamiky zájmových území 6.6.1 Morfodynamika okolí Prášilského jezera

Sufóze Půdní kríp Soligenní eroze a následná akumulace Opadávání skalních úlomků Odsedání skalních bloků

Biogenní procesy

Kryogenní procesy

Činnost podzemní vody

Svahové procesy

Tab. 29: Zdokumentované recentní geomorfologické procesy a formy spojené s jejich působením v zájmovém území (v tabulce jsou uvedeny pouze prokazatelně zjištěné geomorfologické procesy a formy) (upraveno a doplněno podle MENTLÍK 2005b,c) Forma Převládající procesy Destrukční Konstrukční Činnost Permanentní svahové erozní Výplavové kužele Zpětná a tekoucí rýhy povrchové boční eroze Strže Nebyly zjištěny vody

Mrazové zvětrávání *) Posuny sněhových hmot **) Posun úlomků jehlovitým ledem Nárůst rašelin

Sníženiny oválných a protáhlých tvarů

Nevytváří

Nevytváří

Nevytváří

Odlučná oblast mury Koryto mury

Akumulační oblast mury

Skalní police, výklenky nebo části skalních stěn

Volně uložené bloky, osypy, suťová pole,

Skalní věž

Volně uložené bloky, osypy, suťová pole

Mrazovým zvětráváním jsou částečně přemodelované všechny skalní stěny v zájmovém území

Hranáče, suťová pole, osypy

Nevytváří

Nevytváří

Rozrušení nepokrytého a nezpevněného pokryvu

Přemístěné drobné úlomky

–

Rašeliniště (většinou vrchovištního typu)

*) Podle prací URBÁNKA (1974) není kryogenní zvětrávání chápáno jako geomorfologický proces. **) V souladu s chápáním geomorfologického procesu podle URBÁNKA (1974) není samotný pohyb sněhu bez obsahu horninové hmoty geomorfologickým procesem. Zde je mu však věnována pozornost, i když se jedná o poměrně krátké pohyby sněhu – nedosahují ani kritéria lavin jak je chápe KŘÍŽ (1995). Význam lavin (resp. pohybu sněhových hmot) je v zájmovém území značný, pokud předpokládáme, že působily v kryomérech pleistocénu jako transportér sněhu z deflačních do akumulačních oblastí a přímo se tak podílely na vzniku ledovce. 162


Problematice morfodynamiky v okolí Prášilského jezera byla věnována pozornost v práci (MENTLÍK 2004b), kde byly v okolí Prášilského jezera a Staré jímky, prostřednictvím mapování recentních geomorfologických forem, určeny recentní geomorfologické procesy aktivní ve zkoumaném území (Tab. 29). Fluviální činnosti, která vytváří v zájmovém území největší destrukční i konstrukční formy a murovým procesům byla věnována pozornost v práci MENTLÍKA (2005c), kdy byl pro výzkum murového zářezu a permanentního svahového zářezu využit princip katény. Jako významný proces, který se podílí na vývoji formy, byla zjištěna nivace, působící zejména jako zdroj vlhkosti (MENTLÍK 2005c). Výzkumy recentních geomorfologických procesů byly dále shrnuty v práci (MENTLÍK 2005b). Proto část věnovaná morfodynamice v zájmovém území v okolí Prášilského jezera navazuje na výše uvedené práce a je zaměřena na srovnání výsledků mapování murové dráhy z let 2002 a 2005 (kap. 6.6.1.1) a vyhodnocení dilatometrických měření pohybů skalních bloků v jezerní stěně Prášilského jezera za období jednoho roku (viz kap. 6.6.1.3) (k metodice viz více v kap. 5.11). Zvláštní pozornost je věnována nivaci jako recentnímu geomorfologickému procesu (viz kap. 6.6.1.2). 6.6.1.1 Srovnání výsledků mapování murového zářezu z let 2002 a 2005 Po extrémních srážkách v srpnu 2002 byla v severní části karové stěny výše položeného karu zjištěna strukturní mura (resp. existence murové dráhy). K jejímu vzniku došlo pravděpodobně v září 2002 (Obr. 93). Murový zářez se skládal ze tří hlavních částí – odlučné oblasti, skalního koryta a akumulační oblasti charakteru svahového akumulačního kužele (Obr. 93). Na podzim 2002 byla celková délka murového zářezu 60 m. Odlučná oblast se nacházela ve výšce 1 205 m n. m (Obr. 93). Sklon svahu zde dosahoval asi 39° a orientace svahu přecházela z východní na jihovýchodní. Jihovýchodní orientace se výrazně projevuje v zimních měsících rychlým odtáním sněhu ze severní části odlučné plochy a výše položeného skalního útvaru. Na nechráněné zemině pak při poklesech pod 0 °C vzniká jehlovitý led. Velikost jednotlivých jehel běžně přesahovala 0,05 m (zima 2002/2003). Tab. 30: Srovnání morfometrických charakteristik murového zářezu v letech 2002 a 2005 Velikost – plocha [m2] Velikost – plocha [m2] Část formy v roce 2002 v roce 2005 Odlučná plocha 97,7 147,1 Tranzitní zóna 37,2 23,5 Akumulační oblast 347,1 376,3 Celkem plocha 482 546,9 Tvar odlučné oblasti popisované strukturní mury byl přibližně oválný s rozměry 17 m (v delší ose) a 8 m v kratší ose. Její hloubka byla v nejhlubším místě 1,6 m. Strukturní mura vznikla na hranici hornin rula (jižní část) a žula (severní část) (Obr. 93). V obou částech došlo k obnažení na skalní podlaží. Na rulách se jednalo o skalní plotny se sklonem asi 50° a v žulové části o silně zvětralou horninu. Na povrchu dna odlučné oblasti byly pozorovány rýhy vzniklé pohybem horninového materiálu. Na Obr. 94 je znázorněn sledovaný murový zářez na podzim v roce 2005, tedy po třech letech vývoje sledované formy. Stěžejní morfologickou změnou bylo výrazné prodloužení odlučné oblasti, u které nebyl zachován oválný tvar, ale došlo k rozrušení spodních okrajů a jejímu celkovému protažení ve směru spádnice. Velikost formy se zvětšila i na horním okraji a po stranách (měřeními okrajů formy pásmem, jež byly vztaženy k padlým stromům bylo zjištěno rozšíření formy asi o 0,5 m). K rozšiřování docházelo opadem drnů zpevněných vegetací z okrajů formy. Tyto drny spolu s úlomky opadávajícími z nezpevněných okrajů se hromadily na dně odlučné plochy a nebyly transportovány do nižších částí. Celkově se rozloha odlučné plochy zvětšila přibližně o 34 % (Tab. 30). 163


Obr. 93: Mura ve svahu nad Prášilským jezerem (podzim 2002) (převzato z MENTLÍK 2004b, 2005b) (Foto 19)

Obr. 94: Mura ve svahu nad Prášilským jezerem (podzim 2005) (Foto 20)

Protažením odlučné plochy se zmenšila transportní zóna mury, a to přibližně o 37 % (Tab. 30). V korytu, které je z části vytvořené ve skalním (rulovém) podkladu, nebyla v rámci sledování v průběhu 3 let zjištěna žádná výraznější aktivita. Úlomky hornin a drny se po celou dobu sledování hromadily na dně odlučné oblasti (viz výše). Akumulační oblast neprodělala téměř žádné výraznější změny. Její poměrně zřetelné ohraničení těsně po murové události bylo v roce 2005 nejasné, což bylo dáno rozplavením sedimentů činností dešťové vody a vody pocházející z tání sněhu. Po celkovém vymapování tedy bylo zjištěno zvětšení formy, i když její vymezení bylo zejména ve spodních partiích problematické. Z chronologického mapování recentního murového zářezu nad Prášilským jezerem vyplývá, 164


že během tří let se zvětšila plocha sledované formy, a to asi o 12 %. Ke zvětšení docházelo zejména u odlučné oblasti, kde se poměrně výrazně změnil tvar (z oválného na protažený eliptický). Procesy, které se nejvíce podílely na rozšiřování formy bylo opadávání drnů a skalních úlomků. Materiál nebyl po opadnutí dále transportován, ale hromadí se na dně odlučné oblasti. Obr. 95: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z mladšího murového kužele (analýza L. Lisá) 100,0 90,0 80,0 70,0 60,0 %

50,0 40,0 30,0 20,0 10,0

an

g r o u lar un o d e u tl d ine o lo utli n sm m w e ed re a i u l ie la ll co m f rg n e ch hi g r el co oi h ie nc da t r e f ho l f li i d rac ef a l tu s t fr a r e ra c i t ar ght ur e c s i m u t la rg bri a te eps e ca s b r te te e a d ps k b fr a ag lo c ct e b k s u r lo m ed c k ec pl s ha a n i e d s tr te s ca ge i a ti l V- a b o n s r s a s t ha s ra p i o n ig e c u ht d p m rv e gr o i ts ir r ean d g ov e eg d r o s ul er i ov ar ng e d r s up epr id g es es t u ch r n s io em ed n s ic s al olu plat e V li a - ti o s ex m i t dh sha n p ed e p t e ri e i ts eu n he si v si li c ng p d p e a dr a its al si li p r r tic cr c a ec le y s p ipi s ta r e ta l o c ip ti o ve i ta n rg tio ro n w th s

0,0

Murová aktivita, kterou lze oproti té, k níž docházelo v průběhu paraglaciální fáze (kap. 6.4.1.3) označit jako recentní, probíhala i v holocénu (Obr. 63). Část murového kužele severněji položené mury, u které dochází k současné aktivitě, lze od paraglaciální části odlišit morfologicky a o výrazně mladším vzniku svědčí i méně vyvinutý půdní profil (Obr. příl. JJ), na kterém není (oproti paraglaciálnímu murovému kuželu Obr. příl. EE) vyvinut podzolový horizont. U sedimentů mladšího murového kužele byla provedena analýza mikrostruktur povrchů křemenných zrn (Obr. 95) a další geologické analýzy (Obr. příl. X). Křemenná zrna mladšího murového kužele měla angulární tvar a převážně střední až vysoký typ reliéfu. Edge abrasion bylo zjištěno téměř u poloviny zkoumaného vzorku, ale další mechanické prvky nebyly příliš hojné. Tato struktura mohla vzniknout krátkým deluviálním transportem nebo silným kryogenním zvětráváním. Mikrostruktury chemického zvětrávání byly velmi hojné u všech zrn (solution, precipitation). Celková charakteristika sedimentu: eluvium nebo deluvium transportované na velmi krátkou vzdálenost (analýza L. Lisá). Oproti křemenným zrnům paraglaciálního murového kužele je výrazný větší význam mikrostruktur vzniklých chemickým zvětráváním a naopak menší zastoupení mechanických prvků, což je možné vysvětlit tím, že eluvium, následně přemístěné murovým proudem, vznikalo za teplejších a vlhčích podmínek (větší význam chemického zvětrávání). Sediment mladého murového kužele je možné označit jako jílovitě-písčitý štěrk, extrémně málo vytříděný s jílovitě-prachovou písčitě štěrkovou texturou. Rozložení sedimentu bylo bimodální s převahou jílu a středního štěrku. Orientace klastů ve sledovaném vzorku byla malá (12,5 % klastů v hlavním směru – Obr. příl. X). Vysoké hodnoty RA (90,6) a C40 (90,6) dokládají pouze krátký transport klastů. 165


6.6.1.2 Nivace jako recentní proces K působení nivace dochází ve sníženině, která se nachází v horní části murového úžlabí, těsně pod hranou deflační plošiny (Obr. 96). Vzhledem k tomu, že největší význam zde mají procesy vázané na existenci sněžníku, je v tomto případě možné mluvit o nivaci (problematika definice nivace jako geomorfologického procesu viz THORN & HALL 2002 nebo RACZKOWSKA 1992). Význam nivace pro celé murové úžlabí spočívá v tom, že sněžník je zdrojem vlhkosti i pro níže položené partie svahu, čímž klesá jeho vnitřní soudržnost a dává se do pohybu (vznik tahové trhliny). Význam vody jako hlavního činitele v rámci nivace zdůrazňují i THORN & HALL (2002). Z hlediska aktivity procesu se jedná o proces periodický. Vzhledem k působení nivace je forma označena jako nivační sníženina. Jedná se o mělkou (hloubka asi 0,7 m) depresi trojúhelníkovitého tvaru (max. délka 14,5 m a max. šířka v horní části 14,1 m – Obr. 96). Sníh se zde hromadí deflací (převěj na závětrné straně) a v jarních měsících zde pak leží delší dobu (Foto 18). Nivační sníženiny se lépe vyvíjí ve zvětralém materiálu či deluviu (THORN & HALL 2002). Litologické podmínky byly pro vznik murového úžlabí velmi důležité, protože v horní části murového úžlabí se nachází rozhraní hornin mezi žulou a kvarcitickou pararulou, což zřejmě mělo význam i pro vznik a vývoj recentní nivační sníženiny. Recentní působení nivace dokládá existence valu ve spodní části sníženiny (Obr. 96). Oproti horní části, kde nejsou téměř žádné sedimenty, naopak místy na povrch vystupují zvětralé rulové plotny. Mocnost sedimentů je největší ve spodní části, kde se sedimenty hromadí v podobě nivačního valu, jehož maximální mocnost je asi 0,5 m (max. šířka je 2,7 m a délka 4,6 m). Jedná se o extrémně málo tříděný jílovitý střední štěrk až jemný písek, bimodálního rozložení (převládá jíl a jemný písek). Zde je rozdíl oproti murovým a glaciálním sedimentům u kterých oproti jemnému písku spíše převládají střední štěrky (Obr. příl. Z). Recentní povahu procesu dokládá profil nivačním valem (Obr. příl. LL), z kterého je zřejmé, že písčitý–štěrkovitý horizont nasedá na humusový horizont, který je holocénní. Znamená to, že sedimenty nivačního valu se nakládají na recentní půdu. K hromadění nivačních sedimentů dochází zřejmě splachováním písčitých, siltových a jílovitých částic tavnou vodou, štěrkové částice se do prostoru nivačního valu zřejmě dostávají opadáváním skalních úlomků. Na základě SEM analýzy (Obr. 97) je možné říci, že v nivačních sedimentech byly zjištěny pouze angulární křemenná zrna s převažujícím středním typem reliéfu. Mechanické struktury nejsou příliš signifikantní pro žádný typ transportu. Nachází se zde prvky, které mohou být interpretovány jako produkty deluviálního transportu (upturned plates, edge abrasion, imbricate blocks, different type soft steps), ale nejsou příliš časté. Prvky způsobené chemickým zvětráváním nejsou hojné a neodpovídají příliš zvětralému sedimentu (solution, precipitation). Celková charakteristika sedimentu: eluvium nebo deluvium transportované na velmi krátkou vzdálenost (analýza L. Lisá). Ze srovnání s charakteristikou sedimentů paraglaciální mury a holocenní mury vyplývá, že nivační sedimenty se větší pestrostí mechanických struktur a méně výrazným projevem struktur způsobených chemickým zvětráváním spíše podobají sedimentům staršího paraglaciálního murového kužele. Tento fakt by mohl naznačovat, že nivace v tomto případě není pouze pasivní proces působící jen zvyšováním vlhkosti, ale že se přímo podílí na zvětrávání skalních povrchů.

166


ro

gu

un

la ro d e u tl d ine ou lo tl m w i ne sm ed re a i u l ie la ll co m f rg n e ch hi g r el i co oi h e nc d a t r e f ho l f li i d ra c ef a l tu s t fr a r e ra c i g tu ar ht r e s c i la m b ua te p rg t e ri ca e s s br te te e a d ps k b fr a age lo ck ct u r blo s ed c k m ec pl s ha a n i ed s tri tes ca g e a t io l V- a b n s r s t sh a asi ra p o i g ed n c u ht g pi m rv e r oo ts ir r e an d g v e eg d ro s ul e r i ov a r ng e de r i s up p r d ge t ur ess s ch ne io em d n ic s p s a l o lu lat e li m a V- s ti o s ex i te dh ha n pi e p t t eu en s d si ri ng e d s he i v li c p a pits e a dr al si li p re r tic c le cr c a y s p ip i t s ta r e c a t l o ip i o ve i ta n rg tio ro n w th s

an

%

Obr. 96: Nivační sníženina v horní části murového úžlabí v karové stěně výše položeného karu u Prášilského jezera (viz Foto 18)

Obr. 97: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn u novačních sedimentů (analýza L. Lisá) 120,0

100,0

80,0

60,0

40,0

20,0

0,0

167


6.6.1.3 Vyhodnocení dilatometrických měření pohybů skalních bloků v jezerní stěně Prášilského jezera Na Obr. 98 jsou znázorněny výsledky dilatometrických měření prováděných v letech 2004/2005. První měření, které je bráno jako základní hodnota (0) bylo provedeno v srpnu 2004. Další měření (která byla prováděna a zpracována podle metodiky uvedené v kap. 5.11) pokrývají zhruba období jednoho roku (Obr. 98). Vizuálním zhodnocením grafu můžeme jednotlivá měření (resp. měřící stanoviště – viz Obr. příl. Ch, I a J) rozdělit do dvou základních skupin: měření první skupiny podléhají velkým výkyvům (rozdíl téměř 1,5 mm) a můžeme u nich zachytit velkou kladnou změnu počínající na jaře (resp. v době, kdy v zájmovém území taje sníh), tedy v dubnu a květnu. Jedná se o měření 3, 2 a 5. Naopak u měření patřících do druhé skupiny můžeme sledovat pouze malé rozdíly, přičemž kladná anomálie se u nich vyskytuje v červnu. Náleží sem měření 1 a 4. Obr. 98: Výsledky dilatometrických měření v karové stěně Prášilského jezera poloha měření viz Obr. příl. CH, I a J) 1,5

1

0,5 měření 1

měření 5

7.

10

.2

00

5

05 20

05 9.

20

7.

20

05 8. 7.

20

05 7. 7.

05 6. 7.

20

05 5. 7.

20

05 4. 7.

05 20

20 3. 7.

05 2. 7.

4 00

20 1. 7.

.2

00 7.

12

.2

00 7.

11

.2

7.

10

9. 7.

-0,5

4

04

měření 4

4

měření 3

20

mm

měření 2 0

-1

-1,5

Pro analýzu měření byla použita shluková analýza (Obr. 99). Její výsledky potvrdily vizuální hodnocení měření, kdy jako nejpodobnější byly určeny dvojice měření 1; 4 a 3; 5, přičemž měření 2 bylo přiřazeno k druhé dvojici měření. U první skupiny podobných měření (3; 5 – Obr. příl. I, J) se jedná o měření, která zachycují chování puklin, jejichž směr je kolmý na spádnici svahu. Jsou to tedy pukliny, u kterých zaznamenáváme největší rozdíly hodnot. Tyto hodnoty jsou v některých případech záporné, což nasvědčuje tomu, že se nepohybují pouze spodní bloky, ale i bloky horní. Jak však dokládají výsledky lineární regresní analýzy (Obr. příl. MM), pohyb spodních bloků je rychlejší, protože šířka puklin v průběhu roku celkově vzrůstá. Je pravděpodobné, že druhá skupina měření – 1 a 4 (Obr. příl. CH a I) odráží individuální pohyby skalního bloku, který je téměř oddělen od skalního defilé. I když i u těchto měření bylo zjištěno celkové rozšiřování puklin během jednoho roku (Obr. příl. MM), zdá se, že je celkově pomalejší než u dříve popisovaných puklin. Právě toto zjištění je poměrně zajímavé, protože při instalaci měření byly předpokládány výraznější pohyby odsedajícího skalního bloku, než pohyby probíhající v rámci celého skalního masívu. 168


Poslední měření (měření 2 – Obr. příl. CH) je měřením, které postihuje pohyby ve skalním masívu, ale v tomto případě v horizontálním směru. Na základě vyhodnocení lineární regresní analýzy můžeme říci, že šířka této pukliny se v cyklu jednoho roku mírně zvětšuje, ale podstatně méně, než je tomu u předchozích dvou skupin měření. Obr. 99: Výsledky shlukové analýzy pěti dilatometrických měření pohybů skalních bloků z karové stěny Prášilského jezera (poloha měření viz Obr. příl. CH, I a J)

Dendrogram Row

5

3

2

4

1

1,00

0,75

0,50

0,25

0,00

Dissimilarity

Clustering Method Distance Type

Group Average (Unweighted Pair-Group) Euclidean

Výsledky dilatometrických měření pohybů skalních bloků v karové stěně Prášilského jezera je možné shrnout následujícím způsobem (poznámka: skalní útvar na kterém byla prováděna měření je představován skalní stěnou, jejíž směr je rovnoběžný se spádnicí svahu, pukliny kolmé na spádnici rozdělují skalní masív na bloky na něž působí maximální gravitační síla): o V rámci prováděných měření byly zjištěny dvě hlavní skupiny měření resp. typů pohybů – pohyby odděleného skalního bloku od skalního defilé a pohyby skalních bloků tvořících skalní defilé (pohyby na puklinách protínajících skalní masív v příčném směru, resp. pukliny kolmé na směr spádnice). o Výraznější pohyby se zřejmě dějí mezi bloky tvořícími skalní defilé (pukliny kolmé na směr spádnice). Velikost těchto pohybů je obtížné určit, protože se pohybují i výše položené bloky způsobující občasné relativní zmenšování šířek puklin. Níže položené bloky se však zřejmě pohybují dlouhodobě rychleji. o Odlišný typ pohybů byl zjištěn na puklině protínající skalní masív v podélném směru (puklina rovnoběžná se spádnicí). Celkově v průběhu roku jsou tyto pohyby menší než u puklin výše popisovaných puklin. Je třeba zdůraznit, že uvedené závěry jsou pouze předběžné, a že další měření na sledované lokalitě budou probíhat i v budoucnu. Dilatometrická měření však prokázala, že mezi žulovými skalními bloky v karové stěně dochází k recentním pohybům, které jsou měřitelné v průběhu jednoho roku. 169


6.6.2 Morfodynamika okolí jezera Laka Recentní procesy zjištěné v zájmovém území v okolí jezera Laka jsou shrnuty v Tab. 31. Stejně jako v zájmovém území v okolí Prášilského jezera byly recentní geomorfologické procesy zjišťovány geomorfologickým mapováním, tedy na základě přítomnosti recentních geomorfologických forem. Tab. 31: Zdokumentované recentní geomorfologické procesy a formy spojené s jejich působením v zájmovém území v okolí jezera Laka Forma

Převládající procesy Činnost tekoucí povrchové vody

Zpětná a boční eroze

Svahové procesy

Skluzy podél ploch foliace Opadávání skalních úlomků

Kryogenní procesy

Mrazové zvětrávání *)

Destrukční Permanentní svahové erozní rýhy Strže Erozní zářez (na dně údolí)

Konstrukční Nevytváří Nevytváří Akumulace na dně údolí

Skalní plotny

Akumulace skalních bloků, sutě a zvětraliny

Skalní police, výklenky nebo části skalních stěn

Drobná suťová pole (většinou navazující na skalní útvary podléhající skalním skluzům)

Mrazovým zvětráváním jsou částečně přemodelované všechny skalní výchozy v zájmovém území

Hranáče, suťová pole, osypy

Biogenní Rašelinné Nevytváří Vrchoviště procesy procesy *) Podle prací URBÁNKA (1974) není kryogenní zvětrávání chápáno jako geomorfologický proces. V následujícím textu jsou postupně analyzovány recentní geomorfologické procesy a formy v zájmovém území v okolí jezera Laka, tak, jak jsou uvedeny v Tab. 31. 6.6.2.1 Recentní geomorfologické procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka vzniklé činností tekoucí povrchové vody Stejně jako v zájmovém území v okolí Prášilského jezera se i v okolí jezera Laka permanentní svahové erozní zářezy vyskytují na svazích s větším sklonem, a to ve spodní části svahu sníženiny karovitého charakteru jezera Laka a dále na svazích přiléhajících ke dnu údolí Jezerního potoka (svah vzniklý termoerozí a strmý svah oddělující fluviální sníženinu od dna údolí – Mapa 2). Tyto formy jsou alespoň část roku protékané stálým vodním tokem a částečně jsou vytvořeny v horninovém podloží (k problematice permanentních svahových erozních zářezů více viz MENTLÍK 2005b, c). Strže, tak jak jsou definovány v předchozích pracích z oblasti Šumavy (MENTLÍK 2004b, 2005b,c) jsou vázány na nezpevněné horniny glaciálního původu. V zájmovém území v okolí jezera Laka je strž vytvářena vodním tokem vytékajícím z jezera (Jezerní potok) v nezpevněných sedimentech glaciálního konstrukčního segmentu (Mapa 2). Tato strž má výrazně asymetrický tvar (Obr. 36), přičemž v zájmovém území v okolí Prášilského jezera má tato forma pravidelný tvar písmene V (Obr. 32). Morfologicky podobná je u strží v obou zájmových území jejich 170


hloubka (max. 12 m) vypovídající o podobné mocnosti glaciálních sedimentů. Erozní zářez na dně údolí (Mapa 2 a Obr. 81) byl zjištěn pouze u zájmového území v okolí jezera Laka. Vodní tok zde prořezává sedimenty tvořící staré údolní dno v místy až 10 m hlubokém zářezu, přičemž výrazně vyšší jsou svahy na pravém břehu. Svahy na levém břehu mají výšku okolo 2 m. Vodní tok se zde zařezává do starší výplně údolního dna, ale místy se dostává až na horninový podklad. V zájmovém území v okolí jezera Laka je přítomnost této formy přičítána změnám lokální erozní báze (Kocháňovských plání) a je pravděpodobně spojena holocénními tektonickými pohyby (viz kap. 6.4.2.3). 6.6.2.2 Recentní geomorfologické procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka vzniklé činností svahových procesů V zájmovém území v okolí jezera Laka byly recentní svahové procesy zjištěny ve strmé části svahu karové sníženiny. Jedná se o skalní skluzy (třídění svahových deformací podle DIKAU et al. 1996), kdy k pohybu dochází po plochách foliace, které v případě strmé části karové stěny v podstatě odpovídají směru svahu (viz kap. 6.4.2.1 a 6.4.2.3). Důkaz o recentní povaze těchto pohybů se nachází v západní části karové stěny vloženého karu, kde bylo geomorfologickým mapováním zjištěno místo postižené sklouzáváním o rozloze 0,6 ha (Mapa 2). Toto místo prochází cesta, která je na hranici sesuvného území přerušena a posunuta níže. Míra posunu je 4–5 m a stáří cesty je podle přibližného stáří lesního porostu odhadováno na 150–200 let. Další místo výrazně postižené skluzovými pohyby skalních masívů je hrana oddělující vložený kar a fluviální sníženinu v rámci karové formy jezera Laka (viz kap. 6.4.2.3 a Obr. 77). Skluzové aktivní oblasti zde navazují na výrazné sníženiny pod horní hranou karové stěny a jsou tvořeny četnými pravděpodobně se pohybujícími skalními bloky. Sklouzávání bloků je opět patrné na popisované cestě, jež zde není přerušena, ale její těleso je na některých místech velmi výrazně zúženo a její opěrná část je často deformována. Odlučné oblasti skluzů jsou představovány skalními plotnami, jejichž poměrně chaotické rozmístění v karové stěně svědčí o komplikovanosti těchto procesů. Akumulační oblasti skluzů jsou tvořeny policemi různých velikostí (Mapa 2), jež přerušují plynulý průběh svahu a představují zřejmě horní okraje sklouznutých bloků. Je pravděpodobné, že zvýšená aktivita skalních skluzů byla vázána na výrazné nivační sníženiny pod hranou karu, kde akumulovaný odtávající sníh způsoboval výrazné provlhčení níže položených partií svahu. Gravitační formy a procesy tak byly zřetězeny v katénu, která byla v recentní podobě popsána v okolí Prášilského jezera (MENTLÍK 2005b, c; Obr. příl. KK). Zjištěné skalní skluzy pravděpodobně představují významný proces při modelování strmých svahů na krystalických břidlicích. Jejich vznik je vázán na spojení strukturních geologických podmínek (směr foliace) a georeliéfu (směr svahu), které musí být přibližně shodné. V případě karu jezera Laka (myšlena je celá karová sníženina nejenom vložený glaciální kar) měl tento proces vázaný na strukturní predispozici zřejmě velký význam pro vývoj celé, geneticky poměrně komplikované, formy. Vzhledem k prokázané recentní aktivitě bude na místech vytipovaných na základě geomorfologického mapování možné zahájit měření rychlosti daných procesů, dilatometry (podobně jako v karové stěně Prášilského jezera) nebo extenzometry. Suťová pole a další formy vázané na opadávání skalních úlomků nebyly v zájmovém území v okolí jezera Laka zjištěny v takovém rozsahu, jako tomu bylo v okolí Prášilského jezera. Suťová pole mají maximálně velikost několika čtverečných metrů a jsou vázána na úpatí skalních výchozů, u nichž je vysoká pravděpodobnost, že vznikly skalními skluzy v nedávné době nebo u nich tento proces probíhá i dnes. Nebyly zde zjištěny ani velké osypy, jejichž vznik je u strmého svahu s převažují východní orientací v zájmovém území v okolí Prášilského jezera přičítán zvýšené intenzitě opadávání skalních úlomků v paraglaciální fázi. Tato skutečnost pravděpodobně svědčí o velké aktivitě skalních skluzů, které jsou dominantním procesem v karové stěně jezera Laka a zatlačují význam ostatních svahových procesů do pozadí. 171


6.6.2.3 Recentní kryogenní procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka Na všech skalních formách v zimních obdobích v dnešní době dochází ke kongelifrakci, a tedy vzniku hranáčů. To může iniciovat občasné opadávání, jehož současné působení v zájmovém území v okolí jezera Laka však zjištěno nebylo. 6.6.2.4 Recentní biogenní procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka V zájmovém území v okolí jezera Laka byly zjištěny dva druhy rašelinišť: protékaná rašeliniště a prameništní rašeliniště. o Protékaná rašeliniště se nachází ve sníženině na dně vloženého karu a v depresích konstrukčního glaciálního segmentu (Mapa 2). Profily, které zde byly odebrány svědčí o tom, že přirůstání rašeliníku je zde doplňováno akumulací organického a částečně klastického materiálu, který sem přináší vodní toky, jež sníženinami protékají. Jejich vývoj je holocenní, protože na bázi profilů byly zjištěny jehlice a větvičky stromů (Picea) (Obr. příl. GG a HH). o Prameništní rašeliniště se nachází na okraji sedlové plošiny mezi Dřevěnou holí a Ždánidly a na dně amfiteatrální sníženiny tvořící závěr zářezu proudového sesuvu (viz Obr. 82; kap. 6.4.2.3).

172


7 Shrnutí výsledků a srovnání zájmových území Z analýzy širšího okolí sledovaných zájmových území vyplývá, že pro vývoj reliéfu zejména v horních částech obou údolí má stěžejní význam pasivní morfostruktura. Byla zde zjištěna závislost mezi průběhem údolí a liniemi předpokládaných zlomů, které jsou částečně provázeny hranicemi druhů hornin (krystalické břidlice x žula) (PELC & ŠEBESTA 1994 a VEJNAR et al. 1991). Jak v údolí, kde se nachází Prášilské jezero, tak v údolí, kde leží jezero Laka, byl průběh předpokládaných zlomů shodný s geomorfologickými liniemi 3. řádu a v zájmovém území v okolí Prášilského jezera i s převažujícími směry tektonických puklin (MENTLÍK 2005b). Uvedené geologické struktury se projevují jako pasivní morfostruktura. To, že na nich minimálně po celý pleistocén a holocén nedocházelo k vertikálním pohybům, dokládají velmi podobné nadmořské výšky reliktů zarovnaných povrchů na protilehlých stranách údolí, a to u obou sledovaných údolí. Kromě údolí jsou na průběh zlomů v obou zájmových územích vázány i další geomorfologické formy nižší hierarchické úrovně, u kterých je předpokládána těsná souvislost mezi jejich vznikem a zvýšenou cirkulací vody na zlomech. Konkrétně se jedná o rozsáhlé konkávně-konkávní formy charakteru svahových úpadů (přibližná délka ~1 395 m a šířka ~1 128 m), které byly v obou zájmových územích zjištěny, a to ve stejných částech údolí jako kary, ale na svazích s teplou (západní) orientací. Tyto formy v horní části navazují na hřbetové plošiny a ve spodní části přechází ve dna údolí. Význam vody cirkulující na zlomech lze pro vznik těchto forem předpokládat ve dvou rovinách. Jednak zvýšenou činností fluviálních procesů a sufóze (zejména v interglaciálech a v časném a pozdním glaciálu) a dále tvorbou ledových čoček, jejichž vznik a následné roztátí mohlo způsobovat poklesy terénu (v návaznosti na pleniglaciály, kdy byl rozšířen permafrost). Další recentní formou, jejíž vznik je spojován s cirkulací vody na neaktivním zlomu je výrazná „permanentní svahová erozní rýha“ v závěru Staré jímky (MENTLÍK 2004b, 2005b,c), založená na jedné z větví prášilského zlomu (cf. PELC & ŠEBESTA 1994). U destrukčních glaciálních forem (karů) byla zjištěna závislost mezi celkovou morfologií forem a puklinatostí hornin, v nichž jsou tyto formy vytvořeny. Kar Prášilského jezera (resp. níže položený kar schodovitého karu Prášilského jezera – Foto 3) vznikl na rozhraní granitu a kvarcitické pararuly (Obr. 8), přičemž na celkovém vzhledu karu se výrazně uplatňují puklinové systémy obou zmíněných druhů hornin (MENTLÍK 2005b). Morfologie severní části popisovaného karu je ovlivněna směry S puklin puklinového systému granitů (směry 20–50°) a jeho jižní část puklinám, které jsou podmíněné foliací krystalických břidlic a vznikají převážně odlehčením (Obr. 8). U výše položeného karu (u schodovitého karu Prášilského jezera) můžeme částečně předpokládat strukturní predispozici (vliv puklin vznikajících na základě foliace krystalických břidlic odlehčením) u jižní části karové stěny, i když skalní výchozy odpovídajících směrů jsou více koncentrovány blíže ke středu karové stěny. Karovitá sníženina jezera Laka je polygenetickou formou orientovanou na SV, jež vznikla v části uzávěru údolí Jezerního potoka vytékajícího z jezera Laka. Iniciálním preglaciálním tvarem zde pravděpodobně byla fluviálně podmíněná sníženina vázaná na zlom podmiňující zvýšený oběh vody. Celá forma je ze dvou stran (JV a SZ) ohraničena geomorfologickými liniemi 3. řádu. U první linie (ohraničující kar na JV) je zřejmě její průběh v této části totožný se zlomem (v rozporu s geologickou mapou PELC & ŠEBESTA 1994 je pravděpodobné, že v předpolí jezera Laka dochází k větvení zde popisovaného zlomu, přičemž jedna z větví – východnější – podmiňuje existenci rozsáhlého úpadu a druhá – západnější – ohraničuje na JV kar jezera Laka). Zvýšená intenzita fluviální činnosti je zde patrná i v současné době – i dnes je východní část celé karovité deprese výrazně ovlivněna fluviální činností (Obr. 100).

173


Obr. 100: Schéma vztahů morfostrukturních podmínek a faktorů, které měly vliv na vznik karu jezera Laka (pro srovnání strukturních predispozic s karem Prášilského jezera viz Obr. 8)

bokorys půdorys

sklony foliace

celkový tvar karu(karovité sníženiny) jezera Laka

tvar karu

předpokládaný směr a rozsah fluviální modelace předpokládaný rozsah vloženého karu

předpokládané převládající směry větrů

tvar k křivky (pro k = 1/2)

předpokládaný směr fluvi ální modelace

k = 1/2

směry foliace plošina glaciálního zářezu deflační plošina nevýrazná hrana s výrazným výskytem skalních skluzů

Poznámka: glaciální eroze rozšiřující původně fluviální sníženinu jednak postupně zvyšovala výšku stěny karu, ale ústupem karové stěny se zároveň zkracovala vzdálenost mezi vznikajícím karem a deflační plošinou na vrcholu Plesné. Proto se mohla míra zalednění postupně zvětšovat i v případě, že v jednotlivých fázích byly zachovány stejné klimatické (resp. geomorfologické) podmínky U karu jezera Laka měl směr a sklon foliace (spolu s puklinami, které na základě těchto strukturních podmínek vznikají odlehčením) zřejmě velký význam, a to jak pro směr karu (směr mediánové osy na SV tedy kolmo na směr foliace – Tab. 15), tak pro jeho celkovou morfologii (Obr. 101), kdy foliace usměrňovala (a usměrňuje i v dnešní době) působení geomorfologických procesů a určuje tak celkový charakter karové stěny. Vznik karového ledovce v karovité sníženině jezera Laka byl zřejmě vázán na polohu deflační plošiny na vrcholu Plesné, která je vůči celé depresi položena asymetricky (Mapa 2). Asymetrická poloha pravděpodobně vedla k intenzivnější glaciální činnosti v západní části karovité sníženiny a vzniku „vloženého karu“, který dotváří její celkový tvar (Obr. 100). V souladu s analýzou mocnosti ledu v době nejrozsáhlejšího zalednění (Obr. 78) je pravděpodobné, že při předpokládané mocnosti ledu přes 50 m byla vyplněna většina celé karovité sníženiny (na SZ ledovec přesahoval hranu hřbetu omezujícího kar). Rotační glaciální eroze typická pro karové ledovce v interakci s foliací (resp. puklinatostí horniny) v této etapě zalednění dotvořila celkový vzhled formy. Vztahy mezi předpokládaným rotačním pohybem ledu a morfologií karů se zabývala HAYNES (1968) předpokládající, že směry proudění ledu v ledovci v podstatě odpovídají logaritmické k křivce (1, 2). Morfologie karů by pak měla být výslednicí vztahů rotačního pohybu ledu a strukturních poměrů. HAYNES (1968) zkoumala tyto vztahy u hornin s vyvinutými horizontálními a vertikálními puklinami. Pokud kary vznikly v oblastech kde vertikální pukliny zapadaly proti sklonu původního svahu v němž byl kar vytvořen, docházelo ke vzniku 174


přehloubených karů (k = 2). Pokud však sklon vertikálních puklin byl shodný se sklonem svahu, v kterém byl kar vytvořen, vznikaly tzv. „schrundline kary“ – k = ½ (HAYNES 1968). U karovité sníženiny jezera Laka bylo zjištěno k = 0,53 (Tab. 16). V tomto případě je sklon foliace i sklon puklin, které v souvislosti s foliací vznikají, totožný se sklonem původního svahu a plně tedy odpovídá druhému popisovanému případu. „Schrundline kary“ mají strmou karovou stěnu, rozsáhlý pozvolný přechod mezi karovou stěnou a dnem karu a často ploché, nezahloubené dno. Tento tvar je možné částečně proložit k křivkou (pokud k = 1/2). Je pravděpodobné, že proudění i rotační eroze ledu kopíruje tvar této křivky a celkový tvar „schrundline karů“ tak vzniká jako interakce glaciální eroze a strukturních podmínek (HAYNES 1968). U jezera Laka je tuto hypotézu možné velmi dobře aplikovat (Obr. 100, bokorys). Je pravděpodobné, že vztah foliace (resp. puklinatosti) hornin a glaciální rotační eroze vedl k celkové modelaci formy (Obr. 100). Celková modelace karovité sníženiny je tedy ovlivněna současným projevem dvou synergicky působících faktorů a forem: o interakcí fluviální eroze založené na přítomnosti neaktivní zlomové linie (morfostrukturně podmíněnou fluviální sníženinou, kde se v souvislosti s její S–SV orientací více ukládal sníh) s glaciální rotační erozí, jež byla podmíněna polohou deflační sníženiny – zvyšující akumulaci sněhu zejména v západní části karovité sníženiny (Obr. 100, půdorys); o interakcí foliace a na ní založené puklinatosti krystalických břidlic s glaciální rotační erozí, která dotvořila celkový vzhled formy v době rozsáhlých zalednění (Obr. 100, bokorys). Morfometrickými charakteristikami glaciálně podmíněných forem se zabývaly HOUSAROVÁ & MENTLÍK (2004), kteří předpokládali, že pro vznik karů na Šumavě a v Bavorském lese je významná existence tektonických linií S–J směrů. Vzhledem k tomu, že v obou zájmových územích zkoumaných v této práci byly zjištěné převažující směry puklin SZ–JV (na krystalických břidlicích vzniklých odlehčením na základě foliace horniny) (Obr. 6 a 9), byla tato strukturní charakteristika zahrnuta do prezentovaného modelu shrnujícího možné hlavní souvislosti mezi morfologií karů a jejich základními morfostrukturními predispozicemi (Obr. 101). Doplnění převažujících směrů foliace (puklin) SZ–JV umožnilo vysvětlit převažující morfologicko-morfometrické charakteristiky tří karů, jimž byla z hlediska morfometrie v této práci věnována pozornost (kar jezer Prášilského, Černého a Laka) (Obr. 101). U karu Prášilského jezera výrazně převládají svahy s východní orientací, ale nacházíme zde i svahy orientované na JV a SV (Obr. 44). Je pravděpodobné, že kar Prášilského jezera (resp. níže položený kar komplexu schodovitého karu – Foto 3) vznikl jako „svahový kar“ na svahu s převažující SV orientací založeném na tektonicky podmíněné linii S–J směru. Pro vznik karu byla důležitá hranice hornin, kdy severní i jižní části karu jsou kontrolované strukturními vlastnostmi daných hornin (Obr. 8 a 101). U karu Černého jezera je pravděpodobné, že vznikl částečně na tektonicky predisponované linii směru S–J (významný podíl svahů s východní orientací – Obr. 44). Značný význam pro modelaci karu však zřejmě měly i směry SZ–JV podmíněné foliací (resp. puklinami vzniklými na foliaci těchto směrů). Na jejich základě vznikaly svahy s převážně SV orientací (Obr. 101 a 44). V případě Černého jezera je toto tvrzení neověřenou hypotézou, protože zde strukturněgeologická měření dosud nebyla prováděna. Můžeme však říci, že v generelní stavbě tento typ karů připomíná tzv. „L kary“ (cf. HAYNES 1968). U jezera Laka převládají svahy se SV orientací (Obr. 44), což je směr kolmý na hlavní směry foliace a puklin na krystalických břidlicích. Směry odpovídající převládajícím směrům puklin a foliace mají i skalní výchozy (plotny) zjištěné v karové stěně „vloženého karu“ jezera Laka. Pro celkovou morfologii karovité sníženiny však měla význam i tektonická linie směru S–J (viz výše, Obr. 100 a 101). 175


Obr. 101: Vazba morfologie sledovaných karů a jejich hlavních morfostrukturních predispozic (směry zlomů resp. geomorfologických linií 3. řádu a puklinatosti podmíněné foliací horniny)

S Kar Prášilského jezera - zlom směru S-J (svah s východní orientací ), hranice druhů hornin a jejich puklinatost; hlavní orien tace svah ů - JV, V a SV, které jsou kontrolovány puklina tostí granitů a směry folia cí krystalických břidlic tzv. svahový kar

zlom směr S-J

Kar Černého jezera - zlom směru S-J a foliace hornin SZ směrů ; převládající směry V, SV a případně sever; tzv. L kar

foliace SZ-JV kar jezera Laka založený částečně na existenci zlomu směru S-J, výrazně však kontrolován směry foliace SZ-JV (zadní strana karu); tzv. schrundline kar

SZ foliace SZ-JV

JV J

Ze srovnání velikosti 2D ploch a sklonů svahů vůči nadmořské výšce provedeného u jednotlivých karů (Obr. 39, 41 a 42), vyplývá, že společnou, i když různě se projevující charakteristikou karů, je existence dvou oblastí menších sklonů svahů (plošin) v různých nadmořských výškách. První takovou oblastí je zpravidla dno karu, zatímco druhá se projevuje jako zmírnění sklonů svahů v karové stěně. U schodovitého karu Prášilského jezera, kde je tato charakteristika nejvýraznější (Obr. 39), je výše položenou plošinou dno karu, který byl součástí glaciálního geosystému schodovitého karu, kdy led přecházel z výše do níže položeného karu (Obr. 88) (rozdíl ~70 m). Podobná plošina byla zjištěna i v rámci karovité sníženiny jezera Laka, a to jako dno „vloženého karu“ položené nad dnem „karovité sníženiny“, kde dnes leží jezero Laka (rozdíl ~55 m). Jak již bylo uvedeno výše, karovitá sníženina jezera Laka je polygenetickou formou, v níž byla glaciální činnost pravděpodobně nejvýraznější v západní části, kde vznikl v rámci větší karovité deprese „vložený kar“. Daná plošina odpovídá dnu tohoto „vloženého karu“, které se vyvíjelo v souvislosti s rotační erozní činností ledovce „vloženého karu“. Při deglaciaci zde pravděpodobně ležely zbytky ledovce nebo sněžník, ale ani intenzita procesů nebo doba po kterou se v těchto místech nacházely, nebyly s největší pravděpodobností dostatečné, aby mohly plošinu takové velikosti vytvořit. Pasivní moréna či „protalus rampart“ zde nebyly zjištěny. Je tedy pravděpodobné, že spíše než s deglaciací je existence plošiny jako výše položeného dna karu v karovité sníženině jezera Laka spojena s celkovým vývojem formy – asymetricky působící rotační glaciální erozí „vloženého karu“. U karu Černého jezera je zmírnění karové stěny přikládáno postupné deglaciaci oblasti a je dokládáno existencí formy označované jako „protalus rampart“, částečně hradící uvedenou sníženinu (VOČADLOVÁ & KŘÍŽEK 2005). Je však třeba říci, že výzkum se v okolí Černého jezera dosud zaměřoval zejména na akumulační tvary a v budoucnu lze očekávat další doplňující výsledky. 176


V rámci výzkumů morfogeneze obou zájmových území měly stěžejní význam glaciologickogemorfologické výzkumy, zejména pro jejich vazbu k formám dna údolí (u akumulačních forem) a rovněž jejich pozici vůči geomorfologickým formám na přilehlých svazích či hřbetech. V Tab. 32 je uvedeno srovnání zjištěných poznatků o zalednění z obou zájmových území. Tab. 32: Srovnání zjištěných poznatků o zalednění ze zájmového území v okolí Prášilského jezera a jezera Laka Označení zájmového území Morfostrukturní predispozice destrukčních glaciálních forem Morfochronologie zalednění odvozená na základě analýzy akumulačních a destrukčních glaciálních forem

Zjištěné hodnoty ELA pro jednotlivé fáze zalednění

Konec zalednění Zjištěné konstrukční glaciální formy

Zjištěné destrukční glaciální formy Poměr glaciálních sedimentů a velikosti destrukčních glaciálních forem Vazby glaciálních forem na formy ve hřbetových partiích Vazby glaciálních forem vzhledem k formám na dně údolí Tektonické holocenní pohyby

Zájmové území v okolí Prášilského jezera Vazba na geomorfologickou linii 3. řádu (totožnou se zlomem), rozhraní hornin, puklinatost granitů a foliace (puklinatost) krystalických břidlic Dvě na sebe navazující etapy zalednění dále členěné na další fáze; první etapa (nejrozsáhlejší zalednění) nebyla dále členěna; součástí druhé etapy bylo stádium ledovcového skalního (kamenného) ledovce, v bezprostředním okolí Prášilského jezera byly před deglaciací zjištěny dvě fáze zalednění, ve Staré jímce přítomnost ledovcové čočky Mladší etapa Starší etapa [m n. m.]; [m n. m.]; metoda výpočtu metoda výpočtu TPW-ELA TPW-ELA 1 079; MELM 1 118; THAR TP-ELA 1 240; TP-ELA 1 237; průměrná průměrná n. v. n. v. deflačních plošin deflačních plošin cca 13 ka BP Stupně a valy odpovídající čelním a bočním morénám, blokové pole odpovídající svrchní moréně, lalokovitá forma vzniklá činností ledovcového skalního (kamenného) ledovce Schodovitý kar skládající se ze dvou karů – aktivní zejména za mladší etapy, a uzávěr údolí (malý trog) modelovaný zejména v průběhu starší etapy zalednění Velikosti karu v podstatě odpovídající množství sedimentů Vazba na hřbetové deflační plošiny (u obou karů) s výraznými periglaciálními formami Vazba na strmý zřejmě termoerozní svah, svahový pediment a údolní dno Bez zjištěných pohybů lokální erozní báze v holocénu

Zájmové území v okolí jezera Laka Vazba na dvě geomorfologické linie 3. řádu (jedna zřejmě totožná se zlomem), vazba na foliaci (puklinatost) krystalických břidlic Dvě na sebe bezprostředně navazující etapy zalednění, první s dvěma fázemi (doložené paralelními valy boční morény); druhá etapa méně rozsáhlá, vázaná zhruba na dnešní jezerní pánev Starší etapa [m n. m.]; metoda výpočtu TPW-ELA 1 081; MELM TP-ELA 1 328; průměrná n. v. deflačních plošin

Mladší etapa [m n. m.]; metoda výpočtu TPW-ELA 1 148; THAR TP-ELA ?

? Stupně a valy odpovídající čelním a bočním morénám; ohraničující lalokovitou formu (bazální moréna) Kar vložený ve výrazné karovité sníženině částečně fluviálního původu, v době největšího zalednění přemodelované glaciální činností, glaciální zářez na hraně karu Oproti velikosti celé karovité sníženiny nápadně malé množství glaciálních sedimentů Vazba na vrcholovou deflační plošinu bez výraznějších periglaciálních forem Vazba na strmý zřejmě termoerozní svah, údolní dno a jednu říční terasu Pravděpodobné pohyby lokální erozní báze v holocénu

Z Tab. 32 je zřejmé, že u obou sledovaných zájmových území byly zjištěny dvě hlavní, dále členěné, etapy zalednění. Ke každé etapě jsou vázány glaciální (zejména konstrukční formy), u kterých je předpokládáno, že vznikaly za víceméně podobných geomorfologických podmínek. Členění etap (např. na oscilační morénové valy) vyjadřují jednotlivé předpokládané fáze zalednění. 177


Starší zalednění bylo v obou sledovaných územích výrazně rozsáhlejší a v zájmovém území v okolí Prášilského jezera zřejmě existoval malý údolní ledovec (viz Tab. 24). V zájmovém území v okolí jezera Laka bylo zalednění pravděpodobně vázáno na téměř celou karovitou sníženinu a rotační glaciální eroze vtiskla formě její dnešní cirkovitý ráz, u kterého je však pravděpodobné, že se vyvíjel již v průběhu předchozích zalednění, z nichž však nebyly prokazatelně zjištěny žádné konstrukční formy. Z konstrukčních forem vázané na nejstarší etapu zalednění byly v obou zájmových územích (Obr. 51 a 73) zjištěny čelní (valy a degradované valy – stupně) a boční morény (valy – lépe zachované v předpolí jezera Laka a degradované valy – stupně). V předpolí Prášilského jezera na tyto formy navazuje blokové pole, zřejmě relikt svrchní morény (žulové bloky se skalním řícením dostaly na povrch ledovce a po jeho roztopení byly uloženy jako eratika tvořící blokové pole). Starší zalednění v okolí Prášilského jezera bylo vázáno na uzávěr údolí, kde dnes leží Stará jímka (dodnes patrné stopy glaciální eroze i na svazích se západní orientací, prostorově navazující na konstrukční formy nejstarší etapy zalednění) (Mapa 1). Z usměrnění úlomků čelní morény nejstaršího zalednění (Obr. příl. O) vyplývá, že jako zdroj ledu měl (kromě samotného uzávěru údolí) již v té době význam i schodovitý kar dnešního Prášilského jezera. V předpolí jezera Laka jsou konstrukční formy starší fáze prezentovány lalokovitou formou (Obr. 73), která je od okolního terénu oddělena poměrně zachovanými bočními morénami – vnější a vnitřní (oscilační) val a stupněm – zřejmě degradovanou čelní morénou. V průběhu tohoto zalednění ledovec přesahoval hřbet (SZ položený od jezera), kde vznikla charakteristická forma pojmenovaná jako „glaciální zářez“. Pro starší etapu zalednění v okolí jezera Laka je charakteristická asymetrická poloha lalokovité formy (konstrukčního segmentu) vůči rozsáhlé karovité sníženině (destrukčnímu segmentu) (Mapa 2), u níž je předpokládána maximální ledovcová eroze v západní části (ve vazbě na deflační plošinu na vrcholu Plesné) a částečně fluviální původ (Obr. 100, Mapa 2). Mladší etapa zalednění v okolí Prášilského jezera zřejmě navázala na roztopení ledovce rozsáhlé nejstarší etapy zalednění, kdy zbytky ledu přetrvávající podél strmého svahu s převažující východní orientací, byly činností svahových procesů překrývány deluviem, jehož lithostatický tlak způsobil pohyb („tečení“) ledu. Vznikl tak ledovcový skalní (kamenný) ledovec, který zde vytvořil lalokovitou formu protaženou podél strmého svahu s převažující východní orientací (max. délka 1 460 m, max. šířka 330 m, max. mocnost 12 m – Mapa 1) tvořenou částečně glaciálními (zejména čelo formy) a deluviálně-glaciálními sedimenty (zbytek formy) (Obr. 51 a 56). Po této fázi navazovala fáze další, vázaná zejména na schodovitý kar dnešního Prášilského jezera (Obr. 61), který nejprve fungoval jako kaskádový glaciální systém. Později bylo zalednění vázáno pouze na kar Prášilského jezera, což je doloženo dvěma morénovými valy v těsném předpolí jezera (Obr. 88). Oproti tomu ve Staré jímce v té době zřejmě existovala ledovcová čočka, která byla překrývána deluviálními (zejména murovými) sedimenty. Ty v předpolí Staré jímky vytvořily poměrně rozsáhlý val se strmou proximální a mírnou distální stranou (Obr. 89). Tyto charakteristiky (strmá proximální a mírná distální strana) jsou typické pro většinu morénových valů v okolí Prášilského jezera (Obr. 29 a 31), což svědčí o možném významu svahových procesů při dotváření těchto forem, které se (alespoň v některých fázích jejich vývoje) mohly vyvíjet jako pasivní morény. V rámci druhé etapy zalednění v zájmovém území v okolí Prášilského jezera byly nejdůležitější destrukční tvary oba kary schodovitého karu Prášilského jezera s přilehlými deflačními (hřbetovými) plošinami (Obr. 57 a Mapa 1), v poslední fázi pouze samotný kar Prášilského jezera. Zalednění v zájmovém území v okolí Prášilského jezera skončilo asi 13 ka BP. Druhá etapa zalednění v okolí jezera Laka je z akumulačních glaciálních forem prezentována valem nacházejícím se v těsné blízkosti hráze jezera. Val je paralelní s osou jezera (resp. údolí) 178


a vznikl zřejmě usazením sedimentů spojených s glaciální erozí hřbetu položeného SZ od jezera, a to v době, kdy ledovec byl těsně před deglaciací vázán přibližně na oblast dnešní jezerní pánve. Tu oproti okolnímu terénu (patrné zejména na svahu se SZ orientací) výrazně přehloubil. Na Šumavě je obvykle uvažováno pouze o zalednění würmském (Tab. 34), ale zejména velikost zkoumaných karů nasvědčuje tomu, že zalednění probíhala minimálně i v rissu. Potom by se přechod mezi tektonickým zdvihem provázeným termoerozí a zaledněním posunul zřejmě do středního pleistocénu (Obr. 104). Po deglaciaci v obou sledovaných oblastech následovala paraglaciální fáze, jež byla významnější v zájmovém území v okolí Prášilského jezera. Zde docházelo ke vzniku poměrně mohutných osypů (opadáváním) a murové činnosti (vznik murových úžlabí a murových akumulačních kuželů) (Obr. 63). Jeden z murových akumulačních kuželů přehradil Starou jímku a vytvořil zde ~3,6 m hluboké, pozdně glaciální jezero. Jezero bylo zazemněno ~3,39 ka BP. Paraglaciální fáze v zájmovém území v okolí jezera Laka byla podstatně méně výrazná a v jejím průběhu je pravděpodobná zvýšená intenzita skalních skluzů, které jsou nejrozšířenějším svahovým procesem poměrně výrazně se projevujícím i v dnešní době. Geneze jednotlivých geomorfologických forem byla prokazována pomocí interdisciplinárního výzkumu, kdy byly kromě metod relativního a absolutního datování používány metody biologické (pylová analýza) a geologické (analýza tvarů a zaoblení klastů, zrnitostního složení a SEM). Ne vždy byly výsledky těchto metod v naprosté shodě s geomorfologickými výzkumy a v některých případech se vzájemně neshodovaly výsledky použitých negeomorfologických metod (jednotlivé případy jsou rozebírány u konkrétních forem). Geneze formy byla považována za prokázanou v případě, že se výsledky shodovaly minimálně u dvou výstupů z jednotlivých analýz. Například, podle výsledků SEM a analýzy směrů klastů se jednalo o glaciální sedimenty, ale podle zaoblení klastů byly výsledky shodné se sedimenty ledovcového skalního (kamenného) ledovce. Pak byla (po zvážení prostorových vazeb zjištěných geomorfologickým mapováním) forma označena jako glaciální. Výstupem shrnujícím výsledky některých sedimentologických metod je RA/C40 pravoúhlý diagram (Obr. 102). Obr. 102: RA/C40 diagram shrnující výsledky analýz tvaru a zaoblení klastů z obou zájmových území

a 95

Zaoblení (RA)

85

b

75 65 55 45

c

35 25 25

35

45

55

65

75

85

95

Tvar (C40) shluk murových klastů a klastů z kamenného moře shluk klastů skalního (kamenného) ledovce, klastů ze Staré jímky a glaciálních sedimentů z předpolí jezera Laka klasty morény nejstaršího zalednění v předpolí Prášilského jezera

179


Na Obr. 102 můžeme na základě srovnání zaoblení a tvaru klastů vymezit tři rozdílné typy sedimentů. Shluk a představuje sedimenty, které jsou nejméně opracované a byly transportovány na nejkratší vzdálenost. Jedná se o sedimenty murových akumulací (paraglaciálních i holocenních) a úlomků z kamenného moře pod Skalkou (Obr. příl. T, U a X). Výsledky nasvědčují tomu, že délka transportu u těchto sedimentů byla velmi krátká a v případě úlomků z kamenného moře se prokazatelně jedná o typické rulové hranáče, u kterých můžeme předpokládat vznik kongelifrakcí – téměř bez znatelného opracování částic následným transportem. V případě shluku b (Obr. 102) se jedná o klasty pocházející z obou lalokovitých forem – v okolí Prášilského jezera je vznik této formy přičítán ledovcovému skalnímu (kamennému) ledovci a v případě předpolí jezera Laka jde zřejmě o glaciální akumulaci (v jednom případě boční moréna prokázaná pomocí SEM a orientace klastů) (Obr. příl. P, R, S, V a W). V tomto případě (Obr. 102) se nepodařilo prokázat rozdíl mezi glaciálními sedimenty a sedimenty vzniklými činností ledovcového skalního (kamenného) ledovce, což svědčí o přibližně podobných fyzikálních procesech probíhajících v rámci obou předpokládaných geomorfologických procesů i podobné délce transportu klastů. Zcela atypické, svědčící o delším a zřejmě čistě glaciálním transportu (který dokládá i přítomnost striace u dvou klastů), jsou sedimenty nejstaršího zalednění z předpolí Prášilského jezera (označení c, Obr. 102 – Obr. příl. O). To potvrzuje hypotézu, že toto zalednění mělo poněkud odlišný charakter a jednalo se spíše o malý údolní ledovec, kdy intenzita glaciálních procesů byla výraznější. U přilehlých hřbetů a vrcholových partií v obou zájmových územích (i s ohledem na jejich vazbu ke glaciálním formám) můžeme vymezit čtyři základní typy hřbetů a vrcholových partií. Jejich diferenciace vyplývá zejména z rozdílné nadmořské výšky, ale také z odlišné orientace vůči převládajícím směrům větrů a pestrosti strukturně-geologických podmínek (Obr. 103): o vrcholové plošiny, na kterých nebyly zjištěny výraznější skalní formy; periglaciální formy na přilehlých svazích nejsou příliš výrazné; mají úroveň nad 1 300 m (např. vrcholová plošina Poledníku nebo Plesné – zde vazba na zalednění v okolí jezera Laka); výjimkou je vrcholová plošina Ždánidel s pestrou horninovou skladbou (a výraznými periglaciálními tvary); o hřbetové plošiny s četným výskytem skalních forem (tory, skalní hradby) na přilehlých svazích s teplou orientací kamenná moře (resp. geliflukční svahy – Foto 13 a 14) u svahů s chladnou orientací vazba na zalednění (schodovitý kar Prášilského jezera – Foto 3) jinak malý výskyt geliflukčních forem; nadmořská výška plošin přibližně mezi 1 100–1 250 m; příkladem je hřbetová plošina mezi Poledníkem a Skalkou nebo plošiny na Jezerním hřbetu (východně od Poledníku) i hřbetová plošina mezi Ždánidly a Dřevěnou holí; o klesající hřbety místy s výskytem plošin; občasný výskyt skalních útvarů (většinou skalní hradby); na svazích s teplou orientací občasný výskyt kamenných moří (resp. geliflukčních svahů) menšího rozsahu; bez vazby na zalednění, ale s předpokládanou vazbou na fluviální systém (postupný pokles nadmořské výšky hřbetů směrem k lokální erozní bázi); o strmé hřbety v podobě spíše trojúhelníkových svahů; zřejmě se jedná o části rozčleněného zlomového svahu; v dolní části přecházející v plošiny charakteru údolních pedimentů náležících ke Kocháňovským pláním. Na svazích přiléhajících ke hřbetovým plošinám byly geomorfologické formy a procesy vedoucí k jejich vzniku spíše než nadmořskou výškou ovlivněny orientací vůči světovým stranám. Vzhledem k tomu, že obě údolí mají v podstatě S–J směr, svahy s chladnou orientací jsou orientované na východ, a naopak, teplá orientace je prezentována svahy převážně západními (Obr. 103).

180


Obr. 103: Schéma vyjadřující vztahy hřbetových a svahových procesů (ovlivněných orientací svahů a nadmořskou výškou)

Sniž ování hřbetů kryopla nací (g eliflu kce, nivace, kon gelifrakce...); na svahu vý razná geliflukce (vzn ik geliflu kč ních svahů a rozsáhlých úpadů)

Existence le dovcové neb o firnové čapky - ochran ný efek t; v ýrazné zpom alení kryoplanačních proc esů na plošině

Snižování hřbetů kryo planací (geliflu kc e, nivace, kongelifrakce...); na svahu nevý razná geliflukce (promrznutí - útlum svahových procesů)

Ploc hé hřbety s č etnými skalním i Vrcholové plo šiny téměř Sv ažující se hřbety b ez skalních útv arů útv ary

Vaz ba na f luviál ní systém (snižování hřbetu)

Bez vazby na fluviáln í s ys tém (zachované relikty zaro vnaných pov rchů)

Geliflukce (snižování hřbetů); nevýrazná geliflu kc e n a svazích (promrznut í - útlum svahovýc h procesů)

V

S-SV

Z

Polyg enetické hřbety výrazn ě o vlivn ěné geliflukcí s vazbou na flu viáln í syst ém; na sv azích nev ýra zná geliflukce

Údolní pediment

Relikty etchplain u, výrazně přemode lov an é, kryopla nací (geliflukce, nivac e, kongelifrakce); na sv azích nevýrazná geli fluk ce

Geli flu kce (snižování hřbetů ); výrazná gel iflukc e na svazíc h

Převažující orientace svahů Morfologie ÚP SS hřbetů Vztah k fluviálnímu systému

Polygen eti ck é h řbety a sv ahy výraz ně ovliv ně né ge liflukcí s vazb ou na fluviální s ystém

Relikty etchplainu v kry omérec h nad klimatickou sněžnou čárou, chráněné ledovcovou ne bo firno vou čapkou, na přilehlýc h svaz ích s tepl ou orientací intenzivní ge lif lukce (tavné vody )

Zlomový svah

Předpokládané periglaciální procesy v kryomérech pleistocénu

Zlomový svah

Údolní pediment

Morfogenetická interpretace

Re lik ty etchplainu, v ýrazně přemodelované, kryo planací (geliflukce, nivace, kong elifrakce); na svazích výrazné geliflukční tvary (ge liflukční svahy a svahové úpady)

Ploché hřbety s četnými skalními útvary

Bez vazby na fluviální systém (zachované relikty zarovnaný ch po vrchů)

Svažu jíc í s e hřb ety

Bez vazby na fluviáln í systém (za chované relikty zarovnaný ch povrch ů)

SS

ÚP

Vazba na fluvi ální systém (snižování h řbetu )

m n. m . 1 250 1 100

1 000

SS - s trmé hřbety

rozsáhlý svahový úpad

s kalní výchoz (to r, skalní hradba)

kar v uzávěru údolí (S orientace)

pokryv sněhu nebo ledu

kar na svahu s východní orientací

oro grafická sněžná čára

ÚP - úpatní plošiny ZS - z lomo vý sv ah akumulace geliflukč ních sedimentů termoe roze promrzlého svah u boční erozí toku relikty svahového pedimentu

k limatick á sněžná čára

ge liflukční sv ah

výraz ná geliflukce

Svahy s teplou orientací jsou charakterizovány formami, u nichž měla rozhodující podíl výrazná geliflukční činnost způsobovaná rozmrzáním permafrostu a pohybem činné vrstvy (Obr. 103). Svahy jsou charakteristické těmito formami: o akumulacemi v horní části charakteru geliflukčních svahů; o geliflukčními akumulacemi ve spodní části svahů; o rozsáhlými formami charakteru úpadů. Svahy s chladnou orientací naopak zůstávaly promrzlé a geliflukční procesy zde pravděpodobně byly poměrně nevýrazné (nebyly zde zjištěny formy svědčící o geliflukčních pohybech). Oproti svahům s teplou orientací zde jsou zachované relikty starších forem – svahových pedimentů. Naopak, v kryomérech pleistocénu zde byla (v souvislosti s polohou a rozlohou vrcholových či hřbetových deflačních plošin) výrazně snížená orografická sněžná čára, a tedy zde vznikaly karové ledovce (jako v případě schodovitého karu Prášilského jezera). Ve spodních částech byly zmrzlé svahy podkopávány boční erozí vodních toků, což bylo příčinou vzniku výrazné sklonové asymetrie údolí (strmější svahy s chladnou – východní orientací) (Obr. 103). U hřbetových a vrcholových plošin je důležité, že sloužily jako deflační plošiny a byly tak významným prvkem glaciálních geosystémů. Množství odvátého sněhu (a sněhu akumulovaného v karech) bylo tedy podstatně vyšší, pokud plošiny byly pokryty ledovcovou nebo firnovou čapkou, která zde do jisté míry zastavovala nebo zpomalovala kryogenní procesy – takzvaný ochranný (self protected) účinek sněžníků nebo ledovců s chladnou bází, jak je znám z literatury (THORN & HALL 2002). Naopak, na přilehlých svazích a níže položených hřbetech kde stálý pokryv sněhu (ledu) nebyl vyvinut, mohly být periglaciální procesy velmi výrazné. Tak je možné vysvětlit podstatně méně vyvinuté (resp. chybějící) skalní formy na výše položených plošinách (většinou vrcholové plošiny), a naopak, velké množství kryogenně přemodelovaných skalních forem na zhruba o 100 m níže položených plošinách hřbetových. Závěry vyplývající ze srovnání 181


hřbetových a vrcholových plošin v obou zájmových územích je možné shrnout následovně: o prostorové uspořádání vrcholových a níže položených hřbetových (případně sedlových plošin) není možné vysvětlit přítomností přímé (nebo přímých) tektonických linií, jež by umožňovaly rozčlenění vrcholových a hřbetových plošin působením tektonických pohybů; o níže položené hřbetové plošiny leží na protilehlých stranách údolí ve velmi podobných nadmořských výškách, z čehož je možné vyvozovat: a) plošiny jsou pozůstatkem jednoho zarovnaného povrchu sníženého erozně-denudačními procesy; b) pozůstatky tohoto zarovnaného povrchu na protilehlých stranách údolí nebyly rozčleněny vertikálními tektonickými pohyby; Je tedy pravděpodobné, že vrcholové a hřbetové plošiny jsou pozůstatky jednoho původního zarovnaného povrchu s vertikálním rozčleněním přibližně 100 m. Rozčlenění v tomto případě však není způsobeno ve sledovaných územích tektonicky, ale je způsobené činností exogenních procesů. Výsledky analýzy reliktů zarovnaných povrchů je možné shrnout v následující hypotézu: o původní zřejmě paleogenní zarovnaný povrch charakteru lateritizovaného etchplainu (ve smyslu BÜDELA 1982)měl vyvinutou mocnou vrstvu zvětralin (SMALL 1970 uvádí tuto mocnost v oblastech teplého a humidního klimatu kolem 100 m). Mocnost této vrstvy však nebyla všude stejná, ale byla diferencována na základě rozdílných strukturních podmínek (zejména puklinatosti). o Při postupném zdvihu docházelo postupně k odnosu zvětralinového pláště (na to, že se odnos zvětralin zastavil v blízkosti bazální zvětrávací plochy, je možné usuzovat podle přítomnosti žokovitých bloků na žulách). o Po vyzvednutí do zhruba současných nadmořských výšek došlo k ochlazení. V glaciálních období byla poloha klimatické čáry položena tak, že nejvyšší partie byly pokryty firnovišti nebo ledovcovými čapkami s chladnou bází (v době starší etapy zalednění předpokládaná výška ~1 250 m n. m.). o Ledovcové (resp. firnové) čapky chránily výše položené partie (většinou již predisponované v průběhu vývoje původního zarovnaného povrchu jako partie s větší odolností hornin) a naopak, zvýšená kryoplanace probíhala na níže položených hřbetech, čímž se diference mezi „vyvýšeninami“ a „sníženinami“ původního zarovnaného povrchu ještě zvětšovala. Tak docházelo k další denivalaci původního zarovnaného povrchu (resp. jeho bazální zvětrávací plochy). Na některých místech (zejména u níže položených hřbetů) došlo zřejmě až k „přehloubení“ bazální zvětrávací plochy. Intenzita a doba trvání působení tohoto „selektivního snižování“ byla u podobně predisponovaných míst zřejmě přibližně stejná, takže výsledné rozdíly v nadmořských výškách jednotlivých hřbetových plošin (byť na protilehlých stranách údolí) nejsou příliš výrazné. Tato hypotéza je pouze pokusem o interpretaci skutečností zjištěných ve dvou sledovaných zájmových územích. Její verifikace nebo falsifikace může být provedena konfrontací s výzkumy z jiných částí Šumavy (viz kap. 8). Na základě detailní analýzy profilu svahu s východní orientací v zájmovém území v okolí Prášilského jezera (Obr. 50) je možné říci, že v oblasti dochází ke střídání období relativního tektonického klidu, kdy se vytváří údolní dno (resp. svahový pediment) a období tektonického zdvihu, kdy v reakci na zdvih působí hloubková eroze a údolní dno (svahový pediment) je prořezáváno. Na základě prostorových a morfostratigrafických vztahů glaciálních (valy či stupně čelních morén), fluviálních (říční terasa a výplň dna údolí), termoerozních (strmá spodní část svahu s chladnou orientací) a erozně-denudačních forem (pedimenty) na dně obou údolí je možné stanovit schéma morfostrukturního vývoje obou zájmových území (Obr. 104). Na Obr. 104 jsou shrnuty předpokládané etapy vývoje obou zájmových území, která mají společnou erozní bázi – Kocháňovské pláně (dnes atakované zpětnou erozí Křemelné). 182


Obr. 104: Srovnání předpokládaného morfostrukturního vývoje obou zájmových území (stanovené na základě analýzy forem údolních den a přilehlých svahů)

Svrchní pleistocén (holocén)

?

Sřední pleistocén

Terciér a spodní pleistocén

Prášily

Schema morfologických vazeb údolního dna a přilehlých forem

Pedimentace - vznik pedimentu v úrovni Kocháňovských plání (základní pedimenty), několik fází spojených se zdvihy podél zlomu (zvedala se celá kra, za vzniku údolí S-J, jež vzniklo na pasivní morfostruktuře - starý, neaktivní zlom). Zdvih (cca 40 m)

Laka Pedimentace - různé fáze zatím není možné jednoznačně prokázat; vznik základního pedimentu v úrovni Kocháňovských plání.

Komplikovaný tektonický vývoj - zdvih kry Hůreckého vrchu a tím i vyzdvižení pedimentu, výška zdvihu cca 100 m.

Současně se zdvihem termoeroze a geliflukce vznik asymetrického údolí.

Současně se zdvihem termoeroze a geliflukce - vznik asymetrického údolí.

Zalednění a relativní tektonický klid, lokální erozní báze - úroveň Kocháňovských plání.

Zalednění a tektonický neklid nestabilní úroveň lokální erozní báze (Kocháňovské pláně), po zalednění prořezávání údolního dna (okolí Staré Hůrky) v holocénu asi o 10 m. p edi men t

ped iment ped iment termoerozní svaht

svah se západn í orientací údolní dno

termoerozní svaht

údolní dno

údolní dno

říčn í terasa

hol océnní přehloubení

Vývoj současného reliéfu můžeme začít sledovat od doby, kdy byly v oblasti Kocháňovských plání vyvinuté pedimenty (údolní i svahový) – dále označované jako „základní pedimenty“. K jejich vývoji docházelo zřejmě v pliocénu a mohl pokračovat (jako vývoj kryopedimentů) i ve spodním pleistocénu. V obou zájmových územích pak pravděpodobně došlo k intenzivnějším tektonickým pohybům, které tento pediment rozlámaly. V zájmovém území v okolí Prášilského jezera údolní pediment zůstal zachován v podobě rozsáhlých hřbetových plošin na obou stranách údolí a svahový pediment na svahu s převažující V orientací – velikost pohybu zde byla asi 40 m. V zájmovém území v okolí jezera Laka byl v tomto období vývoj podstatně složitější. Velikost pohybu mohla být až okolo 100 m a současně zde došlo ke zdvihu kry Hůreckého vrchu. Základní pediment zde zůstal zachován v podobě plošiny v okolí Staré Hůrky. Je pravděpodobné, že sedlo mezi Hůreckým vrchem a Plesnou na kterém se nachází Stará Hůrka bylo v minulosti protékáno, což se podařilo částečně prokázat existencí rulových úlomků na žulovém podloží, a to na velmi ploché sedlové plošině. Z morfologie sedla vyplývá, že je velmi nepravděpodobné, aby sem byly tyto úlomky přineseny svahovými procesy. Naopak, je možné, že se jedná o fluviálně přemístěné usazeniny, o čemž svědčí i spodní písčitá část profilu provedeného vrtu (vrt 1, Tab. 20). Pro vzhled georeliéfu ve spodní části zájmového území v okolí jezera Laka, tedy zřejmě mělo stěžejní význam říční pirátství krátkého konsekventního 183


toku tekoucího mezi Hůreckým vrchem a Dřevěnou holí, který načepoval Jezerní potok tekoucí v té době k severu (výrazná spodní část údolí Drozdího potoka). Je pravděpodobné, že k říčnímu pirátství došlo v souvislosti s tektonickým zdvihem. Jedná se o částečně ověřenou hypotézu, kterou bude nutné verifikovat či falsifikovat dalším výzkumem. Zdvih v obou zájmových územích provázela hloubková eroze, která rozčlenila původní (základní) svahový pediment (navazující na rozsáhlejší pediment údolní), jehož relikty zůstaly zachovány v obou zájmových územích (relikt tohoto svahového sedimentu výrazný zejména v zájmovém území v okolí Prášilského jezera – kap. 6.4.1.2; Obr. 104). Hloubková eroze zřejmě probíhala v jednom z kryomérů pleistocénu, protože v obou územích jejím působením vzniklo výrazně asymetrické údolí svědčící o působení termoeroze u svahů s chladnou (východní) orientací. Po skončení tektonické fáze následovalo zalednění. V zájmovém území v okolí Prášilského jezera se jedná o relikty nejstaršího zalednění, které jsou uloženy jak na dnešním údolím dnu, tak na starém svahovém pedimentu zachovaném na levé straně údolí (resp. na svahu s východní orientací). To nasvědčuje tomu, že tektonické pohyby provázené hloubkovou erozí probíhaly před začátkem tohoto zalednění (tedy zřejmě ve středním pleistocénu), a že po celý holocén byl v údolí Jezerního potoka (vytékajícího z Prášilského jezera) relativní tektonický klid (neporušené holocenní dno údolí). V okolí jezera Laka byl vývoj od rozlámaní „základního pedimentu“ podobný, s tím rozdílem, že starší etapa zalednění je doložena i jednou říční terasou (což může dokládat pokles lokální erozní báze mezi etapami zalednění), ale navíc bylo zjištěno proříznutí údolního dna zvýšenou zpětnou erozí Jezerního potoka (hloubka proříznutí až 10 m) navázaného na glaciální sedimenty. Tato skutečnost svědčí o pohybu lokální erozní báze v holocénu. Z výše uvedeného vyplývá, že obě zájmová území se nachází na poměrně rozsáhlých rigidních krách s přemodelovanými velmi starými formami reliéfu (relikty zarovnaných povrchů ve vrcholových partiích) a s výrazně se projevující pasivní morfostrukturou. Obě kry se však pohybují vůči Kocháňovským pláním, které zřejmě představují samostatnou morfostrukturu. O tom, že se jedná o mladý (holocenní) zdvih „kry jezera Laka“ svědčí geomorfologické důkazy (prořezávání údolního dna vázaného na poslední etapu zalednění), zatímco „kra Prášilského jezera“ zůstává po celý holocén v relativním klidu. Vyloučit zatím nelze ani předpoklad, že zvýšená zpětná eroze u „kry jezera Laka“ je způsobena postupující zpětnou erozí Křemelné, i když z analýzy podélných profilů Křemelné a Jezerního potoka (vytékajícího z jezera Laka) tato skutečnost nevyplývá. Předložená hypotéza tektonického uspořádání a vývoje vzhledem k rozsahu práce řeší vztahy Kocháňovských plání a přilehlých oblastí v kterých se nachází obě zájmová území. Ze závěrů je možné definovat širší regionální souvislosti jako pracovní hypotézy, které je možné ověřit nebo vyvrátit dalším výzkumem. Jako nejvýznamnější recentní geomorfologický proces byla v obou zájmových územích zjištěna fluviální eroze a akumulace. U karových stěn mají značný význam i svahové procesy, jako mury a opadávání skalních úlomků (v zájmovém území v okolí Prášilského jezera) a skalní skluzy (v zájmovém území v okolí jezera Laka). Dilatometrickými měřeními prováděnými v průběhu jednoho roku byly zjištěny pohyby skalních bloků tvořících žulové skalní defilé nad Prášilským jezerem. Charakter a intenzitu pohybů není na základě ročních měření zatím možné přesněji určit.

184


8 Diskuse Pro vznik karů v obou zájmových územích byly důležité strukturní geologické podmínky (puklinový systém granitů a krystalických břidlic – ve druhém případě výrazně ovlivněný foliací hornin). Stěžejní význam puklinového systému granitů pro tvar karu Plešného jezera uvádí i VOTÝPKA (1979, s. 65), kdy jako jeden z dominantních (početně silnějších) puklinových systémů uplatňujících se v jihovýchodním křídle karové stěny nad Plešným jezerem byl zjištěn směr 25– 40°, přičemž směr významný pro modelaci granitové části karové stěny Prášilského jezera byl zjištěn na 20–50°. Shoda směrů puklinových systémů granitů zjištěných v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera s výsledky publikovanými V OTÝPKOU (1979) z okolí Plešného jezera je celkově poměrně výrazná. VOTÝPKA (1979) uvedl z karu Plešného jezera 6 významných směrů, z čehož čtyři se buď překrývají nebo bezprostředně navazují na zjištěné převládající směry puklin naměřené v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera (Tab. 33). Tab. 33: Srovnání puklinových systémů zjištěných na granitech v povodí Jezerního potoka (vytékajícího z Prášilského jezera) a v okolí Plešného jezera Oblast a zdroj Okolí Plešného jezera Povodí Jezerního potoka (VOTÝPKA 1979) vytékajícího z Prášilského jezera (MENTLÍK 2005b) 25–40 20–50 85–90 85–90 280–290 ? Směr puklinového systému 70–75 ? 300–305 300–310 320–330 330–345 U karu Malého javorského jezera předpokládají RAAB & VÖLKEL (2003) souvislost protaženého tvaru karu s převažujícím směrem foliace (osa karu je v tomto případě paralelní se směrem foliace). Tato skutečnost je považována za jeden ze stěžejních faktorů pro celkovou morfologii karu (resp. jeho výrazné protažení ve směru S–J). Taková vazba foliace a tvaru karu vytváří další variantu vazby morfologie karů a morfostrukturních podmínek (Obr. 101). Je pravděpodobné, že morfostrukturní podmínky (směr foliace S–J) ve skupině Javor–Kaitersberg jsou odlišné od podmínek v Debrnické a Železnorudské hornatině, což odpovídá i odlišnému tektonickému vývoji této skupiny (J. B ABŮREK – ústní sdělení). Kromě karů je morfostrukturní predispozice předpokládána i u poměrně rozsáhlých forem, které mají charakter svahových úpadů. Od „klasických“ svahových úpadů popisovaných z České vysočiny se však formy zjištěné v obou zájmových územích liší zvláště velikostí, resp. šířkou (délka ~1 395 m, šířka ~1 128 m). CZUDEK (2005b, s. 82–84) uvádí u úpadů v Českém masívu převažující délku okolo 1 500 m, ale maximální šířku pouze do 400 m – u svahových úpadů jsou tyto morfometrické charakteristiky (zejména délka) ještě o něco menší. Je pravděpodobné, že podstatně výraznější šířka zjištěných forem je způsobena jejich tektonickými predispozicemi, a také tím, že se nachází (alespoň u jezera Laka) částečně v uzávěru údolí. Tyto skutečnosti jsou v souladu s poznatky uváděnými CZUDKEM (2005b, s. 83–84), který na základě výzkumů z Nízkého Jeseníku uvádí nejlepší podmínky pro vývoj úpadů v oslabených zónách většího rozpukání hornin a na tektonických liniích (kde se v pleistocénu hromadila vlhkost a podzemní led). Na větší velikost zjištěných forem mohla mít také značný vliv vyšší nadmořská výška a tedy pravděpodobně delší trvání periglaciálních podmínek. Teplá orientace svahu zde byla příčinou zvýšené insolace a ohřívání svahu, které mohlo vyvolávat opakované tání permafrostu a vyšší míru geliflukce. 185


Morfologické analýzy okolí glaciálně podmíněných jezer byly v minulosti někdy prováděny jako doplněk limnologických výzkumů. Na rozdíl od batymetrických měření, která jsou kvalitním zdrojem informací doplňujícím zejména DMR daných oblastí, se výsledky morfologických analýz (ZBOŘIL 1996, JANSKÝ & ŠOBR 1999) ukázaly být často v rozporu s výstupy z geomorfologických výzkumů (viz kap. 4.3). Vzhledem k morfologii karové sníženiny v níž se nachází jezero Laka není možné souhlasit s tvrzením JANSKÉHO & ŠOBRA (1999) – viz kap. 4.4, že v karové stěně jezera Laka se nachází tři stupně (viz Obr. 36), které by souvisely s ústupem ledovce. Rovněž zmírnění sklonu ve spodní části stěny (cf. JANSKÝ & ŠOBR 1999) není s velkou pravděpodobností způsobeno akumulací úlomků pocházejících z horní částí karové stěny, ale naopak, vzhledem k hloubce permanentních svahových erozních rýh, které se zde nachází, a tomu, že minimálně na jednom místě byl zjištěn vystupující skalní podklad, je zde mocnost zvětralin zřejmě maximálně do několika metrů. Celková morfologie karovité sníženiny v níž se nachází jezero Laka zřejmě odpovídá interakci glaciální rotační eroze typické pro karové ledovce a strukturních podmínek (zejména foliace a na ní závislých puklin). Tento typ karu (členění na základě morfologie) je popisován ve světové glaciologické literatuře jako „schrundline kar“ (viz např. HAYNES 1968 a zde uvedené odkazy). I když je Šumava ve srovnání s ostatními částmi Českého masívu poměrně málo geomorfologicky prozkoumaná, oblastem s glaciální genezí byla v rámci geomorfologických výzkumů věnována zvýšená pozornost. Přesto je shrnutí výsledků těchto výzkumů dosti obtížné, zejména pro rozdílné použité metody výzkumu a různou interpretaci jednotlivých glaciálních forem i jejich komplexů. V Tab. 34 jsou shrnuty morfologické projevy zalednění, tak, jak jsou uváděny různými autory poválečných výzkumů z různých částí Šumavy. Tab. 34: Srovnání morfologických projevů zalednění z různých částí Šumavy; podle různých autorů spolu s předpokládaným obdobím jejich vzniku Oblast zalednění Morfologický projev Autor (autoři) Severní kar Roklanu 4 morénové valy, (würm) (PFAFFL 1998) Velké javorské 4 morénové valy, (würm) (PFAFFL 1998) jezero Malé javorské jezero 4 morénové valy, (würm) (RAAB &VÖLKEL 2003) Bazální bloková akumulace (zřejmě Plešné jezero kryogenní), čelní moréna a pasivní moréna (VOTÝPKA 1979) hradící jezero – 2 glaciální fáze (würm) (VOČADLOVÁ Černé jezero Nejméně 3 generace morén & KŘÍŽEK 2005) 3 morénové valy a lalokovitá forma ledovcového skalního ledovce – vymezené Prášilské jezero Tato práce dvě hlavní etapy zalednění členěné na 4 fáze, (würm) 3 morénové valy členěné do dvou hlavních Jezero Laka Tato práce etap zalednění, (würm) Z Tab. 34 je zřejmé, že geomorfologické projevy zalednění byly v různých částech Šumavy různé (částečně také mohly být odlišně interpretované – např. terénní stupně nebyly považovány za degradované morény apod.). Zřejmě se však lišila i intenzita zalednění, což je možné přičíst různým podmínkám v daných oblastech (morfostrukturní podmínky, výška a orientace karové stěny, velikost deflační plošiny a její vzdálenost od karu atd.). V obou řešených územích byly zjištěny formy odpovídající dvěma hlavním etapám zalednění. Dvě hlavní glaciální fáze předpokládá z okolí Plešného jezera i VOTÝPKA (1979). Z německé strany jsou k dispozici výsledky ze tří oblastí (Tab. 34), kdy ve všech oblastech autoři zjistili 4 generace čelních či bočních morénových valů, na jejichž základě předpokládají čtyři etapy 186


würmského zalednění. To by odpovídalo čtyřem předpokládaným würmským stadiálům (cf. PREUSSER 2004). Faktem ale je, že i v samotných Alpách se většinou zachovaly pouze glaciální sedimenty z LGM (last glacial maximum) (Východní Alpy), případně stopy po 2 (maximálně třech) zaledněních v Západních Alpách. Není tedy zřejmě možné přičítat každému morénovému valu jedno zalednění, ale spíše mezi nimi hledat morfochronologické souvislosti. V okolí Malého javorského jezera (RAAB & VÖLKEL 2003) je přítomnost čtyř generací bočních morén doložena kopanými profily, kdy se zdá, že stejně jako v územích řešených v této práci, bylo nejstarší zalednění nejrozsáhlejší a nejméně rozsáhlé zalednění naopak nejmladší. Větší intenzitu zalednění (zde však spíše větší diferenciaci glaciálních forem) je v případě Malého javorského jezera možné vysvětlit vhodnějšími podmínkami pro zalednění (rozsáhlé deflační plošiny mezi Velkým a Malým Javorem v nadmořské výšce nad 1 300 m, čistě severní orientace uzávěru údolí, poměrně velká rozloha deflačních plošin apod.). Tab. 35: Srovnání předpokládané maximální velikosti ledovce z okolí jezera Laka, Prášilského jezera a Malého javorského jezera Maximální Maximální šířka Předpokládaná Konec Oblast délka [m] [m] mocnost [m] v [m n. m.] Malé javorské jezero (RAAB 2 600 800 115 830–880 & VÖLKEL 2003) Prášilské jezero 2 060 760 51 1 025 Jezero Laka 1 320 500 50 1 045 Různorodost zalednění v různých částech Šumavy se promítá i v předpokládané maximální velikosti ledovce. Ta byla dosud počítána u tří oblastí (Tab. 35). Největší ledovec se zřejmě nacházel v oblasti Malého javorského jezera, druhý největší v okolí jezera Prášilského a nejmenší v okolí jezera Laka (Tab. 35). U zjištěných výsledků jsou poměrně podobné údaje vyjadřující délku a šířku ledovců. Ledovec v oblasti Malého javorského jezera však měl v době svého maximálního rozšíření zřejmě téměř dvojnásobnou mocnost než byla zjištěna v okolí Prášilského jezera a jezera Laka, což může být způsobeno celkově větší hloubkou údolí. Předpokládaná malá mocnost ledovců může nepřímo napovídat o charakteru klimatu, ve kterém ledovce vznikaly. U ledovců v mírných šířkách a nižších nadmořských výškách (např. dnes Upper Seward Glacier, Yukon, Canada – BENN & EVANS 1998, s. 68), z důvodu častějších fází tání a dalších faktorů, dochází k přeměně firnu v led už 13 m pod povrchem ledovce, a to za poměrně krátkou dobu (3–5 let). Naopak, u ledovců nacházejících se v chladném kontinentálním klimatu (dnes např. Grónsko) ke změně firnu v led dochází až v hloubce více než 66 m pod povrchem ledovce a za období delší než 100 let (BENN & EVANS 1998, s. 68–69). Je tedy zřejmé, že v relativně teplejších a vlhčích podmínkách nemusí mít ledovce zdaleka tak velkou mocnost a mohou vznikat nepoměrně rychleji než v chladném a suchém prostřední. Ve stadiálech (pleniglaciál – ve würmu „würm sensus stricto“), kdy klima bylo chladné s vysokou kontinentalitou, tedy mohlo docházet k útlumu glaciální činnosti a ledovce na Šumavě mohly naopak růst v přechodných obdobích, kdy mohl být jejich vznik poměrně rychlý a erozní činnost (jako ledovců s teplou bází s tzv. „blockschollen flow“) velmi účinná. Údaj, který je důležitý nejenom z geomorfologického nebo glaciologického hlediska, ale jež je stěžejní pro komplexní paleoklimatologické rekonstrukce, je výška sněžné čáry (ELA). Výpočty této charakteristiky provedené na německé i české straně Šumavy jsou shrnuty v Tab. 36. Zdá se, že pro Šumavu jako pohoří kde převažovalo karové zalednění vázané především na chladné uzávěry údolí, je důležité rozlišovat polohu klimatické sněžné čáry (ELA, resp. TP-ELA cf. NESJE & DAHL 1992, 2000) a orografické sněžné čáry (TPW-ELA cf. NESJE & DAHL 1992, 2000). Sněžná čára uváděná v citovaných pracích (Tab. 36) pro Šumavu však byla v tomto smyslu orografickou sněžnou čárou (resp. TPW-ELA cf. NESJE & DAHL 1992, 2000). Ta mohla 187


být ale položena výrazně níže než sněžná čára klimatická (podle NESJE & DAHL 1992 může tento rozdíl činit až 300 m). Tab. 36: Maximální a minimální předpokládané hodnoty ELA z různých glaciálně podmíněných částí Šumavy podle autorů Minimální Maximální předpokládaná výška předpokládaná výška Oblast Autor (autoři) ELA [m n. m.]; ELA [m n. m.]; metoda výpočtu metoda výpočtu (RAAB &VÖLKEL Malé javorské jezero 925; MELM 1 050; MELM 2003) 992; metoda průměrné (VOČADLOVÁ Černé jezero 1 115–1 140; MELM výšky den karů & KŘÍŽEK 2005) Prášilské jezero 1 079; MELM 1 118; THAR Tato práce Jezero Laka 1 081; MELM 1 148; THAR Tato práce Z Tab. 36 vyplývají výrazné rozdíly mezi nejníže položenými TPW-ELA z různých částí Šumavy (u všech území je zde diskutována zjištěná nejnižší poloha ELA, tedy její předpokládaná výška v době nejrozsáhlejšího zalednění). Celkově nejníže položená orografická sněžná čára byla zřejmě v okolí Malého javorského jezera. Naopak, nejvýše byla položená v okolí jezera Laka (i když zde byla výška orografické sněžné čáry téměř shodná s okolím Prášilského jezera – Tab. 36). To opět svědčí o rozsáhlejším zalednění v okolí Malého javorského jezera. Pokud se týká vzniku destrukčních glaciálních forem (resp. karů), předpokládá VOTÝPKA (1979), že kar pod Plechým není primárně glaciální forma (vzhledem k velké rozloze karu nemohl vzniknout pouze glaciální činností), ale pro jeho vznik měly podle VOTÝPKY (1979) stěžejní význam kryogenní procesy. Na základě výzkumů z okolí Plešného jezera VOTÝPKA (1979) uvádí že: „ještě předtím, než se ve würmu usadil pod Plechým karový ledovec, existovala zde hluboká prohlubeň – údolní uzávěr, který byl zaplněný materiálem vzniklým extraglaciálním zvětráváním, pro nějž v těchto místech byly zcela mimořádné podmínky“ (VOTÝPKA 1979, s. 64–65.); a dále (k akumulaci bloků v předpolí karu): „tak rozsáhlé a vysoké nahromadění balvanů nemohlo být dílem malého karového ledovce; ten pouze přispěl k rychlejšímu přesunutí bloků vytvořených periglaciálním zvětráváním z prostoru nynějšího karu“ (VOTÝPKA 1979, s. 67). K vyklizení karu VOTÝPKA (1979; s 67) uvádí: „hlavní hmota však byla z prostoru nynějšího karu odstraněna ještě před nástupem würmského ledovce, takže glaciální činnost pouze rozšířila a prohloubila již existující závěr údolí, avšak nijak neovlivnila hlavní rysy reliéfu.“ U uvedeného modelu vzniku karu v oblasti Plechého (VOTÝPKA 1979) však není zcela jasné: o V případě, že výplň karu byla odstraněna před vznikem ledovce, jaký proces transportoval velké bloky z oblasti karu a vytvořil tak poměrně rozsáhlou akumulaci v předpolí karu (tzv. bazální akumulace podle VOTÝPKY 1979). o Pokud by uvedená hypotéza vzniku karů platila pro Šumavu obecně, byly by všechny chladné (S–SV) uzávěry údolí v nadmořské výšce okolo 1 000 m přemodelované podobnými procesy, resp. by se jednalo o údolní uzávěry v jejichž předpolí bychom nacházely akumulace produktů periglaciálního zvětrávání. Podobné formy však na Šumavě pozorovány nebyly. Takovéto akumulace jsou vázány pouze na glaciálně přemodelované oblasti, u kterých nacházíme všechny atributy geosystému šumavského karu (deflační plošinu, kar, akumulační oblast). o Je otázkou, zda zmiňovaná orientace údolí skutečně poskytuje „mimořádné podmínky pro extraglaciální zvětrávání“. Chladné (S, SV a V) orientace mají podstatně menší počet regelačních cyklů než svahy s teplejší orientací a intenzita kryogenního zvětrávání zde tedy může být (oproti svahům s teplou orientací) výrazně omezená. 188


K výše uvedenému je možné uvést následující alternativní hypotézy: o pokud skutečně byl kar vyplněn produkty periglaciálního zvětrávání (velkými kameny a bloky), mohlo při jejich sedimentaci docházet k vyplnění mezer intersticiálním ledem a po dosažení určité mocnosti se celá masa mohla dát do pohybu v podobě tzv. periglaciálního skalního (kamenného) ledovce (cf. BENN & EVANS 1998, s. 257–258). Tak mohla být (alespoň částečně) sníženina vyklizena před samotným vznikem ledovce; pomocí sedimentologických metod je tedy třeba prověřit genezi dané formy (výše zmiňované „bazální akumulace“); zůstává však otázkou, zda tímto procesem mohly být přemístěny bloky takové velikosti, jako se nachází v předpolí Plešného jezera; o glaciální činnost se v karech mohla několikrát opakovat a vytvořit rozsáhlou cirkovitou sníženinu – kary jsou pouze ojediněle považovány za výsledek jednoho zalednění (BENN & EVANS 1998, s. 358–359); o na přemodelování preglaciální sníženiny a odnosu vzniklých kamenů a bloků se mohly podílet i další geomorfologické procesy (např. fluviální činnost, svahové procesy), jako tomu zřejmě bylo u jezera Laka. Protože kar pod Plechým je svými litologickými podmínkami mezi šumavskými kary poměrně atypický (jediný šumavský kar vzniklý kompletně v žule), bylo by velice vhodné Votýpkovy výzkumy v budoucnu doplnit, o podrobný interdisciplinární výzkum. Pokud se týká modelu vzniku karu resp. rozporu mezi jeho velikostí a předpokládané intenzitě glaciálních procesů (včetně neodpovídajícího množství glaciálních sedimentů), byl stejný problém zjištěn u karovité deprese, v níž leží jezero Laka (Tab. 32), jejíž vznik je možné vysvětlit následujícím způsobem: o jedná se o polygenetickou formu, pro jejíž vznik měla/má kromě glaciální rotační eroze význam zejména eroze fluviální a svahové procesy (skalní skluzy); pravděpodobně fluviální eroze (za synergického působení dalších procesů zejména geliflukce v kryomérech) vytvořila preglaciální sníženinu se SV orientací, která byla následně základem pro rozvoj zalednění; o zalednění se zde s velkou pravděpodobností několikrát opakovala, což vedlo k dotvoření dnešního tvaru formy. Fluviální činnost (spolu se svahovými procesy) v termomérech mohla způsobit degradaci a odnos glaciálních sedimentů ze starších období; to že nevznikl pouze v průběhu jednoho zalednění je pravděpodobné i u schodovitého karu Prášilského jezera. Pokud se týká doby vzniku glaciálních forem na Šumavě, všichni pováleční autoři ho kladou do posledního kryoméru (resp. würmu – Tab. 34) (VOTÝPKA 1979, PFAFFL 1998, RAAB & VÖLKEL 2003). Na základě výzkumů provedených v zájmových územích lze říci, že zalednění v okolí Prášilského jezera skončilo asi 13 ka BP. To je v dobré shodě s výsledky RAABA & VÖLKLA (2003) z okolí Malého javorského jezera, kteří předpokládají konec zalednění v této oblasti před 12,3–12,4 ka BP. To znamená, že v obou oblastech již zřejmě ledovec nebyl v mladším dryasu. Tyto výsledky odpovídají i závěrům VESELÉHO et al. (2004) z okolí Plešného jezera. Začátek posledního zalednění je na Šumavě datován IRSL (infrared stimulated luminiscence) (na přibližně 32,4 ka BP, a to z oblasti Malého javorského jezera. Jedná se o datování glaciolakustrinních sedimentů zachycujících pravděpodobně počátek posledního zalednění (RAAB &VÖLKEL 2003). V případě obou zájmových území řešených v této práci byly zjištěny geomorfologické důkazy dvou na sebe v podstatě navazujících etap zalednění, kdy první etapa byla výraznější, a druhá, která následovala po ní, byla méně výrazná. Mezi oběma etapami v zájmovém území v okolí Prášilského jezera existoval ledovcový skalní (kamenný) ledovec. Vzhledem ke geografické poloze Šumavy je místní zalednění korelováno vůči alpské oblasti i severozápadní Evropě (Tab. 37). 189


Na základě glaciologických výzkumů je prokázáno, že poslednímu ledovcové maximum (LGM) v hlavních alpských údolích začalo asi před 30 000 lety, maximálního rozšíření na sever dosáhlo mezi 24 000 až 21 000 lety (würm sensus stricto) a skončilo před 17 500 lety (PREUSSER 2004). V Západních Alpách se však po skončení posledního interglaciálu (v severním předpolí Alp asi před 115 000 lety – PREUSSER 2004) podle všeho odehrálo minimálně ještě jedno rozsáhlejší zalednění, které však bylo méně rozsáhlé než zalednění ve würmu sensus stricto. Na základě analogie s globálním vývojem klimatu se tato starší glaciální fáze zpravidla řadí do MIS4 (MIS – marine isotope stages), ale současné výzkumy připouští možnost rozsáhlejšího zalednění v Západních Alpách i v MIS5d (PREUSSER 2004). Oproti tomu, se ve východních Alpách jiné zalednění než ve würmu sensus stricto nepředpokládá, což je vysvětlováno zejména větší vlhkostí v Západních Alpách v tomto období (PREUSSER 2004). Tab. 37: Možný vývoj zalednění v zájmových územích a jejich korelace vůči stratigrafickým stupnicím ze severního předpolí Alp a severozápadní Evropy (členění podle PREUSSER 2004) Dominantní pyly (severní předpolí Alp)

Datování 14 C (ka) BP (severní předpolí Alp)

Stupeň MIS (marine isotope stages)

Možný vývoj zalednění v zájmových územích

Pozdní glaciál

2

Konec první etapy asi 13 ka BP; paraglaciální fáze

~21

Weischelian

2

Druhá etapa

~32

Denekamp

3

Fáze kamenného ledovce

–

3

První etapa

35~34

–

3

Začátek první etapy

Picea, Pinus

~42

Hengelo

3

–

Step

Pinus-NAP

~49

Morshoofd? Glinde?

3

–

Jehličnatý les

Picea, Pinus, Larix, Juniperus

>50

Oerel?

Časný 3?

–

Stratigrafická jednotka (severní předpolí Alp)

Vegetační typ (severní předpolí Alp)

Pozdní glaciál

Postupný vývoj společenstev

Pinus, Betula

17,5~11,5

würm (sensu stricto)

Tundra

NAP

Gossau PZ 7

Step

Pinus, NAP

Gossau PZ 6 (stadiál)

Tundra

NAP

Gossau PZ 5

Step

Pinus-NAP

Gossau PZ 4 (interstadiál)

Nezapojený jehličnatý les

Gossau PZ 3 Interstadiál (Dürten)

Ekvivalent v severozápadní Evropě

Poznámka: NAP je zkratka pro non-arboreal pollen – pyly bylin Na základě srovnání předpokládaného vývoje zalednění v obou zájmových územích s alpskou oblastí a SZ Evropou (Tab. 37), je možné říci, že zalednění zde mohlo začít na konci stratigrafické jednotky Gossau PZ5. Následně zde v teplejším období Gossau PZ7 mohl z důvodu oteplení existovat ledovcový skalní (kamenný) ledovec a poslední etapa zalednění mohla následovat v pleniglaciálu, kdy bylo sice velmi chladno (a zřejmě i sucho) (CZUDEK 2005) a právě chladné a suché klima nedovolovalo výraznější rozvoj zalednění (viz výše). Problémem zůstávají předpokládané malé srážky v období Gossau PZ7 (stepní ekosystém v severním předpolí Alp), které by nenasvědčovaly zvýšené intenzitě svahových procesů. Jejich zvýšenou aktivitu je třeba předpokládat v souvislosti se vznikem ledovcového skalního (kamenného) 190


ledovce. Uvedený návrh časové korelace zalednění v obou řešených zájmových územích je poměrně spekulativní. Daná problematika vyžaduje absolutní datování vzniku geomorfologických forem řazených do jednotlivých etap (fází) zalednění. I když výsledky deglaciace Šumavy jsou dosud poměrně útržkovité (datování ze dvou oblastí AMS 14C a výsledky VESELÉHO et al. 2004 z okolí Plešného jezera), je zřejmé, že mohou mít velký význam při korelaci výzkumů deglaciace pohoří střední Evropy. Ze srovnání s pracemi z Vogéz (MERCIER et al. 1999) a Krkonoš (MERCIER et al. 2000) je zřejmé, že karové ledovce na Šumavě zanikly podstatně dříve (ještě před mladším dryasem), kdežto u zmíněných pohoří zalednění v karech přetrvávalo až do holocénu, což by nasvědčovalo tomu, že na Šumavě byly jiné podmínky, a to buď více kontinentální (resp. sušší) nebo výrazně teplejší a vlhčí (což by bylo více pravděpodobné, vzhledem k předpokládané výrazné murové aktivitě v paraglaciální fázi). Hypotéza řešící periglaciální vývoj hřbetů a svahů v zájmových území předpokládá (Obr. 103), že v kryomérech pleistocénu byly v nadmořských výškách nad ~1 300 m firnoviště nebo ledovcové čapky (s chladnou bází), které měly „ochranný charakter“ a naopak na níže položených hřbetech (okolo 1 200 m n. m.) docházelo k výrazným kryoplanačním procesům (dnes četné periglaciální tvary). Tím došlo k tomu, že na níže položených hřbetech probíhaly intenzivnější periglaciální procesy, vedoucí ke snížení těchto partií vůči vrcholovým plošinám. Kromě zájmových území můžeme uspořádání potvrzující tuto hypotézu najít i v okolí Černého a Čertova jezera, kde vrcholová plošina Jezerní hory (1 343 m n. m.) je téměř bez skalních výchozů, kdežto na přilehlé rozsoše Rozvodí–Špičák (1 201 m n. m.) se nachází velmi výrazné kryoplanační formy (tory, skalní hradby, kryoplanační terasy, kamenná moře atd.) (MENTLÍK 2001a,c). Problematikou kvartérní modelace zarovnaných povrchů v masívu Plechého se zabýval VOTÝPKA (1975), který zde zjistil významnou vrcholovou plošinu v rozpětí (1 332–1 378 m n. m.). Považuje ji za „peneplenizovaný“ povrch, který byl: „v pleistocénu přemodelován a v období intenzivní regelace snížen kryogenními procesy, čímž vznikly na některých hřbetech kryoplanační plošiny“ (VOTÝPKA 1975, s 57). U těchto vrcholových plošin (konkrétně u Plechého) VOTÝPKA (1975, 1997) předpokládá (na základě rozsahu a výšky skalních útvarů přemodelovaných kongelifrakcí) snížení v pleistocénu o 10–15 m. Pokud bychom vycházeli z výšky a rozlohy skalních forem na reliktech zarovnaných povrchů v oblasti Jezerního hřbetu (zájmové území v okolí Prášilského jezera), mohla by tato hodnota odhadnutá VOTÝPKOU (1975) být o něco vyšší a pohybovala by se asi okolo 25 m. Ale odhad odnosu pouze na základě výšky a rozlohy skalních forem se zdá být poněkud problematický. Není brána do úvahy možnost, že na zarovnaném povrchu zůstala zachována větší mocnost původního profilu, která byla méně zpevněná a odnos tedy zpočátku probíhal podstatně rychleji, anebo že kryoplanace mohla být i několikanásobná, kdy plošiny i skalní útvary jež na nich existují mohly být snižovány i několikrát po sobě. Jedná se o zajímavý a důležitý problém, u kterého by bylo v budoucnu vhodné rozvinout metodický postup, jež by rychlost odnosu (resp. obnažování skalního podkladu) určoval přesněji. Některé informace o rozšíření a periglaciálních forem z povodí Losenice a Vydry je možné do budoucna čerpat z prací LOSENICKÁ et al. (1999) a MAŠEK & VOTÝPKA (1999). Zdá se však, že mapování rozsáhlých oblastí v měřítku 1 : 25 000 (a méně podrobných měřítcích) přináší často pouze schématické a částečné informace o geomorfologii zkoumaných území, kdy navíc interpretace zvláště kryogenních forem (kryoplanačních teras, „kryopedimentů“ atd.) je vyslovována pouze na základě morfologie a bez dostatečných (zvláště sedimentologických) důkazů či systémové analýzy prostorových vazeb geomorfologických forem, jejichž podchycení je při mapování v těchto měřítcích problematické. Proto se do budoucna geomorfologických výzkumů na Šumavě zdá být účelné: o v rámci geomorfologického výzkumu rozsáhlejších oblastí se více zaměřovat na konkrétní „klíčové“ lokality a na nich provádět podrobný geomorfologický resp. interdisciplinární výzkum, zaměřený na všechny aspekty georeliéfu; 191


o snažit se korigovat použité metody výzkumu na Šumavě pro možnost jejich souhrnné interpretace, zabývat se důkladně typologií forem a možnostmi prokázání jejich geneze v rámci interdisciplinárních výzkumů (pokud možno exaktními metodami); o snažit se o co nejprogresivnější výměnu výsledků výzkumů (geomorfologických, geologických atd.) z různých částí Šumavy a ostatních pohoří střední Evropy; o pokračovat v rozvoji GmIS, který může být prostředím pro ukládání a prostorové analýzy dat získaných terénními i laboratorními výzkumy. Z uvedených důvodů začaly být každoročně pořádány pracovní semináře zaměřené na aktuality geomorfologických a geologických výzkumů na Šumavě s výstupy: MENTLÍK & DOKOUPIL eds. (2004, 2005). Hypotézy zjištěné v souvislosti s tektonickým vývojem oblastí, v nichž se nachází obě zájmová území (Obr. 104) jsou poměrně kontroverzní, zejména vzhledem k výsledkům geologických výzkumů. Podle PELC & ŠEBESTA (1994) nejsou Debrnická hornatina a Modravské pláně vůči Kocháňovským pláním oddělené žádným souvislým tektonickým rozhraním natož takovým, na kterém by probíhaly kvartérní či dokonce holocenní pohyby. Reliéf a vznik svahů je vysvětlován na základě rozdílné geomorfologické hodnoty hornin (méně odolná žula a odolnější krystalické břidlice – J. ŠEBESTA ústní sdělení). Zjištěné geomorfologické důkazy uvedené v této práci (včetně částečně prokázaného říčního pirátství) se však zdají být poměrně průkazné. Jedná se však o regionálně omezené výsledky, které bude nutné doplnit dalším, rozsáhlejším výzkumem a následně konfrontovat s výzkumy geologickými. Na to je prostor v rámci právě probíhajícího geologického mapování Šumavy (předpokládané ukončení v roce 2008), na kterém se podílí i autor této práce.

192


Závěr Tato disertační práce měla dva hlavní cíle: o provést výzkum dvou glaciálně podmíněných oblastí Šumavy (okolí Prášilského jezera a jezera Laka) tak, aby bylo možné stanovit hypotézy vývoje georeliéfu těchto území; o ověřit navrženou strukturu GmIS (MINÁR et al. 2005 a MENTLÍK et al. 2006) a základní postupy geomorfologické analýzy prováděné v tomto prostředí. Hypotéza vývoje georeliéfu v zájmovém území okolí Prášilského jezera o Údolí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera rozřezává svah oddělující Kocháňovské a Modravské pláně. Údolí zřejmě leží na samostatné rigidní morfostrukturní jednotce (náležící k Modravským pláním), v jejímž rámci nebyly geomorfologickou analýzou zjištěny žádné výraznější tektonické pohyby, naopak, pro vznik georeliéfu má stěžejní význam pasivní morfostruktura (neaktivní zlom pro vznik údolí a rozsáhlých svahových úpadů, puklinové systémy pro morfologii karů a skalních útvarů, hranice hornin pro vznik murových úžlabí a karu Prášilského jezera). o Rigidní morfostrukturní jednotka se pravděpodobně jako celek zdvihá vůči Kocháňovským pláním (naposledy zřejmě ve středním pleistocénu). Zlom podle kterého dochází ke zdvihu ohraničuje Kocháňovské pláně vůči Modravským pláním na severu. Přilehlé strmé svahy (hřbety) jsou tedy zbytky zlomového svahu (Mapa 1). o V průběhu zdvihu ve středním pleistocénu docházelo ke zvýšené hloubkové erozi, která probíhala v době rozšíření permafrostu, kdy svah s východní orientací byl promrzlý a na svahu se západní orientací probíhala výrazná geliflukce. Vodní tok tak byl geliflukčními sedimenty zatlačován k promrzlému svahu s východní orientací a termoerozí ho podkopával, čímž vznikla výrazná sklonová asymetrie svahů. o Procesy na svazích byly výrazně ovlivněny orientací svahů vůči světovým stranám, v kryomérech pleistocénu byla významným procesem geliflukce, a to zejména na svazích s teplou orientací. Konkrétně: na svazích s východní orientací byly geliflukční procesy značně omezené (zachované starší formy – zbytky svahového pedimentu), kdežto na svazích se západní orientací vznikaly v horních částech svahů akumulace (označované v této práci jako geliflukční svahy). Jejich vznik byl pravděpodobně spojen s kryoplanací (geliflukcí, kongelifrakcí a nivací) probíhající na hřbetových (či vrcholových) plošinách. Když se klasty s velkým podílem sněhu a ledu dostaly na svah s teplou orientací, sníh a led rozmrzaly a odtékající voda odnášela jemnější částice. Větší kameny a bloky pak zůstaly akumulované v horních částech svahů, kde vytvořily relativně strmé svahy, dnes často pokryté kamennými moři. Geliflukcí na svazích s teplou orientací také vznikaly rozsáhlé sníženiny charakteru svahových úpadů (částečně podmíněné morfostrukturně) představující ekvivalent karů, které vznikaly v podobných nadmořských výškách na svazích s orientací chladnou. U úpatí svahů s teplejší orientací se hromadily geliflukční sedimenty. o Plošiny nad ~1 250 m n. m. ležely v kryomérech pleistocénu nad klimatickou sněžnou čárou. Byla zde vyvinuta rozsáhlá firnoviště (či čapkovité ledovce) s chladnou bází, jež měly dvojí význam: sloužily jako důležitý zdroj sněhu pro vznik karových ledovců (na deflačních plošinách) a snižovaly (resp. zastavovaly) intenzitu periglaciálních procesů. Intenzivní periglaciální procesy naopak probíhaly na níže položených hřbetech, čímž se zvětšovala denivelace původního zarovnaného povrchu. o Zalednění v oblasti mělo dvě dále členěné etapy. Starší etapa, která začala přibližně 34–35 ka BP) byla rozsáhlejší (ledovec měl zřejmě charakter malého údolního ledovce) a mladší méně rozsáhlá. Ta byla vázána na oblast Staré jímky (ledovcová čočka překrývaná deluviem) a bezprostřední okolí Prášilského jezera (schodovitý kar v jehož níže položeném karu dnes leží Prášilské jezero). Součástí mladší etapy byl ledovcový 193


skalní (kamenný) ledovec, který však zřejmě vznikl ve vazbě na zbytky ledu pocházející ze starší etapy zalednění. Pro vznik, vývoj a charakter zalednění měly význam (kromě klimatu): deflační plošiny na přilehlých hřbetech, strmý svah s převažující východní orientací a výše zmíněné morfostrukturní podmínky. Zalednění zde skončilo asi 13 ka BP. Zanechalo výrazné glaciální formy, výrazně odlišné od okolního georeliéfu – schodovitý kar, na jehož vznik není předpokládán výraznější vliv jiných exogenních činitelů. o Po zalednění následovala v pozdním glaciálu paraglaciální fáze, kdy byly významné zejména procesy: opadávání skalních úlomků (vznik osypů), mury (murová úžlabí a akumulační kužele). Ve Staré jímce vzniklo hrazené jezero (zahrazené murovým kuželem) (hloubka asi 3,6 m), které bylo zazemněno asi 3,39 ka BP. o Nejvýznamnějšími recentními geomorfologickými procesy, jejichž existence je doložena existencí geomorfologických forem či měřením pohybů skalních bloků jsou: fluviální eroze a akumulace, mury, opadávání skalních úlomků, odsedání skalních bloků a sufóze. Značný význam byl zjištěn u nivace, jednak jako recentního procesu, ale i jako procesu fosilního. Hypotéza vývoje georeliéfu zájmového území v okolí jezera Laka o V generelní stavbě je Jezerní potok vytékající z jezera Laka svahovým tokem stékajícím po severním až severovýchodním svahu hřbetu Debrnické hornatiny. Údolí leží na samostatné rigidní morfostrukturní jednotce, v jejímž rámci nebyly geomorfologickou analýzou zjištěny žádné výraznější tektonické pohyby, naopak, pro vznik georeliéfu má význam pasivní morfostruktura (neaktivní zlom pro vznik údolí, rozsáhlého svahového úpadu a částečně karovité sníženiny jezera Laka, puklinové systémy pro morfologii karu a skalních útvarů). o Rigidní morfostrukturní jednotka se zřejmě tektonicky zdvihá oproti Kocháňovským pláním (pravděpodobně i v průběhu holocénu), které zde představují lokální erozní bázi. Zdvih zde byl celkově vyšší a tektonický vývoj komplikovanější než v okolí Prášilského jezera. o V průběhu zdvihu ve středním pleistocénu docházelo ke zvýšené hloubkové erozi, která probíhala v době rozšíření permafrostu, kdy svah s východní orientací byl promrzlý a na svahu se západní orientací probíhala geliflukce. Vodní tok tak byl geliflukčními sedimenty zatlačován k promrzlému svahu s východní orientací a byl podkopáván termoerozí. V průběhu holocénu dochází v souvislosti se zdvihem (resp. poklesem lokální erozní báze – Kocháňovských plání) k prořezávání údolního dna navazujícího na geomorfologické formy spojené s posledním zaledněním. Sedlo ve kterém se dnes nachází Stará Hůrka je zřejmě wind gap, vytvořený říčním pirátstvím krátkého konsekventního toku tekoucího na SV mezi Hůreckým vrchem a Dřevěnou holí. Jezerní potok původně pravděpodobně směřoval do údolí Drozdího potoka. o Procesy na svazích byly výrazně ovlivněny orientací svahů vůči světovým stranám. Zatímco na svazích s východní orientací byly geliflukční procesy výrazně omezené, na svazích se západní orientací vznikaly v horních částech svahů akumulace (označované v této práci jako geliflukční svahy). Zejména geliflukcí vznikala na svahu s teplou orientací rozsáhlá sníženina charakteru svahového úpadu. Výrazné periglaciální formy (kryoplanační terasy, vrcholové kryoplanační plošiny, jeskyně, kamenná moře) vznikaly ve vrcholových partiích Ždánidel v souvislosti s pestřejší geologickou stavbou. Ve vazbě na sedlovou plošinu zde na svahu s východní orientací vznikl v kryomérech pleistocénu zářez proudového sesuvu, pro jehož vznik (jak cirkovité odlučné plochy, tak transportní a akumulační zóny) měla zřejmě velký význam nivace. o Plošiny nad ~1 250 m n. m. ležely v kryomérech pleistocénu nad klimatickou sněžnou čárou. Byla zde vyvinuta rozsáhlá firnoviště (či čapkovité ledovce) s chladnou bází, jež měly dvojí význam: sloužily jako důležitý zdroj sněhu pro vznik karových ledovců (na 194


deflačních plošinách) a snižovaly (resp. zastavovaly) intenzitu periglaciálních procesů. Intenzivní periglaciální procesy naopak probíhaly na níže položených hřbetech, čímž se zvětšovala denivelace původního zarovnaného povrchu. o Zalednění v oblasti mělo dvě dále členěné etapy. Starší, která začala přibližně 34–35 ka BP) byla rozsáhlejší (ledovec vyplňoval celou karovitou sníženinu v níž dnes leží jezero Laka a přesahoval její SZ hřbet, na kterém vytvořil výrazný glaciální zářez). V souvislosti s polohou deflační vrcholové plošiny, a tedy zvýšenou akumulací sněhu v JZ části popisované sníženiny zde vznikl vložený kar. Mladší méně rozsáhlá etapa byla vázána zhruba na oblast dnešního jezera. o Karovitá sníženina jezera Laka je polygenetická forma primárně podmíněná fluviální erozí, přičemž zvýšený koloběh vody zde byl spojen s přítomností zlomu. Zalednění bylo spojeno s existencí deflační plošiny na vrcholu Plesné. Celkově má karovitá sníženina jezera Laka charakter tzv. „schrundline karu“, který vznikl kombinací vztahu puklinového systému krystalických břidlic (pukliny vznikly odlehčením na základě foliace) a rotační glaciální eroze karového „vloženého“ ledovce. o Paraglaciální fáze v zájmovém území byla nevýrazná, hlavním procesem zřejmě byly skalní skluzy, které jsou vedle fluviální eroze významným geomorfologickým procesem i v současnosti. Obě uvedené hypotézy se skládají z částí řešících jednotlivé aspekty geneze georeliéfu. Tyto části mají odlišnou míru validity, a to v závislosti na tom, jakými metodami byla daná problematika zkoumána a kolik exaktních dat bylo možné u jednotlivých aspektů geneze georeliéfu získat. Asi nejvíce doložené jsou závěry týkající se problematiky zalednění v obou oblastech. Ověření a upřesnění těchto částí hypotézy by mělo být provedeno případným doplněním některých sedimentologických analýz a absolutním datováním jednotlivých etap resp. fází glaciálního vývoje. U ostatních částí hypotéz jejich validita klesá, kdy asi nejméně podložené jsou závěry související s tektonickým vývojem daných území. Tyto závěry jsou postavené na dedukci vycházející z geomorfologické analýzy, jež byla provedena v zájmovém území. Věrohodnost obou hypotéz vzrůstá tím, že výzkumy byly prováděny v podstatě paralelně ve dvou oblastech, což umožnilo najít a porovnat určitá zákonité uspořádání resp. systémové vztahy geomorfologických forem. V průběhu výzkumů byl kladen důraz na průkaznost jednotlivých kroků geomorfologické analýzy a pokud možno jasné formulování závěrů tak, aby mohly sloužit jako východisko pro další výzkumy a aby vyslovené hypotézy bylo možné potvrdit nebo vyvrátit. Jako prostředí, kde byla geomorfologická analýza prováděna byl zvolen Geomorfologický informační systém (GmIS). Tvorba Geomorfologického informačního systému (GmIS) jako nástroje geomorfologické analýzy Základní uspořádání GmIS, které bylo využito v této práci bylo navrženo v článku MINÁRA et al. (2005) a základní principy geomorfologické analýzy v tomto prostředí vychází z práce MENTLÍKA et al. (2006). Jako jádro systému byla využívána vrstva elementárních forem reliéfu. K jednotlivým elementárním formám byly přiřazovány atributy (např. morfologické, morfometrické, ale zejména morfogenetické, resp. morfochronologické), na jejichž základě byly jednotlivé elementární formy seskupovány v individua vyššího řádu. Ta byla vymezována na základě jejich geneze (geomorfologické druhy či další vyšší taxony). V rámci již navržené struktury atributové tabulky GmIS byla kategorie geomorfologických druhů (nejdůležitější geneticky definovaná úroveň pro geomorfologickou analýzu) rozdělena na tzv. „vedoucí druhy“ (rozsáhlejší formy) a „vložené druhy“, které se na ně nakládají. Toto rozčlenění se ukázalo jako účelné jak pro analýzu morfogeneze a morfochronologie, tak pro tvorbu geomorfologické mapy (Mapa 1 a 2). Na základě provedené geomorfologické analýzy byla definována předběžná hypotéza vývoje 195


zájmového území, která byla dále ověřována použitím dalších metod (relativní a absolutní datování, pylová analýza, analýza tvaru, zaoblenosti a směru klastů a analýza mikrostruktur povrchů křemenných zrn). Po verifikování předběžné hypotézy, kdy výsledky jednotlivých analýz byly prostorově přiřazeny konkrétním elementárním formám, bylo provedeno vzájemné srovnání výzkumů z obou zájmových území a diskuse výsledků z jiných částí Šumavy. GmIS v této fázi výzkumů sloužil jako integrující prvek jak pro ukládání dat, tak prostorové analýzy. V rámci tvorby GmIS byla navržena kompilace geomorfologické mapy, která je určena pro přehlednou reprezentaci výsledků geomorfologických výzkumů – jako hlavní výstup z GmIS (Mapa 1 a 2). GmIS se ukázal jako velmi vhodné prostředí (nástroj) ve kterém je možné ukládat, analyzovat a vzájemně porovnávat výsledky geomorfologických výzkumů (dílčí výstupy zaměřené na jednotlivé aspekty georeliéfu) a dalších rozborů (biologické metody, geologické metody, datování). Stává se tak integrujícím prvkem interdisciplinárních výzkumů, který je dnes v rámci geomorfologických (fyzickogeografických) výzkumů nezbytný. Je však třeba říci, že tvorba GmIS včetně návrhu geomorfologické analýzy je pouze v začátcích a je třeba pokračovat v jeho rozvoji do budoucna. Zejména je nutné se zaměřit na konkrétní geostatistické metody a jejich užití v rámci geomorfologické analýzy. Zhodnocení užití negeomorfologických metod výzkumu V průběhu výzkumů byly využity vedle geomorfologických metod i metody negeomorfologické (viz výše), jež výrazně přispěly k poznání geneze jednotlivých forem, a tedy i zájmového území jako celku. Ze srovnání použitých metod s geomorfologickým mapováním prostřednictvím elementárních forem reliéfu (kdy je georeliéf řešen kontinuálně) vyplývá, že důkladná znalost georeliéfu, vycházející z podrobného geomorfologického mapování, přináší validní informace o vzájemným vazbách a genetických vztazích jednotlivých forem. Tento fakt je dán tím, že data získaná geomorfologickým mapováním přináší informace o každé části georeliéfu, který řeší jako celek, kdežto výsledky ostatních metod se vztahují pouze k určitým bodům. V rámci interdisciplinárních výzkumů vývoje krajiny geomorfologické mapování tak působí jako jen těžko zastupitelný integrující prvek. Naopak, geomorfologický výzkum se neobejde bez použití takových metod, které by exaktním způsobem vypovídaly o genezi zkoumaných forem. Ke konkrétním metodám: o O významu pylové analýzy pro geomorfologické výzkumy hovoří BŘÍZOVÁ (2004b) nebo BŘÍZOVÁ et al. (2002). Ve spojení s analýzou zelených řas a radiokarbonovým datováním přináší tato metoda jasně definované informace o vývoji biocenóz v zájmovém území. o Analýza tvarů orientací a zaoblení klastů přináší cenné informace o genezi dané formy. Pro interpretaci je nezbytné využít kombinaci výsledků s jinými analýzami. o U výzkumů mikrostruktur povrchů křemenných zrn se při využití statistického zhodnocení výskytu jednotlivých mikrostruktur a po srovnání vzorků z různých prostředí, podařilo vytvořit systém poměrně věrohodně rozlišující jednotlivá sedimentační prostředí. Zvláště účelné se využití této metody ukázalo pro identifikaci akumulace vytvořené činností ledovcového skalního (kamenného) ledovce. K identifikaci těchto forem bylo dosud používáno klasických sedimentologických metod (popis profilu, granulometrie, orientace a opracování klastů atd. např. ŽURAWEK 2002 nebo HARRISON & ANDERSON 2001). Zdá se však, že SEM dává podrobnější a přesnější informace, které lépe vypovídají o genezi daných forem. Pro užití této metody je však nezbytná kombinace s dalšími metodami (pro ověření výsledků) a „nakalibrování“ dané metody pro horninové prostředí zájmového území. o Výsledky granulometrie jsou vhodné zejména pro přesné pojmenování sedimentu a jeho textury. Genetická interpretace výsledků byla v zájmových územích výrazně ztížena tím, 196


že jak deluviální, tak glaciální sedimenty byly výrazně netříděné a použitými postupy bylo obtížné mezi nimi najít signifikantní rozdíly. Závěrem je možné říci, že cíle stanovené v úvodních kapitolách práce se podařilo splnit, i když není možné říci, že problematika geomorfologie obou zájmových území byla zcela vyřešena. V některých případech se podařilo posunout poznání georeliéfu o něco dále, ale většinou dané výzkumy spíše odhalily další možné souvislosti a problémy, na které je třeba se dále zaměřit. V těchto případech snad bude předkládaná práce moci posloužit jako základ dalšího poznání geomorfologie zaledněných oblastí Šumavy i tohoto pohoří jako celku.

197


Literatura AHNERT, F.1996. Intoduction to Geomorphology. London : Arnold. 352 pp. ALLEN, A., A. 1997. Eart Surface Processes. Oxford : Blackwell Science Ltd. 404 pp. ANIYA, M. & WELCH, R. 1981. Morphometric analyses of antarctic cirques from fotogrametric measurements. Geografiska Annaler, 63 A. 1–2: 41–53. BAKER, V., R. 1985. Introduction: Regional landforms analysis (chapter). In SHORT M. N. SR. & BLAIR, R. W. jr. (eds.) Geomorphology from Space. NASA. [online]. dostupné z: http://daac.gsfc.nasa.gov/DAAC_DOCS/geomorphology/GEO_HOME_PAGE.html. citováno v květnu 2004. BALÁKOVÁ, H. 2004. Morfostrukturní analýza reliéfu v prostředí GIS na vybraných částech Šumavy. Miscellanea geographica 10: 99–114. BALLANTYNE, C. K. 2002. Paraglacial geomorphology. Quarternary Science Reviews 21: 1 935–2 017. BENN, D. I. & BALLANTYNE, C. K. 1994. Reconstructing the transport history of glacigenic sediments: the new approach based on the covariance of clast from indices. Sedimentary Geology, 91: 215–227. BENN, D. I. & EVANS, J. A. 1998. Glaciers & Glaciation. London : Arnold. 734 pp. BENN, D. I. & GEMMEL, A. M. D. 1997. Calculating equilibrium-linealtitudes of former glaciers by the balance ratio method: a new computer spreadsheet. Glacial Geology and Geomorphology, http://ggg.qub.ac.uk/ggg/. BEZVODOVÁ, B., DEMEK, J. & ZEMAN, A. 1985. Metody kvartérně geologického a geomorfologického výzkumu. Brno : UJEP v Brně (skriptum). Praha : SPN. 207 s. BLOTT, J. S. & PYE K. 2001. Gradistat: a grain size distribution and statistics package for the analysis of uncosolidated sediments. Earth Surface Processes and Landforms 25: 1473–1477. BOELHOUWERS, B., HOLNESS, S., MEIKLEJOHN, I., & SUMER, P. 2002. Observations on a Blockstream in the Vicinity of Sani Pass, Lesotho Highlands, Southern Africa. Permafrost Periglac. Process. 13: 251–257. BRADLEY, R. S. 1999. Paleoclimatology Reconstructing Climates of the Quarternary. San diego : Academic Press. 612 pp. BŘÍZOVÁ, E. & MENTLÍK, P. 2005. Preliminary results of geomorphological research and pollen analysis in the Stará jímka area (the Bohemian Forest). In RYPL, J. eds. Geomorfologický sborník 4. České Budějovice : JČU v Českých Budějovicích. s. 155–158. BŘÍZOVÁ, E. 1996. Palynological resarche in the Šumava Mts. Silva Gabreta, 1: 109–113. BŘÍZOVÁ, E. 2004. Palynologický výzkum rašelinišť a jezer pro účely geologického mapování. In DVOŘÁK, L. & ŠUSTR, P. eds. Aktuality šumavského výzkumu II. Sborník z konference. Vimperk : Správa CHKO a NP Šumava ve Vimperku. s. 164–165. BŘÍZOVÁ, E. 2004. Pylová analýza a její využití v geomorfologii. In Engel, Z., Křížek, M. & Vilímek, V. edit. Geomorfologický sborník 3, Stav geomorfologických výzkumů v roce 2004 – sborník prací z mezinárodního semináře 26.–28. 4. 2004 v Peci pod Sněžkou. Praha : PřF UK v Praze. s. 10–11. BŘÍZOVÁ, E., HRADECKÝ, J. & PÁNEK, T. 2002. Využití pylové analýzy při řešení chronologie sesuvů ve Slezských Beskydách. Zprávy o geologických výzkumech v roce 2002. Praha : Česká geologická služba. s. 65–69. BURROUGH, P., A. & MCDONNELL, R. A. 2000. Principles of Geographical Information Systems. Oxford : Oxford University Press. 333 pp. 3. publ. BÜDEL, J. 1982. Climatic Geomorphology (translated by L. Fischer and D. Busche) Princeton University Press, Princeton. CARRIVICK, J. L. & BREWER, T. R. 2004. Improving local estimations and regional trends of glacier equilibrium line altitudes. Geografiska Annaler, 86 A. 1: 67–79. CZUDEK, T. 1997. Reliéf Moravy a Slezska v Kvartéru. Tišnov : Sursum. 213 pp. CZUDEK, T. & DEMEK, J. 1976. The slopes of the Central Moravan Carpathias: periglacial or temperate? Studia Geomorphologica Carphato–Balcanica, Vol. X, Krakov: 3–14. CZUDEK, T. 1964. Periglacial slope development in the area of the Bohemian Massif in Northern Moravia. Buletyn Peryglacjalny., nr. 14 Lodz: 169–193. CZUDEK, T. 1993. Pleistocene periglacial structures and landforms in Western Czechoslovakia. Permafrost and Periglacial Processes, Vol. 4: 65–75. CZUDEK, T. 2001. Pleistocénní periglaciální modelace vrcholových částí Českého masívu. Geologické výzkumy Moravy a Slezska v roce 2000. Brno, 2001. s. 2–4. CZUDEK, T. 2001a. Pleistocénní kryogenní procesy na vrcholové části Stránské skály v Brně a jejich paleoklimatický význam. Acta Mus. Moraviae, Sci. geol. LXXXVI (2001): 183–189. CZUDEK, T. 2001b. Pleistocénní periglaciální modelace vrcholových částí Českého masívu. Geologické výzkumy na Moravě a Slezsku v roce 2000, 8. Brno. s. 2–4. CZUDEK, T. 2005a. Pleistocénní permafrost v České republice. In Rypl, J. (eds) Geomorfologický sborník 4. České Budějovice : Jihočeská univerzita v Českých Budějovicích. s. 145–148. CZUDEK, T. 2005b. Vývoj reliéfu krajiny České republiky v Kvartéru. Moravské zemské muzeum, Brno. 238 s. CZUDEK, T. 1995. Cryoplanation terraces – a brief review and some remarks. Geografiska Annaler, 77 A, 1–2: 95– 105.

198


DEMEK, J. 1969. Cryoplanation Terraces, their Geographical Distribution, Genesis and Development. Rozpravy Československé Akademie věd 79 4. Praha. 89 s. DEMEK, J. 1967. Quantitative research of slope development in Czechoslovakia. Les Congres et colloques de Ľuniversite de Liege. Volume 40. ĽEvolution des versants, Symposium international de géomorphologie, LiégeLouvain, 8–16 juin 1966. p.111–122. DEMEK, J. 1968. Comparison of cryoplanation terraces in Siberia and Europe. Przeglad Geograficzny, t. XL, z. 2, 1986. p. 363–370. DEMEK, J. 1980. Kryopedimenty: jejich vznik a vývoj. Scripta Fac. Sci. Natur. Purk. Brun. Vpl. 10 (1980), No. 5. (Geografia), p. 221–232. DEMEK, J. 1984. Fossil Periglacial Phenomena in Czechoslovakia and their paleoclimatic evaluation. Scripta Fac. Sci. Natur. Purk. Brun. Vpl. 14 (1984), No. 7. (Geografia), p. 343–348. DEMEK, J. 1987. Obecná geomorfologie. Praha : Academia. 476 s. DEMEK, J. eds. 1972. Manual of detailed geomorphological mapping. Praha : Academia. 344 pp. DIKAU, R. 1992. Aspect of Constructing a Digital Geomorphological Based map. Geol. Jb. A 122, Hannover, s. 357–370. DIKAU, R., BRUNSDEN, D., SCHROTT, L. & IBBSEN, M. L. 1996. Landslide Recognition. Sussex : John Wiley & Sons. 251 pp. ERDTMAN, G. 1943. An introduction to pollen analysis. New York : Waltham mass. 239 s. EVANS, D. J. A. & TWIGG D. R. 2002. The active temperate glacial landsystem: a model based on Breidamerkurjökull and Fjallsjökull, Iceland. Quarternary Science Reviews 21: 2 143–2 177. EVANS, D. J. A., ARCHEM, S. & WILSON, D. J. H. 1999. A comparison of the lichenometric and Schmidt hammer dating techniques based on data the proglacial area sof some Icelandic glaciers. Quarternary Science Reviews 18: 13–40. EVANS, I. S. & COX, N. 1974. Geomorphometry and the operational definition of cirques. Area. Indy. Of brit. Geogr. 6. (2): 150–153. EVANS, I. S. 1977. World-wide variations in the direction and concentration of cirque and glacier aspects. Geografiska annaler 59 A, 3–4: 151–175. FEDERACI, P., R. & SPAGNOLO, M. 2004. Morphometric analysis on the size, shape and areal distribution of glacial cirques in the Maritime Alps (Western French-Italien Alps). Geografiska Annaler, 86 A. 3: 235–248. FURBISH, D. J. & ANDREWS, J. T. 1984. The use of hypsometry to indicate long-term stability and response of Halley glaciers to changes in mass transfer. Journal of Glaciology, 30: 199–211. GARCÍA-RUIZ J. M., GOMÉZ-VILLAR, A. M., ORTIGOSA, L. & MARTÍ-BONO, C. 2000. Morphometry of glacial cirques in the central Spanish Pyrenees. Geografiska Annaler, 82 A. 4: 433–442. GORDON, J., E. 1977. Morphometry of cirques in the Kintail/Affric/Cannish area of nortwest Scotland. Geografiska Annaler, 59 A. 3–4: 177–194. GRAHAM, D. J. & MIDGLEY, N. G. 2000. Graphical representation of particle shape using triangular diagrams: an excel spreadsheet method. Earth Surface Processes and Landforms 25: 1473–1477. HAMBREY, M. J. & EHRMANN, W. 2004. Modification of sediments characteristics during glacial transport in highalpine catchments: Mount Cook area, New Zealand. Boreas 33: 300–318. HARRISON, S. & ANDERSON, E. 2001. A Late Devensian rock glacier in the Nantlle Valley, North Wales. Glacial Geology and Geomorphology, http://ggg.qub.ac.uk/ggg/. HAYDEN, R. S. 1986. Mapping (chapter). In SHORT M. N. sr. & BLAIR, R. W. jr. eds. Geomorphology from Space. NASA. [online]. dostupné z: http://daac.gsfc.nasa.gov/DAAC_DOCS/geomorphology/GEO_HOME_PAGE.html. citováno v květnu 2004. HAYNES, V. M. 1968. The influence of glacial erosion and rock structure on corries in Scotland. Geografiska Annaler 50 A, 4: 221–234. HELLAD, P. E. & HOLMES, M. A. 1997. Surface textural analysis of quartz sand grains from ODP Site 918 off the southeast coast of Greenland suggests glaciation of southern Greenland at 11 Ma. Paleogeography, Paleoclimatology, Palaeoecology 135: 109–121. HELLAND, P. E., PEI-HUA HUANG & DIFFENDAL, R. F. 1997. SEM analysis of quartz sand grain surface textures indicates alluvial/colluvial origin of the quarternary "glacial" boulder calys at Huangshan (Yellow Mountain), EastCentral China. Quarternary Research: 177–186. HOLCOMBE, R. J. 2005. GEOrient 9.2. www.holcombe.net.au/software/. [online]. Department of Earth sciences, The University of Queensland. HOUSAROVÁ, M. & MENTLÍK, P. 2004. Srovnání vybraných morfometrických charakteristik některých glaciálně podmíněných forem reliéfu oblasti Šumavy a Bavorského lesa. Miscellanea Geographica 10: 129–144. HUBBARD, B. & GLASSER, N. 2005. Field techniques in glaciology and glacial geomorphology. Chichester : John Wiley & Sons, Ltd. 400 pp. CHÁBERA, S. 1975. Přehled vývoje názorů na otázku zalednění Šumavy. Šumava 5: 5–7. Vimperk. CHÁBERA, S. eds. 1987. Příroda na Šumavě. Jihočeské nakladatelství, České Budějovice. 182 pp. CHORLEY, R., J. & KENNEDY B. A. 1971. Physical Geography: a system approach. Prentice Hall.

199


IRFAN, T. Y. & DEARMAN, W. R. 1978. Engineering classification and index properties of a weathered granite. Buletin of the International Association of Engineering Geology, 17: 79–90. JANKOVSKÁ, V. 2004a. Paleoekologická výpověď sedimentů profilu Labský důl. In Engel, Z., Křížek, M. & Vilímek, V. edit. Geomorfologický sborník 3, Stav geomorfologických výzkumů v roce 2004 – sborník prací z mezinárodního semináře 26.–28. 4. 2004 v Peci pod Sněžkou. Praha : PřF UK v Praze. s. 29–30. JANKOVSKÁ, V. 2004b. Plešné jezero – archiv informací o holocéním a svrchněpleistocénním charakteru vegetace, krajiny a biotopu (první výsledky). In DVOŘÁK, L. & ŠUSTR, P. eds. Aktuality šumavského výzkumu II. Sborník z konference. Vimperk : Správa CHKO a NP Šumava ve Vimperku. s. 158–159. JANSKÝ, B. & ŠOBR, M. 1999. The Laka Lake. Acta Universitatis Carolinae 1999, Geographica, No 2.: 7–30. JANSKÝ, B., ŠOBR, M., HRDINKA, T., ZBOŘIL, A., VRÁNEK, V., POŠTA, P., OULEHLE, F., ŠNAJDR, M., KLOUČEK, O. & CHALUPOVÁ, D. 2003. Jezera České republiky. Praha : UK v Praze. 216 p. JANSKÝ, B., ŠOBR, M., KOCUR, J. & ČESÁK, J. 2005. Nová batymetrická mapování glaciálních jezer na české straně Šumavy. Geografie 109, 3: 176–187 (příloha I). JAROŠ, J. & VACHTL, J. 1992. Strukturní geologie. Praha : Academia. 437 s. JEDLIČKA, J. & MENTLÍK, P. 2002. Hydrologická analýza a výpočet základních morfometrických charakteristik povodí s využitím GIS. In BALEJ, M & ORŠULÁK, T. eds. Sborník Geoiformatika z XX. Jubilejního sjezdu ČGS. Ústí nad Labem : Univerzita J. E. Purkyně v Ústí nad Labem. s. 46–58. JEDLIČKA, K. & MENTLÍK, P. 2003. Užití některých prvků morfostrukturní analýzy v prostředí GIS. In MENTLÍK, P. eds. Geomorfologický sborník 2. Plzeň : ZČU v Plzni. JENÍK, J., SOUKUPOVÁ, L. & VÁŇA, J. 1998. Vegetation diversity in the backwall of Arber Great Lake corrie, Bohemian Forest. Silva Gabreta 2: 105–116. KALVODA, J. & VALENTA, Z. 1997. A Study of the Surface Textures of Quartz Grains from Makalu Massif–Sapt Kosi Lowland Section of the Himalayas. Acta Universitatis Carolinae, Geographica, XXXII, 2: 77–92. KALVODA, J. & KOŠŤÁK, B. 1984. Geomorfologická analýza měření dilatací pískovcových bloků v údolí Liběchovky, Polomené hory. Sborník Československé geografické společnosti, 1984, 89, 3: 199–210. KODYM, O. eds. 1961: Vysvětlivky k přehledné geologické mapě ČSSR 1: 200 000, M-33-XXVI – Strakonice. Praha : Academia. 149 s. KOŠŤÁK, B. 2003. Pomalé svahové pohyby a jak je zjišťujeme. In Baroň, I. & Klimeš, J. edit. Sesuvy, člověk a krajina. Sborník referátů a prezentací [CD/ROM]. Česká geologická služba pobočka Brno. KRAFT, J. & MENTLÍK, P. 2004. Úvod do geologie pro geografy, endogenní a exogenní dynamika. Plzeň : ZČU v Plzni (skriptum). 178 s. KRÁL, V. 1968. Geomorfologie vrcholové oblasti Krušných hor a problém paroviny. Rozpravy ČSAV, 78, 9, 66. řada MPV. praha : Academia. KRÁL, V. 1971. Zarovnané povrchy v jižním předpolí Doupovských hor. Acta Universitatis Carolina 1, 2: 39–47. KRÁL, V. 1985. Zarovnané povrchy České vysočiny. Studie ČSAV, 10, 85. Praha : Academia. 72 s. KRINSLEY, D. H. & DOORNKAMP, J. C. 1973. Atlas of Quartz Sand Surface Textures. Cambridge University Press, Cambridge. KŘÍŽ, V. 1995. Laviny Hrubého Jeseníku, Králického Sněžníku a Moravskoslezských Beskyd. Acta Facultatis Retům Naturalium, Geographia–Geologia 3. 149/1995 (Ostrava): 69–86. KUNSKÝ, J. 1933. Zalednění Šumavy a šumavská jezera. Sborník České společnosti zeměpisné. 39/1: 33–44. LACIKA, J. 1986. Klasifikácia metód morfoštruktúrnej analýzy reliéfu. Sborník prací 12. Bratislava : GGÚ ČSAV. s. 36–38. LACIKA, J. 2002. Typy riečneho pirátstva vo vulkanických pohoriach slovenských Karpát. Geografický časopis. 54. 2: 151–164. LACIKA, J., URBÁNEK, J. 1998. New morphostructural division of Slovakia. Slovak Geological Magazin 4, 1: 17–28. LÉTAL, A. 2004. Aplikace GIS v geomorfologii na příkladu geomorfologické kartografické tvorby. Manuskript, disertační práce, Praha: deponováno Katedra Fyzické geografie a geoekologie P řf UK Praha, 116 s. LOSENICKÁ, B, MUSIOL, F. & VOTÝPKA, V. 1999. Geomorphologic analysis of the Losenice River catchment area. Acta Universitatis Carolinea, geographica XXXIV, 1999: 69–100. LOŽEK, V. 1972. Příroda ve čtvrtohorách. Praha : Academia. 345 s. MAHANEY, C. W., CLARIDGE, G. & CAMPBELL, I. 1996. Microtextures on quartz grains in tills from Antarctica. Paleogeography, Paleoclimatology, Palaeoecology 121: 89–103. MARTINI, I. P., BROOKFIELD, M. E. & SADURA, S. 2001. Principles of Glacial Geomorphology and Geology. New Jersey : Prentice-Hall, Inc. 381 pp. MAŠEK, P. & VOTÝPKA, J. 1999. Geomorphological development of the košer part of the vydra river basin. Acta Universitatis Carolinea, geographica XXXIV, 1999: 101–132. MCCARROLL, D. & NESJE, A. 1996. Rock surface roughness as an indicator of degree of rock surface weathering. Earth surface processes and landforms, 21: 963–977. MENTLÍK, P. 2000. Příspěvek ke geomorfologii oblasti Velkého Ostrého (1 280 m n. m.) na Šumavě. Silva Gabreta 5: 7–26. MENTLÍK, P. 2001a. Použití GIS při mapování zarovnaných povrchů. Geomorphologia Slovaca 1: 35–39.

200


MENTLÍK, P. 2001b. Aplikace výsledků geomorfologických výzkumů při rozhodování v krajině. Miscelanea geographica 9. Plzeň : ZČU v Plzni. s. 89–100. MENTLÍK, P. 2001c. Zarovnané povrchy ve vrcholových partiích Špičáku a Rozvodí (Královský hvozd). Silva Gabreta 6: 7–18. MENTLÍK, P. 2002a. Příspěvek ke geomorfologii okolí Prášilského jezera (povodí Jezerního potoka). Silva Gabreta 8: 19–42. MENTLÍK, P. 2002b. Tvorba geomorfologického informačního systému pro oblast Prášilského jezera. Geomorfologický sborník 1. In KIRCHNER, K. & ROŠTÍNSKÝ, P. eds. Brno : Masarykova univerzita v Brně. s. 90–94. MENTLÍK, P. 2003. Mapování glaciálních forem georeliéfu v okolí Prášilského jezera na Šumavě. In MENTLÍK, P. eds. Geomorfologický sborník 2. ZČU v Plzni. 2: 155–164. MENTLÍK, P. 2004a. Stav geomorfologických výzkumů v okolí Prášilského jezera a jeho další perspektivy. Miscellanea Geographica 10: 145–159. MENTLÍK, P. 2004b. Příspěvek k poznání recentních geomorfologických procesů v okolí Prášilského jezera. Silva Gabreta 10: 9–30. MENTLÍK 2005a. The preliminary results of research of accumulation glacial forms in the surroundings of Laka „lake“. Miscellanea Geographica 11: 31–46. MENTLÍK, P. 2005b. Příspěvek k poznání geomorfologie povodí Jezerního potoka (oblast Prášilského jezera) na Šumavě. Rigorózní práce. Bratislava : Katedra fyzickej geografie a geoekológie. 111 s. MENTLÍK, P. 2005c. From “catena” to geomorphological system – an approach to the study of present-day geomorphological forms and processes. Geomorphologia Slovaca, 2005, 1: 55–64. MENTLÍK, P. 2005d. Zhodnocení stavu geomorfologických výzkumů v okolí Prášilského jezera a jezera Laka a návrh dalšího postupu výzkumných prací. Písemná práce k disertační zkoušce. Bratislava : Katedra fyzickej geografie a geoekológie. 70 s. MENTLÍK, P., JEDLIČKA, K., MINÁR, J. & BARKA, I. 2006. Geomorphological information system – physical model and options of geomorphological analysis. Geografie 1, 2006. in press. MENTLÍK, P. & DOKOUPIL, J. eds. 2004. Miscelanea Geographica 10. Plzeň : ZČU v Plzni. 189 s. MENTLÍK, P. & DOKOUPIL, J. eds. 2005. Miscelanea Geographica 10. Plzeň : ZČU v Plzni. 160 s. MERCIER, J. BOURLES, D., KALVODA, J., BRAUCHER, R. & PASCHEN, A. 1999. Deglaciation of the Vosges dated using 10Be. Acta Universitatis Carolinea 1999, Geographica, No. 2: 139–155. MERCIER, J. L., KALVODA, J., BOURLES, D. L., BRAUCHER, R. & ENGEL, Z. 2000. Preliminary results of 10Be dating of glacial lanscape in the Giant mountains. Acta Universitatis Carolinae, geographica, XXXV, Supplementum: 157– 170. MINÁR, J. & KUSANDOVÁ, D. 1995. Komplexná geomorfologická mapa jako súčasť GIS-U. Geographica Slovaca: 157–161. MINÁR, J. 1996. Niektoré teoreticko-metodologické problémy geomorfológie vo vazbe na tvorbu komplexných geomorfologických máp. In Acta facultatis rerum naturalium universitatis Comeniane. Gegraphica Nr. 36. Bratislava : UK v Bratislave. MINÁR, J. 2002. Prejavy katastrofických geomorfologických procesov v reliéfe Devínskej Kobyly. Geomorphologia Slovaca, 2: 16–22. MINÁR, J. & MIČIAN, L. 2002. Komplexná geomorfologická charakteristika Devínskej kobyly, M 1 : 10 000. In: Atlas krajiny Slovenskej republiky. M6P SR, Bratislava, Esprit, Banská Štiavnica. MINÁR, J. 2003. Možnosti denudačnej chronologie při výskume prírodných katastrof (Prípadová studia Devínska Nová Ves). In MENTLÍK, P. eds. Geomorfologický sborník 2. Plzeň : ZČU v Plzni. s. 287–291. MINÁR, J., MENTLÍK, P., JEDLIČKA, K. & BARKA, I. 2005. Geomorphological information system: idea and options for practical implementation. Geografický časopis, 57, 3: p. 247–266. MINÁR, J. 2006. Fuzzy princíp v geomorfologickom výskume a mapovaní. In: Létal, A. & Smolová, I. (eds) Geomorfologický sborník 5. Sborník abstraktů. Olomouc : Univerzita Palackého v Olomouci Přírodovědecká fakulta Katedra geografie a Česká asociace geomorfologů. s. 47–48. MINÁR, J. & EVANS, I. S. 2006. Theoretical basis of elementary landform segmentation in geomorphological mapping. in press. MINÁR, J. eds. 2001. Geoekologický (komplexný fyzickogeografický) výskum a mapovanie vo velkých mierkach. Geografické spektrum 3/2001. Bratislava : Prírodovedecká fakulta Univerzity Komenského v Bratislave nakl. Geografika. 209 s. NESJE, A. & DAHL, S. 1992. Paleoclimatic implicatuions based on equilibrium-line altitude depressions of reconstructed Younger Dryas and Holocene cirque glaciers in inner Nordfjord, western Norway. Paleogeography, Palaeoclimatology, Palaoecology. 94: 87–97. NESJE, A. & DAHL, S. O. 2000. Glaciers and Enviromental Change. London : Arnold. 203 p. NYE, J. F. 1952. A comparison between the theoretical and the measured long profile of the Unter-aar Glacier. Journal of Glaciology 2: 103–107. OTTO, J, CH. & DIKAU, R. 2004. Geomorrphologic systém analysis of a high mountain Halley in the Swiss Alps. Zeischrift für Geomorphology 48, 3: 323–341.

201


PELC, Z. & ŠEBESTA, J., 1994. Geologická mapa ČR. List 22-33 Kašperské Hory. 1 : 50 000. Český geologický ústav Praha. PELC, Z. 1991. Nové poznatky o geologické stavbě a litologii moldanubika Šumavy v úseku Borová Lada–Prášily– KašperskéHory. Zprávy o geologických výzkumech v roce 1991. Praha : Český geologický ústav. PELÍŠEK, J. 1978. Glaciální relikty v oblasti Prášilského jezera na Šumavě. Sborník ČGS. 83/1: 59. PFAFFL, F. 1986. Glazialmorphologische Untersuchungen an den Lachen im Arbergebiet/Bayerischer Wald. Geol. Bl. NO-Bayern. 36/3-4: 269–278. PFAFFL, F. 1992. Die Glazialseen des Hohen Böhmerwaldes. Geol. Bl. NO-Bayern. 42/1-2: 143–146. Erlangen. PFAFFL, F. 1998. Glazialmorphologische Untersuchungen am Rachel-Nordkar und am Grossen Arbersee im Bayerischen Wald. Geol. Bl. NO-Bayern. 38/1-2: 7–26. PINTER, N. KELLER, E. A. & WEST, R. B. 1994. Relative Dating of Terraces of the Owens River, Notrhern Owens Valley, California, and Correlation with Moraines of the Sierra Nevada. Quarternary Research 42: 266–276. PREUSSER, F. 2004. Towards a chronology of the Late Pleistocene in the northern Alpine Foreland. Boreas 33: 195– 210. RAAB, T. & VÖLKEL, J., 2003. Late Pleistocen glaciation of the Kleiner Arbersee area in the Bavarian Forest, south Germany. Quartenary Science Reviews 22: 581–593 p. RACZKOWSKA, Z. 1992. Niektore aspekty niwacji w Tatrach Wisokich. Systém denudacyjny Polski, Práce geograficzne nr. 155. Polska Akademia Nauk. p. 209–223. 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. Fingerwald V, 4. 1 a 2. REGER, R., D. & PÉWÉ 1975. Cryoplanation terraces: Indicators of a permafrost enviroment. Quarternary Research 6: 99–109. REIF, J. 2000. Metody matematické statistiky. Plzeň : ZČU v Plzni. 286 s. (skriptum). ROHDENBURG, H. 1989. Landscape Ecology – Geomorphology. Cremlingen-Destedt : Catena, Paperback. 177 pp. RUBÍN, J., BALATKA, B., LOŽEK, V., MALKOVSKÝ, M., PILOUS, V. & VÍTEK, J. 1986. Atlas skalních zemních a půdních tvarů. Praha : Academia. 385 s. RUDBERG, S. 1954. Västerbottens berggrundsmorfologi. Ett försök till rekonstruktion av preglaciala erosionsgenerationer i Sverige. (anglické shrnutí) Geographica 25. 457 pp. SAILER, R., KERSCHNER, H. & KELLER, A. 1999. Three-dimensional reconstruction of Younger Dryas glaciers with a raster-based GIS. Glacial Geology and Geomorphology, http://ggg/qub.ac.uk/ggg/. SELBY, M. J. 1980. A rock mass strength classification for geomorphological purposes: With test from Antarctica and New Zealand. Zeischrift für Geomorphology 24: 31–51. SMALL, J. R. 1978. The Study of landforms, a textbook of geomorphology. 2nd edition. Seventeenth printing (2001). Cambridge : Cambridge University Press. 502 pp. SNEED, E. D. & FOLK, R. L. 1958. Pebbles in the lower Colorado River, Texas, a study of particle morphogenesis. Journal of Geology 66 (2): 114–150. STANKOVIANSKY, M. 1975. Recentné geomorfologické procesy so zvlášnym zreteľom na Západné karpaty. Práce ke státní doktorské zkoušce. SAV : Bratislava. 72 s. STRAHLER, A., STRAHLER, A. 2003. Introducing Physical Geography. New York : John Wiley & Sons. 3th edition. 684 p. STRAND, K., PASSCHIER, S. & NÄSI, J. 2003. Implication of quartz grain microtextures for onset Eocene/Oligocéne glaciation in Prydz Bay, ODP Site 1166, Antarctica. Paleogeography, Paleoklimatology, Palaeoecology 198: 101– 111. STUART, L. RICHARDS, K. & CHANDLER, J. eds. 1998. Landform Monitoring, Modelling and Analysis. Chichester : John Wiley & Sons Ltd. 454 pp. SUMMERFIELD, M. A. 1991. Global Geomorphology. Edinburgh : Pearson Education Limited. 537 pp. SUMNER, P. & NEL, W. 2002. The effect of rock moisture on Schmidt hammer rebound: test on rock samples from Marion Island and South Africa. Earth Surface Processes and Landforms 27: 1137–1142. SVOBODOVÁ, H., SOUKUPOVÁ, L. & REILLE, M. 2002. Diversified development of mountain mires, Bohemian Forest, Central Europe, in the last 13,000 years. Quaternary International 91. p. 123–135. ŠEBESTA, J. 2005. Postup pro vypracování exodynamické analýzy vývoje reliéfu a návrh pracovní legendy pro sestavení mapy exodynamického vývoje reliéfu – oblast Šumava. Miscelanea Geographica 10: 181–188. ŠVAMBERA, J. 1914. Šumavská jezera III. Prášilské jezero. Rozpravy ČSAV 23/16: 1–19. ŠVAMBERA, J. 1913–14. Šumavská jezera (Laka, Malé, Velké javorské) Rozpravy ČSAV. II tř. Praha. THORN, C. E. & HALL, K. 2002. Nivation and cryoplanation: the case for scrutiny and integration. Progress in Physical Geography 26, 4: 533–550. TÖRÖK, A. 2003. Surface strength and mineralogy of weathering crusts on limestone buildings in Budapest. Buildings and Enviroment, 38: 1 185–1 192. URBÁNEK, J. 1974. Geomorfologický proces alebo koncepcie pohybu v geomorfológii. Geografický časopis (Bratislava), XXVI, 2: 205–222. URBÁNEK, J. 1993. Geomorfologické formy tektonického povodu (identifikácia a mapovanie). Mineralia slovaca, 25: 131–137.

202


URBÁNEK, J. 2000a. Geomorfologická analýza: hľadanie systému. Geografický časopis, Bratislava, 52, 3: 197–210. URBÁNEK, J. 2000b. Geomorfologická analýza: hľadanie pravdy. Geografický časopis, Bratislava, 52, 4: 291–302. VEJNAR, Z., KOPECKÝ, A. & RŮŽIČKA, M. 1991. Geologická mapa ČR. List 21-44 Železná Ruda. ČGU, Praha. VESELÝ, J. 1998. Changes in vegetation of the Černé Lake area inferred from pollen analysis of lake sediment: period between 3400 BC and 1600AD. Silva Gabreta 2: 105–116. VESELÝ, J. PRAŽÁKOVÁ, M. & MAJER, V. 2004. Enviromentální změny v Plešném jezeře v průběhu posledních více jak 14 000 let. In DVOŘÁK, L. & ŠUSTR, P. eds. Aktuality šumavského výzkumu II. Sborník z konference. Vimperk : Správa CHKO a NP Šumava ve Vimperku. s. 95–96. VILBORG, L. 1977. The cirque forms of Swedish Lapland. Geografiska Annaler, 59 A. 3–4: 89–150. VILBORG, L. 1984. The cirque forms of central Sweden. Geografiska Annaler, 66 A.1–2: 41–77. VOČADLOVÁ, K. & KŘÍŽEK, M. 2005. Glacial landforms in the Černé jezero Lake area. Miscellanea Geographica 11: 47–63. VOTÝPKA, J. 1975. Kvartérní modelace zarovnaných povrchů masívu Plechého na Šumavě. Acta Universitatis Carolinae, Geographica, 1–2: 43–60. VOTÝPKA J., 1979. Geomorfologie granitové oblasti masívu Plechého. Acta Universitatis Carolinae Geographica XVI/2: 55–83. VOTÝPKA, J. 1997. Geomorphological Analysis of the Development of the South-Eastern Šumava Granite Region. Acta Universitatis Carolinae, 1997, Geographica 2: 133–148. VOŽENÍLEK, V. eds. 2001. Integrace GPS/GIS v geomorfologickém výzkumu. Olomouc : UP v Olomouci. 1 vyd. 184 s. WAGNER, P. 1897. Die Seen des Böhhmerwaldes. Wiss. Veröf. d. Ver. f. Erdkunde Leipzig 4. 1–90. WHALLEY, B. W. & KRINSLEY, G. H. 1974. A scanning elektron microscope study of surface textures of quartz grains from glacial environments. Sedimentology 21: 87–105. WHALLEY, W. B. & MARTIN, H. E. 1992. Rock glaciers. II: Models and mechanisms. Progresss in Physical Geography 16: 127–186. ZBOŘIL, A. 1996. Prášilské jezero. Geografie 101/1: 22–40. ZEILER, M. 1999. Modeling Our World. Redlands : ESRI. 199 p. ŽURAWEK, R. 2002. Internal structure of a relict rock glacier, Sleza Massif, Southwest Poland. Permafrost and Periglacial Processes. 13: 29–42.

203


Obrazové přílohy Obr. příl. A: Generalizovaná geologická stavba zájmového území v okolí Prášilského jezera (upraveno podle PELCE & ŠEBESTY 1994)

204


Obr. příl. B: Podrobná geologická mapa okolí Prášilského jezera (upraveno na základě terénního výzkumu a PELCE & ŠEBESTY 1994)

205


Obr. příl. C: Generalizovaná geologická stavba zájmového území v okolí jezera Laka (upraveno podle PELCE & ŠEBESTY 1994)

206


Obr. příl. D: Skalní plotny na krystalických břidlicích v karové stěně Prášilského jezera

Obr. příl. E: Skalní plotny v karové stěně jezera Laka

207


Obr. příl. F: Žulové bloky na glaciálních formách v předpolí Prášilského jezera

Obr. příl. G: Schmidt hammer použitý k relativnímu datování forem v zájmových územích (dole brusný kámen)

208


Obr. příl. H: Dilatometr Hölle

Obr. příl. Ch: Dilatometrická měření 1 a 2

209


Obr. příl. I: Dilatometrická měření 3 a 4

Obr. příl. J: Dilatometrické měření 5

210


Obr. příl. K: Průběh profilů (Obr. 29,30 a 31) v okolí Prášilského jezera (jako pozadí použito morfologické ohodnocení elementárních forem reliéfu)

211


Obr. příl. L: Srovnání příčných profilů údolí v zájmových územích

212


Obr. příl. M: Linie profilů (Obr. 35, 36 a 37) v okolí jezera Laka (jako pomůcka pro morfologické ohodnocení elementárních forem reliéfu)

213


Obr. příl. N: Zájmové území v okolí Prášilského jezera na úrovni podskupiny (klasifikace geomorfologických individuí viz Tab. 4)

214


Obr. příl. O: Výsledky geologických analýz sedimentů nejstaršího zalednění; n = 70; (poloha Obr. 51, číselné označení 1) Směry a-os klastů (2D) Sector angle = 10° Scale: tick interval = 5% [3,6 data] Maximum = 22,5% [16 data] Mean Resultant dir'n = 23–203 [95% Confidence interval = ±21°] Circ.Median = 020-200 Circ. Variance = 0,56 Circular Std.Dev. = 1,3 Circ. Dispersion = 2,31 Směry a-os klastů (3D)

Tvar klastů (Sneed & Folk diagram) Striace 2 klasty

c:a

b:a

(a - b) / (a - c)

C40 = 36

Zaoblenost klastů 40 35 30 %

25 20 15 10 5 0 va

a

sa

sr

r

RA = 30

215


Obr. příl. P: Výsledky geologických analýz sedimentů z konce strže mezi Starou jímkou a Prášilským jezerem (poloha Obr. 51, číselné označení 2); n = 52 Směry a-os klastů (2D)

Sector angle = 10° Scale: tick interval = 5% [3,5 data] Maximum = 22,9% [16 data] Mean Resultant dir'n = 113-293 [95% Confidence interval = ±21°] Circ.Median = 110-290 Circ. Variance = 0,57 Circular Std.Dev. = 1,3 Circ. Dispersion = 2,38

Směry a-os klastů (3D)

Tvar klastů (Sneed & Folk diagram)

c:a

b:a

(a - b) / (a - c)

C40 = 59

Zaoblenost klastů 45 40 35

%

30 25 20 15 10 5 0 va

a

sa

sr

RA = 64,7

216


Obr. příl. R: Výsledky geologických analýz sedimentů strže mezi Starou jímkou a Prášilským jezerem (poloha Obr. 51, číselné označení 3); n = 50 Směry a-os klastů (2D)

Sector angle = 10° Scale: tick interval = 2% [1,0 data] Maximum = 12,2% [6 data] [95% Confidence interval = ±90°] Mean Resultant dir'n = 082-262 Circ.Median = 080-260 Circ. Variance = 0,89 Circular Std.Dev. = 2,1 Circ. Dispersion = 32,77



c:a

b:a

(a - b) / (a - c)

C40 = 45

Zaoblenost klastů 35 30 25 %

20 15 10 5 0 va

a

sa

sr

RA = 56

217


Obr. příl. S: Výsledky geologických analýz sedimentů ve Staré jímce (poloha Obr. 51, číselné označení 5); n = 74 Sector angle = 10° Směry a-os klastů (2D) Scale: tick interval = 2% [1,5 data] Maximum = 10,8% [8 data] Mean Resultant dir'n = 071-251 [95% Confidence interval = ±64°] Circ.Median = 070-250 Circ.Mean Dev.about median = 39° Circ. Variance = 0,84 Circular Std.Dev. = 1,9 Circ. Dispersion = 15,64 Směry a-os klastů (3D)


c:a

b:a

(a - b) / (a - c)

C40 = 51,9

Zaoblenost klastů 60 50

%

40 30 20 10 0 va

a

sa

sr

RA = 72

218


Obr. příl. T: Výsledky geologických analýz sedimentů kamenného moře (pod Skalkou – svah se západní orientací); n = 51 Směry a-os klastů (2D)


Sector angle = 10° Scale: tick interval = 3% [1,5 data] Maximum = 13,7% [7 data] Mean Resultant dir'n = 089-269 [95% Confidence interval = ±25°] Circ.Median = 090-270 Circ.Mean Dev.about median = 31° Circ. Variance = 0,62 Circular Std.Dev. = 1,4 Circ. Dispersion = 2,44 Circ.Std Error = 0,2189


c:a

b:a

(a - b) / (a - c)

C40 = 82,4


%

40 30 20 10 0 va

a

sa

RA = 92

219


Obr. příl. U: Výsledky geologických analýz sedimentů murových sedimentů z paraglaciální fáze (poloha odběru vzorku Obr. 63); n = 50 Sector angle = 10° Směry a-os klastů (2D) Scale: tick interval = 3% [1,5 data] Maximum = 13,7% [7 data] Mean Resultant dir'n = 089-269 [95% Confidence interval = ±25°] Circ.Median = 090-270 Circ.Mean Dev.about median = 31° Circ. Variance = 0,62 Circular Std.Dev. = 1,4 Circ. Dispersion = 2,44 Circ.Std Error = 0,2189 Směry a-os klastů (3D)


c:a

b:a

(a - b) / (a - c)

C40 = 75


%

40 30 20 10 0 va

a

sa

RA = 96,7

220


Obr. příl. V: Výsledky geologických analýz sedimentů z čela lalokovité glaciální formy v předpolí jezera Laka; n = 69 Směry a-os klastů (2D)

Sector angle = 10° Scale: tick interval = 3% [1,5 data] Maximum = 13,7% [7 data] Mean Resultant dir'n = 089-269 [95% Confidence interval = ±25°] Circ.Median = 090-270 Circ.Mean Dev.about median = 31° Circ. Variance = 0,62 Circular Std.Dev. = 1,4 Circ. Dispersion = 2,44 Circ.Std Error = 0,2189



c:a

b:a

(a - b) / (a - c)

C40 = 56,9

%

Zaoblenost klastů 50 45 40 35 30 25 20 15 10 5 0 va

a

sa

sr

r

RA = 62,1

221


Obr. příl. W: Výsledky geologických analýz sedimentů z boční morény v předpolí jezera Laka; n = 80 Sector angle = 10° Směry a-os klastů (2D) Scale: tick interval = 5% [4,1 data] Maximum = 23,5% [19 data] Mean Resultant dir'n = 145-325 [95% Confidence interval = ±18°] Circ.Median = 145-325 Circ.Mean Dev.about median = 29° Circ. Variance = 0,57 Circular Std.Dev. = 1,3 Circ. Dispersion = 2,05 Směry a-os klastů (3D)


c:a

b:a

(a - b) / (a - c)

C40 = 41,9


%

40 30 20 10 0 va

a

sa

sr

RA = 58,7

222


Obr. příl. X: Výsledky geologických analýz sedimentů murových sedimentů (poloha odběru vzorku Obr. 63); n = 56 Směry a-os klastů (2D)

Sector angle = 10° Scale: tick interval = 2% [1,1 data] Maximum = 12,5% [7 data] Mean Resultant dir'n = 117-297 [95% Confidence interval = ±90°] Circ.Median = 117-297 Circ.Mean Dev.about median = 44° Circ. Variance = 0,97 Circular Std.Dev. = 2,6 Circ. Dispersion = 524,03



c:a

b:a

(a - b) / (a - c)

C40 = 90,6

Zaoblenost klastů 70 60 50 40 30 20 10 0 va

a

sa

r

RA = 90,6

223


Obr. příl. Y: Výsledky granulometrie „glaciálních“ vzorků z okolí Prášilského jezera (n = 15) A) SAMPLE moren stara TEXTURAL Gravelly Muddy GROUP: Medium Gravelly SEDIMENT Clayey Medium

Gravel 26,7 Sand 59,2 Mud: 14,

Gravel

Gravel 80%

Gravel %

Muddy Gravel Muddy Sandy Gravel

Sandy Gravel

30% Gravelly Mud

Gravelly Sand

Gravelly Muddy Sand

5% Trace

Mud

Slightly Gravelly MudMud 1:9

Slightly Gravelly Sandy Mud Sandy Mud 1:1

B)

Sand

SAMPLE moren stara TEXTURAL Clayey Sand GROUP:

90%

Sand

9:1

NOTE Grave l is als o pre s e nt in this s am ple

Clayey Sand Muddy Sand Silty Sand

Sand % 50%

Sandy Clay

Sandy Mud

0,0 0,0 18,4 2,5 5,9 12,7 13,8 15,9 9,9 7,0 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 11,0

Slightly Gravelly Sand Sand

Slightly Gravelly Muddy Sand Muddy Sand

Sand:Mud Ratio

Very Coarse Coarse Medium Fine Gravel: Very Fine Very Coarse Coarse Medium Fine Very Fine Very Coarse Coarse Medium Fine Silt: Very Fine Clay:

Sandy Silt

Sand

Gravel 26,7 Sand 59,2 Mud: 14, Very Coarse Coarse Medium Fine Gravel: Very Fine Very Coarse Coarse Medium Fine Very Fine Very Coarse Coarse Medium Fine Silt: Very Fine Clay:

0,0 0,0 18,4 2,5 5,9 12,7 13,8 15,9 9,9 7,0 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 11,0

10% Clay

Clay

Mud 1:2

Silt:Clay Ratio

Silt 2:1

Silt

224


Obr. příl. Z: Výsledky granulometrie murových kuželů a nivační sníženiny vzorků z okolí Prášilského jezera (n = 3) A) Gravel: 32,6 Sand: 34,5 Mud: 32,

Gravel

SAMPLE mura stara TEXTURAL Muddy Sandy Gravel GROUP: Clayey Sandy SEDIMENT Medium Gravel

Gravel


80%

Sandy Gravel

Gravel %

Muddy Gravel

Muddy Sandy Gravel

30%

Gravelly Mud

Gravelly Sand

Gravelly Muddy Sand

5%

Trace

Mud

Slightly Gravelly Mud Mud 1:9

Slightly Gravelly Sandy Mud

Slightly Gravelly Muddy Sand

Sandy Mud

Muddy Sand 1:1


Sand

9:1

Sand:Mud Ratio

B)

Sand

SAMPLE mura stara TEXTURAL Clayey Sand GROUP:

90%

Sand


Clayey Sand Muddy Sand Silty Sand

Sand % 50%

Sandy Clay

Sandy Mud

Sandy Silt

Gravel 32,6 San 34,5 Mud: 32, Very Coarse Coarse Medium Fine Gravel: Very Fine Very Coarse Coarse Medium Fine Very Very Coarse Medium Fine Silt: Very Fine Clay:

0,0 0,0 19,0 7,2 6,4 12,7 10,1 4,8 3,7 3,2 0,3 0,3 0,3 0,3 0,4 31,5

10% Mud

Clay

Clay

1:2

Silt:Clay Ratio

Silt 2:1

Silt

225


0,0 0,0% 19,0 7,2% 6,4% 12,7 10,1 4,8% 3,7% 3,2 0,3 0,3 0,3 0,3 0,4 31,5

Obr. příl. Ž: Výsledky granulometrie „glaciálních“ vzorků z okolí jezera Laka (n=5) A) SAMPLE str horni TEXTURAL Muddy Sandy GROUP: Clayey Sandy SEDIMENT Medium Gravel

Gravel 60,7 Sand 30,3 Mud: 9,0

Gravel

Gravel 80%

Gravel %

Sandy Gravel

Muddy Gravel Muddy Sandy Gravel

30% Gravelly Mud

Gravelly Sand

Gravelly Muddy Sand

5% Trace

Mud

Slightly Gravelly MudMud

Slightly Gravelly Sandy Mud Sandy Mud 1:1

1:9

B)

Sand

SAMPLE str horni TEXTURAL Clayey Sand GROUP: IGNORING

90%

Sand

9:1

Sand

Gravel: 60,7 Sand 30,3 Mud: 9,0



Clayey SandMuddy SandSilty Sand

Sand % 50%

Sandy Clay

Sandy Mud

0,0 0,0 39,5 10,4 10,8 8,9 7,6 5,1 4,5 4,2 0,0 0,0 0,0 0,0 0,1 8,7


Slightly Gravelly Muddy Sand Muddy Sand

Sand:Mud Ratio


Sandy Silt

0,0 0,0% 39,5 10,4 10,8 8,9 7,6 5,1% 4,5% 4,2 0,0 0,0 0,0 0,0 0,1 8,7

10% Clay

Clay

Mud 1:2

Silt:Clay Ratio

Silt 2:1

Silt

226


Obr. příl. AA: Foto přirozeného odkryvu v nejstarších morénových sedimentech (poloha vzorek č. 1 v Obr. 51)

Obr. příl. BB: Profil zarážecí půdní sondou severně od morény nejstaršího zalednění (poloha viz Obr. 57 – označení 1)

227


Obr. příl. CC: Profil sedimenty zazemněného jezera ve Staré jímce (hloubka v metrech)

228


Obr. Příl. DD: Profil zarážecí sondy prorašelinělé sníženiny v SZ cípu Prášilského jezera (poloha viz Obr. 57, číselné označení 3) (hloubka v metrech)

Obr. Příl. EE: Profil zarážecí sondy paraglaciálního murového kužele (poloha viz Obr. 63) (hloubka v metrech)

229


Obr. příl. FF: Rozložení spádnic ve formě charakteru úpadu v zájmovém území v okolí jezera Laka

Obr. příl. GG: Profil prorašelinělou sníženinou v konstrukčním segmentu v zájmovém území v okolí jezera Laka

230


Obr. příl. HH: Profil rašeliništěm u výše položeného dna karu v zájmovém území v okolí jezera Laka

Obr. příl. ChCh: Pravděpodobný rozsah ledovce jednotlivých stádií zalednění v zájmovém území v okolí Prášilského jezera

231


Obr. příl. II: Pravděpodobný rozsah ledovce jednotlivých stádií zalednění v zájmovém území v okolí jezera Laka

Obr. příl. JJ: Profil pravděpodobně holocenní částí murové akumulace ve výše položeném karu nad Prášilským jezerem

232


Obr. příl. KK: Geomorfologické formy katény murového úžlabí (převzato z MENTLÍK 2005b)

Obr. příl. LL: Profil sedimenty nivačního valu v murovém úžlabí (Viz Obr. příl. KK)

233


Obr. příl. MM: Výsledky regresní analýzy jednotlivých dilatometrických měření z karové stěny Prášilského jezera (poloha měření viz Obr. příl. Ch, I a K)

Měření 1 0,4

0,3

v

Měření 3

0,2

1,5

0,1

v

0,9

-0,1 0,0

0,3

3,0

6,0

9,0

12,0

9,0

12,0

9,0

12,0

m n. m

Měření 4

-0,4

-1,0 0,0

3,0

6,0

9,0

0,3

12,0

m n. m 0,2

v

Měření 5

0,1

0,8

0,0

v

0,6

-0,1 0,0

0,3

3,0

6,0

m n. m

Měření 2

0,1

-0,2 0,0

3,0

6,0

9,0

2,0

12,0

m n. m

v

1,5

1,0

0,5

0,0 0,0

3,0

6,0

m n. m

234


Fotografické přílohy Foto 1: Pohled z karové stěny na Prášilské jezero; vpravo před jezerem patrný výrazný (asymetricky položený) morénový val

Foto 2: Pohled na jezero Laka (od severu)


Foto 3: Pohled na systém schodovitého karu Prášilského jezera (v. m. v. – výrazný morénový val asymetricky položený k jezeru – druhá etapa, 1. fáze zalednění); pohled od západu

Foto 4: Akumulační formy mladší etapy zalednění v předpolí Prášilského jezera (pohled od SV); s. l. s. (k) l. – stupeň lalokovité formy vytvořené ledovcovým skalním (kamenným) ledovcem

236


Foto 5: Pohled na Prášilské jezero a výrazný morénový val asymetricky položený k jezeru – druhá etapa, 1. fáze zalednění (vpravo se žulovými bloky)

Foto 6: Strž v sedimentech ledovcového skalního (kamenného) ledovce mezi Prášilským jezerem a Starou jímkou

237


Foto 7: Pohled na Starou jímku (část kde se nacházela nádrž hrazená sypanou hrází – dnes zazemněná)

Foto 8: Začátek glaciálních sedimentů (čelo lalokovité formy) v předpolí jezera Laka

238


Foto 9: Průsek kde vedla Železná opona – napříč protínající karovitou sníženinu jezera Laka – viz Obr. 37

Foto 10: Dno „vloženého“ karu v cirkovité sníženině jezera Laka

239


Foto 11: Fosilní nivační sníženina v horní části karové stěny jezera Laka

Foto 12: Vrcholová plošina Plesné

240


Foto 13: Kamenné moře pod Skalkou (1 237 m) (zájmové území Prášilského jezera)

Foto 14: Kamenné moře pod Ždánidly (1 308,5 m n. m.)

241


Foto 15: Asymetrický hřbet (kuestoid) na vrcholu Skalky (hřbetová plošina mezi Poledníkem a Skalkou ~1 230 m n. m.)

Foto 16: Skalní defilé tvořené bloky, za kterými je jeskyně ve vrcholových partiích Ždánidel

242


Foto 17: Vnitřek puklinové jeskyně ve vrcholových partiích Ždánidel

Foto 18: Nivační sníženina se sněžníkem v horní části murového zářezu v karové stěně výše položeného karu (u schodovitého karu Prášilského jezera)

243


Foto 19: Odlučná oblast mury (zájmové území Prášilského jezera) – podzim 2002

Foto 20: Odlučná oblast mury (zájmové území Prášilského jezera) – podzim 2005

244


Seznam obrázků a obrazových příloh Obr. 1: Geografická poloha zájmových území.................................................................................................................. 9 Obr. 2: Vymezení hlavních geomorfologických areálů v povodí Jezerního potoka (vytékajícího z Prášilského jezera); (převzato z MENTLÍK 2002a, MENTLÍK 2005b) ..................................................................................................... 12 Obr. 3: Kuestoid na vrcholu Skalky (Foto 15); pod strmým skalnatým svahem se nachází plošina zvýrazněná kryoplanací; převzato z (MENTLÍK 2005b)............................................................................................................ 14 Obr. 4: Růžicový graf směrů tektonických puklin v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera (na krystalických břidlicích) (n = 42); převzato z (MENTLÍK 2005C).................................................................... 15 Obr. 5: Růžicový graf směrů tlakových puklin v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera (na krystalických břidlicích) (n = 166); převzato z (MENTLÍK 2005C).................................................................. 15 Obr. 6: Růžicový graf směrů všech puklin v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera (na krystalických břidlicích) (n = 213); převzato z (MENTLÍK 2005C)........................................................................ 15 Obr. 7: Růžicový graf směrů všech puklin v zájmovém území (na žulovém podkladě); n = 102.................................. 16 Obr. 8: Vztah strukturních geologických prvků v okolí Prášilského jezera a generelní stavby karu; převzato z (MENTLÍK 2005b) ............................................................................................................................................... 17 Obr. 9: Všechny měřené pukliny na krystalických břidlicích v zájmovém území v okolí jezera Laka; n = 77 .............. 19 Obr. 10: Vymezení zájmového území a geologické podmínky v okolí Prášilského jezera; podklad geologická mapa 1 : 50 000 (doplněno podle PELC & ŠEBESTA 1994); digitální podklad zapůjčen Správou NP a CHKO Šumava 21 Obr. 11: Vymezení zájmového území v okolí jezera Laka; podklad geologická mapa 1 : 50 000 (doplněno podle PELC & ŠEBESTA 1994 a VEJNAR et al. 1991); digitální podklad zapůjčen Správou NP a CHKO Šumava................... 24 Obr. 12: Batymetrická mapa Prášilského jezera; převzato z (ZBOŘIL 1996)................................................................... 26 Obr. 13: Batymetrická mapa jezera Laka; převzato z (JANSKÝ & ŠOBR 1999) ............................................................... 28 Obr. 14: Schématické znázornění hlavních složených segmentů georeliéfu tvořících kar Prášilského jezera s vymezením elementárních forem reliéfu u kterých předpokládáme vznik glaciálními a kryogenními procesy. 33 Obr. 15: Schématické znázornění hlavních složených segmentů georeliéfu tvořících kar u Prášilského jezera s vymezením elementárních forem reliéfu vzniklých glaciálními, kryogenními procesy a dále paraglaciálními, holocénními a recentními formami ....................................................................................................................... 34 Obr. 16: Primární geomorfologická mapa okolí Prášilského jezera; upraveno podle (MENTLÍK et al. 2006)................. 37 Obr. 17: Koncept morfostrukturní analýzy reliéfu v rámci geomorfologického informačního systému......................... 42 Obr. 18: Geosystémy Šumavského karu ......................................................................................................................... 52 Obr. 19: Kontinuum tvarů klastů – Sneed & Folk diagram............................................................................................. 54 Obr. 20: Metody relativního a absolutního datování použité v zájmovém území; zpracováno podle (H UBBARD & GLASSER 2005).................................................................................................................................................. 61 Obr. 21: Zvětralá kůra žulového bloku ........................................................................................................................... 64 Obr. 22: Jedna z měřených jamek žulového bloku.......................................................................................................... 64 Obr. 23: Grafická reprezentace komponent používaných pro výpočet ELA metodou rovnovážného poměru – Ac = oblast nad ELA; Ab = oblast pod ELA; převzato z (BENN & GEMMELL 1997) ........................................... 69 Obr. 24: Geomorfologické linie 1. a 2. řádu strmých svahů a zarovnaných povrchů...................................................... 74 Obr. 25: Geomorfologické 1. a 2. řádu údolnic a linie zarovnaných povrchů................................................................. 75 Obr. 26: Geomorfologické linie 3. řádu (číslování linií v obrázku odpovídá číslování v Tab. 12) ................................. 76 Obr. 27: Růžicový diagram délek směrů všech zjištěných geomorfologických linií 3. řádu [%] ................................... 77 Obr. 28: Podélný profil údolím Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera (převzato z MENTLÍK 2002a) ....... 79 Obr. 29: Měřený profil vedený přes Prášilské jezero (linie profilu Obr. příl. K). ........................................................... 79 Obr. 30: Profil začínající na plošině v karové stěně, jež je položena JZ od Prášilského jezera (linie profilu Obr. příl. K) ............................................................................................................................................................................... 80 Obr. 31: Příčné profily prezentující morfologii v předpolí Staré jímky (průběh profilů viz Obr. příl. K) (převzato z MENTLÍK 2005b)................................................................................................................................. 81 Obr. 32: Profily protékanými a neprotékanými stržemi mezi Prášilským jezerem a Starou jímkou (převzato z MENTLÍK 2005b) ................................................................................................................................................................... 82 Obr. 33: Profily karovou stěnou nad Prášilským jezerem ............................................................................................... 82 Obr. 34: Podélný profil konstrukčními glaciálními formami v předpolí jezera Laka (linie profilu Obr. příl. N); (sklony ve stupních) .............................................................................................................................................. 83 Obr. 35: Příčný profil konstrukčními glaciálními formami v předpolí jezera Laka (linie profilu Obr. příl. N); (sklony ve stupních) .............................................................................................................................................. 83 Obr. 36: Podélné profily cirkovitou sníženinou nad jezerem Laka (průběh profilů Obr. příl. M); sklony ve stupních... 84 Obr. 37: Příčný profil cirkovitou formou nad jezerem Laka (linie profilu Obr. příl. M) (Foto 9) .................................. 85 Obr. 38: Předpokládaný vývoj karů vyjádřený změnami podélných profilů podle GORDONA (1977) s vyznačením fáze vývoje karů Prášilského jezera (1.–2. fáze) a jezera Laka (5. fáze) ...................................................................... 85

245


Obr. 39: Sklony svahů (hlavní osa y) a 2D plocha (vedlejší osa y) vynesené vůči nadmořské výšce – osa x (m n. m.) u karu Prášilského jezera ...................................................................................................................................... 87 Obr. 40: Sklony svahů (hlavní osa y) a 2D plocha (vedlejší osa y) vynesené vůči nadmořské výšce – osa x (m n. m.) u uzávěru údolí ve kterém leží Stará jímka ........................................................................................................... 88 Obr. 41: Sklony svahů (hlavní osa y) a 2D plocha (vedlejší osa y) vynesené vůči nadmořské výšce – osa x (m n. m.) u karu jezera Laka ................................................................................................................................................. 88 Obr. 42: Sklony svahů (hlavní osa y) a 2D plocha (vedlejší osa y) vynesené vůči nadmořské výšce – osa x (m n. m.) u karu Černého jezera............................................................................................................................................ 89 Obr. 43: Kumulativní vektor směrů mediánových os sledovaných karů (data podle Tab. 15) ....................................... 90 Obr. 44: Plochy svahů s různou orientací u sledovaných karů [%]................................................................................. 90 Obr. 45: Elementární formy v okolí Prášilského jezera na úrovni taxonomické úrovně skupin (spolu s jejich specifikacemi) ....................................................................................................................................................... 95 Obr. 46: Relikty zarovnaných povrchů v zájmovém území v okolí Prášilského jezera .................................................. 98 Obr. 47: Změna rozlohy reliktů zarovnaných povrchů s výškou v zájmovém území v okolí Prášilského jezera (r = 0,33) ............................................................................................................................................................................. 100 Obr. 48: Změna rozpětí u jednotlivých zarovnaných povrchů (vyjádřená variačním koeficientem v) počítaným jako podíl výběrové směrodatné odchylky nadmořských výšek konkrétního zarovnaného povrchu a střední hodnoty jeho nadmořských výšek) s nadmořskou výškou v zájmovém území v okolí Prášilského jezera (r = -0,72)...... 100 Obr. 49: Profil zvětralinou na Jezerním hřbetu (relikt zarovnaného povrchu) – sklon v okolí 0°................................. 102 Obr. 50: Schematické znázornění různých částí svahu s východní orientací v oblasti údolí tvaru V (pod linií znázorňující sklon svahu je morfologické pojmenování, nad jsou uvedeny pravděpodobné převládající procesy vedoucí ke vzniku jednotlivých segmentů svahu)............................................................................................... 104 Obr. 51: Glaciální konstrukční formy v zájmovém území v okolí Prášilského jezera .................................................. 106 Obr. 52: Nákres vyjadřující postup výpočtu mocnosti ledu a sklonu povrchu ledovce v průběhu staršího zalednění (průběh profilu Obr. 51) ...................................................................................................................................... 107 Obr. 53: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z morény nejstaršího zalednění v zájmovém území v okolí Prášilského jezera (analýza L. Lisá) ........................................................................ 108 Obr. 54: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z konce strže (poloha Obr. 51, číselné označení 3); tento graf je možné brát jako příklad prokázaného glaciálního prostředí při vzniku sedimentů (analýza L. Lisá).................................................................................................................................................. 110 Obr. 55: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z 2/3 strže v předpolí Staré jímky (poloha Obr. 51, číselné označení 3) (analýza L. Lisá) .................................................................................................... 111 Obr. 56: Výsledky souhrnné analýzy sedimentů strže v předpolí Staré jímky pomocí SEM; podtržená jsou místa, kde byly prováděny i další sedimentologické analýzy (Obr. příl. P a R) ................................................................... 111 Obr. 57: Destrukční glaciální segment v okolí Prášilského jezera ................................................................................ 114 Obr. 58: Výsledky pylové analýzy zarážecí sondy ve Staré jímce (profil Obr. příl. CC; poloha Obr. 57, číselné označení 2) (pylová analýza E. Břízová)............................................................................................................................ 115 Obr. 59: Výsledky pylové analýzy zarážecí sondy ve Staré jímce (profil Obr. příl. CC; poloha Obr. 57, číselné označení 2) (pylová analýza E. Břízová)............................................................................................................................ 115 Obr. 60: Výsledky pylové analýzy zarážecí sondy ve Staré jímce (profil Obr. příl. CC; poloha Obr. 57, číselné označení 2) (pylová analýza E. Břízová)............................................................................................................................ 116 Obr. 61: Morfometrické charakteristiky systému karů Prášilského jezera (Foto 3) ...................................................... 119 Obr. 62: Schéma hypotézy popisující vznik geliflukčních svahů.................................................................................. 120 Obr. 63: Geomorfologické formy vzniklé murovou činností v karové stěně výše položeného karu Prášilského jezera122 Obr. 64: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z akumulace murového kužele vzniklého v paraglaciální fázi (poloha Obr. 63) (analýza L. Lisá)....................................................................................... 123 Obr. 65: Elementární formy v zájmovém území v okolí jezera Laka na taxonomické úrovni skupin (spolu s jejich specifikacemi) ..................................................................................................................................................... 124 Obr. 66: Směry skalních stěn v západní části karové stěny jezera Laka (profil stěnou viz Obr. 36; označení profilu a); n = 20; Sector angle = 10°, Scale: tick interval = 10 % [2,0 data], Maximum = 40 % [8 data], Mean Resultant dir'n = 141–321°................................................................................................................................................. 126 Obr. 67: Zájmové území v okolí jezera Laka na úrovni podskupiny (klasifikace geomorfologických individuí viz Tab. 4.) ................................................................................................................................................................ 127 Obr. 68: Relikty zarovnaných povrchů v zájmovém území v okolí jezera Laka........................................................... 128 Obr. 69: Poloha vrtů a místa odběru vzorku pro SEM na pedimentu a přilehlém svahu v okolí Staré Hůrky .............. 129 Obr. 70: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z pokryvu reliktu zarovnaného povrchu na Staré Hůrce (poloha Obr. 69) (analýza L. Lisá) .................................................................................................. 131 Obr. 71: Změna rozlohy reliktů zarovnaných povrchů s výškou v zájmovém území v okolí jezera Laka (korelace =0,422) .................................................................................................................................................................. 132

246


Obr. 72: Změna rozčlenění jednotlivých zarovnaných povrchů (vyjádřená variačním koeficientem – počítaným jako podíl výběrové směrodatné odchylky nadmořských výšek konkrétního zarovnaného povrchu a střední hodnoty jeho nadmořských výšek) s nadmořskou výškou v zájmovém území v okolí jezera Laka (korelace = -0,559) .. 132 Obr. 73: Glaciální konstrukční formy v zájmovém území v okolí jezera Laka............................................................. 134 Obr. 74: Výsledky souhrnné analýzy sedimentů ve strži v předpolí jezera Laka pomocí SEM; podtržené je místo, kde byly prováděny i další geologické analýzy................................................................................................... 136 Obr. 75: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z konce strže v předpolí jezera Laka (analýza L. Lisá)......................................................................................................................................... 137 Obr. 76: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z boční morény v předpolí jezera Laka (analýza L. Lisá)......................................................................................................................................... 138 Obr. 77: Destrukční segment v okolí jezera Laka ......................................................................................................... 139 Obr. 78: Morfologický systém vloženého karu v zájmovém území v okolí jezera Laka a výpočet sklonu povrchu ledovce v době jeho největšího rozšíření ............................................................................................................ 141 Obr. 79: Periglaciální formy ve vrcholových partiích Ždánidel.................................................................................... 142 Obr. 80: Schematický náčrt jeskyně ve vrcholových partiích Ždánidel (pro srovnání viz Foto 16 a 17)...................... 144 Obr. 81: Vybrané fluviální formy navazující na konstrukční glaciální segment v předpolí jezera Laka (pro lepší orientaci jsou doplněny i formy jiné než fluviální geneze) ................................................................................. 145 Obr. 82: Zářez pleistocénního proudového sesuvu v zájmovém území v okolí jezera Laka......................................... 147 Obr. 83: Relativní stáří akumulačních forem v okolí Prášilského jezera ...................................................................... 149 Obr. 84: Relativní datování forem Schmidt hammer testem podle HUBBARD & GLASSER (2005) ............................... 150 Obr. 85: Relativní datování forem Schmidt hammer testem podle EVANS et al. (1999) ............................................... 151 Obr. 86: Rekonstrukce paleogeomorfosystému nejstarší etapy zalednění .................................................................... 154 Obr. 87: Rekonstrukce paleogeomorfosystém první fáze druhé etapy zalednění – fáze ledovcového skalního (ledovcového) ledovce ........................................................................................................................................ 155 Obr. 88: Rekonstrukce paleogeomorfosystém druhé fáze druhé etapy zalednění v karu Prášilského jezera A – systém stupňovitého karu; B – systém karového ledovce v karu Prášilského jezera ...................................................... 156 Obr. 89: Rekonstrukce paleogeomorfosystém druhé fáze druhé etapy zalednění v oblasti Staré jímky ....................... 156 Obr. 90: Relativní stáří akumulačních forem v okolí jezera Laka................................................................................. 158 Obr. 91: Rekonstrukce paleogeomorfosystému starší etapy zalednění v okolí jezera Laka.......................................... 160 Obr. 92: Rekonstrukce paleogeomorfosystému mladší etapy zalednění v okolí jezera Laka........................................ 161 Obr. 93: Mura ve svahu nad Prášilským jezerem (podzim 2002) (převzato z MENTLÍK 2004b, 2005b) (Foto 19)....... 164 Obr. 94: Mura ve svahu nad Prášilským jezerem (podzim 2005) (Foto 20) ................................................................. 164 Obr. 95: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z mladšího murového kužele (analýza L. Lisá).................................................................................................................................................. 165 Obr. 96: Nivační sníženina v horní části murového úžlabí v karové stěně výše položeného karu u Prášilského jezera (viz Foto 18)........................................................................................................................................................ 167 Obr. 97: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn u novačních sedimentů (analýza L. Lisá) ................................................................................................................................................................ 167 Obr. 98: Výsledky dilatometrických měření v karové stěně Prášilského jezera poloha měření viz Obr. příl. CH, I a J) ............................................................................................................................................................................. 168 Obr. 99: Výsledky shlukové analýzy pěti dilatometrických měření pohybů skalních bloků z karové stěny Prášilského jezera (poloha měření viz Obr. příl. CH, I a J) .................................................................................................... 169 Obr. 100: Schéma vztahů morfostrukturních podmínek a faktorů, které měly vliv na vznik karu jezera Laka (pro srovnání strukturních predispozic s karem Prášilského jezera viz Obr. 8) .................................................. 174 Obr. 101: Vazba morfologie sledovaných karů a jejich hlavních morfostrukturních predispozic (směry zlomů resp. geomorfologických linií 3. řádu a puklinatosti podmíněné foliací horniny) ....................................................... 176 Obr. 102: RA/C40 diagram shrnující výsledky analýz tvaru a zaoblení klastů z obou zájmových území ..................... 179 Obr. 103: Schéma vyjadřující vztahy hřbetových a svahových procesů (ovlivněných orientací svahů a nadmořskou výškou)................................................................................................................................................................ 181 Obr. 104: Srovnání předpokládaného morfostrukturního vývoje obou zájmových území (stanovené na základě analýzy forem údolních den a přilehlých svahů)................................................................................................. 183 Obr. příl. A: Generalizovaná geologická stavba zájmového území v okolí Prášilského jezera (upraveno podle P ELCE & ŠEBESTY 1994) ................................................................................................................................................ 204 Obr. příl. B: Podrobná geologická mapa okolí Prášilského jezera (upraveno na základě terénního výzkumu a PELCE & ŠEBESTY 1994) ................................................................................................................................................ 205 Obr. příl. C: Generalizovaná geologická stavba zájmového území v okolí jezera Laka (upraveno podle P ELCE & ŠEBESTY 1994) ................................................................................................................................................ 206 Obr. příl. D: Skalní plotny na krystalických břidlicích v karové stěně Prášilského jezera ........................................... 207 Obr. příl. E: Skalní plotny v karové stěně jezera Laka ................................................................................................. 207 Obr. příl. F: Žulové bloky na glaciálních formách v předpolí Prášilského jezera ........................................................ 208

247


Obr. příl. G: Schmidt hammer použitý k relativnímu datování forem v zájmových územích (dole brusný kámen) .... 208 Obr. příl. H: Dilatometr Hölle ...................................................................................................................................... 209 Obr. příl. Ch: Dilatometrická měření 1 a 2................................................................................................................... 209 Obr. příl. I: Dilatometrická měření 3 a 4 ...................................................................................................................... 210 Obr. příl. J: Dilatometrické měření 5 ........................................................................................................................... 210 Obr. příl. K: Průběh profilů (Obr. 29,30 a 31) v okolí Prášilského jezera (jako pozadí použito morfologické ohodnocení elementárních forem reliéfu) ........................................................................................................... 211 Obr. příl. L: Srovnání příčných profilů údolí v zájmových územích............................................................................ 212 Obr. příl. M: Linie profilů (Obr. 35, 36 a 37) v okolí jezera Laka (jako pomůcka pro morfologické ohodnocení elementárních forem reliéfu) ............................................................................................................................... 213 Obr. příl. N: Zájmové území v okolí Prášilského jezera na úrovni podskupiny (klasifikace geomorfologických individuí viz Tab. 4) ............................................................................................................................................ 214 Obr. příl. O: Výsledky geologických analýz sedimentů nejstaršího zalednění; n = 70; (poloha Obr. 51, číselné označení 1) ........................................................................................................................................................ 215 Obr. příl. P: Výsledky geologických analýz sedimentů z konce strže mezi Starou jímkou a Prášilským jezerem (poloha Obr. 51, číselné označení 2); n = 52..................................................................................................... 216 Obr. příl. R: Výsledky geologických analýz sedimentů strže mezi Starou jímkou a Prášilským jezerem (poloha Obr. 51, číselné označení 3); n = 50..................................................................................................... 217 Obr. příl. S: Výsledky geologických analýz sedimentů ve Staré jímce (poloha Obr. 51, číselné označení 5); n = 74 ................................................................................................................................................................ 218 Obr. příl. T: Výsledky geologických analýz sedimentů kamenného moře (pod Skalkou – svah se západní orientací); n = 51 ................................................................................................................................................................ 219 Obr. příl. U: Výsledky geologických analýz sedimentů murových sedimentů z paraglaciální fáze (poloha odběru vzorku Obr. 63); n = 50..................................................................................................................................... 220 Obr. příl. V: Výsledky geologických analýz sedimentů z čela lalokovité glaciální formy v předpolí jezera Laka; (poloha Obr. 73, označení G1) n = 69............................................................................................................... 221 Obr. příl. W: Výsledky geologických analýz sedimentů z boční morény v předpolí jezera Laka; (poloha Obr. 73, označení G2) n = 80 .......................................................................................................................................... 222 Obr. příl. X: Výsledky geologických analýz sedimentů murových sedimentů (poloha odběru vzorku Obr. 63); n = 56 ................................................................................................................................................................ 223 Obr. příl. Y: Výsledky granulometrie „glaciálních“ vzorků z okolí Prášilského jezera (n = 15) ................................. 224 Obr. příl. Z: Výsledky granulometrie murových kuželů a nivační sníženiny vzorků z okolí Prášilského jezera (n = 3) ............................................................................................................................................................................. 225 Obr. příl. Ž: Výsledky granulometrie „glaciálních“ vzorků z okolí jezera Laka (n=5) ................................................ 226 Obr. příl. AA: Foto přirozeného odkryvu v nejstarších morénových sedimentech (poloha vzorek č. 1 v Obr. 51) ..... 227 Obr. příl. BB: Profil zarážecí půdní sondou severně od morény nejstaršího zalednění (poloha viz Obr. 57 – označení 1) ............................................................................................................................................................................. 227 Obr. příl. CC: Profil sedimenty zazemněného jezera ve Staré jímce (hloubka v metrech) .......................................... 228 Obr. Příl. DD: Profil zarážecí sondy prorašelinělé sníženiny v SZ cípu Prášilského jezera (poloha viz Obr. 57, číselné označení 3) (hloubka v metrech) ......................................................................................................................... 229 Obr. Příl. EE: Profil zarážecí sondy paraglaciálního murového kužele (poloha viz Obr. 63) (hloubka v metrech)..... 229 Obr. příl. FF: Rozložení spádnic ve formě charakteru úpadu v zájmovém území v okolí jezera Laka........................ 230 Obr. příl. GG: Profil prorašelinělou sníženinou v konstrukčním segmentu v zájmovém území v okolí jezera Laka .. 230 Obr. příl. HH: Profil rašeliništěm u výše položeného dna karu v zájmovém území v okolí jezera Laka..................... 231 Obr. příl. ChCh: Pravděpodobný rozsah ledovce jednotlivých stádií zalednění v zájmovém území v okolí Prášilského jezera ................................................................................................................................................................... 231 Obr. příl. II: Pravděpodobný rozsah ledovce jednotlivých stádií zalednění v zájmovém území v okolí jezera Laka .. 232 Obr. příl. JJ: Profil pravděpodobně holocenní částí murové akumulace ve výše položeném karu nad Prášilským jezerem ................................................................................................................................................................ 232 Obr. příl. KK: Geomorfologické formy katény murového úžlabí (převzato z MENTLÍK 2005b) ................................. 233 Obr. příl. LL: Profil sedimenty nivačního valu v murovém úžlabí (Viz Obr. příl. KK) .............................................. 233 Obr. příl. MM: Výsledky regresní analýzy jednotlivých dilatometrických měření z karové stěny Prášilského jezera (poloha měření viz Obr. příl. Ch, I a K) .............................................................................................................. 234

Vložené přílohy Mapa 1 – Geomorfologická mapa okolí Prášilského jezera Legenda Mapy 1 Mapa 2 – Geomorfologická mapa okolí jezera Laka Legenda Mapy 2

248


Seznam tabulek Tab. 1: Shrnutí hlavních geomorfologických areálů v povodí Jezerního potoka (převzato z M ENTLÍK 2002a, MENTLÍK 2005b) ................................................................................................................................................... 11 Tab. 2: Postavení a funkce základních geomorfologických vrstev v GmIS obou zájmových území (základ podle MINÁR et al. 2005, upraveno podle užití v zájmových územích).......................................................................... 31 Tab. 3: Morfometrické charakteristiky (atributy) elementárních forem uváděné v rámci geomorfologického informačního systému ........................................................................................................................................... 32 Tab. 4: Třídy systémové klasifikace geomorfologických individuí použité jako atributy v rámci GmIS (upraveno podle MINÁR 1996 a MENTLÍK et al. 2006) .................................................................................................................... 36 Tab. 5: Shrnutí kroků geomorfologické analýzy v GmIS (upraveno podle M ENTLÍK et al. 2006).................................. 37 Tab. 6: Shrnutí morfometrických charakteristik karů. Červeně jsou označeny výpočty, kdy autoři sledovali stejnou veličinu, ale k jejímu výpočtu použili různých metod. Jako a lip je definováno nejnižší místo v otevřené části karu (ANIYA & WELCH 1981)................................................................................................................................ 48 Tab. 7: Vybrané morfomterické charakteristiky karů počítané pro kary Černého, Čertova, Prášilského jezera a Staré jímky ..................................................................................................................................................................... 50 Tab. 8: Příklady hierarchických úrovní geomorfologických individuí ze zájmového území v okolí Prášilského jezera (každá jednotka vyššího řádu je tvořena pouze jednotkami řádů nižších) ............................................................ 59 Tab. 9: Charakteristiky využívané pro popis morfochronologie forem........................................................................... 59 Tab. 10: Výsledky Schmidt hammer testu na skalních výchozech v zájmovém území (n = počet měření) (MENTLÍK 2005b) ................................................................................................................................................................... 62 Tab. 11: Charakteristiky využívané v GmIS pro popis morfodynamiky forem .............................................................. 71 Tab. 12: Geomorfologický projev liní 3. řádu................................................................................................................. 76 Tab. 13: Základní morfometrické charakteristiky sledovaných karů .............................................................................. 85 Tab. 14: Průměrné sklony svahů u sledovaných karů ..................................................................................................... 86 Tab. 15: Směry mediánových os sledovaných karů ........................................................................................................ 89 Tab. 16: Další morfometrické charakteristiky u zkoumaných karů (jednotlivé veličiny jsou definovány v Tab. 6) ....... 91 Tab. 17: Zarovnané povrchy v okolí Prášilského jezera.................................................................................................. 97 Tab. 18: Morfometrické charakteristiky systému karů Prášilského jezera (poloha karů viz Obr. 61)........................... 118 Tab. 19: Relikty zarovnaných povrchů v okolí jezera Laka (označení zarovnaných povrchů odpovídá Obr. 68) ........ 127 Tab. 20: Stratigrafické polohy geologických vrtů z sedimentu v prostoru Staré Hůrky (poloha viz Obr. 69) .............. 130 Tab. 21: Systémová analýza katény forem svahových deformací v karové stěně jezera Laka...................................... 141 Tab. 22: Výsledky analýzy drsnosti skalních povrchů žulových bloků glaciálních forem u předpokládaných stádií zalednění ............................................................................................................................................................. 151 Tab. 23: Výsledky absolutního datování profilu vrtu odebraného ve Staré jímce......................................................... 152 Tab. 24: Shrnutí fází vývoje georeliéfu spojených se zaledněním v zájmovém území v okolí Prášilského jezera ....... 153 Tab. 25: Předpokládané hodnoty ELA u jednotlivých stádií zalednění s hodnotami užitými pro jejich výpočet v zájmovém území v okolí Prášilského jezera .................................................................................................... 157 Tab. 26: Srovnání R hodnot granodioritových bloků na plošině pod glaciálním zářezem a v předpolí jezera Laka (poloha lokalit viz Obr. 90) ................................................................................................................................. 159 Tab. 27: Shrnutí fází vývoje georeliéfu spojených se zaledněním v zájmovém území v okolí jezera Laka.................. 160 Tab. 28: Předpokládané hodnoty ELA u jednotlivých stádií zalednění s hodnotami užitými pro jejich výpočet v zájmovém území v okolí jezera Laka............................................................................................................... 161 Tab. 29: Zdokumentované recentní geomorfologické procesy a formy spojené s jejich působením v zájmovém území (v tabulce jsou uvedeny pouze prokazatelně zjištěné geomorfologické procesy a formy) (upraveno a doplněno podle MENTLÍK 2005b,c)..................................................................................................................................... 162 Tab. 30: Srovnání morfometrických charakteristik murového zářezu v letech 2002 a 2005......................................... 163 Tab. 31: Zdokumentované recentní geomorfologické procesy a formy spojené s jejich působením v zájmovém území v okolí jezera Laka .............................................................................................................................................. 170 Tab. 32: Srovnání zjištěných poznatků o zalednění ze zájmového území v okolí Prášilského jezera a jezera Laka..... 177 Tab. 33: Srovnání puklinových systémů zjištěných na granitech v povodí Jezerního potoka (vytékajícího z Prášilského jezera) a v okolí Plešného jezera ......................................................................................................................... 185 Tab. 34: Srovnání morfologických projevů zalednění z různých částí Šumavy; podle různých autorů spolu s předpokládaným obdobím jejich vzniku........................................................................................................... 186 Tab. 35: Srovnání předpokládané maximální velikosti ledovce z okolí jezera Laka, Prášilského jezera a Malého javorského jezera................................................................................................................................................. 187 Tab. 36: Maximální a minimální předpokládané hodnoty ELA z různých glaciálně podmíněných částí Šumavy podle autorů .................................................................................................................................................................. 188 Tab. 37: Možný vývoj zalednění v zájmových územích a jejich korelace vůči stratigrafickým stupnicím ze severního předpolí Alp a severozápadní Evropy (členění podle PREUSSER 2004) .............................................................. 190

249


Seznam použitých vzorců y = k (1-x )e -x ........................................................................................................................ (1) .................................. 45 ex ......................................................................................................................... (2) .................................. 45 (1 - x) C40 = c : a £ 0,4 [%] .......................................................................................................... (3) ..................................54 (VA + A) = RA [%] .......................................................................................................... (4) ...................................55 k=y

n

x=

åx i =1

i

........................................................................................................................... (5) ...................................63

n

å (x n

s= v=

i =1

i

-x

n -1

) ........................................................................................................... (6) ...................................63

s .100 [%] ................................................................................................................ (7) ...................................63 x

A=N+Z ................................................................................................................................. (8) ...................................65 14 7 14 6

N + 01n®146 C+11 H .......................................................................................................... (9) ...................................65 C®147 N + b + neutrino ............................................................................................(10).................................... 65

æ h' ö æ h ' ö h x = ç 02 ÷lnçç ' 0 ÷÷ .........................................................................................(11)....................................67 ç β ÷ h0 - βh β è ø è ø τ' h0' = ........................................................................................................................... (12) ...................................67 ρg τ τ' = ............................................................................................................................... (13) ...................................67 c τ = ρ.g.h.sinα ................................................................................................................(14)....................................67 R c= ...............................................................................................................................(15)................................... 67 h ELA = I min + I max .(0,35 - 0,4 ) [m n. m.] .....................................................................(16)....................................68 Ac ............................................................................................................. (17) ...................................68 AAR = Ac + Ab Va = (M 1 - M x ) + D.T.0,0000102 .......................................................................... (18) ...................................71

250


Seznam fotodokumentace Foto 1: Pohled z karové stěny na Prášilské jezero; vpravo před jezerem patrný výrazný (asymetricky položený) morénový val 235 Foto 2: Pohled na jezero Laka (od severu) 235 Foto 3: Pohled na systém schodovitého karu Prášilského jezera (v. m. v. – výrazný morénový val asymetricky položený k jezeru – druhá etapa, 1. fáze zalednění); pohled od západu 236 Foto 4: Akumulační formy mladší etapy zalednění v předpolí Prášilského jezera (pohled od SV); s. l. s. (k) l. – stupeň lalokovité formy vytvořené ledovcovým skalním (kamenným) ledovcem 236 Foto 5: Pohled na Prášilské jezero a výrazný morénový val asymetricky položený k jezeru – druhá etapa, 1. fáze zalednění (vpravo se žulovými bloky) 237 Foto 6: Strž v sedimentech ledovcového skalního (kamenného) ledovce mezi Prášilským jezerem a Starou jímkou 237 Foto 7: Pohled na Starou jímku (část kde se nacházela nádrž hrazená sypanou hrází – dnes zazemněná) 238 Foto 8: Začátek glaciálních sedimentů (čelo lalokovité formy) v předpolí jezera Laka 238 Foto 9: Průsek kde vedla Železná opona – napříč protínající karovitou sníženinu jezera Laka – viz Obr. 37 239 Foto 10: Dno „vloženého“ karu v cirkovité sníženině jezera Laka 239 Foto 11: Fosilní nivační sníženina v horní části karové stěny jezera Laka 240 Foto 12: Vrcholová plošina Plesné 240 Foto 13: Kamenné moře pod Skalkou (1 237 m) (zájmové území Prášilského jezera) 241 Foto 14: Kamenné moře pod Ždánidly (1 308,5 m n. m.) 241 Foto 15: Asymetrický hřbet (kuestoid) na vrcholu Skalky (hřbetová plošina mezi Poledníkem a Skalkou ~1 230 m n. m.) 242 Foto 16: Skalní defilé tvořené bloky, za kterými je jeskyně ve vrcholových partiích Ždánidel 242 Foto 17: Vnitřek puklinové jeskyně ve vrcholových partiích Ždánidel 243 Foto 18: Nivační sníženina se sněžníkem v horní části murového zářezu v karové stěně výše položeného karu (u schodovitého karu Prášilského jezera) 243 Foto 19: Odlučná oblast mury (zájmové území Prášilského jezera) – podzim 2002 244 Foto 20: Odlučná oblast mury (zájmové území Prášilského jezera) – podzim 2005 244

251


Seznam použitých zkratek AAR – accumulation area ratio (metoda stanovení sněžné čáry) AMS – accelator mass spectrometry (typ radiokarbonového datování) BC – Before Christ, před Kristem BP – Before Present, před současností (rok 1950) BRM – balance ratio method (metoda stanovení sněžné čáry) cf. – srovnej (confer) DMR – digitální model reliéfu DMÚ – Digitální model území ELA – equilibrium line altitude; sněžná čára GIS – Geografický informační systém GmIS – Geomorfologický informační systém GPS – global positioning system; celosvětový navigační systém IRSL – infrared stimulated luminiscence; infračervěně podmíněná luminiscence (datovací metoda) ka – tisíc let LGM – last glacial maximum; poslední ledovcové maximum MAR – morfostrukturní analýza reliéfu MEG – mediální výška ledovců MELM – maximum elevation of lateral moraines; metoda pro výpočet sněžné čáry, vycházející z nejvyššího výskytu bočních morén MIS – marine isotope stages; stratigrafická stupnice užívaná pro mladší kenozoikum, založená na analýze izotopů kyslíku v mořských sedimentech – jednotlivé stupně oddělují chladná období (kryoméry) a teplá období (termoméry) NAP – non-arboreal pollen; pyly bylin NP a CHKO Šumava – Národní park a Chráněná krajinná oblast Šumava SEM – scanning electron microscope; skenovací elektronová mikroskopie THAR – toe-to-headwall altitude ratio; metoda pro výpočet sněžné čáry, vycházející z poměru nejnižšího a nejvyššího bodu rozšíření ledovce TIN – triangulated irregular network (nepravidelná trojúhelníková síť – typ digitálního modelu reliéfu) TP-ELA – teperature/precipitation equilibrium line altitude; sněžná čára (ve smyslu klimatické sněžné čáry TPW-ELA – teperature/precipitation/wind equilibrium line altitude; sněžná čára (ve smyslu orografické sněžné čáry) ZABAGED – Základní báze geografických dat

252


GEOMORFOLOGICKÁ ANALÝZA A TVORBA GmIS OKOLÍ PRÁŠILSKÉHO JEZERA A JEZERA LAKA NA ŠUMAVĚ (ČESKÁ REPUBLIKA) DISERTAČNÍ PRÁCE. RNDr

Recommend Documents