Pleistocénní glacigenní a nivační modelace Jizerských hor

Pilous V. 2006: Pleistocénní glacigenní a nivační modelace Jizerských hor. – Opera Corcontica, 43: 21–44.

Pleistocénní glacigenní a nivační modelace Jizerských hor The Pleistocene glacial and nivation landforms in the Jizerské hory Mountains Vlastimil Pilous Jiráskova 396, 543 71 Hostinné, Česká republika, [email protected] Jizerské hory byly vzhledem ke své malé nadmořské výšce (do 1126 m) dlouho považované za extraglaciální území. Nověji byl prezentován názor, že prakticky všechna údolí severního svahu (návětrného a ke kontinentálnímu ledovci obráceného) v povodí Smědé jsou ledovcovými kary, nebo nivačními depresemi. Nejnovější výzkum však ukázal existenci pouze jednoho ledovcového karoidu (Pytlácká jáma), jedné přechodné glaci-nivační konkávní formy (Jizerská jáma) a dalších šesti nivačních depresí (Smědavská, Celní, Hojerova, Vlašská, Brusičská a Zámecká jáma). Nacházejí se však na zcela opačných okrajích vrcholového etchplénu, tj. v povodí Jizery a tedy v závětrných polohách s orientací do východního kvadrantu, převážně v místech preglaciálních depresí strukturního původu. To plně koresponduje s existencí anemo-orografických systémů (celkem dva s paralelním charakterem a v závěru zčásti spojené) na území Jizerských hor. Tato skutečnost v podstatě eliminuje vliv severních větrů na jejich vznik a současně ukazuje na zásadní roli mimořádně rozsáhlých a celistvých deflačních ploch v limitních klimatických podmínkách (blízkost sněžné čáry). Ze všech těchto hledisek je zalednění údolí na severních svazích pohoří zcela nepravděpodobné. Podrobněji jsou charakterizovány všechny nově nalezené glaciální a nivační tvary v Jizerských horách. The Jizerské hory Mountains have long been considered an unglaciated region due to their low altitude (up to 1126 m above sea level). However, according to a contrary interpretation, practically all valleys on the northern tectonically controlled, windward slope (exposed to the continental ice sheets) were believed to be cirques or nivation hollows. New research has revealed the presence of one incipient glacial cirque (so called Pytlácká jáma Hollow), one transitional glacio-nivation concave landform (Jizerská jáma Hollow) and six other nivation hollows (Smědavská, Celní, Hojerova, Vlašská, Brusičská and Zámecká jáma Hollows), predominatingly in places of the preglacial depressions and with structural origin. These landforms are located on precisely the opposite edges of the highest planation surfaces (etchplains), i.e. in leeward sites (to the main winds from the west) and in positions exposed towards the east (quadrant NE-SE). This suggests the presence anemo-orographic systems (sensu Jeník 1961) in the Jizerské hory Mountains during the Pleistocene and practically eliminates the effects of northerly winds on the origin of the landforms. As well this proves the great importance of the size and compactness of show-blowing areas near to the snowline altitude. In this respect, glaciation of the valleys on the northern slopes is improbable. These newly found glacial and nivation landforms are described in detail.

21

Klíčová slova:

Keywords:

Jizerské hory, Krkonoše, glaciální a periglaciální geomorfologie, pleistocénní zalednění a nivace, anemo-orografické systémy, výška sněhové čáry, význam rozlohy deflačních ploch, karoidy a nivační deprese, kamenné ledovce Jizerské hory Mountains, Giant Mountains, glacial and periglacial geomorphology, Pleistocene glaciation and nivation, anemo-orographic systems, altitude of the snow line, size of the snow-blowing areas, cirques, nivation hollows, rock glaciers

ÚVOD Geologický vývoj dvou sousedních západosudetských orografických celků – Jizerských hor a Krkonoš – vykazuje velmi mnoho společných rysů, zvláště co se týče paleogénního období (zarovnané povrchy etchplénového typu) a také morfotektonických znaků. Právě neotektonické pohyby, vrcholící v pliocénu až starším pleistocénu (Migo 1992, 1993, 1996; Migo & Potocki 1996) však způsobily výraznou odlišnost ve vývoji obou pohoří v následném období. Výškový rozdíl 250–450 m, o který byly vrcholové polohy Krkonoš tektonicky výše vyzdvižené, způsobil zásadní rozdíly jak v následném erozním vývoji reliéfu, tak také v podmínkách pro pleistocénní glaciální a periglaciální modelaci obou pohoří. Nadmořská výška Krkonoš stačila k tomu, že byly v pleistocénu nejvíce zaledněným pohořím Českého masivu a to nejen co se týče počtu ledovců, ale i jejich charakteru. Jako jediné pohoří mělo skutečné, byť nepočetné údolní ledovce, popř. srovnatelně velké ledovce, které Traczyk vhodně odlišuje jako svahové (např. Chmal & Traczyk 1999; Traczyk & Engel 2002). Jako jediné pohoří Českého masivu také umožňovalo existenci drobného náhorního ledovce (Sekyra J., & Sekyra Z. 2002a) na severním úbočí Luční a Studniční hory. Na druhé straně však do stejného prostoru umísťuje Traczyk (2004) nivační deprese a dokonce i drobný kamenný ledovec. To ukazuje, že problematika vývoje tohoto prostoru v pleistocénu není chápána jednoznačně. Tato výjimečnost Krkonoš platí i pro komplex kryogenních forem reliéfu ve vrcholových partiích Krkonošských hřbetů (v prostoru tzv. alpinského bezlesí), který mezi našimi pohořími také nemá konkurenci (souhrnně viz Migo & Pilous v tisku). Jizerské hory byly vzhledem k menší nadmořské výšce v minulosti poněkud „automaticky“ řazeny mezi pohoří, která nebyla zaledněna. Problematikou existence či míry zalednění pohoří naší republiky, vysokých nad 1200 m (Krkonoše, Hrubý Jeseník, Králický Sněžník, Moravskoslezské Beskydy, Šumava a Krušné hory), se zabývala celá řada autorů (souhrnně viz Czudek 2005). Pohoří, která svou výškou nedosahují této hranice, byla však přímo eliminována. V případě Jizerských hor přispěla paradoxně k jejich opomíjení geomorfologickou veřejností i blízkost Krkonoš. Ty k sobě vždy přitahovaly pro svou výjimečnost i zcela mimořádnou pozornost geologů a geomorfologů a pro problematiku jejich zalednění i periglaciální modelace to platí obzvlášť (mj. Králík & Sekyra J. 1969; Šebesta & Treml 1976; Engel 1997; Sekyra J. & Sekyra Z. 2002b, Engel 2003, zde viz i další literatura). Také otázka výšky sněžné čáry v Krkonoších byla předmětem zájmu řady badatelů (souhrnně viz Engel 1997) a jelikož se mělo zato, že Jizerské hory jí nedosahovaly, nebyla jim v tomto směru dále věnována pozornost. Krkonoše tak na sebe soustřeďovaly téměř veškerou pozornost a Jizerské hory v těsném sousedství (a současně i ve stínu zájmu) se tak ocitly mezi našimi tisícimetrovými pohořími na posledním místě v počtu geomorfologických prací, které jim byly věnovány. V důsledku tohoto stavu a snad i někdejšího prakticky souvislého zalesnění, unifikujícího jejich povrch zvláště v prostoru vrcholových zarovnaných povrchů, zůstaly nepovšimnuty i poměrně výrazné reliéfové tvary glaciální a zvláště nivační geneze.

22

PŘEHLED DOSAVADNÍCH NÁZORŮ V rozporu s výše zmíněným a donedávna obecně uznávaným míněním, že Jizerské hory nebyly zaledněny (přehled názorů viz Balatka 1965, Demek & al. 1987, Czudek 2005) a postrádají proto i jakékoliv glaciální a významnější nivační formy reliéfu, vystoupil poměrně nedávno Králík (1989a) s tím, že se zde nachází 10 karů a nivačních karů na strmých, tektonických severních svazích. Prakticky je tedy předpokládá ve všech údolích, která spadají těmito svahy a v západním cípu Jizerských hor dokonce umísťuje dalších 5 depresí této geneze i na svahy jižní (v okolí Oldřichova). Za nejdokonalejší považuje kary v depresích Olešky, Holubího, Velkého a Malého Štolpichu a Ztraceného potoka pod Smrkem, u nichž uvádí existenci „horských ledovců“ (s. 175). Všechny tyto tvary jsou zanesené v mapové příloze kvartérních fenoménů, ale bohužel v textové části příslušné publikace (Králík & Sekyra J. 1989, s. 175) se o nich zmiňuje jen zcela minimálně a bez jakéhokoliv popisu konkrétních forem. Důkazní materiál tak zásadních změn oproti starším názorům však zcela chybí a zdůvodnění omezuje pouze v obecné úrovni na blízkost kontinentálního ledovce a periglaciální klima v oblastech k němu přiléhajících. Ten se podle jeho údajů při svém maximálním rozšíření (v elsterském a starším sálském zalednění) zastavil o severní svah Jizerských hor ve výškách ponejvíce mezi 400–450 m (popř. až 500 m), tedy jen 1–3 km od těchto karovitých forem. Na jiném místě (s. 171) navíc vyvozuje, že glacigenní sedimenty těchto karových ledovců se patrně mísily se sedimenty kontinentálního zalednění, ale jejich společné akumulace byly později denudovány. Do severních svahů Jizerských hor (konkrétně však uvádí jen masiv Smrku) lokalizuje také glacigenní (exarační) plošiny kontinentálního ledovce ve výškách okolo 450 m (maximálně 500 m) a protažené ve směru jeho postupu, u kterých ale Czudek (2005, s. 31) oprávněně uvažuje spíše o kryoplanační genezi. Z Králíkovy práce vychází i Honsa (2002), který specifikuje do pěti výše uvedených karů malé stacionární ledovce. V rozporu s lokalizací horského zalednění údolí Holubího potoka na severní straně Oldřichovského sedla však uvádí Králík (1989b) prakticky současně i přesah kontinentálního ledovce přes Oldřichovské sedlo (478 m) do povodí Jeřice na jižních svazích. To potvrzují i novější studie Nývlta (1998, 2000), byť se podle něj jednalo o přesah plošně nepatrný. Rozšířené dno údolí Holubího potoka (dobře patrné z příčných profilů), podle kterého nejspíše původně Králík usuzoval na horské zalednění, vzniklo tedy erozní činností výběžku kontinentálního ledovce. Ještě menší pozornost byla věnována kryogenním (periglaciálním) tvarům reliéfu Jizerských hor, kterými se dosud nezabývá žádná detailnější studie. Prakticky jedinými zdroji, byť výstižnými, jsou krátké zmínky (Balatka 1965) a jednotlivá lexikonová hesla (Demek J. & al. 1987). V první práci autor uvádí pouze všeobecné konstatování o jejich existenci v podobě mrazových srubů, vrcholových i svahových balvanových moří a rozvlečených balvanitých zvětralin na svazích a také podíl periglaciálních procesů na modelaci vrcholových skal. V druhé konstatují autoři u hesla Jizerské hory již i existenci kryoplanačních teras, které, spolu s dalšími (kryoplanační plošiny, mrazové sruby a srázy, balvanové haldy a proudy a kamenná moře) uvádějí též u dalších dílčích podcelků a okrsků i konkrétních elevací (Jizera, Smědavská hora, Holubník, Poledník). U Poledníku je navíc zmíněna i existence nivačních karů, ale bez bližší specifikace.

PŘEDPOKLADY VZNIKU A VÝVOJE GLACINIVAČNÍCH TVARŮ Z HLEDISKA PALEOGEOGRAFICKÝCH SOUVISLOSTÍ Existence karů a nivačních karů uváděných Králíkem (1989a) je málo prokazatelná a navíc je v úplném rozporu s fyzicko-geografickými a paleogeografickými podmínkami Západních Sudet obecně, i lokálními poměry Jizerských hor. Vylučuje to v první řadě jejich malá nadmořská výška (rámcově okolo 850 m, u údolních závěrů v okolí Oldřichova dokonce pod 600 m), neboť pro těsně sousední Krkonoše, také poměrně blízké kontinentálnímu ledovci, je prokazatelně stanovená do

23

výšek až okolo 1100 m. Sama blízkost kontinentálního ledovce, navíc v místě kde již definitivně končil, těžko zdůvodní tak malou absolutní výšku oněch „karů“. Také existence a vliv katabatických větrů někdy zvažovaná v této souvislosti je sporná. Jak uvádějí Andersen & Borns Jr. (1994), jsou sice studené, ale suché (přinášejí proto minimum srážek nutných pro vznik ledovců) a navíc se při svém padavém charakteru adiabaticky ohřívají. Významnou roli však v Jizerských horách naopak hrají anemo-orografické systémy ve smyslu jak je popsal Jeník (1961). Posuzujeme-li předpoklady zalednění z tohoto hlediska, téměř všechny deprese označované Králíkem za glaciální nebo nivační jsou v údolích, která jednoznačně odpovídají tzv. vodícím údolím těchto anemo-orografických systémů (dále A–O systémů). V těch se však sníh nemohl kumulovat, ale byl z nich naopak vyfoukáván. Stejný důvod eliminoval i vůbec nejvýznamnější faktor a to absenci jakýchkoliv deflačních ploch pro takto směrovaná údolí (a jejich deprese), neboť sníh byl na zarovnaném povrchu nad nimi (na tzv. zrychlující vrcholové části ve smyslu A–O systémů) naopak odvíván dále na východ, tedy na opačnou stranu. Jedině pro údajné karovité formy v okolí Oldřichova toto schéma neplatí, protože podle Králíka jsou převážně na opačné, jižní a tedy závětrné straně (z hlediska A–O systémů tedy na vhodné), ale v tomto prostoru se zase uplatňuje jiný eliminující faktor. Jizerské hory zde mají již natolik výběžkovitý, úzký a hřbetovitý charakter (a navíc ve výškách pouhých 700–800 m), že tato údolí postrádají jakékoliv rozsáhlejší plošiny zarovnaných povrchů, které by mohly sloužit jako deflační plochy. Pro údolí tektonicko-erozních, severních svahů Jizerských hor a zvláště jejich dna, včetně sporných horních částí, jsou naopak přímo charakteristickým znakem jejich mocné balvanové až blokové výplně, v nichž se dokonce v některých úsecích ztrácí údolní toky do podzemí. To svědčí o mimořádně intenzivní pleistocénní kongelifrakci mrazových srubů a výchozů, lemujících v hojném počtu horní části svahů těchto údolí. Balvany a bloky (převážně o průměru několika metrů) vzniklé tímto rozpadem, byly následně masivně transportovány skalním řícením i klouzavými pohyby až na dna těchto údolí. Nevykazují však žádné stopy po sekundárních pohybech, kterým by byly nejspíše ve velmi strmých údolních dnech v případě existence dlouhodobějšího ledového nebo firnového tělesa alespoň lokálně či částečně vystavené. Výskyt, rozmístění a orientace nově popsaných glaci-nivačních forem reliéfu v Jizerských horách ukazuje, že se nejedná o žádné nahodilé případy, ale o tvary vzniklé v návaznosti na celkové paleogeografické a paleoklimatické poměry střední Evropy i Západních Sudet. Ještě výrazněji než u Krkonoš se tu však projevuje jejich vazba na větrné proudění charakteristické pro sudetské A–O systémy. Tím však dochází k určitým rozporům s obecnou paleoklimatickou situací a jejím výkladům. Jeník (1961, s. 125) předpokládá sformování A–O systémů již v pliocénu, ale sám uvádí, že během glaciálů (resp. jednotlivých stadiálů) převládaly pod vlivem anticyklony nad kontinentálním ledovcem nad střední Evropou severní až severovýchodní větry. Pod vlivem této globální změny konstatuje i dočasné přerušení funkce sudetských A–O systémů a s tím spojené možné změny v lokalizaci sněhových akumulací. Upozorňuje však, že na základě početných prací (zvláště o vzniku spraší) již v období těsně po maximálním rozsahu ledovce opět převládaly západní větry, nemluvě o interglaciálech a interstadiálech. Za takto proměnlivých podmínek se tedy podíl A–0 systémů na zalednění, a to i dosti významný, nedal vyloučit. Podstatně zásadněji se za působení severních a severovýchodních větrů v glaciálech staví Sekyra J. & Sekyra Z. (2002a), mj. na příkladu fjeldového ledovce na vrcholovém zarovnaném povrchu východních Krkonoš. Podle názorů Posera, prezentovaných oběma autory, by A–0 systémy nemohly být funkční (konkrétně ve würmu) ani v letním, ani v zimním období, neboť s malými obměnami dominovaly stále severní až severovýchodní, studené a suché větry vanoucí od tlakové výše nad kontinentálním ledovcem. Poněkud jiný názor však předkládají Andersen & Borns Jr. (1997, s. 66). Podle nich existuje dokonce několik modelů, jak probíhalo vzdušné proudění v tomto prostoru. Za nejrealističtější považují ten, který připouští střídavý vliv obou směrů větrů a to jak severních až severovýchodních z tlakové výše nad kontinentálním ledovcem, tak západních postupujících z tlakové níže nad

24

Atlantikem, jižně od polární atmosférické fronty. Ty do střední Evropy přicházely přes Francii a jižní polovinu Německa. Obojí větry byly chladné, ale na rozdíl od západních byly severní ještě studenější, a (ve shodě s výše uvedeným Poserem) navíc suché. Zásadní rozdíl je však v tom, že podle těchto autorů dominance obou větrných systémů byla střídavá a proto se podle tohoto modelu mohl uplatňovat v pohořích Českého masivu alespoň sezonně nebo periodicky vliv A–O systémů podle známého schématu. A posléze podle jedné ze tří teorií (Benn & Evans 1998, s. 9–10) vzniku kontinentálního ledovce (tzv. highland origin, tj. vysočinný původ), se vytvořil splýváním a srůstáním dílčích ledovců, vzniklých návětrným prouděním vzduchu od Atlantiku. V tomto případě by byly naopak jihozápadní až západní oceánské větry ve střední Evropě zcela dominantní, a tím i zcela ve shodě s A–O systémy Sudetské soustavy. Reliéfové rysy Jizerských hor i polohy jejich nově nalezených glaci-nivačních forem s touto teorií korespondují nejvíce, a to do té míry, že mohou posloužit jako jeden z hlavních argumentů svědčících pro dominantní vliv A–O systémů na zalednění zdejších pohoří. Z tohoto hlediska je však existence horských ledovců – a tedy i forem jimi vytvořených – na severních, tektonických svazích Jizerských hor vyloučená.

VÝZNAM ANEMOOROGRAFICKÝCH SYSTÉMŮ PRO PLEISTOCÉNNÍ MODELACI JIZERSKÝCH HOR Terénní průzkum Jizerských hor ukázal, že otázku případného zalednění zde nelze studovat odděleně od problematiky větrných systémů a celkových georeliéfových poměrů pohoří. Na tuto skutečnost poukázal již Partsch (1894) ve své „klasické“ práci o zalednění sousedních Krkonoš. Poměrně nedávno se problematikou vztahu a významu preglaciálního reliéfu (zvláště výšky, rozlohy a kompaktnosti deflačních ploch) pro vznik glaci-nivačních forem v Sudetské soustavě zabýval Migo (1999). S ohledem na výše uvedené skutečnosti (hlavně dříve uznávaný extraglaciální charakter) však Jizerské hory vyloučil. Jeho závěry však zcela korespondují s poznatky zjištěnými nyní v Jizerských horách. Navíc však právě Jizerské hory ukazují, že jednotlivé složky funkce deflačních ploch se mohou do určité míry vzájemně „vyvažovat“. Extrémně rozlehlé a kompaktní deflační plochy Jizerských hor nahrazují jejich menší výšku. Nejdetailněji propracoval teorii A–O systémů, které se tak významně projevují geomorfologicky i vegetačně právě v sousedních Krkonoších, Jeník (1961). Ten upozornil na existenci jednoho A–O systému (Smědé) již také v Jizerských horách (str. 342). Považuje ho však za nedokonalý, neboť jej posuzuje pouze podle dopadu na vegetaci. Jelikož je však celá vrcholová část tohoto pohoří pouze v montánním (tj. lesním) stupni a nevystupuje nad alpinskou hranici lesa, může se A–O systém pochopitelně jen málo uplatnit na rozmanitosti vegetace i flóry a druhovém bohatství, jako je tomu v Krkonoších. Nedocenění jeho významu spadá tedy na vrub malé nadmořské výšky Jizerských hor. Geomorfologické dopady zdejších A–O systémů však vyznívají v opačném smyslu a ukazují jejich velký význam, neboť umožnily navzdory malé výšce vznik řady významných forem ve výškách a polohách, které jinde u nás nemají obdobu. Je to mj. důkazem, že význam a „dokonalost“ A–O systémů je potřeba posuzovat komplexně, z hlediska více disciplín. V případě společného horského komplexu Jizerských hor a Krkonoš došlo k ideální shodě geologicko-geomorfologických (převládající tektonické a strukturní směry sledují základní sudetský SZ–JV směr, současně shodný se směry hlavních údolí – erozních na severních svazích Jizerských hor i úvalovitých /zvláště nejhořejší Jizery a Jizerky/ na opačné straně pohoří i s hlavními subsekventními údolími Krkonoš /Mumlava, pramenné Labe a Bílé Labe/), ale i klimatických poměrů (převládající západní až severozápadní větry, které navíc přinášejí i nejvíce srážek). Tato mimořádná shoda umožnila v obou pohořích vznik patrně vůbec nejdokonalejšího A–O systému v celoevropském měřítku. Jelikož na sebe směrově všechny dílčí A–O systémy obou pohoří dokonale navazují, můžeme je označit jako společný jizersko-krkonošský A–O systém (synekosystém).

25

Jizerské hory mohou přispět i k řešení otázky podílu vzdušného proudění na vznik zalednění. Zatím nejvýznamnější argument svědčící pro dominanci severních větrů – existence náhorního ledovce na východokrkonošském alpinském bezlesí Krkonoš (Sekyra J. & Sekyra Z. 2002) však zatím nevylučuje ani možnost pouhé kombinace vhodných georeliéfových podmínek pro jeho vznik (nadmořská výška vůbec nejvýše položeného zarovnaného povrchu v Českém masivu sama o sobě, která je v dostatečné výšce nad sněžnou čárou, ale i výšková dominance jižněji položeného Českého hřbetu na Slezským právě v tomto úseku, způsobující „otevření“ zarovnaného povrchu k severu a naopak „přistínění“ od jihu). Na poněkud nižším západokrkonošském alpinském bezlesí je situace opačná – výškově zde dominuje Slezský hřbet na severu nad Českým na jihu a více tak chrání vrcholový zarovnaný povrch před severním vzdušným prouděním. Ještě markantnější je tato situace i u Jizerských hor, které jsou ze severního směru chráněny zcela okrajovou, ale v rámci pohoří vůbec nejvyšší lineární elevací Vysokého hřbetu. To v obou případech navozuje podmínky zásadně odlišné. Jelikož byly oba tyto prostory podstatně chráněnější před vlivy severního vzdušného proudění, nelze vyloučit, že jeho působení zde bylo podstatně omezenější, ne-li eliminované. Studené, těžké větry využívají přednostně snížené polohy a mohly tak proto „obtékat“ uvedené elevace. Naopak polohy a rozložení karoidních i nivačních depresí v závětrných polohách na východních okrajích jednotlivých dílčích částí zarovnaných povrchů (deflačních ploch) ukazují dosti přesvědčivě na dominantní vliv A–O systémů, které tak musely být i v pleistocénu (alespoň z podstatné části) založené na stejných principech jako dnes. Uvedené deprese vznikly převážně v místech preglaciálních (s ohledem na stáří reliéfu případně i předpleistocénních), strukturně podmíněných konkávních forem. Nejmarkantnější je to u těch, které jsou odvodňované vodními toky (Pytlácká, Hojerova, Vlašská, Brusičská a Zámecká jáma), menší roli hraje tento faktor u Jizerské jámy (výraznější u její jihozápadní, povrchově odvodňované části) a nejmenší u Smědavské a Celní jámy, které mají pouze úpatní charakter. Aplikace A–O systémů na podmínky Jizerských hor předurčuje i lokalizaci hlavních glaciálních a nivačních forem v tomto území. Hlavní A–O systémy jsou tu dva a na rozdíl od Krkonoš, kde na sebe navazují sériově, jsou zde paralelní. Navíc to umožňuje ještě dále zmíněné specifikum Jizerských hor – spojení obou větrných systémů ve střední a východní části pohoří. Oba hlavní systémy se nacházejí v nejvyšších partiích Jizerské hornatiny, kde jsou jejich součástí nejvýše položené partie zarovnaných povrchů charakteru etchplénů. Severní a severozápadní zlomové svahy pohoří zde vzájemně svírají ostrý úhel a vytvářejí tak nápadnou morfostrukturní formu klínovitého půdorysu,

Obr. 1. Schéma A–O systémů Jizerských hor a hlavních směrů větrů ve vztahu k hlavním georeliéfovým formám. Legenda: 1. deflační plocha A–O systému Štolpichu, 2. deflační plocha severní větve A–O systému Smědé, 3. deflační plocha jižní větve A–O systému Smědé, 4. společná deflační plocha obou A–O systémů (Štolpichu a jižní větvě Smědé), 5. ostatní zarovnané povrchy (deflační plochy), 6. vodící údolí A–O systému Smědé, 7. směry větrů A–O systému Štolpichu, 8. směry větrů A–O systému Smědé, 9. úvalovitá údolí, 10. mladá, zpětnou erozí přehloubená údolí, 11. karoid, 12. přechodná karoidně-nivační deprese, 13. nivační deprese, 14. skalní útvary (skalní hradby a tory), 15. moréna, 16. kamenný ledovec, 17. kryoplanační terasy, 18. karové rašeliniště, 19. čedičový suk, 20. významné kóty Fig. 1. Scheme of anemo-orographic systems (A–O systems) of the Jizerské hory Mountains and prevailing direction of winds in relation to the general relief forms. Explanation: 1. summit snow-blowing surface of the Štolpich Brook A–O system, 2. summit snow-blowing surface of the north branch of the Smědá River A–O system, 3. summit snow-blowing surface of the south branch of the Smědá River A–O system, 4. combined part of snow-blowing surfaces of both A–O systems (Štolpich Brook and south branch of the Smědá River), 5. other summit snow-blowing surfaces, 6. windward funnel-shaped valleys of A–O systems, 7. directions of winds of the Štolpich Brook A–O system, 8. directions of winds of the Smědá

26

River A–O system, 9. old wide shallow valley, 10. young valleys overdeepened by headward erosion, 11. cirque, 12. transitional form between cirque and nivation hollow, 13. nivation hollow, 14. rocks (castle koppies and tors), 15. moraine, 16. rock glacier, 17. cryoplanation terraces, 18. peatbog, 19. basalt cone, 20. summits

27

28

Obr. 2. Podélný profil severní větví A–O systému Smědé s vyznačenými georeliéfovými formami ve vztahu k jednotlivým úsekům vzdušného proudění Fig. 2. Longitudinal profile of the north branch of the Smědá River A–O system with relief forms in relation to the separate sections of the wind stream

otevřenou k severozápadu. Jelikož právě odtud přicházejí hlavní vzdušné masy a srážky, má nálevkovitý efekt a způsobuje mimořádně velkou koncentraci a zrychlování vzdušného proudění. Vítr odtud vystupoval celkem pěti návětrnými, tzv. vodícími údolími na vrcholové zarovnané povrchy, které však vytvářejí pouze dva A–O systémy, které nesou označení vždy pouze podle jednoho a to nejvýznamnějšího toku: západnější Štolpišský a východnější Smědavský. V tom je odlišnost A–O systémů Jizerských hor a Krkonoš. Každý krkonošský má pouze jedno, ale výrazné vodící údolí, u Jizerských hor má každý více, ale méně výrazných vodících údolí, jejichž větrné masy se spojují teprve na zarovnaných površích, tj. ve zrychlujícím vrcholovém úseku systémů (Obr. 1.). Štolpišský A–O systém má dvě vodící údolí (výraznější, západnější Velký Štolpich a menší, východnější Černý potok) ve Frýdlantském cimbuří, jimiž vystupují větry na vyzdvižený zarovnaný povrch ve výškách mezi 900–1050 m. Jeho část vymezená na severu Poledními kameny a Smědavskou horou a na jihu Ptačí kupou, Holubníkem a Sněžnými věžičkami představovala zrychlující vrcholový úsek a současně i kompaktní deflační plošinu. Její jihovýchodní okraj je obtížněji vymezitelný, neboť zde zarovnaný povrch klesá velmi pozvolna k pramenům Jedlové a Bílé Desné, a uprostřed je zčásti narušena depresí mezi prameny Smědé a Černé Desné, ale rámcově lze její plochu stanovit asi na 20 km2; v našich podmínkách je tedy mimořádně rozlehlá. Specifikem tohoto A–O systému je jeho podélná dvoudílnost. Jeho západní část uzavírá na východě mohutný kupovitý vrchol Jizery (1122 m), nejvyšší elevace v žulové části Jizerských hor (Jizerské hornatině), která má v A–O systému Štolpichu velmi významnou roli. Její západní svahy nutily zrychlené větry ještě dále stoupat a poměrně rozlehlá vrcholová kryoplanační plošina navíc poněkud zvětšila deflační plochu. Na závětrné straně (severovýchod až jihovýchod) docházelo naopak ke vzniku turbulentního prostoru, kde se kumuloval sníh, a docházelo tu ke glaci-nivačním a nivačním procesům. Těmi zde vznikly dvě dosud bezejmenné deprese, pro které navrhuji nová označení: pro větší, jižnější Jizerská jáma a pro východní, vymezenou spíše jen nápadnou strmostí svahů, Smědavská jáma. Vzájemně jsou oddělené svahovým žebrem, tzv. Hřebínkem. Větrné masy obtékající elevaci Jizery se směrem dále k východu spojovaly s jižní větví východního A–O systému Smědavy v prostoru Zámeckého (Vlašského) hřebenu. Na vzniku nivačních depresí na východním zakončení Zámeckého hřebene se proto podílely větry obou A–O systémů. To je umožněno pouze paralelností obou systémů a současně se tato skutečnost stává významným specifikem Jizerských hor. V Krkonoších georeliéfové poměry něco podobného vylučují. Smědavský A–O systém má tři vodící údolí: největší a nejvýznamnější v celých Jizerských horách patří Smědavě, a dvě menší jsou její severní pobočky: Šindelový důl a údolí Hájeného potoka. Vzhledem k mimořádně výhodným reliéfovým podmínkám vytváří v našich podmínkách druhou extrémně rozlehlou deflační plochu (okolo 19 km2) v pramenné oblasti Jizery a Jizerky. Směrem k jihovýchodu se vidlicovitě štěpí na dvě větve. Rozsáhlejší severní větev vytváří na plochých temenech Středního jizerského hřebene výjimečně jednolitou, rozsáhlou deflační plochu (zhruba 12 km2), která je v užším smyslu (tj. zcela kompaktní) největší v celé Sudetské soustavě a umožnila v severovýchodní závětrné partii vznik nejdokonalejší glaciální formy Jizerských hor (Obr. 2.). Jedná se o výrazně amfiteátrovitou a poměrně rozsáhlou depresi (s průměrem 1 km) na severních svazích Středního jizerského hřebenu mezi Pytláckými kameny a úvalovitým údolím Jizery (Velkou jizerskou loukou). Navzdory svým rozměrům nemá deprese žádné jméno, pouze rašeliniště s nepočetnými drobnými tůněmi (šlenky) na jejím dně je označované jako Rybí loučky (Nevrlý 1962, Jóža, Vonika & al. 2004). Podle blízkých a krajinářsky dominantních Pytláckých kamenů pro ní navrhuji označení Pytlácká jáma. Ještě dále na východ vznikly v závětří této větve, konkrétně její vůbec nejvyšší elevace Jelení stráně (Věžních skal, 1018 m) v přibližně stejné, severovýchodní pozici ještě další dvě drobnější, též dosud bezejmenné nivační deprese, pro které navrhuji označení Celní a Hojerova jáma. Jižní vidlicovitá větev A–O systému Smědavy, posilovaná díky paralelnosti obou systémů i větry A–O systému Štolpichu (zvláště ty, které obtékají vrchol Jizery ze severu), vytváří menší deflační plochu (7 km2) v prostoru plochých temen Zámeckého hřbetu (místně však známějšího jako

29

Vlašský hřeben). Většina svívaného sněhu se zde usazovala v rozsáhlé, ale mělké, svahové nivační depresi nad osadou Jizerka s velmi nápadně obdobnou, severovýchodní polohou a orientací jako Pytlácká jáma. Ani ta nemá žádné pojmenování a proto pro ní navrhuji označení Vlašská jáma. Zbytkové sněhové srážky byly odnášeny po zarovnaném povrchu ještě dál na východ, k horním hranám hlubokého, mladou erozí prohloubeného údolí Jizery (tzv. Jizerské údolí) mezi Bukovcem a Horním Kořenovem, v jejichž prostoru vznikaly závětrné turbulentní prostory. V místech největší kumulace sněhu se tu proto vytvořily ještě dvě další drobné nivační deprese. V přímé linii za nevýrazným sedlem (ale s ideálním směrem pro postup větrů) na jižním úpatí Bukovce vznikla v prostoru pramenů Brusičského potoka první z nich. Podle tohoto potoka jí také označuji jako Brusičskou jámu. O dva kilometry jižněji, v závětří výrazné elevace Zámků (1002 m) a Zámeckých kamenů vznikla druhá, kterou proto označuji jako Zámeckou jámu. Podle jejich poměrně vzdálené polohy lze soudit, že společná elevace Hruškových skal (997 m) a Bílých kamenů (993 m) v linii hřbetu větrné masy rozrážela díky svému trojúhelníkovému půdorysu na severní a jižní větev, protože v jejich přímém závětří (v rozsáhlé, mělké sníženině u pramenišť Kobylího potoka) nejsou výraznější stopy po nivační modelaci. Propojenost jižní větve A–O systému Smědavy s A–O systémem Štolpichu je umožněná specifickým charakterem Jizerské hornatiny, zvláště mimořádné rozlohy zdejších etchplénů, oddělených jen nízkými a zhruba paralelními úvalovitými údolími. V rámci dosud popsaných, vesměs samostatných sudetských A–O systémů je takové spojení výjimkou.

CHARAKTERISTIKA GLACIGENNÍCH, NIVAČNÍCH A KRYOGENNÍCH FOREM RELIÉFU JIZERSKÝCH HOR Při studiu těchto forem v Jizerských horách narážíme, stejně jako u dalších středoevropských hercynských pohoří, na geneticko-terminologickou nedořešenost a rozpornost této problematiky. Pro konkávní reliéfové formy, často i amfiteátrovitého tvaru (hlavně v údolních uzávěrech), nejčastěji situované v polohách blízkých sněhové čáře, se běžně užívá termín nivační deprese. Rozměry i charakter mnoha těchto forem však ukazují, že podstatně větší podíl na jejich vzniku měly kryogenní procesy (např. kongelifrakce, gelivace a následné gravitační kryogenní pohyby (kongeliflukce, klouzání, sjíždění bloků aj.). Vedle toho se však velmi pravděpodobně na jejich vzniku podílela i přítomnost drobných ledových těles (nejčastěji čočkovitého tvaru a typologicky příslušejících k ledovcům se studenou bází) v období kryoméru (tedy časově omezená), popř. i těles typu kamenných ledovců, než samotná nivace sensu stricto. Řešení této otázky však není cílem tohoto příspěvku a proto užívám i zde obvyklých termínů, mj. i nivační deprese. ANEMOOROGRAFICKÝ SYSTÉM ŠTOLPICHU

Jizerská jáma Nachází se na jihovýchodním svahu Jizery (1122 m), ve výšce mezi 1050–970 m, v závětrném turbulentním prostoru A–O systému Štolpichu. Představuje nejdokonalejší nivační depresi Jizerských hor s některými znaky karoidu a vrstevnicovou šířkou 650 m. Deprese je dvoudílná. Výše položená východní část je mělčí a její svahy, nahoře ukončené hranou, pokrývá kamenné moře, zčásti však přerostlé vegetací, která ho člení na dvě víceméně samostatné části. Dno je poměrně svažité, vyplněné chaotickými, zvlněnými, hlinitokamenitými akumulacemi. Ve východní části z nich vystupuje i jedna nevýrazná bochníkovitá elevace, v západní je dominantní rozsáhlejší a výraznější terasovitá forma s ostrým ohraničením na západě, zatímco na východě pozvolna přechází do chaotických zvětralinových akumulací (Obr. 3.). Západní, níže položená část deprese je hlubší a výrazněji amfiteátrovitá, s ostřejší horní hranou a strmějšími svahy a jen málo svažitým dnem (Obr. 4.). Na její dokonalejší modelaci může mít

30

Obr. 3. Situační plánek vrcholu Jizery s Jizerskou (uprostřed) a Smědavskou jámou (vpravo nahoře). Legenda: 1. vymezení glaci-nivačních a nivačních depresí, 2. skalní hradby a tory, 3. kryoplanační terasy, 4. kryoplanační plošina, 5. balvanová pole a kamenné proudy, 6. kamenný ledovec, 7. rašeliniště, 8. silnice a lesní silnice, 9. cesty a pěšiny Fig. 3. Plan of the summit of Jizera Mountain with Jizerská jáma Hollow (in the middle) and Smědavská jáma Hollow (above right). Explanation: 1. glaci-nivation and nivation hollows, 2. castle koppies and tors, 3. cryoplanation terraces, 4. cryoplanation surface, 5. block fields and block streams, 6. rock glacier, 7. peatbogs, 8. roads, 9. tracks and paths

31

vliv i celkové stáčení svahů Jizery, takže tato část jámy má východnější orientaci. Celá tato část se ještě dále člení na dvě nepříliš výrazné dílčí deprese. Také v jejích svazích vystupují drobná balvanová pole – prostřední z nich má dokonce znaky spádnicového kamenného proudu. Také její dno je výrazněji členité. Uprostřed vystupuje z úpatní části svahu deprese nápadná, mírně svažitá, jazykovitě bochníkovitá elevace s lalokovitým čelem, dlouhá i široká okolo 85 m. Z depresí po jejích stranách vytékají drobné potůčky a na dně severní z nich je malé rašeliniště. S ohledem na členitost Jizerské jámy lze uvažovat o jejím dvouetapovitém vývoji. Západní, zahloubenější deprese vznikla pravděpodobně v období pleniglaciálu, kdy zde mohlo existovat i drobné stacionární ledové těleso čočkovitého tvaru. Dnové akumulace však nemají charakter morén. Vznikly nejspíše druhotně v pozdějších fázích (kataglaciálu), kdy sem bylo již transportováno podstatně menší množství sněhu. Tak rozmanité a tvarově nesourodé akumulace dna Jizerské jámy dokonce nevylučují, že jejich výrazněji vypuklé části (zvláště ona největší, bochníkovitě jazykovitá elevace) mají genezi podobnou kamenným ledovcům. Rozsáhlejší formace balvanových moří na svazích, zvláště ve východní části jámy svědčí o intenzivním pleistocenním mrazovém zvětrávání (kongelifrakci) skalního podloží. Silné podmáčení půd na vrcholové plošině Jizery a dokonce přítomnost svahového rašeliniště ve svazích přímo nad Jizerskou jámou (které přerušuje lem kryoplanačních teras) ukazuje na hojné zásobování tohoto prostoru povrchovou a zvláště puklinovou vodou, které přispívalo k mimořádné intenzitě těchto procesů. Jednalo by se tak o dokonalý příklad vzniku karovitých depresí (pseudokarů) ve smyslu uváděném Rothem (1944).

Obr. 4. Přechodná karoidně-nivační deprese jihozápadní části Jizerské jámy Fig. 4. Transitional form between an incipient cirque and a nivation hollow in southeast part of the Jizerská jáma Hollow

Smědavská jáma Také na východním až severovýchodním svahu kupolovité elevace Jizery lze v závětrné poloze pozorovat protáhlou a velmi mělkou svahovou depresi (Smědavská jáma) nad silnicí mezi horskou chatou Smědavou a chatou Kůrovec. Směrově má sice podstatně výhodnější orientaci (SV) než

32

Jizerská jáma, ale její úpatní poloha, bez znaků preglaciálních disposic neskýtala dobré podmínky pro její vývoj. Navíc i podíl sněhu, který sem byl transportován A–O systémem Štolpichu byl podstatně menší a proto jáma nemá ani charakteristický amfiteátrovitý tvar, ale vymezuje ji jen horní terénní hrana a nápadně strmější sklon svahu. Chybějí tu i jednoznačné akumulace na dně; pouze ve svazích vystupují drobné zbytky balvanových moří, zarůstající vegetací. I když i v případě Smědavské jámy se nejspíše uplatňovala nivační geneze, strmé svahy nasvědčují také výrazný podíl kryogenních procesů. Část sněhu transportovaného A–O systémem Štolpichu však byla svívána naopak i dále k jihu, do pramenné oblasti Jedlové a Bílé Desné. Jejich velmi povlovně klesající úvalovitá údolí, sestupující pod 900 m a vyznačující se navíc jižní expozicí, však neskýtaly možnost vzniku závětrného turbulentního prostoru a tedy ani větší kumulace sněhu a proto v tomto prostoru žádné nivační deprese nevznikly.

Jizera (1122 m) I samotný kupolovitý vrchol Jizery však vykazuje výrazné znaky kryogenní modelace. Žulové skalní hradby a tory hlavní skupiny s vlastní vrcholovou kótou, vystupující z rozsáhlé plošiny zarovnaného povrchu na temeni, patří k největším v Jizerských horách. Mimo ní jsou zde však i další menší a hlavně nižší torza skalních hradeb a torů v podstatně pokročilejším stadiu destrukce, podmíněném pravděpodobně strukturními příčinami danými odlišnou zrnitostí žuly. Nacházejí se

Obr. 5. Mrazový sráz kryoplanační terasy nad Jizerskou jámou má podobu balvanového moře (Na hřebenkách). V pozadí vystupuje nad hladinu mraků plochý Zámecký (Vlašský) hřeben, představující deflační plochu spojeného A–O systému Štolpichu a jižní větve Smědé, za ním kužel Bukovce a zcela vzadu Krkonoše. Fig. 5. Frost-riven scarp of a cryoplanation terrace (block field Na hřebenkách) above Jizerská jáma Hollow. The flat top of the Zámecký (Vlašský) hřeben Ridge rises in the background up to cloud level and is snow-blowing surface of the combined part of both A–O systems (Štolpich Brook and south branch of Smědá River). The basalt cone of Bukovec Mt. and the Giant Mts. quite in background.

33

Obr. 6. Horní hladina mraků za inverzní situace ohraničuje deflační plochu severní větve A–O systému Smědé (Střední jizerský hřeben). Zleva v pozadí Krkonoše, Pytlácké kameny a Bukovec. Fig. 6. Upper level of clouds by temperature inversion clearly outlines the snow-blowing surface of the northern branch of the Smědá river A–O system (Střední jizerský hřeben / Middle Jizera Ridge). Giant Mountains, Pytlácké kameny (Poacher´s Rocks) and Bukovec in background from the left.

Obr. 7. Situační plánek Pytlácké jámy. Legenda: 1. svah karoidu, 2. skalní hradby a tory, 3. přibližný rozsah morény, 4. balvany a skupiny balvanů, 5. tůň, 6. nezalesněné rašelinné plochy, 7. erozní zářez potoka, 8. náplavový kužel, 9. lesní svážnice, 10. stará pískovna Fig. 7. Plan of the cirque Pytlácká jáma Hollow. Explanation: 1: cirque depression slope, 2. castle koppies and tors, 3. approximate extent of moraine, 4. block and group of stone blocks, 5. bog pool, 6. woodless peatbogs, 7. water erosion cut, 8. alluvial cone, 9. roads, 10. old sand pit

34

Obr. 8. Karoidní forma Pytlácké jámy v závětří Pytláckých kamenů (vlevo nahoře) Fig. 8. Cirque depression of the Pytlácká jáma Hollow in the lee of the Pytlácké kameny (Poacher´s Rocks, above left)

jak na jižním výběžku plošiny, tak na východním, a také v místě, kde vybíhá svahové žebro Hřebínku. Vrcholový zarovnaný povrch je z velké části krytý zrašelinělými půdami s vysokou hladinou podzemních vod, o čemž svědčí drobné tůně a louže v terénních depresích. Tyto hydrogeologické příčiny nejspíše přispívaly k tomu, že vrcholové plató ledvinového půdorysu je po obvodu z velké části lemováno výraznými kryoplanačními terasami, přerušenými pouze v krátkých úsecích na jihozápadní a severovýchodní straně a svahovým rašeliništěm na jihovýchodě přímo nad Jizerskou jámou. Nejdokonaleji je vyvinutá na severní straně (strmým balvanitým stupněm jí překonává i žlutě značená turistická cesta na vrchol), dále na jižním výběžku, ale vůbec nejlépe na východním nad Hřebínkem. Zdejší silně hrubozrnná žula se rozpadá v drobnějších úlomcích, které umožnily intenzivnější mrazovou segregaci a kryoplanační stupeň se tu dělí na dvě, v krátkém úseku dokonce na tři kryoplanační terasy nad sebou. Jejich spojené balvanito-kamenité čelní svahy (mrazové srázy) vytvářejí dokonce drobné kamenné moře, označované Na hřebenkách (Ginzel & Novák, 1962) (Obr. 5.). Kryoplanační terasy lemující vrcholové plató Jizery jsou nejdokonaleji vyvinuté v Jizerských horách a jsou srovnatelné i se známými terasovými systémy nejvyšších krkonošských hor, které však vznikly v polohách zhruba o 300–400 m vyšších.

ANEMOOROGRAFICKÝ SYSTÉM SMĚDAVY  SEVERNÍ VĚTEV

Pytlácká jáma Rozměry (průměr okolo 1 km) i geomorfologické znaky Pytlácké jámy (amfiteátrovitý tvar, neobvykle strmé svahy nápadně odlišné od okolních svahů zarovnaného povrchu, asymetrie deprese s nejstrmějšími závětrnými svahy, kde se kumulovalo nejvíce sněhu, zcela ploché dno, původně i slabě přehloubené a nejspíše vyplněné mělkým jezerem) jednoznačně svědčí o jejím glaciálním původu a řadí jí bezpochyby mezi karoidní formy. Představuje tak jediný prokazatelný karoid v Jizerských horách. Její horní hrana je ve výšce okolo 950 m, dno se nachází ve výšce zhruba 845 m. Tak nízká poloha, jinde v našich podmínkách příliš malá pro vznik ledovcového tělesa, zde byla vyvážena rolí jak extrémně velké a kompaktní deflační plochy (Obr. 6.), která nemá v našich pohořích

35

obdobu, tak i kombinací s ideální severovýchodní expozicí (Prosová & Sekyra 1961). Svou roli sehrálo i na zdejší poměry náhlé a poměrně ostré ukončení deflační plošiny úvalovitým údolím Jizery, které se právě v tomto prostoru začíná stáčet k jihu. Souhra všech těchto faktorů vedla ke vzniku většího ledovcového tělesa než u Jizerské jámy, jejíž dno je sice položené o 125–150 m výše, ale má jihovýchodní expozici. Určitou roli mohl mít navíc i lokální vliv rozsáhlé a poněkud vyvýšené (975 m) skupiny skalních hradeb a torů Pytláckých kamenů, která se nachází přímo na návětrné straně horní hrany karoidu. Ta bezpochyby rozrážela větry proudící urychleně po deflační plošině a umocňovala tak turbulentní efekt, když se vzápětí propadaly do terénní deprese Pytlácké jámy. Přispívaly tak k vypadávání „nadprůměrného“ podílu sněhu v tomto prostoru (Obr. 7. a 8.). Ledovec byl výrazně karového typu a přes poměrně velké rozměry měl tvar pouhé ledové čočky, která postrádala jakoukoliv splazovou část. Ploché rašeliniště (Rybí loučky) vyplňující celé dno ukazuje na velkou pravděpodobnost existence sice poměrně velkého, ale mělkého jezera, které vzniklo spíše mírným přehloubením dna, než zahrazením morénou, která je tu nevýrazná a velmi plochá. Jak ukazují příklady glaciálních jezer v Krkonoších, a to jak fosilních (Engel, Treml, Kížek & Jankovská 2004), tak i současných (Choiski 2003), jejich zanikání v holocénu polygenetickým zanášením i zarůstáním je velmi rychlé. Charakter sedimentů jezerní pánve Pytlácké jámy bude předmětem dalšího výzkumu. Moréna, nebo spíše jen její náznaky se nalézají v prostoru lesní silničky, která obtáčí spodní okraj rašeliniště. Typologicky představuje sice čelní morénu, ale její nevýrazné těleso přechází víceméně plynule do okolních polygenetických zvětralin a navíc bylo nešťastně, právě v nejvyšším místě, silně poškozeno výstavbou zmíněné silničky a jejího mostu přes Rybí potok. Celé těleso silničky i s postranními skrývkami je v prostoru morény široké 20–30 m! Nejlépe je morénová akumulace patrná v zářezu potoka, hlubokém 1–3 m. Nejvýraznější je její laterální erozí zvýrazněný okraj na levém břehu nad můstkem silnice a v 80 m dlouhém, balvanitém úseku koryta se zvětšeným sklonem, který začíná naopak 25 m pod ním. Balvany mají průměr až 2 m a tvoří celé skupinky s drobnými kaskádami. V korytě nad ani pod tímto úsekem se žádné balvany nevyskytují, lze tedy usuzovat, že se sem dostaly právě činností ledovce. V linii předpokládané koruny zcela ploché morény, zhruba 60 m severozápadně od můstku a 25 m severně od silnice je v lese ukrytá roztroušená skupina velkých a vzájemně zcela izolovaných žulových bloků (největší z nich mají delší osy 3–5 m dlouhé), u kterých lze též předpokládat morénový původ, neboť naprosto nic nesvědčí o jejich autochtonním původu (např. rozpadem toru). Nevýraznost morény navozuje i předpoklad, zda by se nemohlo jednat o pouhý nivační val z materiálu dopraveného sem povrchovými klouzavými pohyby balvanitého materiálu po povrchu ledu. Nepovažuji to však za pravděpodobné, jak s ohledem na přehloubení dna, tak i malý sklon předpokládaného povrchu ledového tělesa. Na svazích Pytlácké jámy jsou v celé výšce sporadicky roztroušené volné balvany a bloky často i mimořádně velkých rozměrů (s delší osou 5–10 m dlouhou), někde tvořící i skupiny. Největší blok, přímo nad silničkou lemující úpatní část svahů, má rozměry 11 x 4 x 2 m. Pocházejí z mrazového rozpadu skalních výchozů v horní části svahů i na hraně karoidu a následně byly gravitačně posouvané po svahu. Původní jezerní deprese byla v holocénu vyplněna nejen rašeliništěm (humolity), ale v úpatní části i svahovými zvětralinami, transportovanými sem zmíněnými svahovými procesy. Ve střední části amfiteátru sem stéká se svahů drobný potůček, který pod tělesem silničky vytváří překvapivě velký náplavový kužel, vybíhající daleko do rašeliniště. Zarovnaný povrch a deflační plošina na temeni Středního jizerského hřebene však nekončí turbulentním prostorem Pytlácké jámy. Jižněji odtud pokračuje a dokonce se ještě zvedá elevací Jelení stráně (nebo též Věžních skal, 1018 m) nad úroveň 1000 m. Menší část vzdušných mas proto pokračovala ještě dál na východ a začala turbulovat až v závětří tohoto vrcholu. Unášený sníh se tu akumuloval na dvou místech a vytvořil ještě další dvě menší nivační deprese, severnější a menší Celní jámu a jižnější a výraznější Hojerovu jámu.

36

Obr. 9. Plánek Hojerovy jámy s podélným a příčnými profily. Legenda: 1. vymezení a svahy nivační deprese, 2. balvanové moře, 3. balvanový proud, 4. prameny, 5. balvanito-kamenitá elevace na dně jámy s vyznačenou úrovní báze, 6. rašeliniště, 7. linie profilů Fig. 9. Plan of the Hojerova jáma (Hojer Hollow) with longitudinal and cross profiles. Explanation: 1. rim and slopes of the nivation hollow, 2. block field, 3. block stream, 4. springs, 5. block and stone elevation in the bottom of hollow with line of base, 6. peatbog, 7. lines of profiles

Celní jáma Zhruba 1 km jihovýchodně od křižovatky silniček na východním okraji Pytlácké jámy a 400 m severovýchodně od Hojerovy jámy se nachází úpatí východního, závětrného svahu Jelení stráně (Věžních skal), pod silničkou (Lasičí cestou), drobná, ale dosti výrazná nivační deprese, Celní jáma. Nachází se v těsném severním sousedství zříceniny bývalého Hojerova domu, u někdejší Celní cesty, podle které jí také označuji. Dno jámy je ještě o něco níže (870 m) než u Hojerovy jámy. Její průměr ve vrstevnicovém směru je okolo 150 m. Nachází se ve strmějším úseku svahů Jelení stráně a proto i sama jáma má výrazněji svahově-úpatní, amfiteátrovitou podobu s příkřejšími svahy, ale postrádá výraznější zvětralinové akumulace na dně.

37

Hojerova jáma Nachází se severovýchodně od sedlovité sníženiny mezi Jelení strání (Věžními skalami) a koncovou, bezejmennou elevací (981 m) Středního jizerského hřebene. Je situovaná nedaleko pod asfaltovou lesní silničkou, tzv. Lasičí cestou. Přes své nevelké rozměry (140 x 120 m) i hloubku (převážně okolo 15 m) se vyznačuje výraznými tvary, zvláště ostrou horní hranou, převážně balvanitými, strmými svahy a poměrně plochým dnem se zvlněnými zvětralinovými akumulacemi. Její horní hrana je zhruba ve výšce 925 m, centrální část dna okolo 910 m (Obr. 9. a 10.). Již její malé rozměry vylučují glacigenní genezi, ale i v rámci nivačních procesů měla pravděpodobně složitý vývoj, určovaný mj. i omezeným množstvím sněhu, který se tu akumuloval. Poměrně unikátní je 80 m dlouhý a 10–12 m široký, dokonale vyvinutý balvanový proud navíc s jednou postranní větví, který se nachází na mírně ukloněné plošině nad Hojerovou jámou, na jehož bázi protéká voda. Vyúsťuje visutě na čelní svah jámy a přechází v balvanové pole v jejích svazích. Voda, která pod ním protéká, vyvěrá na povrch na dně jámy a vytváří zde stálý tok. Náznak podobného balvanového proudu je i v jižním svahu jámy. Také pod ním vyvěrají na dně jámy další suťové prameny. Dno jámy z větší části vyplňuje až 5 m mocná a poměrně členitá akumulace, rozdělená erozí potoka na dvě části. Pravděpodobnost omezené akumulace sněhu, i některé její geomorfologické znaky, jako začátek v horní části deprese, nasedání přímo na úpatí svahů i její složení z podstatně menších úlomků než má svahové balvanové moře naznačují, že by mohla mít genezi podobnou kamenným ledovcům.

Obr. 10. Hojerova jáma – vlevo nahoře je patrný balvanový proud Fig. 10. Hojerova jáma (Hojer Hollow) – block stream above left

Sníženina Tetřeví louky O nivační činnosti na rozlehlém zarovnaném povrchu Středního jizerského hřebene svědčí i rozsáhlá, mělká, temenná deprese (s plochou přes 1 km2) v prostoru Tetřeví louky, Černých jezírek a Velké krásné louky, zhruba 2 km západně od Pytláckých kamenů. Leží přímo na rozvodí Smědé, Jizery a Jizerky. Vznikla s největší pravděpodobností v místě preglaciální deprese strukturního původu. Je příliš mělká a její dno má nepatrný sklon na to, aby vykazovala znaky výraznější nivační modelace. Není to tedy nivační deprese v pravém slova smyslu. Vzhledem k její velké výšce (900–910 m) a poloze přímo v prostoru zrychlujícího vrcholového úseku A–O

38

systému však lze předpokládat, že byla v glaciálu vyrovnaná do úrovně nízkých okolních elevací stagnujícím firnovým tělesem náhorního charakteru, o mocnosti 10–15 m. Svědčí o tom její, byť málo výrazná asymetrie – závětrné západní svahy, kde se kumulovalo zvláště v obdobích klimatických změn více sněhu, jsou strmější než protilehlé.

SPOJENÉ ANEMOOROGRAFICKÉ SYSTÉMY ŠTOLPICHU A JIŽNÍ VĚTVE SMĚDAVY

Vlašská jáma Svojí polohou je přesným dvojníkem Pytlácké jámy na Středním jizerském hřebenu a svojí šířkou 1,2 km je ještě dokonce poněkud větší. Menší deflační plocha však umožňovala i menší kumulaci sněhu. Proto zde vnikla výrazně méně zahloubená a tvarově méně dokonalá forma charakteru pouhé nivační deprese. Rozkládá se ve výšce mezi 960–890 m. Nejvyšší elevací na jejím okraji (jižním) jsou Bílé kameny (993 m). Nemá vyvinutou jednoznačnou, ostrou horní hranu a její mírnější svahy přecházejí plynule ve svažité dno, na kterém nelze rozlišit žádné výraznější akumulace nivačního původu (Obr. 11.). Na druhé straně vykazuje mírnou půdorysnou asymetrii typickou pro mnohé hřebenové nivační tvary, jelikož její západní, závětrné svahy s větší akumulací sněhu jsou poněkud strmější než návětrné východní. Stejně jako u Pytlácké jámy v tom mohla vedle vlastní závětrnosti sehrát určitou roli skupina skalních hradeb a torů (972 m) na bezejmenném hřebínku západně od Vlašské jámy, která umocňovala turbulentní proudění v prostoru za nimi a tím i vypadávání sněhu. Spodní částí svažitého dna prochází vrstevnicově tzv. Promenádní cesta.

Obr. 11. Vlašská jáma je plošně největší nivační depresí Jizerských hor. Zbytky sněhových polí vyznačují místa největší kumulace sněhu v místech nejintenzivnější turbulence větru v závětří skalních hradeb. Fig. 11. Vlašská jáma Hollow is the largest nivation hollows in the Jizerské hory Mountains. Relicts of snow patches indicate sites with the largest accumulations of snow. These are sites with the most intensive wind turbulence in the lee of the castle-koppies.

39

Brusičská jáma Zarovnaný povrch Vlašského hřebene s charakterem deflační plošiny však pokračuje i za Vlašskou jámou dále k východu až k mladému, zpětnou erozí prohloubenému Jizerskému údolí pod soutokem s Jizerkou. Strmé a krátké svahy tohoto údolí však spadají do výšek pouze 700–800 m a skýtaly proto již omezenější možnosti vývoje nivačních depresí. Určité znaky nivační modelace má poměrně malá, ale hluboká deprese u pramenů Brusičského potoka v prodloužení jižních svahů Bukovce. Nachází se podstatně níže než výše popsané formy, a to jen ve výšce 800–850 m, ale má vyvinutou poměrně ostrou čelní horní hranu, která ukončuje zarovnaný povrch v sedle na jižním úpatí Bukovce. Velké výškové rozpětí erozního svahu údolí Jizery způsobuje její výrazně svažité dno, ale i její okrajové hrany, která na jižní straně klesá hluboko do svahů. Právě tímto sedlem sem bylo ve smyslu A–O systému nepochybně transportováno velké množství sněhu, který vypadával v turbulentním prostoru za hranou. Na svažitém dnu jámy se nachází jazykovitá zvětralinová akumulace která může být nivačního, ale i mladšího, polygenetického původu. Její geneze vyžaduje další výzkum.

Zámecká jáma Deprese Zámecké jámy má zdánlivě nejméně vhodné podmínky pro akumulaci sněhu a vznik příslušného firnového tělesa ze všech popsaných forem. Vyplývá to jak z její periferní, nejvíce k jihu vysunuté a od ostatních poměrně izolované polohy, ale i z menší nadmořské výšky (dno 840–850 m) a východní (částečně až VJV) orientace i celkově „otevřené“ polohy. Přesto je její modelace poměrně jednoznačná, zvýrazněná slabě amfiteátrovitým půdorysem a strmějšími svahy ve spodní části. Má velmi ploché dno s nepatrným sklonem, které je vyplněno drobným rašeliništěm. Potok, který z něj vytéká, má ještě zhruba dalších 500 m velmi malý sklon odpovídající reliéfu zarovnaných povrchů. Teprve v prostoru vrstevnicové lesní svážnice (ve výšce okolo 830 m n. m.), kde dosahuje hrany příkrého svahu mladého, zpětnou erozí prohloubeného údolí Jizery (tzv. Jizerské údolí), se jeho sklonová křivka ostře lomí a začíná strmě spadat k Jizeře. Zámecká jáma má proto nejvýrazněji visutý charakter ze všech nivačních depresí Jizerských hor.

ZÁVĚR Detailní terénní výzkum vrcholového zarovnaného povrchu (etchplénu) Jizerských hor ukázal, že starší názory o absenci glaci-nivačních tvarů reliéfu, stejně jako ty, které předpokládají zalednění údolí na severních tektonických svazích stacionárními ledovci a firnovisky nejsou opodstatněné. Naopak zde byly nově identifikováno několik dosud neznámých depresí: jedna karoidní, jedna přechodná karoidně-nivační a šest nivačních. Všechny byly dodnes vesměs bezejmenné, proto pro ně autor při této příležitosti navrhuje i nové názvy (Jizerská, Smědavská, Pytlácká, Celní, Hojerova, Vlašská, Brusičská a Zámecká jáma). Zásadní rozdíl od staršího názoru Králíka (1989a) je v jejich zcela odlišné poloze, neboť se nacházejí na opačné straně pohoří, na území vrcholového etchplénu a mají převážně orientaci do východního kvadrantu. Nejvýznamnější z nich je poměrně dokonalá karoidní forma (Pytlácká jáma), vytvořená karovým ledovcem a jedna méně dokonalá (Jizerská jáma), kterou lze považovat za přechodnou formu mezi karoidem a nivační depresí. V přehloubeném dně Pytlácké jámy vznikla pravděpodobně původně i mělká jezerní pánev, teprve později vyplněná rašeliništěm. Ostatní jámy jsou pouze nivačními depresemi, ale překvapivě rozdílné velikosti, tvarové dokonalosti i geneze. U většiny těchto forem je zřejmé, že vznikly v místech preglaciálních údolí a vhloubených forem reliéfu strukturního původu. Nejvýraznější je to u těch, které sledují linie vodních toků (Pytlácká, Hojerova, Vlašská, Brusičká a Zámecká jáma), méně výrazné u Jizerské jámy a nejméně u Smědavské a Celní jámy, které mají úpatní polohu. Velmi zajímavou formou je Hojerova jáma s balvanovým proudem, drobným balvanovým mořem a zvlněnou akumulací na dně, u které lze uvažovat i o genezi blízké kamennému ledovci. Po-

40

dobný původ lze předpokládat i u kamenité elevace na dně Jizerské jámy. Vhodnost podmínek pro vznik těchto forem v překvapivě nízkých polohách potvrzují i kryoplanační terasy s balvanovými mrazovými srázy a kryoplanačními plošinami, lemující větší část obvodu plošiny vrcholového zarovnaného povrchu nejvyšší žulové hory Jizery (1122 m). Tvarovou dokonalostí je lze přirovnat k našim nejlépe vyvinutým, krkonošským kryoplanačním terasám. Výskyt uvedených forem v Jizerských horách úzce souvisí s jejich velmi dobře vyvinutými anemo-orografickými systémy ve smyslu jak je popsal Jeník (1961) ze sousedních Krkonoš, které evidentně existovaly již v pleistocénu. Můžeme zde rozlišit dva hlavní A–O systémy (Štolpišský a Smědavský), předurčené morfotektonickými poměry severních svahů pohoří i strukturně denudačními poměry vrcholových etchplénů. Z reliéfových podmínek vyplývá i jejich paralelní charakter, jímž se liší od sériově řazených A–O systémů v Krkonoších. U zdejších A–O systémů měla však naprosto rozhodující roli velikost deflačních ploch (19 a 20 km2) na zarovnaném povrchu (totožná se zrychlujícím vrcholovým úsekem), které nemají co do rozlohy ani kompaktnosti obdobu nikde v naší republice. To mělo zásadní roli pro vyrovnávání nepříznivého faktoru malé výšky Jizerských hor, přesněji řečeno výšky sněhové čáry. Podle údajů známých ze sousedních Krkonoš, se nacházely celé Jizerské hory sice těsně pod ní, ale připustíme-li vliv velmi blízkého kontinentálního ledovce, je zřejmé, že vrcholové polohy se s ní, alespoň v některých obdobích (pleniglaciálech) zhruba kryly. Za této limitní situace se staly právě mimořádně velké deflační plochy oním rozhodujícím faktorem, neboť poskytovaly alespoň takové množství sněhu, které bylo potřebné jako minimum pro vývoj glaci-nivačních forem. Poznatky z Jizerských hor také korespondují se závěry o významu preglaciálního reliéfu (zvláště výška, rozloha a kompaktnost deflačních ploch na vrcholových zarovnaných površích) ke kterým dospěl Migo (1999) v Krkonoších. Poměry v Jizerských horách navíc ukazují, že i v polohách blízkých sněžné čáře mohou vznikat glaci-nivační formy reliéfu, je-li malá nadmořská výška deflačních ploch vyvážena jejich mimořádnou rozlohou a kompaktností. Jizerské hory se tak stávají významným článkem pro řešení otázky zalednění středoevropských hercynských pohoří. Jednoznačně svědčí jak pro rozhodující roli vhodných A–O systémů i v pleistocénu, tak i pro možnost vzniku glaci-nivačních forem v limitních podmínkách v těsné blízkosti sněhové čáry při existenci dostatečně velkých deflačních ploch. V takových mezních polohách je tedy deflační plocha rozhodujícím faktorem pro to, zda tu dojde či nedojde ke kumulaci dostatečného množství sněhu, které je potřebné pro průběh příslušných procesů. Současně se však potvrzuje, že stejně tak významným faktorem, ovlivňujícím zvláště velikost a dokonalost vzniklých forem v těchto limitních poměrech zůstává také vliv severovýchodní až východní expozice (Prosová & Sekyra J. 1961). Srovnání sousedních Krkonoš a Jizerských hor přesvědčivě ukazuje, že zatímco v polohách položených výše nad sněžnou čárou stačí ke vzniku glaciálních nebo nivačních forem často jen některý z uvedených faktorů, v mezních polohách blízkých sněžné čáře musí ke splnění této podmínky spolupůsobit všechny v co nejoptimálnější podobě.

Poděkování Za cenné připomínky k rukopisu děkuji RNDr. Tadeáši Czudkovi DrSc., za konzultaci některých problémů RNDr. Mileně Kociánové a všestrannou pomoc při vypracování grafických příloh Janě Kalenské ze Správy KRNAP.

SUMMARY Until recently, the Jizerské hory Mountains were considered not to have been glaciated (Balatka 1965, Demek & al. 1987, Czudek 2005). However, several years ago, Králík (1989a) presented the contrary opinion that the main valleys on the northern tectonic slopes hosted small cirque glaciers and that other valleys had the character of nivation hollows. He did not, however, support this interpretation with specific evidence and merely referred to the climatic effects of the

41

nearby continental ice sheets, which reached the northern foothills of the Jizerské hory Mountains during the Elsterian and Early Saalian Glaciations. A detailed field survey of the highest planation surfaces (etchplains) of the Jizerské hory Mountains, has revealed several new glacial and nivation landforms. They differ substantially from those mentioned by Králík in their positions in the area of the summit etchplains (Jizerská hornatina) and also on the opposite, leeward slopes with an eastern exposure (NE to SE). These observations facts point to climatic implications incompatible with either of the previous ideas. Altogether eight cirques and nivation hollows were identified. All of them were nameless until now; therefore, new names are proposed by the present author at this ocassion. A relatively well-formed and large incipient cirque Pytlácká jáma (Poacher´s Hollow) was created by a small, compact cirque glacier. A shallow lacustrine basin dammed partly by an indistinct end moraine was probably originally formed in the overdeepened bottom of the cirque. A less well-developed feature, Jizerská jáma (Jizera Hollow), is considered to be transitional form between a nivation hollow and an incipient cirque. The other hollows are nivation hollows, of varying sizes, shapes and origins. Despite its relatively small dimensisons, the most interesting among them is Hojerova jáma (Hojer Hollow) which has a block stream on its upper rim, a small block field in its slopes and a boulder accumulation with an undulating surface on its floor. The last of these features is possibly a rest of small rock glacier. A similar origin is also suggested for a boulder accumulation on the bottom of Jizerská jáma. Conditions favouring the formation of such landforms at surprisingly low altitudes are confirmed by the presence of cryoplanation terraces with bouldery frost-riven scarps around most of the circumference of the plateau surface of the highest granite hill of Jizera (1122 m). In their morphology, these terraces closely resemble the summit cryoplanation terraces in the Giant Mountains – the most distinct examples in the Czech Republic. The presence of these landforms in the Jizerské hory Mountains can be attributed to the former existence during the Pleistocene of well-defined anemo-orographic systems, sensu Jeník (1961). Two principal systems can be distinguished, those of the Štolpich Brook and the Smědava River, governed by the morphotectonic controls on the relief of the northern slopes of the mountain massif and by structural-denudational influences on the relief of the highest planation surfaces (etchplains). The parallel courses of these systems (partly merging in their middle and south terminal section), differentiate them from the serially arranged anemo-orographic systems in the Giant Mountains. A key role in the formation anemo-orographic systems in the Jizerské hory Mountains can be attributed to the size of the potential snow-blowing areas (19 and 20 km², respectively) on the planation surfaces, which is unparalleled elsewhere the Czech Republic. The size of these areas was the key factor counterbalancing the adverse effect of the low altitude of the Jizerské hory Mountains or, more appropriately, of the snowline altitude. Data from the neighbouring Giant Mountains suggested that the whole of the Jizerské hory lay just below the snowline. On other hand, the landforms identified clearly indicate that the summit surfaces of the mountains must have been close to the snowline level, at least in some periods (cryomere). Under such limiting conditions, the exceptionally large potential snow-blowing areas were a decisive factor in supplying the minimum amount of snow needed for the development of incipient glacial and nivation landforms. Observations from the Jizerské hory Mountains are also compatible with Migon´s (1999) conclusions on the importance of preglacial relief in the Giant Mountains. Moreover, conditions in the Jizerské hory Mountains suggest that glaci-nivation landforms may originate even at altitudes around the snowline because the low altitude of the snow-blowing areas is countered by their exceptional size and compactness. The Jizerské hory Mountains thus add an important piece of evidence to the discussion on the glaciation of Central European Hercynian mountain ranges. They clearly suggest a decisive role of favourable anemo-orographic systems and sufficiently large snow-blowing areas, in the formation of glacio-nivation landforms under limiting conditions close to the snowline during the Pleistocene. The size of the potential snow-blowing area is crucial in controlling the accumulation

42

of snow in amounts sufficient for glacial and nivation processes to operate. The effect of exposure towards the northeast to east was also confirmed as an equally significant factor (Prosová & Sekyra J. 1961), controlling especially the size and the degree of development of landforms under these limiting conditions. The Jizerské hory Mountains provide compelling evidence for the necessity of the optimum combination of all the above factors for glacio-nivation landforms to develop in marginal situations at near-snowline altitudes. At altitudes above the snowline, any one of the factors can be usually sufficient.

LITERATURA Andersen B.G. & Borns Jr. H.W. 1997: The ice age world. – Scandinavian University Press, Oslo, 208 pp. Balatka B. 1965: Jizerské hory. – In: Demek, J. & al., Geomorfologie českých zemí. Nakladatelství ČSAV, Praha, p. 94–96. Benn D.I. & Evans D.J.A. 1998: Glaciers and Glaciation. – Arnold, London, 734 pp. Czudek T. 2005: Vývoj reliéfu krajiny České republiky v kvartéru. – Moravské zemské muzeum, Brno, 238 pp. Demek J. & al. 1987: Hory a nížiny. Zeměpisný lexikon ČSR. – Academia, Praha, 584 pp. Engel Z. 1997: Současný stav poznatků o pleistocénním zalednění české části Krkonoš. – Geografie, 102/4: 288–300. Engel Z. 2003: Pleistocénní zalednění české části Krkonoš. – Przyroda Sudetów Zachodnich, Jelenia Góra, 6: 223–234. Engel Z., Treml V., Kížek M. & Jankovská V. 2004: Lateglacial/holocene sedimentary record from the Labe source area, the Krkonoše Mts. – Acta Univ. Carolinae, Geographica 39/1: 95–109. Ginzel G. & Novák E. 1962: Topografie skal Jizerských hor. – Severočeské muzeum, Liberec, 5: 1–71. Honsa I. 2002: Geologie a geomorfologický vývoj. – In: Kol., Národní přírodní rezervace Jizerskohorské bučiny. Jizersko-ještědský horský spolek, Liberec, p. 6–11. Chmal H. & Traczyk A. 1999: Die Vergletscherung des Riesengebirges. – Z. Geomorph. N.F., Suppl.Bd., 113: 11–17. Berlin, Stuttgart. Choiski A. 2003: Changes in the bathymetry of Mały Staw and Wielki Staw in the Karkonosze (Giant) Mountains. – Limnological Rewiew 3: 37–40. Jeník J. 1961: Alpinská vegetace Krkonoš, Králického Sněžníku a Hrubého Jeseníku. Teorie anemoorografických systémů. – Nakladatelství ČSAV, Praha, 409 pp. Jóža M., Vonika P. & al. 2004: Jizerskohorská rašeliniště. – Jizersko-ještědský horský spolek, Liberec, 159 pp. Králík F. 1989a: Situace geologicky významných objektů, kvartérních fenoménů a chráněných území přírody (mapová příloha). – In: Chaloupský J. & al., Přehledná geologická mapa Krkonoš a Jizerských hor 1 : 100 000. Vyd. ÚÚG, Praha. Králík F. 1989b: Nové poznatky o kontinentálních zaledněních severních Čech. – Sbor. geol. věd., Antropozoikum 19: 9–74. Králík F. & Sekyra J. 1969: Geomorfologický přehled Krkonoš. – In: Fanta J. & al., Příroda Krkonošského národního parku, SZN, Praha, p. 59–87. Králík F. & Sekyra J. 1989: Paleogeografický vývoj v terciéru a kvartéru. – In: Chaloupský J. & al., Geologie Krkonoš a Jizerských hor. Academia, Praha, p. 171–175. Migo P. 1992: Tektoniczne formy rzeźby na północnym stoku Karkonoszy. – Opera Corcontica, 29: 5–24. Migo P. 1993: Geomorphological characteristics of mature fault-generated range fronts, Sudetes Mts., southwestern Poland. – Z. Geomorph. N.F., Suppl.-Bd. 94: 223–241. Migo P. 1996: Struktura morfotektoniczna centralnej części Sudetów Zachodnich w świetle mapy zagęszczonych poziomic. – Czasopismo Geograficzne, 67/2: 233–244. Migo P. 1999: The role of ´preglacial´ relif in the development of mountain glaciation in the Sudetes, with the special reference to the Karkonosze Mountains. Z. Geomorph. N.F., Suppl.-Bd., 113: 33–44.

43

Migo P. & Pilous V. v tisku: Geomorfologie. – In: kol., Krkonoše. Příroda, historie, život. Baset. Praha. Migo P. & Potocki J. 1996: Rozwój morfotektoniczny centralnej części Gór Izerskich. – Acta Uniwersitatis Wratislaviensis 1808, Prace Institutu Geograficznego, ser. A, Geografia Fizyczna, 8: 69–81. Nevrlý M. 1962: Topografie živých rašelinišť Jizerských hor. – Sbor. Severočeského muzea, přír. vědy, 2: 33–84. Nývlt D. 1998: Kontinentální zalednění severních Čech. – Geografie, 103/4: 445–457. Nývlt D. 2000: Geomorphological aspects of glaciation in the Oldřichov Highland, Northern Bohemia, Czechia. – Acta Univ. Carolianae, Geographica 35, Suppl. 171–183. Partsch J. 1894: Die Vergletscherung des Riesengebirges zur Eiszeit. Forsch. Dt. Landes- u. Volksk., 8, 2:103–194. Prosová M. & Sekyra J. 1961: Vliv severovýchodní exposice na vývoj reliéfu v pleistocénu. – Časopis pro mineralogii a geologii, 6/4: 448–463. Roth Z. 1944: Skalní proudy, ledovcové kary a ledovce. – Rozpravy II, tř. čes. akad., 54/1: 30. Sekyra J. & Sekyra Z. 2002a: Former existence of a plateau icefield in Bílá louka meadow, eastern Giant Mountains: hypothesis and evidence. – Opera Corcontica, 39: 35–43. Sekyra J. & Sekyra Z. 2002b: Exo-geo- dynamická „periglaciální“ mapa arkto-alpinské zóny krkonošského krystalinika. – Opera Corcontica, 39, App. 1. Šebesta J. & Treml V. 1976: Glacigenní a nivační modelace údolí a údolních závěrů Krkonoš. – Opera Corcontica, 13: 7–44. Traczyk A. 2004: Late pleistocene evolution of periglacial and glacial relief in the Karkonosze Mountains. New hypotheses and research perspectives. – Acta Univ. Carolinae, Geographica, 39/1: 59–72. Traczyk A. & Engel Z. 2002: Glacjalna i peryglacjalna geomorfologia Karkonoszy. – Przyroda Sudetów Zachodnich. Zes. Specjalny, Jelenia Góra, p. 5–22.

44