OPERA CORCONTICA 39: 115–142, 2002 PROBLEMATIKA DOSUD NEPOPSANÝCH RELIÉFOVÝCH FOREM VZNIKLÝCH ZA SPOLUPŮSOBENÍ MRAZU A VEGETACE Problems of previously undescribed relief forms created by the interaction of frost and vegetation MILENA KOCIÁNOVÁ1, HELENA ŠTURSOVÁ2 1 2
Krkonoše National Park Administration, Dobrovského 3, 543 01 Vrchlabí Pod Bílou horou 12/940, 742 21 Kopřivnice
V kryovegetační zóně krkonošské tundry bylo zjištěno několik typů reliéfových mikro− až mezoforem vzniklých za spolupůsobení mrazu a vegetace, které mají řadu rysů shodných s formami vyskytujícími se na permafrostu. Protože však na Krkonoších v současných klimatických podmínkách neexistuje permafrost, ale dochází pouze k sezonnímu promrzání půdy, jedná se pravděpodobně o nové dosud v literatuře nepopsané formy.
Klíčová slova:
tundrová zóna Krkonoš, alpinské periglaciální klima, reliéfové a vegetační formy obdobné formám na permafrostu – rašelinné vany, palsy připomínající útvary, mechové valy, velké mechové polygony, rašelinné mikrokaskády, hypotetické velké tundrové polygony, vegetační polygonální vzorce, dowoo.
1. ÚVOD Ačkoli je hřebenová část Krkonoš relativně malým územím intenzivně studovaným desítky let odborníky různých profesí, přesto zde existují mikro− až mezoformy reliéfu, které dosud nemají přesné pojmenování nebo není objasněn jejich vznik. Z tohoto hlediska jsou velmi významné závěry Jeníka (JENÍK 1973) a Sekyry (SEKYRA1993, ústní sdělení), kteří upozorňují na významná krkonošská specifika. JENÍK (l.c.) upozorňuje na skutečnost, že mnohými rysy se Krkonoše – ač středohory – blíží vysokohorám („high mountains in miniature“). SEKYRA (l.c.) připomíná, že místy mělce uložené skalní podloží může nahrazovat funkci permafrostu, tudíž – v kombinaci s vegetačními a klimatickými poměry hřebenové části Krkonoš, které se blíží mezním pro jeho existenci – nevylučuje vznik forem připomínajících formy vyvíjející se na permafrostu za spolupůsobení vegetace. [Na možnost nahrazení účinků permafrostu, jako chladné nepropustné vrstvy skalním podložím nebo jinou nepropustnou vrstvou, poprvé poukázal POSER (1933 in SEKYRA 1960), v současnosti ji připouští i FRENCH (1996)]. CZUDEK (1986, 1997) a JANKOVSKÁ (1997) předpokládají na území České republiky zachování fosilních forem degradace permafrostu jako jsou např. fosilní pinga nebo alasy, prof. Wojtanowicz z University v polském Lublinu se dokonce zmiňuje o existenci pals na krkonošských rašeliništích (JANKOVSKÁ, ústní sdělení 1997). Lepší dostupnost srovnávací literatury, opakovaná možnost srovnávací terénní práce v subpolárních oblastech, styk a konzultace se zahraničními odborníky v posledních letech – to vše umožnilo zásadní posun v názorech na tundrovou zónu Krkonoš a mnohem komplexnější nazírání na ni než dosud.
115
2. METODIKA Základem práce je shrnutí vlastních terénních poznatků za desetileté působení na Správě KRNAP, jejich konfrontace v podmínkách skandinávské tundry a srovnání s dostupnou literaturou.
3. CHARAKTERISTIKA JEDNOTLIVÝCH FOREM 3.1. Rašelinné vany (korálkové – růžencové toky) Nejdéle studovaným jevem je pravděpodobně systém mělkých mísovitých prohlubní (jezírek) propojených krátkými úseky toku, který se nepravidelně naplňuje vodou. Od roku 1966 se jím zabývá prof. Jeník a dr. Štursa a pracovně ho označují jako „vany“. Pravděpodobný je jejich polygenetický vývoj za spoluúčasti vodní eroze, ledu, vegetace, živočichů (JENÍK et ŠTURSA, ústní sdělení 1966, FLOUSEK 1990). „Vany“ se vyskytují v nejlépe vyvinuté podobě ve východních Krkonoších v pramenné části Bílého Labe, na severním svahu Studniční hory, ale i v dolní části severního svahu Luční hory svažujícího se k toku Bílého Labe, v okolí prameniště Stříbrné bystřiny, v západních Krkonoších v pramenné oblasti Labe a Pančavy, v náznacích i v erozních rýhách mírně se svažujícího terénu na lokalitě putujících kamenů (ploughing blocks) (SEKYRA et al. 2001). Při porovnání leteckých snímků krkonošských rašelinných van a tzv. „beaded stream“ z arktické Kanady (BROWN 1970) je zřejmá vzájemná podoba – obr. 1., 2. (KOCIÁNOVÁ 1996, ústní sdělení – odtud označení „korálkové toky“, nověji JENÍK, ŠTURSA et SOUKUPOVÁ 2001 navrhují termín „růžencové toky“). „Beaded stream“ je popisován jako: „A drainage pattern of individual streams in which pools or small lakes are connected by short stream reaches. In permafrost regions the ‚beads‘ or enlargements of the streams are caused by the melting of masses of ground ice. In some areas dry beds connect the pools. For this feature the term ‚beaded channel‘ is suggested“ (BROWN l.c.). Částečná genetická shoda (vliv roztávání ledové čočky) je tedy evidentní. Stáří systémů na severním svahu Studniční hory (obr. 3.) bylo předběžně určeno na nejméně 2000 let (JANKOVSKÁ 2002). Z hlediska vlivu klečových výsadeb na tyto formy je podstatné, že nejlépe vyvinuté formy jsou na lokalitách bez přítomnosti klečových polykormonů. Je to přirozené, neboť na volné ploše může vodní tok (i periodický) bez omezení měnit svůj směr a meandrovat. Zásah ve formě redukce výsadeb je proto žádoucí především na severním svahu Luční hory v prostoru pod bývalou Rennerovou boudou a na lokalitách s výskytem rašelinných van v západních Krkonoších. Nové výsadby by měly být z širšího okolí rašelinných van zcela vyloučeny.
3.2. Mechové valy (kupy) S rašelinnými vanami je pravděpodobně spojen výskyt další formy – a to mechových valů až kup s jezírkem ve vrcholové části (obr. 4.). Poprvé na dva takové útvary upozornil ŠTURSA (1993 – ústní sdělení) a to ve střední části severního svahu Studniční hory na lokalitě „van“. Valy (kupy) jsou po spádnici dlouhé 12 a 15 m, široké 12 a 16 m, v místě největší výšky dosahuje vrstva rašeliny až 1,6 m (obr. 4a.). Oba valy (kupy) leží mimo aktivní vany, i když vazba na jejich systém je zřejmá. Od r. 1997 je sledováno jejich promrzání (KOCIÁNOVÁ et ŠTURSOVÁ 1999) – obr. 4b. Útvary promrzají a rozmrzají nerovnoměrně, ve větším se vytvářejí zhruba 3 čočky zmrzlého profilu, jejichž lokalizace je každý rok stejná, avšak délka promrznutí a jeho hloubka se mění v závislosti na klimatických poměrech v průběhu počátku až konce zimy, resp. na mocnosti promrznutí před napadnutím sněhu nebo po jeho sejití. Pozorování tak potvrzují velmi variabilní intenzitu regelace na krkonošských hřebenech (viz kap. KOCIÁNOVÁ 2002, HARČARIK 2002). Počáteční stadia vývoje těchto forem mohou spočívat v „ucpání“ odtoku vany, resp. v zabránění odtoku vody z „vany“, následně ve vytrvalejším zvlhčení jejího okolí a v postupném narůstání lemu mechové vegetace – převážně rodu Polytrichum a Sphagnum. Tato stadia jsou patrná na několika
116
místech na lokalitě severního svahu Studniční hory (obr. 3.), ale i na západních Krkonoších. Dalším vývojovým stadiem nastávajícím po dosažení mezní velikosti valu – vzhledem k jeho nasycování spodní vodou – můžou být velké rašelinné kupy zarostlé kosodřevinou se zbytky jezírka na temeni – obr. 5. Tyto formy rozpoznané v r. 1996 (KOCIÁNOVÁ et ŠTURSOVÁ l.c.) se vyskytují v západních Krkonoších a pracovně jsou nazývané jako „pseudopalsy“ nebo palsy připomínající útvary (palsa like features) (JANKOVSKÁ 1999, 2001, KOCIÁNOVÁ et ŠTURSOVÁ l.c.). DOHNAL et al. (1999, 2001) používají název „palsoid“. Útvary byly takto označeny pro svoji částečnou vnější podobu s „conical“ palsami* ve Skandinávii (AHMAN 1986) a „bugry“* sensu WASHBURN (1979) na Polárním Uralu. Jedná se o výrazné kupovité vyvýšeniny nad okolní terén – obr. 5a. (výška do 1,6 m), široce okrouhlého až oválného půdorysu (průměr do 12–15 m) se zřetelnými nátržemi na jihovýchodní až jižní straně – obr. 5b. Vegetační kryt na nátržích je částečně tvořený lišejníky, Eriophorum vaginatum a keříčky rodu Vaccinium a Calluna, ale i travinami – Molinia caerulea a Deschampsia flexuosa, charakteristická je i přítomnost Rubus chamaemorus v podrostu kosodřeviny – obr. 6. U některých útvarů je ve vrcholové části jezírko o půměru několika metrů lemované valem. MEJSTŘÍK et STRAKA (1964) při hodnocení krkonošských rašelinišť vymapovali tyto izolované útvary a zahrnuli je do komplexu Pančavského rašeliniště jako jeho nejsevernější část. Ačkoli na nich začínali severojižní transekt a proměřovali mocnost rašeliny, odlišný tvar zůstal opomenut. Snaha objasnit stáří a vznik těchto útvarů vedly k palynologické analýze jednoho z nich – viz JANKOVSKÁ (2001) a na doporučení Jankovské a Sekyry (JANKOVSKÁ et SEKYRA, ústní sdělení 1997) ke geofyzikálnímu prověřování podloží – viz DOHNAL et al. (1999), geologickému shodnocení podloží pomocí vrtu (DOHNAL et al. 2001). Cílem bylo vyloučit vyzdvižení útvarů vlivem „skrytého“ skalního výchozu podobného např. nedalekému Violíku, zjistit případný vliv spodní vody či existenci nepropustné (možná i promrzající) vrstvy. Detailní zachycení mikroreliéfu útvarů bylo provedeno měřením pomocí GPS (DVOŘÁK et VÍTEK 2001). Na základě vyhodnocení terénu pomocí leteckých snímků, mikroreliéfu útvarů a palynologického rozboru (KOCIÁNOVÁ et ŠTURSOVÁ 1999, JANKOVSKÁ 2001, DOHNAL et al. 1999, 2001, DVOŘÁK et VÍTEK l.c.), se zdá pravděpodobné, že vznik útvarů, datovaný na 4050 ±139 BP (JANKOVSKÁ l.c.) byl vázán na vodní tok (podobný „vanám“ ve východních Krkonoších?). U jednoho z útvarů je zřetelná propadlina (vtokový otvor?) stejně jako prostor, kudy útvar podtéká tavná voda z tajících sněhů, i místo, kde voda vytéká. Při hodnocení těchto forem je však třeba vzít v úvahu, že v oblasti Pančavského rašeliniště je propadání rašelinného profilu a jeho podpovrchový odtokový systém obecným jevem (MEJSTŘÍK et STRAKA l.c.). Přes provedené analýzy existují různé názory na vznik těchto útvarů. SEKYRA (1997, ústní sdělení) nevylučuje v atlantiku daleko rozsáhlejší rozšíření rašeliniště, které mohlo pokrývat i mírné svahy jižně a jihovýchodně od pramene Labe. Současné útvary by pak byly zbytkem těchto rašelinišť, jejichž svahová část byla oderodována (odnesena, propláchnuta). K tomuto názoru se přiklání na základě terénních měření i DVOŘÁK (l.c.) a DOHNAL (l.c.). Olivia BRAGG – britská specialistka na hydrologii rašelinišť – se naopak domnívá (ústní sdělení 1999), že se jedná o počáteční stadia vývoje rašeliniště a doporučuje sledovat vliv spodní vody. Obě hypotézy – jak vznikajícího rašeliniště, tak zbytků po oderodované části – jsou podloženy výskytem menších zrašelinělých ploch na zmiňovaném svahu mimo vlastní rašeliniště (obr. 7.), pro který je jinak charakteristický „alpine sod podzol“ (SEKYRA et SEKYRA 1995) s vegetací as. Carici fyllae− Nardetum, místy s převahou Molinia caerulea. Zrašelinělé plochy dosahují v průměru 4–5 m (max. 24 x 6 m), mocnost rašelinného profilu se pohybuje od 0,5 až po 1 m. Typická je pro ně vegetace se * definice pals: “Palsas are known as bugors and bulgunniakhs in the USSR, are mounds or more irregular forms, that generally have peat as an important constituent, contain perennial ice lences” (WASHBURN 1979, p. 176). “Conical” palsas are the classical palsa type sensu stricto, with a height of 2–6 m and circular to oval basal circumference. If minerogenic soils take part in the palsa formation, more elongated or complex forms are normally developed” (AHMAN 1986).
117
zastoupením mechů rodu Polytrichum, méně Sphagnum, dále Eriophorum vaginatum, Cetraria islandica, Carex bigelowii, Calluna vulgaris, Andromeda polifolia. Na jaře zůstávají déle promrzlé než okolní travinné porosty (KOCIÁNOVÁ et ŠTURSOVÁ 1999), pravděpodobně citlivě reagují na regelační procesy, což dokládá charakter mikroreliéfu – často náznaky mrazového zdvihání půdy, nátrží, bultovatění. To má místy i charakter thufurů (obr. 7a.). Dvě nejlépe vyvinuté plochy na přechodu v Pančavské rašeliniště mají některé povrchové rysy společné se severskými „plató palsami“* – plochý reliéf s propadlinami, na jižním a jihovýchodním okraji nátrže, velmi podobný vegetační kryt s dominancí mechorostů, Rubus chamaemorus, Eriophorum vaginatum (obr. 5., 8., 9.). Srovnávací DCA analýzy vegetačního krytu s palsami v okolí Abiska (KOCIÁNOVÁ et ŠTURSOVÁ, l.c.) prokázaly afinitu krkonošských společenstev ke společenstvům skandinávským. Výsledky korespondují se závěry studie o skandinávských a krkonošských populacích ostružiníku morušky publikovaných v r. 1992 (SOUKUPOVÁ, JENÍK et ŠTURSA 1992). Jeden z útvarů byl bohužel osázen kosodřevinou v počtu cca 20 ks, které vyhynuly (pravděpodobně v důsledku působení mrazových procesů), ale povrch zůstal porušený kopáním jamek. Uměle vytvořené jamky značně zkreslují původní mikroreliéf povrchu a negativně ovlivňují jeho další vývoj (zadržují vodu, narůstá v nich led, v suchém období obnažená rašelina intenzivněji vysychá než okolí pokryté vegetací). Mechové polštáře se rovněž vyskytují ve východních Krkonoších, kde mají pravděpodobně vazbu na podloží porfyrického granitu (SEKYRA et SEKYRA 1995) a na prosakující tavné vody ze sněhových polí (obr. 10.). Tyto polštáře zůstávají v době regelace rovněž déle promrzlé než minerální okolí. Vyskytují se na severním svahu Luční a Studniční hory. Obdobné mechové polštáře se sezonním nebo déle vytrvávajícím ledovým jádrem, označované v severské literatuře jako „frost blisters“ (FRENCH 1996) se vyskytují v subpolární oblasti Abiska (severní Švédsko) na minerálním podloží na lokalitě Rakaslakko (AKERMAN et MALMSTRÖM 1986) a středním Norsku – lokalita Leirpullan (MATTHEWS et al. 1997), kde mechová vrstva výšky zhruba 20 cm tvoří základ iniciálních stadií vývoje „mineral permafrost mounds“ – čili „minerogenních pals“, nově označovaných jako „lithalsa“ (WESTIN et ZUIDHOFF 2001). Obě tyto lokality jsme měly možnost navšívit (obr. 11.).
3.3. Palsy připomínající útvary Nejvýraznější podobu se severskými palsami (obr. 12.) však vykazují formy na Úpském rašeliništi a rašeliništi Stříbrné bystřiny (obr. 13., 14.), rozpoznané v r. 1996 a 2002 na základě vlastních terénních poznatků z oblasti Abiska (KOCIÁNOVÁ et ŠTURSOVÁ 1999, KOCIÁNOVÁ in JANKOVSKÁ 2002). Vyznačují se oválným půdorysem a mírně vypouklým tvarem o výšce zhruba 30 cm nad okolní terén (často zaplavený vodou). Povrch útvaru na Úpském rašeliništi působí dojmem stagnace až degradace, je modelován spolupůsobením vegetace – zvláště trsů Eriophorum vaginatum – a mrazovými procesy v quasi nátrže až větší oderodované volné plochy. Jednotlivé části promrzají a roztávají nestejnoměrně (obr. 14a.). Mocnost rašelinného humolitu se pohybuje do 90 cm, následuje ortsteinová vrstva, Bfe a C horizont tj. rašeliniště v této části pravděpodobně překrylo původní podzol. Ve vegetačním krytu dominují Eriophorum vaginatum, Trichophorum caespitosum, Andromeda polifolia, Vacciniaceae, chybí Rubus chamaemorus (tento druh se na Úpském rašeliništi obecně vyskytuje velmi sporadicky), Cetraria islandica a mechorosty. Útvary na rašeliništi Stříbrné bystřiny se jeví jako „živější“, převažují do výšky narůstající mechorosty rodu Sphagnum a Polytrichum – mocnost humolitu dosahuje 1 m. SEKYRA (1996 – ústní sdělení) předpokládá, že některé povrchové tvary subarkticko−subalpinských rašelinišť Krkonoš byly v minulosti a jsou i recentně v době nízké sněhové pokrývky ovlivněny razantními větry, které unášejí ledové krystaly a obrušují a snižují rašeliništní formy vyčnívající nad okolní terén stejným způsobem, jaký je popisován ze subpolárních a polárních oblastí (SEPPÄLLÄ 1990). * definice plató palsy “Palsa plateau are normally 1,0–1,5 m high and cover areas from 1000 m 2 to 1 km. The peat cover is usually thin, often no more than 50–75 cm. Beneath the peat is a sediment where fine− and medium sand makes up 60–80 % and the rest is silt” (AHMAN 1986).
118
3.4. Rašelinné mikrokaskády (schodoviště, stupňoviště) Dalším z dosud nepopsaných tvarů je schodovitě utvářený terén, zvýrazněný zvláště na jaře a počátkem léta tavnými vodami z tajícího sněhu. Nápadně se podobá terénu obdobně ovlivněnému v drsnějších subpolárních podmínkách mělkými, do široka se rozlévajícími potoky tavných vod na svahu hory Slattatjakka u Abiska – obr. 15., 16. (KOCIÁNOVÁ et ŠTURSOVÁ 1999). V Krkonoších jsou taková místa na severním svahu Studniční a Luční hory, na východním svahu Čertovy louky a Stříbrného hřbetu. Pro některé z těchto lokalit je charakteristický výskyt glaciálního reliktu Pedicularis sudetica. Zajímavé je rozložení teplot vody v jednotlivých mikrokaskádách na S svahu Studniční hory, které naznačuje na několika místech vývěr chladnější vody (19. 5.1997 – rozmezí teplot vody se pohybovalo od 2,8°C po 7,2°C, 11. 6.1997 od 3,8°C po 19,8°C).
3.5. Mechové makropolygony Vyskytují se na rašelinném substrátu s dominancí mechorostů rodu Polytrichum a Juncus filiformis na levém břehu Labe v blízkosti Luční boudy (obr. 17.). Dosahují průměru 8–12 m, mocnost organické hmoty je až 1,6 m, polygony jsou ohraničeny přes 1 m hlubokými zářezy. Zde se nedá vyloučit částečný antropický vliv, i když je nepravděpodobné, že by budaři prokopávali odvodňovací kanály ve tvaru polygonů. Vzhledem připomínají „high center polygons“ (obr. 18.) vznikající na organickém substrátu s podložím permafrostu (BROWN et KUPSCH 1992). Spolu s dalšími až 1,6 m mocnými, ale plošně malými ostrůvky rašeliny na pravém břehu Labe nad a pod Luční boudou, by mohly indikovat rozsah zrašelinělých míst před příchodem člověka a výstavbou Luční boudy koncem 16. století, který citelně poznamenal tuto lokalitu. V současnosti probíhá palynologické zpracování odebraného profilu (JANKOVSKÁ 2002). Stáří kmene (větve?) nalezené ve 20 cm pod povrchem bylo určeno na 1880 let.
3.6. Hypotetické velké tundrové polygony Možnost výskytu fosilních tundrových polygonů na minerálním podloží není vyloučena v pohraniční části západně od Jantarové cesty (CZUDEK 2000, ústní sdělení). Na leteckém snímku z května 1994 (obr. 19.) je zřejmý „pattern“ rozložení odtávajícího sněhu, který může naznačovat ohraničení polygonů o průměru zhruba 12–16 m (KOCIÁNOVÁ et al.1995). Po odtání sněhu nejsou náznaky polygonů ve vegetaci patrné. Půdní sondy, které by potvrdily nebo vyvrátily možnou existenci polygonů nebyly prováděny.
3.7. Vodní čočky – dowoo Jsou dočasně (krátkodobě) se objevující formy obdobné formě zvané „dowoo“ (NOWACZYK 1984). Byly objeveny náhodně při přecházení přes pole zarostlých polygonálních půd při úpatí nejnižší kryoplanační terasy Luční hory v jihozápadní části mírně se svažující k Pramennému dolu (DVOŘÁK 1999, ústní sdělení, 2 útvary) a na lokalitě přechodných forem půd od tříděných po thufuroidní v prostoru prameniště Bílého Labe – tj. mezi severním úpatím Studniční hory a Úpským rašeliništěm (KOCIÁNOVÁ 2002, ústní sdělení, 15 útvarů) – obr. 20.–22. Zřejmá byla vazba na odtávající sněhové pole lemující kryoplanační terasy na Luční hoře a sněhové pole na severním svahu Sudniční hory. Útvary půdorysem odpovídají elipsovitě protaženému kopečku jemnozemně zarostlé mrazové půdy, tj. délka po spádnici dosahuje zhruba 2,3 m, šířka 1,6 m, výška do 0,4 m (obr. 21., 22a.). Lem vytříděných kamenů není vyvinut. Útvary na úpatí kryoplanačních teras Luční hory byly naplněné vodou, která se při sešlápnutí třemi osobami na horním okraji přelila do střední a dolní části, naopak při sešlápnutí dolního okraje byla vytlačena do horní části a při stlačení středu se rozložila rovnoměrně do stran (obr. 22.). Hustý drnový pokryv 15 cm mocný z Nardus stricta, Deschampsia flexuosa a Deschampsia caespitosa nepropustil vodu a celý útvar tak vydržel zátěž cca 210 kg, aniž by praskl a obsah vytekl. Útvary od doby prvního pozorování 11. 5.1999 vytrvaly 8 dní, pak zcela vymizely – voda pravděpodobně podpovrchově odtekla a vzhledem k podstatnému zmenšení sněhového pole přestalo i doplňování tavnou vodou (KOCIÁNOVÁ 1999, ústní sdělení). V následujících letech byly oba útvary znovu pozorovány na tomtéž místě – a to 28. 4.2000 až 4. 5.2000 (KOCIÁNOVÁ et HEJCMAN 2000, ústní sdělení), 3. 5.2001 až 6. 5.2001 a 3. 5.2002
119
(KOCIÁNOVÁ 2002, ústní sdělení). Sondování půdní sondýrkou v těsném okolí neprokázalo zmrzlý profil pod zvodnělou částí, ale hlinito až jílovito písčitou vrstvu, která může působit jako vrstva nepropustná. Voda uzavřená v čočce měla teplotu 0,4°C. Při propíchnutí drnu ve vrcholové části voda pouze po krátkou dobu pomalu vytékala, než se otvor uzavřel. Při propíchnutí drnové vrstvy na bázi čela čočky voda vyvěrala do výše zhruba 10 cm. Útvary u prameniště Bílého Labe byly pozorovány od 3. 5. do 11. 5.2002. Proříznutí jednoho z nich ukázalo, že 20 cm mocná vrstva vody (nikoli vodou nasycené půdy) byla uzavřena mezi Ae a Bfe horizontem podzolových půd (obr. 21a.,b.). V literatuře popisované „dowoo“ (obr. 23.) je velmi podobný jev ze středního Mongolska, z oblasti výskytu diskontinuitního permafrostu blízko Choyor Nuur (NOWACZYK l.c.). Je definován jako: „Dočasný (efemerní) zemní val nebo kupa vyskytující se v zóně permafrostu nebo sezónně promrzající půdy. Tvoří se na přelomu dubna a května jako výsledek vertikálního vyzdvižení obalové vrstvy permafrostu v důsledku tlaku podpovrchové vody stékající po svahu dolů z oblastí výše položených, pokrytých sněhovými poli. Zánik spadá do června nebo července a je spojen s protržením v té době už tenké nadložní vrstvy permafrostu vlivem vysokého hydrostatického tlaku podpovrchové vody. Výtok vody se děje často ve formě silné erupce. Útvary jsou často protkány četnými trhlinami podobnými trhlinám na pingo formách. Dowoo na rozdíl od pinga vzniká na jaře v důsledku tání vody (pingo narůstá na podzim v závislosti na mrznutí vody), vyklenutí povrchu je způsobeno narůstajícím tlakem vody (u pinga narůstající ledovou čočkou), dowoo je forma pouze dočasná (efemerní), pingo přetrvávající několik desítek až stovek let. Termín „hydrolakolit“ (LVOV 1916, TOLSTIKIN 1933 in NOWACZYK 1984) nevystihuje také přesně podstatu tohoto útvaru, protože označuje formy způsobené zmrznutím čočky vody (ice – cored foorms)“. Aby nedošlo k terminologické záměně, NOWACZYK (l.c.) použil pro jev mongolský název „dowoo“ – kupa. Krkonošská forma není vázaná na zmrzlé podloží (jeho funkci pravděpodobně nahrazuje nepropustný Bfe horizont), ale projev účinku zvyšujícího se hydrostatického tlaku tavných vod ze sněhových polí na reliéf terénu je obdobný. Jak se útvary chovají přes zimní období a zda k naplňování vodou dochází již pod sněhovou pokrývkou dosud nebylo zjišťováno. Dle pozorování Štursy (ŠTURSA 2002, ústní sdělení), k naplnění vodou mohlo dojít i po intenzivních přívalových dešťových srážkách, které se vyskytly koncem srpna 2002.
3.8. Polygonové vegetační vzorce Dosud nedeterminované je i specifické uspořádání travní vegetace na klimaticky namáhaném terénu (obr. 24.). Charakteristický je vzor „pattern“ vegetačních mikropolygonů nestejnoměrně vyrostlé vegetace (zvláště Deschampsia flexuosa a Nardus stricta), kdy u Deschampsia flexuosa vzrůstově vyšší jedinci a delší vegetativní výběžky tvoří jakýsi val tvaru polygonů (u Nardus stricta je val tvořen jednotlivými trsy). Střed obsazují v případě Deschampsia flexuosa vzrůstově nižší jedinci nebo nižší vegetativní výběžky, u polygonů z Nardus stricta bývá středová část bez vegetace nebo ji opět tvoří nízké výběžky Deschampsia flexuosa. Val je na bázi široký zhruba 10–20 cm, vysoký 15–20 cm, k vrcholu se zužuje a často podtáčí. Prokázán je odlišný vliv sněhu a promrzání ve středové a okrajové části. Ve středových částech zůstává sníh ležet časně na počátku zimy a déle na konci zimy, půdní profil je více a déle promrzlý ve valech (KOCIÁNOVÁ 2001, ústní sdělení). Výrazné podpovrchové mrazové třídění úlomků hornin nebylo po odstranění souvislého pásu vegetace na několika plochách velikosti 2 x 1 m prokázáno (KOCIÁNOVÁ et HARČARIK 1994, ústní sdělení). Přesto je pravděpodobné, že v určité fázi odtávání zmrzlého profilu se v povrchové vrstvě půdy zachovávají pruhy zmrzlé zeminy kopírující val vegetačních polygonů. Tento jev je popisován z Ellef Ringnes Island (arktické ekosystémy severní Ameriky – BLISS 1998) jako „ice rings“ objevující se ve vazbě na tání sněhu v časném létě na bázi malých zemních kopečků pokrytých vegetací. V dostupné literatuře existuje ještě zmínka o tzv. „snow−tussock grassland“ z alpinských ekosystémů Nového Zélandu (MARK et DICKINSON 1998). V Krkonoších se takto uspořádané travní porosty vyskytují na klimaticky exponovaných lokalitách severního svahu Studniční hory v prostoru od Kapličky a Modrého sedla po zákopovou cestu, na přechodu Luční pláně ve svahové části Luční hory (na sever i JZ), na soliflukčních jazycích v blízkosti Luční boudy, které na jaře vyčnívají nad okolní sněhem
120
pokrytý terén, v sedle Kozích hřbetů, v okolí Vrbatovy boudy, Harrachových kamenů a exponované části Harrachovy louky, v blízkosti státní hranice v okolí Violíku a Sněžných jam, na Vysokém Kole, ale i na vrcholovém plató u Kutné na Rýchorách v trávnících s dominancí Nardus stricta.
4. VZTAH NEDETERMINOVANÝCH FOREM KE KOSODŘEVINĚ Všechny výše popsané reliéfové a vegetační formy jsou v Krkonoších vázané na volné plochy zóny travnaté tundry. Výjimku tvoří velké mechové kupovité útvary na západních Krkonoších, které jsou porostlé starými polykormony kleče. Většina forem (kromě hypotetických tundrových polygonů na minerálu) také vykazuje recentní aktivitu – tj. vyvíjejí se, reagují na regelační procesy (promrzají, zvětšují a zmenšují svůj objem). Je tedy pravděpodobné, že volná plocha neosázená dřevinami, je pro jejich vznik a další vývoj nezbytná. Bohužel některé lokality – jako severní svah Sudniční hory, severní svah Luční hory v části svažující se k Bílému Labi, téměř celé náhorní plató západních Krkonoš – jsou kosodřevinou osázené. Bylo by proto žádoucí v místech výskytu těchto jevů a jejich širším okolí i na místech, kde se dá předpokládat, že se vyskytovaly (např. thufuroidní formy v okolí bývalé Rennerovy boudy na severním úbočí Luční hory – SEKYRA 1995, ústní sdělení), kosodřevinu odstranit. Výskyt řady forem v širším prostoru Bílé louky potvrzuje závěry J. a Z. Sekyry (SEKYRA et SEKYRA 1995), kteří na základě vrtů provedených v roce 1994, 1995 na plató Bílé louky upozorňují na skutečnost, že: „Deluviální akumulace muskoviticko−albitických svorů a muskovitických kvarcitů zde částečně překrývají hluboce alterované granity a představují jednu z nejatraktivnějších lokalit Krkonoš, co do rozmanitosti recentních až fosilních reliéfových forem.“
5. ZÁVĚR Široká škála dosud nepopsaných forem mikroreliéfu tundrové zóny Krkonoš je důkazem recentní existence periglaciálních podmínek v hřebenové části Krkonoš, které dle klasifikace Frenche (F RENCH 1996) odpovídají alpinským periglaciálním podmínkám a dle klimadiagramů (TROLL 1943, FRENCH l.c.) pozici mezi Špicberky a Alpami. I když např. intenzita působení mrazových procesů je nižší než v typických alpinských a subpolárních či polárních oblastech – viz tab. porovnání doby regelace a jejího teplotního rozmezí v Abisku a v Krkonoších (KOCIÁNOVÁ et ŠTURSOVÁ 1999), základní fyzikální procesy jsou shodné – působení mrazu, větru, insolace, sněhu. Monitoring promrzání a tání některých z forem naznačuje pravděpodobnou existenci specifických mikroklimatických a půdních podmínek, které umožňují: 1) přetrvávání promrzlého půdního či rašelinného horizontu až o několik týdnů déle než v okolním terénu, 2) krátkodobý, avšak velmi výrazný účinek vod z tajícího sněhu. Navíc, klimatické poměry tundrové zóny Krkonoš se blíží mezním pro vznik permafrostu (v chladných výkyvech v minulých stoletích se dokonce nedá alespoň krátkodobá přítomnost permafrostu vyloučit – viz KOCIÁNOVÁ 2002). Domníváme se proto, že v kombinaci s blízkostí skalního podloží nebo nepropustných vrstev (dle našeho názoru v Krkonoších např. Bfe horizont, ortstein), které mohou funkci permafrostu nahrazovat (POSER 1933 in SEKYRA 1960, FRENCH 1996), pak vznikají v sezonně promrzající půdě mikro až mezoformy obdobné formám na permafrostu – viz systém vanovitých prohlubní spojených periodickým tokem (tzv. rašelinné vany) připomínající „beaded stream“, útvary na Úpském rašeliništi, rašeliništi Stříbrné bystřiny a Pančavském rašeliništi podobné severským palsám typu „conical palsa“ a „plateau palsa“, mechové polštáře na minerálním podloží, které odpovídají iniciálním stádiím minerogenních pals, nově označovaných jako „lithalsa“ (PISSART et al. 1998 in WESTIN et ZUIDHOFF 2001), sezonně promrzající velké mechové kupy s jezírkem ve vrcholové části, vázané jak na podtékání podpovrchovou vodou, tak nasycování vodou povrchovou, připomínající „perennial open frost mounds system“ nebo krátkodobě, avšak každoročně se objevující vodou vyplněné a souvislou drnovou vrstvou kryté čočky na minerálním podloží odpovídající permafrostové formě „dowoo“.
121
Nutno dodat, že současné alpinské periglaciální podmínky ovlivňují nejen vývoj povrchových forem půdy a vegetace obdobných formám na permafrostu, ale i forem ablace sněhu obdobných formám velehor a polárních oblastí – viz kap. KOCIÁNOVÁ, SPUSTA et ŠTURSOVÁ 2002. [Sem patří např. ablační jamky a špice (JAHN et KLAPA 1968), mikroformy kajícníků (ŠTURSA 1977), a formy obdobné ledovcovému stolu – označené jako „lavinový hřib“, i systém nátrží ve sněhové pokrývce na hraně karu Úpské jámy (Limprichtova skála), připomínající systém ledovcových trhlin v blízkosti seraků (VANĚK 2000, ústní sdělení).].
CONCLUSION Wide scale of previously undescribed micro and mezorelief forms of the Giant Mts.’ tundra proves recent existence of periglacial conditions in the summit part of the Giant Mountains, which in classification by FRENCH (1996) corresponds with “alpine periglacial condition” and by climate diagrams to a position of “freezing and thawing conditions” (TROLL 1943, FRENCH l.c.) located between Spitzbergen and the Alps. Although e.g. intensity of frost processes is lower than in typical alpine, subpolar or polar areas (see table by KOCIÁNOVÁ et ŠTURSOVÁ 1999 – comparison of lenght of regelation period and its temperature range measured in Abisko and in the Giant Mountains), the basic physical processes are identical – the influence of frost, wind, sunshine, and snow. In addition, the climatic conditions of tundra zone in the Giant Mountains approaches the limit permafrost conditions (at least short−term existence of permafrost cannot be excluded in cold fluctuations during last centuries – see KOCIÁNOVÁ 2002). Field work and monitoring of freezing and thawing some of forms indicate probably special microclimatic and soil conditions, which enable outlast of frozen soil or peat profile at about some weeks longer than in surrowdings, or short time – but expressive – action of meltwater. On these localities we assume, that in combination with near bedrock or impermeable layers (Bfe horizon, ortstein), which could replace function of permafrost (POSER 1933 in SEKYRA 1960, FRENCH 1996), micro to mezoforms similar to forms on permafrost can occur: i.e. systems of bowl−shaped pools connected by periodic stream which resemble “beaded stream”, peat structures on Úpské rašeliniště mire, on the mire of Stříbrná bystřina stream and Pančavské rašeliniště mire resembled “conical and plateau palsas”, moss hummock on mineral soil resembled initial stadium of minerogenic palsas – “lithalsas”, large moss mounds with pool in upper part connected with surface or subsurface water flow resembling perennial open frost mounds system and short time lasting – but every years rising – water blisters on minerogenic soils covered by thin turf layer resembling “dowoo” form. It has to be added, that the present periglacial condition influence not only development of the surface soil forms similar to the forms on permafrost, but also the forms of snow ablation similar to forms in high mountains and polar areas (see chapter KOCIÁNOVÁ, SPUSTA et ŠTURSOVÁ 2002). [Here belongs, e.g. ablation hollows and dirt cones (JAHN et KLAPA 1968 ), “snow penitentes” microforms (ŠTURSA 1977), forms similar to glacier table – named as avalanche mushroom, and also a system of fissures in snow cover on the edge of Úpská jáma corry resembling a system of glacier fissures near séraks (VANĚK 2000, personal comment)].
Acknowledgement Authors thank to Dr. Vlastimil Pilous for helpful comments and staff of Abisko Scientific Research Station for support of field work in Abisko area. We are grateful to our colleaque ing. Alena Tondrová of the KRNAP Administration and technician editor Jana Marková for their help during the final stages of writing this paper.
Obr. 2. Letecký pohled na “beaded streeam” (růžencový tok) v zóně souvislého permafrostu v blízkosti Tuktoyaktuk (arktická Kanada). Air view on beaded stream near Tuktoyaktuk (Canada). Reference: BROWN et KUPSCH (1992): Permafrost terminology. Biuletyn Peryglacjalny 32. Fig. 2.)
122
P P P
P
P
P
Obr. 1. Letecký pohled na růžencový tok Bílého Labe v blízkosti Luční boudy v Krkonoších (oblast sezonního promrzání půdy). P – polykormon kleče. (Foto K. Hník, srpen 1995) Air view on beaded stream of Bílé Labe river near Luční bouda chalet in the Giant Mts. (zone of seasonal frozen ground). P – polycorms of Pinus mugo.
123
Is
Obr. 3. Systém rašelinných van na S svahu Studniční hory. Pozice velkých mechových kup (valů). Is – pravděpodobné počáteční stadium velké mechové kupy. (Foto M. Kociánová, květen 2000) Systems of bowl−shaped pools connected by periodic stream on the N slope of Studniční hora Mt. Possition of large moss mounds. Is – suppose initial stadium of large moss mound.
Obr. 4. Mechová kupa (val) s jezírkem ve vrcholové části na severním svahu Studniční hory (Foto: M. Kociánová, květen 1995) Large moss mound with small pool in top part. Locality: N slope of Studniční hora Mt.
124
Obr. 4a. Vegetační kryt a mocnost humolitu mechové kupy Vegetation cover and deepth of peat of moss mound
pool
jezírko promrzlý val
zcela roztálý val
Obr. 4b. Postupné roztávání mechové kupy (valu) v květnu – červnu 1997. Poměr např. 20/15 určuje mocnost promrzlé čočky/mocnost roztálé povrchové vrstvy v cm. Thawing of frozen lenses within moss mound during May – Juni 1997. Fraction means deep of frozen lenses/deep of melted surface layer in cm.
125
126 Obr. 5. A – počáteční stadium narůstání mechové kupy (některé části systému růžencových toků ve východních i západních Krkonoších) Initial stadium of rise of moss mound (some parts of beaded streams in eastern and western Giant Mountains) B – stadium maximálního nárůstu mechové kupy (dva útvary ve východních Krkonoších vázané na částečně aktivní systém růžencového toku) Mature stadium of rise of moss mound – two mounds in eastern Giant Mountains, age min. 2000 years (JANKOVSKÁ 2002) C – stadium stagnace (degradace) mechové kupy (formy s polykormony kleče na západních Krkonoších) Stadium of stagnation (degradation) of moss mound – forms with polycorms of Pinus mugo in western Giant Mountains, age about 4000 years (JANKOVSKÁ 2001)
Obr. 5a. Mechové kupy s polykormony kleče a zbytky jezírka ve vrcholové části (Foto: M. Kociánová, červenec 1999) Moss mounds with rest of pool on top part are covered by polycorms of Pinus mugo
Obr. 5b. Výrazné nátrže na jihovýchodním okraji kup (Foto: M. Kociánová, červenec 1999) Cracks on SE margin of mound
127
128 obr. 5a
obr. 5b
obr. 9
Obr. 6. Lokalizace (pomocí GPS) a vegetační kryt čtyř mechových kup a dvou plochých útvarů připomínajících plató palsy v severní části Pančavského rašeliniště. Possition (using GPS methods) and vegetation cover of four moss mounds and two plateau palsa – like structures in N part of Pančavské rašeliniště mire.
obr. 7a ↓
5a ↓
5b ↓
Obr. 7. Menší zrašelinělé plochy na svahu jihovýchodně od pramene Labe (lokalita putujících kamenů a hustých výsadeb kosodřeviny) (Foto: M. Kociánová, srpen 2000) Small peat patches on locality of ploughing blocks (and plantation of Pinus mugo) – SE slope near Labe river spring
↓
Obr. 7a. Na některých z nich dochází k bultovatění až vzniku thufurů. ↓ – kupa na obr. 5a. (Foto: M. Kociánová, srpen 2000) Humocks to thufurs character some of peat patches unfortunately planted by Pinus mugo. ↓ – moss mound on Fig. 5a.
129
Obr. 8. Plató palsa v blízkosti Abiska (severní Švédsko) (Foto: M. Kociánová, srpen 1998) Plateau palsa near Abisko (Northern Sweden)
Plantation of Pinus mugo
↓
Obr. 9. Plochý útvar připomínající plató palsu v severní části Pančavského rašeliniště, v pozadí husté výsadby kosodřeviny. ↓ – mechová kupa na obr. 5b. (Foto: M. Kociánová, květen 1998) Plateau palsa−like structure in north part of Pančavské rašeliniště mire (the Giant Mts.) ↓ – large moss mound (Fig. 5b.)
130
Obr. 10. Mechový polštář na Bílé louce (severní svah Luční hory) (Foto: M. Kociánová, září 1998) Moss blister on Bílá louka meadow – north slope of Luční hora Mt. (the Giant Mts.)
→
→ →
Obr. 11. ↓ – mechová iniciální stadia minerogenních pals na lokalitě Rakaslakko v blízkosti Abiska (severní Švédsko) (Foto: M. Kociánová, srpen 1998) ↓ – initial (moss) stadium of minerogenic palsa – locality Rakaslakko near Abisko (Northern Sweden)
131
Obr. 12. Typická vypouklá „conical“ palsa v blízkosti Abiska (Foto: H. Štursová, srpen 1998) Conical palsa near Abisko (Northern Sweden)
Obr. 13. Palsu připomínající útvar na rašeliništi Stříbrné bystřiny (Foto: J. Kopáčová, říjen 2002) Forms of peat resembling conical palsa – locality Stříbrná bystřina mire (the Giant Mts.)
132
Obr. 14. Palsu připomínající útvar na Úpském rašeliništi (Foto: M. Kociánová, květen 1996) Form of peat resembling conical palsa – locality Úpské rašeliniště mire (the Giant Mts.)
Obr. 14a. Roztávání tohoto útvaru na jaře r. 1997, poměr např. 15/10 urču− je mocnost rozmrzlé povrchové vrstvy/mocnost zmrzlé čočky v cm Thawing of frozen lenses within this form during May–Juni 1997, fraction means thickness of melted surface layer/thickness of frozen lens in cm
133
1m
Obr. 15. Mikrokaskády na severovýchodním svahu hory Slattatjakka u Abiska (severní Švédsko) (Foto: H. Štursová, srpen 1998) Microcascades on NE slope of Slattatjakka Mt.– Abisko area (Northern Sweden)
Obr. 16. Mikrokaskády na severním svahu Studniční hory (Foto: M. Kociánová, květen 1997) Microcascades on north slope of Studniční hora Mt. (the Giant Mts.)
134
Obr. 17. Rašelinné polygony u Luční boudy (Foto: M. Kociánová, červen 1999) Large peat polygons near Luční bouda chalet (the Giant Mts.)
Obr. 18. Rašelinné polygony v blízkosti Tuktoyaktuk (Kanada) v zóně souvislého permafrostu High centre polygons near Tuktoyaktuk (Canada) in continuous permafrost zone Reference: BROWN et KUPSCH (1992): Permafrost terminology. Biuletyn Peryglacjalny 32. Fig. 19.)
135
→ → Obr. 19. Náznaky velkých polygonů ohraničených zbytky odtávajícího sněhu na minerálním podloží západně od Jantarové cesty. (Letecké foto: K. Hník, květen 1995) Suggestion of large polygons (diameter 12–16 m) on minerogenic bedground limited by rest of snow. Locality west of the Jantarová cesta path (the Giant Mts.)
Obr. 20. Část Bílé louky východně od Luční boudy, kde se v době tání sněhu tvoří vodní čočky – dowoo (Foto: M. Kociánová, květen 2002) Locality east of Luční bouda chalet, where forms of dowoo rise during spring melting of snow
136
Obr. 21. Jedna z vodních čoček na Bílé louce. 21a. – Naříznutí její vrchní části. 21b. – Prostor mezi horizonty Ae a Bfe je vyplněn čočkou vody mocnou 20 cm. (Foto: M. Kociánová, 11.5. 2002) One of dowoo in locality Bílá louka meadow. 21a. – cut through its top part. 21b. – Water lens of depth of 20 cm is located between Ae and Bfe horizons.
20 cm
21a
21b 137
0,5 m
1,6 m
Obr. 22. Vodní čočka v blízkosti kryoplanačních teras Luční hory – západní část Luční pláně (Foto: M. Kociánová, květen 2000) Dowoo near cryoplanation terraces of Luční hora Mt. – west part of Luční pláň plateau
Obr. 22a. Při zatížení 3 osobami nedošlo k porušení povrchu čočky, pouze se měnil její tvar v důsledku přelévání vody uvnitř čočky (Foto: Š. Jahodová, květen 1999) Weight by three persons evoke change of shape of dowoo only (due to overflow of water inside dowoo)
138
Obr. 23. Dowoo v oblasti Chojor Nuur v Mongolsku – foto ze dne 9. 6.1977 Dowoo in Chojor Nuur (Mongolia) on June 9, 1977. Reference: Nowaczyk B. (1986): Biuletyn Peryglacjalny, 30. p. 120, Fig.1A, B.
Obr. 23a. Stejná lokalita o 3 dny později (12. 6.1977) – dowoo zaniklo v důsledku protržení a následného odtoku vody Three days later (on June 12, 1977) dowoo colapsed due to loss of water through fissures
139
Obr. 24. Vegetační polygonové vzorce na severním svahu Studniční hory (Foto: M. Kociánová, květen 1987) Polygonal pattern of vegetation on north slope of Studniční hora Mt.
Obr. 24a. Průřez valy a středovou částí jednoho ze vzorců. Bílá linie (natažené pásmo) ohraničuje přechod mezi förnou a humusovým horizontem. (Foto: H. Štursová, červen 2001) Cross−section through ramparts and central part one of polygonal pattern of vegetation – locality: north slope of Studniční hora Mt. White line (tape) marks border between förna and humus layer.
140
Obr. 24b. Na jaře zůstává uvnitř valů (na rozdíl od středových částí) déle zmrzlý sníh i promrzlá půda pod nimi (Foto: M. Kociánová, květen 1999) Frozen snow inside rampart and frozen soil beneath rampart are characteristic during spring time
LITERATURA AHMAN R. 1986: The structure and morphology of minerogenic palsas in northern Norway. Biuletyn Peryglacjalny, No. 26. Łódź. AKERMAN J. H. et MALMSTRÖM B. O. 1986: Permafrost mounds in the Abisko area, northern Sweden. Geografiska Annaler, 68A (3): 155–165. BLISS L. C. 1998: Arctic ecosystems of North America. In: Wielgolaski F. E. (ed.) 1998: Ecosystems of the world 3. Polar and alpine tundra. Elsevier Science B. V., Amsterdam, Lausane, New York, Oxford, Shannon, Singapore, Tokyo. BROWN R. J. E. et KUPSCH W. O. 1992: Permafrost terminology. Biuletyn Peryglacjalny, 32. Łódź. CZUDEK T. 1986: Pleistocenní permafrost na území Československa. Geografický časopis, 38: 2–3. CZUDEK T. 1997: Reliéf Moravy a Slezska v kvartéru. Sursum. Tišnov. DOHNAL J., JÁNĚ Z., KNĚZ J., VILHELM J. et ZIMA L. 1999: Geofyzikální průzkum na lokalitě Labská louka v Krkonoších. Ms. PřF UK Praha – Správa KRNAP Vrchlabí. DOHNAL J., JÁNĚ Z., KNĚZ J., NÝVLT D., VILHELM J., ZIMA L. et Dvořák I. J. 2001: The problem of peat mounds and specific character of some geophysical fields in the area of the Labská louka. Opera Corcontica 38: 249–259. Vrchlabí. DVOŘÁK J. I. et Vítek O. 2001: Ms. GIS – Správa KRNAP Vrchlabí. FLOUSEK J. 1990: Hraboš polní (Microtus arvalis) v subalpínském stupni Krkonoš. Opera Corcontica 27: 149–161. Praha.
141
FRENCH H. M. 1996: The periglacial environment. 2nd Edition. Longman. Essex. England. HARČARIK J. 2002: Microclimatic relationships of the artic−alpine tundra. Opera Corcontica 39: 45–68. Vrchlabí. JANKOVSKÁ V. 1997: Počáteční vývoj rašelinišť České a Slovenské republiky a kryogenní jevy – fakta a úvahy. Flóra a vegetácia rašelinísk. Zborník z vedeckej konferencie, 8.–10. 9.1997, Orava. Nitra. JANKOVSKÁ V. 1999: Zpráva o plnění grantu MŽP VaV/620/4/97 – Ovlivnění tundrových geobiocenóz Krkonoš vysokohorským zalesňováním. Vrchlabí. JANKOVSKÁ V. 2001: The vegetation development in the W part of the Krkonoše Mts. during Holocene (Pančavské rašeliniště Mire – palaeoecological research). Opera Corcontica 38: 11–19. Vrchlabí. JANKOVSKÁ V. 2002: Zpráva o plnění grantu MŽP VaV/610/3/2000 – Komplexní analýza dlouhodobých změn krkonošské tundry. Vrchlabí. JENÍK J. 1973: Zařazení Krkonoš v klasifikačních systémech pohoří. Opera Corcontica 10: 93–99. Praha. KOCIÁNOVÁ M. 2002: Otázka projevů chladných období postglaciálu v krkonošské tundře. Opera Corcontica 39: 143–152. Vrchlabí. KOCIÁNOVÁ M. et al. 1995: Vliv vysokohorského zalesňování na geobiocenózy středoevropské horské tundry v Krkonoších. Závěrečná zpráva grantu MŽP ČR, GA 1573/94, (depon. in: Správa KRNAP, Vrchlabí), pp. 48. KOCIÁNOVÁ M. et SEKYRA J. 1995: Distribution of vegetated patterned grounds. In: Soukupová L., Kociánová M., Jeník J. et Sekyra J. (eds.): Arctic−alpine tundra in the Krkonoše, the Sudetes. Opera Corcontica 32: 54–66. Vrchlabí. KOCIÁNOVÁ M., SPUSTA V. et ŠTURSOVÁ H. 2002: Lavinový hřib – nová ablační forma sněhu. Opera Corcontica 39: 175–180. Vrchlabí. KOCIÁNOVÁ M. et ŠTURSOVÁ H. 1999: Preliminary study of vegetation of the Krkonoše Mts. and Abisko National Parks. Report depon. in Správa KRNAP, Vrchlabí and Abisko Scientific Research Station, Abisko, Sweden. MARK A. F. et DICKINSON K. J. M. 1998: New Zealand alpine ecosystems. In: Wielgolaski F. E. (ed.) 1998: Ecosystems of the world 3. Polar and alpine tundra. Elsevier Science B. V., Amsterdam, Lausane, New York, Oxford, Shannon, Singapore, Tokyo. MATTHEWS J. A., DAHL S. O., BERRISFORD M. S. et NESJE A. 1997: Cyclic development and thermokarstig degradation of palsas in the mid−alpine zone et Leirpullan, Dovrefjell, Southern Norway. Permafrost and periglacial processes, 8: 107–122. MEJSTŘÍK V. et STRAKA K. 1964: Pančické rašeliniště v Krkonoších. Opera Corcontica 1: 35–53. Praha. NOWACZYK B. 1984: Dowoo− a new type of earth mounds in continental permafrost domain (Central Mongolia). Biuletyn Peryglacjalny, 30. Łódź. SEKYRA J. 1960: Působení mrazu na půdu. Geotechnika 27. Praha. SEKYRA J. et SEKYRA Z. 1995: Recent cryogenic processes. In: Soukupová L., Kociánová M., Jeník J. et Sekyra J. (eds.): Arctic−alpine tundra in the Krkonoše, the Sudetes. Opera Corcontica 32: 31–37. Vrchlabí. SEPPÄLLÄ M. 1990: Depth of snow and frost on a palsa mire, Finnish Lapland. Geografiska Annaler, 72A: 191–201. SOUKUPOVÁ L., JENÍK J. et ŠTURSA J. 1992: Cloudbery populations (Rubus chamaemorus L.) in the Krkonoše Mts. and Scandinavia. Opera Corcontica 28: 73–103. Praha. TROLL C. 1943: Die Frostwechselhäufigkeit in den Luft− und Bodenklimaten der Erde. Sonderdruck aus der ”Meteorologischen Zeitschrift”, Bd. 60. Braunschweig. WASHBURN A. L. 1979: Geocryology. London. WESTIN B. et ZUIDHOFF F. S. 2001: Ground thermal conditions in a frost−crack polygon, a palsa and a mineral palsa (lithalsa) in the discontinuous permagfrost zone, Northern Sweden. Permafrost and periglacial processes 12.
142
