MASARYKOVA UNIVERZITA PŘÍRODOVĚDECKÁ FAKULTA GEOGRAFICKÝ ÚSTAV
HYDROMORFOLOGICKÝ MONITORING AKTUÁLNÍHO VÝVOJE ŘEKY MORAVY V LITOVELSKÉM POMORAVÍ Diplomová práce
Martin Knot
Vedoucí práce: Mgr. Monika Šulc Michalková, Ph.D., Ph.D.
Brno 2015
Bibliografický záznam Autor:
Název práce:
Bc. Martin Knot Přírodovědecká fakulta, Masarykova univerzita Geografický ústav Hydromorfologický monitoring aktuálního vývoje řeky Moravy v Litovelském Pomoraví
Studijní program:
Geografie a kartografie
Studijní obor:
Fyzická geografie
Vedoucí práce:
Mgr. Monika Šulc Michalková, Ph.D., Ph.D.
Akademický rok:
2014/2015
Počet stran:
112
Klíčová slova:
řeka Morava; meandr; odškrcení meandru; Litovelské Pomoraví; sedimentace; elektrická odporová tomografie; příčný profil.
Bibliographic Entry Author
Title of Thesis:
Bc. Martin Knot Faculty of Science, Masaryk University Department of Geography Hydromorphologic Monitoring of the Actual Evolution of Morava River in Litovelské Pomoraví Area
Degree programme:
Geography and Cartography
Field of Study:
Physical geography
Supervisor:
Mgr. Monika Šulc Michalková, Ph.D, Ph.D.
Academic Year:
2014/2015
Number of Pages:
112
Keywords:
Morava River; meander; meander cutoff; Litovelské Pomoraví; sedimentation; Electrical Resistivity Tomography; transverse profile.
Abstrakt Problematika odškrcených meandrů až do nedávna nebyla v České republice příliš zkoumána. Tato práce pojednává o jednom takovémto meandru – o Kenickém meandru. Tento meandr leží na řece Moravě v oblasti Litovelského Pomoraví, nacházející se severně od města Olomouce. Do konce února roku 2012 byl meandr součástí aktivního koryta řeky Moravy. Poté došlo ke kolapsu jeho meandrové šíje, což způsobilo odškrcení tohoto meandru. Od této doby zde dominují akumulační procesy, jako je vytváření aluviálních zátek a následná sedimentace v meandru. V současnosti je zde vyvinuta pouze vstupní aluviální zátka, jejíž vývoj je podporován rozsáhlou akumulací mrtvého dřeva. Výstupní aluviální zátka dosud nebyla vyvinuta. Hlavním cílem této práce je charakterizovat sedimentační procesy v tomto meandru pomocí sedimentárních analýz a metod ERT, charakterizovat vývoj tvaru meandru pomocí měření příčných profilů a definovat období aktivity meandru. Tyto epizody jsou stanoveny pomocí měření vodních stavů vztažených na vstupní aluviální zátku (tzv. connection point). Výsledky této práce poukazují na zvýšenou míru akumulace na příčném profilu č. 4, naproti tomu na profilech č. 11 a 12 dominuje spíše eroze. Byl zde zaznamenán také trend poklesu velikosti klastů sedimentů směrem od aktivního koryta přes vstupní aluviální zátku do meandru. Z analýzy měření vodních stavů vyplynulo, že největší povodeň od doby protržení zde byla v polovině ledna roku 2015, kdy došlo pravděpodobně k naplnění kapacity koryta v místě vstupní aluviální zátky. V budoucím vývoji se zde dá očekávat úplné odškrcení meandru od aktivního koryta na obou vstupech (na vstupní i výstupní aluviální zátce) a proces agradace zde bude pomalejší a pomalejší.
Abstract The issue about meander cutoffs has not been much developed in Czech Republic. That is why this thesis deals about one of them - Kenický meander. This meander is located on the Morava river in Litovelské Pomoraví, lying north of Olomouc city. To the end of February 2012 this meander was a part of the active channel of the Morava river. Then the neck of meander was cracked, which caused cutting-off of this meander. Since this time dominant accumulation processes have taken place, like creating alluvial plugs and following sedimentation in the meander. At this time only upstream alluvial plug has developed, the growth is supported by the large accumulation of woody debris. The downstream alluvial plug has not developed yet. The aim of this thesis is to characterize sedimentary processes in this meander by using sedimentary fraction analysis and ERT methods, to characterise evolution of the shape of this meander by using measurement of transverse profiles, and to define episodes of activity in this meander. These episodes are studied by measuring water level elevation related to intake channel (connection point) at the upstream alluvial plug. Results of this analysis shows accelerated accumulation on profile 4, in contrast to profile 11 and 12, where erosion dominates. Grain size of sediments in meander is going to be finer than sediments in the active channel. Results of episodes of the activity of the meander shows to flood event in January 2015 when the capacity of the channel was reached. In the future meander will be disconnected from the active channel in both entrances and the process of aggradation will be slower and slower.
Místo tohoto listu vložte kopii oficiálního (podepsaného) zadání práce.
Místo tohoto listu vložte kopii oficiálního (podepsaného) zadání práce.
Poděkování Na tomto místě bych chtěl poděkovat v první řadě vedoucí práce, Mgr. Monice Šulc Michalkové, Ph.D., Ph.D. za příkladné vedení, cenné rady a užitečné informace potřebné pro vypracování této práce. Dále bych chtěl poděkovat Mgr. Zdeňku Máčkovi, Ph.D. a Mgr. Jakubovi Ondruchovi za poskytnutí konzultací a cenných zkušeností. Rovněž bych rád poděkoval Ing. Olze Žerníčkové za povolení k vjezdu do CHKO Litovelské Pomoraví a Mgr. Stanislavu Kaletovi z ČHMÚ za poskytnutí dat o vodních stavech Moravy. Chtěl bych také poděkovat RNDr. René Putiškovi, Ph.D. za měření a vyhodnocení elektrické odporové tomografie. Dále bych rád poděkoval RNDr. Jakubovi Miřijovskému, Ph.D. za poskytnutí dat zaměřených příčných profilů a Mgr. Otmaru Petyniakovi, Bc. Petru Holíkovi, Tomáši Purketovi a Kateřině Matouškové za vyčerpávající pomoc při terénních pracích a při seznamování se s územím v počátcích výzkumu. Rovněž bych rád touto cestou poděkoval celé své rodině za morální i finanční podporu. Všem Vám moc děkuji. Acknowledgements: This work was supported by the Slovak Research and Development Agency under the contract No. APVV-0625-11. This work was also supported by Visegrad fund - Strategic grant No.31210058.
Prohlášení Prohlašuji, že jsem svoji diplomovou práci vypracoval samostatně s využitím informačních zdrojů, které jsou v práci citovány.
Brno 20. dubna 2015
……………………………… Martin Knot
OBSAH 1. ÚVOD ……………………………………………………………….. 11 1.1.
Cíle práce …………………………………………………….. 11
2. TEORETICKO-METODOLOGICKÝ ÚVOD DO PROBLEMATIKY ……………………………………………. 13 2.1.
Kvantitativní zhodnocení publikovaných prací …………… 13
2.2.
Meandrující toky ……………………………………………. 15
2.3.
Odškrcení meandru …………………………………………. 20
2.4.
Sedimentační procesy v odškrcených meandrech ………… 23
2.5.
Laboratorní modelování meandrujících toků ……………... 27
2.6.
České poznání meandrujících toků ………………………… 30
3. CHARAKTERISTIKA STUDOVANÉ OBLASTI ………………. 32 3.1.
Vymezení oblasti …………………………………………….. 32
3.2.
Geologické poměry ………………………………………….. 33
3.3.
Geomorfologické poměry……………………………………. 33
3.4.
Půdní poměry ………………………………………………... 34
3.5.
Klimatické poměry ………………………………………….. 35
3.6.
Hydrologické poměry ……………………………………….. 35
3.7.
Biogeografické poměry ……………………………………… 36
3.8.
Historický vývoj území ……………………………………… 38
4. METODIKA ………………………………………………………... 41 4.1.
Analýza vývoje tvaru koryta ………………………………...41
4.2.
Analýza vodních stavů ……………………………………….43
4.3.
Analýza zrnitosti sedimentů …………………………………46
4.3.1. Metoda sítování ……………………………………………………... 48 4.3.2. Metoda Pebble Count ………………………………………………. 51 4.3.3. Fotografické metody ………………………………….…………….. 52
4.4.
Analýza sedimentární výplně koryta meandru ……………. 53 9
5. VÝSLEDKY MONITORINGU …………………………………… 55 5.1.
Analýza příčných profilů …………………………………… 56
5.2.
Analýza vodních stavů na řece Moravě ……………………. 76
5.3.
Analýzy zrnitosti sedimentů …………………………………84
5.4.
Analýza sedimentární výplně koryta meandru ……………. 92
6. DISKUSE …………………………………………………………… 97 7. ZÁVĚR ………………………………………………………………99 8. LITERATURA ………………………………………………….....102 8.1. Knihy a časopisy ………………………………………….....102 8.2. Mapy a atlasy ………………………………………………..111 8.3.
Internetové zdroje …………………………………………..112
9. SEZNAM PŘÍLOH ………………………………………………..112
10
1. ÚVOD Vodní toky jsou významným prvkem v krajině. Nejen, že odvodňují dané území, zároveň také toto území přetváří. V minulosti, kdy se lidé vodním tokům z vědeckého hlediska ještě nevěnovali, docházelo k destrukci rozsáhlých ploch lužních lesů za účelem získání orné půdy. Tím však došlo ke snížení retenčních schopností daného území a lokálně mohlo dojít k zintenzivnění povodní, kdy se povodňová vlna nasytila snadno erodovatelným materiálem z polí. Postupem času tak začal být kladen důraz i na lokální protipovodňovou ochranu, což byl jeden z počátečních impulzů k výzkumu vodních toků. Dalším impulzem pak bylo zkvalitnění splavnosti řek.
1.1. Cíle práce Hlavním cílem práce je přinést nové poznatky o aktuálním vývoji řeky Moravy v oblasti odříznutého Kenického meandru, zejména pak sledovat zanášení mrtvého ramene pomocí analýz série dat o výškách hladiny podzemní vody a o vodním stavu, jakož i pomocí sedimentačních analýz. Aby mohly být tyto procesy poznány a podrobněji prozkoumány, je zapotřebí znát fyzickogeografické podmínky dané lokality. Proto zde bude uvedena i charakteristika přírodních poměrů oblasti Litovelského Pomoraví, jako např. geologické poměry, půdní poměry, klimatické poměry, hydrologické poměry a v neposlední řadě také biota, která hraje důležitou roli zejména z protierozního hlediska. Jelikož se jedná o odškrcený meandr, voda zde neprotéká kontinuálně, nýbrž v různě dlouhých časových epizodách, které jsou závislé na vodních stavech Moravy. Během těchto časových epizod se meandr stává součástí aktivního koryta, což vede k přísunu a možné akumulaci nových sedimentů. V počáteční fázi vývoje meandru se vytvoří tzv. aluviální zátky, díky kterým bude k opětovnému připojení meandru k aktivnímu korytu zapotřebí stále vyšších a vyšších vodních stavů. Proces zanášení meandru se tak bude zpomalovat. K analýze frekvence tohoto zanášení pak budou potřebná data o vodních stavech Moravy a data o výšce hladiny podzemní vody. Na vodních stavech a rychlosti proudění vody protékající odškrceným meandrem je závislé také množství a velikosti frakcí materiálu, které je proud schopen unášet – tzv. unášecí kapacita toku. Sedimentační analýzy budou prováděny odběrem vzorků sedimentu a laboratorním měřením velikosti jednotlivých frakcí.
11
Pracovní hypotézy jsou následující: -
Během vývoje meandru dojde k poměrně rychlé tvorbě vstupní a výstupní aluviální
zátky, další vývoj bude pomalejší. -
V meandru budou převládat akumulační procesy, projevující se ukládáním zejména
jemnozrnného materiálu, břehová linie už bude beze změn. -
Vzorky sedimentů se budou vyznačovat zjemňováním frakcí s rostoucí vzdáleností
směrem od aktivního koryta, dovnitř do meandru. Výsledkem práce pak bude charakteristika morfologie koryta odškrceného meandru, charakteristika zanášení meandru a informace o změnách tvaru koryta (zejména v příčném profilu), v závislosti na nových akumulacích sedimentů.
12
2. TEORETICKO-METODOLOGICKÝ ÚVOD DO PROBLEMATIKY 2.1. Kvantitativní zhodnocení publikovaných prací Od roku 1945 do současnosti (rok 2014) bylo podle webu Web of Science publikováno ve vědeckých časopisech celkem 2471 článků, které obsahují klíčové slovo meander* river* (hvězdička znamená libovolné pokračování slova). Nejvíce z nich publikovali vědci z USA, konkrétně pak 745 článků. Druzí v pořadí jsou Britští vědci, kteří do současné doby publikovali 244 článků a třetí v pořadí jsou Kanaďané se 175 články. Více než 100 publikovaných článků má v současné době také Čína (150), Francie (142), Nizozemí (125), Indie (115) a Itálie (112). Těsně nad hranicí 100 publikovaných článků je Japonsko se 102 články. Česká republika má v porovnání se světovými lídry poměrně špatné zastoupení. Do konce roku 2014 vydali Čeští vědci pouze 25 článků zabývajících se meandrujícími řekami, avšak tento počet v poslední době razantně narůstá. Jen v roce 2014 bylo v České republice publikováno 7 článků s klíčovými slovy meander* river*. Na Slovensku pak bylo publikováno pouze 12 článků s těmito klíčovými slovy. Obr. 1 ukazuje grafické znázornění. První článek s tímto klíčovým slovem byl notoricky známý článek s názvem River meanders (LEOPOLD, WOLMAN, 1960), který vyšel v 6. čísle 71. ročníku časopisu Geological Society of America Bulletin. Pak byl celkem útlum v publikacích o problematice meandrujících toků, kdy byly publikovány maximálně 3 – 5 článků za rok, nicméně počátkem 90. let nastává rozkvět tohoto odvětví až na desetinásobek předešlého množství. Více než 100 článků ročně řešících meandrující toky pak vychází od roku 2005 s kulminací v roce 2014 (201 článků). Grafické znázornění viz obr. 2. V České republice byl první článek obsahující klíčové slovo meander* river* publikován v roce 1997 ovšem ne v souvislosti s fluviálními systémy, ale v souvislosti s ichtyofaunou v řece Moravě. Nejvíce článků publikovali čeští vědci v roce 2009 a 2010, a to po třech v každém roce. V roce 2011 byly u nás publikovány pouze dva články s problematikou meandrujících toků.
13
Obr. 1.: Množství publikovaných článků s klíčovými slovy meander* river* podle zemí + srovnání s ČR a SR.
Obr. 2.: Množství publikovaných článků s klíčovými slovy meander* river* v jednotlivých letech v rozmezí 1945 - 2014.
S problematikou meandrujících toků také souvisí téma odtržených, čili neaktivních meandrů. Podle webu Web of Science vyšlo v období 1945 – 2014 celkem 171 článků s klíčovými slovy meander* cutoff*. Nejvíce z nich publikovali Američané, a to celkem 65. Mezi prvních pět států, které se problematikou odtržených meandrů zabývají, patří také Velká Británie (17 článků), Francie (14 článků), Čína (13 článků) a Itálie (12 článků). 14
V České republice problematika odtržených meandrů řešena není, nicméně slovenští kolegové vydali 2 články obsahující tato klíčová slova. Průkopníky této problematiky byli vědci z USA, kdy byl v roce 1972 vydán první článek obsahující tato klíčová slova. Do roku 1990 pak vyšly celkem 4 studie, přičemž všechny vznikly na Americké půdě. Větší zájem o problematiku odtržených meandrů nastává až teď, v posledních několika letech. Od roku 2008 je kromě jedné výjimky (rok 2009) publikováno více, než 10 článků ročně, přičemž maximální množství publikovaných prací bylo 20, a to v roce 2010.
2.2. Meandrující toky Problematika
studování
meandrů
patří
do
odvětví
fluviální
geomorfologie.
Geomorfologie se jako věda začala rozvíjet zejména ve druhé polovině 19. stol. a mezi její zakladatele se řadí američtí badatelé FREMONT, GILBERT, či POWELL (SMITH, 1993; SCATENTA, 2010). Stěžejní geomorfologické dílo pak byla publikace, jejímž autorem byl DAVIS, s názvem The geographic cycle (1899). Zde byla např. uvedena i definice, co je to zemský povrch a jaké procesy jej utvářejí (SCATENTA, 2010). Fluviální geomorfologie se pak vyčlenila z této vědy v poválečných letech. Největší rozmach fluviální geomorfologie nastal v 60. letech, kdy se tímto oborem zabývali Američané LEOPOLD a WOLMAN (LEOPOLD, WOLMAN, 1957; LEOPOLD et al., 1964). Počátkem 70. let se pak dostává na výsluní i studium meandrujících toků. Z počátku se kladl důraz pouze na popisování morfologie meandrů. Později se však začaly zkoumat vlivy jejich primárních řídících faktorů, jako např. režim proudění (SCHUMM, 1960 in MAGDALENO, 2011). Dnes se problematikou meandrujících toků zabývají především vědci z USA a Velké Británie. Mezi nejvýznamnější autory patří RHOADS, který studoval strukturu proudění a její vliv na morfologii koryta meandrujících toků a soutoků (např. RILEY, RHOADS, 2012), nebo PARKER (např. 2011), který řešil především problematiku modelování vývoje meandrujících toků. Z Velké Británie pak LEWIN (např. 2014), který se ve svých posledních pracích zabývá problematikou velkých rozvětvených toků, či HOOKE (např. 1995, 2003), věnující se výzkumu morfologie meandrujících toků. Velký přínos tomuto oboru také věnoval francouzský vědec Hervé PIÉGAY (např. 2008). Z Českých autorů se problematikou meandrujících toků zabývá např. Martin MIHALJEVIČ, řešící spolu s GRYGAREM (např. 2011) problematiku sedimentace na meandrujících tocích, nebo také
15
Zdeněk MÁČKA (např. 2006b, 2011b), spolupracující s KREJČÍM (např. 2012) na problematice mrtvého dřeva na moravských řekách. Řeky, jejichž nivu tvoří soudržný substrát, se mohou vyvíjet v meandrující toky, naproti tomu niva tvořená hlavně nesoudržným materiálem vytváří předpoklady pro vývoj divočícího toku (KELINHANS, 2010). Meandrující tok je charakteristický vysokou sinuositou a schopností břehů laterálně migrovat (VAN DYJK et al., 2013). Migrace břehů je však poměrně pomalá (HICKIN, NANSON, 1984) a tento vývoj prochází třemi fázemi: vznik (creation), růst (growth) a odškrcení (abandonment) (CAMPOREALE et al., 2005). V prvním kroku dochází díky říční erozi k zaříznutí toku do báze a do spodní části břehu. Potom dojde vlivem gravitace ke kolapsu svrchní části břehu a celý břeh tak ustoupí (SIMON, COLLINSON, 2002). Sesunutý materiál se nahromadí u báze břehu a tvoří jakousi ochranu proti další břehové erozi. Erozi tedy zpomaluje (PARKER et al., 2011). Velmi důležitým aspektem břehové migrace je tak erodovatelnost břehů (KLEINHANS, 2010). Laterální migrace však není výsledkem pouze erozivní činnosti řeky. Důležité jsou také procesy, odehrávající se na konvexním břehu, což je hlavně depozice materiálu (XU, 2012). Přímým důkazem toho, že říční koryta mohou migrovat a měnit svoji křivolakost, jsou dnes právě odříznuté meandry (FINNEGAN, 2011). Meandry ovšem nemigrují pouze laterálně, ale posunují se i po směru toku, což napomáhá výraznějším změnám jejich celkové morfologie (MAGDALENO, 2011). Ve většině toků dochází ke zvýšení schopnosti měnit morfologii koryta v obdobích, kdy je množství vody a s tím související unášený materiál v korytě mnohem větší, než obvykle. Je to proto, že větší množství sedimentů unášené vodou má větší erozivní účinky (EDWARDS, SMITH, 2000). MICHALKOVÁ et al. (2011) empiricky verifikovala, že významný vliv na erozi břehů a migraci koryta má i využití krajiny, přičemž toky mající svá koryta v polní krajině migrují mnohem intenzivněji, než toky tekoucí lužním lesem. Řeka je klasifikována jako meandrující, je-li její křivolakost vyšší, než 1,5 (LEOPOLD, WOLMAN, 1957; SCHUMM, KHAN, 1972). Křivolakost, neboli sinuosita, je definována jako poměr délky toku a délky údolí, přičemž čím je výsledné číslo menší, tím je tok narovnanější (KNIGHTON, 1984 in MIDHA, 2014). Sinuosita je obecně často diskutována v souvislosti se změnami polohy koryta u meandrujících toků (např. SCHUMM, KHAN, 1972; HOOKE, 2007; STARK, 2010). FINNEGAN (2011) uvádí, že sinuosita je charakteristická nejen pro toky na planetě Zemi. I např. na Marsu jsou stopy dříve aktivních 16
klikatících se toků. Také na Venuši mají toky (v případě Venuše se jedná o toky lávové) tendenci vytvářet meandry (FINNEGAN, 2011). Dalšími významnými parametry meandrů jsou vlnová délka, amplituda, poloměr zakřivení, či šířka meandrového pásu (HOOKE, 2007). Tyto parametry jsou dobře patrné z obr. 3.
Obr. 3.: Definice vybraných parametrů koryta. Podle LEOPOLD, WOLMAN, 1960.
Poloměr zakřivení meandru je určen úhlem, který svírají jeho dva inflexní body. Nejjednodušší cesta, jak tento poloměr zakřivení určit, je vložit část myšleného kruhu nebo oblouku na břehy meandrujícího koryta a určit poloměr zakřivení tohoto oblouku (HICKIN, 1977). Problém této metody je však v tom, že měří poloměr zakřivení jako jednotného pravidelného oblouku. Meandr ovšem takovouto morfologii většinou nemá. Sofistikovanější metody používané pro charakterizování poloměru zakřivení a tvaru břehů vycházejí z matematických funkcí, jako např. sinusoidy, paraboly, atd. (FERGUSON, 1975). Nicméně ani tyto metody nejsou aplikovatelné komplexně na všechny přirozeně meandrující toky (GÜNERALP, 2008).
17
Někteří autoři uvádějí, že vlnová délka meandru je zhruba 7x až 11x větší, než je šířka koryta řeky (LEOPOLD, WOLMAN, 1960). Proudění v meandrujícím korytě lze rozdělit na dvě složky, kdy první složkou proudění je jeho podélný vektor, druhou složkou je pak příčný směr proudění. Tak lze proudění v meandrujícím korytě charakterizovat jako primární (podélné) a sekundární (příčné). Toto proudění je potom schematicky znázorněno na obr. 4.
Obr. 4.: Proudění v meandrujícím korytě. Půdorysný pohled zachycuje primární proudění, příčné řezy zachycují proudění sekundární. HUGGET, 2007 in ONDRUCH, 2014.
Z tohoto obrázku je patrný trojrozměrný tvar proudnice, v půdorysném pohledu je pak zřejmé překládání proudnice z jedné strany toku na druhou. Tvar proudnice je tak podmíněn vlastním tvarem koryta. Při vstupu vodní částice v proudnici do zákrutu dojde k jejímu odklonění ve směru proudění, tedy ve směru působící tlakové síly vodního sloupce. Částice pokračuje ve směru ústí zákrutu, dokud nenarazí do dalšího, zpravidla protějšího břehu. Zde je opět vlivem tvaru zákrutu odkloněna. Při přechodu korytem z jedné strany břehu na druhou se dostává do inflexního bodu, kde se proudění rozvolňuje a dochází zde k vyrovnávání profilu dna. Lokalita konkávního břehu má v příčném profilu typický tvar,
18
daným erozivním účinkem částic v proudnici. Větší koncentrace vodních částic podél výsepního břehu má za následek mírné vzdutí hladiny podél tohoto břehu. Hladina je tak ve výsledku mírně skloněná od konkávního ke konvexnímu břehu. Při snaze toku vyrovnat tyto hladiny tak dochází ke vzniku sekundárního proudění. Toto proudění se vyznačuje svým pohybem ve směru od konkávního ke konvexnímu břehu u dna, na hladině potom proudí ve směru od konvexního břehu ke konkávnímu. U konvexního břehu dochází ke zpomalení proudění, v jehož důsledku zde dochází k sedimentaci vodou unášených plavenin. Tím je potom podporován růst jesepní lavice (HOLÍK, 2014). Jednou z nejdůležitějších charakteristik proudění je jeho rychlost. Rychlost proudění je matematicky vyjádřitelná veličina a k jejímu určení existuje velké množství vzorců. Mezi nepoužívanější patří Manningova rovnice, dána vztahem:
𝑣=
2.2.1 kde
1 𝑛
2
1
𝑅 3 𝑖𝑜 2
v … rychlost proudění [m.s-1] R … hydraulický poloměr io … sklon dna koryta n … Manningův drsnostní koeficient
Rychlost proudění lze rovněž určit pomocí Darcy-Weisbachovy rovnice, která je dána vztahem:
𝑈=[
2.2.2 kde
8𝑔𝑅𝑆𝑓 1/2 𝑓
]
U … střední profilová rychlost [m.s-1] R … hydraulický rádius Sf … sklon říčního dna [tg] f … Darcy-Weisbachův drsnostní koeficient g … tíhové zrychlení [9,81 m.s-2]
19
Do obou rovnic vstupuje tzv. drsnostní součinitel, který má reprezentovat tření vody o břehy a dno koryta. Darcy-Weisbachův drsnostní součinitel je založen na velikostech frakcí dnového substrátu (počítá se zde s hodnotou 84. percentilu), avšak při zaplnění kapacity koryta nezohledňuje břehovou vegetaci, která má na proudění rovněž značný účinek. S drsnostním koeficientem počítá rovněž Chézyho rovnice, která má tvar:
𝑣 = 𝐶 √𝑅𝑆
2.2.3 kde
v … rychlost proudění [m.s-1] C … Chézyho drsnostní parametr R … hydraulický poloměr S … sklon dna koyrta
2.3. Odškrcení meandru Většina prací zabývajících se problematikou odškrcení meandru byla zpočátku založena na studiích velkých světových řek, kde odškrcené meandry tvořily často velké vodní plochy, jenž byly součástí nivy (např. COLEMAN, 1969; KULEMINA, 1973). Odškrcené meandry byly pak po dlouhou dobu považovány za konečný stav vývoje meandrů, a to i v podmínkách, kde se dlouhodobě nemění sinuosita toku (HOOKE, 1995). MOSLEY (1975) poukázal na to, že odškrcení meandru je nevyhnutelným důsledkem břehové eroze, a že se tudíž jedná o přirozenou část cyklu vývoje meandrujícího toku. LEWIS, LEWIN (1983) publikovali, že nejvíce odškrcených meandrů se pak nachází ve střední části toku, kde je unášecí schopnost proudu dostatečně velká, aby mohly být erodovány břehy, avšak zároveň zde musí docházet k agradaci materiálu. STOLUM (1996) naznačil, že formování odškrcených meandrů je součástí procesu samostatného vývoje řeky, a že k odškrcení meandru dochází v tzv. kritické fázi tohoto vývoje. Ve své práci, zejména pak myšlenkou o kritické fázi ve vývoji samostatně se rozvíjejícího toku, se inspiroval hlavně prací BAKA et al. (1987), která toto téma poměrně důkladně rozebírá. STOLUM (1996) pak použil teoretického simulačního modelu, kde ukázal postupný vývoj celého meandrujícího systému. U meandrujícího toku zpočátku roste 20
sinuosita, která se postupně dostane až na maximum, což je onen kritický stav. Prostřednictvím odškrcení meandru dojde k poklesu křivolakosti toku, která se pak pohybuje kolem udržitelného stavu vývoje. HOOKE (2004) charakterizuje dvě základní kategorie stavu vývoje toku, a to podkritický a nadkritický stav. Pokud je stav toku tzv. podkritický, odtržené meandry se nemusí vyskytnout, na druhou stranu, pokud je stav toku nadkritický, dochází ke vzniku shluků odtržených meandrů. Distribuci odškrcených meandrů v rámci jednotlivých říčních systémů zkoumal např. SCHATTNER (1962), který na základě svého studia v údolí Jordánu identifikoval některé geomorfologické a geologické řídící prvky. O počátečních fázích vývoje odškrceného meandru, jako je samotné odškrcení a následné vyplňování mrtvého ramene píše např. GAGLIANO (1984). K odškrcení meandru dochází zejména při vyšších vodních stavech či povodních, kdy má voda daleko větší energii a tak i schopnost erodovat břehy a dno. Při odškrcení meandru dochází k protržení meandrové šíje a tím dojde i k napřímení toku a ke zkrácení délky toku. Tok se zkrátí a dojde také ke zvýšení sklonu dna v oblasti protržení meandrové šíje. Samotné odškrcení meandru pak může probíhat dvěma způsoby. Může docházet k postupnému zužování meandrové šíje, dokud šíje není tak úzká, až zkolabuje, nebo dojde k přelití vody přes meandrovou šíji, kde proudící voda vytvoří žlábek, který se časem stane hlavním korytem (GAY, 1998). Při studiu odškrcených meandrů je pak podle jejich tvaru snadno rozeznatelné, který z těchto dvou uvedených procesů v dané lokalitě proběhl. Pokud se meandrová šíje postupně zužovala, má odtržený meandr tvar podobný kapce, či slze. Takovéto odškrcení meandru je v odborné literatuře označováno jako „Neck Cutoff“ (obr. 5). Pokud však došlo k procesu přelití vody přes meandrovou šíji, má odtržený meandr tvar připomínající spíše koňskou podkovu. Dojde-li k odškrcení meandru tímto procesem, je v odborné literatuře označován jako „Chute Cutoff“ (obr. 6) (GAY, 1998). LEWIS a LEWIN (1983) blíže specifikovali termín „Neck Cutoff“, kdy při zužování meandrové šíje dojde k jejímu zúžení natolik, že je užší než samotný vodní tok. Pokud byla v době protržení šířka meandrové šíje širší, než šířka vodního toku, je toto odškrcení nazýváno jako „Chute Cutoff“. Dominantní roli při vzniku jednoho, nebo druhého procesu hraje gradient dna. Pro toky s vyšším gradientem dna je pak typičtější vznik „Chute Cutoff“, toky s nižším gradientem dna se pak vyznačují spíše „Neck Cutoff“. Na tocích s nižším gradientem dna mohou vznikat také skupiny meandrů, tzv. vícesmyčkové meandry – „Multiloop Cutoff“. (LEWIS, LEWIN, 1983).
21
Obr. 5.: Vývoj odškrceného meandru typu „Neck Cutoff“.
Obr. 6.: Vývoj odškrceného meandru typu „Chute Cutoff“.
22
2.4. Sedimentační procesy v odškrcených meandrech Charakteristika sedimentace je dána rychlostí proudění, které určí, jak velká částice bude ještě unášena a jak velká částice bude tokem
deponována.
Závislost
sedimentace na rychlosti proudění je vyjádřena tzv. Hjulströmovým diagramem
(viz
obr.
7)
(KNIGHTON, 1984).
Obr. 7.: Hjulströmův diagram. Zdroj: http://uregina.ca/~sauchyn/geog323/hjulstrom.gif
Proudění vody působí na koryto tlakovou silou, vyvolávající tečné (tangenciální) napětí na povrchové vrstvě sedimentů. Za rovnovážného stavu v toku je toto napětí dáno vztahem:
𝜏0 = 𝛾𝑅𝑆
2.4.1 kde
τ0 … tečné napětí působící na částici R … hydraulický poloměr S … sklon dna koryta
Aby však částice mohla být uvedena do pohybu, musí být překročeno tzv. kritické tečné napětí, jež je dáno rovnicí: 𝜋
𝜏 = 𝑛𝑔(𝜌𝑠 − 𝜌) 𝐷3 𝑡𝑎𝑛𝜑
2.4.2 kde
6
τ … kritické tečné napětí n … koeficient drsnosti g … tíhové zrychlení 23
ρs … hustota částice ρ … hustota vody D … průměr částice (velikost osy b) φ … úhel tření
Pro vyjádření sedimentačních podmínek musí být splněna schopnost proudění unášený materiál uvolňovat, k čemuž se často používá tzv. Shieldsovo číslo. Toto číslo je vyjádřeno vztahem:
𝜏 ∗ = 𝜏0 /(𝑔 ∗ (𝜌𝑠 − 𝜌) ∗ 𝑔 ∗ 𝐷)
2.4.3 kde
τ* … Shieldsovo číslo
τ0 … tečné napětí působící na částici g … gravitační zrychlení ρs … hustota částice ρ … hustota vody D … průměr částice (velikost osy b)
Práce zaměřené na fluviální sedimentologii, ať už v knižním vydání (např. NICHOLS, 1999; BRIDGE, 2003) či ve formě individuálních studií zaměřených na mapování a datování fluviálních forem (např. COHEN, 2003; ERKENS, 2011) se snaží objasnit sedimentaci jak ve slepých ramenech, tak i v neaktivních korytech vzniklých avulzí. Také většinou zahrnují odškrcené části toku jako samostatné subjekty, avšak nezahrnují je do celkového fluviálního systému. Další negativum těchto studií je, že obecně neberou v potaz zvrstvení sedimentů vyplňující říční koryto. Pro detailní rekonstrukce o jednotlivých fázích sedimentace je však pochopení geometrie a vnitřní stavby sedimentární výplně opuštěného koryta nezbytné. Proto se někteří vědci začali touto problematikou zabývat (např. SALVADOR, 2005; WERRITTY, 2006) a za cíl si kladli vytvořit obecně platný model, který by v obecném měřítku popsal průběh sedimentace v odškrceném úseku řečiště. Vzhledem k několika možným variantám odškrcení (např. odškrcení typu „Neck Cutoff“ či „Chute Cutoff“) se jim 24
však tento koncepční rámec vyplňování odškrcených částí toků nepodařilo vytvořit. Sedimentace v jednotlivých tocích totiž závisí na několika faktorech, mezi něž patří např. průtok (a jeho rozkolísanost v čase), konfigurace nivy (např. vzdálenost odškrcené části toku od aktivního toku) a jiné lokální faktory, odvíjející se např. od schopnosti připojení odškrcené části toku k toku aktivnímu. Různorodost těchto vstupních faktorů má pak za následek vysokou variabilitu možných výsledků sedimentace v odškrcených částech toku (TOONEN, 2012). I přes vysokou variabilitu v sedimentačních podmínkách však lze vyčlenit několik si podobných epizod při vzniku mrtvého ramene. Odškrcení meandru od hlavního řečiště se vyznačuje třemi hlavními fázemi v sedimentaci: (1) Zahájení odškrcení, kdy dojde k odklonění většinového množství vody z meandru do nově aktivovaného kanálu (LEWIS, LEWIN, 1983), (2) vznik tzv. aluviální zátky („plug bar“), což je sedimentační reakce na snížení průtoku (a energetických podmínek) v meandru, v důsledku čehož pak dojde k ucpání horního i dolního vstupu do meandru. Tím se prohloubí rozdíly v průtoku na obou stranách zátky, což podporuje zachytávání dalšího řekou transportovaného materiálu a následně tak i zvětšování zátky (CONSTANTINE, 2010). (3) Fáze odpojení, při které již meandr není pravidelně protékán skrze deprese v zátkách a je tak odpojen od aktivního řečiště. Meandr je postupně transformován do podoby lužního lesa (TOONEN, 2012), přičemž je doplňován o sedimenty, které se sem dostanou pouze při povodňových stavech v suspenzi s říční vodou (MÁČKA et al, 2011a). Tento vývoj je znázorněn na obr. 8. Při odškrcení meandru dojde vlivem snížení průtoku k náhlému snížení energetických podmínek v meandru, díky čemuž zde zůstanou uchovány stávající dnové splaveniny, které se zde nahromadily těsně před odškrcením. Koryto tak ztratí schopnost měnit svoji morfologii. Dojde tak k jakémusi zamrazení morfologie koryta (např. břehové nátrže, jesepní lavice), kterou koryto mělo před protržením meandrové šíje (PIÉGAY, 2008). Sedimenty z doby aktivního průtoku vody meandrem lze dobře odlišit od sedimentů, které zde byly akumulovány po odškrcení meandru, díky jejich výrazné velikostní diferenciaci. Při protržení meandrové šíje dojde ke zvýšení sklonu dna aktivního koryta, postupnému vzniku aluviálních zátek, a tak už se do mrtvého ramene větší dnové splaveniny nedostanou. Dostane se zde pouze jemnější materiál, který tady pak sedimentuje a překryje původní hrubozrnný dnový sediment. V příčném řezu se pak v tomto místě nachází ostrý přechod (obr. 8) (TOONEN, 2012). 25
Obr. 8.: Hlavní fáze sedimentace při vzniku mrtvého ramene. Upraveno (TOONEN, 2012).
Zátka na odškrceném meandru („plug bar“) je definována jako forma dnového sedimentu, lokalizována v místě vstupu do oddělené části koryta, která brání průtoku vody do tohoto koryta (GAGLIANO, 1984). Hlavní faktory, které určují přítomnost a její tloušťku (což je výška nad původní úrovní dna) jsou konfigurace krajiny a úhel mezi hlavním (aktivním) tokem a odříznutým korytem – tzv. „diversion angle“ (= úhel odškrcení) (viz obr. 9). CONSTANTINE (2010) poukázal na to, že k nejrychlejší agradaci sedimentu dochází na meandrech s vysokým úhlem odškrcení – tzv. „back-eddy effect“, což má za následek rychlejší růst aluviální zátky a následné odpojení meandru od aktivního koryta. Úhel odškrcení totiž ovlivňuje šířku zóny separace proudění a zóny proudění, probíhajícího podle směru sklonu dna koryta. Tím je do značné míry ovlivněna schopnost transportu materiálu dále do odškrcené části koryta. Úhel odškrcení má tedy vliv na průtočnost 26
odškrceného ramene, kdy se s jeho rostoucí hodnotou snižuje průtočnost koryta. Vstupní aluviální zátka se většinou začíná formovat podél vnitřního břehu při vstupu do odškrcené části koryta, přičemž v závislosti na úhlu odškrcení dochází k jejímu rozšiřování. (CONSTANTINE, 2010).
Obr. 9.: Definice úhlu odškrcení α. ε vyjadřuje zónu separace proudění, μ pak vyjadřuje prodění probíhající podle směru dna koryta. CONSTANTINE, 2010 in ONDRUCH, 2014.
Aluviální zátka roste nejrychleji v prvních několika letech po odpojení meandru a v průběhu času se její vývoj výrazně zpomaluje (HOOKE, 1995). Zátky se vyznačují rostoucí velikostí zrnitostních frakcí směrem ke své bázi a vyvíjí se převážně epizodicky při povodňových situacích. Postupně se jejich výška zvyšuje, až nakonec tvoří jakousi protipovodňovou bariéru pro vodu přitékající do odříznutého meandru (CITTERIO, 2009). Stáří zátky pak výrazně ovlivňuje sedimentační procesy v distální části odříznutého koryta. Její rostoucí výška sedimentaci v distální části zpomaluje, jelikož je k jejímu překonání (resp. přetečení) potřeba stále více vody v aktivním korytě. Tím se snižuje četnost povodní v odškrceném korytě, kde tak začíná dominovat sedimentace jemnozrnného materiálu (prach, jíl) (TOONEN, 2012).
2.5. Laboratorní modelování meandrujících toků Kvůli rozšíření poznatků o meandrujících řekách se hlavně díky moderní technice uplatňuje i laboratorní modelování meandrujících toků. Počátky tohoto modelování sahají
27
až do poválečných let (např. FFIEDKIN, 1945 in SMITH, 1998). Významnější však byly laboratorní studie SCHUMMA a KAHNA (1972). SCHUMM se této problematice věnoval i nadále a za použití písčitého substrátu, který byl překryt kaolinickým jílem a velmi jemným pískem docílil poměrně vysoké míry křivolakosti (JIN, 1986). Na SCHUMMA navázal Charles E. SMITH a v roce 1998 publikoval v časopise Geomorphology laboratorní experiment, kde jako podklad použil 3 m dlouhý a 1,2 m široký žlab, který vyplnil směsí rozdrcené skalní horniny, kaolínem a kukuřičným škrobem. Díky tomuto materiálu byly břehy poměrně soudržné, což zapříčinilo, že migrující meandry posouvající se po směru toku si zachovávaly víceméně konstantní šířku. Jeho experiment se pak ukázal jako dobrý podklad pro lepší poznání vlivu půdních podmínek prostředí v souvislosti se sklonem a průtokem. Změna některého z těchto parametrů pak ovlivní celkovou křivolakost toku (SMITH, 1998). Smith však ve výsledku na svých simulovaných kanálech dosáhl rovnovážného stavu, takže řeka už dále netvořila meandry a tudíž ani odškrcená ramena. I tak to byl ale významný pokrok na poli laboratorních experimentů s meandrujícími řekami. Tímto se inspiroval PEAKALL (2007), který jako podložní substrát použil směs písku a křemité moučky, čímž dosáhl ještě větší stability břehů (TAL, 2010). V poslední době se problematice laboratorního modelování meandrujících toků věnuje W. M. VAN DYJK (2013, 2012).
V roce 2013 publikoval výsledky laboratorního
experimentu, kde zkoumal vliv substrátu na tvar toku. Za stejných podmínek zkoumal vlastnosti dvou toků, přičemž na horní část toku jednoho z nich přidal velmi jemnozrnný materiál – kal (silt). Na simulovaném toku bez přidaného kalu se objevovaly náznaky divočení, jelikož břehy byly poměrně málo stabilní. Naproti tomu na substrátu smíchaným s kalem jílové usazeniny zvyšovaly stabilitu břehů. Tím se zvyšovala i sinuosita toku, který tak měl větší tendenci meandrovat (VAN DYJK, 2013). V posledních desetiletích se také rozvíjí více sofistikované, kvantitativní modely znázorňující vývoj meandrujících řek. Většina těchto modelů je založena na základních hydraulických principech (např. STOLUM, 1996), při kterých pak vychází odškrcování meandrů jako nedílná součást vývoje meandrujících řek (HOOKE, 2004). Teorie vzniku meandrujících toků v současné době vychází z napřímeného úseku toku, jehož dno se vyznačuje střídáním úseků s mělčinami a tůněmi (DUAN, JULIEN, 2005). Za běžných vodních stavů se úseky mělčin vyznačují vyšším sklonem dna, rychlejším prouděním a vznikem čeřin či peřejí. Naproti tomu úseky s tůněmi jsou charakteristické 28
pomalým prouděním a klidnou vodní hladinou. V mělčinném úseku se tak projevuje spíše erozivní činnost toku, v úseku s tůněmi pak dochází k spíše k akumulaci. Pokud ale vodní stavy dosáhnou určité hranice, dojde k jevu opačnému, kdy vodní tok dosahuje vyšších rychlostí v úsecích s tůněmi. Je zde totiž větší hloubka vody a menší tření, což umožňuje vyšší rychlost proudění. Vodní tok tak má tendenci erodovat dno právě v úsecích s tůněmi. Postupem eroze dojde k mírnému klikatění toku za vzniku nárazového a nánosového břehu. V dalším vývoji pak dochází ke vzniku zákrutů, později meandrů. O tomto vývoji informuje obr. 10 (DUAN, JULIEN, 2005).
Obr. 10.: Numerická simulace vzniku meandrujícího toku z napřímeného koryta. Podle DUAN, JULIEN, 2005.
Modely popisující vývoj a chování meandrujících řek se dají rozdělit na dva hlavní typy. Dynamické a kinematické (HOOKE, 2003). Hlavní rozdíl mezi těmito modely spočívá v pohledu na proudění v toku. Kinematické modely se zabývají klasifikací a popisem různých druhů pohybu, jako je sledování rychlosti, polohy, atd. Naproti tomu dynamické modely zkoumají pohyb z hlediska působení fyzikálních sil, kam patří např. energie toku, či hybnost materiálu. Ve světle STOLUMOVY práce (1996) pak byly popsány zejména modely dynamické, které jsou založeny na fundamentálních a obecně více uznávaných teoriích. Výstupem těchto modelů jsou simulace zejména dlouhodobějšího vývoje meandrujících řek. Problém dynamických modelů je ale v tom, že výsledné meandry se moc morfologicky nepodobají meandrům přirozeně vytvořeným. Největší rozdíly pak vznikají zejména na tocích meandrujících ve štěrkových náplavech (HOOKE, 2003). Větší přesnost a spolehlivost tak mají modely kinematické (FERGUSON, 1984), kde hraje roli vztah mezi rychlostí proudění a mírou křivolakosti toku. Do modelu vstupuje také prostorové zpoždění, 29
které je způsobeno faktory brzdícími rychlost proudění ve vodním toku. Toto modelování bylo aplikováno např. MOORMANEM (1990) na řece Dane River protékající územní správní jednotkou Ceshire v severovýchodní Anglii. Jako vstupní podmínky vložil do modelu historická data o vodním toku a nechal si tok vymodelovat do současné doby. Výsledkem byla pak realisticky vypadající morfologie meandrujícího toku, velmi blízká současné skutečnosti. Tím se ukázalo, že Fergusonův kinematický model je funkční (HOOKE, 2003).
2.6. České poznání meandrujících toků Ve východní části České republiky je největší a také nejvíce studovanou řekou řeka Morava. Po soutok s Dunajem má Morava délku 353,1 km s plochou povodí 26 578 km2. Největším pravostranným přítokem je Dyje (plocha povodí 13 419 km2) a největším levostranným přítokem je Bečva (1 626 km2) (BRÁZDIL et al., 2011b). Studium procesů probíhajících na řece Moravě se v současnosti zaměřuje zejména na oblast Strážnického Pomoraví, kde je zkoumán historický vývoj koryta toku v této oblasti (např. KADLEC et al., 2009), studují se vrstvy sedimentů (GRYGAR et al., 2011) a v neposlední řadě je kladen důraz také na významné hydrologické události, zejména pak povodně (BRÁZDIL et al., 2011a). Fenoménem povodní v této oblasti se zabývá např. BÁZDIL, DOBROVOLNÝ, nebo ŘEZNÍČKOVÁ (BRÁZDIL et al., 2011a) z Geografického ústavu Masarykovy univerzity, kteří se zaměřili na povodňový vývoj oblasti ovlivněný vývojem zemědělství a další antropogenní činností. Na řece Moravě také pracují MÁČKA (2011a, 2011b) a KREJČÍ (2012), kteří se zabývají zejména mapováním mrtvého dřeva. Strážnické Pomoraví je hodně řešeno také ve studentských závěrečných pracích, např. PILAŘOVÁ (2008) řešila povodně a jejich dopady na tuto lokalitu, nebo KLAPALOVÁ (2009), která se zabývala činností a šířením bobra evropského ve Strážnickém Pomoraví. V poslední době se zabývá lokalitou PP Osypané břehy a Strážnickým meandrem Jakub ONDRUCH (2011, 2014), či Petr HOLÍK (2014). Druhou více vědecky atraktivní lokalitou na řece Moravě je oblast Litovelského Pomoraví. Oblast výzkumu je zde velmi rozdílná. Provádí se zde hlavně biologické výzkumy (BOZANIC et al., 2013; KRUMPALOVÁ, 2013), či studie o vývoji krajiny (PECHANEC et al., 2012). V současné době je v rámci projektu Strategic grant, Visegrad fund 30
No. 31210058 prováděno měření koryta Moravy, na kterém participují katedra Geoinformatiky z Univerzity Palackého v Olomouci a UK Bratislava, se kterými na lokalitě Kenického meandru v rámci stejnojmenného projektu spolupracovala např. BRUNCKOVÁ (2013). Lokalitou Kenického meandru se zabývali také MÁČKA a KREJČÍ (2006a), kteří se zaměřili na úsek od Hynkovského jezu po Kenickou lávku. MÁČKOVA oblast výzkumu v okolí Kenického meandru se však týkala především výzkumu mrtvého dřeva v korytě (např. MÁČKA, 2006b), kde se uplatnil se svou diplomovou prací i KREJČÍ (2006). Podrobný topografický výzkum oblasti Kenického meandru však doposud zpracoval ve svých závěrečných pracích PETYNIAK (2012, 2014). V České republice pojednává o řece Moravě podle webu Web of Science celkem 143 odborných článků. Pod 28 z nich je podepsán JURAJDA (např. 2008), který se zabývá především živou složkou v této řece. Z hlediska výzkumu sedimentologie nejvíce o řece Moravě publikuje Ondřej BÁBEK či Ivan HOLOUBEK, řešící zejména chemický, potažmo geochemický aspekt (SEDLÁČEK, BÁBEK, 2013). První článek o Moravě vyšel v roce 1977, který pojednává o výskytu druhů karasů v řece. O sedimentačních analýzách na Moravě se začalo v Česku publikovat až v roce 1994. Od této doby pak vyšlo od českých autorů celkově 28 článků zabývající se sedimentačními procesy v řece, nebo v její nivě. Pod 8 z nich je podepsán již výše zmiňovaný BÁBEK (např. BÁBEK, 2011).
31
3. CHARAKTERISTIKA STUDOVANÉ OBLASTI 3.1. Vymezení oblasti Lokalita Kenického meandru spadá do oblasti CHKO Litovelské Pomoraví, nacházející se severozápadním směrem od města Olomouc. Samotný Kenický meandr pak leží na řece Moravě, a to na říčním kilometru 250,3 (podle kilometráže Povodí Moravy) v lokalitě NPR Ramena řeky Moravy (obr. 11). Z geografického hlediska leží meandr v blízkosti obce Hynkov, avšak katastrálně patří do katastrálního území obce Střeň. Po linii meandru pak vede hranice katastrů obce Střeň a obce Štěpánov. „Název meandru je zkomoleninou německého Gross Kinsky. Tak se nazýval les severovýchodně od obce Hynkov v majetku šlechtického rodu Kinských, kterým zde Morava protéká. Tento název lze doložit z lesní hospodářské mapy z roku 1829. Na mapě Stabilního katastru z roku 1834 je již název Gross Kenitzky.“ (PETYNIAK, 2012, str. 23).
Obr. 11.: Poloha Kenického meandru v JV části Litovelského Pomoraví. Upraveno podle BRUNCKOVÁ, 2013. 32
3.2. Geologické poměry Geologické podloží studované oblasti je poměrně pestré a prodělalo vcelku složitý vývoj. Nejstarší sedimentární vrstvy vyplňovaly zdejší geosynklinálu zaplavenou mořem už v období devonu a jsou tvořeny převážně střednězrnnými až hrubozrnnými křemenci a slepenci, překrytých vápnitými břidlicemi a vápenci. Na tyto vrstvy potom místy nasedají sedimenty kulmu. Po regresi kulmského moře pak na delší čas sedimentace ustala, až vlivem alpínského vrásnění došlo k tektonickým poklesům reliéfu a celá oblast byla znovu zaplavena, tentokrát třetihorním mořem. Zde potom sedimentovaly pliocenní písky, štěrky a jíly, jejichž mocnost je udávána až na 260 m. Pliocén je překryt poměrně mocnými vrstvami kvartérních sedimentů, které zde mohou dosahovat mocnosti až kolem 100 m (CZUDEK, 1997). Samotná niva Moravy je pak tvořena vrstvami štěrkopísků, překrytými povodňovými sedimenty. Mocnost těchto sedimentárních vrstev je pro oblast Hornomoravského úvalu udávána kolem 10 m, avšak v okolí Hynkova dosahují sedimenty Moravy
mocností
mezi
4
až
5
m
(DEMEK,
1965).
(Podle
http://litovelskepomoravi.ochranaprirody.cz/).
3.3. Geomorfologické poměry Oblast Kenického meandru spadá do geomorfologického celku Hornomoravského úvalu, konkrétně pak do podcelku Středomoravská niva. Blíže o tom informuje tab. 1. Tab. 1.: Geomorfologické zařazení lokality Kenického meandru. provincie
subprovincie
Západní Karpaty
Vněkarpatské sníženiny
oblast Západní Vněkarpatské sníženiny
celek
podcelek
Hornomoravský Středomoravská úval niva
Reliéf oblasti má rovinatý charakter, což dokládá i rozpětí nadmořských výšek zdejší oblasti. Nadmořská výška reliéfu se zde pohybuje v rozmezí 220 – 225 m n. m., v korytech vodních toků tomu však může být i méně. Nesoudržný materiál tvořící nivu pak podporuje anastomózní vzor toku, který zde prostřednictvím velkého množství ramen tvoří tzv. vnitrozemskou deltu. Rovinatý terén je tedy rozbrázděný zářezy stálých i občasně protékaných vodních toků, nazývaných též smuhy. Občasně protékané zářezy (smuhy) jsou po většinu roku neaktivní, největších změn tak dosahují v období po jarním tání sněhu (např. 33
tvorba štěrkopískových lavic, erozních nátrží). Zásahy člověka do reliéfu v okolí Kenického meandru moc patrné nejsou, pouze na výjimky panelových cest, mostků přes smuhy, či lávky přes řeku Moravu nedaleko Hynkova. A samozřejmě také Hynkovský jez (viz dále). V dřívějších dobách však lidé zdejší reliéf cíleně upravovali, a to těžbou štěrku coby stavebního materiálu, tvorba jezů za účelem zavodnění náhonů na mlýny, nebo se také dělaly průpichy meandrových šíjí. (KREJČÍ, 2006; PETYNIAK, 2012).
3.4. Půdní poměry Dominujícím půdním typem jsou zde fluvizemě modální, rozkládající se zejména v těsné blízkosti vodních toků. Díky rovinatému terénu a poměrně vysoké úrovni hladiny spodní vody je zde podporován glejový proces, vyznačující se modrošedou až zelenošedou barvou půdních horizontů. Tato barva je způsobena redukcí železa a jiných kovů v prostředí ochuzeném o kyslík, které nabízí pro glejový proces je důležité trvalé zamokření půdy. Dále od toku, kde už půda není zamokřená trvale ale jen periodicky, se pak projevuje proces oglejení. Výsledkem procesu oglejení je rovněž modrošedý až zelenošedý odstín půdních horizontů, nicméně díky kolísání spodní vody se do půdy dostane i kyslík způsobující oxidaci železa, a tak lze na půdních horizontech najít i rezivé skvrny či linie. Dalším nejrozšířenějším půdním typem v oblasti je tak fuvizem glejová, doplněná o glej fluvický. Dále na východ od toku pak lze nalézt luvizem oglejenou a hnědozem oglejenou. Západním směrem pak převažují černozemě luvické. (Sestaveno podle: Mapa půdních typů 1:50 000). Převažujícím půdním druhem je zde jílovito-hlinitá půda, vyznačující se 45% až 60% podílem jílu, doplněný o výrazný podíl prachových částic (TOMÁŠEK, 2003). „Fluvizemě jsou vývojově hodně mladé, protože půdotvorné procesy jsou zde přerušovány akumulační činností řeky. Profil těchto půd je velmi jednoduchý, protože pod humusovým horizontem se nachází přímo matečný substrát. Zajímavostí je, že přirozené fluvizemě nikdy netrpí nedostatkem živin. Jejich vysoká úživnost je jednak dána skutečností, že se zde usazují humusové splachy (z „A“ horizontu) erodované na svazích výše v povodí, a jednak tím, že zde bujná vegetace vytváří velké množství biomasy, jež rychle obohacuje půdu. Opadané listí se již během zimy rozloží. Vše podporují a urychlují povodňové situace.“ (KREJČÍ, 2006, str. 26 - 27).
34
3.5. Klimatické poměry Z klimatického hlediska lze studované území zařadit do klimatické oblasti T2, pro kterou je charakteristické poměrně teplé a suché dlouhé léto, krátké přechodné období s teplým až mírně teplým jarem a podzimem a krátkou mírně teplou a suchou zimou, vyznačující se krátkým trváním sněhové pokrývky (QUITT, 1971). Průměrné roční teploty zde dosahují 8 – 9 °C, přičemž nejchladnější je měsíc leden, kdy je průměrná teplota -2 °C. První mrazivý den bývá 4. října, poslední pak 1. května. Srážkově je oblast poměrně chudá, což je dáno srážkovým stínem Zábřežské a Drahanské vrchoviny při převažujícím západním až severozápadním proudění. Průměrné roční srážkové úhrny zde činí 600 mm, avšak jejich chod je v průběhu roku nerovnoměrný. Na srážky nejbohatším měsícem je červenec, naopak srážkově nejchudším měsícem je únor. V zimním období zde průměrně spadne 200 – 300 mm srážek, ve vegetačním období pak 350 – 400 mm. První den se sněžením vychází průměrně na 13. listopad, poslední den pak na 5. duben. Průměrná výška sněhové pokrývky zde dosahuje okolo 20 cm, avšak mívá nesouvislé, oblevami přerušované trvání. Dnů se sněžením je tady průměrně 28, celkový počet dnů se srážkami za celý rok zde dosahuje 130. Počet dnů s intenzivními srážkami (nad 10 mm) je v ročním průměru 17. (Podle http://litovelskepomoravi.ochranaprirody.cz/).
3.6. Hydrologické podmínky Páteřním tokem Litovelského Pomoraví je řeka Morava, větvící se zde do soustavy stálých i občasné protékaných ramen. Řeka Morava pramení na svahu Králického Sněžníku v nadmořské výšce 1 370 m a její tok má délku 353,1 km. V Nadmořské výšce 135 m ústí nedaleko Devína do Dunaje a je tak podle Graveliovy klasifikace tokem druhého řádu. Do Litovelského Pomoraví Morava zasahuje úsekem vymezeným 277. – 237. ř. km a má zde charakter anastomózního toku s přirozeně meandrujícími rameny. Podle klasifikace NANSONA a KNIGHTONA (1996) se jedná o anastomózní vzor toku typu 5, který je charakteristický poměrně vysokou laterální aktivitou a dostatečnou energií ke schopnosti překládat dnový materiál, jenž je tvořen zejména štěrkovými frakcemi. Ve zdejších podmínkách se pak laterální aktivita projevuje schopností toku vytvářet zákruty, vyvíjející se v meandry. Hydrologický režim je charakteristický maximální vodností v jarních měsících díky tání sněhu, minimálních průtoků pak dosahuje na přelomu léta a podzimu. 35
Charakterem se tak jedná o vodní tok oderského (středoevropského) typu. V oblasti Litovelského Pomoraví je Morava ponechána svému přirozenému vývoji. Úpravy jejího koryta jsou provedeny pouze v okolí sídel, zejména za účelem protipovodňové ochrany. (Podle PETYNIAK, 2014). U anastomózních toků je poměrně složité komplexně kvantifikovat průtoky, jelikož měření je zatíženo celou řadou chyb (měření na všech ramenech, spodní voda). U obce Hynkov však dochází k soutoku většiny průtočných ramen Moravy a tvoří zde tzv. Hynkovský hydrografický uzel. Je to tak ideální místo pro měření vodních stavů a průtoků na tomto úseku řeky Moravy. V roce 1918 byl v těchto místech (251,1 ř. km) za účelem odvádění vody z Moravy do Mlýnského potoka (Střední Moravy) vybudován jez. Jedná se o betonovo-kamenný jez se stavidlovou propustí na pravé straně a v roce 2001 sem byla umístěna sonda za účelem kvantifikace dat o vodních stavech, průtocích a teplotách vody. Kenický meandr leží asi 1 km po proudu hlavního toku Moravy od tohoto jezu, a tak jsou hydrologické podmínky v oblasti Kenického meandru z velké části řízeny právě Hynkovským jezem. Průměrný roční průtok na jezu je 20,8 m3s-1. Průtok je však jezem rozdělován, kdy je větší množství vody odváděno do Mlýnského potoka. Průměrný průtok na hlavním toku Moravy pod jezem je tak podle manipulačního řádu jezu Hynkov kolem 6 - 7 m3.s-1, avšak po většinu dní v roce je zde průtok asi o 3 m3.s-1 nižší (podle PETYNIAK, 2012). N-leté průtoky na Hynkovském jezu pak charakterizuje tabulka 1 (tab. 2). Tab. 2.: Hodnoty N-letých průtoků na jezu Hynkov (PETYNIAK, 2012). N-letost Průtok [m3.s-1]
Q1 115
Q5 227
Q10 281
Q50 418
Q100 483
3.7. Biogeografické poměry Z biogeografického hlediska spadá oblast do Litovelského bioregionu (1.12), patřící do hercynské biogeografické subprovincie (CULEK, 1996). Celá oblast náleží do 3. (dubobukového) vegetačního stupně, společenstva jsou zde spíše teplomilná, s dominancí lužního lesa. V druhové skladbě převažují zejména olše (Alnus), jasany (Fraxinus), jilmy (Ulmus) nebo vrby (Salix). Vzácně se zde vyskytuje také topol černý (Populus nigra). Olše se vykytují především na trvale podmáčených stanovištích, s dominancí olše lepkavé (Alnus glutinosa). Tato stanoviště jsou však také výhodná pro růst např. jasanu ztepilého (Fraxinus excelsior). Na méně zamokřených místech pak převládají 36
dubohabřiny. Zásahy člověka do přirozeného vývoje lesa se projevují především výskytem smrkových (Picea) monokultur. Bylinný podrost je poměrně pestrý, s hojným (až kobercovým) výskytem jarních efemér, např. sněženek (Galanthus) či bledulí (Leucojum). Tyto byliny jsou později nahrazeny dymnivkami (Corydalis), křivatci (Gagea), sasankami (Anemone) a dalšími. Hojný je zde také výskyt česneku medvědího (Allium ursinum). V letních měsících pak v bylinném podrostu dominují kopřivy (Urtica) či chmel otáčivý (Humulus lupulus). Je zde také zaznamenán výskyt vzácné a u nás chráněné orchideje kruštíku polabského (Epipactis albensis). Na vlhčích stanovištích lze nalézt blatouch bahenní (Caltha palustris), později potom kosatec žlutý (Iris pseudacorus). Navzdory přirozenému charakteru lesa jsou však i sem zavlečeny nepůvodní druhy, jako
např.
netýkavka
žláznatá
(Impatiens
glandulifera).
(Podle
http://litovelskepomoravi.ochranaprirody.cz/). Řeka Morava v této oblasti přísluší do přelomu lipanového a parmového rybího pásma, s výskytem okolo 35 druhů ryb. Bohatý rozvoj rybích společenstev zde podporuje charakter toku, pestrý na tůně či odškrcená ramena. Dobré útočiště rybám poskytuje i hojně se vyskytující mrtvé dřevo ve vodních tocích. Četné tůně také umožňují výskyt poměrně velkého množství obojživelníků. Vyskytuje se zde např. kriticky ohrožená blatnice skvrnitá (Pelobates fuscus), či hojně rozšířený skokan hnědý (Rana temporaria). Ve zdejších lesích bylo zmapováno celkem 48 pravidelně či nepravidelně hnízdících druhů ptáků a z tohoto počtu je asi 40 druhů typicky lesních. Jako příklad lze uvést sýkoru koňadru (Parus major) či pěnkavu obecnou (Fringilla coelebs). Vyskytují se zde také druhy vázané na vodní toky, jako např. ledňáček říční (Alcedo atthis). Mezi savci je v oblasti poměrně hojný výskyt lovné spárkaté zvěře, jako např. srnec obecný (Capreolus capreolus) či prase divoké (Sus scrofa). Výrazným zásahem do zdejších společenstev bylo na přelomu let 1991 a 1992 a v roce 1996 umělé vysazení bobra evropského (Castor fiber), který se významně zasluhuje na formování břehových,
zejména
dřevinných
společenstev.
(Podle
http://litovelskepomoravi.ochranaprirody.cz/). Z hlediska ochrany přírody a krajiny leží celé území v CHKO Litovelské Pomoraví, samotný Kenický meandr pak spadá do dvou maloplošně chráněných území. Přirozeně se vyvíjející hlavní i boční koryta řeky Moravy jsou spolu s přiléhajícími břehovými společenstvy původních dřevin a bylin chráněna v rámci NPR Ramena řeky Moravy, tvrdý lesní luh (lužní les s převažujícími dřevinami s tvrdým dřevem – dub, jasan) s původním 37
bylinným podrostem lokalizovaný mezi hlavním korytem Moravy a korytem Mlýnského potoka je chráněn v rámci PR Kenický. Celé studované území také spadá do soustavy NATURA 2000 jako Evropsky významná lokalita a Ptačí oblast. Rovněž je chráněno podle Ramsarské úmluvy o mokřadech. (PETYNIAK, 2014).
3.8. Historický vývoj území Analyzovat historický vývoj říční sítě území je možné dvěma hlavními způsoby. První způsob zahrnuje podrobné geomorfologické mapování terénu, kdy lze pomocí míry zazemnění starých koryt (depresí v nivě) určit tvar minulé říční sítě. Datování vyvinutých půdních horizontů v těchto depresích pak může naznačit stáří, jak dlouho v daném korytě převažují procesy zazemňování. Druhý způsob je založen na studiu map z různých období jednotlivých mapování, s rozvojem techniky se pak více uplatňuje metod dálkového průzkumu Země (DPZ). Jelikož je terénní průzkum časově i finančně poměrně náročný, využívá se ve větší míře právě studia mapových podkladů či snímků pořízených metodami DPZ, kdy se uplatňuje zejména letecké snímkování. Historické mapy z období 16. a 17. stol anastomózu Moravy mezi Litovlí a Olomoucí nezachycují. První dokument, který vykresluje rozvětvený vzor řeky Moravy v této oblasti je Müllerova mapa Moravy. Tuto mapu vytvořil Jan Kryštof Müller v roce 1716 a je na ní zakresleno poměrně křivolaké koryto páteřního toku Moravy, včetně vedlejšího koryta Střední Moravy (Mlýnského potoka). Tři průtočná ramena Moravy jsou potom zakreslena na mapách I. vojenského mapování z období 1794 – 1764. Tato ramena však nevykazují výraznější křivolakost, což poukazuje na rovnovážný stav anastomózy. Na mapách z roku 1834 (ze kterých vycházelo II. vojenské mapování) je zmapováno katastrální území obcí Skrbeň, Střeň a Štěpánov a je zde zachycena mírná dominance meandrujícího koryta Střední Moravy nad hlavním korytem. Hlavní koryto Moravy vytvářelo několik meandrů v oblasti pod dnešním Hynkovským jezem, přičemž dále po proudu tvořilo rozsáhlejší vodní plochu a docházelo zde k rozdělení na dvě ramena. Dominantní bylo východní rameno, které zde silně meandrovalo. Dnes je toto rameno známé jako Štěpánovská smuha. Druhé menší rameno pak probíhalo přibližně v místech dnešního toku Moravy. Mapy III. vojenského mapování (1876 – 1878) zachycují jako dominantní tok koryto Střední Moravy, které mnoho změn od dob II. vojenského mapování neprodělalo. Naproti tomu dnešní hlavní koryto 38
Moravy se v úseku pod současným Hynkovským jezem stávalo čím dál více křivolakým. V tomto období zde byl proveden průpich tří meandrových šíjí, čímž došlo k napřímení koryta. Díky napřímení se začal vyvíjet zákrut, ze kterého se vyvinul dnešní Kenický meandr. Tato změna půdorysu hlavního toku Moravy je dobře patrná z obr. 12. Dále po proudu je v mapě stále patrná laguna, avšak Štěpánovská smuha ztrácí na významu a výrazněji se začíná projevovat koryto v místech dnešního hlavního toku. V roce 1933 pak vyšla reambulovaná mapa III. vojenského mapování, která už zachycuje dominanci dnešního hlavního koryta Moravy. Rovněž je zde patrný postupný konec pravidelného protékání Štěpánovské smuhy. (PETYNIAK, 2012).
Obr. 12.: Průběh trasy koryta hlavní Moravy od jezu Hynkov přes Kenický meandr. Modře je znázorněn dnešní půdorys koryta, červeně půdorys z období II. vojenského mapování (1836 – 1852). Podkladovou mapu tvoří výřez mapy z III. vojenského mapování (1876 – 1878). PETYNIAK, 2014.
Jedny z prvních leteckých snímků lokality Kenického meandru pocházejí z roku 1938. Oproti předchozímu mapování je zde už Kenický meandr vyvinut do podoby meandru (a nikoliv zákrutu) se šířkou šíje okolo 70 m. Rovněž je zde vyvinuta poměrně rozsáhlá jesepní lavice. Koryto Střední Moravy je pak na své horní části toku částečně napřímené. Je zde také patrná Kenická smuha a zanášející se Štěpánovská smuha. Na leteckém snímku 39
z roku 1954 je pozorovatelný nárůst Kenického meandru v severojižním a západovýchodním směru. Oproti předchozímu snímku je rovněž je zúžení meandrové šíje. Letecký snímek z roku 1971 ukazuje další vývoj meandru, znatelný zejména ze zmenšování šířky meandrové šíje. Také dochází k pozvolné změně v průběhu břehových linií. K zásadním změnám však došlo na korytě Střední Moravy, které zde ztratilo svůj původní tvar a na přelomu 60. a 70. let bylo uměle napřímeno. Základní informaci o vývoji koryta v oblasti Kenického meandru za posledních cca 50 let podává obr. 13 (PETYNIAK, 2012).
Obr. 13.: Vývoj půdorysu hlavního koryta Moravy od jezu Hynkov přes Kenický meandr až po Kenickou lávku. Modře vyznačen průběh toku v roce 1953, černě v roce 2006. Upraveno podle PETYNIAK, 2012. Během vývoje říční sítě se rovněž měnila i délka vodních toků a jejich křivolakost. Tyto charakteristiky byly studovány v úseku od Hynkovského jezu po Kenickou lávku. Z tab. 3 je patrný nárůst sinuosity toku až do roku 2012. Po protržení meandru pak klesla tato hodnota z 2,115 na 1,475. Rovněž došlo ke změně délky toku v úseku, kdy délka toku narůstala do roku 2012. Po protržení meandru pak poklesla z 1 570 m na 1 094 m. Tab. 3.: Vývoj délky toku a sinuosity toku v úseku od jezu Hynkov po Kenickou lávku v období 1874 – 2014. Podle PETYNIAK, 2014. Rok 1874 1938 1953 1971 1985 1994 2003 2006 2012 2014 Délka toku 1 224 1 379 1 432 1 497 1 503 1 539 1 557 1 554 1 570 1 094 Sinuosita 1,491 1,858 1,930 2,017 2,025 2,074 2,098 2,094 2,115 1,475 40
4. METODIKA Vlastní práce začala kabinetním výzkumem, kdy bylo načteno několik desítek autorů pro získání teoreticko-metodologického poznání problematiky. Práce pak pokračovala opakovanými výjezdy do terénu (celkem 11), kde byla prováděna měření příčných profilů metodou nivelování, instalováno nové měřící zařízení a odebrány vzorky dnových sedimentů pro pozdější laboratorní analýzu (viz obr. 14).
Obr. 14.: Odběr sedimentů v aktivním korytě.
Odběr sedimentů probíhal do uzavíratelných sáčků (zip-lock bag), pomocí zednické naběračky, tzv. fanky. Zpracování vzorků v laboratoři se skládalo z několika fází, kdy bylo třeba před analýzou vzorky vysušit. Poté následovalo samotné sítování a na základě naměřených hmotností jednotlivých frakcí byly v programu MS Excel sestaveny zrnitostní křivky. Sady dat jednotlivých epizod měření příčných profilů pak byly použity pro analýzu vývoje tvaru koryta, data z umístěného leveloggeru byla zpracována pro analýzu období aktivity meandru. Rovněž byla analyzována sedimentární výplň koryta metodou ERT. Získaná data byla nakonec zpracována a vyhodnocena.
4.1. Analýza vývoje tvaru koryta Vývoj tvaru koryta je závislý na aktivitě toku v daném úseku, tedy na množství protékané vody korytem. Standardně je tvar koryta charakterizován příčnými profily, často doplněnými o podélný profil dna. S rozvojem UAV metod začíná být koryto charakterizováno jako jeden celek, většinou v podobě 3D modelu. I zde je pak možnost generování příčných profilů, 41
ovšem UAV metody mají omezení ve vegetaci a ve vodní hladině. Pro dosažení přesnějších výsledků je tak v této práci použito měření příčných profilů koryta metodou nivelování. Pro metodu nivelování je potřeba nivelačního přístroje, nivelační lati a pásma (obr. 15). V tomto případě bylo pásmo nahrazeno lankem s vyznačenou metráží. Na každém břehu je pak pevně daný a geodeticky zaměřený bod (většinou ve formě kolíku či hranečníku), kdy spojnice dvou protějších bodů definuje studovaný příčný profil. Vždy se měří od kolíku ke kolíku, takže lze měření opakovat v různých etapách. Na začátku měření je nejprve třeba natáhnout lanko s vyznačenou metráží mezi dvěma
kolíky
definující
příčný
Obr. 15.: Nivelační přístroj
profil
ustavit
a nivelační lať.
a
nivelační
přístroj.
Nivelační přístroj musí být ustaven do vodorovné polohy, k čemuž slouží bublinka (libela) umístěná na jeho levé straně. Po ustavení nivelačního přístroje je pak s nejvyšší možnou přesností změřena výška dalekohledu nivelačního přístroje nad povrchem terénu. K samotnému měření je potřeba minimálně dvou lidí, kdy jeden postupuje s měrnou latí napříč Obr. 16.: Nivelování. Pracovník
korytem a druhý odečítá hodnoty z nivelační latě skrze
s nivelační latí, natažené lanko a
dalekohled nivelačního přístroje (obr. 16). Dalekohled
červeně označený kolík (vlevo).
nivelačního přístroje je pak opatřen tenkým křížkem, pro lepší čtení z měrné latě. Při průchodu profilem
s měřičskou latí pracovník rovněž odečítá hodnoty z pásma, pro stanovení vzdálenosti měřeného bodu od nivelačního přístroje. Po odečtení hodnoty výšky přístroje nad terénem od naměřených hodnot je potom získán výškový profil měřeného úseku. Určení vzdálenosti měrné latě od nivelačního přístroje lze také odečíst přímo z měrné latě, kdy jsou v dalekohledu nivelačního přístroje na černém křížku doplněny dvě horizontální čárky. Tyto čárky slouží pro určení hodnoty tzv. horního a dolního čtení, 42
přičemž rozdíl těchto hodnot je roven vzdálenosti (v metrech) nivelační latě od nivelačního přístroje. K vyhodnocení naměřených hodnot je potřeba znát přesnou nadmořskou výšku alespoň jednoho měřeného bodu v příčném profilu. V případě této práce jsou výchozími body nadmořské výšky krajních bodů profilů - kolíků. Všechny profily pak byly okótovány podle nadmořské výšky kolíku na levém břehu. Po přiřazení nadmořských výšek jednotlivým měřeným bodům lze graficky vykreslit příčný profil, kdy jsou na ose x vynášeny vzdálenosti (zpravidla v metrech) a na ose y nadmořská výška (v m n. m.). Po více etapách měření pak lze do stejného grafu přidávat další měření, kdy je možno i expertním posouzením zhodnotit vývoj daného příčného profilu. Statisticky je tento vývoj zhodnocen pomocí krabicových grafů – box plotů.
4.2. Analýza vodních stavů K analýze vodních stavů byla použita zejména data z měření v samotném meandru (na vstupní, později i výstupní aluviální zátce). Pro kontrolu měření pak byla tato data srovnána s daty ze sondy umístěné na Hynkovském jezu, spravovanou Odborem ochrany Magistrátu města Olomouce. Měření na vstupní aluviální zátce probíhá prostřednictvím tzv. piezometru, který je umístěn do ocelové trubky, tvořící něco jako šachtu. Trubka je umístěna poblíž místa s nejnižší nadmořskou výškou na zátce (tzv. connection point), kde je zatlučena do dna koryta kolmo k vodní hladině a pro snazší protékání vody je provrtána otvory. Aby skrze otvory nedocházelo k rychlému zanášení trubky naplavenými sedimenty, je přes trubku přetáhnuta pevná punčocha.
43
Samotný piezometr, nebo též levelogger (viz obr. 17), je do této trubky zavěšen do
konstantní
hloubky
prostřednictvím
kovového řetízku a karabinky. Přístroj pracuje na principu měření tlaku, kdy sloupec vody nad čidlem (nad úrovní tzv. zero point) působí tlakovou silou na toto čidlo. Velikost této síly je pak rovna hydrostatickému tlaku vodního sloupce nad čidlem plus atmosférickému tlaku působícímu na vodní hladinu (viz
Obr. 17.: Levelogger Junior Edge
obr. 18). K vyhodnocení dat je tedy potřeba
(Zdroj: www.solinst.com)
i přesných měření atmosférického tlaku v dané lokalitě. Standardně se barologger (přístroj na měření atm. tlaku) umisťuje do trubky společně s leveloggerem. Zde by však mohlo docházet k jeho zaplavování vodou, a tak je barologger umístěn v nedalekém Hynkově, ve vzdálenosti kolem 750 m od místa měření. Na možné různorodé tlakové pole v odlišných oblastech měření tato vzdálenost nemá vliv.
Obr. 18.: Princip měření piezometru (leveloggeru). (Zdroj: www.solinst.com). Pro účely měření na Kenickém meandru byl použit Levelogger Junior Edge (obr. 17). Tento levelogger měří jak vodní stavy (příp. atm. tlak), tak i teplotu. Záznam teploty však není pro tuto práci relevantní, a tak zde vyhodnocen není. Sběr dat z leveloggeru 44
(i z barologgeru) je možný dvěma způsoby. Buď je levelogger napojen pomocí kabelu na nějakou sběrnici, která může data uchovávat, nebo digitálně odesílat na příslušný počítač (či podobné zařízení). V druhém případě je levelogger umístěn v terénu volně a k uchovávání dat slouží jeho vlastní paměťové zařízení. Pro výběr dat je potom nutné zajet do terénu a prostřednictvím konektoru (tzv. čtecí hlavy) data stáhnout do počítače. K nastavení leveloggeru i manipulaci s daty pak slouží výrobcem dodávaný software – Solinst Levelogger Software. Přístroj je napájen prostřednictvím knoflíkových baterií, přičemž spotřeba energie přístrojem není velká, při minutovém kroku měření vydrží přístroji energie až 5 let. S rostoucím časovým krokem měření pak roste i výdrž baterie. Při hodinovém kroku je to více než 10 let. Relativní přesnost měření vodních stavů u použitého leveloggeru (Junior Edge) je výrobcem udávána na +/- 0,1 %, u měření teploty je relativní přesnost přístroje +/- 0,1 °C. Rozlišovací schopnost tohoto leveloggeru je 0,1 cm v případě měření výšky vodního sloupce, v případě měření teploty je rozlišovací schopnost přístroje 0,1 °C. Paměťové zařízení leveloggeru má kapacitu až na 40 000 záznamů. Pro tuto práci byl na leveloggeru nastaven hodinový krok měření (vždy v celou hodinu). Pro vyhodnocení naměřených dat je vhodný jakýkoliv tabulkový editor (např. MS Excel). K samotnému vyhodnocení je nejprve třeba naměřené hodnoty opravit o hodnoty atmosférického tlaku (musí se odečíst) z příslušného času měření. Dále je třeba mít přesně geodeticky zaměřený vrchol trubky, na kterém je připevněn řetízek s leveloggerem. Délce řetízku, na které je levelogger zavěšen, pak odpovídá hloubka leveloggeru vůči vrcholu trubky. Po odečtení hloubky leveloggeru od nadmořské výšky vrcholu trubky tedy dostaneme nadmořskou výšku leveloggeru. Přičtením o tlak opravených hodnot naměřených leveloggerem k této nadmořské výšce získáme nadmořskou výšku vodní hladiny v daném časovém bodě měření. V listopadu roku 2014 byl na výstupní aluviální zátku nainstalován druhý levelogger, rovněž typu Levelogger Junior Edge (obr. 19). Pro posouzení, zda tento levelogger měří správně je datová řada z tohoto leveloggeru porovnávána s loggerem na vstupní aluviální zátce a rovněž s hodnotami naměřenými sondou na jezu Hynkov, lokalizovaném cca 1 km proti proudu.
45
Obr. 19.: Levelogger na výstupní zátce a způsob jeho uchycení.
4.3. Analýza zrnitosti sedimentů Sedimentární analýzy jsou prováděny v mnoha vědeckých pracích a uplatňují se v mnoha vědních (zejména geovědních) disciplínách. Nemusí se ale vždy jednat pouze o stanovení zrnitosti sedimentů. Svou vypovídací hodnotu má také studium celých sedimentárních vrstev, kde se studuje např. jejich mocnost či pohřbené mrtvé dřevo (např. GRYGAR et al., 2010), nebo také druh a chemismus horniny, jenž sedimentární vrstvy tvoří (např. SEDLÁČEK, BÁBEK, 2013). Pro charakteristiky podmínek proudění je však rozhodující velikost jednotlivých částic sedimentů – tzv. granulometrická analýza. Princip granulometrické analýzy spočívá v měření os jednotlivých klastů (obr. 20), kdy se v klastech stanovují tři hlavní osy, a to osa a (nejdelší), osa b (střední) a osa c (nejkratší). Platí zde, že všechny tři osy jsou na sebe kolmé. Nejčastěji se využívá hodnot měření osy b, jelikož právě rozměr osy b určí, zda daný klast propadne sítem o určité velikosti, či nikoliv. Pro vyhodnocení granulometrické analýzy pak byla stanovena tzv. Udden/Wentworthova zrnitostní škála (obr. 21), která stanovuje intervaly velikostí klastů v mm (právě osy
Obr. 20.: Určení os u
b) a převádí je do stupnice Phi. Na základě této
jednotlivých klastů sedimentů.
stupnice jsou pak stanoveny jednotlivé třídy velikostí 46
sedimentů. Udden/Wentworthova zrnitostní škála vyčleňuje čtyři hlavní kategorie sedimentů, a to štěrk, písek, prach a jíl, přičemž u prvních tří zmíněných byly vyčleněny další subkategorie (patrné z obr. 21) (KONDOLF, PIÉGAY, 2003). Výstupem zrnitostního rozboru bývá zpravidla tzv. zrnitostní křivka, kde jsou na ose x vyneseny velikosti klastů a na ose y jejich procentuálně vyjádřené kumulativní četnosti – tzv. distribuční křivka. Stupnice na ose x pak bývá logaritmického měřítka a výsledná křivka nabývá tvaru písmene S. V některých pracích (např. GRYGAR, 2010) na ose y nejsou vyneseny kumulativní četnosti, ale pouze procentuální zastoupení jednotlivých frakcí – tzv. frekvenční křivka. Z tohoto grafického vyjádření pak lze dobře vyčíst, která zrnitostní frakce ve studovaném vzorku převažuje.
Obr. 21.: Udden/Wentworthova zrnitostní škála (Podle KONDOLF, PIÉGAY, 2003).
Pro jednočíselné vyjádření zrnitosti vybrané lokality (potažmo vzorku) se používá určení 50. percentilu, tedy medián (D50), což umožní další srovnávání více měřených lokalit. BUNTE a ABT (2001) potom na základě hodnoty mediánu vyčlenili typy koryt na koryta s balvanitým, kamenitým, štěrkovitým a písčitým dnem. Mezi další jednočíselné charakteristiky patří také např. určení nominálního průměru zrna (kdy jsou klasty přepočítávány na průměr koule se stejným objemem jako daný klast na základě délky jeho
47
os), či určení průměrné velikosti zrna, kterou lze vypočítat jako součet hodnot D16, D50 a D84 vydělený třemi. Mezi nejčastěji používané metody stanovení zrnitosti sedimentů patří metoda sítování, která byla použita pro tuto práci. V posledních letech se také čím dál častěji uplatňuje metoda laserové granulometrie, která v této práci doplnila sítovací metodu. Pro stanovení zrnitosti sedimentů však lze využít i jiných metod. Jako příklad je zde uvedena metoda Pebble Count, nebo také fotografické metody, ovšem tyto metody v práci využity nebyly.
4.3.1. Metoda sítování Sítovací metoda, jak již název napovídá, spočívá v analýze vzorků sedimentů prostřednictvím sít o různých velikostech mřížky. Velikost mřížky je rozhodující pro velikosti klastů (velikost osy b), které sítem ještě propadnou a které ne. Standardně jsou používána síta o velikostech mřížky odpovídající mezním hodnotám stupnice Phi, tedy např. 4, 2, 1, 0,5 nebo 0,25 mm (odpovídající -2,0; -1,0; 0,0; 1,0 a 2,0 hodnotám Phi). Samotné sítování pak probíhá na k tomu určeném sítovacím stroji (tzv. třepač), kde jsou síta naskládána na sebe, a to v sestupném pořadí. Největší síto (síto s největší velikostí mřížky) je tedy nejsvrchnější síto, naopak nejjemnější síto leží úplně vespod (obr. 22). Po přesítování na sítech zůstávají klasty o velikostech větších, než je velikost mřížky daného síta. Tím vznikne rozdělení zrnitostí, kdy např. na sítě o velikosti mřížky 2 mm (umístěného pod sítem velikosti 4 mm) zůstanou zrna velikostí 4,00 – 2,01 mm. Pro vyhodnocení se pak používá hmotnostní podíl daného intervalu frakcí, tedy hmotnosti klastů, které zůstaly na vybraném sítě, na hmotnosti celého vzorku. Sítování je tedy metoda
založená
jednotlivých
na
intervalů
určování frakcí.
hmotností Pro
lepší
vypovídací hodnotu a porovnatelnost vzorků
Obr. 22.: Sítovací přístroj (třepač)
pak bývají tyto hmotnosti většinou převáděny
s usazenými síty.
48
na jejich procentuální podíl. Je tedy třeba znát celkovou hmotnost daného vzorku, takže je potřeba před sítováním daný vzorek zvážit. Tento vzorek však musí být vážen za suchého stavu. Obsah vody ve vzorku totiž zvyšuje jeho hmotnost a měření by tak bylo nepřesné, jelikož podíl vody ve vzorku se může během analýzy měnit. Vysušený vzorek tak neobsahuje žádnou vodu, čímž je popsaný problém eliminován. Určení hmotnosti se pak provádí zvážením čistého a suchého síta (tedy síta před sítováním) a následným zvážením síta i s přesítovaným materiálem (síta po sítování). Rozdílem hodnot těchto hmotností je pak výsledná hmotnost daných frakcí na vybraném sítě. Samotné sítování pak může probíhat dvěma metodami, a to pouze prostřednictvím gravitace (tzv. suchá metoda), nebo může být využito nějaké transportní médium, např. voda (tzv. mokrá metoda). Výhodou suché metody je její časová nenáročnost, avšak na úkor její přesnosti. Při sítování za mokra totiž díky proudu vody dochází k rozplavení slepených kusů hornin, které by jinak zůstaly slepeny jako jeden větší klast na nesprávném sítě. K tomuto jevu dochází zejména u jemnozrnných hornin. DOLNÍČEK (2005) uvádí, že frakce menší než prach už díky tomuto fenoménu sítovat nelze. Výhodou sítování za mokra je tak větší přesnost metody. Před zvážením přesítovaného materiálu je však potřeba vzorky opětovně vysušit, aby neobsahovaly žádnou vodu. Sušení tak může prodlužovat celý proces analýzy, díky čemuž je metoda sítování za mokra časově náročnější, než sítování za sucha. To je také její nevýhoda, oproti metodě sítování za sucha. Sítování za mokra má však ještě další nevýhodu. Díky tomu, že je přesítovaný materiál mokrý, je také více přilnavý. Může se tak snadno přilepit na spodní stranu a okraje síta, kterým již propadl a následně pak může být zvážen s „nesprávným“ sítem. Stává se tak zejména u jemnějších frakcí. Přesnost mokré metody ale převažuje nad jejími nevýhodami a výhodami metody suché. Proto bývá mokrá metoda využívána častěji. Odběr sedimentů pro tuto práci byl realizován Obr. 23.: Odběr sedimentů
v místě proudnice koryta, za pomocí zednické
v meandru.
naběračky a sáčků zip-lock (obr. 23). Sítování pak probíhalo na sítovacím stroji Retsch AS 200, přičemž 49
sítování každého vzorku trvalo 6 min za amplitudy přístroje 2,0. K analýze byla vybrána síta velikosti 16 mm, 8 mm, 4 mm, 2 mm, 1 mm, 0,5 mm a 0,25 mm. Klasty, které byly menší, než 0,25 mm pak byly analyzovány metodou laserové granulometrie. Jelikož pro analýzu laserové granulometrie bylo potřeba zachytávat částice, které propadly nejjemnějším sítem, musela být použita suchá sítovací metoda, aby nedošlo k jejich odplavení. Díky laserové granulometrii tak mohly být analyzovány částice do velikosti jednotek mikrometrů. Výsledná zrnitostní křivka tak ukazuje zastoupení frakcí od 0,0078 mm do 16 mm (na stupnici Phi 7,0 až -4,0). Analyzovány tak byly tedy částice spadající až do kategorie jemný prach (podle Udden/Wentworthovy zrnitostní škály). Metoda laserové granulometrie, také označována jako laserová difrakce pracuje na principu rozptylu světla na částicích měřeného vzorku. Laser generuje světelný paprsek, přes který prochází měřené částice a díky absorpci a rozptylu světla zde dochází k zeslabení tohoto světelného paprsku. Tento zeslabený paprsek je pak pomocí fotodetektoru zachycován a následně vyhodnocován. Metodou laserové difrakce lze hodnotit jak velikost částic procházejících světelným paprskem, tak i jejich tvar. Pro analýzu běžně stačí vzorek o objemu čajové lžičky, který je následně pomocí stlačeného vzduchu rozprášen před paprsek světla do tzv. cely, kde je následně měřen. Musí však být rozprášen v přesném množství, aby rozvířený materiál nebyl příliš hustý a nedocházelo tak k překryvu jednotlivých klastů. Problém agregace hornin je zde řešen pomocí ultrazvuku, kdy je vzorek před rozprášením v cele rozbit na jednotlivé částice prostřednictvím ultrazvukových vln. Konkrétní metody laserové difrakce se mohou lišit od použitého transportního média (plyn, kapalina), avšak princip je vždy podobný. (PABST, GREGOROVÁ, 2007). Pro tuto práci byl použit přístroj HELOS (H2568) & RODOS, který pracuje na principu suché metody a je schopen měřit částice od 9 μm do 1750 μm. Pro analýzu je tedy limitující velikost částic, kdy přístroj není schopen analyzovat částice větší, než 1,75 mm. Z toho důvodu byla použita kombinace sítovací metody a metody laserové granulometrie (a ne pouze laserová granulometrie).
50
4.3.2. Metoda Pebble Count Metoda Pebble Count, často nazývaná jako kroková metoda, spočívá na principu krokování korytem a odběru jednoho kusu klastu ze dna (zpravidla u špičky boty) po stanoveném kroku. Tuto metodu zavedl WOLMAN (1954) a s úpravami je používána dodnes.
Obr. 24.: Cik-cak brodění korytem, w značí šířku koryta. BUNTE, ABT, 2001.
Touto metodou je možno charakterizovat sedimenty jak v jednotlivých příčných profilech, tak i v celých úsecích, kdy je odběr prováděn cik-cak broděním korytem (obr. 24). Proces sběru sedimentů je takový, že terénní pracovník brodí korytem a odebírá klasty ze dna, přičemž velikost jednotlivých kroků by měla být konstantní, aby byl sběr klastů prováděn rovnoměrně a vždy stejně daleko od sebe. Po stanoveném kroku zvedne ze dna v místě špičky své boty libovolný klast. Aby se však předešlo subjektivizaci při výběru klastů, pracovník by se na sbíraný klast neměl v okamžiku výběru dívat. Nejčastější chyby této metodiky jsou totiž právě subjektivizace při výběru, kdy ruka pod vodou automaticky zvedá větší klasty, na které narazí. Malé klasty jsou tak zanedbávány, čímž dochází ke statistické chybě (BUNTE, ABT, 2001). Eliminace této chyby se provádí tzv. metodou vzpřímeného ukazováčku, kdy terénní pracovník zabodne kolmo ke dnu ukazováček a ten klast, který se nachází na bříšku prstu je pak změřen. U klastů se primárně měří rozměr osy b, v případě potřeby osy a, b i c. Výhodou měření je pak více pracovníků, kdy jeden brodí korytem a měří a druhý zapisuje. V případě více měřičů v korytě však může docházet k chybě, kdy každý měřič měří a vybírá klasty trochu jinak (subjektivizace). Aby se eliminovala tato chyba, měl by každý z nich sesbírat a změřit alespoň 100 kusů klastů, 51
kdy už potom není rozdíl mezi měřiči statisticky významný. Pro měření je ideální použití pevného
pravítka
či
posuvného
měřidla
s
přesností
na
jednotky
milimetrů
(FRANDOFER, 2011). Podle WOLMANA (1954) by mělo být pro dostačující dohad D50 sebráno a změřeno alespoň 100 kusů klastů, podle jiných autorů (např. MOSLEY, TINDALE, 1985 in BUNTE, ABT, 2001) však stačí méně. Kolem 60 – 70 klastů.
4.3.3. Fotografické metody Velkými fotografování
průkopníky sedimentů,
tzv.
metody digitální
gravelometrie byli britští vědci Graham, Reid a Rice (GRAHAM et al., 2005), kteří vyvinuli tzv. digitální gravelometr. Ten změří z fotografie klastů jejich osy b, následně tato data statisticky vyhodnotí a v grafické podobě (formou distribučních křivek či histogramů) zobrazí výsledky. Je zde ovšem předpoklad, že exponované sedimenty musí ležet na břehu (nesmí být pod vodou) a je k tomu také zapotřebí
Obr. 25.: Metoda digitální gravelometrie.
relativně výkonný fotoaparát. Pro stanovení
Obvodový rámeček, hranice vzorkované
měřítka fotografie se do rohů exponované
plochy (čárkovaně), fotografovaná
lokality musí vložit tzv. referenční body
plocha (šedě). Podle GRAHAM et al.,
v podobě pravoúhelníků. Nejlepší je pro tuto
2005.
metodu sestrojit celkový rámeček, který bude pokládán na zem. Klasty, které leží na okraji tohoto rámečku, pak musí být zahnuty do měření celým svým rozměrem (obr. 25). Fotografovaná plocha by měla být pro lepší výsledky zastíněná a při fotografování by měl být použit blesk. Fotoaparát by měl být kolmo nad středem zkoumané lokality (obr. 25). Následně je snímek převeden do odstínů šedé, jelikož barevné snímky prodlužují dobu zpracování. Program potom určí velikosti os b a vytvoří distribuci velikostí sedimentů (podle FRANDOFER, 2011). Tyto výsledné hodnoty však nejsou přímo porovnatelné s hodnotami získanými sítovací metodou. V případě potřeby srovnávání je tak třeba provést korekci těchto výsledků tzv. faktorem korekce přesítování 52
(CHURCH et al., 1987). Nejčastější chyby, vyskytující se při digitální gravelometrii pramení ze špatného rozpoznání klastů softwarem, kdy software může sloučit několik menších částic do jedné, nebo naopak jeden klast rozdělit na více menších klastů. K rozdělení klastu na menší části může dojít tehdy, nachází-li se na něm nějaká hrana, nebo je-li klast z části překryt pískem. Velkým pozitivem této metody je však poměrně rychlý sběr dat.
4.4. Analýza sedimentární výplně koryta meandru Pro analýzy sedimentární výplně koryta meandru byla použita metoda tzv. elektrické odporové (rezistivní) tomografie, zkráceně ERT (z angl. Electrical resitivity tomography). Metoda pracuje na principu rozložení měrného odporu (rezistivity) pod povrchem, který reprezentuje různé typy hornin či různé podpovrchové struktury a jejich vlastnosti. Tato rezistivita je měřena pomocí série elektrod, které jsou v konstantní vzdálenosti od sebe zastrkány do země. Na elektrody je pak připojen speciální multielektrodový kabel, spojený s řídící jednotkou. Počítač vždy pracuje se čtveřicí elektrod, kdy dvě zapojuje jako proudové a dvě jako měřící. Nejčastějí je používáno zapojení typu Wenner-Schlumberger, jež je zobrazeno na obr. 26. Z obr. 26 také vyplývá, že s rostoucí vzdáleností mezi elektrodami roste i hloubka, do které lze měřit. Podle konfigurace elektrod v prostoru je potom možno měřit jak profilově (2D), tak plošně (3D). (Podle POLÁČEK, CERVANTES, 2013).
Obr. 26.: Uspořádání Wenner-Schlumberger – princip měření v profilu 2D. C1, C2 = proudové elektrody; P1, P2 = měřící elektrody; a = konstantní vzdálenost mezi elektrodami. POLÁČEK, CERVANTES, 2013. 53
K vyhodnocení dat slouží výrobcem dodávaný Software s názvem RES2DINV. Tento software vyhodnocuje
naměřená
data
prostřednictvím
dvourozměrné tomografické inverze, kdy pracuje s inverzí dat z jednotlivých „pseudosekcí“ za použití shlazení
pomocí
metody
nejmenších
čtverců.
Podpovrchová zóna je takto rozdělena na pravoúhlé bloky o konstantním měrném elektrickém odporu. Následně je vytvořen dvourozměrný model rozložení odporů pod zemským povrchem v ose geoelektrického profilu. Pro vyhodnocení dat je ale také třeba znát topografii měřeného profilu, takže je potřeba
Obr. 27.: Natažený kabel při
geodeticky zaměřit místa, kde jsou elektrody zaraženy
měření ERT přes vodní plochu
do země. Po zanesení topografie do modelu získáme
(v místě příčného profilu č. 4).
převýšený dvourozměrný inverzní model rozložení odporů pod povrchem. (Podle TÁBOŘÍK, PÁNEK, 2010). Pro tuto práci byl použit rozestup elektrod 1 m, jelikož zde platí, čím jsou elektrody blíže, tím je měření přesnější. Vzdálenost první
a
poslední
elektrody
se pohybovala kolem 40 m, v závislosti na šířce měřeného profilu.
Standardní
zapojení
kabelu k elektrodám mimo vodní plochy je zobrazeno na obr. 27. Jelikož ale měření na příčných
Obr. 28.: Zapojení kabelu k elektrodě na břehu.
profilech přechází přes vodu, musel být i použitý multielektrodový kabel určený pro vodní prostředí. Voda poměrně dobrým vodičem, takže kotvit kabel pomocí elektrod ke dnu nebylo třeba (viz obr. 28).
54
5. VÝSLEDKY MONITORINGU Kenický meandr byl součástí aktivního koryta až do přelomu února a března roku 2012. Tehdy došlo za zvýšených průtoků k přetečení a k následnému protržení meandrové šíje. (obr. 29) Podle dat naměřených sondou na Hynkovském jezu se jednalo se o povodňovou událost charakterizovanou kulminačními průtoky okolo 130 m3.s-1 a vodními stavy kolem 225 cm. Těmto charakteristikám pak na Hynkovském jezu odpovídá I. stupeň povodňové aktivity (SPA). Podle limnigrafické stanice Olomouc – Nové Sady dosáhla při této povodňové události Morava kulminace 2. 3. 2012 při průtoku 141 m3.s-1. Dle evidenčního listu hlásného profilu této limnigrafické stanice tak voda v tomto úseku toku nedosahovala ani I. SPA. Proces odškrcení meandru probíhal formou postupného zužování meandrové šíje, čímž se jedná o odškrcení meandru typu „Neck Cutoff“ (Podle GAY et al., 1998). Významnou roli při vývoji odškrceného meandru hraje také úhel odškrcení meandru α (CONSTANTINE, 2010). Ten totiž v odškrceném meandru zásadním způsobem ovlivňuje charakter a rychlost sedimentace. Úhel odškrcení Kenického meandru má hodnotu asi 56 °, což podle CONSTANTINA (2010) předurčuje poměrně rychlý vývoj zazemňování aluviálních zátek. V současné době je zde vcelku dobře vyvinuta vstupní aluviální zátka, jejíž vývoj byl předurčen ještě před protržením meandrové šíje. V těchto místech se totiž nacházela velká akumulace dřevní hmoty – tzv. Kenická akumulace, jejíž výskyt zmapovali už MÁČKA a KREJČÍ (2006a). Tato akumulace časem zachytávala materiál unášený proudem (dřevo, splaveniny, plaveniny a bohužel i odpadky) za vzniku štěrkopískových lavic. Dnes jsou tyto lavice součástí vstupní aluviální zátky. Výstupní aluviální zátka v současnosti není vyvinuta vůbec. V místech jejího potencionálního výskytu zatím leží jen torza několika stromů.
Obr. 29.: Meandrová šíje Kenického meandru před protržením (vlevo) a po protržení (vpravo). Fotografie ze dne 25. 2. 2012 a 2. 3. 2012. MIŘIJOVSKÝ, 2012. 55
5.1. Analýza příčných profilů Analyzované příčné profily byly lokalizovány do míst předchozího výzkumu na lokalitě Kenického meandru, aby byla získána co největší časová řada dat z jednotlivých profilů. Příčné profily zde zaměřil už KREJČÍ (2006), na jehož práci potom v rámci projektu Visegrad Fund̒s Standart Grant No. 31210058 navázal PETYNIAK (2012, 2014). Číslování příčných profilů v této práci navazuje na práci PETYNIAKA, 2014. Jejich lokalizace je zobrazena na obr. 30. Příčný profil č. 0 v této práci vyhodnocen není, jelikož pro účely práce není relevantní.
Obr. 30.: Přehled lokalizace analyzovaných příčných profilů na Kenickém meandru. Převzato z PETYNIAK, 2014. Pro tuto práci byly použity sady dat získané z měření na přelomu května a června 2013, na přelomu června a července 2014 a poslední sada dat byla změřena v rozmezí prosince 2014 až ledna 2015. Data poskytla Katedra geoinformatiky Univerzity Palackého Olomouc. V místě proudnice každého příčného profilu byl pro komplexnější charakteristiku profilu v dubnu 2014 odebrán vzorek dnových sedimentů. Tyto vzorky pak byly sítovací metodou vyhodnoceny, výsledky jsou prezentovány prostřednictvím histogramů. Sítování probíhalo 56
na stroji RETSCH AS 200 a použita byla síta o velikostech mřížky 16, 8, 4, 2, 1, 0,5 a 0,25 mm. Byla zvolena suchá sítovací metoda a nastavení přístroje: amplituda = 2,0; čas sítování = 6 min.
Profil č. 1. Profil č. 1. je lokalizován v části aktivního koryta, nacházející se těsně nad vstupní aluviální zátkou. Pravý břeh koryta tvoří asi 1 m vysoká břehová nátrž, nad níž se rozkládá terénní sníženina, vzniklá pravděpodobně vývratem stromu. Levý břeh má ve své spodní části poměrně strmý průběh, nejedná se však o břehovou nátrž. Úroveň levobřežní nivy je v okolí profilu č. 1. asi o jeden výškový metr níže, pravděpodobně z důvodu výskytu bývalého jesepního břehu, který byl až do roku 2012 aktivní. Koryto má poměrně symetrický tvar, s vyskytující se dnovou prohlubeninou v místě proudnice. Z obr. 31. je však patrné, že dochází k jejímu zanášení a posunu směrem do středu koryta. Před protržením meandru byla proudnice v těchto místech lokalizována při pravém břehu, kde se jako projev erozivní činnosti stále ještě vyskytuje menší břehová nátrž. V současné době se na levém břehu zintenzivňuje aktivita bobra evropského, projevující se okusy stromů a novými skluzy do vody.
Obr. 31.: Vývoj příčného profilu č. 1. v letech 2013 – 2015.
57
Dnové sedimenty jsou tvořeny především štěrkovými frakcemi. Dominují zde klasty o velikosti 16 mm a větší, jejichž zastoupení ve studovaném vzorku bylo necelých 39 % (viz obr. 32). Nejhrubší klasty se vyskytují v místě proudnice a směrem k pravému břehu, směrem k levému břehu se pak jejich zrnitost zmenšuje. Po protržení šíje zde došlo k lokálnímu zahloubení toku za vzniku prohlubně ve středové části profilu, přičemž maximální hloubky dosáhla tato deprese v roce 2013. V rozmezí let 2013 – 2014 došlo vlivem odplavení jemnozrnného materiálu z bývalého jesepu také k mírnému rozšíření koryta, avšak v poslední době zde převažují akumulační procesy, kdy dochází k zanášení koryta zejména v jeho středové části. (patrné z obr. 32).
Obr. 32.: Procentuální zastoupení frakcí dnových sedimentů (vlevo) a krabicový graf nadmořských výšek v letech 2013 – 2015 (vpravo) na profilu č. 1.
Profil č. 2. Profil č. 2, lokalizovaný v odškrceném meandru za vstupní aluviální zátkou, se vyznačuje poměrně strmým pravým břehem, přecházející v dnes již zazemněnou náplavovou lavici. Tato náplavová lavice je tvořena zejména jemnozrnnými částicemi, jejichž soudržnost podporuje travinná vegetace. Po většinu roku je tato lavice souší, voda zde protéká hlubší částí koryta blíže k levému břehu. Vodní tok je zde po většinu roku asi tři metry široký, s hloubkou okolo 20 cm. Levý břeh je ve své spodní části tvořen menším stupněm, výškově korespondující s výškou náplavové lavice (patrné z obr. 33) Svrchní část břehu má podobný průběh jako protější břeh, avšak za většího rozmachu zejména křovinné vegetace. V průběhu posledních tří let zde došlo k mírné akumulaci na výše zmíněné náplavové lavici a na menším stupni lokalizovaném při levém břehu. Naproti tomu ve střední, tedy průtočné části profilu došlo k mírnému zahloubení. 58
Obr. 33.: Vývoj příčného profilu č. 2. v letech 2013 – 2015. Dnový sediment je tady tvořen zejména hrubozrnnými frakcemi o velikostech 16 mm a větších. Jejich zastoupení ve studovaném vzorku bylo necelých 24 %, avšak více než 20% podíl vyjadřují rovněž frakce z intervalu 8 - 16 mm. Z obr. 34 je patrné, že histogram zrnitosti dnových sedimentů má menší vrchol také v intervalu frakcí 0,5 - 1 mm, což by mohlo poukazovat na začínající akumulaci jemnozrnného materiálu. Z krabicového grafu nadmořských výšek je patrné zejména zahloubení koryta v posledním měřeném období. Mírně rostoucí hodnoty mediánu pak poukazují na mírnou převahu sedimentačních procesů na tomto studovaném profilu.
Obr. 34.: Procentuální zastoupení frakcí dnových sedimentů (vlevo) a krabicový graf nadmořských výšek v letech 2013 – 2015 (vpravo) na profilu č. 2.
59
Profil č. 3. Profil č. 3. se vyznačuje poměrně strmým a také vysokým břehem (přecházející až v břehovou nátrž) na pravé straně koryta, naproti tomu levý břeh je celkem mírný, stupňovitého charakteru. Dnová část profilu je velmi mělká, podobná profilu č. 2. Při pravém břehu se vyskytuje z profilu č. 2. pokračující, travinnou vegetací stabilizovaná náplavová lavice, která je zde po většinu roku rovněž spíše souší. Přívodní kanál se zde mírně rozšiřuje, avšak za snížení jeho hloubky a také rychlostí proudění protékající vody. Z obr. 35 je patná výraznější akumulace v pravé části profilu, kde dochází k nárůstu zmíněné náplavové lavice. Tato akumulace je dotována především hlinitým materiálem uvolněným při degradaci pravobřežní břehové nátrže.
Obr. 35.: Vývoj příčného profilu č. 3. v letech 2013 – 2015. Zrnitostní rozdělení dnových sedimentů se vyznačuje dvěma téměř rovnocennými vrcholy v intervalech zrnitosti 2 – 4 mm a 0,25 – 0,5 mm (viz obr. 36). Hrubší dnové frakce jsou zde překryty vrstvou jemného materiálu, což by mohlo dokládat, že se pravděpodobně jedná pozůstatek z doby, kdy byl meandr ještě součástí aktivního koryta. Jemnější sedimenty sem potom byly připlaveny až v období po odškrcení. Z krabicového grafu nadmořských výšek lze vypozorovat velmi nepatrnou akumulaci na profilu v posledním měřeném období, projevující se změnou hodnoty mediánu z 220,44 m n. m. na 220,46 m n. m.
60
Obr. 36.: Procentuální zastoupení frakcí dnových sedimentů (vlevo) a krabicový graf nadmořských výšek v letech 2013 – 2015 (vpravo) na profilu č. 3.
Profil č. 4. Studovaný profil č. 4. je jedním z nejširších profilů v oblasti odškrceného meandru. Vyznačuje se poměrně strmým pravým břehem, kde se dříve vyskytovala břehová nátrž. Levý břeh má mírnější tvar. Celé dno profilu je zaplaveno vodou, která zde téměř neproudí a tvoří zde vodní těleso připomínající lagunu. Nízké, či téměř nulové rychlosti proudění pak umožňují vypadávání většiny drobných částic unášených vodním proudem, což podporuje poměrně vysokou míru sedimentace. Z obr. 37 je patrná vysoká míra sedimentace zejména v oblasti střední a levobřežní části profilu, nicméně až na několik ojedinělých lokalit lze pozorovat ukládání plavenin a dnových splavenin téměř po celém studovaném profilu. Mezi roky 2013 a 2014 je zde však patrný spíše opačný jev, při kterém došlo naopak k zahloubení zdejšího koryta. Tento jev by se dal vysvětlit klidně i menší povodňovou událostí, která by mohla velmi jemné dnové částice snadno odplavit. Je ovšem nutno dodat, že dnový materiál na zdejším profilu je obohacen o spad z vegetace, zejména pak o listí, větvičky i plody. Vrstva listí pak může mít na dnový substrát za nižších průtoků menších povodňových situací naopak protektivní účinek, takže k erozi dna nemusí dojít při každé povodňové události. Tento jev je však uplatnitelný zejména na jarní povodně, jelikož v průběhu roku dochází k rozkladu této krycí vrstvy.
61
Obr. 37.: Vývoj příčného profilu č. 4. v letech 2013 – 2015. Obr. 38 znázorňující histogram dnových sedimentů pak potvrzuje předchozí odstavec. Ve studovaném vzorku převládaly s více než 35 % frakce menší, než 0,25 mm. Na obrázku je však patrný také druhý, menší vrchol, který zde odpovídá s hodnotou 24 % intervalu frakcí 0,5 - 1 mm. Krabicový graf nadmořských výšek v jednotlivých letech poukazuje na erozi na tomto profilu mezi lety 2013 a 2014, naopak v období 2014 – 2014/2015 zde došlo k poměrně výrazné akumulaci dnového materiálu, kdy hodnota mediánu vzrostla o 0,25 m n. m.
Obr. 38.: Procentuální zastoupení frakcí dnových sedimentů (vlevo) a krabicový graf nadmořských výšek v letech 2013 – 2015 (vpravo) na profilu č. 4.
62
Profil č. 5. Příčný profil č. 5. leží v místě, kde byla v době aktivity meandru proudnice lokalizována při levém břehu meandru. Tomuto jevu pak odpovídá celková morfologie koryta v příčném profilu (obr. 39), s dobře rozeznatelným jesepním břehem vpravo a s břehovou nátrží tvořící výsepní břeh na levé části vykresleného příčného profilu. Koryto je zde poměrně zahloubené, s nejhlubším bodem vzdáleným asi 2 m od levé horní břehové hrany koryta. Ve vývoji profilu je patrné jeho zanášení, zejména v místě pod břehovou nátrží na levém břehu. Dochází zde totiž k degradaci této nátrže a akumulace materiálu pod ní, jelikož zde neexistuje významnější proudění, které by mohlo zvětralý materiál odnést pryč. V důsledku občasné aktivity meandru dochází rovněž k akumulaci na jesepním břehu, čímž se celý průtočný profil zmenšuje.
Obr. 39.: Vývoj příčného profilu č. 5. v letech 2013 – 2015. Dnový materiál profilu je tvořen poměrně mocnými vrstvami jemnozrnných sedimentů, kdy mají více než 70% zastoupení frakce menší, než 0,25 mm. Rovněž je na histogramu (obr. 40) pozorovatelný druhý vrchol u intervalu frakcí 0,5 - 1 mm, nicméně v případě tohoto profilu je téměř zanedbatelný. Krabicový graf nadmořských výšek pak poukazuje na akumulaci na tomto příčném profilu. Sedimentace zde však probíhá spíše laterálně, kdy dochází k zužování příčného profilu. Z krabicového grafu z období 2014/2015 je však možné
63
vyčíst i vertikální posun úrovně dna., kde je dobře patrný např. nárůst minimální hodnoty nadmořské výšky na profilu (tedy maximální hloubka příčného profilu).
Obr. 40.: Procentuální zastoupení frakcí dnových sedimentů (vlevo) a krabicový graf nadmořských výšek v letech 2013 – 2015 (vpravo) na profilu č. 5.
Profil č. 6. Příčný profil č. 6. leží přibližně v ose meandru, kde průběh koryta meandru umožňuje odklon proudnice od levého břehu. To se také projevilo na příčném profilu zdejšího koryta, zejména pak na jeho levobřežní části. Levý břeh je zde poměrně strmý, netvoří však břehovou nátrž. Ta zde pravděpodobně kdysi byla, avšak vlivem eroze došlo k jejímu kolapsu a následnému zmírnění sklonu břehu. Pravý břeh má poměrně mírný průběh a je spíše terasovitého charakteru. Pravobřežní část dna tvoří laterální lavice, která je stabilizována travinnou vegetací a po většinu roku není zaplavena vodou. Voda je zde lokalizována v levé polovině profilu, nejhlubší bod je vzdálen od horní hrany levého břehu asi 11 m. Z grafu jednotlivých měření příčného profilu (obr. 41) lze vypozorovat, že na profilu dochází k akumulaci materiálu zejména na laterální lavici u pravého břehu, kde vegetace za vyšších vodních stavů zachytává vodou unášený materiál. Mezi lety 2013 a 2014 došlo také k významnější akumulaci na levém břehu koryta.
64
Obr. 41.: Vývoj příčného profilu č. 6. v letech 2013 – 2015. Dnový materiál profilu č. 6. je velmi odlišný od předchozího profilu. Zde s 55% zastoupením dominují štěrkové frakce o velikostech 16 mm a větší (viz obr. 42). Jemnější frakce se vyskytují pouze na levém břehu, kde dochází k přísunu jemnozrnných částic ze břehu nivy. Z krabicového grafu nadmořských výšek je pak patrná mírná akumulace v období 2014/2015.
Obr. 42.: Procentuální zastoupení frakcí dnových sedimentů (vlevo) a krabicový graf nadmořských výšek v letech 2013 – 2015 (vpravo) na profilu č. 6.
65
Profil č. 7. Profil č. 7. má podobně jako profil č. 5. svůj tvar předurčen výskytem proudnice poblíž levého břehu, nicméně na rozdíl od profilu č. 5. se zde proudnice nenacházela tak blízko tohoto břehu. Díky tomu levý břeh nemá tak strmý sklon. Pravý břeh má charakter jesepu, s vyskytujícím se mírnějším stupněm v jeho střední části. Tento stupeň leží přibližně v úrovni vodní hladiny (za běžných vodních stavů) a jeho stabilita je podpořena travinnou vegetací. Měřený profil se vyznačuje výškovou asymetrií levobřežního a pravobřežního kolíku, kdy kolík na levém břehu leží na dně Štěpánovské smuhy, která je za povodňových situací prostřednictvím tohoto místa napájena vodou z meandru. Z obr. 43 je patrné, že na profilu převládá laterální akrece, která se uplatňuje zejména ve spodní části pravého břehu. Naproti tomu ve vertikálním směru dochází v místě proudnice spíše k mírnému prohlubování profilu.
Obr. 43.: Vývoj příčného profilu č. 7. v letech 2013 – 2015. Histogram zrnitostí dnových sedimentů na profilu č. 7. (obr. 44), vyznačující se výraznou asymetrií rozdělení poukazuje na převládající jemnozrnné frakce dnového materiálu, konkrétně se pak jedná o frakce menší, než 0,25 mm. Jejich zastoupení ve studovaném vzorku bylo 78 %. Z krabicového grafu nadmořských výšek profilu je patrná poměrně nízká variabilita ve vertikálním směru, výjimku tvoří pouze poslední měření (období 2014/2015), kdy došlo k prohloubení části dna v místě proudnice.
66
Obr. 44.: Procentuální zastoupení frakcí dnových sedimentů (vlevo) a krabicový graf nadmořských výšek v letech 2013 – 2015 (vpravo) na profilu č. 7.
Profil č. 8. Příčný profil č. 8. je charakterizován asi 2 m vysokou břehovou nátrží na levém břehu, náplavovou lavicí ve střední části koryta a poměrně strmým svahem pravého břehu. Náplavová lavice je poměrně rozsáhlá a vyskytovala se zde už před protržením meandru, i když v daleko menším měřítku. V současné době má náplavová lavice vrchol ve výšce asi 0,5 m nad úrovní běžných vodních stavů Moravy, takže je po většinu roku souší. Je stabilizována vegetací, což napomáhá rozvoji půd na ní a jejímu celkovému zahlinění. Vývoj koryta v příčném profilu (obr. 45) je charakterizován zejména vývojem této náplavové lavice, kdy od roku 2013 došlo k jejímu mírnému přemodelování a posunutí vrcholu lavice blíže k pravému břehu. Tato náplavová lavice rozdělovala proudnici na profilu na dvě ramena, nicméně podél pravého břehu dochází ve zvýšené míře k akumulaci, což vede k zanášení pravobřežního dříve průtočného kanálku a proudnice je tak přesměrovávána k levému břehu. U levého břehu tak v místě proudnice dochází vlivem zvýšení vodnosti v dané části profilu k mírnějšímu prohloubení dna. Dnový substrát tvoří vrstva jemnozrnných sedimentů, překrývající hrubozrnné dnové sedimenty. Ty byly pro daný profil charakteristické v období před protržením meandru. Mocnost jemných částic však ještě není výrazná, a tak bylo při odběru vzorku odebráno i starší podloží. Proto je rozdělení četností frakcí sedimentů (obr. 46) dvouvrcholové. V pravobřežním kanálku je pak mocnost jemnozrnných sedimentů vyšší.
67
Obr. 45.: Vývoj příčného profilu č. 8. v letech 2013 – 2015. Histogram zrnitostního rozdělení dnových sedimentů na vybraném profilu se vyznačuje dvěma okrajovými vrcholy (viz obr. 46). Dominantní vrchol charakterizuje frakce menší, než 0,25 mm, kde je jejich podíl na studovaném vzorku necelých 30 %. Druhý vrchol histogramu pak reprezentuje hrubozrnné částice 16 mm a větší. Tyto částice jsou ve vzorku zastoupeny zhruba 23 %. Krabicový graf nadmořských výšek pak ukazuje na akumulaci podél pravého břehu (projevující se nárůstem hodnoty mediánu), i na erozi podél břehu levého (projevující se poklesem minimální hodnoty).
Obr. 46.: Procentuální zastoupení frakcí dnových sedimentů (vlevo) a krabicový graf nadmořských výšek v letech 2013 – 2015 (vpravo) na profilu č. 8.
68
Profil č. 9. Za profilem č. 8. dochází k zúžení koryta, avšak profil č. 9. je profilu č. 8. velmi podobný. Nicméně, břehová nátrž na levém břehu je zde o něco vyšší, pravý břeh má rovněž strmý průběh a zasahuje sem i náplavová lavice z předchozího profilu. Zde je ale oddělena od břehu vodní plochou jak z levé, tak i z pravé strany. Střední část lavice je pak stejně jako na profilu č. 8. porostlá travinnou vegetací, avšak její břehové části jsou díky mírným fluktuacím vodní hladiny na vegetaci poměrně chudé. Ve studovaném období došlo podle obr. 47 k mírnému zploštění této lavice, rovněž zde (stejně jako u předchozího profilu) dochází k postupnému zanášení části toku podél pravého břehu.
Obr. 47.: Vývoj příčného profilu č. 9. v letech 2013 – 2015. Dno má jemnozrnný charakter s dominujícími frakcemi v intervalu 0,25 – 0,5 mm (přes 55 %). Mocnost jemnozrnných dnových sedimentů je zde však o 30 – 50 cm vyšší, než u předchozího profilu. Z krabicového grafu nadmořských výšek je pak patrné mírně zahloubení profilu (obr. 48). Je to dáno zejména snížením vrcholu náplavové lavice. Mírná akumulace v období 2014/2015 v místech pod pravým břehem je v krabicovém grafu reprezentována nepatrným nárůstem hodnoty 1. kvartilu.
69
Obr. 48.: Procentuální zastoupení frakcí dnových sedimentů (vlevo) a krabicový graf nadmořských výšek v letech 2013 – 2015 (vpravo) na profilu č. 9.
Profil č. 10. Profil č. 10. je posledním profilem v odškrcené části meandru. Pravý i levý břeh zde tvoří břehová nátrž, ve střední části profilu se nachází centrální náplavová lavice. Charakter této lavice je však oproti předchozím trošku jiný. Povrch předchozích lavic byl tvořen zejména jemnozrnným materiálem, stabilizovaným travinnou vegetací. Centrální lavice na profilu č. 10 je na povrchu rovněž pokryta jemnozrnnými sedimenty, nicméně jejich mocnost není tak značná. Díky tomu se dostávají na povrch lavice i hrubozrnnější klasty z nižších vrstev lavice. I zde však postupem času dojde k jejímu zahlinění. Vývoj profilu, zobrazen na obr. 49, je charakteristický zanášením pravobřežního kanálku, který je v současné době stále ještě zaplaven. Postupně narůstá také nadmořská výška centrální náplavové lavice. V roce 2014 došlo k mírnějšímu prohloubení pravobřežní části profilu, avšak v poslední době zde dominuje vcelku výrazná akumulace. Dnový substrát tohoto profilu je značně nesourodý. Okrajové části profilu jsou překryty vrstvami jemnozrnných sedimentů, které zde dosahují mocností i více, než 50 cm. Středová část profilu je pak hrubozrnnějšího charakteru. Jelikož analyzované vzorky dnových sedimentů byly odebírány vždy v proudnici, není na zrnitostní křivce tohoto profilu celkový charakter sedimentárního pokryvu dna komplexně zachycen. Jemnozrnné frakce zde kvůli vyplavení proudem protékající vody chybí.
70
Obr. 49.: Vývoj příčného profilu č. 10. v letech 2013 – 2015. Dominujícími frakcemi dnového substrátu studovaného vzorku je frakce s velikostí 16 mm a více. Tyto frakce mají podíl na studovaném vzorku rovných 40 % (viz obr. 50). Podíl jemnozrnných klastů je zde v místě odběru (prudnici) téměř zanedbatelný, s nepatrným nárůstem četnosti v intervalu frakcí o velikostech 0,25 – 0,5 mm. Z krabicového grafu nadmořských výšek je pozorvatelné zahloubení koryta při pravém břehu v roce 2014, na které potom navázala zvýšená míra sedimentace ve stejném místě. To je patrné z grafu z období 2014/2015.
Obr. 50.: Procentuální zastoupení frakcí dnových sedimentů (vlevo) a krabicový graf nadmořských výšek v letech 2013 – 2015 (vpravo) na profilu č. 10.
71
Profil č. 11. Profil číslo 11. je prvním studovaným profilem, nacházejícím se v aktivním korytě, asi 40 m po proudu pod bývalou šíjí meandru. Tvar profilu je dán skutečností, že do protržení meandrové šíje byl pravý břeh profilu břehem výsepním, levý břeh byl jesepem. Po protržení však došlo ke změně proudění a proudnice je nyní tlačena k levému břehu. Pravý břeh si tak zachoval pro výsep charakteristickou břehovou nátrž (avšak nyní je jesepem), levý břeh je součástí stávajícího výsepu, rovněž charakterizovaným břehovou nátrží. V centrální části profilu vzniká mohutná štěrkopísková lavice, která je velmi mladá a tudíž i bez souvislejšího vegetačního pokryvu. Lavice má spíše hrubozrnný charakter, velikost klastů se zde pohybuje okolo 30 – 40 mm. Aktivní koryto je lokalizováno v levé části profilu, kde dochází k výrazné laterální erozi. Během studovaného období došlo k ústupu levého břehu na tomto profilu o více, než metr (viz obr. 51). Naproti tomu pravá strana dna studovaného profilu je prostřednictvím laterální akrece pozvolna obohacována novými sedimenty a postupně se zde formuje jesepní lavice.
Obr. 51.: Vývoj příčného profilu č. 11. v letech 2013 – 2015. Dnový substrát je zde tvořen převážně hrubozrnnými frakcemi (16 mm a více) s podílem téměř 60 % na studovaném vzorku (viz obr. 52). Ve vzorku se v menší míře vyskytují i jemnozrnné částice, nicméně značný podíl je jich ze dna vyplaven. Uplatňuje se zde totiž proces zvaný „armoring“, kdy proud vody odplaví jemné částice na povrchu dna a větší 72
klasty, na které už daný průtok nemá dostatečnou transportní kapacitu, zůstanou ležet na dně. Tyto větší klasty pak tvoří jakousi ochrannou vrstvu pro jemné sedimenty uložené ve vrstvách níže a tudíž nedojde k jejich vyplavení. Při odběru sedimentů však došlo k porušení této krycí vrstvy, díky čemuž se podařilo analyzovat i jemnější frakce. Krabicový graf nadmořských výšek ukazuje poměrně malé výškové změny v průběhu studovaného vývoje příčného profilu. Většina změn se zde totiž odehrává zejména v horizontálním směru.
Obr. 52.: Procentuální zastoupení frakcí dnových sedimentů (vlevo) a krabicový graf nadmořských výšek v letech 2013 – 2015 (vpravo) na profilu č. 11.
Profil č. 12. Profil č. 12. se stejně jako předchozí profil vyznačuje strmými břehy, jež tvoří břehové nátrže. Prostřední část profilu je pak reprezentována pokračující štěrkopískovou lavicí rovněž z předchozího profilu. Proudnice je zde mírně odkloněna od levého břehu, což se projevuje rozšířením aktivně protékané části dna. Během studovaného období 2013 - 2015 zde došlo k mírnému rozšíření koryta (viz obr. 53) a vertikálnímu nárůstu středové části štěrkopískové lavice. V roce 2014 však došlo k zahloubení pravobřežní části profilu, nicméně toto zahloubení bylo později vyplněno novými sedimenty. V současné době zde v proudnici leží padlý mrtvý strom, který je orientován korunou po směru proudění, avšak má ještě poměrně značné množství větví. Tento strom zde ovlivňuje proudění za vzniku výmolové tůně za jeho korunou a zčeření dna v okolí jeho větších větví. Toto zčeření dna je pozorovatelné i na obr. 53.
73
Obr. 53.: Vývoj příčného profilu č. 12. v letech 2013 – 2015. Dnový substrát je zde díky zmírnění rychlostí proudění trošku jemnozrnnější, než u předchozího profilu. Dominují zde frakce o velikostech 8 – 16 mm, jejich zastoupení na studovaném vzorku činí necelých 29 % (viz obr. 54). Krabicový graf nadmořských výšek pak ukazuje zahloubení koryta v roce 2014, které bylo na přelomu let 2014/2015 překryto novými vrstvami sedimentů.
Obr. 54.: Procentuální zastoupení frakcí dnových sedimentů (vlevo) a krabicový graf nadmořských výšek v letech 2013 – 2015 (vpravo) na profilu č. 12.
74
Profil č. 13. Profil č. 13. se nachází v aktivním korytě Moravy na konci studovaného úseku. Proudnice se zde nachází při pravém břehu a podporuje zde tak rozvoj břehové nátrže. Levý břeh je zde naopak tvořen sklonově mírnou jesepní lavicí s terasovitým stupněm. Celý jesep je z velké části porostlý vegetací, pouze nejbližší příbřežní zóna je na vegetaci chudá. Zdejší povrch zde tvoří naplavený jemný písek. Vývoj profilu je ovlivněn kolapsem části břehové nátrže na pravém břehu. Tento sesunutý materiál byl kompletně oderodován až v poslední etapě měření, což se projevilo zahloubením dna v místě proudnice (viz obr. 55). Jesepní břeh je pak obecně charakteristický akumulačními procesy, které se v menší míře uplatňují i zde.
Obr. 55.: Vývoj příčného profilu č. 13. v letech 2013 – 2015.
Z obr. 56 vyplývá, že dnový materiál je zde velmi různorodý. Převažující frakce 16 mm a více s podílem zastoupení necelých 23 % není moc dominantní charakteristika. Histogram zrnitosti dnových sedimentů má celkově klesající průběh, vyznačující se menším lokálním vrcholem v hodnotách intervalu 0,5 - 1 mm. Z krabicového grafu nadmořských výšek je v roce 2014 patrná akumulace na jesepním břehu, která vedla k vytvoření terasovitého stupně. V období 2014/2015 zde pak můžeme pozorovat vyšší aktivitu eroze, vedoucí k prohloubení koryta v místě proudnice.
75
Obr. 56.: Procentuální zastoupení frakcí dnových sedimentů (vlevo) a krabicový graf nadmořských výšek v letech 2013 – 2015 (vpravo) na profilu č. 13.
5.2. Analýza vodních stavů na řece Moravě Zdejší úsek řeky Moravy je vymezen dvěma limnigrafickými stanicemi ze sítě ČHMÚ, a to limnigrafickou stanicí Moravičany a limnigrafickou stanicí Olomouc – Nové Sady. Kenický meandr se pak nachází zhruba ve dvou třetinách vzdálenosti od stanice Moravičany směrem ke stanici na Nových Sadech. Z dlouhodobějšího hlediska jsou tyto stanice pro zhodnocení vodních stavů Moravy nejoptimálnější. Studované období bylo zvoleno pro hydrologický rok 2005 – 2014, avšak rok 2014 není kompletní. Stanice Moravičany leží na řece Moravě na říčním kilometru 272,8 v nadmořské výšce 242,98 m (nula vodočtu). Průměrný roční průtok se zde pohybuje okolo 17,1 m3.s-1, hodnoty průtoků pří dosažení jednotlivých stupňů povodňové aktivity (SPA) jsou uvedeny v tab. 4. Hodnoty průměrných denních průtoků dosažených na této limnigrafické stanici jsou graficky vykresleny na obr. 57. Tab. 4.: Hodnoty průtoků jednotlivých stupňů povodňové aktivity na stanici Moravičany. SPA Průtok [m3.s-1] Zdroj: ČHMÚ.
I. SPA II. SPA III. SPA 67,8 98,2 131
76
Obr. 57.: Chod průměrných denních průtoků na stanici Moravičany za období 1. 11. 2004 - 30. 6. 2014 s vyznačenými hranicemi jednotlivých SPA. Zdroj dat: ČHMÚ.
V uplynulé dekádě bylo na této stanici zaznamenáno celkem 18 povodňových událostí, kdy byl dosažen nebo překročen I. SPA. Celkový počet dnů, kdy byl I. SPA dosažen či překročen je 57. Hydrologicky nejvýznamnější byly v tomto období roky 2005, 2006 a 2010. Největší povodňová událost byla ve studovaném období zaznamenána 28. 3. – 8. 4. roku 2006, přičemž průměrný denní průtok dne 1. 4. nabýval hodnot 248,0 m3.s-1. Kulminace zde Morava dosáhla 1. 4. 2006 v čase 6:20 za kulminačního průtoku 262 m3.s-1. Kompletní přehled všech povodňových událostí zaznamenaných na limnigrafické stanici Moravičany je uveden v Tab. 5. Z tab. 5 je možné vyčíst také událost, za které došlo k protržení meandrové šíje v roce 2012. Průměrný denní průtok zde dosahoval 88,4 m3.s-1, což odpovídá I. SPA. Tato povodňová událost byla zároveň poslední povodní na Moravě ve studovaném období. V roce 2013 sice došlo ke zvýšení průtoků, avšak I. SPA tyto průtoky dosáhly.
77
Tab. 5.: Přehled maximálních průměrných denních průtoků zaznamenaných na stanici Moravičany. Hydrologický rok
2005
2006 2007 2008 2009
2010
2011 2012 2013 2014 Zdroj: ČHMÚ.
Datum povodně
Počet dnů
18. 3. - 21. 3. 27. 3. - 30. 3. 10. 4. 28. 3. - 8. 4. 18. 4. 30. 4. - 4. 5. 4. 3. 2. 3. - 3. 3. 6. 3. - 7. 3. 26. 3. - 28. 3. 23. 5. 25. 5. - 27. 5. 31. 5. 2. 6. - 6. 6. 1. 9. - 2. 9. 15. 1. - 17. 1. 23. 7. 25. 2. - 3. 3. -
4 4 1 12 1 5 1 2 2 3 1 3 1 5 2 3 1 6 -
Maximální průměrný denní průtok [m3.s-1] 212,0 88,8 74,3 248,0 69,7 98,3 69,0 81,9 87,4 89,0 72,1 88,9 75,6 162,0 72,7 110,0 88,8 88,4 66,9 38,8
Datum kulminace 19.3. 29. 3. 10. 4. 1. 4. 18. 4. 2. 5. 4. 3. 2. 3. 6. 3. 27. 3. 23. 5. 25. 5. 31. 5. 3. 6. 1. 9. 16. 1. 23. 7. 1. 3. 20. 4. 17. 5.
Dosažený SPA III. SPA I. SPA I. SPA III. SPA I. SPA II. SPA I. SPA I. SPA I. SPA I. SPA I. SPA I. SPA I. SPA III. SPA I. SPA II. SPA I. SPA I. SPA nedosažen nedosažen
Stanice Olomouc – Nové Sady leží v nadmořské výšce 204,63 m (nula vodočtu) na říčním kilometru 232,3. Průměrný roční průtok zde nabývá hodnot 26,4 m3.s-1, hodnoty průtoků pří dosažení jednotlivých SPA jsou uvedeny v tab. 6. Hodnoty průměrných denních průtoků dosažených na této limnigrafické stanici jsou potom graficky vykresleny na obr. 58. Tab. 6.: Hodnoty průtoků jednotlivých stupňů povodňové aktivity na stanici Olomouc - Nové Sady. SPA Průtok [m3.s-1] Zdroj: ČHMÚ.
I. SPA II. SPA III. SPA 147 167 197
78
Obr. 58.: Chod průměrných denních průtoků na stanici Olomouc – Nové Sady za období 1. 11. 2004 - 30. 6. 2014 s vyznačenými hranicemi jednotlivých SPA. Zdroj dat: ČHMÚ.
Na stanici Olomouc – Nové Sady bylo ve studovaném období zaznamenáno celkem pouze 5 povodňových událostí, dohromady trvajících 19 dní. Oproti stanici v Moravičanech je tato hodnota třetinová. Je to dáno hodnotou průtoku vyznačujícího I. SPA, kdy na stanici na Nových Sadech je tato hodnota více než dvojnásobná. Řeka Morava zde sice dosahuje zvýšených průtoků, avšak na I. SPA tyto průtoky nedosahují. Nejvýznamnější povodní je zde rovněž jarní povodeň z roku 2006, kdy byl maximální průměrný denní průtok na stanici Olomouc – Nové Sady 408,0 m3.s-1. Kulminace zde Morava dosáhla dne 2. 4. v čase 2:00, kdy kulminační průtok této povodně dosahoval hodnot 475 m3.s-1. Kompletní přehled povodňových událostí i maximálních průměrných denních průtoků v jednotlivých letech je zobrazen v tab. 7. Z této tabulky lze vyčíst, že některé hodnoty průměrných denních průtoků, které na této stanici nedosahují ani I. SPA, by na stanici v Moravičanech byly klasifikovány jako průtoky při III. SPA.
79
Tab. 7.: Přehled maximálních průměrných denních průtoků zaznamenaných na stanici Olomouc – Nové Sady. Hydrologický rok 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011 2012 2013 2014 Zdroj: ČHMÚ.
Datum povodně
Počet dnů
19. 3. - 21. 3. 29. 3. 29. 3. - 7. 4. 2. 5. - 3. 5. 3. 6. - 5. 6. -
3 1 10 2
Maximální průměrný denní průtok [m3.s-1] 227,0 150,0 408,0 159,0 89,3 109,0 134,0 193,0 135,0 141,0 94,6 52,7
3 -
Datum kulminace
Dosažený SPA
20. 3. 29. 3. 2. 4. 2. 5. 4. 3. 3. 3. 7. 3. 4. 6. 16. 1. 2. 3. 20. 4. 18. 5.
III. SPA I. SPA III. SPA I. SPA nedosažen nedosažen nedosažen II. SPA nedosažen nedosažen nedosažen nedosažen
Při srovnání dvou výše uvedených stanic je patrná časová prodleva v kulminačních hodnotách. Při jarní povodni z roku 2006 je rozdíl v časech kulminace na obou stanicích necelých 20 hodin, rozdíl v průtocích pak činí přes 200 m3. Datové řady z obou stanic spolu dobře korelují (hodnota korelačního koeficientu 0,96), takže má smysl obě stanice spolu porovnávat. Na stanici Moravičany, kde je počet povodňových událostí větší, lze krásně pozorovat, jaký mají vliv na odtokové situace předchozí vláhové podmínky povodí. Např. v roce 2005 zde byla povodeň dosahující až III. SPA. Voda opadla, avšak týden na to je zde dosažen opět povodňový stupeň. Pravděpodobně je to dáno tím, že povodí je již z předchozích událostí přesyceno vodou, a tak je jeho retenční schopnost snížena. Veškeré další srážky jsou tak nuceny k okamžitému odtoku, což pak snadno vede ke zvyšování hladin na vodních tocích. Analogicky tomu mohlo být i na přelomu dubna a května roku 2006. Pro měření vodních stavů na samotném Kenickém meandru zde byly nainstalovány dva piezometry (leveloggery). Jejich pozice jsou zakresleny na obr. 59.
80
Levelogger
1
byl
do meandru umístěn 8. dubna roku
2013.
lokalita
Byla
nedaleko
vybrána příčného
profilu č. 2, levelogger pak leží téměř na přívodním kanálku na vstupní aluviální zátce. Levelogger
1
je
umístěn
do ocelové trubky přetažené Obr.
59.:
Umístění
piezometrů
(leveloggerů)
punčochou,
zavěšen
je na řetízku o délce 160,3 cm.
na lokalitě Kenického meandru.
Nadmořská
výška
čidla
leveloggeru činí 219,304 m. Pro určení období aktivity meandru je důležitá také nadmořská výška „connection point“ (nejvyššího místa v přívodním kanálku na aluviální zátce – viz obr. 60), která má hodnotu 219,997 m.
Obr. 60.: Schematický náčrt „connection point“ na aluviální zátce.
Výsledná data z leveloggeru jsou vyobrazena na obr. 61. Vyhodnocené období je vymezeno datem 8. 4. 2013 – 20. 3. 2015.
81
Obr. 61.: Nadmořská výška vodní hladiny na vstupní aluviální zátce v období 8. 4. 2013 – 20. 3. 2015. Čárkovaně je zobrazená úroveň connection point.
Z obr. 61 je patrné kolísání vodní hladiny v rozmezí nadmořských výšek 220,0 - 222,25. Pod úroveň „connection point“ se však tato hladina ve studovaném období nedostala, takže do meandru neustále proudila voda, i když někdy jenom nepatrné množství. Nejvýraznější povodňová situace zde byla zaznamenána při letošní lednové oblevě, kdy dne 11. 1. 2015 vystoupala vodní hladina až na 222,251 m n. m. V místě umístění leveloggeru 1 tak bylo tou dobou o 225 cm vody více, než je tomu za obvyklých vodních stavů. Tato událost je zakreslena do příčného profilu č. 2. a vyobrazena na obr. 62. Souhrnné informace o vodních stavech, resp. nadmořských výškách hladiny na vstupní aluviální zátce jsou potom vyobrazeny v tab. 8. Z této tabulky lze např. vyčíst, že nejčastější výška hladiny vody, která teče do meandru, je 4,1 cm. Tab. 8.: Souhrnné vyhodnocení vodních stavů na vstupní aluviální zátce. Průměr Maximum Minimum Modus Medián Výška hladiny [m n. m.] 220,232 222,251 220,001 220,038 220,089 Do meandru teče [cm] 23,5 225,4 0,4 4,1 9,2
82
Obr. 62. Úroveň hladiny v místě leveloggeru 1 (příčný profil č. 2.) dne 11. 1. 2015.
Vykreslení vodních stavů ze dne 11. 1. 2015 (obr. 62) naznačuje, že větší množství vody korytem už pravděpodobně ani protékat nemohlo. Podle všech ukazatelů byla zaplněna kapacita koryta. Pokud by bylo vody ještě více, došlo by k inundaci vody do levobřežní části lužního lesa, čímž by se růst hladiny zpomalil, ne-li úplně zastavil. Další měření tak ukáže, zda není tato hodnota nejvyšší spolehlivě měřitelnou hodnotou vodních stavů na vstupní aluviální zátce. Levelogger 2 byl na Kenický meandr nainstalován v listopadu roku 2014 a 28. 11. 2014 začal měřit. Umístěn byl do oblasti příčného profilu č. 10, tedy k místu, kde by se měla začít vyvíjet výstupní aluviální zátka. I tento levelogger je umístěn do ocelové trubky přetažené punčochou, připevněn je na řetízku o délce 165,3 cm. Čidlo leveloggeru je tak v nadmořské výšce 219,057 m. Datová řada není pro analýzy dostatečně dlouhá, nicméně lze ji použít pro vyhodnocení, zda nový levelogger měří správně. Vyhodnocená data jsou zobrazena na obr. 63, doplněna o data z leveloggeru 1 a o data ze sondy na jezu Hynkov ze stejného období. Hodnoty korelačních koeficientů poukazují na správnost měření leveloggerů, což dokládá korelační matice v zobrazená v tab. 9.
83
Obr. 63.: Vodní stavy na Leveloggeru 1 a 2 + porovnání s daty ze sondy na Hynkovském jezu v období 28. 11. 2014 – 20. 3. 2015.
Tab. 9.: Hodnoty korelačních koeficientů datových řad naměřených Leveloggerem 1, Leveloggerem 2 a sondou na jezu v Hynkově. Hynkov Levelogger 1 Levelogger 2
Hynkov Levelogger 1 Levelogger 2 1,000 0,807 0,824 0,807 1,000 0,999 0,824 0,999 1,000
Z obr. 63 je patrný vrchol křivky právě v době kolem 11. ledna. Stejně tak jako na profilu č. 2., i zde došlo k naplnění kapacity koryta a pokud zde bylo více vody, došlo k jejímu rozlití do prostoru vnitřní části meandru. Hynkovský jez tak výrazný vrchol nevykazuje, pravděpodobně z důvodu odlehčování vody do Střední Moravy.
5.3. Analýzy zrnitosti sedimentů Pro analýzy zrnitosti sedimentů bylo vytipováno celkem 6 lokalit, zachycujících různorodá sedimentační prostředí. Lokality vybrala ve své práci už BRUNCKOVÁ (2013) a tato práce na její sedimentární výzkum navazuje. Lokality odběru sedimentů jsou zobrazeny na obr. 64.
84
První čtyři vzorky jsou rovnoměrně
rozmístěny
po vstupní aluviální zátce, takže postihují sedimentační prostředí v různé vzdálenosti od aktivního koryta Moravy. Vzorky č. 5 a 6 jsou situovány každý
na
jedné
straně
náplavové lavice v oblasti příčného profilu č. 8. Jak již Obr. 64.: Místa odběru vzorků dnových sedimentů pro
bylo
sedimentární
část profilu č. 8. je intenzivněji
analýzu.
Převzato
a
upraveno
z BRUNCKOVÁ, 2013.
uvedeno,
zanášena,
takže
pravobřežní smyslem
těchto dvou vzorků je charakterizovat různé sedimentační prostředí na relativně malé ploše v příčném profilu. Dnové sedimenty pro tuto analýzu byly odebrány dne 21. 3. 2014. U vzorků byla kromě jejich zrnitostního
Tab. 10.: Hodnoty koeficientu vytřídění
složení určována také hodnota mediánu (D50).
a jim přiřazená klasifikace vytříděnosti
Rovněž bylo určeno vytřídění sedimentů podle
dnových sedimentů. Podle FOLK,
FOLKA a WARDA (1957). Toto vytřídění
WARD, 1957.
bylo vypočítáno ze vztahu: 5.3.1 φI = (P84 - P16)/4 + (P95 - P5)/6,6 kde P značí hodnotu daného percentilu (FOLK, WARD, 1957). Výsledná hodnota pak určuje vytříděnost, a to na základě intervalu, do kterého spadá (viz tab. 10).
Vzorek č. 1. Vzorek č. 1 byl odebrán v místě přední části vstupní aluviální zátky z přívodního kanálku vody do meandru. Morfologie tohoto kanálku je zde ovlivněna výskytem poměrně značného množství říčního dřeva na vstupní aluviální zátce. Za vyšších vodních stavů za tímto dřevem vznikají výmolové tůně, kterými si potom přívodní kanálek razí cestu. Vzorek č. 1 byl 85
odebrán v jedné takovéto tůni, kde rychlosti proudění nejsou vysoké. Tomu odpovídá také dnový materiál, který zde má jemnozrnný charakter. Zrnitostní křivka vzorku 1 je uvedena na obr. 65. Z tohoto obrázku je patrná převaha jemnozrnných částic, konkrétně částic o velikosti okolo 0,0625 mm (odpovídající hrubým prachovým, či velmi jemným písčitým částicím). Naproti tomu částice větší než 2 mm se zde nevyskytují. Hodnota zrnitostního mediánu je u tohoto vzorku 0,07 mm. Koeficient vytřídění sedimentu zde má hodnotu 0,16, což značí velmi dobře vytříděný sediment.
Obr. 65.: Zrnitostní křivka vzorku č. 1.
Vzorek č. 2. Vzorek č. 2 byl odebrán v přívodním kanálku poblíž místa „connection point“, kde je za ležícím stromem vyhloubena menší tůňka. V místě odběru vzorku bylo vyhloubení znatelné, zasahující až do hrubozrnného podkladu tvořící zdejší část vstupní aluviální zátky. Na okraji této tůňky je umístěn i levelogger 1. Proudění je zde pozvolné, avšak rozeznatelné, s proudnicí lokalizovanou při pravém břehu. Dnový materiál je v místě odběru převážně hrubozrnný – štěrkovitý, avšak s výskytem drobnějších frakcí. Tyto drobné frakce zde tvoří jakousi výplň mezi hrubozrnnými klasty.
86
Podle zrnitostní křivky vzorku č. 2 (obr. 66) je zde patrná dominance hrubozrnných frakcí s velikostí kolem 8 mm. Ve studovaném vzorku měly tyto frakce více než třetinové zastoupení. Na zrnitostní křivce je rovněž patrný druhý menší nárůst v oblasti zrnitosti 0,25 mm, charakterizující sedimentaci v okrajových částech proudění. Zrnitostní medián vzorku č. 2 má hodnotu 4 mm. Vytříděnost sedimentu zde charakterizuje hodnota koeficientu vytřídění 3,38. Tato hodnota poukazuje na velmi špatné vytřídění.
Obr. 66.: Zrnitostní křivka vzorku č. 2.
Vzorek č. 3. Vzorek č. 3 byl odebrán v místě příčného profilu č. 2. Přívodní kanálek zde má šířku okolo tří metrů, s hloubkou vody kolem 20 cm. Proudění je zde poměrně svižné, s proudnicí lokalizovanou ve středové části přívodního kanálku. Okrajové části tohoto kanálku se vyznačují pomalým prouděním s vypadáváním jemnozrnných sedimentů. V místě proudnice má dnový sediment štěrkopískový charakter s poměrně značným zastoupením jemnozrnných částic. Zrnitostní křivka dnových sedimentů v tomto místě (obr. 67) ukazuje na výraznější zastoupení frakcí kolem 0,25 mm (ve studovaném vzorku měly tyto frakce zastoupení okolo 15 %). Druhý výraznější nárůst je pak zaznamenán v intervalu frakcí 8 – 16 mm. Tyto frakce měly ve studovaném vzorku dominující podíl a tvořily celkově 22 % z celé hmotnosti 87
vzorku. Medián zrnitosti vzorku č. 3 má hodnotu 2,3 mm, koeficient vytřídění tady nabývá hodnot 3,92. Tato hodnota odpovídá velmi špatnému vytřídění dnových sedimentů.
Obr. 67.: Zrnitostní křivka vzorku č. 3.
Vzorek č. 4. Lokalita odběru vzorku č. 4. je podobná lokalitě odběru předchozí vzorku. Hlavní proměnná, která se zde ale změnila, je vzdálenost od aktivního koryta Moravy. Rychlost proudění zde oproti předchozí lokalitě začíná ustávat, což se projevuje i na dnovém substrátu. V epizodách s vyššími vodními stavy zde dochází k sedimentaci štěrkového materiálu, na který pak v období relativního klidu meandru nasedají jemnozrnné sedimenty. Zrnitostní křivka dnových sedimentů (obr. 68) má podobný průběh, jako zrnitostní křivka předchozího vzorku, avšak je více strmější. Stejně jako u předchozího vzorku je zde patrný větší nárůst vrcholu v oblasti velikostí frakcí kolem 0,25 mm. Ve větší míře se zde ale vyskytují štěrkové sedimenty jemnějších frakcí (do 4 mm), na úkor zastoupení frakcí hrubozrnnějších. Oproti předchozímu grafu zde došlo k úbytku frakcí o velikostech kolem 8 mm, které ve vzorku č. 3 převažovaly. Medián zrnitosti je zde 0,8, koeficient vytřídění zde má hodnotu 1,14. Této hodnotě odpovídá vytřídění sedimentů klasifikováno jako špatné.
88
Obr. 68.: Zrnitostní křivka vzorku č. 4.
Vzorek č. 5. Vzorek č. 5 byl odebrán v proudnici ve vzdálenosti asi 3 m dále po proudu od příčného profilu č. 8. Voda zde téměř neproudí. Sedimentační prostředí tady má přechodný charakter, a to mezi prostředími popsanými u profilů č. 8 a 9. Profil č. 8 se vyznačoval dominancí částic menších než 0,25 mm, avšak vyskytovaly se zde i hrubozrnné klasty. Naproti tomu vzorek analyzovaný pro profil č. 9 hrubozrnné klasty vůbec neobsahoval. Zrnitostní křivka vzorku č. 5. (obr. 69) se vyznačuje převahou jemnozrnných, avšak okrajově se zde vyskytují i sedimenty velikostí 1 a 2 mm (tedy hrubě písčité). Převažující zrnitost dnových sedimentů zde nabývá hodnot velikostí klastů kolem 0,0625 mm. Procentuální zastoupení těchto frakcí na hmotnosti celého vzorku zde připadá na více, než 20 %. Medián zrnitosti tohoto vzorku odpovídá hodnotám 0,08 mm. Koeficient vytřídění tady nabývá hodnot 0,19, což poukazuje na velmi dobré vytřídění sedimentů.
89
Obr. 69.: Zrnitostní křivka vzorku č. 5.
Vzorek č. 6. Vzorek č. 6 leží na druhé straně koryta od vzorku č. 5, kde dochází k výraznější sedimentaci podél pravého břehu koryta. Vyplňuje se zde tak kanálek mezi centrální náplavovou lavicí a pravým břehem, čímž se tato lavice připojuje ke břehu a stává se z ní lavice laterální. Průtočnost tohoto kanálku je už v dnešní době možná pouze za vyšších vodních stavů. Sedimentace zde tedy probíhá převážně za vyšších vodních stavů, přičemž spodní vrstvy jsou bohatší na hrubozrnné částice, opadávající voda pak na povrchu zanechává částice jemnějších frakcí. Zrnitostní křivka sedimentů vzorku č. 6 (obr. 70) ukazuje na výrazné zastoupení frakcí o velikostech kolem 0,25 mm, nicméně poměrně významně jsou zde zastoupeny i frakce větší. Největší klasty zde spadají do intervalu 8 – 16 mm, větší frakce už se zde nevyskytují. Pravděpodobný vznik této distribuce je popsán v předchozím odstavci. Zrnitostní medián zde má hodnotu 0,4 mm. Vytřídění sedimentů zde charakterizuje hodnota koeficientu vytřídění 1,55, což ukazuje na špatné vytřídění.
90
Obr. 70.: Zrnitostní křivka vzorku č. 6.
V celkovém zhodnocení tak lze konstatovat, že směrem od aktivního koryta, kde byly v přívodním kanálu zjištěny velmi jemné sedimenty, dochází na vstupní aluviální zátce k hrubnutí sedimentu směrem ke „connection point“. Dále od tohoto bodu pak sedimentární výplň meandru ztrácí hrubozrnné frakce a převažují zde frakce jemnější. Tento jev ukazuje obr. 71, kde je vykreslen chod mediánu frakcí dnových sedimentů směrem od aktivního koryta dále do meandru. Z výsledků analýz je rovněž patrná znatelná absence prachových a jílových částic ve vzorcích 2, 3, 4 a 6. Tyto frakce jsou ve větší míře zastoupeny pouze u vzorků 1 a 5, které jsou celkově charakterizovány pouze jemnozrnnými částicemi velikostí maximálně do 2 mm. U vzorků 1, 4, 5 a 6 je z jejich zrnitostních křivek patrná také absence klastů spadající do intervalu frakcí 16 mm a více. Vytřídění sedimentů je zde celkem různorodé. Vzorky 2 a 3 byly klasifikovány jako velmi špatně vytříděné a vzorky 4 a 6 jako špatně vytříděné. Naopak jako velmi dobře vytříděné byly klasifikovány vzorky č. 1 a 5. Z těchto výsledků je hodně překvapivý výsledek analýzy vzorku č. 1. Vzhledem k tomu, v jaké blízkosti od aktivního koryta byl vzorek odebrán, daly by se zde očekávat výrazně hrubší sedimenty. Vlivem lokálních podmínek zde však dochází k proudovému stínu, který vylučuje odplavení těchto jemných částic. Rovněž zde není možnost přínosu částic hrubozrnnějších, jejichž přísun je sem blokován fragmenty dřeva, částečně pohřbených sedimenty vstupní aluviální zátky. 91
Obr. 71.: Chod hodnot mediánu zrnitosti jednotlivých vzorků v meandru směrem od aktivního koryta.
5.4. Analýza sedimentární výplně koryta meandru Měření sedimentárních vrstev prostřednictvím metody elektrické odporové tomografie (dále ERT) probíhalo na vybraných příčných profilech tak, aby bylo zachyceno co možná nevětší pole meandru. Změřeny tak byly oblasti vstupní a výstupní aluviální zátky, profil v ose meandru a dva profily v místech mezi aluviálními zátkami a profilem v ose meandru. Celkově tak bylo změřeno 5 lokalit. Protože je na měření třeba nasadit co možná nejlepší výškový profil, byla měření metodou ERT prováděna v místech příčných profilů. Konkrétně to byly lokality, kde jsou zaměřeny příčné profily č. 2, 4, 6, 8 a 10 (viz obr. 30). Vysoký měrný odpor je charakteristický pro horniny s hrubšími klasty, čím je zrnitost sedimentů nižší, klesá tím i jejich měrný elektrický odpor. Vysoký vliv má na hodnoty odporu rovněž provlhčení substrátu, které tyto hodnoty snižuje.
Lokalita profilu č. 2. Lokalita profilu č. 2. se vyznačuje poměrně vysokými hodnotami měrného elektrického odporu už od svrchních vrstev sedimentů. Pravý břeh profilu je tvořen hlinitým substrátem, na který navazuje kalová až hlinitá lavice, konkrétněji popsaná v charakteristice profilu č. 2. 92
Prostřední deprese coby přívodní kanálek je charakterizována štěrkovitým dnem, levý břeh je ve své spodní části skladebně podobný kalové lavici, což dokazují i hodnoty měrného odporu vyobrazeny na obr. 72. Z tohoto obrázku lze také vidět i recentní koryto Moravy, které zde bylo oproti dnešku zahloubené asi o tři metry. Výplň tohoto koryta charakterizují sedimenty s vyššími hodnotami měrného odporu, z čehož by se dalo usuzovat, že se jedná o hrubozrnné, pravděpodobně štěrkové sedimenty.
Obr. 72.: Řez vstupní aluviální zátkou v místě profilu č. 2. pořízený metodou ERT.
Lokalita profilu č. 4. Profil č. 4. je charakteristický svým zaplavením po celé dnové části, kdy se zde rozkládá poměrně rozlehlá laguna. Dnový substrát je zde tvořen výhradně jemnozrnnými sedimenty, což dokládají i hodnoty nízkého měrného odporu na obr. 73. Na tomto obrázku je patrné, že jemnozrnné sedimenty zde dosahují poměrně značných mocností, místy přesahujících hodnoty 1 m. Vysokých mocností však dosahují po celé šířce profilu. Stejně jako v případě vstupní aluviální zátky, i zde lze vidět staré koryto, které je dnes vyplněno sedimenty s velmi vysokými hodnotami měrného odporu. Toto koryto zde bylo zahloubeno až do nadmořské výšky 216 m, což je asi o tři metry níže oproti dnešnímu stavu. Podle rozložení vrstev na obr. 73 se dá usuzovat, že poslední, asi 1 m mocná vrstva jemnozrnného materiálu zde byla akumulována v období po odtržení meandru.
93
Obr. 73.: Řez korytem Moravy v místě profilu č. 4. pořízený metodou ERT.
Lokalita profilu č. 6. Profil č. 6. se nachází víceméně v ose meandru, přičemž jeho pravý břeh tvoří mírná, spíše terasovitá boční lavice porostlá travinnou vegetací. Střední a levobřežní část koryta je zaplavena vodou, dnový substrát zde má štěrkovitý charakter. Levý břeh je převážně hlinitý, velmi bohatý na jemnozrnné části. Z obr. 74 je patrná mocnost náplavů z poslední doby, které zde mají šířku asi tři čtvrtě metru. Pod levým břehem je patrné těleso s nižšími hodnotami měrného odporu, což může být pohřbený materiál ze sesunuté břehové nátrže. Z obrázku lze také vyčíst zahloubení původního koryta, které je v současné době vyplněno sedimenty o poměrně vysokém měrném odporu. Toto zahloubení je patrné rovněž v horizontálním směru. Ve vertikálním směru lze pozorovat těleso o menších měrných odporech, které je zde oproti předchozímu horizontu šířkově asi poloviční. Dosahuje však hloubky do 216 m n. m., z čehož se dá usuzovat, že se jedná o staré dno koryta. Vyplněno bylo ovšem dříve, než došlo k odškrcení meandru.
94
Obr. 74.: Řez korytem Moravy v místě profilu č. 6. pořízený metodou ERT.
Lokalita profilu č. 8. Profil č. 8. se vyznačuje výskytem rozsáhlé náplavové lavice, vyskytující se v jeho střední a pravobřežní části. Voda je zde soustředěna k levému břehu, dnový substrát je na povrchu tvořen jemnozrnnými částicemi, které nasedají na sedimenty hrubozrnnějších frakcí. Z obr. 75 je patrné původní zahloubení koryta, dosahující zde do nadmořské výšky kolem 216,5 m. Celkově je zde mocnost sedimentární výplně kolem 3,5 m, přičemž sedimentace se zde uplatňuje zejména při pravém a levém břehu. Z obrázku lze vidět vrstvu s nízkými hodnotami měrného odporu v levobřežní části profilu, pod ní se rozkládá těleso s hodnotami odporu extrémně vysokými. Náplavová lavice se vyznačuje rovněž vysokými hodnotami měrného odporu. Nicméně, tato lavice se vyznačuje nižším podílem vlhkosti, což hodnoty měrného odporu může zkreslovat. Ve výsledku se tak vůbec nemusí jednat o sedimenty totožné v levobřežní části dna. i když na obrázku mohou mít velmi podobné barevné vyjádření.
Obr. 75.: Řez korytem Moravy v místě profilu č. 8. pořízený metodou ERT. 95
Lokalita profilu č. 10. V místě profilu č. 10 by mělo docházet k formování výstupní aluviální zátky, ovšem v současné době tomu zatím tak není. Je zde však vytvořena centrální náplavová lavice. Břehy profilu jsou po obou stranách velmi strmé, tvořící až břehové nátrže. Jejich zvětráváním dochází k opadávání hlinitého materiálu do vody, takže se pod břehy tvoří poměrně značné vrstvy jemnozrnného materiálu. Středová část profilu má spíše hrubozrnnější charakter. Z obr. 76 je rovněž patrné dřívější zahloubení koryta, dosahujícího do hloubek kolem 216 m n. m. Toto zahloubení je stejně jako u předchozích profilů vyplněno sedimenty o vysokém měrném odporu, rovněž bude pravděpodobně staršího data. Nově akumulovaná zde bude pravděpodobně na obrázku dobře viditelná vrchní vrstva sedimentů, dosahující zde mocností kolem tří čtvrtin metru.
Obr. 76.: Řez korytem Moravy v místě profilu č. 10. pořízený metodou ERT.
96
6. DISKUSE Na lokalitě Kenického meandru pracovalo již několik autorů, zejména pak MÁČKA (2006a, 2006b), KREJČÍ (2006), PETYNIAK (2012, 2014) či BRUNCKOVÁ (2013). BRUNCKOVÁ (2013) zde dospěla k závěru, že v oblasti odtrženého meandru převládá akumulace jemnozrnného materiálu, což potvrdily i analýzy v rámci této práce. Autorka však sedimenty blíže neanalyzovala, a tak tato práce rozšiřuje její poznatky o přesně změřené podíly jednotlivých frakcí, doplněné o zrnitostní křivky. PETYNIAK (2014) zde zaměřil příčné profily v letech 2011 – 2014. Na tato měření bylo v rámci práce navázáno vytvořením další datové sady z období přelomu let 2014 a 2015. Tato práce tak rozšiřuje charakteristiky příčných profilů o další měřené období. Bohužel jsem ale nezískal data z let 2011 a 2012, a tak v mé práci tato období chybí. Důležité je však nové měření, jelikož datové sady z let 2011 a 2012 už analyzovány byly. Oproti předchozím autorům tato práce jako první přináší informace o sedimentární výplni koryta meandru, pořízených metodou ERT. Tato analýza byla provedena nad rámec zadání práce v rámci mapování k projektu Visegrad Fund̒s Standart Grant No. 31210058. Následující vývoj lokality bude ovlivňovat růst vstupní aluviální zátky, která zde zachytává velké množství mrtvého dřeva, jehož nápěchy pak podporují sedimentaci. Dynamika procesů je zde velmi rychlá, což ovlivňuje i stálé odplavování a připlavování nového dřeva, přičemž jeden z nejvýznamnějších zdrojů dřeva ve zdejším toku je aktivita bobra evropského. Do meandru přes vstupní aluviální zátku proudí stále voda, avšak v sušších měsících jen ve velmi malém množství. I toto malé množství vody však sebou přináší jemný materiál, který pak při zpomalení proudění v meandru sedimentuje. Proudění se zde zpomaluje zejména v oblasti profilu č. 4., kde je také deponováno největší množství jemnozrnných sedimentů z celého meandru. Na příčných profilech vymezených mimo aktivní tok tak bude docházet k další akumulaci tohoto jemného materiálu, který může být při povodních odplaven, nebo zde může být zblokován např. větvemi a listím a následně překryt materiálem hrubozrnnějším. PETYNIAK (2014) provedl počítačovou simulaci dalšího vývoje, kdy došel k závěru, že nejvýraznější zazemňování lze očekávat v okolí profilů 4, 5, 7 a 9. Ve výstupní části meandru se dá očekávat formace výstupní aluviální zátky, jejímž základem bude pravděpodobně centrální náplavová lavice v místě příčného profilu č. 10. Torza několika stromů blíže k aktivnímu korytu zatím významnější podpůrný efekt pro sedimentaci nemají. V aktivním korytě dochází k výrazné erozi levého břehu 97
v místě profilu č. 11 a 12, ze které se dá usuzovat, že bude pokračovat i nadále. Později by zde tak mohl vzniknout nový zákrut, čímž by se zvýšila současná hodnota sinuosity zdejšího úseku. Během vyhodnocení dat jsem narazil také na několik problémů, spojených zejména s příčnými profily. Stanovení příčných profilů je v práci definováno okrajovými body - břehovými kolíky. Tyto kolíky jsou dřevěné, a postupem času dochází k jejich destrukci (např. tlením, mechanickým poškozením), nebo ztrátám. Obnovení kolíku je potom celkově obtížné, jelikož GPS nemá v lužním lese dostatečnou přesnost. Tyto ztráty a následné nové obnovení kolíků může vést k nepřesnostem při porovnávání více epizod měření mezi sebou. Z tohoto důvodu myslím, že by bylo vhodnější použití kolíků kovových, které však nejsou tolik šetrné pro přírodu CHKO, jelikož se tak snadno samovolně nerozloží. Rovněž může být problém s daty způsoben samotným měřením příčného profilu, kdy se pro určení vzdálenosti používá pásmo (resp. lanko s vyznačenou metráží). Pomocí dvou vodorovných čárek v okuláru nivelačního přístroje lze však z nivelační lati určit i vzdálenost, což by bylo přesnější. U každého profilu je v práci zhodnocen i dnový substrát, ale variabilita dnových sedimentů po celé délce příčného profilu nemusí být vždy stejnorodá. Pro úplné charakterizování dna na příčném profilu by muselo být odebráno více vzorků z každého příčného profilu. Jejich analýza by však byla velmi náročná a pro účely této práce zbytečně detailní. Pro tuto práci tak postačuje analýza vzorku v proudnici v profilu, zřetelné odlišnosti v charakteru dnového substrátu jsou pak uvedeny slovně v komentáři. Bylo by také vhodné určit průtok v místě „connection point“ odpovídající danému vodnímu stavu naměřeného leveloggerem. Po opakovaných měřeních by bylo možné sestrojit konsumpční křivku tohoto profilu. Dynamika změn koryta je zde ale poměrně rychlá, takže platnost této křivky by byla krátkodobá. Nicméně pro ilustraci, jak zjistit při dané povodňové události průtok vody v meandru bych to navrhoval jako součást dalšího výzkumu.
98
7. ZÁVĚR Kenický meandr je velmi dynamické místo a tato práce se snažila dynamiku zdejších změn charakterizovat. K odškrcení Kenického meandru od aktivního koryta došlo při povodňové události ve dnech 25. 2. – 3. 3. 2012, kdy kulminační průtok na jezu Hynkov dosahoval hodnot kolem 130 m3.s-1. Při protržení meandrové šíje došlo ke zkrácení toku o 476 m a snížení sinuosity úseku od Hynkovského jezu po Kenickou lávku z hodnoty 2,115 na hodnotu 1,475. Úhel odškrcení byl určen na 56 °, přičemž se jednalo o odškrcení meandru typu „Neck Cutoff“. Docházelo zde tedy k postupnému zužování meandrové šíje, až došlo k jejímu kolapsu. V době destrukce meandrové šíje měla šíje v horní části meandru šířku asi 2,8 m. Z analýz příčných profilů vyplývá, že profily nacházející se mimo aktivní koryto se vyznačují různě intenzivní sedimentací. Nejvíce se sedimentační procesy uplatňují v lokalitě příčného profilu č. 4., zejména kvůli zpomalení proudění a příčinám s tím spojeným, blíže popsaným v diskusi. Na žádném z profilů mimo aktivní koryto se však neprojevil jako dominantní proces eroze. Na příčných profilech č. 11 a 12 však eroze jako dominantní proces je, ovšem tyto profily už leží v aktivním korytě. Na jesepní lavici u profilu č. 11 došlo při poslední povodňové události k akumulaci oblázků a valounů, které zde vytvořily vrstvu až 30 cm mocnou. Tento jev však nastal při jarní povodni letošního roku, takže ještě není zaměřen. Míru sedimentace se podařilo také postihnout vykreslením příčných řezů dna pomocí metod ERT. Každý z měřených profilů se vyznačoval existencí zahloubeného koryta, které je zde vyplněno sedimenty o vyšších hodnotách měrného odporu. Jedná se tak pravděpodobně o sedimenty vyznačující se hrubozrnnými klasty. Tyto sedimenty pak tvořily výplň údolního dna v době, kdy byl meandr ještě součástí aktivního koryta. Podle výsledků ERT každý z profilů zahrnuje svrchní vrstvu sedimentů, o mocnostech většinou kolem půl až tři čtvrtě metru. Pouze profil č. 4. vykazuje mocnosti vyšší. O těchto vrstvách se domnívám, že k jejich sedimentaci došlo až po odškrcení meandru, a tudíž že se jedná o materiál uložený v meandru poměrně nedávno. Ve většině případů se jedná o jemnozrnné frakce, což podporuje tuto mou hypotézu. Vezmeme – li v úvahu průměrnou šířku koryta kolem 20 m, délku osy koryta meandru 475 m, a průměrnou mocnost nových sedimentů 0,75 m, jednoduchým výpočtem dostaneme, že v období od odškrcení meandru
99
do současnosti došlo v meandru k usazení kolem 7 125 m3 nových sedimentů. Jedná se však pouze o hrubý odhad. Sedimentační analýzy vybraných šesti vzorků sedimentů ukazují na pokles velikosti klastů dnových sedimentů s rostoucí vzdáleností od aktivního koryta, kdy byly největší klasty lokalizovány v místě poblíž „connection point“. Nejjemnější frakce byly paradoxně naměřeny v nejbližším vzorku k aktivnímu korytu, nicméně jak je již popsáno v práci, jedná se pravděpodobně o lokální výkyv způsobeným akumulací dřevní hmoty. Charakteristika vodních stavů Moravy za poslední dekádu poukazuje na poměrně klidné období. Výraznější povodně se zde vyskytly v letech 2005, 2006 a 2010. Jak se ukázalo, pro Kenický meandr měla poměrně značný význam i povodeň ze dne 11. 1. 2015, kdy došlo k oblevě a vlivem tání sněhu pak vzrostly vodní stavy na Moravě. Při zanesení dat nadmořských výšek hladiny naměřených leveloggery při této povodňové události do příčných profilů odpovídajícím úrovni leveloggerů bylo zjištěno, že byla dosažena kapacita koryta a pravděpodobně došlo i k inundaci do lužního lesa. Jednalo se zatím o nejvyšší povodeň od instalování leveloggeru č. 1., tedy za poslední dva roky. Postupem času se ukáže, jestli voda může vystoupat ještě rapidně výše. Znamenalo by to, že koryto při této povodni maximálně naplněno nebylo. Pokud by zde voda výrazně vyšších vodních stavů už nedosáhla, znamená to, že při této úrovni hladiny už dochází k rozlivu vody do inundačního území. Tyto informace by však bylo třeba ověřit podle dat z nějaké blízké limnigrafické stanice. V úvodu práce bylo formulováno několik pracovních hypotéz, na které měla práce za úkol najít odpovědi. První hypotéza říkala, že během vývoje meandru dojde k poměrně rychlé tvorbě vstupní a výstupní aluviální zátky, další vývoj bude pomalejší. Tahle hypotéza se nepotvrdila, jelikož výstupní aluviální zátka není zformována dodnes. Naproti tomu vstupní aluviální zátka je poměrně rozsáhlá. Její vývoj však byl urychlen díky poměrně značné akumulaci dřeva v těchto místech ještě před odškrcením meandru. Druhá hypotéza poukazovala na to, že v meandru budou převládat akumulační procesy, projevující se ukládáním zejména jemnozrnného materiálu, břehová linie už bude beze změn. Tato hypotéza se víceméně potvrdila. Sedimentační procesy zde sice převládají, avšak k částečným změnám břehové linie dochází neustále. Dochází zde totiž ke kolapsu 100
břehových nátrží a následnému sesouvání jejich materiálu do vody. Tento materiál je výhradně jemnozrnný, což podporuje sedimentaci jemnozrnného materiálu a tím i platnost druhé hypotézy. Třetí hypotéza říkala, že vzorky sedimentů se budou vyznačovat zjemňováním frakcí s rostoucí vzdáleností směrem od aktivního koryta, dovnitř do meandru. Tato hypotéza se také víceméně potvrdila, i když vlivem lokálních podmínek v místě odběru vzorku č. 1 dochází nejprve k nárůstu zrnitosti sedimentů po místo „connection point“. Nadále už má však zrnitost sedimentů sestupný charakter. Cílem práce bylo přinést nové poznatky o aktuálním vývoji řeky Moravy v oblasti odříznutého Kenického meandru, zejména pak sledovat zanášení mrtvého ramene pomocí analýz série dat o výškách hladiny podzemní vody a o vodním stavu, jakož i pomocí sedimentačních analýz. Všechny tyto cíle byly splněny, nad rámec práce byl monitoring doplněn o analýzu sedimentární výplně koryta meandru metodou ERT. V komplexním shrnutí práce tak lze konstatovat, že v meandru převažují akumulační procesy, při akumulaci jemnozrnných sedimentů. Dnes tyto sedimenty dosahují mocností kolem 50 – 80 cm. Úroveň hladiny v místě „connection point“ nabývá po většinu roku hodnot 4,1 cm, průměrná roční hodnota této úrovně zde činí 23,5 cm. Největší změřená povodeň tady kulminovala dne 11. 1. 2015 a voda zde dosahovala úrovně 225,4 cm. Naproti tomu v aktivním korytě převládají spíše procesy eroze, kdy dochází k výrazné erozi levého břehu v místě příčných profilů č. 11 a 12.
101
8. LITERATURA 8.1. Knihy a časopisy 1.
BÁBEK, O., FAMĚRA, M., HILSCHEROVÁ, K., KALVODA, J., DOBROVOLNÝ, P., SEDLÁČEK, J., MACHÁT, J., HOLOUBEK, I. (2011): Geochemicals traces of flood layers in the fluvial sedimentary archive; implifications for contamination history analyses. Catena, 87, s. 281 – 290.
2.
BAK, P., TANG, C., WIESENFELD, K. (1987): Self-organised criticality: an explanation of I/f noise. Physical Review Letters, 59, s. 381 – 384.
3.
BOZANIC, B., HRADÍLEK, Z., MACHAČ, O., PIZL, V., ŠŤÁHLAVSKÝ, F., TUFOVÁ, J., VELE, A., TUF, I. H. (2013): Factors Affecting Invertebrate Assemblages in Bryophytes of the Litovelske Luhy National Nature Reserve, Czech RepublicFactors Affecting Invertebrate Assemblages in Bryophytes of the Litovelske Luhy National Nature Reserve, Czech Republic. Acta zoologica Bulgarica, 65. 1., s. 197 – 206.
4.
BRÁZDIL,
R.,
ŘEZNÍČKOVÁ,
L.,
VALÁŠEK,
H.,
HAVLÍČEK,
M.,
DOBROVOLNÝ, P., SOUKALOVÁ, E., ŘEHÁNEK, T., SKOKANOVÁ, H. (2011a): Fluctuations of floods of the River Morava (Czech Republic) in the 1691–2009 period: interactions of natural and anthropogenic factors. Hydrological Sciences Journal, 56. 3., s. 468 – 485. 5.
BRÁZDIL,
R.,
MÁČKA,
Z.,
ŘEZNÍČKOVÁ,
L.,
SOUKALOVÁ,
E.,
DOBROVOLNÝ, P., GRYGAR T. M. (2011b): Floods and floodplain changes of the River Morava, the Strážnické Pomoraví region (Czech Republic) over the past 130 years. Hydrological Sciences Journal, 56. 7., s. 1166 – 1185. 6.
BRIDGE, J. (2003): Rivers and Floodplains – Forms, Processes and Sedimentary Record. Blackwell Science: Oxford.
7.
BRUNCKOVÁ, K. (2013): Hydromorfologický monitoring Kenického meandra v kontexte skúmania vývoja rieky Moravy. Bakalářská práce. Bratislava: Přírodovědecká fakulta, Univerzita Komenského, 51 s.
102
8.
BUNTE, K., ABT, S. R. (2001): Sampling Surface and Subsurface Particle-Size Distributions in Wadable Gravel- and Cobble-Bed Streams for Analyses in Sediment transport, Hydraulics, and Streambed Monitoring. General Technical Report RMRSGTR-74. United States Department of Agriculture, Forest Service, Rocky Mountain Research Station, 428 s.
9.
CAMPOREALE, C., PERONA, P., PORPORATO, A., RIDOLFI, L. (2005): On the longterm behavior of meandering rivers. Water Resources Research, 41, W12403.
10. CITTERIO, A., PIÉGAY, H. (2009): Overbank sedimentation rates in former channel lakes: characteristization and control factors. Sedimentology, 56, s. 461 – 482. 11. COHEN, K. M. (2003): Differential subsidence within a coastal prism: Late-Glacial – Holocene tectonics in the Rhine-Meuse delta, the Netherlands. Netherlands Geographical Studies, 316, s. 1 – 176. 12. COLEMAN, J. M. (1969): Brahmaputra River: channel processes and sedimentation. Sedimentol. Geol., 3, s. 129 – 239. 13. CONSTANTINE, J. A., DUNNE, T., PIÉGAY, H., KONDOLF, G. M. (2010): Controls on the alluviation of oxbow lakes by bed-material load along the Sacramento River. California. Sedimentology, 57, s. 389 – 407. 14. CULEK, M. (1996): Biogeografické členění České republiky. Enigma, Praha, 347 s. 15. CZUDEK, T. (1997): Reliéf Moravy a Slezska v kvartéru. Sursum, Tišnov, 213 s. 16. DEMEK,
J.
(1965):
Geomorfologie
českých
zemí.
Praha:
Nakladatelství
Československé akademie věd, 1. vyd., 336 s. 17. DOLNÍČEK,
Z.
(2005):
Laboratorní
metody
výzkumu.
Katedra
geologie,
Přírodovědecká fakulta, Univerzita Palackého, Olomouc, 62 s. 18. DUAN, J. G., JULIEN, P. Y. (2005): Numerical simulation of the inception of channel meandering. Earth surface processes and landforms, 30, s. 1093-1110. 19. EDWARDS, B. F., SMITH, D. H. (2000): River meandering dynamics. Physical Review E, 65, 046303.
103
20. ERKENS, G., HOFFMANN, T., GERLACH, R., KLOSTERMANN, J. (2011): Complex fluvial response to Lateglacial and Holocene allogenic forcing in the Lower Rhine Valley (Germany). Quaternary Science Reviews, 30, s. 611 – 627. 21. FERGUSON, R. I. (1975): Meander Irregularity and Wavelength Estimation. Journal of Hydrology, 26, s. 315 – 333. 22. FERGUSON, R. I. (1984): Kinematic model of meander migration, In: ELLIOT, C. M. (Editor) River meandering ASCE, New York, s. 942 – 951. 23. FINNEGAN N. J., DIETRICH W. E. (2011): Episodic bedrock strath terrace formation due to meander migration and cutoff. Geology, 39. 2., s. 143–146. 24. FOLK, R. L., WARD, W. (1957): Brazos River bar: a study in the significance of grainsize parameters. J. Sed. Petrology, 27, s. 3 - 26. 25. FRANDOFER, M. (2011): Súčasný vývoj rieky so skalno-aluviálnym dnom. Písomná práca k dizertačnej zkúške. Bratislava: Přírodovědecká fakulta, Univerzita Komenského, 66 s. 26. FRIEDKIN, J. F., (1945): A laboratory study of the meandering of alluvial rivers. U.S. Waterways Experiment Station, Vicksburg, MS, 40 s. 27. GAGLIANO, S. M., HOWARD, P. C. (1984): The neck cutoff oxbow lake cycle along the Lower Mississippi River. In: ELLIOT, C. (Editor): River Meandering. ASCE, New York, s. 147 – 158. 28. GAY, G. R., GAY, H. H., GAY, W. H., MARTINSON, H. A., MEADE, R. H., MOODY, J. A. (1998): Evolution of cutoffs across meander necks in Powder River, Montana, USA. Earth Surface Processes and Landforms, 23, s. 651 – 662. 29. GRAHAM, D. J., RICE, S. P., REID, I. (2005): A transferable method for the automated grain sizing of river gravels. Water Resources Research, 41, s. 7. 30. GRYGAR, T., SVĚTLÍK, I., LISÁ, L., KOPTÍKOVÁ, L., BAJER, A., WRAY, D. S., ETTLER, V., MIHALJEVIČ, M., NOVÁKOVÁ, T., KOUBOVÁ, M., NOVÁK, J., MÁČKA, Z., SMĚTANA, M. (2010): Geochemical tools for the stratigraphic correlation of floodplain deposits if the Morava River in Strážnické Pomoraví, Czech Republic from the last millennium. Catena, 80, s. 106 – 121. 104
31. GRYGAR, T. M., NOVÁKOVÁ, T., MICHALJEVIČ, M., STRNAD, L., SVĚTLÍK, I., KOPTÍKOVÁ, L., LISÁ, L., BRÁZDIL, R., MÁČKA, Z., STACHOŇ, Z., SVITAVSKÁ-SVOBODOVÁ, H., WRAY, D. S. (2011): Surprisingly small increase of the sedimentation rate in the floodplain of Morava River in the Strážnice area, Czech Republic, in the last 1300 years. Catena, 86, s. 192 – 207. 32. GÜNERALP, I., RHOADS, B. L. (2008): Continuous Characterization of the Planform Geometry and Curvature of Meandering Rivers. Geographycal analysis, 40, s. 1 – 25. 33. HICKIN, E. J. (1977): Analysis of River-Planform Responses to Changes in Discharge. River Channel Changes, s. 249 – 263. 34. HICKIN, E. J., NANSON, G. C. (1984): Lateral migration rates of river bends. Journal of Hydraulic Engineering, 110, s. 1557 – 1567. 35. HOLÍK, P. (2014): Hydromorfologický průzkum řeky Moravy se zaměřením na Strážnický meandr. Bakalářská práce. Brno: Přírodovědecká fakulta Masarykovy univerzity, 64 s. 36. HOOKE, J. M. (1995): River channel adjustment to meander cutoffs on the River Bollin and River Dane, northwest England. Geomorphology, 14, s. 235 – 253. 37. HOOKE, J. M. (2003): River meander behaviour and instability: a framework for analysis. Trans. Inst. Br. Geogr., 28, s. 238 – 253. 38. HOOKE, J. M. (2004): Cutoffs galore!: occurence and causes of multiple cutofs on meandering river. Geomorphology, 61, s. 225 – 238. 39. HOOKE, J. M. (2007): Complexity, self-organisation and variation in behaviour in meandering rivers. Geomorphology, 91, 3-4. s. 236 – 258. 40. HUGGET, J. (2007): Fundamentals of Geomorphology. Routledge, 458 s. 41. CHURCH, M., MCLEAN, D. G., WALCOTT, J. F. (1987): River bed gravels: sampling and analysis. In: THORNE, C. R., BATHURST, J. C., HEY, R. D. (eds.) Sediment Transport in Gravel-Bed Rivers. Chichester: John Wiley and Sons, s. 43–88. 42. JIN, D., SCHUMM, S. A., (1986): A new technique for modelling river morphology. RICHARDS, K. S. Ed.., Proc. First Internat. Geomorphology Conf. Wiley, Chichester, s. 680 – 691. 105
43. JURAJDA, P., PENAZ, M., REICHARD, M., BERNARDOVA, I. (2008): Water quality improvements following political changes, enhanced fish communities, and fisheries in the Czech Republic. American Fisheries Society Simposium, 49, s. 845 – 850. 44. KADLEC, J., GRYGAR, T., SVĚTLÍK, I., ETTLER, V., MICHALJEVIČ, M., DIEHL, J. F., BESKE-DIEHL, S., SVITAVSKÁ-SVOBODOVÁ, H. (2009): Morava River floodplain development during the last millennium, Strážnické Pomoraví, Czech Republic. The Holocene, 19. 3., s. 499 – 509. 45. KLAPALOVÁ, S. (2008): Mapování vlivu šíření bobra evropského (Castor fiber) na lesní porosty v krajině Strážnického Pomoraví. Bakalářská práce. Brno: Přírodovědecká fakulta Masarykovy univerzity, 57 s. 46. KLEINHANS M. G. (2010): Sorting out river channel patterns. Progress in Physical Geography, 34, s. 287 – 326. 47. KNIGHTON, D. (1984): Fluvial forms and processes: a new perspective. Arnold, London, 383 s. 48. KONDOLF, G., PIÉGAY, H. (2003): Tools in fluvial geomorfology. John Wiley & Sons, Chichester, 688 s. 49. KREJČÍ, L. (2006): Fluviální tvary v NPR Ramena řeky Moravy. Diplomová práce. Brno: Přírodovědecká fakulta Masarykovy univerzity, 97 s. 50. KREJČÍ, L., MÁČKA, Z. (2012): Anthropogenic controls on large wood input, removal and mobility: examples from rivers in the Czech Republic. Area, 44.2, s. 226 – 236. 51. KRUMPALOVÁ, Z., TUF, I. H. (2013): Circadian rhythms of ground living spiders: Mechanism of coexistence strategy based on the body size. Polish journal of ekology, 61. 3, s. 575 – 586. 52. KULEMINA, N. M. (1973): Some characteristics of the process of incomplete meandering of the channel of the upper Ob River. Sov. Hydrol., 6, s. 562 – 565. 53. LEOPOLD, L. B., WOLMAN, M. G. (1957): River Channel Patterns: Braided, Meandering and Straight. U. S. Geological Survey Professional Paper 282-B, 51 s.
106
54. LEOPOLD, L. B., WOLMAN, M. G. (1960): River meanders. Geological Society of America Bulletin, 71, s. 769 – 794. 55. LEOPOLD, L. B., WOLMAN, M. G., MILLER, J. P. (1964): Fluvial Processes in Geomorphology, W. H. Freeman & Co., 522 s. 56. LEWIN, J., ASHWORTH, P. J. (2014): Defining large river channel patterns: Alluvial exchange and plurality. Geomorphology, 215, s. 83 – 98. 57. LEWIS, G. W., LEWIN, J. (1983): Alluvial cutoffs in Wales and the Borderlands. In: COLLINSON, J. D., LEWIN, J.: Modern and Ancient Fluvial Systems. Int. Assoc. Sediment. Sp. Publs., 6, s. 145 – 154. 58. MÁČKA, Z., KREJČÍ, L., AGENTURA OCHRANY PŘÍRODY A KRAJINY ČESKÉ REPUBLIKY. (2006a): Prognóza geomorfologického vývoje řeky Moravy v úseku od jezu Hynkov po kenickou lávku: NPR Ramena řeky Moravy, CHKO Litovelské Pomoraví. Brno. 59. MÁČKA, Z., KREJČÍ, L. (2006b): Plavená dřevní hmota (spláví) v korytech vodních toků - případová studie z CHKO Litovelské Pomoraví. In: MĚKOTOVÁ, J., ŠTĚRBA, O. (2006): Říční krajina 4: Sborník příspěvků z konference. Olomouc, s. 172-182. 60. MÁČKA, Z., ONDRUCH, J., MICHALKOVÁ, M. (2011a): Geomorfologické a vegetační změny opuštěného meandru v oblasti Osypaných břehů pět let po odškrcení. Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku, 2, s. 37 - 42. 61. MÁČKA, Z., KREJČÍ, L., LOUČKOVÁ, B., PETERKOVÁ, L. (2011b): A critical review of field techniques employed in the survey of large woody debris in river corridors: a central European perspective. Environ Monit Assess., 181, s. 291 – 316. 62. MAGDALENO, F., FERNNDEZ-YUSTE, J. A. (2011): Meander dynamics in changing river corridor. Geomorphology, 130, s. 197 - 207. 63. MICHALKOVÁ, M., PIÉGAY, H., KONDOLF, G. M., GRECO, S. E. (2011): Lateral erosion of the Sacramento River, California (1942-1999), and response of channel and floodplain lake to human influences. Earth Surface Processes and Landforms, 36, s. 257 – 272.
107
64. MIDHA, N., MATHUR, P. K. (2014): Channel characteristics and planform dynamics in the Indian Terai, Sharda river. Environmental management, 53. 1., s. 120 – 134. 65. MIŘIJOVSKÝ, J., PETYNIAK, O., UHROVÁ, H., MICHALKOVÁ, M. (2012): Morfologický vývoj Kenického meandru v letech 2011 a 2012, číslo mapy: KGI-MIR01. Dostupné online z http://www.geoinformatics.upol.cz/app/v4mapping/results.html. 66. MOORMAN, R. K. (1990): An investigation into the uses and usefulness of R. I. Ferguson’s simple kinematic model in the study of meander behaviour and development. BSc Dissertation Department of Geography, Portsmouth Polytechnic. 67. MOSLEY, M. P. (1975): Meander cutoffs on the River Bollin, Cheshire, in July 1973. Rev. Geomorphol. Dynam., 24, s. 21 – 32. 68. MOSLEY, M. P., TINDALE, D. S. (1985): Sediment variability and bed material sampling in gravel bed rivers. Earth surface processes and landforms, 10, s. 465 – 482 In: BUNTE, K., ABT, S. R. (2001): Sampling Surface and Subsurface Particle-Size Distributions in Wadable Gravel- and Cobble-Bed Streams for Analyses in Sediment transport, Hydraulics, and Streambed Monitoring. General Technical Report RMRSGTR-74. United States Department of Agriculture, Forest Service, Rocky Mountain Research Station, 428 s. 69. NANSON, G. C., KNIGHTON, A. D. (1996): Anabranching rivers: their cause, character and classification. Earth surface processes and landforms, 21, s. 217 – 239. 70. NICHOLS, G. (1999): Sedimentology and Stratigaphy. Blackwell Science: Malden, MA. 71. ONDRUCH, J. (2011): Vývoj odškrceného meandru v lokalitě Osypané břehy. Bakalářská práce. Brno: Přírodovědecká fakulta Masarykovy univerzity, 76 s. 72. ONDRUCH, J. (2013): Fluviální geomorfologie širšího okolí lokality Osypané břehy (Strážnické Pomoraví). Diplomová práce. Brno: Přírodovědecká fakulta Masarykovy univerzity, 111 s. 73. PABST, W., GREGOROVÁ, E. (2007): Charakterizace částic a částicových soustav. VŠCHT, Praha, 110 s.
108
74. PARKER, G., SHIMIZU, Y., WILKERSON, G. V., EKE, E. C., ABAD, J. D., LAUER, J. W., PAOLA, C., DIETRICH, W. E., VOLLER, V. R. (2011): A new framework for modeling the migration of meandering rivers. Earth Surface Processes and Landforms, 36, s. 70 – 86. 75. PEAKALL, J., ASHWORTH, P. J., BEST, J. L. (2007): Meander-bend evolution, alluvial architecture, and the role of cohesion in sinuous river channels: a flume study. Journal of Sedimentary Research, 77, s. 197 – 212. 76. PECHANEC, V., MACHAR, I., KILIÁNOVÁ, H., MIŘIJOVSKÝ, J. (2012): Environmental education: Expanding practical applications – research landscape of Litovelské Pomoraví. Proceedings of the 19th international conference on geography and geoinformatics: challenge for practise and education, s. 172 – 178. 77. PETYNIAK, O. (2012): Analýza současného vývoje reliéfu Kenického meandru. Bakalářská práce. Olomouc: Přírodovědecká fakulta Univerzity Palackého, 67 s. 78. PETYNIAK, O. (2014): Stav a budoucí vývoj odtrženého meandru v CHKO Litovelské Pomoraví. Diplomová práce. Olomouc: Přírodovědecká fakulta Univerzity Palackého, 128 s. 79. PIÉGAY, H., HUPP, C. R., CITTERIO, A., DUFOUR, S., MOULIN, B., WALLING, D. E. (2008): Spatial and temporal variability in sedimentation rates associated with cutoff channel infill deposits: Ain River, France. Water Resources Research, 44, W05420. 80. PILAŘOVÁ, Z. (2008): Historické a současné povodně na řece Moravě a jejich dopady na ukládání sedimentů v oblasti Strážnického Pomoraví. Diplomová práce. Brno: Přírodovědecká fakulta Masarykovy univerzity, 100 s. 81. POLÁČEK, A., CERVANTES, B. (2013): Využití metody elektrické rezistivitní tomografie a georadaru při průzkumu a vyhledávání starých důlních děl. Technická univerzita Ostrava, 11 s. 82. RILEY, J. D., RHOADS, B. L. (2012): Flow structure and channel morphology at a natural confluent meander bend. Geomorphology, 163 – 164, s. 84 – 98.
109
83. SALVADOR, P. G., BERGER, J. F., FONTUGNE, M., GAUTHIER, E. (2005): Etude des enregistrements sédimentairesHolocènes des paleomeandres du Rhône dans le secteur des Basses Terres (Ain, Isère, France). Quaternaire, 16, s. 315 – 328. 84. SCATENA, F. N., VARRIN, R. D. (2010): Fluvial processes in geomorphology and environmental management: The 2006 Benjamin Franklin Medal in Earth and Environmental Science awarded to Luna B. Leopold and M. Gordon Wolman. Journal of the Franklin Institute, 347, s. 688 – 697. 85. SCHATTNER, I. (1962): The Lower Jordan Valley. Scripta, Vol. XI, Jersualem. 86. SCHUMM, S., KHAN, H. (1972): Experimental study of channel patterns. Geological society of America bulletin, 83, 6, s. 1755 - &. 87. SEDLÁČEK, J., BÁBEK, O., GRYGAR, T. M. (2013): Trends and evolution of contamination in a well-dated water reservoir sedimentary archive: the Brno Dam, Moravia, Czech Republic. Environ Earth Sci, 69, s. 2581 – 2593. 88. SIMON, A., COLLINSON, A. J. C. (2002): Quantifying the mechanical and hydrologic effects of riparian vegetation on streambank stability. Earth surface processes and landforms, 27, s. 527 – 546. 89. SMITH, D. G. (1993): Fluvial geomorphology: where do we go from here? Geomorphology, 7, s. 251 – 262. 90. SMITH, CH. E. (1998): Modeling high sinuosity meanders in a small flume. Geomorphology, 25, s. 19 – 30. 91. STARK, C. P., et al. (2010): The climatic signature of incised river meanders. Science, 327. 5972., s. 1497 – 1501. 92. STOLUM, H. H. (1996): River meandering as a self-organisation process. Science, 271. 5256, s. 710 – 1713. 93. TÁBOŘÍK, P., PÁNEK, T. (2010): Electrical resistivity tomography in the research of the mountain relief: case studies from the flysch Carpathians. XXII sjezd České geogafické společnosti, Ostrava, 8 s.
110
94. TAL, M., PAOLA, CH. (2010): Effects of vegetation on channel morphodynamics: results and insights from laboratory experiments. Earth surface processes and landforms, 35, s. 1014 – 1028. 95. TOONEN, W. H. J., KLEINHANS, M. G., COHEN, K. M. (2012): Sedimentary architecture of abandoned channel fills. Earth surface processes and landforms. 37, s. 459 – 472. 96. VAN DIJK, W. M., VAN DE LAGEWEG, W. I., KLEINHANS, M. G. (2012): Experimental meandering river with chute cutoffs. Journal of geophysical research, 117, F03023. 97. VAN DIJK, W. M., VAN DE LAGEWEG, W. I., KLEINHANS, M. G. (2013): Formation of a cohesive floodplain in a dynamic experimental meandering river. Earth surface processes and landforms, 38, s. 1550 – 1565. 98. WERRITTY, A., PAINE, J. L., MACDONALD, N., ROWAN, J. S., MCEWEN L. J. (2006): Use of multi-proxy flood records to improve estimates of flood risk: Lower River Tay, Scotland. Catena, 66, s. 107 – 119. 99. WOLMAN, M. G. (1954): A method of sampling coarse bed material. American Geophysical Union, Transactions, 35, s. 951 – 956. 100. XU, D., BAI, Y. (2012): Experimental study on the bed topography evolution in alluvial meandering rivers with various sinuousnesses. Journal of Hydro-environment Research, XX, s. 1 – 11.
8.2. Mapy a atlasy 101. QUITT, E. (1971): Klimatické oblasti ČSR 1 : 500 000. Studia geografica, UJEP. 102. TOMÁŠEK, M. (2003): Atlas půd České republiky. ČGS Praha, Praha, 3. vyd., 68 s. 103. Mapa půdních typů 1:50 000. [online]. [cit. 26. 3. 2015]. Dostupné na www.
111
8.3. Internetové zdroje 104. Hjulströmův diagram. [online]. [cit. 16. 4. 2015]. Dostupné na www.
105. Webové stránky CHKO Litovelské Pomoraví. [online]. [cit. 26. 3. 2015]. Dostupné na www. 106. Webové stránky společnosti SOLINST. [online]. [cit. 31. 3. 2015]. Dostupné na www. <www.solinst.com>
9. SEZNAM PŘÍLOH Příloha 1:
Příčné profily 1 – 13
Příloha 2:
Zrnitostní křivky sedimentů vzorků 1 – 6
Příloha 3:
Výsledné obrázky ERT
Příloha 4:
Fotografie lokality Kenického meandru
112
