Nebezpečí břečkotoků na území KRNAP a možnosti jejich
Transkript
Nebezpečí břečkotoků na území KRNAP a možnosti jejich
Česká zemědělská univerzita v Praze Fakulta životního prostředí Environmentální modelování Nebezpečí břečkotoků na území KRNAP a možnosti jejich predikce Diplomová práce Autor: Roman Juras Vedoucí práce: Ing. Jiří Pavlásek Ph.D. Konzultant práce: RNDr. Milena Kociánová 2009 Prohlašuji, že jsem celou diplomovou práci na téma „Nebezpečí břečkotoků na území KRNAP a možnosti jejich predikce“ vypracoval samostatně s použitím uvedené literatury a podle pokynů vedoucího diplomové práce. V Praze dne 31.7.2009 ………………………………… Roman Juras ii PODĚKOVÁNÍ Na tomto místě bych rád poděkoval vedoucímu diplomové práce Jirkovi Pavláskovi za trpělivost a podněty ke psaní. Dále bych rád poděkoval Mileně Kociánové za cenné rady a předávání zkušeností s prací v terénu, Zdeňku Mrkvicovi z ČHMÚ a Valeriánu Spustovi za poskytnutí meteorologických dat, GIS oddělení KRNAP za poskytnutí GISových dat, Ivaně Šnejdarové, Vaškovi Tomáškovi a Katce Gdulové za pomoc v terénu a podporu. iii Abstrakt: NEBEZPEČÍ BŘEČKOTOKŮ NA ÚZEMÍ KRNAP A MOŽNOSTI JEJICH PREDIKCE Pojem břečkotok je v České republice poměrně nový. Byl zaveden z anglického „slushflow“ a označuje proces, kdy sníh je přesycen vodou a není schopen pojmout její další množství, přičemž se na svahu dává do pohybu. Tento jev je velmi dobře popsán ze severských zemí jako Norsko, Rusko, Island a Švédsko, kde je poměrně běžný a působí často rozsáhlé škody na majetku, zdraví a životech osob, ale byl pozorován i na území Krkonoš (JV svah Stříbrného hřbetu, Herlíkovice – např. 1998, 2000, 2002, Hertvíkovice 2009). V České republice zatím není známo, že by tento fenomén způsobil nějaké významné škody, ale v souvislosti s globálními změnami klimatu odborníci předpokládají častější výskyt břečkotoků i v nižších zeměpisných šířkách. Z toho důvodu je jedním z cílů mé diplomové práce i studium podmínek vzniku tohoto jevu v oblastech Krkonoš a porovnat je s podmínkami ze severských zemí na základě dostupné literatury. Terénní práce v r. 2008 probíhaly na lokalitách, kde byl v minulosti výskyt břečky zaznamenán. V průběhu konce dubna až poloviny května jsme na Stříbrném hřbetu a Úpském rašeliništi zachytili vývoj sněhové pokrývky od stabilní až po břečku. Pro tyto události byly analyzovány meteorologické podmínky, které předcházeli jejich vzniku. V září a v říjnu byly zmíněných lokalitách a na lokalitách Herlíkovice a Hájenka odebrány půdní vzorky na stanovení hydraulické vodivosti. V zimě 2009 bylo provedena simulace vzniku břečkotoku v terénu za různých sněhových podmínek pomocí srážkového simulátoru. Při tomto pokusu byl také zjišťován akumulační potenciál sněhu. Dalším cílem bylo vytipování rizikových lokalit, na základě geomorfologických charakteristik terénu a také odhadnutí meteorologických podmínek, předcházejících vzniku břečkotoku na základě historických záznamů. Klíčová slova: břečkotok, sníh, tání, Krkonoše, přírodní rizika iv Abstract: RISK OF SLUSHFLOWS IN AREA OF THE GIANT MOUNTAINS NP AND POSSIBILITIES OF THEIR PREDICTION The slushflow term is quite new in the Czech Republic. This phenomenon is very well described from northern countries like Norway, Russia, Iceland or Sweden, where it is frequent and causes often a property demages and lifes looses, but it was also sporadically observed in the Krkonoše Mts. (SE slope of „Stříbrný hřbet ridge “ and „Herlíkovice I, II“ – 1998, 2000, 2002, Hertvíkovice 2009). A slushflow forms from supersaturated snow, when no more water can be absorbed in. After that follows a downslope motion of the snow mass. Supersaturated snow can be very well recognizable in nature, because of its grey colour. This kind of nature hazard have not caused any bigger damages on human’s property or lifes in the Czech Republic so far, but it is very dangerous in mentioned northern countries. However, more frequent occurence in middle latitudes is expected, because of its probable connection with global climate changes. This is also one of the goals of my diploma thesis; being more specific, studying the preconditions of forming slushflows in Krkonoše Mts. and compare them with the northen’s countries conditions described in literature. The fieldworks have started in 2008 at the localities, where the slushflows occured in the past. The progression of stable snow cover to slushflow were studied from the end of April to the middle of May at „Stříbrný hřeben“ ridge and „Úpské rašeliniště“ mire localities. The meteorological preconditions of slushflow and slushswamp were analysed. From September to November were carried out several assesment of the field soil conditions, especialy a soil permeability was determined in laboratory. During winter 2009 we attempted to simulate preconditions of slushflow forming by rain simulator. This physical experiment is provided in a field and different types of snow were used. We also attepted to determine a water storage kapacity of snow. Next goal of this work was estimation of potential risk localities by GIS on the basis of geomorphological conditions, and 2) estimation a potential risk period on the basis of meteorological data. Key words: slushflow, snow, snow melt, Krkonoše Mts., natural hazards v Obsah 1. 2. 3. Úvod .................................................................................................................. 8 Cíle práce ............................................................................................................. 8 Vlastnosti sněhu ................................................................................................... 9 3.1. Mechanické vlastnosti.................................................................................. 9 3.1.1. Hustota – ρ ........................................................................................... 9 3.1.2. Tvrdost – R......................................................................................... 10 3.1.3. Pevnost ............................................................................................... 11 3.1.4. Velikost a tvar sněhových krystalů .................................................... 12 3.1.5. Pórovitost ........................................................................................... 13 3.1.6. Vodní hodnota sněhu (SWE) ............................................................. 13 3.2. Tepelné vlastnosti sněhové pokrývky ........................................................ 13 3.2.1. Průnik tepla do sněhové pokrývky..................................................... 13 3.2.2. Vliv radiace ........................................................................................ 15 3.2.3. Tepelný gradient................................................................................. 15 3.3. Hydraulické a hydrologické vlastnosti sněhové pokrývky ........................ 16 3.3.1. Obsah tekuté vody ve sněhové pokrývce ........................................... 16 3.3.2. Reakce sněhové pokrývky na srážkovou událost............................... 20 3.3.3. Infiltrace vody do sněhu..................................................................... 21 3.4. Metamorfóza sněhové pokrývky................................................................ 22 3.4.1. Obecné principy ................................................................................. 22 3.4.2. Růst krystalů v suchém sněhu ............................................................ 24 4. Břečkotoky ......................................................................................................... 25 4.1. Obecná charakteristika ............................................................................... 25 4.2. Mechanismus vzniku.................................................................................. 25 4.2.1. Zdroje vody ........................................................................................ 27 4.2.2. Typ sněhu a jeho stratifikace.............................................................. 28 4.2.3. Geomorfologické charakteristiky....................................................... 29 4.2.4. Meteorologické a klimatologické charakteristiky.............................. 32 4.2.5. Charakteristika toku ........................................................................... 36 4.3. Škody ......................................................................................................... 38 4.4. Možnosti modelování a predikce břečkotoků ............................................ 38 4.4.1. Terénní ukazatele ............................................................................... 38 4.4.2. Terénní měření ................................................................................... 39 4.4.3. Degree-day model .............................................................................. 40 4.5. Výskyt břečkotoků v ČR............................................................................ 41 5. Charakteristika Krkonoš .................................................................................... 44 5.1. Geografické vymezení ............................................................................... 44 5.2. Geologie ..................................................................................................... 44 5.3. Geomorfologie ........................................................................................... 45 5.4. Půdní poměry ............................................................................................. 47 5.5. Hydrologie ................................................................................................. 48 5.6. Klima.......................................................................................................... 49 6. Charakteristika zkoumaných území ................................................................... 55 6.1.1. Herlíkovice......................................................................................... 55 6.1.2. Herlíkovice – Hájenka........................................................................ 56 6.1.3. Hertvíkovice....................................................................................... 56 6.1.4. Stříbrný hřbet ..................................................................................... 57 6.1.5. Úpské rašeliniště ................................................................................ 57 7. Metodika ............................................................................................................ 58 6 Obsah 7.1. Sběr dat....................................................................................................... 58 7.1.1. Sněhové profily .................................................................................. 58 7.1.2. Srážkový simulátor............................................................................. 59 7.1.3. Pedologická měření............................................................................ 61 7.2. Vyhodnocení meteorologických dat .......................................................... 63 7.3. Degree-day model ...................................................................................... 63 7.4. Vytvoření mapy potenciálně rizikových území ......................................... 64 8. Výsledky ............................................................................................................ 67 8.1. Vyhodnocení vývoje sněhové pokrývky.................................................... 67 8.1.1. Úpské rašeliniště 2008 ....................................................................... 69 8.1.2. Stříbrný hřbet 2009 ............................................................................ 70 8.1.3. Úpské rašeliniště 2009 ....................................................................... 72 8.2. Srážkový simulátor..................................................................................... 73 8.3. Pedologická měření.................................................................................... 75 8.4. Meteorologické podmínky ......................................................................... 77 8.4.1. Sezóna 1999/2000 .............................................................................. 77 8.4.2. Sezóna 2007/2008 .............................................................................. 80 8.4.3. Sezóna 2008/2009 .............................................................................. 81 8.5. Mapa potenciálních rizikových oblastí ...................................................... 84 9. Diskuse............................................................................................................... 86 9.1. Zhodnocení vývoje sněhové pokrývky na základě Meteorologických podmínek................................................................................................................ 86 9.2. Sezóna 1999/2000 ...................................................................................... 86 9.2.1. Sezóna 2007/2008 .............................................................................. 87 9.2.2. Sezóna 2008/2009 .............................................................................. 88 9.3. Zhodnocení výsledků srážkového simulátoru............................................ 89 9.4. Pedologické zhodnocení............................................................................. 90 9.5. Tvorba mapy potenciálně rizikových oblastí ............................................. 90 10. Závěr ................................................................................................................ 92 11. Seznam použité literatury................................................................................... 93 12. seznam obrázků.................................................................................................. 97 13. Seznam Tabulek................................................................................................. 98 7 1. ÚVOD Přírodních rizik, ohrožujících lidské životy nebo majetek, je mnoho. V poslední době se velmi skloňují termíny jako zemětřesení, povodně nebo laviny. Zatímco v České republice můžeme sledovat především poslední dva fenomény, tak i další rizika, které dříve nebyly tak známé, začínají postihovat některé lokality. Mezi tyto jevy patří i břečkotoky, nebo-li pohybující se směs sněhu a vody. Mohlo by se zdát, že jev, který byl zaznamenám pouze na několika lokalitách a nezpůsobil významnější škody, není potřeba nijak zvláště studovat. Negativní zkušenosti, především ze severských zemí, s tímto fenoménem mohou být důkazem, že břečkotoky zasluhují naši pozornost. Ve střední Evropě je obecně tento jev velmi málo dokumentován a celkové povědomí o něm mezi veřejností i odborníky je malé. Otázkou je, jestli s dalšími případnými změnami klimatu se začnou břečkotoky vyskytovat i v nižších polohách a nižších zeměpisných šířkách. Výskyt několika málo břečkotoků v předhůří Krkonoš by mohl naznačovat, že tato teorie není zcela mylná. Tato práce shrnuje dosavadní výzkum, který byl v oblasti břečkotoků proveden. Břečkotoky ovšem nejsou jedinou pohyblivou formou sněhu, která působí (nebo spíše by mohla působit) škody na majetku a životech osob. Břečkotoky bychom zároveň mohli považovat za druh laviny a právě laviny jsou dalším nebezpečným fenoménem v Krkonoších. Lavinové tématice se věnují velmi podrobně jiní autoři, přesto v některých kapitolách snese břečkotok srovnání s lavinami, protože jistě mají několik společných prvků. Tento fenomén má poměrně složitý způsob vzniku, proto je také důležité znát základní vlastnosti sněhu a principy jeho metamorfózy, protože na ní je vznik břečkotoku často závislý. Do budoucna by se odborníci v České republice určitě měli zaměřovat na monitoring břečkotoků a popis jejich vlastností. Tento úkol je o to těžší, že tento fenomén trvá většinou po krátkou dobu a může se vyskytnou prakticky kdekoliv. 2. CÍLE PRÁCE Rešerše dané problematiky z dostupné literatury Analýza historických dat z území NP Krkonoše Vytipování a zmapování problémových lokalit Monitorování charakteristik sněhové pokrývky na vybraných územích Možnosti predikce vybraných událostí 8 Vlastnosti sněhu Literární rešerše 3. VLASTNOSTI SNĚHU V této kapitole jsou uvedeny nejdůležitější vlastnosti sněhové pokrývky, které mají vliv na její metamorfózu případně na tvorbu břečkotoků. Některé vlastnosti jsou předmětem měření i v této práci (tvrdost, hustota, velikost zrna, teplota), ostatní jsou popsány pouze teoreticky. 3.1. MECHANICKÉ VLASTNOSTI Všechny značky pro mechanické vlastnosti vycházejí z mezinárodního značení podle Colbeck & al. (1990). 3.1.1. Hustota – ρ Hustota je definovaná jako množství sněhu na jednotku jeho objemu, např. kg/m3, g/cm3. Stanovuje se vážením vzorku o známém objemu (McClung & Shaerer 2006) pomocí sněhoměrných válců. Jedná se zároveň o základní veličinu popisující vlastnosti sněhu (Singh & Singh 2001). Dingman (2002) uvádí běžně užívaný vzorec pro výpočet hustoty: ρs = M i + M w ρ i ⋅ Vi + ρ w ⋅ V w = , Vs Vs (3.1) kde ρi je hustota ledu – 970 kg/m3, ρw je hustota vody – 1000 kg/m3, M je hmotnost, V je objem a konečně indexy i,w,s značí led, vodu a sníh. Typické hodnoty hustoty se u alpinského typu sněhu udávají od 30 do 600 kg/m3. Hustota může být vztažena k pórovitosti sněhu, přičemž sníh se označuje jako nejpórovitější přírodní materiál (McClung & Shaerer 2006). Tab 3.1 – Hustoty různých typů sněhů podle Singh & Singh (2001). Typ sněhu Hustota / g.cm3 Nestálý sníh (wild snow ), nově napadlý v nízké teplotě a v klidu 0,01–0,03 Nový sníh, bezprostředně po na napadnutí v klidu Nový sníh, vlhký (Damp new snow) Usazený sníh Dutinová jinovatka (Depth hoar) Větrem udusaný sníh (Wind packed snow ) Firn Velmi vlhký sníh a firn Ledovcový led 0,05 – 0,07 0,1 – 0,2 0,2 – 0,3 0,2 – 0,3 0,35 – 0,4 0,4 – 0,65 0,7 - 0,8 0,85 – 0,91 Nově napadlý sníh má hustotu okolo 30 kg/m3 a jeho pórovitost je velmi vysoká – okolo 97% (tzn. 3% ledu, 97% vzduchu). Vlhký sníh vykazuje hustotu kolem 600 kg/m3 a pórovitost kolem 35% (McClung & Shaerer 2006). Hustota nově napadlého 9 Vlastnosti sněhu Literární rešerše sněhu je vymezena uspořádáním sněhových vloček, které jsou značnou měrou funkcí teploty vzduchu a stupněm supersaturace ve srážkovém mraku (Mellor 1964 in Dingman 2002). Vyšší rychlost větru způsobuje lámání sněhových vloček, které se formují v hvězdovité nebo jehlicovité tvary a shlukují se spolu do hustších vrstev (Dingman 2002). V tab. 3.1 je vidět, že hustota roste se stářím sněhové pokrývky. Tento proces může být samozřejmě urychlen větrem, teplotou a střídavým táním (Singh & Singh 2001). Martinec (1977 in Singh & Singh 2001) uvádí vzorec odhadu vývoje hustoty v závislosti na čase: ρ n = ρ 0 ⋅ (n + 1)0.3 , (3.2) kde ρn – hustota sněhu po n dnech, ρ0 - hustota nově napadlého sněhu (většinou 0,1 g/cm3) Břečkotok vykazuje mnohem větší hustoty, než vlhký sníh. Perov (1998) udává hustotu břečkotoku kolem 900 kg/m3. McClung & Shaerer (2006) zase uvádějí hustotu1 přesahující 1000 kg/m3. Takto vysoké hodnoty jsou dosahovány především díky složení břečkotoku, který je tvořen směsí vody, ledu, sněhu a často i kousků stržené půdy nebo kamení. Působením gravitace a metamorfózy bylo odhadnuto, že kolem 90% pomalého pohybu (plazení) vysoce pórovité sněhové pokrývky způsobuje nárůst hustoty kvůli přeorganizování sněhových zrn a z 10% nebo méně je přičítán mechanickým efektům jako je deformace ledových zrn (McClung & Shaerer 2006). U mělké sněhové pokrývky se hustota zvětšuje rychlostí okolo 2 – 50 kg/m3 za den (Dingman 2002). 3.1.2. Tvrdost – R Tvrdost je jedna ze základních mechanických vlastností sněhu. Představuje odpor proti pronikání předmětu do sněhu. A definuje se jako odpor sněhu k penetraci kovovým kuželem zarážený známou silou (Singh & Singh 2001). Tvrdost, stejně jako hustota a pevnost, roste mimo jiné také s hloubkou vlivem dlouhodobého působením tlaku samotné sněhové pokrývky. Ale působí zde i jiné faktory, např. metamorfóza. Procesu, kdy tvrdost sněhu roste s hloubkou vlivem hmotnosti samotného sněhu, říkáme vertikální usazování sněhové pokrývky. Rychlost usazování se různí podle druhu sněhu, pohybuje se od 10 cm za den, ale i více u sněhů s nízkou hustotou. Sníh s vyšší hustotou podléhá vertikálnímu usazování pomaleji. Na druhou stranu ale nemůžeme vždy tvrdit, že hlubší vrstvy jsou tvrdší, protože rozdíly ve tvrdosti mohou být způsobeny různými vlastnostmi napadlého sněhu a nebo metamorfózou sněhu. Působením metamorfózy mohou vzniknout ve spodních vrstvách měkčí a křehčí struktury, než jsou vrstvy nad nimi. Tyto vrstvy mají obvykle také menší hustotu. Nejvíce se to projevuje u vrstev obsahující dutinovou jinovatku (depth hoar), nebo povrchovou jinovatku (surface hoar). To je způsobeno hlavně tím, že tyto vrstvy mají velkou anizotropii při formování, takže jsou slabší ve střihu než v tlaku (McClung & Shaerer 2006). Tvrdost sněhu je ovlivněna nejen gravitačním sedáním (vertikálním usazováním), ale především způsobem spojení jednotlivých sněhových krystalů. Měření tvrdosti se využívá především při lavinové prevenci, pro zjištění stability sněhové pokrývky a měří se jako síla v tlaku (McClung & Shaerer 2006). Tvrdost 1 Vlastnosti břečkotoků budou podrobně probírány v kapitole Břečkotoky 10 Vlastnosti sněhu Literární rešerše sněhu může být měřena více metodami. Nejčastěji se používá subjektivní ruční metoda, která je podložena výsledky přesného měřením obecně uznávaného přístroje, tzv. dynamickou penetrační sondou „Rammsonde“ (Colbeck & al. 1990, Singh & Singh 2001, McClung & Schaerer 2006). Tvrdost je takto měřena v N/m2 = Pa. Český ekvivalent k této sondě je tzv. „Kladivová sonda“. Česká sonda se od švýcarské liší svou menší váhou, tím pádem snadnější přenosností a větším úkosem kuželovitého hrotu na konci zařízení. S oběmi se pracuje tak, že se nechá sonda nejprve propadnout vlastní vahou do sněhu a potom se vhání do sněhové pokrývky údery závaží, volně klouzajícího z určité výšky. Zapisuje se hloubka každého průniku sondy, výška, ze které dopadá závaží, váha sestaveného sondovacího zařízení a váha závaží. Odpor, který musí sonda překonat se rovná celkové váze (Houdek & Vrba 1956). Výpočet odporu prorážení R uvádí Singh & Singh (2001): R= m1 ⋅ nh + m1 + m2 , z (3.3) kde m1 je tíha kladiva (N), n je počet úderů, h je výška pádu kladiva, z je hloubka průniku kladiva za n úderů a konečně m2 je tíha penetrometrometru. Dále McClung & Shaerer (2006) i Coldbeck & al. (1990) uvádějí porovnání měření penetrační sondou a ruční měření v tab. 3.2. Ruční metoda spočívá v tom, že se do sněhové vrstvy postupně kolmo zasouvají části ruky a jiných předmětů uvedených v tab. 3.2. Síla potřebná k zatlačení by měla být cca 50 N, tzn., že předmět lze zasunout bez většího odporu. Metoda je založená na tom principu, že jednotlivé části mají různou průraznou plochu a tudíž i různý odpor. Tab. 3.2 - ISCI klasifikace tvrdosti sněhu (McClung & Shaerer 2006) Tvrdost – slovně Švýcarská dynamická penetrační sonda – Rammsonde (N) Tlak(Pa) Velmi nízká 0 – 20 0 – 10 20 - 250 3– Nízká Střední 150 – 500 Vysoká 500 – 1000 Velmi vysoká > 1000 Led 3.1.3. 3 10 4– 10 5– 10 Ruční test Symbol Pěst R1 4 4 prsty R2 5 1 prst R3 6 10 Tužka R4 6 Nůž R5 10 10 > 10 Grafický symbol R6 Pevnost Pevnost sněhu je ovlivňována napětím (kompletním, tahovým, střihovým). Mnohem jednodušší je měřit tvrdost, než pevnost. Známe např. pevnost v tahu. Pevnost se často vztahuje k tvrdosti, teplotě a velikosti krystalů (Singh & Singh 2001). 11 Vlastnosti sněhu Literární rešerše 3.1.4. Velikost a tvar sněhových krystalů Velikost i tvar sněhových krystalů se v čase velmi mění. Nově napadlý sníh obsahuje hexagonální krystaly (Singh & Singh 2001), ale vývojem sněhové pokrývky a působením metamorfózy se tyto struktury destruují a vznikají spíše zakulacenější tvary. Kromě destrukce působí i konstruktivní metamorfóza. Tvar se v odborné literatuře zapisuje symbolem F. V pokrývce se během jednoho časového období vyskytují zároveň různé velikosti zrn. Velikost krystalů (zrn) značíme jako E. Pro stanovení velikosti zrn se může použít lupa. Velikost zrna v polních podmínkách se nejlépe určí jako největší průměr v delší ose průměrného krystalu v zrnitostní frakci. (Singh & Singh 2001, McClung & Shaerer 2006). Pro zjednodušení určování je dobré mít krystalky na podkladu s předvolenou mřížkou např. 0,5 – 1 mm (McClung & Shaerer 2006). Z vlastní zkušenosti je dobré, aby podložka byla tmavá a mřížka měla větší rozpětí – 0,5 – 3 mm. Ukázka polního stanovení velikosti sněhových zrn je na obr. 1. Podle ICSI (The International Commission on Snow and Ice) terminologie klasifikujeme velikost sněhových zrn v následující tabulce: Tab. 3.3 – Klasifikace velikosti sněhových zrn – podle Colbeck (1990) Klasifikace Velmi jemné Jemné Střední Hrubý Velmi hrubý Extrémní Velikost (mm) < 0,2 0,2 – 0,5 0,5 – 1,0 1,0 – 2,0 2,0 – 5,0 > 5,0 Obr. 3.1 – Porovnání velikosti sněhových zrn u staršího vyzrálého (a) a nového sněhu (b). 12 Vlastnosti sněhu Literární rešerše 3.1.5. Pórovitost Dingman (2002) definuje pórovitost sněhu jako poměr objemu pórů k celkovému objemu vzorku. Můžeme ji vyjádřit vztahem: Φ= (Va + Vw ) , Vs (3.4) kde V je objem a indexy a,w,s značí vzduch, vodu a sníh. Dále pak můžeme vypočítat objem ledu Vi: Vi = (1 - Φ ) ⋅ Vs 3.1.6. (3.5) Vodní hodnota sněhu (SWE) Pro hydrology je velmi důležitá vodní hodnota sněhu (snow water equivalent), definovaná jako tloušťka vodní vrstvy v mm, která vznikne rozpuštěním sněhové pokrývky. Vodní hodnota nově napadlého prachového sněhu je 0,6 – 1 mm, firnu kolem 3 mm a sněhové břečky kolem 4 mm vodního sloupce z 1 cm výšky sněhové pokrývky (Sobíšek & al. 1993). Jednoduše ji vypočítáme podle vztahu: hm = Vm A (3.6) Kde Vm je objem vody vzniknuvší z úplného roztavení sněhu, A je plocha odebraného vzorku. Při této metodě postupujeme podobně jako při stanovení hustoty sněhu. Vážíme známý objem sněhu a zároveň musíme znát i obsah podstavy odběrného válce (vše Dingman 2002). Vzorec můžeme také psát takto: hm = ρs ⋅ hs , ρw (3.7) kde h je výška a indexy značí již zmiňované skupenství. 3.2. TEPELNÉ VLASTNOSTI SNĚHOVÉ POKRÝVKY Bilance záření (net radiation) a tok zjevného tepla (sensible heat flux) jsou v obecnosti hlavními faktory, které dodávají energii pro tání sněhu (Braithwaite 1995 in Arck & Scherer 2002) a obecně pro změny jeho mikrostruktury (Kaempfer & al. 2005). Scherer & al. (1998 in Arck & Scherer 2002) poukázal na důležitost toku zjevného tepla pro vznik břečkotoků zapříčiněných intenzivním táním. Toto všechno jsou důvody, proč je pohyb tepla, tzv. tepelný tok, tolik důležitý pro vývoj sněhové pokrývky. 3.2.1. Průnik tepla do sněhové pokrývky McClung & Schaerer (2006) popisují, že teplota sněhové pokrývky je nižší na povrchu sněhové pokrývky a roste směrem k zemskému povrchu. To je způsobeno tím, že zemský povrch je relativně ohřátý naakumulovaných teplem během letního období, které se navíc kombinuje s geotermálním teplem ze zemského jádra. Takže přízemní vrstvy mají teplotu kolem 0°C. Naproti tomu horní vrstvy sněhové pokrývky jsou ochlazovány studeným vzduchem, ale teplota sněhu na povrchu je především ovlivňována tepelnými fluktuacemi během dne a noci. Tento stav 13 Vlastnosti sněhu Literární rešerše samozřejmě není stejný po celou sezónu. Obecně by se dalo říci, že na začátku a v průběhu sezóny je teplota ve sněhové pokrývce značně diverzifikovaná, ale jak pokrývka postupně dozrává, tak se tepelný gradient snižuje a teplota se v celé mase blíží 0°C. Důležité ovšem je, v jaké zeměpisné šířce a nadmořské výšce charakterizujeme sněhovou pokrývku. Klimatické podmínky v polárních či vysokohorských oblastech se odlišují od středohorských ve středních zeměpisných šířkách. Teplota 0°C na bázi sněhového profilu tedy např. není charakteristická v polárních podmínkách (kromě jarního období), podobně může v podmínkách středohor středních zeměpisných šířek zůstat uvnitř sněhového profilu uzavřená kapsa chladnějšího sněhu z období silných mrazů, po nichž následovalo sněžení za mírnějších teplot vzduchu (viz např. z Krkonoš Spusta 1995 in Soukupová & al. 1995). Teplo se transformuje do suché sněhové pokrývky dvěma mechanismy (McClung & Schaerer 2006): Vedením skrze zrna a spoje Difůzí páry skrze póry V této souvislosti můžeme rozlišit specifické teplo a skupenské teplo. Specifické teplo je teplo, které je potřebné na zvýšení teploty 1 g sněhu o 1°C. Skupenské teplo tání se definuje jako množství tepla potřebného k změně 1g sněhu (pevné skupenství) na vodu bez změny teploty. Skupenské teplo přeměny sněhu je menší nebo rovno skupenskému teplu ledu. Záleží to na obsahu tekuté vody ve sněhu (Singh & Singh 2001). Efektivní tepelná vodivost - kc sněhu s malou hustotou (kolem 100 kg/m3) je zhruba 1/25 hodnoty ledu. Ve sněhu s malou hustotou je teplo vedeno především volnými póry, je to kvůli nesouvislé povaze ledu (spojení sněhových částeček) (McClung & Schaerer 2006). Singh & Singh (2001) uvádějí vzorec pro výpočet tepelné vodivosti pro hustotu menší než 350 kg/m3: (3.8) k = 0,0068 ρ2 c Naproti tomu při hustotě cca 600 kg/m3 se tepelná vodivost zvedne asi 10x a teplo se šíří především po sněhových zrnech a spojích (McClung & Schaerer 2006). Numerickým modelováním tepelné vodivosti sněhu se zabýval např. Kaempfer & al. (2005). Jeho model je založen především na koeficientu křivosti (zrn), který, jak již bylo zmíněno, ovlivňuje výpar a tím i tepelný gradient. Zvýšení teploty ve vrstvě mezi 10 – 20 cm je většinou způsobeno spíše slunečním zářením, než výparem vodní páry. Do této hloubky teplotu velmi ovlivňuje krátkovlnná radiace (Fierz & al. 2008). Cold content2 - Hc Značí množství tepla, které je potřeba dodat na jednotku plochy do sněhové pokrývky, aby se oteplila na 0°C. Jednotka cal/cm2 Jakmile se vytvoří tato nulová izoterma, tak je cold content roven nule (Singh & Singh 2001). 2 Tento výraz nemá v češtině ekvivalent, tak je uvedeno originální znění bez překladu. 14 Vlastnosti sněhu Literární rešerše 3.2.2. Vliv radiace Radiace ovlivňující sněhovou pokrývku je možné rozdělit do dvou typů: Krátkovlnná radiace Dlouhovlnná radiace Změna rovnováhy mezi těmito typy radiací má za následek rychlé změny teplot sněhového pokryvu. Tyto změny mohou způsobovat vytvoření křehkých vrstev nebo způsobit lavinu přímo oteplením nebo ochlazením. Při dopadu krátkých vln na povrch suchého sněhu se až 90% odrazí zpět do prostoru. Pokud se jedná o mokrý sníh, tak se odraz snižuje až o 80%.“Míru odrazu určuje albedo, které je u čistého sněhu velmi vysoké“ (Fierz & al. 2008). Pohybuje se v rozmezí 0,75 – 0,95 u čerstvě napadlého sněhu a 0,4 – 0,8 u starého sněhu (Singh & Singh 2001). Množství slunečního záření, které není schopen sníh odrazit se absorbuje, ovšem míra absorbce klesá exponenciálně s hloubkou. Obecně se sluneční záření dostává hlouběji do sněhové pokrývky pokud sníh obsahuje větší zrna a má větší hustotu.“V této souvislosti se může zavést extinkční koeficient sněhu, jehož velikost závisí na vlnové délce záření a na hustotě“. Více se o vlivu tohoto koeficientu můžeme dočíst v práci Fierz & al. (2008). V predikci lavin je nejdůležitějším vlivem rovnováha ve vyzařování a ne jednotlivé komponenty, jako dlouhé a krátké vlny. Bylo odhadnuto, že 50% náhodného dlouhovlnného záření je absorbováno přímo do sněhu, ale max. do 1cm hloubky. Tento fakt je způsoben tím, že dlouhovlnné záření má menší energii, než krátkovlnné. Sněhová pokrývka také neustále vyzařuje dlouhovlnné záření, což ochlazuje její povrch. Proto se v zimě během jasných dnů dá předpokládat, že jižní svahy budou teplejší (protože vstup záření převyšuje jeho vyzařování), kdežto na severních svazích dochází k opačnému efektu. Běžně se můžeme setkat s tím, že sněhový povrch je o 5 – 20°C studenější, než vzduch nad tímto povrchem. Toto je význačné pro jižní svahy a oblasti v malé zeměpisné šířce a velké zeměpisné délce. Proto se někdy na těchto místech během jasných dnů vstupní záření otepluje jen několik málo horních centimetrů. Tímto způsobem se velmi ochladí povrch sněhu, což má za následek rychlou rekrystalizaci a vznik slabé krystalické vrstvy (dutinová jinovatka). Jiný příklad je vznik mokrých lavin. Pod tenkou vrstvou nízkých mraků se sluneční záření nemůže dostat skrze mlhu a emitované záření ze sněhu se mlhou odráží zpět (skleníkový efekt). Výsledek je obrovské oteplení a zintenzivnění tání na povrchu sněhu. Toto jsou ideální podmínky pro vznik mokrých lavin (vše McClung & Schaerer 2006) 3.2.3. Tepelný gradient Dlouhodobě můžeme sledovat vertikální gradient teploty, který se definuje jako změna teploty na ose z. (3.9) grad T = ∆T/∆z Udává se v °C/m. Pokud grad T = 0 °C/m, tak můžeme definovat nulovou izotermu3. 3 Nulová izoterma je v textu chápána jako izotermální pokrývka při 0°C. Teoreticky by se mohl vyskytnout nulový gradient pokud bude mít pokrývka jakoukoliv stejnou zápornou teplotu v celém profilu. Tento případ za nulovou izotermu považovat nemůžeme. 15 Vlastnosti sněhu Literární rešerše Tento jev můžeme pozorovat ve vyzrálém sněhu na konci sezóny. V přímořském klimatu převažují mírné teploty a sněhová pokrývka je hluboká. Z toho plyne, že v těchto oblastech je malý teplotní gradient a teplejší sníh. Zato v kontinentální klima se projevuje vyššími teplotami (a tedy i větším tepelným gradientem) a mělkou sněhovou pokrývkou. Tyto vlastnosti mají také vliv na stabilitu sněhové pokrývky a tudíž na tvorbu různých druhů lavin. Pobřežní oblasti se vykazují poměrně stabilní pokrývkou, nejvyšší náchylnost k lavinám je pouze u nového sněhu. U kontinentálních sněhů se více vyskytují slabé vrstvy, které jsou časem náchylnější k sesunům, pokud je zakryje další sněhová pokrývka (McClung & Shaerer 2006). Tepelný gradient má především vliv na metamorfózu sněhové pokrývky (bude vysvětleno později), především na tvorbu nestabilních křehkých krystalů. V této práci se používá i tepelný gradient ve smyslu změny teploty vzduchu za čas, proto ho budeme označovat jako časový. To můžeme vyjádřit vztahem: grad T = ∆T/t (3.10) a můžeme zde použít jednotku °C/časovou jednotku (nejčastěji °C/den). 3.3. HYDRAULICKÉ A HYDROLOGICKÉ VLASTNOSTI SNĚHOVÉ POKRÝVKY 3.3.1. 3.3.1.1. Obsah tekuté vody ve sněhové pokrývce Vlhkost Vlhkost (θ) je definována jako podíl objemu tekuté vody ve sněhové mase k celkovému objemu vzorku. Můžeme ji definovat jako: θ= Vw Vs (3.11) (Dingman 2002). 3.3.1.2. Formy vody Ve sněhové pokrývce se voda vyskytuje ve všech svých skupenstvích. Obsah tekuté vody v pokrývce se zvyšuje většinou ke konci sezóny. Poměr mezi objemem tekuté vody a celkovým objemem vzorku sněhu jsme již výše definovali jako vlhkost. Je poměrně dobře známo, že přítomnost tekuté vody ve sněhové pokrývce způsobuje změnu metamorfózy a to hlavně ovlivněním textury a tvrdosti sněhu. Především se jedná o mrznutí a tání jednotlivých spojů zrn vlivem tepelného toku (Conway 1994, Conway & Raymond 1993). Singh & Singh (2001) zavádějí také termín obsah tekuté vody (liquid water content) nebo obsah volné vody (free water content), tekutá voda se v pokrývce nevyskytuje pokud je její teplota pod bodem mrazu. Pokud je splněna podmínka nulové izotermy anebo teploty lehce nad nulou, tak můžeme rozlišit tři formy volné vody: hydroskopická voda, kapilární voda a gravitační voda. Hydroskopická voda je neoddělitelná na povrchu jednotlivých zrn a je téměř nepohyblivá. Tato voda se neúčastní odtoku dokud zrna úplně neroztají. Kapilární voda je držena povrchovým 16 Vlastnosti sněhu Literární rešerše napětím v kapilárních pórech kolem jednotlivých zrn. Pohyb je způsoben pouze kapilární silou a také se neúčastní odtoku ze sněhové pokrývky až do doby, než celá roztaje. Obsah volné vody (free water content) zahrnuje pouze stále drženou vodu v pokrývce získanou adsorpcí a kapilární silou (tedy vodu vázanou a kapilární). Gravitační voda se ve sněhové pokrývce vyskytuje od okamžiku, kdy vlhkost sněhu přesáhne cca 3% (Singh & Singh 2001). Do té doby je voda ve sněhové pokrývce držena převážně adsorpčními a kapilárními silami. Dočasně zadrženou vodu ve sněhové pokrývce můžeme pozorovat nejlépe v břečce. Tato voda markantně zvyšuje její vlhkost. Pokud odebereme část břečky, tak z této části začne okamžitě vytékat gravitační voda. Tato voda se ve sněhové pokrývce pohybuje samozřejmě vlivem gravitační síly (Singh & Singh 2001). 3.3.1.3. Akumulační potenciál (zásobnosti - storativita) Potenciál zásobnosti (storage potential) se definuje jako součet „cold content“ a akumulační kapacity tekuté vody držené ve sněhové pokrývce. Tato voda se neúčastní odtoku. Akumulační kapacita (liquid water holding capacity) sněhu pro tekutou vodu je definována jako maximální množství vody ve sněhové pokrývce v daném stádiu, kterou může pokrývka zadržet proti působení gravitační síly. Tato vlastnost závisí na výšce pokrývky, její hustotě, mohutnosti ledových vrstev, velikosti, tvaru a umístění sněhových krystalů a stupně vytvoření odtokových kanálků. Obecně sníh při 0°C s malou hustotou (100 – 350 kg/m3) může zadržet přibližně 2,5 % vody na svoji hmotnost (U.S. Army Corps of Engineers 1956 in Singh & Singh 2001). Conway & Benedict (1994) uvádějí hodnotu 6% v polovině sezóny a po odtoku dešťové vody z pokrývky. Z těchto příkladů lze usuzovat, že akumulační kapacita sněhu pro vodu závisí mimo jiné přímo na hustotě sněhu. Větší zadržovací schopnost se projevuje na rovném povrchu, něž na strmém svahu. Poté co sněhová pokrývka dosáhne potenciálu zásobnosti, tak se v ní voda začne pohybovat směrem k zemskému povrchu. Tato hodnota bývá dosažena již na začátku období tání. V tom případě denní objem vody vyprodukované táním a voda z dešťových srážek projdou sněhovou pokrývkou bez výraznější ztráty. Pro stanovení hodnoty potenciálu zásobnosti je dobré znát tyto hodnoty: výška sněhu, hustota, vodní ekvivalent, teplota, vlhkost. Schopnost půdy pod sněhovou pokrývkou zadržovat vodu je přímo závislá na přítomností sněhové pokrývky, která ovlivňuje především její teplotu a v období tání také její nasycení. Aktuální množství tekuté vody - Wa v pokrývce může být nižší než potenciální akumulační kapacita sněhové pokrývky – Wm. Tato voda je držena v pokrývce proti působení gravitační síly. Rozdíl mezi těmito dvěma hodnotami se označuje jako deficit tekuté vody. Odtok ze sněhové pokrývky nastává pokud Wa = Wm. Potřebné množství Sd vody k tomuto nasycení je dáno vztahem: Sd = Pd (W0 + Wc ) 100 (3.12) Kde Pd je procentuelně vyjádřené množství tekuté vody na váhu sněhové pokrývky, Wc je vodní ekvivalent „cold content“, nebo-li množství vody potřebné k oteplení pokrývky na 0°C. Zmrznutí vody ve sněhové pokrývce ji oteplí v důsledku uvolnění skupenského tepla ze skupenské přeměny. W0 je počáteční vodní ekvivalent (cm). Pd se dá vyjádřit jako: (3.13) P = 100 (1 − β ) d 17 Vlastnosti sněhu Literární rešerše Kde β vyjadřuje teplotní kvalitu sněhové pokrývky (více Singh & Singh 2001). Čas potřebný k nasycení se dá vyjádřit jako: (3.14) S P (W + Wc ) tc = d = d 0 M 100 ⋅ M Kde M [cm/hod] je vstupní množství vody, buď z tání nebo ze srážek (vše Singh & Singh 2001). Pokud sníh dosáhne nejvyššího stupně nasycení vodou, tak mohou vznikat tzv. břečkotoky4 („slushflow“, „slushflow avalanches“), které se většinou tvoří na neprostupném podkladě, kde voda nemůže přirozeně odtékat. V břečce jsou většinou sněhové částice od sebe navzájem separovány volnou vodou, tento jev pozorujeme již od 15 % obsahu vody ve sněhu. Pokud ve vlhkém sněhu poklesne obsah vody, tak se vyvolá kapilární tlak a zároveň vzroste tlak vody v pórech mezi zrny. Jestli obsah vody poklesne pod 7%, tak se zrna zformují do slepenců „ice-to-ice“ a vytvoří shluk. Tyto uskupení zároveň zpevňují (z fyzikálního hlediska) sněhovou vrstvu (McClung & Schaerer 2006). Aktuální obsah volné vody se může měřit buď kalorimetricky, pomocí dielektrické konstanty nebo zřeďovacími technikami (Singh & Singh 2001). Stanovení vlhkosti sněhu pomocí jeho dielektrické konstanty - ε (což je funkce hustoty a obsahu vody) je poměrně běžné. Tuto konstantu můžeme definovat jako odezvu materiálu na aplikované elektrické pole, jako třeba elektromagnetické vlny. Je také funkcí radiace a frekvence (Foster & al. 1984 in Singh & Singh 2001). Autoři dále uvádějí, že konkrétní hodnoty se pohybují v intervalu <1;3.15>. Pro výpočet můžeme použít vztah: ε sníh = 1+ 2 ρ (3.15) Další metody využívají gamma záření vyzařované Co60. Při této metodě se stanovuje oslabení intenzity záření při průchodu sněhovou pokrývkou. To je způsobeno právě přítomností vody (v jakékoliv formě) (Martinec 1957). Obecně můžeme říci, že čím vlhčí je sníh, tím rychlejší je i růst sněhových zrn a zároveň klesá pevnost sněhové pokrývky. Účinný přenos tepla skrze vodu je hlavním elementem, který způsobuje rychlý růst (a tím vznik velkých částic) a rozkládá ledové částice a nasycený sníh. Voda má ve sněhu největší tepelnou vodivost ze všech přítomných substancí (myšleno led, vzduch, voda). Ztráta schopnosti poutat vodu mezi zrny v supersaturovaném stavu z důvodu tání může mít za následek vznik lavin na nepropustném podloží. Tyto vrstvy často představují ledové vrstvy nebo půda, kde už je vysoká saturace (McClung & Schaerer 2006). To potvrzuje i Singh & Singh (2001) svým vlastním měřením, když naměřil 2x větší obsah vody nad ledovými vrstvami, než ve zbytku sněhového profilu. Zmiňovaná ztráta pevnosti sněhové pokrývky kvůli přítomnosti tekuté vody může být způsobena těmito možnostmi: Voda způsobuje tání na slepencích zrn a tím snižuje tření mezi jednotlivými zrny. U nového sněhu velmi urychluje metamorfózu a tím velikost a tvar zrn a celkovou texturu. 4 Mechanismus vzniku tohoto fenoménu si popíšeme níže. 18 Vlastnosti sněhu Literární rešerše Tab. 3.4 – Klasifikační systém obsahu vody ve sněhu (převzato z McClung & Schaerer 2006) Kategorie sněhu Suchý Vlhký Mokrý Velmi mokrý Břečka Obsah vody (% z objemu) Popis Teplota se většinou pohybuje pod bodem mrazu, ale suchý sníh se může vyskytnout při jakékoliv teplotě do 0°C. Neshloučená sněhová zrna mají trochu tendenci se lepit a dá se z nich vytvořit sněhová koule. Teplota je rovna 0°C. Voda není vidět ani při desetinásobném zvětšení. Pokud se trochu sníh podrtí tak má tendenci se lepit k sobě. Teplota je rovna 0°C. Při desetinásobném zvetšení se dá rozpoznat voda podle jejích menisků mezi přiléhajícími zrny. Voda se ale nedá vytlačit normálním zmáčknutím v dlani. („kyvadlový režim“ – pendular regime) Teplota je rovna 0°C. Voda při běžném stlačení vyteče, ale je zde stále poutáno patrné množství vzduchu („lanový režim“ – funicular regime) Teplota je rovna 0°C. Sníh je již zatopen značným množstvím vody a obsahuje relativně malé množství vzduchu. Grafický symbol 0% < 3% 3–8% 8 – 15% > 15% Pokrývka po dešti může zůstat stabilní. To nastane většinou tehdy, když je vytvořen systém perkolačních kanálků a voda se v pokrývce neakumuluje, ale rychle odteče. Časem sníh zhoustne a celkově se zpevní (Conway & Raymond 1993). Pohyb vody ve sněhové pokrývce můžeme popsat pomocí rovnice kontinuity: ∂θ s = −∇ ⋅ q + ∂F (3.16) ∂t Kde θs je objemová vlhkost mokrého sněhu, q je vektor objemového toku vody a ∂F jsou zdroje tekuté vody (Conway & Benedikt 1994). 3.3.1.4. Hydraulická vodivost Užití hydraulické vodivosti je spíše spojeno s půdním prostředím. Nasycená hydraulická vodivost ks je řízena Darcyho vztahem: Q = ks ⋅ S ⋅ (h + L ± h0 ) , L (3.17) kde Q je proteklé množství (m3/s), S je průřezová plocha (m2), h je tlaková výška na vtoku (Pa), L je mocnost prostředí (m), h0 je tlaková výška na výtoku (Pa). Hydraulická vodivost sněhu – K záleží především na stupni jeho saturace – S. Dále zavádíme pojem propustnost – k. Tato vlastnost je přímo závislá na pórovitosti – Φ. k = a exp (b ⋅ Φ ) (3.18) 19 Vlastnosti sněhu Literární rešerše Nebo: k = α ⋅ Φm (3.19) m ≈ 6 (Scheidegger 1966 in Singh & Singh 2001), b = 15.9; α a a jsou konstanty. Pokud budeme uvažovat i průměr zrna, tak u jemnozrnného sněhu (d ≤ 1 mm) můžeme propustnost podle Shimiza (1970 in Singh & Singh 2001) vyjádřit: ρ k = 0.077 ⋅ d 2 ⋅ exp − 7.8 ⋅ s ρw (3.20) Kde d je průměr zrna, ρs je hustota sněhu, ρw je hustota vody. Hydraulickou vodivost tedy můžeme rozlišovat jako saturovanou Ks a nesaturovanou K. Vztah mezi těmito hodnotami je vyjádřen rovnicí: ψ K = K s ⋅ a ψ b (3.21) Ψa je vstupní kapilární tlak, což můžeme brát jako výšku kapilárního vzlínání nad hladinou vodního sloupce. Pro nesaturovanou zónu uvádí např. Colbeck (1977 in Singh & Singh 2001) samostatný vzorec: K = α ⋅ k ⋅ S e3 (3.22) Se je efektivní saturace a je dána vzorcem (Colbeck & Anderson 1982 in Singh & Singh 2001): Se = S − Si 1 − Si (3.23) Se značí procentuelní zastoupení pórů zatopených pohybující se vodou. S je stupeň saturace a Si saturace vázané vody, která je držena kapilárními silami. 3.3.2. Reakce sněhové pokrývky na srážkovou událost Déšť je velmi důležitá událost z hlediska odtoku z povodí. V některých případech může mít za následek i povodně, což bývá způsobeno tím, že se dešťová voda se ve sněhové pokrývce pohybuje několikanásobně rychleji, než voda z tání (Singh & Singh 2001). Navíc může mít vliv na rychlejší odtávání sněhové pokrývky. Kromě povodní může déšť spadlý na sníh způsobit i sesuvy půdy, což je významný erozivní proces, který formuje přirozené odtokové kanály (Harr 1981, 1986; Christner & Harr 1982; Bergman 1987, všichni in Singh & Singh 2001). Déšť je velmi významný především pro vznik lavin (Conway 1994, Conway & Raymond 1993, Singh & Singh 2001) a břečkotoků (např. Smart & al. 2000, Tómasson & Hestnes 2000). Načasování lavinové aktivity během deště závisí především na vývoji mechanických vlastností sněhové pokrývky, které jsou částečně řízeny objemem a rychlostí přítoku vody. Na základě pozorování meteorologických podmínek a načasování a počtu lavin se rozlišují tři typy chování lavin, vzniklých kvůli dešti: 1) okamžitý odtrh několik minut po začátku deště, 2) zpožděný odtrh, více než hodinu po začátku deště, 3) návrat do stability, který nastane 10 – 20 hodin po začátku deště (Conway & Raymond 1993). 20 Vlastnosti sněhu Literární rešerše Generování odtoku z lesních ploch vlivem dešťové události je velmi těžko predikovatelné, což má také vliv na přesnost předpovědí povodní (Kettelmann 1987). Tento autor dále popisuje, že pozoroval v Sierra Nevadě při několika dešťových událostech větší odtok z otevřených ploch, než z ploch zalesněných. V několika případech lesní plochy dešťovou vodu zcela pohltily. Tamější výzkumy ukázaly, že z otevřených ploch (lesních mýtin apod.) byl přibližně 2x větší odtok následkem deště. Z lesních ploch jsou větší odtoky způsobeny spíše táním. Pokud jde o odtok způsobený deštěm, tak je vždy důležitý čas zpoždění odtoku od začátku deště. Tento čas je relativně málo závislý na výšce sněhové pokrývky. Zároveň je to klíčový faktor pro vznik případné povodně. Zpoždění výtoku je větší u mladého sněhu, než u sněhu vyzrálého. Tzn. že voda proudí poměrně rychle skrze vyzrálý sníh, ale je zpomalena zmrzlými nebo suchými jemnozrnnými vrstvami. Pokud bychom porovnali čerstvý, vyzrálý a přemrzlý sníh, tak vyzrálý sníh v sobě nezadrží téměř žádnou vodu (tedy pokud není výrazněji stratifikován ledovými vrstvami a tvrdým firnem), ale zbylé dva typy v sobě zadrží přibližně stejné množství (Singh & Singh 2001). Mezi hlavní faktory ovlivňující odtok ze sněhové pokrývky patří především: povrchové tání, metamorfóza sněhu, pohyb vody skrze mokrou sněhovou pokrývku, interakce mezi tající vodou a půdou pod pokrývkou a přízemní tok v nejnižší vrstvě sněhové pokrývky (Singh & Singh 2001). Déšť mimo jiné urychluje i sedání sněhu, protože je do pokrývky přidána další hmotnost (Conway & Raymond 1993). 3.3.3. Infiltrace vody do sněhu Během infiltrace vody do sněhové pokrývky se ve sněhu dají rozlišit vlhké a suché zóny. Tyto zóny jsou mezi sebou odděleny čelem zvlhčení5 (Conway & Benedikt 1994). Procesy objevující se v každé zóně byly popsány Pfefferem & al (1990 in Conway & Benedikt 1994) a můžeme je shrnout do několika bodů: • V suchých oblastech, kde je sníh přemrzlý se tekutá voda skoro nevyskytuje. Teplo se přenáší především vedením (kondukcí) a jeho tok je řízen teplotním gradientem. • Ve vlhkých oblastech se uvažuje, že má pokrývka nulovou izotermu. Existuje zde pouze malý tepelný gradient. • Pokud se tekutá voda dostane do styku s namrzlou vrstvou, tak také zmrzne a při tom se uvolní skupenské teplo, které zase oteplí sníh na 0°C V perkolaci vody do sněhu můžeme vidět analogii s perkolací vody do písku (Gerdel 1954 in Singh & Singh 2001), avšak jsou zde jisté rozdíly. Především voda a sníh jsou stejné látky, pouze v rozdílném skupenství a proto další změny skupenství mohou být problematické při výpočtu odtoku (Jordan 1983a,b in Singh & Singh 2001). Během procesu tání toto pórovité médium postupně mizí. Zároveň bývá sněhová pokrývka značně stratifikovaná a každá vrstva se chová při styku s tekutou vodou rozdílně (Singh & Singh 2001). Pro určení dráhy perkolované vody můžeme vodu obarvit. Conway & Raymond (1993) uvádějí ve své práci, že pokud je sníh vlhký už před vstupem vody, tak voda projde celým profilem6 za několik málo minut. Autoři popisují další pokus, kdy měla voda projít čerstvým sněhem a za hodinu dostala pouze do horních 5 – 10 cm. Ve větších hloubkách začala penetrovat penetračními kanálky („flow fingers“), které se ze šířky 5 6 Na tomto místě si lze všimnout analogie infiltrace vody do půdy (např. Kutílek & al 2004). Při konkrétním pokusu voda penetrovala skrze 2 m tlustou sněhovou pokrývku. 21 Vlastnosti sněhu Literární rešerše 1cm postupně rozšířily do 20 – 30 cm. V hrubozrnném sněhu si voda vybírá cesty, které již s ní přišly do kontaktu (Conway & Raymond 1993). Pokud déšť trvá dostatečně dlouho, tak voda dokáže penetrovat i skrze několik slabších (0,5 – 1 cm) ledových vrstev (Conway & Benedikt 1994). Voda penetruje do sněhu skrze vyvinuté (soustředěné) kanálky, který zaujímají asi 50% objemu sněhové pokrývky. Měřením bylo zjištěno, že objem vázané vody dosahuje hodnot asi 6% z celkového objemu a vlhkost v mokrých částech je při infiltraci dokonce 8 – 10%. Infiltrace do sněhu v podmínkách s mořským klimatem je více řízena hydraulickými, než tepelnými vlastnostmi. Čas odtoku od počátku deště (v hodinách) může být stanoven pomocí vzorce: ∆t = Vw ⋅ θ w ⋅ hs / PI (3.24) Kde Vw je podíl objemu vlhkého sněhu v čase odtoku, θw je průměrná vlhkost mokrého sněhu, hs je výška sněhu (m) a PI je průměrná intenzita deště (m/hod) (Conway 1994). Dále můžeme zavézt pojem kombinovaný odtok, což je součet odtoku z tání spolu s odtokem způsobeným deštěm. (Singh & Singh 2001). 3.4. METAMORFÓZA SNĚHOVÉ POKRÝVKY 3.4.1. Obecné principy Sníh se svým charakterem vyznačuje jako zrnitý materiál. Jeho mikrostruktura se neustále mění a tato změna se označuje jako vývoj sněhové pokrývky, nebo-li metamorfóza (vývoj sněhové pokrývky) (Miller & al. 2003). „Sněhová metamorfóza začíná již při dopadu sněhu na povrch a pokračuje až do úplného roztavení sněhové pokrývky“ (Dingman 2002). Nové sněhové krystaly jsou nestálé, ke svému dalšímu růstu potřebují supersaturované prostředí (podobné jaké je v oblacích). Nejméně stálé krystaly jsou ty, které mají největší poměr povrchu k objemu, proto se začínají měnit velmi rychle. Zato, čím více je krystal zakulacený, tím je stabilnější a tím pádem se mění pomalu. Hnacím motorem metamorfózy jsou změny tlaku nasycených vodních par v pórech sněhové pokrývky. Pokud například vroste teplota sněhové pokrývky z -15°C na 0°C, tak tento tlak vzroste o více jak 300%. (McClung & Schaerer 2006). Díky metamorfóze dochází ke změnám výše popsaných veličin (hustota, velikost zrna a tvrdost). Tyto ukazatele samozřejmě nejsou konstantní během sezóny a sledování jejich vývoje je často klíčové pro vytvoření nebo nevytvoření břečkotoku (případně sněhové laviny). Na následujících řádcích jsou popsány typy metamorfózy, které nejvíce ovlivňuje vývoj sněhové pokrývky v čase. Dingman (2002) popisuje čtyři zásadní mechanismy sněhové metamorfózy. Jedná se o 1) gravitační usazování, 2) destruktivní metamorfózu, 3) konstruktivní metamorfózu a 4) metamorfózu táním. Gravitační usazování již bylo částečně popsáno v kapitole 3.1.1. Obecně lze říci, že rychlost usazování roste s váhou sněhu a teplotou sněhových vrstev a klesá s hustotou usazované vrstvy. Na ledovcích je tlak tlustých sněhových vrstev hlavní příčinou vzniku formování kompaktního ledu (Dingman 2002). Hustota zpravidla roste s hmotností vrstev nad místem pozorování. Je ale také závislá na teplotě v dané vrstvě. „Destruktivní metamorfóza se objevuje díky tomu, že tlak vodních par je vyšší nad vypouklým povrchem s malým poloměrem křivosti, takže takto vypouklá zrna jsou 22 Vlastnosti sněhu Literární rešerše více náchylná k evaporaci a výpar kondenzuje poblíž méně vypouklého povrchu. Tento proces vede k formování větších a kulatějších zrn“ (Dingman 2002). McClung & Schaerer (2006) doplňují, že na počátku metamorfózy se větve vločky rozpadnou, což má pochopitelně za následek zmenšení zrn. Sněhová zrna se začnou zvětšovat až posléze působením sublimace vodních par, které desublimují na větších zrnech a tím způsobují jejich další růst. „Nejrychleji tato přeměna probíhá především u nově napadlého sněhu, kdy se zároveň zvyšuje hustota přibližně o 1% za hodinu. Proces ztrácí na důležitosti, jakmile hustota sněhové pokrývky dosáhne hodnoty okolo 250 kg/m3 (Anderson 1976 in Dingman 2002). Konstruktivní metamorfóza je nejdůležitějším procesem před vlastním táním, který zvyšuje hustotu sněhové pokrývky. Projevuje se slinutím sousedních zrn, ve kterých jsou molekuly vody uloženy ve výdutích, kde se navzájem dotýkají dvě zrna. Ty pak mezi sebou vytvoří tzv. „krček“. Na větší vzdálenosti se může konstruktivní metamorfóza projevit pohybem výparu napříč sněhovou pokrývkou, což se děje kvůli nárůstu tepelného gradientu. Sublimace se objevuje v teplejších částech pokrývky a vodní páry se dále pohybují k chladnějším částem, kde zase kondenzují nebo desublimují. „Pro rychlost růstu a formy krystalů jsou nejdůležitější tyto tři faktory: 1) teplotní gradient, 2) teplota, 3) velikost pórů. Pro růst zrna je nejdůležitější tepelný gradient sněhové pokrývky. Přeměna krystalů je řízena gradientem hustoty výparu. Obecně je tlak par vyšší kolem vypouklých míst, než kolem míst rovných nebo vydutých. Spoje dvou slepených zrn rostou tak dlouho, dokud vnitřní úhel mezi nimi nedosáhne 145° (McClung & Schaerer 2006). Vyšší teplotní gradienty způsobují větší rychlost růstu sněhových zrn, větší krystaly a vznik pórů o větších průměrech (gravitační póry) (McClung & Schaerer 2006). To ovlivňuje akumulační potenciál sněhové pokrývky. Rychle narostlé krystaly jsou většinou v pokrývce velmi nestabilní (McClung & Schaerer 2006). Metamorfóza tání se projevuje dvěma procesy. V prvním z nich se tekutá voda tvoří táním na povrchu anebo přichází ve formě deště (oba procesy jsou velmi důležité pro břečkotoky), mrznoucího ve studené sněhové pokrývce. Tento proces má za následek zhutňování (zvětšování hustoty) pokrývky a mohou zde také vznikat vrstvy kompaktního ledu, které jsou často rozprostřeny na velké ploše. Pokud je v hloubce záporná teplota, tak se uvolňuje skupenské teplo, které přispívá k oteplení sněhové pokrývky a zrychluje přenos výparu. V druhém procesu metamorfózy rostou rychle sněhová zrna, které se objevují v přítomnosti tekuté vody. Tímto procesem vznikají zakulacené krystaly velikosti pískových zrn, tzn. 1-2 mm (Colbeck 1978 in Dingman 2002). Kromě vytvoření dočasné vrstvy dutinové jinovatky vede tento proces k nárůstu hustoty. Na začátku tání je sněhová pokrývka typicky vertikálně heterogenní, kdy se často vyskytují vrstvy s různou hustotou. Během tání se hustota zvyšuje napříč celou pokrývkou a vrstvy se stávají homogennější. Velké částice dodávají teplo pro tání, neboť podstupují povrchové přemrzání (kdy se uvolní teplo do okolí) a zvětšují se, kdežto malé krystalky mají větší tendenci tát. Tání samozřejmě napomáhá tepelný tok, který je distribuován skrze tekutou vodu v systému. Bylo stanoveno, že částice o poloměru 1mm mají teplotu tání -1e10-4 °C a částice o průměru 0,1 mm mají teplotu tání -1e10-3 °C. Stále zde ale figuruje proces, kdy malé částice tají a produkují další větší krystalky. Přestože je tepelný rozdíl velmi malý, tak je tento proces poměrně rychlý. Vzduchové bubliny, které se v takovém systému vyskytují, zase proces růstu zpomalují (McClung & Schaerer 2006). 23 Vlastnosti sněhu Literární rešerše Obecně lze říci, že metamorfóza sněhové pokrývky je ovlivněna teplotou (tepelným tokem) a dostatečným tlakem na ní. V sezónním sněhu ale převažuje vliv teploty. Tlak hraje významnější roli spíše u firnovéhom sněhu a sněhu na ledovcích, kde leží více než jeden rok. (McClung & Schaerer 2006). 3.4.2. Růst krystalů v suchém sněhu Na tomto je místě je vhodné popsat, jak vznikají krystaly dutinové jinovatky (depth hoar), které jsou velmi náchylné k tvorbě lavin a břečkotoků. Nejdůležitějším činitelem pro vznik dutinové jinovatky je vertikální tepelný gradient sněhové pokrývky, který je závislý na hloubce sněhové pokrývky, teplotě vzduchu a teplotním režimu půdy. Nižší teploty vzduchu zapříčiňují větší tepelné gradienty ve sněhové pokrývce a tím pádem se také lépe tvoří dutinová jinovatka. Čím déle tedy bude trvat záporný teplotní gradient, tím silnější vrstva těchto krystalů se vytvoří. Pro vývoj dutinové jinovatky je zapotřebí dlouhodobější, několik dní trvající velmi chladné období s teplotami vzduchu hluboko pod 0°C (v našich podmínkách dle pozorování lavinového specialisty V. Spusty zhruba pod –14°C). Pokud padá sníh, tepelný gradient se snižuje a s ním i růst krystalů dutinové jinovatky (vše Satyawali 1998). Dutinová jinovatka tvoří největší krystaly v suchém sněhu, protože je často v pokrývce dlouho, ale velikost záleží také na stáří těchto krystalů. Co se týče stability této vrstvy, tak je mnohem slabší ve střihu než v tlaku, proto je příčinou také mnoha lavin (McClung & Schaerer 2006) a břečkotoků (Hestnes 1998, Nyberg 1989, Hestnes & Bakkehøi 2004). V polárních či vysokohorských oblastech s kontinentálním klimatem se dutinová jinovatka objevuje ve sněhové pokrývce každou zimu, ale laviny se v takových místech objevují převážně na jaře, když sníh zvlhne (McClung & Schaerer 2006). Další významnou skupinou krystalů je krusta na povrchu sněhové pokrývky, která může významně omezit podmínky pro transport a zdržení vodních par ve sněhu. Pro stabilitu sněhové pokrývky je kritické další usazování sněhu na povrchu této krusty (McClung & Schaerer 2006). 24 Břečkotoky Literární rešerše 4. BŘEČKOTOKY 4.1. OBECNÁ CHARAKTERISTIKA Břečkotok („slushflow“ sensu Washburn 1980, Perov 1998, Hestnes 1998) je přírodní jev, který se vyskytuje především v jarním období tání, kdy se dává za určitých podmínek do pohybu nasycená sněhová pokrývka. Sníh je v tomto případě přesycen vodou a již není schopen přijímat její další množství. Tento jev nemá většinou příliš dlouhého trvání, neboť se odehrává během několika sekund do max. několika málo hodin. Svým charakterem má tento fenomén blízko k bahnotokům (Perov 1998). Český termín břečkotok navrhl prof. Jeník (1997) z anglického termínu „slushflow“. V literatuře se můžeme setkat i s pojmy: „slush torrent“ (Nyberg & Rapp 1998, Gude & Scherer 1995), „water snow flow“ (Perov 1998), „slush avalanche“ (McClung & Schaerer 2006) nebo „slusher“ (Rapp 1960). Někteří autoři rozlišují malé události jako „slushflows“ a velké jako „slush avalanches“ (např. Nyberg 1985 in Gude & Scherer 1995), ale v této práci jsou všechny tyto pojmy sjednoceny termínem „břečkotok“. 4.2. MECHANISMUS VZNIKU Jak již bylo naznačeno v předchozích kapitolách (kap. 3.3.1, tab. 3.4), mechanickou pevnost pokrývky zajišťují spoje mezi jednotlivými zrny, ale také kapilární síly, kterými je držena volná voda ve sněhové pokrývce. Tento stav můžeme označit jako pendulární (kyvadlový) režim. S postupem času, kdy se začíná stále více projevovat tání však voda kompletně rozruší tyto spoje a obestoupí jednotlivá zrna a sněhová pokrývka se dostává do funikulárního (vláknitého) režimu (Colbeck 1979 in Onesti 1987). Pro uvolnění břečkotoku je tedy zásadní přítomnost stojící vody ve sněhové pokrývce (Onesti 1987, Nobles 1966, Hestnes & Sandersen 1987, Hestnes 1998), kdy působením smykového napětí (shear stress) může dojít k překročení kritické hodnoty pevnosti ve smyku (shear strength) (Hestnes & al. 1987 in Hestnes & Sandersen 1987). Působením vody se postupně zvětšují jednotlivá firnová zrna a s nimi i póry a tak se snižuje schopnost sněhu udržet v sobě vodu7 (Onesti 1987). Množství vody, které se dostane do částí sněhové pokrývky je funkcí lokální rychlosti tání. Rychlost odtoku skrze firn je řízena jeho propustností a sklonem nepropustné (např. ledové) vrstvy pod touto firnovou vrstvou. Voda tak perkoluje vertikálně skrze firn na rozhraní nepropustná vrstva8/firn a dále pokračuje podél tohoto rozhraní. Po čase, když se zvětšuje rychlost tání, tak voda zůstává stát ve firnu, kde mohou vznikat jakésy firnové zvodně (Nobles 1966, Fountain 1996 in Smart & al. 2000). Voda stále proudí po daném rozhraní, ale gradient hladiny se zmenšuje. To pokračuje, dokud se firn úplně nesaturuje. Únosná vodní kapacita takového sněhu je poměrně malá. Po fázi úplného nasycení firnové vrstvy začne voda vyvěrat na povrch. Tyto vývěry jsou velmi podobné klasickým vývěrům podzemní vody (Nobles 1966). Jak se tání zrychluje, každá část sněhu níže po svahu musí propustit větší objem vody, než část nad 7 Mechanismus tohoto zvětšování je důkladně popsán v kapitole „Metamorfóza“ Tato nepropustná vrstva může být tvořena buď ledem přímo ve sněhové pokrývce nebo povrchem, na kterém se pokrývka nachází (Hestnes 1998). Tyto vrstvy mohou, ale nemusí kopírovat terén a tak jsou často různě nakloněné a voda teče po nich teče podle směru sklonu. 8 25 Břečkotoky Literární rešerše ní. Vodní sloupec tak roste až k povrchu, dokud se pokrývka celkově nenasytí. V této fází se snižuje soudržnost jednotlivých zrn a naopak se zvyšuje tlak vody a klesá pevnost pokrývky ve střihu. To může být vyjádřeno vztahem: τ = c + (σ – u) * tanθ (4.1) kde τ je pevnost pokrývky ve střihu, c – koheze (soudržnost), σ – napětí v tlaku, u – hydraulický tlak, θ – úhel vnitřního tření (Onesti 1987). Kritický obsah vody ve sněhové pokrývce pro vznik břečky je 15% (Gauer 2004, McClung & Schearer 2006). Sapunov & Sapunova (1998) uvádějí množství tekuté vody v již vytvořeném břečkotoku (břečce) pro oblast Chibiny 20-70%. Pokud sníh již ztratil svou soudržnost kvůli rostoucímu vodnímu sloupci, který překročil kritickou hranici, tak sněhová matrice již není schopná vzdorovat hydraulickému tlakovému gradientu a břečka se dává do pohybu a vzniká břečkotok (Nobles 1966, Gude & Scherer 1995, McClung & Schaerer 1993 in Furdada & al. 1999). Hydraulický tlakový gradient musí být natolik velký, aby protrhnul hrázky, které zatím vodu držely. Tyto hrázky jsou většinou tvořeny směsí lavinových nánosů, kousků ledu nebo jiného nepropustného materiálu, který znemožňuje přirozený odtok vody. Zmiňované hrázky může nevědomky zakládat i člověk svou činností tak, že nechává různý materiál např. v korytech potoků. Impulzem pro překročení kritických hodnot vodního tlaku a pevnosti ve smyku může být náhlá šoková vlna, jako je třeba pád laviny nebo kamení (Hestnes 1998). Výskyt takovýchto saturovaných zón vzniku9 je závislý na sněhových podmínkách, na charakteru terénu pod sněhovou pokrývkou a dotaci vody (Hestnes & al. 1987 in Hestnes & Sandersen 1987). Tím lze také vysvětlit, proč jsou břečkotoky pozorovány v různých nadmořským výškách (Hestnes & Sandersen 1987). Popsaný spouštěcí mechanismus je také hlavním rozdílem mezi břečkotokem a mokrou lavinou. Břečkotok je převážně vyvolán tlakem vody ve sněhovém profilu (Gude & Scherer 1995), na rozdíl od mokré laviny, která vzniká především snížením tření mezi sněhovou pokrývkou a nepropustnou vrstvou. Tuto vrstvu může opět představovat buď ledová vrstva nebo povrch terénu. I u mokrých lavin hraje významnou roli vstup vody, ale zde pouze perkoluje až dosáhne nepropustné vrstvy, kde pokračuje podle sklonu této vrstvy. Na tomto rozhraní se tak vytvoří kluzká vrstvička, která má za následek ztrátu tření a následný sesun sněhové vrstvy (McClung & Schaerer 2006). Při vzniku mokré laviny voda nesaturuje sníh tak mocně jako u břečkotoku. Washburn (1980) doplňuje, že při vzniku břečkotoku je sníh mnohem více protkán perkolačními kanálky. Břečkotok se dokonce může vyvinout i z malé deskové laviny, která může velmi rychle ztekutět (Furdada & al. 1999, Hestnes 1998). Na obr. 4.1 je schematicky znázorněn mechanismus vzniku břečkotoku. 9 Vysvětlení viz. kapitola Geomorfologické podmínky vzniku 26 Břečkotoky Literární rešerše Obr. 4.1 – Mechanismus vzniku břečkotoku – podle Nobles (1966) Sapunov (1985 in Perov 1998) uvádí pět různých nezávislých možností vzniku břečkotoků: 1) perkolace, 2) tlak, 3) prolomení hrázek 4) sufoze (mechanický odnos drobných půdních, či horninových částic podzemní vodou s následkem sesedání povrchu a vzniku sufózních studní), 5) gravitace (vliv sněhových lavin). Onesti (1987) shrnul hlavní příčiny vzniku břečkotoků do šesti bodů: 1) izotermální sněhová pokrývka 2) zrychlený vstup volné vody do sněhové pokrývky 3) mnohonásobný zdroj vody z více směrů a. sněhová pokrývka překrývající břečku b. sněhová pokrývka v horní části svahu c. sněhová pokrývka v boční části svahu (laterální zdroj) 4) vstup volné vody převyšuje výstup 5) nižší sklony svahů v počátečních zónách 6) celková saturace sněhové pokrývky 4.2.1. Zdroje vody Jak již bylo zmíněno v předešlé kapitole, pro vznik břečkotoků je nejdůležitější především přísun tekuté vody. Tato voda může pocházet z několika zdrojů. Břečkotok většinou vzniká kombinací těchto zdrojů, ale může vzniknout i na základě jednoho typu zdroje. Tyto zdroje můžeme rozdělit na: 1. Dešťové srážky – tento zdroj je velmi častý a často se mísí s ostatními. 2. Proces tání – především v důsledku zvýšení teploty vzduchu, dodávek přímé radiace a turbulentních proudů zjevného (sensible heat) tepla a skupenského tepla (např. Gude & Scherer 1995, Hestnes & Sandersen 1987). Masivní tání je jedním z nejdůležitějších procesů pro vznik břečkotoku vůbec (např. Perov 1998). 3. Povrchová voda – do sněhové pokrývky se dostává především v důsledku vybřežení toků v důsledku jejich ucpání (např. Spusta & al. 2003) 4. Podpovrchová voda – zde se jedná především o různé vývěry podzemní vody nebo vodu z rašelinových ploch. Furdata & al. (1999) popisuje dotaci podzemní vodou z vývěrů v krasové oblasti. Další výskyt je popsán například ze svahových rašelinišť a pramenišť (Hestnes 1998, Kociánová & Štursová 2008) 27 Břečkotoky Literární rešerše Voda je v tomto případě také zdrojem skupenského tepla (Singh & Singh 2001), ale déšť přispívá k dalšímu tání pouze zanedbatelně (Hestnes & Sandersen 1987). Samotný zdroj vody pro vznik břečkotoku ovšem nestačí. Voda se musí především ve sněhu začít kumulovat a zůstat v tekutém stavu, k čemuž přispívají některé z následujících podmínek: Vhodný typ sněhu a jeho stratifikace Geomorfologické podmínky (charakter terénu) Meteorologické podmínky Tyto podmínky budou podrobně popsány v následujících kapitolách. 4.2.2. Druh sněhu a jeho stratifikace Pro vznik břečkotoku je velmi důležitý druh sněhu a stratifikace sněhové pokrývky, která se vyvíjí během celé zimní sezóny. Sněhová pokrývka, kromě vhodné stratifikace, musí mít také dostatečnou výšku10 (Perov 1998). Obecně můžeme říci, že největší náchylnost ke vzniku břečky a jejího následného pohybu má čerstvě napadlý sníh s malou soudržností, ale také hrubozrnný vyzrálý sníh. Stratifikovaná pokrývka během jarního tání v sobě nese více vody, protože je již tvořena krystaly firnu a často obsahuje ledové vrstvy. Množství vody ale nebývá ve všech sněhových vrstvách stejné. Více vody se kumuluje nad ledovými vrstvami, což je způsobeno menší vertikální propustností těchto vrstev (Singh & Singh 2001). Přítomnost stojaté vody ve sněhové pokrývce způsobuje vznik tahového (silového) napětí již po 3 dnech (Hestnes 1998). Ledové vrstvy do sebe ale dokáží toto napětí absorbovat. Takto stratifikovaná pokrývka je proto poměrně stabilní. Ještě stabilnější se stane, pokud voda odteče a pokrývka přemrzne (Hestnes & Bakkehøi 2004). Tato stabilita je ovšem značně oslabena, pokud se množství vody blíží potenciálu zásobnosti. Ve funikulárním režimu, případně v režimu břečky se stává pokrývka nestabilní. Základ sněhové pokrývky je často tvořen vrstvou dutinové jinovatky (McClung & Schaerer 2006, Hestnes & Sandersen 1987), která je při působení hydraulického tlaku a střihového napětí velmi nestabilní. K nejnáchylnější kombinaci ke vzniku břečky proto dochází, pokud je sněhový profil tvořen hrubozrnným firnem s vrstvou dutinové jinovatky (Nyberg 1989, Hestnes 1998, Hestnes & Bakkehøi 2004). Pokud se břečkotok vytvoří na ledovci, voda, případně břečka se kumuluje v ledovcových trhlinách, odkud se po jejich naplnění následně dostává níže po svahu nebo do sněhové matrice a proces pokračuje stejně, jak je popsaný výše (Smart & al. 2000). Hestnes & Sandersen (1987) vylišují 3 typy sněhů, které jsou náchylné ke vzniku břečkotoku: a) Křehký nesoudržný hrubozrnný sníh, někdy se ve spodní části objevuje vrstva dutinové jinovatky b) Stratifikovaný sníh různého složení, často s firnovými, či ledovými krustami. c) Nesoudržný nový sníh na ledovém podkladě, nebo i na relativně tenké vrstvě hrubozrnného sněhu nebo na stratifikované pokrývce s ledovou krustou na povrchu. 10 Konkrétní hodnoty nejsou v literatuře specifikovány, neboť pro každou oblast a různé lokální podmínky jsou variabilní a autoři je většinou neuvádějí. 28 Břečkotoky Literární rešerše 4.2.3. Geomorfologické charakteristiky 4.2.3.1. Geomorfologické podmínky vzniku Orografické podmínky umožňující přehrazení odtávající vody patří vedle dostatečné výšky sněhové pokrývky a rychlého tání sněhu k zásadním parametrům pro vznik břečkotoků (Perov 1998). Břečkotoky mohou vznikat na různých površích. Může to být obhospodařovaná půda, pastviny, otevřený travnatý les, křoviny, zalesněné svahy, ale i nezalesněné horské povrchy (Hestnes 1998). Výrazněji se uplatňují také půdní podmínky, kdy záleží na stupni nasycenosti, popř. nepropustnosti půdy (Perov 1998). Akumulace volné vody je zapříčiněna především nepropustností povrchu, na kterém sníh leží, neboť je zamezeno její infiltraci do půdy. Takové povrchy jsou především skalní podloží, led nebo zmrzlá půda (popř. permafrost) a voda po nich přirozeně proudí po svahu dolů. Zmrzlá půda ovšem není podmínkou vzniku, břečkotoky se totiž objevují i na rozmrzlé půdě (Hestnes 1998, Gude & Scherer 1995). Speciálním případem je výskyt břečkotoků na ledovcích (Nobles 1966, Smart & al. 2000). Svahy mají většinou konkávní tvar s vytvořenými zářezy potoků a jsou často schodovitého charakteru (Nyberg 1989, Hestnes & Sandersen 1987). Skoková členitost terénu je pro vznik břečkotoku důležitá z hlediska tvaru matečné horniny, který umožňuje pokles a pukání sněhu (Perov 1998). Z geomorfologického hlediska vylišují Sapunov & Sapunova (1998) pro oblast Chibiny 6 typů území, na kterých břečkotoky vznikají: 1) Erozní zářezy na svazích pohoří Chibiny, které má stolovitý charakter. 2) Denudační prohlubně napojené na rozsáhlé svahy. 3) Hluboká a krátká erozní údolí poblíž velkých denudačních prohlubní a ledovcových karů 4) Krátká nehluboká zvlněná erozní údolí malých svažitých povodí. 5) Úzká a hluboká zvlněná údolí s rozbrázděnými stěnami a rozvětvující se v horní částí 6) Ledovcové kary se sklonitým dnem a úzkým odtokovým korytem. Perov (1998) vylišuje další dva typy sběrných oblastí břečkotoků v horském terénu: 1) záchytnou oblast se svažitým údolím a 2) záchytnou oblast řečiště. Na svazích vznikají břečkotoky především v různých depresích a denudačních poklesech nebo trhlinách, v zářezech potoků nebo v místech svahových rašelinišť (Hestnes 1998). Údolní oblasti jsou prezentovány povodími říčních toků. Části břečkotokové dráhy můžeme vylišit podobně jako u klasických lavin nebo mur11, a to: „feeding zone“ – navrhuji český termín sytící zóna12, „starting zone, original zone“ - odlučná zóna13, „transit zone“ - tranzitní zóna, „accumulation zone“, „runout zone“ - akumulační zóna14 (Pilous 1973, Hestnes 1998, Perov 1998, Sapunov & Sapunova 1998). Sytící a odlučné zóny se nejčastěji nacházejí na mírně skloněných náhorních platech a nebo na dnech širokých ledovcových karů (Perov 1998, Gude & Scherer 1995), ale také na okrajích morén (Gude & Scherer 1995) a na různých konkávních nepropustných površích. Sapunov & Sapunova (1998) uvádějí různé hodnoty sklonů v pohoří Chibiny v závislosti na typu toku, kontrétně to jsou tedy hodnoty: 15 – 20° pro lavi11 Česká terminologie pro části břečkotokové dráhy je převzata z práce Pilouse (1973), který se zabýval murami v Krkonoších. Murové dráhy ale podle autory nezahrnují sytící zónu a proto je tento termín volně přeložen. 12 Též sběrná oblast – podle lavinové terminologie 13 Též zóna vzniku (Pilous 1973) 14 Též zóna nakupení (Pilous 1973) 29 Břečkotoky Literární rešerše nové15 typy břečkotoků, 10 – 20° pro bahnotokové9 typy a konečně 5 – 10° pro povodňové9 typy. Tyto udaje ostatně potvrzují i ostatní autoři z různých částí světa: 9 23° (Furdada & al. 1999), 5 - 40° (McClung & Schaerer 2006), 15° (Laroque & al. 2001), 6 - 8° (Scherer & al. 2000), 15°– 20° (Nyberg 1989) a nejmenší hodnotu 2° uvádí Nobles (1966). Sklon svahů zde ovšem není hlavním spouštěcím faktorem (Decaulne & Sæmundsson 2006). Svahy nesmí být moc strmé, aby se na nich udržel sníh a akumulovalo dostatečné množství vody (Luckman 1977 in Washburn 1980). Příliš velké sklony nedovolují snadnou akumulaci vody, neboť tato voda vlivem gravitace spíše odteče. Vhodný tvar a velikost svahů většinou umožňují maximální akumulaci sněhu a velké zpomalení tavné vody proudící kanálky pod sněhem (Sapunov & Sapunova 1998). Sytící zóny se vyskytují nad počátečními zónami, které zásobují vodou a jsou s nimi tedy bezprostředně spojeny (Hestnes 1998, Sapunov & Sapunova 1998). Dále se tyto zóny často objevují v místech svahových rašelinišť, v různých svahových depresích, roklích ale i na otevřených svazích, kde je výrazný přechod mezi prudkou a mírnou částí (Hestnes 1998). Mohou vznikat na zalesněných svazích i v otevřených lesích s trávou a keři odhalující větší variabilitu půdních podmínek. Nadmořská výška této zóny je velmi variabilní. Ve skandinávské oblasti často záleží, jestli oblast leží u fjordu nebo více ve vnitrozemí. Dolní hranice se pohybuje 80 – 140 m.n.m. v pobřežních oblastech Islandu (Tómasson & Hestnes 2000, Gauer 2004) a horní hranice 1970 – 2280 m.n.m (Furdada & al. 1999). V České republice se v Krkonoších vyskytly břečkotoky ve výšce 550 – 600 m.n.m. (Kociánová & Bercík 2000, Spusta & al. 2003) a 1400 – 1430 m.n.m. (Spusta & Kociánová 1998, Kociánová & Štursová 2008). Co se týče sklonu svahů tranzitní části, tak rozpětí hodnot je poměrně široké. Perov (1998) udává ve své práci tyto hodnoty: 8 – 20° v pohoří Chibiny v Rusku, dále 25° v severním Švédsku v nejstrmější části (Scherer & al. 2000), 6 – 12° (Arck & Scherer 2006) v severním Norsku (oblast Kärkevagge), 2 - 15° (20°) na Aljašce (Onesti 1989), 10.5 - 16° ve Španělsku - Pyreneje (Furdada & al. 1999) případně 10°- 55° na Islandu (Decaulne & Sæmundsson 2006). Arck & Scherer (2006) tvrdí, že břečkotokové dráhy mají sklon do 20°, čímž se liší od lavinových drah, které se vyznačují sklony většími než 20°. Šířka v tranzitní zóně se pohybuje od 2(3) – 15 m. V této části se nejvíce projevuje erozní síla břečkotoků, protože proud cestou strhává množství kamenů a detritického materiálu a vznikají tak značné erozní rýhy (Sapunov & Sapunova 1998). Akumulační zóna často končí v nějaké řece nebo jezeru, kde následně může nanesený materiál způsobit i povodeň (Hestnes 1998). Do této části se dostává již značné množství materiálu strženého z tranzitní zóny. Na rozdíl od lavinové akumulační zóny je více protažená a zabírá větší plochu. Délka břečkotoků je také velmi variabilní. Byly sledovány dráhy dlouhé 350 – 2500 m (Arck & Scherer 2006, Decaulne & Sæmundsson 2006, Furdada & al. 1999, Nyberg 1989). Sklonitost se zde pohybuje 1.5° do 10.5° (Rapp 1960, Nyberg 1989, Furdada & al. 1999, Laroque & al. 2001), případně 5-6° v horní části a 1-2° ve spodní části (Sapunov & Sapunova 1998). 15 Tyto termíny budou podrobně rozebrány v kapitole Vlastnosti toku 30 Břečkotoky Literární rešerše 4.2.3.2. Vliv břečkotoků na krajinu Břečkotoky svým působením mají značný erozní vliv. A to především strháváním, transportem a ukládáním velkého množství materiálu zvětralinového pláště16 (Rapp 1960; Nyberg 1985,1989 in Decaulne & Sæmundsson 2006, Clark & Seppälä 1988, Nyberg 1989, Larocque & al. 2001). Břečkotoky jsou důležitým činitelem pro denudaci, především v horách a subarktických oblastech. Objem materiálu, který nesou, je mnohem větší než u klasických sněhových lavin (Perov 1998), mohou to být i stovky (Rapp 1960, Nyberg 1985 in Nyberg 1989) až desetitisíce metrů krychlových (Gauer 2004, Gude & Scherer 1995). Jazykovité a bochníkovité17 nánosy jsou často dlouhé stovky metrů a 5 – 10 m široké. Tento materiál je značně heterogenní bez jakéhokoliv třídění (Clark & Seppälä 1988), neboť obsahuje malé kameny (Larocque & al. 2001), ale i velké balvany (Nyberg 1989) kolem 2 m v průměru. Rapp (1960) dokonce uvádí příklad balvanu s rozměry 5 x 3 x 2 m o hmotnosti cca 75 tun, který byl transportován po 120 m dlouhé trase. To jen dokládá obrovskou erozní a ničící sílu břečkotoků. Nánosy anorganického i organického úlomkovitého materiálu se kumulují v akumulační zóně, ale vyskytují se i různě podél trasy břečkotoku. Tyto nánosy se postupně stávají krajinným prvkem, ale můžou také zablokovat komunikace a různé stavby (Larsson 1975, Kreig & Reger 1982, oba in Nyberg 1989, Hestnes & Bakkehøi 2004). Břečkotoky mají často takovou sílu, že díky své setrvačnosti vynesou materiál i do protisvahu (Na rozdíl od klasických aluviálních nánosů, které se proudem postupně posouvají s dalšími nánosy). Břečkotok se může také rozdělit a nechat unášený materiál na různých místech. Nahrnutý materiál může vytvořit jakési balvanité jazyky („boulder tongues“), podobně jako u klasických sněhových lavin. Tyto jazyky se nacházejí většinou podél koryt potoků (Nyberg 1989). V Abisku v severním Švédsku byl pozorován břečkotok jehož objem byl odhadnut alespoň na 10 000 m3 a zůstalo po něm více než 150 t sedimentů (Gude & Scherer 1995). Erozní síla je zesílena tím, že se břečkotoky vyskytují v jarním období, kdy už sněhová pokrývka pomalu ustupuje. Odolnost povrchu beze sněhu proti erozi a strhávání klastického a jiného materiálu se proto snižuje. Erozní efekt má také voda, která se provalí z dočasných hrázek tvořených ledem a tvrdým sněhem. Erozní síla se pak může přirovnávat k bleskové povodni nebo rychlému „debris flow“18. Čerstvé nánosy malých úlomků na vegetaci mohou indikovat předcházející období slabé břečkotokové aktivity. Všechny takové geomorfologické projevy ovšem nemůžeme považovat za dílo břečkotoků, neboť erozivně působí také debris flow, bleskové povodně, laviny a déšť (Nyberg 1989). Sjíždění břečkotoků mimo jiné způsobuje změny ve struktuře stromů, protože působí velkým tlakem na jejich kmeny a tím je můžou i úplně zničit (Perov 1998, Laroque & al. 2001). Na deformaci jednotlivých stromů můžeme vysledovat periodicitu výskytu břečkotoků (Perov 1998). To platí ale pouze v případě, že můžeme na lokalitě vyloučit přítomnost jiných svahových procesů, jako jsou laviny, půdní sesuvy, mury apod. Tato dentrochronologická metoda je často jediný způsob, jak zjistit předchozí přítomnost břečkotoku (Perov 1998). Obrovská masa sněhu, vody a jiného přírodního materiálu působí na kmeny stromů. Působení tlaku se dá později vysledovat v nepravidelnosti letokruhů, různých šrámech, zlomených větvích, asymetrickém 16 Kameny, balvany, bahno, půda Terminologie převzata z názvosloví pro mury (Pilous 1973) 18 Termín „debris flow“ nemá v češtině ekvivalent. Nejlépe termínu odpovídá asi pojem „turbulentní mura“ (Pilous 1973). V textu bude ale nadále uváděn termín „debris flow“. 17 31 Břečkotoky Literární rešerše ztenčování větví, nakloněné stonky a kmínky (Laroque & al. 2001). Podle této metody určili Sapunov & Sapunova (1998), že malé břečkotoky v chibinské oblasti vznikají s frekvencí jednou za 3 – 10 let, naproti tomu velké břečkotokové události jednou za 10 – 30 let. Tyto hodnoty odpovídají mladým rostlinným sukcesním stádiím na postižených lokalitách. Břečkotok totiž svým vlivem část vegetace rozruší (Nyberg 1989). 4.2.4. Meteorologické a klimatologické charakteristiky Klíčovým faktorem pro vznik břečkotoků jsou meteorologické a klimatické podmínky. Obecně se dají tyto podmínky charakterizovat prudkým vzestupem teploty, který vyvolává tání sněhu, a mohutnými dešti (např. Washburn 1980, Hestnes 1998, Perov 1998). Déšť a tavná voda tvoří hlavní komponenty vstupní vody do systému (např. Smart & al. 2000). Z klimatologického hlediska byly břečkotoky sledovány jak v oblastech s kontinentálním klimatem, tak s klimatem oceánickým (Perov 1998, Laroque et at. 2001). Obecná informace jako je druh klimatu by ale neměla být hlavním kritériem pro předpovědi odtrhů lavin (i břečkotoků), protože klima nám říká pouze o průměrném počasí na dané lokalitě (McClung & Schaerer 2006). Většinou jsou tyto události popisovány ze severnějších polárních a subpolárních oblastí, ale vyskytují se i v alpínském stupni hor v nižších zeměpisných šířkách (např. Elder & Kattelman 1993 in Gude & Scherer 1995, Arck & Scherer 2006, Kociánová & Štursová 2008). Kvůli vlivům globálních změn klimatu se očekává častější výskyt břečkotoků i v nižších zeměpisných šířkách (Hestnes & Sandersen 1998). Na základě této domněnky upozornili Spusta & Kociánová (1998) na možnost výskytu břečkotoků i v České republice v některých partiích Krkonoš. Tento předpoklad se potvrdil následně v březnu roku 2000 (Kociánová & Bercik 2000, Spusta & al. 2003, Kociánová & Štursová 2008). Jaedicke & al. (2007) shrnují, že v oblastech s kontinentálním klimatem jsou břečkotoky spíše způsobené táním a naopak oceánické klima zapříčiňuje více událostí vyvolaných deštěm. Rozdíly v rozložení výskytu břečkotoků závisejí především na míře kontinentality (Perov 1998). Míru kontinentality určuje Gorczynského index (KG), který se dá vypočítat podle vzorce: K G = 1 .7 A − 20.4 , sin ϕ (4.2) kde φ je zeměpisná šířka a A je roční amplituda teploty vzduchu (Grieser & al. 2006). Následující obr. 4.2 zobrazuje rozložení Gorczynského indexu ve světě. 32 Břečkotoky Literární rešerše Obr. 4.2 – Míra kontinentality znázorněná Gorczynského indexem, tmavé barvy značí větší míru kontinentality – podle Grieser & al. (2006). Na mapě jsou také znázorněny některá místa výskytu břečkotoků. 1: Aljaška – Onesti (1987), 2: Grónsko – Nobles (1966), 3: Grónsko – Nobles (1966), 4: Kanada – Laroque & al. (2001), 5: Island – Tómasson & Hestnes (2000), 6: Španělsko – Furdata & al. (1999), 7: Česko – Spusta & al. (2003), 8: Norsko – Hestnes & Sandersen (1987), 9: Švédsko – Gude & Scherer (1995), 10: Finsko Clark & Seppälä (1988), 11: Chibiny – Perov (1998), Sapunov & Sapunova (1998), 12: Kirgistan – Elder a Kettelmann (1993 in Gude a Scherer 1995), 13: Nový Zéland – Smart & al. (2000) Z klimatologického hlediska podle klimatických dat shrnul Perov (1998) vlastnosti břečkotoků pro ruské území následovně: I. Arktická zóna Charakteristický přechod od oceánického ke kontinentálnímu klimatu. Výskyt je z geomorfologického hlediska omezen především na okraj zón pokrytých ledem a z časového na červen a červenec. II. Subarktická zóna a. Přechod od oceánického ke kontinentálnímu klimatu – výskyt je prakticky na jakémkoliv povrchu v období od května do června. Perioda opakování je cca 10 let. b. Kontinentální klima - výskyt je stejný jako u předchozího bodu, pouze perioda opakování je 5 let. III. Mírný pás a. Oceánické klima – široké rozšíření na různých površích v období května až června (někdy i v lednu). b. Kontinentální klima – výskyt je poměrně omezen, ale břečkotoky se často objevují společně s bahnotoky a podobnými jevy způsobenými deštěm v období května až června. Průměrná doba opakování je 6 let. Břečkotoky jsou pravděpodobně mnohem častější v arktických oblastech a v oblastech subpolárních vysočin, než v Antarktidě s málo častým obdobím tání (Washburn 1980). Arktické klima umožňuje vznik břečkotoků i v nízkých nadmoř33 Břečkotoky Literární rešerše ských výškách (začínající od hladiny moře – např. Tómasson & Hestnes 2000, Gauer 2004) a na mírných svazích. V subarktických podmínkách se břečkotoky formují v nižších až středních polohách v oblasti pahorkatin, kde mohou být doprovázeny bahnotoky a výjimečně i sněhovými lavinami. Dále jsou často rozšířeny ve středních polohách hor, v oblastech permafrostu a horských tunder. Toto platí především pro severní části zmiňovaných (klimatických) oblastí (Perov 1998). Stejně jako v arktických oblastech se mohou břečkotoky objevovat i v oblastech s menší zeměpisnou šířkou. Můžeme dokonce říct, že se tento fenomén může vyskytnout v jakékoliv oblasti se sezónní sněhovou pokrývkou a jeho frekvenci, odrážejí klimatické podmínky a infiltrační kapacita sněhu (Hestnes 1998). V předchozích kapitolách byly rozebrány zdroje vody do sněhové pokrývky. Meteorologické podmínky se podílejí především na dotaci vody z deště a z tání. Déšť je většinou způsoben cyklonálním počasím nad oblastí a tání zase dlouhodobějším zvýšením teploty vzduchu, např. v důsledku přechodu teplé fronty. Decaulne & Sæmundsson (2006) uvádějí, že na Islandě břečkotoky způsobené táním byly následkem přechodu anticyklóny, kdežto v období cyklóny byly břečkotoky zapříčiněny jak táním, tak i deštěm. Břečkotoky spojené s cyklonální aktivitou potvrzují z této oblasti i jiní autoři (např. Tómasson & Hestnes 2000). Podle Hestnese & al. (1987 in Hestnes & Sandersen 1987) jsou klíčové meteorologické podmínky během posledních 24 hodin před uvolněním břečkotoku. Obecně můžeme definovat dva typy časových období, po které hodnotíme meteorologické podmínky: 1) zimní období – kdy se uvažují průměrné hodnoty veličin za zimní sezónu a 2) aktuální období – kdy se bere v úvahu jen 4 – 15 dní, kdy je sněhová pokrývka nejvíce ovlivněna počasím ke vzniku břečkotoku (Hestnes & Sandersen 1987). Perov (1998) uvádí, že průměrná teplota vzduchu by měla vzrůst od 3 – 10°C během 2 – 5ti dnů. Podle Hestnese (1985 in Perov 1998) a Khodakova (1989 in Perov 1998) je v Norsku tento jev způsobován převážně množstvím dešťových srážek. Tito autoři uvádějí, že se tomu tak stalo ve 23 ze 24 sledovaných případů a pouze v jednom byla příčina vzniku pouze v intenzivním tání. Perov (1998) zase uvádí, že sledované břečkotoky v Chibinské oblasti nastaly přispěním deště pouze z 10 %, i když hodnoty srážek se pohybovaly od 60 do 150 mm za 5 dní. Autor bohužel neuvádí do jaké výšky sněhové pokrývky se tato voda infiltrovala, ani jaká byla její stratifikace a hustota. Tento údaj ve své práci uvádějí Smart & al. (2000), kdy na dvou lokalitách na ledovci na Novém Zélandu přinesla dvoudenní bouře 100 mm srážek (respektive 200 mm). K tomu ještě nutno připočítat asi 100 mm z tání. Celkově tedy vstoupilo 200 mm (respektive 300 mm) vody do 70 cm vysoké sněhové pokrývky s hodnotou pórovitosti 0,4. Decaulne & Sæmundsson (2006) popisují, že se v kritickém období vzniku břečkotoků vystřídaly chladné (až mrazivé) dny a noci, s prudkým oteplením trvajícím od několika málo hodin do více než 10 dní. Maximální teploty během tohoto období dosahovaly až 9°C. Výrazný vliv na tání sněhu měl i vítr. Celkové množství srážek se pohybovalo od 27 do více než 122 mm, které spadly za 1-2 dny. Pro dokreslení budou uvedeny ještě 2 příklady vývoje počasí před uvolněním břečkotoku z oblastí Norska a Islandu. V prvním případě v oblasti Rana v severním Norsku došlo na konci ledna k prudké změně počasí, kdy během 24 hodin teplota vzrostla až na 4,4°C a napadlo asi 40 mm srážek. Tato teplá fronta byla následně vystřídána studeným počasím, kdy se vytvořila ledová krusta na povrchu pokrývky. Během dalších dvou dní napadlo 18 cm nového sněhu. Poté přišlo další oteplení z 0°C na 5,9°C a dále vzrostla teplota na 6,4°C, kdy během dalších 24 hodin napadlo 68,6 mm srážek, poté 46,3 mm za 12 hod (Hestnes & Sandersen 1987). 34 Břečkotoky Literární rešerše Na další lokalitě v SZ Islandu (Vesturbyggo) byl způsoben břečkotok vlivem cyklóny a přechodu teplé fronty nad územím. V inkriminovaném období bylo zaznamenáno 123 mm za 24 hodin. S porovnáním s předchozími událostmi stačilo na uvolnění břečkotoku 100 mm srážek. Kvůli vysoké vlhkosti, průměrné rychlosti větru 10 m/s a teplotě vzduchu 5°C trvající nejméně 15 hodin, bylo stanoveno množství tavné vody podle Hestnese & al. (1994 in Tómasson, Hestnes 2000) na cca 70 – 80 mm. Celkové množství vody dopraveného do systému bylo tedy 170 mm a více. Výška sněhové pokrývky postupně klesla během 4 dnů z 50 až na 0 cm. Při této události byla sněhová pokrývka kompaktní a stratifikována ledovými vrstvami v důsledku opakujícího se větru, deště a tání (Tómasson & Hestnes 2000) Z uvedeného je patrné, že se často musí vystřídat teplé počasí poté chladné a následně zase teplé. Vysoké teploty na začátku období způsobí tání, tato tavná voda následně zmrzne a vytvoří se ledová krusta. Pokud na takovou pokrývku napadne nový sníh a následně se opět zvýší teploty a zaprší, tak se zvyšuje riziko vzniku břečkotoku. Hestnes & Bakkehøi (2004) doplňují, že v Norsku jsou břečkotoky způsobeny vlivem deště především v zimních měsících a naopak tání zapříčiňuje jejich vznik na jaře. Hodnoty tání se dají určit z meteorologických podmínek. Tato hodnota se nechá kalkulovat z celkové energetické bilance pomocí rovnice: Q * + H + λE + S + M = 0 (4.3) kde Q* je bilance záření19 (net radiation), H je zjevné teplo, λE je tok skupenského tepla, S je zásobní lhůta pro oteplení nebo ochlazení sněhu a konečně M je energie na jednotku plochy způsobující tání nebo přemrzání. Pro izotermální pokrývku je S = 0 a když jsou teploty pod nulou, tak M = 0. To mimo jiné značí, že břečkotok může nastat pouze pokud je ve fázi tání celá sněhová pokrývka (vše Gude & Scherer 1995). Jakmile vodní sloupec ve firnu dosáhne povrchu, automaticky klesá albedo, což vede k dalšímu tání (Gude & Scherer 1995, Smart & al. 2000). Vedle toho se zefektivní vstupní energie, která generuje zase další odtok, což není způsobeno pouze tajícím firnem, ale zároveň se ničí firnové zvodně a vytéká z nich naakumulovaná voda (Smart & al. 2000). Tání, které je v mnoha případech významným zdrojem vody, se zvyšuje především v důsledku zvýšeného energetického vstupu vlivem přímé radiace, dále pak kladnými teplotami vzduchu (Gude & Scherer 1995). Návětrné svahy během přechodů atmosférických front jsou nejnáchylnější k uvolnění břečkotoku, neboť přijímají největší tok latentního skupenského a zjevného tepla z atmosféry a tak se zde objevuje největší část vody z tání, ale i vody ze srážek (Hestnes & al. 1994 in Hestnes 1998, Decaulne & Sæmundsson 2006). Období tání může trvat od několika málo hodin až po několik dní (Decaulne & Sæmundsson 2006, Hestnes 1998). Hestnes & Sandersen (1987) vylišují několik typů sněhové pokrývky v kombinaci s meteorologickými podmínkami nejnáchylnější pro uvolnění břěčkotoků: a) Zralý sníh/jarní rozpad (tání). Hrubozrnný nebo stratifikovaný zimní sníh s rozsáhlým deštěm a tavící vodou během aktuálního období b) Nový sníh (brzy v zimě). Proměnné množství nesoudržného suchého nového sněhu v aktuálním období ležícího na ledovém povrchu. Následuje náhlá změna počasí s prudkými dešti a táním. 19 Tuto hodnotu definujeme jako rozdíl záření směřujícího dolů a záření směřujícího nahoru, vztažený k určité hladině, vrstvě nebo sloupci atmosféry, zemskému povrchu, popř. k celé soustavě Země – atmosféra. Kladné hodnoty bilance záření znamenají při radiačním přenosu energie energetický zisk pro danou hladinu nebo soustavu, záporné hodnoty zase ztrátu (Sobíšek & al. 1993) 35 Břečkotoky Literární rešerše c) Hrubozrnná sněhová pokrývka. Slabé a nesoudržné zimní hrubozrnné vrstvy. Velká rozmanitost v aktuálních meteorologických podmínkách. d) Stratifikovaná pokrývka I. Relativně stabilní zimní pokrývka. Aktuální období je typické intenzivním sněžením a také velkými dešti. e) Stratifikovaná pokrývka II. Relativně stabilní zimní pokrývka. Aktuální období je typické občasným sněžením, ale také mírnými dešti a táním. Co se týče ročního období aktivity břečkotoků, tak ta se soustřeďuje především do června až července v arktické zóně a do května až června v subarktické zóně (Perov 1998). Hestnes (1998) uvádí, že v Norsku se břečkotoky často vyskytují hlavně během listopadu a prosince, kdy jsou spojeny především s velkou zimní a podzimní cyklonální aktivitou. Na Islandu (subarktické klima) se často objevují v lednu, ale byly zaznamenány i v únoru, březnu a květnu. Tyto situace můžeme přičítat vlivu přechodu teplých front přinášejících déšť a teplý vzduch, což způsobuje značné změny ve struktuře sněhové pokrývky (Decaulne & Sæmundsson 2006). Břečkotoky ovšem nemusejí vznikat pouze za extrémních meteorologických podmínek, na což upozorňují ve své práci Gude & Scherer (1995). Průměrná doba opakování výskytu břečkotoků v pohoří Chibiny je 10 let a 5 let v oblasti Sibiře, kde jsou výsledkem především rapidního jarního tání a homogenní struktury sněhové pokrývky. Tómasson & Hestnes (2000) zase uvádějí periodicitu u velkých událostí na Islandu na 50 – 100 let a Gude & Scherer (1995) v severním Švédsku v oblasti Abiska 10 – 20 a více let. 4.2.5. Charakteristika toku Břečkotoky patří mezi exodynamické jevy vyznačující se poměrně velkou rychlostí toku, jehož povrch není rovný. Kromě vody a sněhu na sebe při pohybu tato valící se masa nabaluje i kameny, větve nebo kusy vegetace (Perov 1998). Bozhinskiy & Nazarov (1998) označují břečkotok jako tok o dvou složkách, kde první složka je vodní fáze a druhá je samotná břečka. Tyto dvě složky spolu navzájem samozřejmě interagují. Jelikož má břečková fáze menší hustotu, tak se drží spíše nahoře. Zároveň je tato fáze rychlejší, což má za následek odvodnění čela břečkotoku. Tento efekt se děje hlavně vlivem rychlé saturace nového sněhu, který břečkotok s sebou strhává. Na tuto saturaci se spotřebovává právě vodní fáze z čela břečkotoku (Bozhinskiy & Nazarov 1998). Gauer (2004) také označuje břečkotok jako dvoufázový tok, ale jako první fázi počítá vzduch a druhou břečku s obsahem sněhových hrudek a vody. Pro popis chování takovéto tekutiny se používá reologický model nenewtonovské tekutiny projevující se viskoplastickými a granularními účinky. Pevnost této masy je podle předpokladu závislá na hustotě sněhu a na obsahu vody (Gauer 2004). Hustota břečkotoku se pohybuje od 800 – 950 kg/m3. Rychlost toku je závislá na svažitosti povrchu a se pohybuje od 1,5 m/s (na mírných svazích) až 4 – 8 m/s v horských údolích. Maximální naměřená rychlost byla 15 – 20 m/s (Perov 1998), případně 30 m/s (Gauer 2004). Břečkotoky svým charakterem jsou na pomezí mokrých sněhových lavin, bahnotoků nebo „debrisflow“. Postavení břečkotoků mezi ostatními přírodními dynamickými jevy můžeme vidět na obr. 4.3. Sapunov & Sapunova (1998) rozdělují břečkotoky na několik podtypů podle stupně nasycení vodou a podle obsahu strženého materiálu: a) Lavinový typ (avalanche like) – tento typ se vytváří především na začátku období tání a charakterizuje ho především menší obsah břečkové fáze a horninových úlomků. Konkrétně obsahují kolem 20 – 50% vody a do 8% ostatního materiálu (horninové úlomky, kusy vegetace, atd.) 36 Břečkotoky Literární rešerše b) Bahnotokový typ (mudflow like) – se vyznačuje především velkým množstvím vody (kolem 50%) a ostatního materiálu (8 – 12%). Je vyvolán především intenzivním táním a velkým množstvím srážek. c) Povodňový typ (flood like) – je charakteristický největším podílem vody ze všech tří typů (60 – 70%), ale podíl ostatního materiálu je malý (3 – 4%). Tento typ je velmi podobný normálnímu toku vody. Obr. 4.3- klasifikace přírodních toků, upraveno podle Nobles 1966 Vzorec pro výpočet obsahu vody v břečkotoku uvádí Jaedicke & al. (2007): w = ρsθm/ρwtr (4.4) Kde ρs je hustota sněhové části, θm je objemový podíl břečkové fáze a konečně ρwtr je hustota vody. Autoři zároveň uvádějí i vzorec pro výpočet efektivní viskozity: µwtr = µw M0 + µt (4.5) Kde µw je dynamická viskozita vody, M0 je koeficient zahrnující přítomnost sněhových částic a konečně µt je turbulentní viskozita. Koeficient unášení, stejně tak jako střižné a normálové napětí jsou větší než klasických suchých sněhových lavin (Jaedicke & al. 2007). Jelikož břečkotok je vlastně proudění sněhové hmoty, můžeme charakterizovat typ jeho proudění. Washburn (1980) charakterizuje břečkotok jako lineární tok sněhu nasyceného vodou. Hestnes (1998) uvádí, že rozsah je od laminárního až po plně turbulentní typ, přičemž záleží na rychlosti proudění a ta zase záleží na strmosti a drsnosti svahu. To ovšem částečně vyvracejí Jaedicke & al. (2007), kteří tvrdí, že podle očitých svědků se jedná téměř vždy o turbulentní charakter. To se dá určit i z hodnoty Re ≈ 220, která signifikuje slabou turbulenci (Kern & al. 2004 in Jaedicke & al 2008). 37 Břečkotoky Literární rešerše Šířka toku břečky je poměrně variabilní. Např. Tómasson & Hestnes (2000) uvádějí počáteční šířku jednoho pozorovaného toku 65 m s tím, že se postupně rozšířil až na 125 m. Jeho celkový objem byl stanoven na 30 000 m3. Perov (1998) v Chibinské oblasti uvádí dva typy břečkotoků, které můžeme rozdělit na povrchový tok (dává se do pohybu pouze vrchní vrstva sněhu) a na celkový tok (kdy se hrne přírodním korytem celá masa sněhu). Autor dále uvádí, že podobně můžeme klasifikovat břečkotoky pro polární oblast Uralu a to: 1) malé toky, zaznamenané brzy na jaře 2) velké události brzy v létě. Dynamika toku je stále otevřenou otázkou, ale byly provedeny některé fyzikální pokusy k jejímu objasnění (např. Jaedicke & al. 2007), případně i numerické modelování toku (Gauer 2004, Bozhinskiy & Nazarov 1998). 4.3. ŠKODY V horských, polárních a subpolárních oblastech Fennoskandie břečkotoky často zasahují především železnice, silnice, budovy, inženýrské sítě atd. (Perov 1998). Řada břečkotoků měla za následek zničené obytné domy, hospodářská stavení, ale i oběti na životech lidí (Tómasson & Hestnes 2000, Hestnes & Sandersen 2000). 4.4. MOŽNOSTI MODELOVÁNÍ A PREDIKCE BŘEČKOTOKŮ 4.4.1. Terénní ukazatele Břečkotoky jsou jevy závislé na mnoha parametrech, které musíme pečlivě sledovat pokud se chceme pokusit o předpověď jejich výskytu. Jelikož se sněhová pokrývka permanentně vyvíjí jak plošně, tak časově vlivem různých faktorů, je poměrně náročné břečkotok správně předpovědět. Několik prací uvádí seznam důležitých faktorů, jejichž přítomnost nebo změna může indikovat budoucí uvolnění břečkotoku a neměly by tudíž unikat pozornosti (Hestnes 1998, Hestnes & Bakkehøi 2004, Hestnes & Sandersen 2000). akumulace vody ve sněhové pokrývce (deprese, úroveň povrchu) výrazné tání vysoký vodní sloupec zasahující od spodu sněhové pokrývky až na její povrch, to se projevuje především šedou barvou sněhu vzniklá výtopa na povrchu sněhové pokrývky proudící voda na povrchu sněhové pokrývky propadající se sníh nap povrchem potoků otvírání odtokových kanálků menší břečkotoky v korytech potoků (nebo přírodních zářezech v terénu) pozorované břečkotoky v oblasti velké množství dotující vody setrvalé nebo zvyšující se srážky a vítr Pokud se dané příznaky neobjevují, nevznikají většinou ani břečkotoky. Výjimka může nastat když se náhle ucpou odtokové kanály (Hestnes 1998). Toto se stalo v roce 2000 na dvou místech ve Vrchlabí (Spusta & al. 2003). Uvedené příznaky jsou pouze bezprostřední ukazatele v terénu. Pro predikci přísunu vody můžeme využít klasické meteorologické předpovědi srážek a teplot – např. model Aladin (používaný ČHMÚ). Předpokládaný vývoj teplot a srážek vedoucí ke vzniku břečkotoku je popsán v kapitole Meteorologické a klimatologické charakteristiky. 38 Břečkotoky Literární rešerše 4.4.2. Terénní měření Měření textury a struktury sněhu pomocí výkopů sněhových profilů na rizikových místech jsou stejně důležitá jako meteorologická měření. Jelikož meteorologické podmínky mají přímý vliv na vývoj sněhové pokrývky, je nutné při vyhodnocování jejího vývoje brát v potaz i tyto podmínky. Důležitým indikátorem stability sněhové pokrývky je např. fluktuace vody uvnitř ní. Prudký nárůst hladiny vody v odtokových korytech je zásadní pro uvolnění břečkotoku. Pro stanovení hladiny vody nebo její kolísání můžou být instalována tlaková čidla (Hestnes & BakkehØi 1997 in Hestnes, Gude & Scherer 1995). Dotace vody je kontrolována pomocí energetické bilance na povrchu sněhu, tzn. že je sledována délka trvání období tání a celkový vliv následujících faktorů: srážky (druh a intenzita) vítr (rychlost a turbulence) vlhkost vzduchu (nasycení) teplota vzduchu sluneční radiace (intenzita) výška sněhu Intenzita tání je funkcí všech těchto parametrů (Hestnes & al. 1987 in Hestnes 1998), přičemž tyto parametry můžeme považovat za primární. A množství vody získané z tání uvažujeme jako sekundární faktor. Toto množství společně se změřenými srážkami se uvažuje jako celkové vstupní množství vody do modelu. Zároveň se tato hodnota ukázuje, jako nejvíce informativní sekundární parametr (Černous & al. 1998). Údaje o množství srážek a vody z tání na jednotce plochy se získají z nejbližší meteorologické stanice (Hestnes & al. 1987 in Hestnes 1998). Toto stanovení se může získat i pomocí klasické meteorologické předpovědi. Výpočet množství vody z tání je založen na modelu energetické bilance pro lokální podmínky (Harstveit 1984 in Hestnes 1998). Obecně se v modelu zanedbává tepelný tok z půdy přispívající k tání a stejně tepelná energie získaná z deště, protože toto teplo je velmi malé. Pokud je zataženo, bilance záření sněhové pokrývky je stejně malá ve srovnání s latentním skupenským a pocitovým teplem (Hestnes 1998). Hestnes (1998) zpětně stanovil na základě meteorologických podmínek množství vstupní vody pro 80 břečkotoků a zjistil, že voda z tání během cyklonální teplé fronty měla 5 – 45% zastoupení. Naproti tomu déšť přispíval méně, než 5 %, ale během jarního tání dosahoval déšť hodnot i více než 65 %. Kromě meteorologického měření by se měl také zmapovat povrch a vegetační pokryv lokalit vzniku břečkotoků, tj. záznam o pokryvu lišejníků na kamenech a na zemi (jejich případné poškození), nánosy valeného materiálu a erozní rýhy, což může signalizovat břečkotokovou aktivitu. K tomuto účelu může sloužit i letecká fotografie. (Decaulne & Sæmundsson 2006). V Norsku již NGI (Norges Geotekniske Institutt) vyvinul systém na monitorování břečkotokových stavů. Při tomto monitoringu používají na lokalitě mimo jiné tyto přístroje: 2 tlakové snímače, 2 tepelná čidla, čidlo na měření výšky sněhu nebo sněhové latě, fotoaparát, datalogger, radiový výsílač a přijímač a ke všemu ještě zdroj elektrické energie. Údaje jsou zaznamenávány každých 10 minut (Tómasson & Hestnes 2000). Pro kompletní bilancování toků energií je možno použít hodnoty zjevného a skupenského tepla, které se získají výpočtem (např. Arck & Scherer 2002). Pro monitorování teploty sněhu se užívá snímkování povrchu termální kamerou. Odtok tavné vody z pokrývky je možno monitorovat pomocí tzv. tracerů (voda se před vstupem do systému obarví různými fluorescenčními barvivy a poté se na odtoku ze systému odebe- 39 Břečkotoky Literární rešerše rou vzorky, kde se pomocí polního fluorometru analyzují). Vodní sloupec ve sněhu se měří tlakovými čidly, instalovanými ve spodní části povodí na přechodu mezi mírnou a prudkou částí svahu (tedy na přechodu odlučné a tranzitní zóny). Dále se měří vodivost a kope se klasický sněhový profil (Gude & Scherer 1995). Sledování břečkotoků lze provádět i z helikoptéry (Gude & Scherer 1995). Rozsáhlý výzkum byl proveden např. v rámci projektu MOSAIC (Modelling Of Snowmelt And Its Consequences) pro povodí ve vyšších zeměpisných šířkách severního Švédska. Tento výzkum zahrnoval studium atmosferických, sněhových a geomorfologických podmínek vzniku břečkotoků v oblasti (Gude & Scherer 1995, Scherer & al. 2000). 4.4.3. „Degree-day“ model Množství vody produkované táním se často určuje pomocí tzv. „degree-day“ modelů. Tyto modely jsou založeny lineárním vztahu rovnice energetické bilance. Singh & Singh (2001) uvádějí základní vztah: (4.6) M = D (T − T ) , f i b kde M je množství vody produkované táním (mm), Df je Degree-day faktor (mm *°C-1*den-1), Ti je index teploty vzduchu (°C) a Tb je základní teplota vzduchu (°C), která obvykle bývá 0°C. Pro potřeby modelu se Ti počítá jako průměrná teplota vzduchu v daný den. Singh & Singh (2001) uvádějí, že tato hodnota uvažuje jako průměrná denní teplota, nebo-li rozdíl maximální a minimální teploty vzduchu: Ti = Tprůr . = Tmax − Tmin 2 (4.7) Někdy je ale lepší klást větší důraz na vliv maximální teploty a vzorec upravit na: Ti = (2Tmax + Tmin ) (4.8) 3 Vztah (4.6) je poměrně jednoduchý a nedá se často uplatnit pro všechny typy území. Proto je často modifikován různými autory. Např. U.S. Army Corps of Engineers (1956 in Singh & Singh 2001) uvádějí úpravu této rovnice pro otevřené plochy: M = 0.06 ⋅ (T průr . − 24 ) (4.9) M = 0.04 ⋅ (Tmax − 27 ) , (4.10) kde M je produkovaná voda z tání (palce), Tprům, Tmax (°F). Autoři dále uvádějí vztahy pro lesní plochy: M = 0.05 ⋅ (T průr − 32 ) (4.11) M = 0.04 ⋅ (Tmax − 42 ) (4.12) Vzorec (4.6) vyžaduje hodnotu degree-day faktoru. Tento faktor je variabilní vzhledem k různým územím, ale také v čase (Martinec 1960). Autor (Martinec 1977 in Singh & Singh 2001) vyvinul empirický vzorec pro výpočet tohoto faktoru: 40 Břečkotoky Literární rešerše ρ D f = 11.0 ⋅ s ρw (4.13) Požadované údaje pro výpočet Df ale nemusí být vždy k dispozici a tak je vhodné použít orientační hodnoty uvedené v tab. 4.1. Tab. 4.1 – orientační hodnoty Df (Hrádek & Kuřík 2004). Hustý les Částečné zalesnění 1,7 - 1,8 2,6 - 3,3 2,3 2 3,0 - 4,0 3,9 - 4,3 2,7 - 4,9 4 Otevřená území 5,0 - 5,2 5,2 5,0 - 10 4,2 - 7,2 4,2 7 Autor Appolov Brechtel U.S. Co.o.Eng. Lang Zingg orientačně Červený (1984 in Hrádek & Kuřík 2004) dále uvádí několik orientačních hodnot celkového odtoku z tání za hodinu: Střední: 0,6 – 1 mm Vysoké: 1,2 – 1,5 mm Extrémní: 2 – 2,5 mm Ten samý autor dále uvádí, že průměrné hodnoty za 24 hod jsou považovány v rozmezí od 8 až 12 mm. Za vysoké hodnoty se považuje 15 – 20 mm a za extrémní 25 – 30 mm. 4.5. VÝSKYT BŘEČKOTOKŮ V ČR V České republice jsou tyto jevy poměrně vzácné. To může pramenit i z toho, že jsou zatím málo dokumentované a často unikají pozornosti obyvatel, neboť zatím nezpůsobily žádné vážnější škody na majetku. První zmínku o výskytu břečkotoků na českém území – v Krkonoších - přinesli (Spusta & Kociánová 1998) z oblasti severního svahu Luční hory, resp. zářezu jednoho z tamnějších potoků. Následně pak v březnu 2000 Kociánová & Bercik (2000) z Herlíkovic (severně od Vrchlabí), kdy byly popsány dvě události na lokalitách několik set metrů od sebe v nadmořské výšce 550 m.n.m. respektive 600 m.n.m. Obě události byly pravděpodobně zapříčiněny vybřežením potoků do sněhové pokrývky nad místem vzniku v důsledku silných dešťů. Na první lokalitě strhnul břečkotok velkou část zeminy a zanechal po sobě velké erozní rýhy. Druhá lokalita se vyznačovala podstatně delším svahem a očitý svědek (p. Bercik) popisuje, že se valivá masa sněhu a vody nejdříve valila po sněhu a poté se zanořila do sněhové pokrývky, aby se zase po časové prodlevě o několik metrů vynořila na povrch. To se v průběhu několika hodin zopakovalo ještě čtyřikrát, až se břečkotok zastavil. Na obou lokalitách leželo tehdy kolem 50 – 60ti20 cm sněhu (firnu). Kociánová (in verb. 2009) zaznamenala ještě výskyt břečkotoků po deštích na počátku března 2009 na třech lokalitách v okolí Hertvíkovic (nedaleko Mladých Buků). Charakter terénu se zde jeví jako příhodný pro břečkotoky: jedná se totiž o mírné 20 Tyto hodnoty byly pouze odhadnuty. Přesná měření chybí. 41 Břečkotoky Literární rešerše svahy, často bezlesé – přeměněné v louky či pole s nestabilní ornicí. Šlo však o malé události a toky nedosahovaly velkých rychlostí. Podle názoru autorky jsou však právě nižší polohy v montánním (submontánním) stupni s relativně malými potoky potenciálně ohroženy břečkotoky více, než vysokohorské lokality. Sníh zde není výrazněji stratifikován ani ubitý větrem a je schopný přijmout více vody do celého profilu. Navíc v těchto nižších polohách bývají v jarním období srážky spíše dešťové, na rozdíl od vyšších partií, kde déšť přechází ve sníh. Další událost zaznamenal Pavlásek (in verb. 2009) v oblasti Šumavy u obce Velké Němčice. Zde šlo také pouze o malou událost na místní louce, která nenapáchala žádné škody. Z oblasti Krkonoš se můžeme zmínit ještě o jednom fenoménu. Jedná se o oblasti s výskytem stagnujícího rozbředlého sněhu v tundrové zóně. Tento jev se v literatuře označuje jako „slushswamp“ a do češtiny ho můžeme přeložit jako rozbředlý sníh. Jedná se především o lokality JV svahu Stříbrného hřbetu a Úpského rašeliniště poblíž Luční boudy (Kociánová & al. 2007, Kociánová & Štursová 2008). Obě lokality se nacházejí v nadmořské výšce kolem 1400 m.n.m. a tudíž se vyznačují rozdílným klimatickým charakterem než nižší lokality. Ve dnech 28.4.1999 a 29.4.2002 byla na lokalitě Stříbrný hřbet pozorována rozsáhlá plocha rozbředlého sněhu pokrývající plochu zhruba 1 ha. Příčinou vzniku bylo pravděpodobně rychlé tání sněhu v důsledku vyšších teplot vzduchu a dešťové srážky. Rozbředlý sníh stékal plošně ve střední a dolní části svahu o sklonu do 10°, v některých místech se voda zřetelně rozlévala po povrchu (Obr. 4.4, 4.5). Při opakovaných návštěvách lokality po dvou dnech byla dotčená místa zcela beze sněhu. Obr. 4.4 – Místa výskytu rozbředlého sněhu (sněhové břečky) a jeho stékání na JV svazích Stříbrného hřbetu a na prameništi Stříbrné bystřiny, 28.4.2002 (foto: M. Kociánová) Další výskyt rozbředlého sněhu zaznamenala první z autorek dne 4. 5.2004 na ploše cca 3000 m2 západně od okraje Úpského rašeliniště směrem k Luční boudě (1420 m n. m.) Jeho mocnost dosáhla max. 40–50 cm, půda pod ním byla roztálá. Zde jeho rozsah pravděpodobně dle vlastních pozorování Kociánové ovlivňuje i lokální promrznutí rašeliny a vrstvy ledu, které se vytvářejí ve spodních částech sněhové pokrývky v mělkých depresích rašeliniště. Ty nedovolí vsáknutí tavných vod do rašeliny a naopak podmíní zadržení vody ve sněhu. Jak uvádějí autorky, pro krkonošská rašeliniště je navíc charakteristické i sycení puklinovou vodou v průběhu celého roku (Mejstřík & Straka 1964). 42 Břečkotoky Literární rešerše Obr. 4.5 – Detail roztékání sněhové břečky, 28.4.2002 (foto: M. Kociánová) Ve všech případech se jedná o jev krátkodobý, trvající maximálně několik dní na přelomu dubna a května. Tento fenomén odráží specifický průběh klimatických podmínek v tundrové zóně Krkonoš. Autorky se domnívají, že jeho časový i plošný rozsah bude pro hodnocení či monitorování změn v tundře v souvislosti s kolísáním klimatu natolik důležitý, že navrhují pro toto období zavést název „období rozbředlého sněhu (sněhové břečky)“, tedy „slush period“ (vše Kociánová & Štursová 2008). Detailní rozbor meteorologických, geomorfologických a pedologických podmínek na lokalitách si klade za cíl tato práce. Jelikož v nižších polohách se břečkotok objevil jen ojediněle, tak pro studium tohoto fenoménu se používají hlavně data z horních tundrových partií. Přestože břečky v obou typech lokalit vykazují podobné rysy, tak klimatologické podmínky zapříčiňují i řadu rozdílů. Na tyto rozdíly chce práce také upozornit. Předmětem současného několikaletého terénního výzkumu pracovníků KRNAP jsou i základové sněhové laviny, které mají některé charakteristické rysy „Slushavalanches“ (Kociánová et al. 2004, 2007). 43 Charakteristika Krkonoš Literární rešerše 5. CHARAKTERISTIKA KRKONOŠ 5.1. GEOGRAFICKÉ VYMEZENÍ Krkonoše jsou nejvyšším a nejvýznamnějším pohořím nejen České republiky, ale i rozsáhlejšího, geologicky vymezeného Českého masivu, který přesahuje i do některých našich sousedních států. Po hřebenech Krkonoš probíhá rozvodí Labe a Odry. Celý masiv má plochu 639 km2, z toho česká část zaujímá plochu 454 km2. Zbytek, tedy 185 km2 leží v Polsku (Pilous 2007). Nejvyšší horou Krkonoš je Sněžka (1602,3 m), která se nachází na česko-polské hranici. Dále následují hory – Luční hora (1555,3 m) a Studniční hora (1554,4 m) (Pilous 2007). Krkonoše můžeme tedy rozdělit na Českou a Polskou část. Dnes vycházíme z moderního geomorfologického členění vypracovaného Geografickým ústavem ČSAV (Czudek & al. 1972, Demek & al. 1987, oba in Pilous 2007), které bylo později upraveno (Balatka & Kalvoda 2006 in Pilous 2007). V rámci Evropy patří Krkonoše do Hercynského systému a v něm subsystému Hercynského pohoří. Krkonošské hřbety mají výrazný ZSZ – VJV průběh a můžeme rozdělit na Slezský hřbet a Český hřbet. Největší část území zaujímají ale Krkonošské rozsochy, které vybíhají ze zmiňovaných hřbetů a jsou navzájem odděleny údolími hlavních toků. Konkrétně zde můžeme nalézt: Vilémovskou hornatinu, Vlčí hřbet, Žalský hřbet, Černohorskou hornatinu (plošně nejrozsáhlejší), Růžohorskou hornatinu a Rýchory (prostorově nejvíce izolovaná rozsocha). Součástí pohoří je i Vrchlabská vrchovina na jeho jižním okraji (Pilous 2007)). 5.2. GEOLOGIE Krkonoše můžeme rozdělit na několik geologických jednotek. Mezi hlavní jednotky můžeme považovat krkonošsko – jizerské krystalinikum a krkonošsko – jizerský pluton. Převažující skupinou hornin jsou metamorfity (krystalické břidlice), doplněné hlubinnými (žula) a vzácně i výlevnými vyvřelinami. Další doplňující jednotky jsou podkrkonošský permokarbon a terciérní vulkanity (ty převážně v Podkrkonoší) a kvartérní sedimenty (Migón & Pilous 2007). Krkonošsko – jizerské krystalinikum Počátek geologického vývoje Krkonoš bývá pokládán do období proterozoika až paleozoika před asi 600 -1000 miliony let. Tehdy došlo k pohybu zemských ker, kadomskému vrásnění a původní mořské usazeniny byly přeměněny na nejstarší krkonošské krystalické břidlice, především svory s četnými vložkami křemenců, ortoruly připomínající svým minerálním složením žuly, místy i erlany a amfibolity. V období siluru byla oblast Krkonoš naposledy zalita mořem. Z tehdy usazených hornin (ale také z podmořských vyvřelin) byl při horotvorných pochodech (kaledonské vrásnění21) v následujících obdobích prvohor devonu a karbonu, 21 Za nižších teplot a tlaků vznikají nejčastěji chloriticko-sericitické a grafitické fylity, doplněné polohami krystalických vápenců, kvarcitů a zelených břidlic. Tyto horniny, zahrnuté do tzv. ponikelské skupiny, budují jihozápad Krkonoš, v úzkém pruhu vybíhají k východu přes Vrchlabí a Janské Lázně, stáčejí se k severu a tvoří celý hřbet Rýchor. 44 Charakteristika Krkonoš Literární rešerše vytvořen mladší komplex krkonošských přeměněných hornin (Anonymus 2009). Krkonošsko-jizerský pluton pronikl do hornin krkonošsko-jizerského krystalinika pravděpodobně ve spodním karbonu v souvislosti s variským vrásněním. Jedná se o rozsáhlé těleso granitoidů, jejichž stáří se odhaduje přibližně na 340 až 286 milionů let. Těleso je protaženo zhruba východo-západním směrem. Tvoří Slezský (hraniční) hřbet Krkonoš od úpatí Sněžky po Harrachov, téměř celé Jizerské hory a polské Krkonoše. V nejvyšších částech je tvořeno jemnozrnnou žulou, v dalších hrubozrnnou porfyrickou žulou a středně zrnitou žulou (Plamínek 2007). Na jihu se krkonošsko-jizerské krystalinikum noří pod zemský povrch a je překryto mladšími sedimentárními útvary, především podkrkonošským permokarbonem, a dále k jihu ještě mladšími křídovými sedimenty. Terciérní vulkanity prorážejí místy krkonošsko-jizerské krystalinikum nebo krkonošsko-jizerský pluton. Jde především o periferní projevy vulkanismu spojeného s alpinským (kenozoickým) vrásněním. (Plamínek 2007). Kvartérní sedimenty pokrývají nezanedbatelnou část území. Jedná se především o deluviální (svahové), fluviální (říční) a v horských karech a údolích i glaciální sedimenty a nejrůznější přechody mezi těmito typy (Plamínek 2007). 5.3. GEOMORFOLOGIE Krkonoše jsou z geologického hlediska velmi starým pohořím a jeho nejvýraznější vývoj a modelaci můžeme sledovat v éře kenozoika (třetihor a čtvrtohor) (Migón & Pilous 2007). Přesto bylo toto pohoří zasaženo i jinými horotvornými procesy. Především se jednalo o kaledonské vrásnění na konci siluru. Hercynské vrásnění pak jen na konci devonu rozkouskovalo sudetské pásmo a projevilo se výrazněji intrůzií krkonoško-jizerské žuly (Jeník 1961). Třetihorní pohyby vyvolaly ojedinělé výlevy čedičových vyvřelin na severním svahu (např. Malá Sněžná jáma). Během celých druhohor a počátkem třetihor totiž za teplého a vlhkého klimatu docházelo k obrušování a zarovnávání reliéfu (peneplenizaci). Tyto ploché tvary se v podobě úvalovitých depresí zachovaly v oblasti Bílé, Labské a Pančavské louky. Teprve třetihorní alpinské vrásnění při tektonických pohybech podél zlomových systémů způsobilo pomalé vyzdvižení a vyklenutí pohoří. Krkonoše tak získaly v hrubých rysech dnešní výšku a tvar, avšak ještě bez výraznějších údolí. Zatímco na strmém severním svahu řeky snadno dospěly až do vrcholových partií, na mírnější české straně se postup zpětné eroze dočasně zastavil na pásmu odolných hornin kontaktního pásma. To dokázaly prorazit jen Jizera a Labe (Anonymus 2009). Mohutné kenozoické vrásnění se v Sudetech projevilo pouze obnovením relativní výšky Krkonoš a Hr. Jeseníku. Pleistocenní ledovce dále pak přemodelovali jen některé detaily (Jeník 1961). Na obou stranách centrální, nejvyšší části pohoří byly hlavní údolní uzávěry přemodelovány glaciálními a vrcholové polohy periglaciálními procesy (Pilous 2007). V podmínkách horského klimatu výrazně převládají erozní a denudační procesy nad procesy akumulačními. Pro Krkonoše jsou typické charakteristické zarovnané povrchy, které nejsou příliš běžné pro hory. Nejznámější tyto plochy jsou především Čertova a Bílá louka a Równia pod Śniezką ve východních Krkonoších a Labská a Pančavská louka v Krkonoších západních. Tyto plochy mají předkvartérní původ a vznikly především zmiňovanými denudačními procesy (Plamínek 2007). 45 Charakteristika Krkonoš Literární rešerše Nejznámější žulové útvary jsou tzv. tory (výchozy tvrdší, především jemnozrnné žuly), které byly obnaženy v průběhu denudace pohoří v druho- a třetihorách a konečnou podobu získaly mrazovým působením v pleistocénu (Sekyra 1964). K pozoruhodným mikrotvarům vytvářejícím se na povrchu žulových bloků jsou skalní mísy, pravidelné, okrouhlé nebo oválné deprese se svislými stěnami a rovným dnem, vystupujících na plochých partiích povrchu skal i bloků (Gürich 1914, Jahn 1953, Szalamacha 1965, Chmal 1974 všichni in Plamínek 2007). S nástupem čtvrtohor se výrazně změnilo evropské klima. Došlo k opakovanému ochlazení (dobám ledovým). V zatím nejchladnější v Krkonoších dokladované době ledové – Rissu před cca 600 000 lety se až k severnímu úpatí pohoří přiblížil mohutný skandinávský ledovec. Samotné Krkonoše již nepřekonal, ale v jeho blízkosti ležící horská údolí se vyplnila údolními ledovci alpského typu. K obdobnému, ale menšímu zalednění došlo v průběhu poslední ledové doby (Würmu). Ještě dnes se můžeme setkat s jejich pozůstatky - čelními a bočními morénami. Nejvýraznější stopy však údolní ledovce zanechaly v přemodelování horských říčních údolí (o profilu tvaru V) na široká ledovcová údolí, tzv. trogy, s typickým U profilem (Anonymus 2009). V Krkonoších se takové ledovce údolního (alpského) typu nacházely v Labském a Obřím dole. Ostatní ledovce řadíme spíše ke karovému typu. V Krkonoších se nachází největší počet karů a karoidů a nivačních depresí mezi všemi pohořími Českého masívu (Migón & Pilous 2007). Plošně větší a delší ledovce vznikly paradoxně na sněhem lépe "vyživované" jižní straně pohoří, zatímco na severním (polském) svahu došlo k jejich většímu zahloubení a za morénovými hrázemi se vytvořila ledovcová jezera (Wielki a Maly Staw, Sniežne Stawki) (Anonymus 2009). Na české straně je významnější snad jen Mechové jezírko. Chladné klima se projevilo i na nezaledněném povrchu nejvyšších poloh. Časté kolísaní teplot nad bodem mrazu a pod ním (regelace) výrazně urychlilo mechanické zvětrávání hornin a podnítilo intenzivní periglaciální modelaci pohoří. Působením mrazu, ledu a střídání teplot jsou na hřebenech domodelovány tory, na svazích vznikají skalní stupně (mrazové sruby), kryoplanační terasy a kamenná moře (Anonymus 2009). Za všechny můžeme uvést plochy na Sněžce, Luční a Studníční hoře, Vysokém kole a Violíku (Plamínek 2007). Na vrcholových plošinách pak nacházíme mrazové půdní formy - tzv. strukturní půdy (polygonální půdy, na svazích přecházející v půdy brázděné). Reliktní výskyt a vysoký stupeň zachování těchto půdních tvarů lze ve středoevropském prostředí pokládat za výjimečný jev, a proto je výzkumu i ochraně tohoto fenoménu v současné době věnována zvýšená pozornost (Anonymus 2009). Zahlubování řek na konci třetihor a ve čtvrtohorách umožnilo také vznik krasových jevů v ostrůvcích karbonátových hornin (vápenec, dolomit), nalézajících se převážně v pásu mladšího komplexu krystalických břidlic. Povrchové jevy jsou poměrně vzácné, častější jsou jeskyně, objevené převážně při práci v lomech. Relativně nejrozsáhlejší jeskynní systémy se nacházejí v Horních Albeřicích, Maršově, Poniklé a Rokytnici nad Jizerou, drobné jeskyňky lze nalézt i jinde. Některé přírodní procesy formují georeliéf hor i v současnosti, především vodní eroze (zvláště patrná při povodních), zvětrávací a svahové procesy (Anonymus 2009). Nivační eroze, kdy dochází k plazivému pohybu těžkého firnového sněhu se projevuje především v jarním období. Velmi známý je například sněžník Mapa republiky na svahu Studniční hory (Migón & Pilous 2007). Pohyb sněhu ale může 46 Charakteristika Krkonoš Literární rešerše působit i v rychlejší formě, než je pouhé plížení. Těmito procesy jsou především sněhové laviny (např. Spusta & al. 2003) a břečkotoky. Ze svahových procesů jsou nejčastější mury (Pilous 1973, Migón & Pilous 2007), ale projevují se i skalní řícení a půdní sesuvy. Počet murových drah je okolo 220 – nejvíce je v Obřím dole (51), dále v Dlouhém dole (65), Jelením dole (23) a v Dolu Bílého Labe (13) (Migón & Pilous 2007). Elevace Krkonoš dosáhla dnešní výšky poměrně nedávno, pravděpodobně na konci neogénu a nejspíše stále podléhá vývojovým pohybům (Plamínek 2007). 5.4. PŮDNÍ POMĚRY Nejčastější půdní typ v Krkonoších jsou kryptopodzoly a podzoly (viz obr. 5.1) s nejčastějšími subtypy kryptopodzol modální a rankerový, případně oglejený. Kryptopodzoly se nejčastěji vyskytují v nižších horských oblastech pod smíšenými porosty s převahou buku, smrku a jedle (hercynská směs). Podzoly se zde vyskytují především v subtypu podzol modální a oglejený. U těchto typů půd se v chladném podnebí silně zpomaluje biologický koloběh a hromadění organických látek. Nemálo zastoupeny jsou i kambizemě (Podrázský & al. 2007). Působením půdního ledu vnikaly v horních partiích mrazem podmíněné strukturní půdy, známější spíše pod označením polygonální a brázděné půdy (Migón & Pilous 2007). Krkonošské půdy jsou vlivem geologického podloží přirozeně převážně kyselé, v 70-80. letech 20. st. jejich kyselost ještě stoupla, kvůli značné imisní zátěži. V minulých dobách se také některé trvalé vlhké plochy odvodňovaly, čímž se částečně změnil i vodní režim. Např. na velkostatku ve Vrchlabí bylo v letech 1852 – 1870 odvodněno přibližně 730 ha. Další velké odvodnění bylo provedeno v období 1962 – 1991, což zahrnovalo asi 281 ha půdy (Podrázský & al. 2007). Toto odvodnění bylo prováděno v posledních letech i v rámci meliorací v souvislosti s výstavbou některých sjezdovek. 47 Charakteristika Krkonoš Literární rešerše Obr. 5.1 – pedologická mapa Krkonoš (zdroj KRNAP - vlastní úprava) 5.5. HYDROLOGIE Typickým znakem krkonošských potoků je jejich nevyrovnaný podélný profil, ve kterém jsou běžné stupně a nerovnosti se střídáním úseků s větším a menším sklonem. To se projevuje skalními prahy, soustavami kaskád a vodopády (Flousek & al. 2007). V těchto korytech eroze podstatně převažuje nad akumulací, dna koryt toků jsou proto nestabilní (Halásová & al. 2007). Krkonoše jsou součástí dvou úmoří. Převážná část vody odtéká do Severního moře (povodí Labe) a zbylá voda teče do Baltského moře (povodí Odry) (Tesař & Pilous 2007). Rozvodí tvoří Slezský hřbet. Téměř celá česká část náleží do povodí Labe, kromě malé části Rýchor, která je odvodňována tokem Bobr do povodí Odry. Naše největší řeka Labe zde i pramení, konkrétně na Labské louce ve výšce 1384 m.n.m. Dalším důležitým prameništěm je například Úpské rašeliniště, kde pramení řeky Bílé Labe a Úpa (Hančarová & Parzóch 2007). Pro krkonošské vodní toky jsou charakteristické nevyrovnané podélné profily, kdy výkyvy ve vodnosti toků jsou výrazné a náhlé. Díky malé délce toků, velkému podélnému spádu koryt, strmým svahům povodí a malé retenční schopnosti matečných hornin odtéká asi 3⁄4 spadlé vody v tocích. V malých povodích horních toků řek představuje odtok v dlouhodobém průměru dokonce až 80 % naměřených srážek. (Červený & al. 1984 in Halásová & al. 2007). Důležitá je tvorba vodních zásob ve sněhové pokrývce, postupně odtávající voda ovlivňuje vodní bilanci v nižších polohách často až do letních měsíců. Během roku jsou odtoky z krkonošských povodí rozloženy nerovnoměrně. Nejvyšších hodnot dosahují průměrné měsíčních průtoků na jaře – v dubnu a v květnu v důsledku tání sněhu. Minimální hodnoty pozorujeme v lednu a únoru, kdy dochází vzhledem k nízkým teplotám k utlumení odtokového procesu, a také koncem léta a začátkem podzimu (Halásová & al. 2007). Průměrná teplota větších toků se pohybuje kolem 5 – 8°C. Krkonošské toky lze zařadit jednak do pramenného stupně, nikdy 48 Charakteristika Krkonoš Literární rešerše nezamrzajícího, a jednak do stupně pstruhového, vyznačujícího se kamenitým a balvanitým dnem s maximálními teplotami do 20°C, bohatou faunou dna a typickými druhy ryb (pstruh, vranka) (Hančarová & Parzóch 2007). Návětrná západní strana Krkonoš má toky vodnější s rozkolísanějším průtokovým režimem než strana východní (Halásová & al. 2007). Krkonošské řeky patří podle klimaticko-hydrologické klasifikace řek stejně jako všechny ostatní české řeky k tzv. středoevropskému (oderskému) typu, který se vyznačuje jarním průtokovým maximem v době tání sněhu a minimálním průtokem v létě, kdy je nejvyšší výpar (Anonymus 2009). V Krkonoších se nachází také řada vodopádů. Za zmínku stojí Pančavský vodopád, který je zároveň nejvyšším vodopádem v České republice. Povodňové situace jsou způsobovány vydatnými srážkami, v jarním období přistupuje i rychlé tání sněhu. V 19. století proběhla nejničivější povodeň v Krkonoších v roce 1897, kdy se odhaduje, že výše maximálních průtoků odpovídala době opakování vyšší než 100 let (Hančarová & Parzóch 2007). Rozsáhlé srážky a prudké oteplení začátkem března roku 2000 způsobily povodně na několika krkonošských řekách. Kromě povodní se uvolnily také dva břečkotoky popisované výše. Vzhledem k extrémní meteorologické situaci po několik dní je pravděpodobné, že se břečkotoky vyskytly i jinde na území Krkonoš, ale nebyly zaznamenány. Jako pozůstatek z doby ledové zůstalo v Krkonoších i několik jezer ledovcového původu. Skutečná, větší jezera přirozeného původu se tu nacházejí pouze dvě, a to Wielki a Maly Staw na polské straně pohoří. Jsou to hrazená jezera ledovcového původu, což jednoznačně ukazuje jejich poloha na dně typických ledovcových karů, ale i mohutné morénové valy, které tvoří hráze jezer. Stejného původu jsou i drobná jezírka na dně Velké Sněžné jámy rovněž na polském území, která na rozdíl od předchozích mají podzemní odtok. Jedno zcela malé jezírko - Mechové jezírko, hrazené morénou, se nachází i na naší straně pohoří, a to v údolí Kotelského potoka pod Kotelními jámami. Ještě menších rozměrů jsou jezírka v rašeliništích, tzv. rašelinná oka, která jsou nejpočetnější na Úpské a Pančavské rašelině (Anonymus 2009). 5.6. KLIMA Z termického hlediska je podnebí Česka na pomezí kontinentálního a oceánického typu klimatu. Kontinentální klima je typické svými vysokými teplotami v létě a nízkými v zimě. Tomu odpovídají vysoké hodnoty Gorczyńského indexu termické kontinentality (plná kontinentalita číní 100 % a platí pro centrální Sibiř.) U nás tento index činí 19 až 31 %, roste od západu k východu a je vyšší v nížinách, než ve vyšších polohách. Denní průběh teploty má zpravidla minimum v ranních hodinách a maximum v odpoledne (Tolasz 2007). Podle studie „Klimatické oblasti ČSSR“ (Quitt 1971 in Halásová & al. 2007) patří většina území Krkonoš do oblastí chladného klimatu (CH4, CH6, CH7) (Halásová & al. 2007). Nejvyšší partie, především hřebenové polohy, leží v nejchladnější klimatické oblasti CH4 (Od Svorové hory po Tvarožník, od Studniční hory po Černou horu) (Metelka & al. 2007). Jen nejnižší okrajové části podhůří spadají do oblasti mírně teplé (MT2). Na pozadí všeobecné cirkulace je klima Krkonoš dotvářeno specifickými podmínkami mezoklimatickými a mikroklimatickými. Je to hlavně orientace svahů vůči převládajícímu proudění a oslunění (Halásová & al. 2007). Směr hlavního hřebene je téměř rovnoběžný s převládajícím proudění západních větrů (Jeník 1961, Metelka & al. 2007). 49 Charakteristika Krkonoš Literární rešerše Expozice svahů hraje významnou roli zejména v letní polovině roku, kdy na jižních svazích mohou vznikat uspořádané konvekční pohyby, způsobující při situacích s nižší vertikální stabilitou vzduchu termicky podmíněné přeháňky nebo bouřky. Složitá orografie Krkonoš má za následek i častou tvorbu přízemních teplotních inverzí v údolích. Z hlediska dlouhodobých klimatologických charakteristik je však v celém prostoru Krkonoš dominantní závislost na nadmořské výšce (Halásová & al. 2007, Metelka & al. 2007). Rozmístění meteorologických stanic není bohužel zcela optimální a proto nemůžeme detailně popsat charakteristiky klimatu (Metelka & al. 2007). Teplota vzduchu patří mezi základní klimatologické charakteristiky. Tato veličina je závislá především na nadmořské výšce. V průměru klesá přibližně o 0,6°C na každých 100 m rostoucí nadmořské výšky. Dlouhodobá průměrná roční teplota vzduchu kolísá od cca 7 °C při úpatí Krkonoš až po 0-1 °C v nejvyšších polohách v prostoru kolem Sněžky, Luční a Studniční hory. Nejchladnějším měsícem je leden, nejteplejším červenec. V letních měsících je změna teploty vzduchu s nadmořskou výškou výraznější než v zimě, což souvisí s ročním chodem vertikální stability vzduchu. V zimních podmínkách je vzduch stabilněji zvrstven a jeho teplota s rostoucí nadmořskou výškou klesá pomaleji, naopak v letním období bývá zvrstvení vzduchu labilnější a pokles teploty s výškou výraznější. (Metelka & al. 2007). Pro srovnání z oblasti Jeseníků se na tamějších nižších zimních minimech hřebenových oblastí proti Krkonoším podílí patrně častější pronikání teplejšího oceánického vzduchu do Čech a kontinentálního arktického vzduchu na Moravu (Tolasz 2007). Srážky jsou velmi důležitým prvkem se značnou variabilitou v čase i prostoru. Rozložení srážek během roku má průběh typický pro horské oblasti, tzn. se dvěma maximy (červenec a prosinec) a dvěma minimy (většinou duben a září nebo říjen). Časovou proměnlivost srážek v našich nejvyšších horách velmi dobře ilustrují maximální denní úhrny srážek naměřené na jednotlivých stanicích. Většina maximálních hodnot byla změřena na nejvýše položené stanici Labská bouda. Nejvyšší denní úhrn srážek v oblasti Krkonoš byl ale naměřen na účelové meteorologické stanici KRNAP na Studniční hoře a to 6. 7.1997 (261 mm – jedna z nejvyšších hodnot doposud změřených na území dnešní České republiky). V tomto případě byla zřejmě srážková činnost v prostoru Studniční hory lokálně ovlivněna konfigurací terénu v okolí stanice (Metelka & al. 2007). Nejvyšší roční srážkové úhrny (nad 1500 mm) se vyskytují ve vyšších partiích Krkonoš (Obr. 4.). Přitom roční úhrny srážek v jednotlivých letech se mohou lišit od dlouhodobých průměrů i o stovky milimetrů, tj. i o desítky procent hodnoty dlouhodobého normálu (Halásová & al. 2007). 50 Charakteristika Krkonoš Literární rešerše Obr.5.2 - Průměrné teploty vzduchu ze stanice Labská bouda (zdroj: ČHMÚ) Průměrné teploty vzduchu v jednotlivých měsících 1979 - 2005 ve stanici Labská bouda 12,0 10,0 8,0 6,0 4,0 2,0 0,0 -2,0 0 2 4 6 8 10 12 -4,0 -6,0 -8,0 Obr.5.3- Průměrné denní úhrny srážek ze stanice Labská bouda (zdroj: ČHMÚ) Průměrný úhrn srážek z let 1979 - 2005 za stanice Labská bouda 200,0 180,0 160,0 140,0 120,0 100,0 80,0 60,0 40,0 20,0 0,0 I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII 51 Charakteristika Krkonoš Literární rešerše Obr. 5.4 – Plošné rozložení průměrných denních teplot vzduchu (zdroj ČHMU - vlastní úprava) 52 Charakteristika Krkonoš Literární rešerše Obr.5.5 - Převládající směr větru ze stanic Labská bouda (zdroj: ČHMÚ) Převládající směr větru 1979 - 2005 S 6000 5000 SZ SV 4000 3000 2000 1000 Z 0 V JZ JV J Obr.5.6 - Průměrná rychlost větru ze stanic Vrbatova a Labská bouda (zdroj: ČHMÚ) Průměrná rachlost větru v jednotlivých měsících na Labské boudě v letech 1979 - 2005 8,0 7,0 6,0 5,0 4,0 3,0 2,0 1,0 0,0 I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII 53 Charakteristika Krkonoš Literární rešerše Sněhové poměry jsou v horských oblastech silně závislé na nadmořské výšce. V hřebenových partiích Krkonoš můžeme dokonce hodnoty výšky sněhové pokrývky považovat za extrémní v rámci celé ČR. Dalšími určujícími faktory pro akumulaci sněhu jsou: výška, tvar a orientace svahů, ale také proudění vzduchu, které může sníh z některých lokalit nebo oblastí přesouvat a v jiných zase ukládat (Metelka & al. 2007). Z kvantitativního hlediska má však mnohem větší význam tzv. druhotné převívání sněhu z hřebenů a náhorních plošin do závětří (Harčarik 2007). Sněžení se může vyskytnout prakticky v kterékoliv roční době, včetně letních měsíců. V nižších polohách bývá první sněžení v průměru v 1. polovině října, na hřebenech je to výrazně dříve, v průměru kolem poloviny září. Průměrné datum posledního sněžení bývá v nižších polohách zpravidla na konci dubna a na hřebenech až koncem května. Více než 5 cm nového sněhu za 24 hodin napadne v průměru kolem 20 dní v nižších polohách a na hřebenech je to 40–50 dní. Počet dní s hodnotami nově napadlého sněhu s více něž 10 cm je kolem 10 v nižších polohách a 20-25 na hřebenech, více než 20 cm napadne během 24 hodin průměrně 2-3x v nižších polohách a 6-8x na hřebenech. Nejvyšší hodnoty se pohybují kolem 65 cm (Harrachov, Labská bouda, Svatý Petr, Pec pod Sněžkou) (Metelka & al. 2007). Větší množství nového sněhu s následným oteplením případně v kombinaci s přívalovým deštěm bývá často příčinou břečkotoků, neboť bývá poměrně nesoudržný. Největší naměřená hodnota sněhové pokrývky byla naměřena koncem března 2005 na Labské boudě a činila 345 cm (Metelka & al. 2007). Kvůli zmiňovanému přemísťování sněhu se výška sněhové pokrývky značně mění. Mimořádně exponovaná místa se silnou větrnou deflací (odvívání sněhu) jsou především kamenitá a lišejníková pole v tundrové zóně (např. vrchol Luční a Studníční hory, Harrachovy kameny, Vysoké kolo). V těchto oblastech dosahuje sníh zpravidla jen několika decimetrů. Naopak na hranách závětrných prostorů, především v ledovcových karech se hromadní velké množství sněhu, který přetrvává do pozdního jara, případně do začátku léta. Mezi nejznámější sněhová pole patří Mapa republiky v Modrém dole (Harčarik 2007). Mezi výrazné erozní činitele patří sněhové laviny. V Krkonoších se nachází celkem 56 lavinových drah na české straně, přičemž největší počet je v Dlouhém dole (14), Labském dole (12) a Obřím dole (12). Podrobný přehled všech drah a popis lavinového nebezpečí můžeme najít v práci Spusty a kol. (např. Spusta & Kociánová 1998, Spusta & al. 2003, Spusta & al. 2007). 54 Charakteristika zkoumaných území 6. CHARAKTERISTIKA ZKOUMANÝCH ÚZEMÍ 6.1.1. Herlíkovice Tato lokalita se nachází v nadmořské výšce 550 m.n.m. a vyznačuje se nejprudším sklonem, zároveň je však její svah nejkratší. Sytící zóna je na poměrně mírném svahu a přechází přes keřový porost do prudké tranzitní části. Břečkotok zde v minulosti strhnul značnou část zeminy a erozní rýha je jasně patrná i dnes (po devíti letech). Tento svah je obhospodařovaný jako soukromá louka a pravidelně se v letních měsících seče. Přebytečná tráva se často odhazuje do erozních rýh (Tento fakt by v budoucnu mohl zvyšovat nebezpečí břečkotoku, neboť na takovém povrchu by se výrazně snížilo tření a se zvýší rychlost břečkotoku). Orientace svahu ve střední a spodní části je na východ. Sklonitost v zóně vzniku a sytící zóně se pohybuje od 1,5 – 8°. Tuto zónu tvoří nezpevněná cesta se slabě vytvořenými erozními rýhami po stranách. Tato část má délku přibližně 40 m a je prakticky kolmá na tranzitní zónu. Tranzitní část začíná pravděpodobně v úzkém pruhu porostu (který je ovšem půlen pěšinou, takže je poměrně prostupný pro vodu, případně břečkotok), jejíž sklon začíná přibližně na 16° a postupně se lomí až na 33° v průměru (nejvyšší sklony zde dosahují kolem 40°). Délka tranzitní zóny je kolem 35 m. Akumulační zóna má sklon kolem 7° a je dlouhá přibližně 20m. Na svazích přímo nad lokalitou se nachází sjezdovka a v minulosti zde byly provedeny meliorace. Meliorační kanál, který odvádí vody z okolí sjezdovky se právě při výskytu břečkotoku se ucpal a voda následně vybřežila a přes cestu se dostala až do zóny vzniku. Obr. 6.1 – Lokalita Herlíkovice (vlastní měření) Výškový profil Herlíkovice 25,00 potok směr vybřežení 20,00 8° Výška 15,00 1,5° 16° 20° 10,00 5,00 33° 7° 91 ,6 86 ,7 81 ,7 76 ,7 71 ,7 66 ,7 61 ,7 56 ,7 51 ,7 46 ,9 42 ,2 37 ,3 32 ,6 28 ,3 24 ,4 20 ,9 17 ,4 12 ,4 7, 5 0,00 Délka 55 Charakteristika zkoumaných území 6.1.2. Herlíkovice – Hájenka Tato lokalita leží několik set metrů severně od lokality Herlíkovice směrem na Špindlerův Mlýn. Jedná se o dříve kosenou louku v horní části v šíři cca 20 m s vysázenými smrčky, ze tří stran obklopenou lesem a dole ji ohraničuje silnice. V horní části ji obtéká malý potůček, jehož průtoky se zvětšují v období jarního tání. Břečkotok zde probíhal po travnatém povrchu, v některých částech jen povrchově strhl slabou vrstvu zeminy. Malá erosní rýha po letech již není patrná.. Celý svah bývá porostlý bujnou travinnou vegetací a je orientován na západ. Průměrný sklon se pohybuje od 16° do 35°. Počáteční zóna začíná v lese se sklony kolem 22°. Les je v této části poměrně řídký. Břečkotok byl pozorován už od hranice lesa a tak se těžko dá určit přechod mezi zónou vzniku a tranzitní zónu (alespoň tedy z geomorfologického hlediska). V horní části tranzitní zóny jsou sklony kolem 16 – 18°, ale svah je postupně prudší a v dolní části dosahuje sklonů až 33°. Akumulační zóna vzhledem k několika výronům břečky zaujímala dolní polovinu svahu – končila cca 20 m nad příkopem a silnicí. Přibližný výškový profil je na Obr. 5.8. Obr. 5.8– Lokalita Hájenka (vlastní měření) Výškový profil hájenka 60,00 směr vybřežení 50,00 22° směr toku potoka 40,00 18° 30,00 16° 23° 20,00 35° 10,00 silnice do Šp. Mlýna 20° 0,00 -10 6.1.3. 10 30 50 70 90 110 130 150 Hertvíkovice Na tomto území byly zaznamenány v březnu roku 2009 hned tři břečkotoky najednou. Tyto události byly pozorovány na louce poblíž silnice, po delším období srážek. Všechny lokality leží jen několik set metrů od sebe. Jelikož nadmořská výška je zde pod 450 m.n.m., tak tento výskyt může potvrzovat teorii častějšího výskytu břečkotoků v podhůří hor. Podle serveru www.mapmaker.geofond.cz bylo v okolí zaznamenáno v minulosti i několik půdních sesuvů. Tento fakt může být dalším vodítkem k porovnání relativní rizikovosti oblasti. Vzhledem k časové tísni a krátké době trvání tohoto břečkotoku nebyla na lokalitě provedena srovnávací měření jako na ostatních lokalitách. 56 Charakteristika zkoumaných území 6.1.4. Stříbrný hřbet Lokalita Stříbrný hřbet se leží v alpínském stupni přibližně 2 km západně od Luční boudy. Nachází se zde svahové rašeliniště, které poskytuje důležitý zdroj vody pro tvorbu břečky v jarním období a zároveň zde také pramení Stříbrná bystřina. Sklon svahů je poměrně mírný, pohybuje se od 6° do 11°. Orientace svahu je na jihovýchod a celý svah je dlouhý přibližně 1,5 km. Břečková pole se zde tvoří poměrně často, ale hovořit o břečkotoku by bylo sporné, protože bylo pozorováno, že břečka zde spíše stojí. Středem břečkového pole se vytváří odtokový kanál, který je ale spíše tvořen tavnou vodou spolu s vodou ze svahových rašelinišť. Břečka je ale tímto proudem občas strhávána - viz popis události z r. 2002, kdy ke stékání došlo při intenzivním dešti doprovázeném bouřkou. Břečkotok by se mohl také vytvořit, pokud by se přirozený odtok v některém místě ucpal. Břečka na této lokalitě není nijak nebezpečná, ale slouží spíše jako studijní lokalita, kde se dají dobře studovat podmínky vzniku břečky vzhledem k jejímu každoročnímu výskytu (na základě pozorování z let 2007/8 a 2008/9). Přibližný výškový profil je na Obr. 5.9. Obr. 5.9 – Lokalita Stříbrný hřbet (vlastní měření) Výškový profil Stříbrný hřbet 25,00 20,00 15,00 6° 10,00 5° 5,00 11° 6° 0,00 100 6.1.5. 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 Úpské rašeliniště Úpské rašeliniště je také pramenná oblast. Pramení zde Bílé Labe a Úpa. Jelikož tato lokalita leží téměř na rovině, tak se nepředpokládá vytvoření břečkotoku, ale pouze břečkového pole, které se zde vyskytuje také poměrně pravidelně. Lokalita se nachází asi 1 km severně od Luční boudy a stejně jako Stříbrný slouží jako studijní lokalita. 57 Metodika 7. METODIKA 7.1. SBĚR DAT Pro vyhodnocení vzniku břečkotoku nebo břečky je nejdůležitější sledování vývoje sněhové pokrývky. Tento vývoj může být dále vyhodnocován z hlediska vlivu meteorologických, případně geomorfologických podmínek. 7.1.1. Sněhové profily V sezóně 2007/2008 a 2008/2009 bylo v období před počátkem tání a v průběhu tání na lokalitě Stříbrný hřbet a Úpské rašeliniště provedeno několik měření sněhových profilů. Jelikož je Stříbrný hřbet poměrně dlouhý svah, tak se sněhové profily měřily v jeho horní, střední a dolní části. Na začátku měření byl vždy proveden výkop celou sněhovou pokrývkou až na úroveň terénu. Ve výkopu se nejprve určila výška sněhové pokrývky pomocí lavinové sondy nebo pomocí metru. Další krok spočíval v identifikaci jednotlivých sněhových (popř. ledových) vrstev. Poté co se určila mocnost a poloha vrstev v profilu byla v intervalu 10 cm následně zjištěna velikost zrna, tvrdost a hustota sněhu. Velikost zrna byla určována pomocí sněhového rastru (Obr. 3.1) přičemž se stanovila podle dominantního podílu zrn v určitém sektoru. Pro kontrolu se zrna ještě vyfotila a jejich velikost se může určit pomocí grafického editoru na počítači. Určení velikosti krystalů je vhodné provádět hned na začátku měření, neboť je-li teplota vzduchu nad 0°C, tak dochází k rychlejší metamorfóze sněhových krystalů v obnažené pokrývce a ty se postupně zvětšují. Určení tvrdosti bylo prováděno ruční metodou dle mezinárodní klasifikace sněhu (Colbeck et al. 1990) - je převzata též do metodiky lavinové prevence, kterou využívá například i horská služba ČR. Měření tvrdosti je popsáno v kapitole 3.1.2. a jednotlivé hodnoty jsou uvedeny v tabulce 3.2. V práci jsou užity číselné hodnoty tvrdosti v intervalu 1 až 6, přičemž 6 je nejtvrdší. Pokud byla nalezena vrstva mezi dvěmi hodnotami tvrdosti, tak je uvedena průměrná hodnota. Tvrdost vrstvy, která je tvořena pouze vodou se uvádí v práci jako 0. Hustota se měří kovovým válcem o objemu 419,7 cm3 (v – 9,5 cm, Ø – 7,5 cm). Válec se postupně zasouvá vertikálně do sněhové pokrývky od jejího povrchu. Odebraný vzorek je z válečku vytlačen do igelitového sáčku a vždy se na místě zváží a výsledná hustota se stanoví podle vzorce: m (7.1) ρs = s , Vs kde ms je hmotnost odebraného vzorku (g) a Vs je jeho objem (cm3). V sezóně 2008/2009 bylo také provedeno několik měření hustoty celé pokrývky pomocí Hancvenclovy sněhoměrné soupravy používané mimo jiné i ČHMÚ. Tato souprava obsahuje sněhoměrný válec, který se zasune do sněhu až na povrch terénu. Na vnější části válce se odečte výška sněhové pokrývky a sníh uvnitř válce se upěchuje, aby při jeho vyzvednutí nevypadnul. Válec se poté zváží i s obsahem vzorku sněhu. Plocha válce je 50 cm2. Hustota se dále určí podle vzorce (6.1). 58 Metodika Obr. 7.1 – Odebrání vzorku sněhu kovovým válečkem a jeho následné vážení (foto: Roman Juras) Sněhový profil se vždy vyfotografoval. V profilu se dále měřila teplota jednotlivých vrstev, ale jelikož v období tání je již pokrývka poměrně vyzrálá a teplota vzduchu přes den vystupuje nad 0°C, byla zaznamenána ve všech profilech konstantně nulová izoterma. V sezóně 2008/2009 bylo také vyzkoušeno měření vlhkosti jednotlivých vrstev pomocí metody TDR (Time Domain Refractometry) přístrojem TRIME Data Pilot. Tato metoda byla vyvinuta především pro potřeby zjišťování vlhkosti půdy. Podle dostupné literatury se k měření vlhkosti sněhu zatím nepoužívá a byla proto použita s vědomím určité nepřesnosti. Výsledky z měření se také z dostupných dat nedaly kalibrovat. Kalibrace byla provedena pouze na vodě, která má vlhkost 100%. Metoda spočívá v měření rychlosti prostupu elektromagnetické vlny o vysoké frekvenci podél dvou transmisivních tyčí vtlačených do měřeného prostředím (Kutílek & al. 2004). V našem případě byla použita délka 16 cm. Pro potřeby měření vlhkosti sněhu se tyče přístroje zasouvaly horizontálně do jednotlivých vrstev vždy zpravidla ze tří stran a výsledná vlhkost se pak stanovila jako průměr těchto vlhkostí. Pro kontrolu se tyče ještě zasouvaly horizontálně na povrchu pokrývky. Obr. 7.2 – Měření vlhkosti pomocí metody TDR (foto: Roman Juras) 7.1.2. Srážkový simulátor Jelikož informací v české i zahraniční literatuře o schopnosti sněhu zadržovat vodu je poměrně málo, byla rozhodnuto provézt fyzikální pokus, který tuto skutečnost simuluje. Vznik břečkotoků je přímo závislý na dotaci vody a tento pokus si kladl za cíl 59 Metodika zjistit odtokovou odezvu sněhu při dané výšce, známé hustotě a intenzitě deště. Jelikož se břečkotoky mohou objevovat, jak na propustném, tak na nepropustném podloží, byly provedeny pokusy simulující obě tyto podmínky. Vlastní měření zahrnovalo analýzu sněhového profilu podle výše uvedené metodiky. Poté se ze známé hloubky odebral vzorek sněhu o známém objemu, který byl podroben umělému dešti. Na výtoku se měřil čas, kdy voda začne prosakovat ze vzorku a poté byl postupně měřen průtok v litrech v průtokoměrné nádobě. Vlastní zařízení sestává ze zásobní nádrže, upevněné nad vzorkem. Z této nádrže vede hadice zakončená na konci kropítkem, které je v konstantní výšce upevněno nad sněhovým vzorkem. Na kropítku je připevněna síťka s velikostí oka 1 mm pro zmírnění kinetické energie a velikosti kapek. Sněhový vzorek byl odebrán do kovového válce o průměru 30 cm a výšce 20 cm a byl umístěn na sítě s velikostí oka 1 mm (to simuluje propustné podloží). Síto i vzorek byly zavěšeny několik cm nad zemí, tak aby z nich mohla prosakující voda odtékat do odtokového kanálku vedoucího do průtokoměrné nádoby, kde se vždy měří čas naplnění jednoho litru vody. Vyzkoušely se dvě varianty, kdy první spočívala v položení odběrného válce se vzorkem sněhu přímo na síto a ve druhé variantě byl válec vyzdvižen pomocí dřevěných špalíčků tak, aby dolní okraj válce byl o něco výše, než spodní část vzorku sněhu, která se tak mírně posunula dolů. Toto opatření bylo provedeno kvůli případnému vylití možné břečky z válce. V horním zásobníku byla udržována konstantní hladina pro zajištění konstantního hydraulického tlaku (tím se ošetřilo, že „déšť“ měl v průběhu pokusu stále stejnou intenzitu). Kalibrace byla provedena na volném výtoku z této nádrže. Dvojitou kontrolu akumulace vody měla zajišťovat váha, na které byl vzorek s podložkou zavěšeny. Celkový nákres zařízení je znázorněn na obr. 6.3. Pro simulaci nepropustného podloží byl proveden podobný pokus, s tím rozdílem, že místo síta pod sněhovým vzorkem byla použita nepropustná gumová podložka. Vzorek proto již nemusel být zavěšen nad zemí a proto se na odběrný válec mohlo zatlačit rukou, aby se zamezilo prosakování vody na spodním okraji válce. Do vzorku se poté tak dlouho lila voda, dokud nedosáhl úplného nasycení. To se poznalo podle šedé barvy sněhu a vytvoření výtopy nad povrchem vzorku. Jelikož vzorek nebyl odebírán až po horní okraj válce, tak se mohlo lít více vody, než bylo potřebné k nasycení vzorku. Stav plně nasyceného vzorku odpovídal stavu při vytvoření břečky nebo břečkotoku. V plně nasyceném vzorku byla následně změřena vlhkost a to ve vertikální poloze. Horizontální zasunutí tyčí bylo znemožněno stěnou válce. 60 Metodika Obr. 7.3 – zadešťovací simulátor - nákres x realita (foto a grafika Roman Juras) 7.1.3. Pedologická měření Chování vody při odtoku ze sněhu je velmi závislé na vlastnostech půdy pod ním. Pokud je půda plně zmrzlá a nebo nasycená, není schopná do sebe absorbovat téměř žádnou vodu. Infiltrace vody do půdy je ale řízena i dalšími vlastnostmi. Především je to skeletovitost půdy, která je určena půdním typem a v neposlední řadě i hydraulickou vodivostí půdy - K. Tzn., že jinak se bude voda infiltrovat do písčité půdy s velkým K a jinak do jilovité půdy s malým K. Vybrané lokality (kromě Úpského rašelinistě a Hertvíkovic) byly proto podrobeny důkladnému pedologickému rozboru. Toto měření sloužilo především ke zjištění typu půdy na základě určení půdních horizontů, které byly odebrány vpichovou sondou v maximální možné hloubce. Hloubka odběru byla omezena délkou sondy – 1m. Na každé lokalitě bylo přitom v různém délkovém intervalu odebráno několik profilů: Herlíkovice – 23, Hájenka – 10, Stříbrný hřeben – 21. Nasycená hydraulická vodivost (Ks) se určila odebráním půdních vzorků do Kopeckého válečků o objemu 100 cm3. Kopeckého válečky byly po celkovém několikadenním nasycení následně umístěny do permeametru v laboratoři, kde se zjistila nasycená hydraulická vodivost. Na lokalitě Herlíkovice byly odebrány pouze 2 vzorky z důvodu velké skeletovitosti tamější půdy a celkové náročnosti odběrů, neboť vzorky se často rozpadaly. Na lokalitě Hájenka bylo odebráno 6 vzorků a na svahu Stříbrného hřbetu 4 vzorky. Všechny tyto vzorky byly odebrány z hloubek 9 – 28 cm. Hodnota Ks byla primárně určována metodou konstantního spádu, tedy podle vzorce: (7.2) V ⋅L Ks = , A ⋅ t ⋅ ∆h kde V (m3) je nateklý objem do byrety za čas t (s), L je výška vzorku (4 cm), A je průtočná plocha vzorku (25 cm2), ∆h je rozdíl vnitřní a vnější hladiny (m). 61 Metodika Pokud čas potřebný k naplnění alespoň 1 ml byl neúměrně dlouhý k ostatním časům, tak se přistoupilo k metodě měření Ks s proměnným spádem. Hodnota Ks se potom vypočítala dle vzorce: Ks = h a⋅L x⋅a⋅L ⋅ ln 1 + , A ⋅ (t 2 − t1 ) h2 A ⋅ (h1 ⋅ h2 ) (7.3) kde některé symboly jsou stejné jako ve vztahu 7.2, pouze a – průtočná plocha držáků válečků (v tomto případě a = A), t1 – počáteční čas (s) odečtu hladiny h1 (m), t2 – konečný čas (s) odečtu hladiny h2 (m), x je evaporační faktor (m/s) – 1exp -8. Skeletovitost se určila pouze odhadem a to podle mikrosondy (Obr. 6.4 - první) a podle prostupnosti vpichové sondy. Výsledek byl určen jako slabě, středně nebo silně skeletovitá půda. Součástí těchto měření bylo také určit sklon svahu, neboť 5 m vrstevnice na mapě nepostihnou drobné niance v mikroreliéfu. Sklonitost se měřila přibližně v intervalu 2,5 m pomocí vodováhy o délce 1 m a vysouvacího metru. Vodováha se uvedla do vodorovné polohy a následně se změřila vzdálenost od spodního okraje konce váhy (který se nedotýkal povrchu) až k povrchu terénu. Výsledkem byla sklonitost v procentech, které se převedly na stupně. Postup je znázorněn na obr. 7.4 Obr. 7.4 – Měření sklonitosti svahu pomocí vodováhy (grafika: Roman Juras) h=% Obr. 7.5 – Postupně: obnažený půdní profil, odběr vzorku Kopeckého válečkem, odběr vzorku půdní sondou (foto: Roman Juras 2x, Jiří Pavlásek) 62 Metodika 7.2. VYHODNOCENÍ METEOROLOGICKÝCH DAT Meteorologická data byla získána z ČHMÚ ze stanic Vrchlabí, Labská bouda a Luční bouda. V letech 1999 až 2009 byla prováděna automatizace některých stanic a tak mnohé nebyly v provozu nebo pouze částečně. Stanice Luční bouda byla v uvedena plně do provozu až 20.1.2009, stanice Vrchlabí byla plně uvedena do provozu až 14.6. 2007. V roce 2000 byly na stanici Vrchlabí měřeny pouze srážky v denním kroku. Hodinová data srážek na této stanici byla měřena od 1.5.2005 a hodinová data teplot od 14.6.2007. Tyto okolnosti vedly k částečnému použití některých dat ze soukromé meteorologické stanice pana Valeriána Spusty ve Špindlerově Mlýně a také dat z Labské boudy. Ze stanice ve Špindlerově Mlýně byly použity hodnoty maximální a minimální teploty vzduchu. Jelikož rozdíl nadmořských výšek mezi Vrchlabím a Špindlerovým Mlýnem je zhruba 200 m, tak byl k těmto teplotám přičtena hodnota 1,2°C, což zhruba odpovídá výškovému gradientu teploty v Krkonoších 0,6°C/100 m, přesto tyto hodnoty nemohou vystihnout vliv orografie na průběh teplot v daných stanicích.. Ze stejné stanice byly použity i hodnoty rychlosti a směru větru pro rok 2000 ve Vrchlabí i na Luční boudě. Výšky sněhu na Luční boudě v roce 2000 poskytl také pan Valerián Spusta z vlastního měření na této lokalitě. Hodnoty rychlosti a směru větru pro rok 2008 pro lokalitu Luční bouda byly také nahrazeny měřením ze Špindlerova Mlýna. Hodnoty srážek a teplot z Luční boudy pro roky 2000 byly získány interpolací z okolních stanic a pro rok 2008 byla použita data ze stanice Labská bouda. Interpolace byla provedena v ČHMÚ automatickým programem. Hodnoty srážek a teplot z roku 2008 pro Luční boudu byly získány z meteorologické stanice na Labské boudě. Stejně byly získány hodnoty 15 min teplot pro rok 2009, pouze hodnoty srážek v 7:00 byly získány ze stanice Luční bouda. V kapitole 4.4.2 je uvedeno několik ukazatelů, které se sledují z hlediska predikce břečkotoků. Pro vyhodnocení břečkotokových události byly použity především hodnoty srážek, třídenních kumulativních srážek a teplot. Směr větru byl hodnocen jen okrajově. Vítr by měl nejvíce tepelně ovlivnit návětrné svahy. 7.3. DEGREE-DAY MODEL Pro zjištění výšky vodního sloupce z tání byl použit Degree-day model. Přestože použití tohoto modelu ve zvolených lokalitách je poměrně problematické, dají se získat alespoň orientační hodnoty tání. Problematičnost spočívá především v tom, že nebylo model možné nakalibrovat a tudíž správně určit hodnotu Degree-day faktoru. Podle vzorce 4.13 je nutné znát průběžné hodnoty hustoty sněhu a tyto data bohužel nebyla k dispozici. Z tohoto důvodu je použití modelu více méně zkušební a výsledné hodnoty není možné brát absolutně. Hodnoty odtoku byly počítány dle vzorce 4.6 a index teploty vzduchu Ti podle vzorce 4.8. Podle Kloseho (2008), který používal Degree-day model na Šumavě ve zhruba stejné nadmořské výšce, bylo stanoveno, že Df = 1,9. Zároveň byly stanoveny dvě varianty řešení odtoku. První varianta byla stanovena podle Kloseho (2008) a tedy, že tání začíná, pokud průměrná teplota vzduchu za předchozích 7 dní překročí hodnotu 0,1°C (Klose (2008) stanovil tuto podmínku na 1°C) a v daný den je kladná průměrná denní teplota. Dokud suma teplot od začátku tání nedosáhne 1300°C (bráno v 15 min kroku), tak je teplotní faktor uvažován 0,345. Denní varianta modelu byla navržena podobně, pouze byly použity průměrné denní teploty a podmínka kritické sumy teplot byla nastavena na 13,5°C. Tato varianta je použita pro rok 2000, neboť přesnější hodnoty nebyly k dispozici. 63 Metodika Další varianta počítala s podmínkou, že tání začíná, pokud během předchozích 24 hodin neklesne ani jedna hodnota pod 0,1°C. Dokud suma teplot nedosáhne od začátku tání 900°C, tak je teplotní faktor dělen 5,5 (tato podmínka podle Kloseho 2008). Tato varianta nebyla použita pro průměrné denní teploty (rok 2000). Obě varianty zároveň počítají s podmínkou, že musí na lokalitě být sníh, aby nastal odtok. Nutno podotknout, že Klose (2008) počítal s tím, že výsledná výška vodního sloupce se účastní odtoku z pokrývky. V práci použitý model ale uvažuje tuto vodu jako potenciální zdroj pro vytvoření břečkotoku. Tzn., že je to maximální možné množství vody, které se může akumulovat v pokrývce. V praxi ovšem část vody odteče přirozeným odtokem a pouze část zůstává akumulovaná. Degree-day model nešlo použít pro Vrchlabí v roce 2000, protože nebyla k dispozici data o průměrné denní teplotě. 7.4. VYTVOŘENÍ MAPY POTENCIÁLNĚ RIZIKOVÝCH ÚZEMÍ Všechny analýzy povrchu byly provedeny v programu ArcGIS 9.3 společnosti ESRI. Většina shapefilových vrstev byla získána z GISového oddělení KRNAP v měřítku 1:5000. Pouze vrstvy typů půd a pramenů jsou v měřítku 1:50 000. Další vrstvy jako vodní toky a mokřady byly staženy z adresy: www.heis.vuv.cz, kde jsou volně k dispozici. Tato data jsou v měřítku 1:10 000. Pro základní analýzu svahů (sklon, orientace, osvit) byla použita vrstva digitálního modelu terénu – DMT získaná z vrstevnic 5 m. Jelikož se břečka nachází v horních partiích Krkonoš (Stříbrný hřbet a Úpské rašeliniště) především blízko mokřadů (rašelinišť), byla uvažována tato podmínka v první variantě analýzy. Lokalita Hájenka leží také asi 150 m od malého mokřadu a proto byla tato vzdálenost vybrána jako určující.22 Doplňující podmínkou byla přítomnost pramene ve stejné vzdálenosti (podmínka přítomnosti pramene byla vybrána podle Furdata & al. (1999)). Lokality v požadované vzdálenosti byly získány funkcí buffer. Výsledkem této analýzy by proto spíše měla být místa s potenciálním výskytem stagnující břečky, stejně jako na známých lokalitách v tundrových partiích Krkonoš. Výsledné vrstvy okolí mokřadů a pramenů se následně sloučily funkcí merge. Dále se pro tuto variantu vytvořily 4 třídy sklonitosti svahů. První třída do 10° byla vybrána podle sklonu svahu na lokalitě Stříbrný hřbet. Druhá třída byla vybrána podle Arck & Scherer (2006), kteří tvrdí, že břečkotokové dráhy mají sklon do 20°. Třetí třída od 10° - 20° je částečně průnik prvních dvou tříd a částečně je vybrána podle Sapunov & Sapunova (1998), kteří uvádějí v Chibinské oblasti tyto sklony pro bahnotokové typy břečkotoků. Tyto typy by mohly být relativně častější vzhledem k častému výskytu mur v Krkonoších (Pilous 1973). A konečně poslední třída 20 – 25° byla vybrána podle průměrných sklonů na lokalitě Hájenka a Herlíkovice. Sklonitost se získala z vrstvy DMT pomocí funkce slope. Požadované třídy strmosti se následně přepočítaly funkcí reclassify. Vrstvy tříd svahů a okolí mokřadů a pramenů byly následně sloučeny funkcí weighted overlay. Jelikož sklon svahů má oproti přítomnosti vody menší význam (Decaulne & Sæmundsson 2006), byla této vrstvě při analýze přiřazena váha 40% a druhé vrstvě váha 60%. 22 Samozřejmě s vědomím, že jedna lokalita by neměla být podkladem pro celou analýzu. Vzhledem k nedostatku dat to ale bylo jediné možné vodítko. Hodnoty ostatních bufferů byly určeny podobně. 64 Metodika Varianta 1a • Vzdálenost 150 m od mokřadu nebo pramene • Sklon svahu do 10° Varianta 1b • Vzdálenost 150 m od mokřadu nebo pramene • Sklon svahu do 20° Varianta 1c • Vzdálenost 150 m od mokřadu nebo pramene • Sklon svahu od 10° do 20° Varianta 1d • Vzdálenost 150 m od mokřadu nebo pramene • Sklon svahu od 20° do 25° Podmínka přítomnosti vodního toku byla uvažována především vzhledem k analyzovaným lokalitám, protože se nacházejí do 100 m od nějakého malého toku (Hájenka). Vstupní vrstvy bohužel neobsahovaly informace o velikosti toku a tak by měl stejný vliv malý lesní potůček stejně jako větší řeka v nižší části toku. Tyto řeky mají často upravené koryto a tudíž je velmi malá pravděpodobnost jejich vybřežení v nižších částech jejich toku. Z tohoto důvodu byly z analýzy vyjmuty tyto řeky: Labe, Jizera, Jizerka, Čistá, Mumlava a Úpa. Tato podmínka samozřejmě neošetřuje dostatečně možnost vybřežení toku, ale eliminuje se tak dostatek ploch, které by analýzou vznikly a přitom možnost vybřežení je zde velmi nepravděpodobná. Vrstva okolí toků se získala podobně jako vrstva okolí mokřadů. V této variantě byly obě vrstvy (okolí toků a okolí mokřadů a pramenů) sloučeny nástrojem merge. V posledním kroku bylo provedeno překrytí vrstev podobně jako ve variantě 1. Váhy pro třídy sklonů a okolí mokřadů a vodních toků zůstaly stejné. Varianta 2a • Vzdálenost od vodního toku do 100 a 150 m od mokřadu nebo pramene • Sklon svahu do 10° Varianta 2b • Vzdálenost od vodního toku do 100 a 150 m od mokřadu nebo pramene • Sklon svahu do 20° Varianta 2c • Vzdálenost od vodního toku do 100 a 150 m od mokřadu nebo pramene • Sklon svahu od 10° do 20° Varianta 2d • Vzdálenost od vodního toku do 100 a 150 m od mokřadu nebo pramene • Sklon svahu od 20° - 25° Poslední varianta počítala s vlivem převládajícího směru větru, který na návětrných svazích způsobuje větší tání (Hestnes & al. 1994 in Hestnes 1998, Decaulne & Sæmundsson 2006). Tato varianta zahrnovala vyhodnocení převládajícího směru větru v zimním období. Převládající směr větru byl uvažován v rozmezí J – Z – S (180 – 360°), viz. obr. 5.5. Svahy s vhodnou orientací byly získány z vrstvy DMT pomocí funkce aspect a následně funkcí reclassify byly vybrány svahy pouze v požadovaném rozmezí. 65 Metodika Pro tuto variantu byl také vyhodnocen průměrný osvit svahů v období tání. Pro výpočet polohy slunce byl náhodně vybrán 24. den v měsíci (březen, duben, květen) v době kulminace slunce, a pomocí programu Nebeský kalendář byly následně určeny horizontální i vertikální úhly slunce pro okolí Vrchlabí. Tyto hodnoty se poté zadaly do výpočtu osvitu svahů nástrojem hillshade. Výsledné hodnoty byly zprůměrovány nástrojem cell statistic. Pro analýzu byly použity hodnoty v horní třetině průměrného osvitu. Pomocí vzájemného překrytí obou vrstev pomocí funkce weighted overlay byla získána vrstva svahů s vhodnou orientací i osvitem. Nutno ještě podotknout, že při překrývání byly vrstvám osvitu i orientaci přiřazeny stejné váhy – 50%. Poslední krok spočíval v překrytí vrstev z varianty 2 vrstvami naposledy zmiňovanými. Vrstvě s J - S orientací a vysokým osvitem svahů byla přiřazena váha pouze 35% a vrstvě z varianty 2 váha 65%. Varianta 3a • Vzdálenost od vodního toku do 100 a 150 m od mokřadu nebo pramene • Sklon svahu do 10° • Orientace svahů k převládajícímu směru větru (180 – 360°) a svahy s osvitem v horní třetině škály Varianta 3b • Vzdálenost od vodního toku do 100 a 150 m od mokřadu nebo pramene • Sklon svahu do 20° • Orientace svahů k převládajícímu směru větru (180 – 360°) a svahy s osvitem v horní třetině škály Varianta 3c • Vzdálenost od vodního toku do 100 a 150 m od mokřadu nebo pramene • Sklon svahu od 10° do 20° • Orientace svahů k převládajícímu směru větru (180 – 360°) a svahy s osvitem v horní třetině škály Varianta 3d • Vzdálenost od vodního toku do 100 a 150 m od mokřadu nebo pramene • Sklon svahu od 20° do 25° • Orientace svahů k převládajícímu směru větru (180 – 360°) a svahy s osvitem v horní třetině škály 66 Výsledky 8. VÝSLEDKY 8.1. VYHODNOCENÍ VÝVOJE SNĚHOVÉ POKRÝVKY V této kapitole jsou uvedeny výsledky ze sledování vývoje sněhové pokrývky, které jsou z let 2008 a 2009 na lokalitě Stříbrný hřbet a Úpské rašeliniště. Obr. 8.1 – Vývoj hustoty a stratifikace sněhové pokrývky v horní části Stříbrného hřbetu v roce 2008. Na obr. 8.1 je znázorněn vývoj sněhové pokrývky v horní části Stříbrného hřbetu. Sněhová pokrývka zde za 13 dní odtála ze 190 cm na 110 cm. Podle obrázku 8.16 je vidět, že průměrná teplota byla v tomto období stále nad nulou a od 3.5.2008 se časový tepelný gradient neustále zvyšoval. Na konci sledovaného období (9.5.2008) byla sněhová pokrývka již značně stratifikovaná, protože se v ní vyskytovalo několik ledových vrstev a těsně nad povrchem terénu tekla voda a nad ní se vyskytovala břečková vrstva. Ve střední a dolní části se břečka vytvořila již 7.5.2008 (obr. 8.2 a 8.3). Ve střední části dosahovala břečka výšky sice jen 4 cm, ale pod ní se nacházela asi 19 cm vrstva vody s kusy ledu a sněhu (obr. 8.2). Celková výška pokrývky byla 49 cm, takže jen vrchní 2 cm byly tvořeny firnem. Ve spodní části se vytvořila 3 cm vrstva břečky mezi 15 cm vysokým sloupcem vody a 5 cm vysokou vrstvou ledu (obr. 8.3). Později 9.5.08 dospěl vývoj pokrývky až k vytvoření břečkového pole ve střední části svahu. Báze sněhové pokrývky byla tvořena asi 25 cm vrstvou ledu s mezivrstvou tvrdého firnu. Na této vrstvě se objevil asi 17 cm vysoký sloupec vody a něm 5 cm břečky. Změřená23 hustota v různých částech břečkového pole dosahovala hodnot od 0,745 g/cm3 do 0,883 g/cm3. Celé břečkové pole se vyskytovalo přibližně na 1 ha plochy. 23 Měření hustoty klasickou metodou popsanou v kapitole 7.1.1. by nebylo možné, neboť břečka by z odměrného válce vytekla. V tomto případě se břečka odebrala do nádoby o známém objemu, která se následně zvážila a hustota byla určena dle vzorce 7.1. 67 Výsledky Obr. 8.2 - Vývoj hustoty a stratifikace sněhové pokrývky ve střední části Stříbrného hřbetu v roce 2008. Obr. 8.3 - Vývoj hustoty a stratifikace sněhové pokrývky v dolní části Stříbrného hřbetu v roce 2008. 68 Výsledky 8.1.1. Úpské rašeliniště 2008 Obr. 8.4 - Vývoj hustoty a stratifikace sněhové pokrývky na Úpském rašeliništi v roce 2008. Na Úpském rašeliništi byla sněhová pokrývka na začátku sledovaného období značně stratifikovaná ledovými vrstvami o různé mocnosti. Břečková vrstva již byla vytvořena na vrstvě tvrdého firnu. Tato firnová vrstva se postupně změnila na kompaktní led a ještě později (17.5.2008) se na jejím místě vyskytoval už jen vodní sloupec. 69 Výsledky 8.1.2. Stříbrný hřbet 2009 Obr. 8.5 - Rozložení vlhkosti a hustoty sněhové pokrývky v horní části Stříbrného hřbetu v roce 2009. Hustota24 sněhové pokrývky se 25.4.09 (obr. 8.5b) v horní části Stříbrného hřbetu pohybovala od 0,480 – 0,660 g/cm3. Průměrná hustota celé pokrývky měřená v celé výšce pokrývky sněhoměrným válcem dosahovala hodnot kolem 0,563 g/cm3. Naměřená vlhkost pohybovala od 0 – 5,23% ve sněhové pokrývce (obr. 8.5a) nejsvrchnější vrstva půdy dosahovala 73% vlhkosti. 24 Tato hustota byla měřena Hancvenclovým sněhoměrným válcem v intervalu po 10 cm. 70 Výsledky Obr. 8.6 – Rozložení vlhkosti a hustoty sněhové pokrývky v dolní části Stříbrného hřbetu v roce 2009. Na obr. 8.6. je znázorněn vertikální průběh hustoty sněhové pokrývky (a) a vlhkosti (b), kdy 25.4. již byla vytvořena 7 cm tlustá břečková vrstva. 71 Výsledky Úpské rašeliniště 2009 Obr. 8.7 – Rozložení hustoty a vlhkosti sněhové pokrývky na Úpském rašeliništi v roce 2009. Průměrná hustota měřená 29.4.09 Hancvenclovým sněhoměrným válcem dosahovala kolem 0,830 g/cm3. Na obr. 8.7 je vidět, jak se břečka postupně dostávala až na povrch. Sněhová pokrývka byla poměrně stratifikovaná 16.4.09 a 27.4.09 ledovými vrstvami později se vytvořila pouze jedna mohutná vrstva (29.4.09). 72 Výsledky 8.2. SRÁŽKOVÝ SIMULÁTOR Obr. 8.8 – Výsledky průtoků ze srážkového simulátoru. Křivka představuje proložení polynomem 3. stupně ve fázi sycení sněhového vzorku a následné ustálení průtoků. Z obrázku 8.8 vyplývá, že po celkem 6-ti pokusech začala voda prosakovat průměrně po 13 s a průtok se průměrně ustálil na 0,215 l/s . 73 Výsledky Obr. 8.9 – Výtok ze sněhu po uzavření přívodu vody. Řada je proložena polynomem 2. stupně. Obr. 8.10 – Kalibrace výtoku z nádrže – průměrný výtok je 0,15 l/s. 12 nateklý objem/l 10 8 6 Vytok 1 Vytok 2 Vytok 3 4 2 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 čas/s 74 Výsledky Tab. 8.1 – Výsledky z pokusu na srážkovém simulátoru Varianta Propustné Nepropustné Hustota Teplota vody Objem vzorku Zadržený objem Ekvivalent srážek Vlhkost TDR (g/cm3) 0,280 0,500 0,477 °C 3,2 4,8 1,7 l 14,8 14,8 14,4 l 4,0 2,2 6,4 mm 56 31 91 22% 3% 50% V tab. 8.1 jsou uvedeny průměrné výsledky ze všech srážkových pokusů v dané skupině (propustné/nepropustné). Zadržený objem u varianty s propustným podložím je uvažován takový, který sníh zadrží, než začne voda prosakovat. Výsledky vlhkosti při nepropustné variantě byly naměřeny horizontálně na spodním okraji vzorku po skončení pokusu. Tzn., že přítok vody byl již zastaven a voda pouze odtékala. Vlhkost byla měřena orientačně také v průběhu zadešťování. Hodnoty se pohybovaly od 2% při vertikálním vpichu jehlic do 18% s jehlicemi v horizontální poloze u dna vzorku. U varianty s nepropustnou podložkou jsou uvedeny hodnoty pouze vzorku v nasyceném stavu. Tento vzorek se dále přesycoval vodou, kdy objem nalitého objemu byl do 7,7 l. Podle teorie by se měl sníh rozplavit v následnou břečku. To se ale nestalo, neboť sněhový válec se zvedl a začal se na vodě vznášet. Je otázkou, jestli by břečka nevznikla po delší přítomnosti vody v pokrývce. Po odstranění odběrného válce z něj absorbovaná voda velmi rychle vytekla. Sněhová matrice zůstala téměř neporušena a jevila jen malé rozdíly oproti stavu, kdy byla odebraná. U první varianty25 s propustným podložím (ρ = 0,280 g/cm3) byl sněhový vzorek odebrán z hloubky 5026 – 30 cm. V hloubce 50 cm se nacházela tenká krusta (0,5 cm). Tvrdší vrstvy se dála nalézaly v hloubkách 46 cm (mocnost 3 cm, tvrdost 3,5) a 39 cm (mocnost 4 cm, tvrdost 6). Měření hustoty v 10 cm kroku nebylo provedeno. Vzorky u druhé varianty27 byl odebrány z homogenní pokrývky výšky 90 cm, výraznější vrstva se vyskytovala v 77 cm (mocnost 0,5 cm, tvrdost 2,5). Tvrdost dosahovala hodnot od 2,5 do 3 v celém profilu. Všechny vzorky byly odebrány v hloubkách 41 – 87 cm. 8.3. PEDOLOGICKÁ MĚŘENÍ Výsledky měření sklonitosti jednotlivých svahů jsou již uvedeny v kapitole 6. V této kapitole jsou uvedeny jen laboratorní výsledky z určení nasycené hydraulické vodivosti a půdních horizontů na jednotlivých svazích. 25 Měření bylo provedeno 11.2.2009 na lokalitě Michlův Mlýn v Krkonoších. Celková výška profilu byla 60 cm, prvních 10 cm tvořila vrstva nového sněhu. 27 Měření bylo provedeno 4.4.2009 a 6.4.2009 v osadě Jizerka v Jizerských horách. 26 75 Výsledky Tab. 8.2 – Stanovení nasycené hydraulické vodivosti - Ks číslo hloubka půdní vzorku odběru horizont Ks spád 1 17 A/B 8,74E-06 konstantní Herlíkovice 2 20 A/B 5,10E-06 konstantní 6,92E-06 Průměr 1 20 Ad 1,50E-05 konstantní 2 10 Ad 1,08E-06 konstantní 3 12 Ad 5,36E-07 konstantní Hájenka 4 15 Ad 2,96E-06 konstantní 5 17 Ad 7,68E-07 konstantní 6 10 Ad 5,36E-07 konstantní 3,48E-06 Průměr 1 9 A 8,00E-08 proměnný/konst. 2 12 E 8,19E-09 proměnný/konst. Stříbrný hřbet 3 25 T 9,06E-09 proměnný/konst. 4 28 T 1,69E-08 proměnný 2,86E-08 Průměr Lokalita Na lokalitě Herlíkovice bylo vyhodnocením půdních profilů získaných z vpichových sond zjištěno, že v horní části svahu se převážně nachází Kambizem glejová (KAg) a ve vrchní části svahu Kambizem dystrická (KAd) nebo případně Kambizem kyselá (KAa). Na lokalitě Hájenka byla určena Kambizem districká (KAd) a na Stříbrném hřbetu převažuje Podzol modální (PZm) a méně je zde zastoupen Kryptopodzol modální (KPm). U podzolu by to mohl byt i Podzol rankerový (PZs), který má silně skeletovitý substrát (vice nez 50 %), což lze dobře určit z provedené kopané sondy. 76 Výsledky 8.4. METEOROLOGICKÉ PODMÍNKY 8.4.1. Sezóna 1999/2000 Na obr. 8.11 a 8.12 je znázorněna meteorologická situace ve Vrchlabí z roku 2000. V lednu a únoru (obr. 8.11) bylo ve Vrchlabí poměrně deštivé počasí. Významnější bylo období od 17.1. – 21.1. 2000. Od 21.1. až do konce února se srážky vyskytovaly v různých intervalech a různou mohutností. Největší srážka spadla 30.1.2000 a to 35 mm. Obr. 8.11 – Meteorologická situace ve Vrchlabí 2000 (zdroj: ČHMÚ) Vrchlabí leden+únor 2000 60 50 50 40 40 30 T - max 20 30 10 20 Kum. Srážky 3 dny Výška sněhu T - min Srážky 0 -10 0 -20 1. 1. 2 5. 00 0 1. 2 9. 00 0 1. 13 200 .1 0 . 17 20 0 .1 0 . 21 20 0 .1 0 . 25 20 0 .1 0 . 29 20 0 .1 0 .2 2. 0 00 2. 2 6. 00 0 2. 10 200 .2 0 . 14 20 0 .2 0 . 18 20 0 .2 0 . 22 20 0 .2 0 . 26 20 0 .2 0 .2 00 0 10 V březnu (obr. 8.12) byly ve Vrchlabí zaznamenány mohutnější srážky od 5.3. do 11.3. 2000. V tomto období také vznikl břečkotok (vyznačený růžovou šipkou), kdy hodnota srážky 9.3.2000 byla 48 mm. Výška sněhu byla kolem 10 cm, maximální a minimální teplota byla 5,7°C respektive 4,2°C. Na Luční boudě bylo v období břečkotoku ve Vrchlabí (obr. 8.13, vyznačeno šipkou) zaznamenáno 41 mm srážek, 204 cm sněhu a průměrná teplota +1,7°C. 77 Výsledky Obr. 8.12 - Meteorologická situace ve Vrchlabí 2000 v období břečkotoku (zdroj: ČHMÚ) Vrchlabí březen 2000 140 12 10 120 8 100 80 60 40 6 Kum. Srážky 3 dny 4 T - max 2 T - min 0 Výška sněhu -2 Srážky -4 20 -6 31.3.2000 29.3.2000 27.3.2000 25.3.2000 23.3.2000 21.3.2000 19.3.2000 17.3.2000 15.3.2000 13.3.2000 11.3.2000 9.3.2000 7.3.2000 5.3.2000 3.3.2000 -8 1.3.2000 0 Obr. 8.13 - Meteorologická situace na Luční 2000 v období břečkotoku ve Vrchlabí (zdroj: ČHMÚ a Valerián Spusta) Luční bouda 2000 300 15 250 10 Kum. Srážky 3dny 200 5 150 Degree-day 1 - D-d1 T - prům 0 100 Výška sněhu Voda celkem - D-d1 -5 50 30.4.2000 26.4.2000 22.4.2000 18.4.2000 14.4.2000 10.4.2000 6.4.2000 2.4.2000 29.3.2000 25.3.2000 21.3.2000 17.3.2000 13.3.2000 9.3.2000 5.3.2000 -10 1.3.2000 0 78 Výsledky Obr. 8.14 – Povětrnostní podmínky ve Špindlerově Mlýně v roce 2000 (zdroj: Valerián Spusta) Šp. Mlýn 2000 - průměr Šp. Mlýn 2000 - Leden S SZ 1 120 30 100 25 SV 80 8 15 40 10 20 Z 5 0 V JZ 7 0 4 5 Šp. Mlýn 2000 - Únor Šp. Mlýn 2000 - Březen S S 50 40 40 SV SZ 30 30 SV 20 20 10 10 Z 3 6 JV J SZ 2 20 60 0 V JZ JV J Z 0 V JZ JV J 79 Výsledky 8.4.2. Sezóna 2007/2008 Ve sledovaném období nebyly zaznamenány významnější dešťové události. Pouze 1. – 2.3. 2008 byla ve Vrchlabí (obr. 8.15) naměřena srážka 23,1 mm respektive 16,6 mm. Později byly srážky až na výjimky pod 10 mm. Průměrná teplota se ve Vrchlabí pohybovala nad 0°C (kromě období 18. – 27.3. 2008). Na Luční boudě (obr. 8.16) byly ve sledovaném období srážky minimální. Průměrná teplota vzduchu se pohybovala nad 0°C, kdy v období břečky (9.5.2008 – Stříbrný hřbet – růžová šipka, 17.5.2008 - Úpské rašeliniště – modrá šipka) byla naměřena průměrná teplota 6,6°C respektive 10,2°C. Obr. – 8.15 - Meteorologická situace ve Vrchlabí v roce 2008 (zdroj: ČHMÚ) Vrchlabí 2008 70,00 16,00 14,00 60,00 12,00 50,00 40,00 30,00 20,00 Degree-day 1 - D-d1 8,00 Degree-day 2 - D-d2 6,00 T - průměr 4,00 Výška sněhu 2,00 Celková voda - D-d1 0,00 10,00 Kum. Srážky 3 dny 10,00 Celková voda - D-d2 -2,00 30.4.2008 26.4.2008 22.4.2008 18.4.2008 14.4.2008 6.4.2008 10.4.2008 2.4.2008 29.3.2008 25.3.2008 21.3.2008 17.3.2008 9.3.2008 13.3.2008 5.3.2008 -4,00 1.3.2008 0,00 Obr. – 8.16 - Meteorologická situace na Luční boudě v roce 2008 v období břečky (zdroj: ČHMÚ) Luční bouda 2008 250,0 200,0 12,00 10,00 Degree-day - D-d1 8,00 150,0 Degree-day - D-d2 Kum. srážky 3 dny 6,00 Teplota Výška sněhu 100,0 4,00 Voda celkem - D-d1 Voda celkem - D-d2 50,0 0,00 25 .4 27 .4 29 .4 1. 5 3. 5 5. 5 7. 5 9. 5 11 .5 13 .5 15 .5 17 .5 19 .5 0,0 2,00 80 Výsledky Obr. 8.17 - Povětrnostní podmínky ve Vrchlabí v roce 2008 (zdroj: ČHMÚ) Vrchlabí 2008 - prům ě r Vrchlabí 2008 - Kvě ten S S 40 150 SZ 30 SZ SV 100 SV 20 50 Z 10 0 V JZ Z 0 JV V JZ JV J J Obr. 8.18 – Povětrnostní podmínky ve Špindlerově Mlýně v roce 2008 (zdroj: Valerián Spusta) Šp. Mlýn 2008 - Květen Šp. Mlýn 2008 - průměr S S 25 140 120 SZ 20 SZ SV 100 SV 15 80 60 10 40 5 20 Z 0 Z V JZ JV 0 JZ JV J 8.4.3. V J Sezóna 2008/2009 Obr. 8.19 - Meteorologická situace ve Vrchlabí v roce 2009 (zdroj: ČHMÚ) Vrchlabí 2009 50,0 7,00 45,0 6,00 40,0 5,00 35,0 4,00 30,0 3,00 Kum. Srážky 3 dny 25,0 2,00 T - průměr 20,0 1,00 Voda celkem D-d 2 15,0 0,00 Voda celkem D-d 1 10,0 -1,00 5,0 -2,00 0,0 -3,00 Degree-day 1 Degree-day 2 26 .2 .2 0 1. 09 3. 20 4. 0 9 3. 20 7. 0 9 3. 2 10 00 .3 9 .2 13 0 09 .3 .2 16 0 0 .3 9 .2 19 0 0 .3 9 .2 22 0 0 .3 9 .2 25 0 0 .3 9 .2 28 0 0 .3 9 .2 31 0 0 .3 9 .2 00 9 Výška sněhu 81 Výsledky Obr. 8.20 - Meteorologická situace Luční boudě v roce 2009 v období břečky (zdroj: ČHMÚ, Valerián Spusta) Luční bouda 2009 250,0 12,00 10,00 200,0 8,00 Degree-day 1 - D-d1 150,0 Degree-day 2 - D-d2 Kum. srážky 3 dny 6,00 Teplota 100,0 4,00 výška sněhu Voda celkem D-d1 50,0 Voda celkem D-d2 2,00 0,00 16.5 13.5 10.5 7.5 4.5 1.5 28.4 25.4 22.4 19.4 16.4 13.4 7.4 10.4 4.4 1.4 0,0 -50,0 -2,00 Ve sledovaném období bylo poměrně deštivo (obr. 8.19). V období výskytu břečkotoku (vyznačeno šipkou) bylo ve Vrchlabí zaznamenáno 9 mm srážek a průměrná teplota 2,65°C. Na Luční boudě nebyly srážky v období výskytu břečky na Stříbrném hřbetu (růžová šipka) ani na Úpském rašeliništi (modrá šipka) žádné srážky. Průměrná teplota vzduchu dosahovala hodnot v prvním období 5,1°C respektive 8,1°C v druhém období. Obr. 8.21 - Povětrnostní podmínky ve Vrchlabí v roce 2009 v období břečkotoku (zdroj: ČHMÚ) Vrchlabí 2009 - prům ě r Vrchlabí 2009 - Bře ze n S S 30 200 25 SZ 150 SZ SV SV 20 15 100 10 50 Z 5 0 V JZ JV J Z 0 V JZ JV J 82 Výsledky Obr. 8.22 - Povětrnostní podmínky na Luční boudě v roce 2009 v období břečky (zdroj: ČHMÚ) Luční bouda 2009 - Dube n Luční bouda 2009 - Kvě te n S S 30 20 25 SZ SV 20 SZ 15 15 SV 10 10 5 5 Z 0 V JZ JV J Z 0 V JZ JV J 83 Výsledky 8.5. MAPA POTENCIÁLNÍCH RIZIKOVÝCH OBLASTÍ Na obr. 8.23 – 8.26 jsou znázorněny výsledky z analýzy území. Celkové plochy výsledných území z jednotlivých variant jsou: A - 2986,42 ha; B - 3458,31 ha; C 4872,97 ha; D - 2393,07 ha. Tyto plochy se navzájem překrývají. Celkový přehled ploch je uveden v příloze. Obr. 8.23 – Potenciálně rizikové lokality vzniku břečkotoků v Krkonoších varianty A. Obr. 8.24 – Potenciálně rizikové lokality vzniku břečkotoků v Krkonoších varianty B.. 84 Výsledky Obr. 8.25 – Potenciálně rizikové lokality vzniku břečkotoků v Krkonoších varianty C. Obr. 8.26 – Potenciálně rizikové lokality vzniku břečkotoků v Krkonoších varianty D. 85 Diskuse 9. DISKUSE V roce 2000 byly ve Vrchlabí a jeho okolí pozorovány dva břečkotoky. Tyto události nebyly do té do té doby v České republice pozorovány. Na základě jejich výskytu v rámci diplomové práce v roce 2008 začal podrobný monitoring sněhové pokrývky ve vybraných tundrových oblastech Krkonoš, kde byl podobný jev pozorováván např. v roce 2002 (Kociánová & Štursová 2008). Z dostupné zahraniční literatury bylo zjištěno, že břečkotoky se nevyskytují pouze v oblastech s oceánickým klimatem, ale mohou se vyskytnout prakticky v jakékoliv oblasti se sezónní sněhovou pokrývkou. Z literatury bylo také zjištěno, že výskyt břečkotoků závisí především na předchozích meteorologických podmínkách, ale částečně také na geomorfologii terénu. Meteorologické podmínky ovlivňují především vývoj sněhové pokrývky a obsah tekuté vody v ní. 9.1. ZHODNOCENÍ VÝVOJE SNĚHOVÉ POKRÝVKY NA ZÁKLADĚ METEOROLOGICKÝCH PODMÍNEK Na základě výše uvedených souvislostí byly břečkotokové události z roku 2000 vyhodnoceny z hlediska vývoje průměrných teplot vzduchu, srážek, kumulativních srážek za 3 dny a výšky sněhové pokrývky. Pokus o vyhodnocení vývoje obsahu tekuté vody v pokrývce byl proveden na základě srážek v daný den a výpočtem vody z tání pomocí lineárního Degree–day modelu, přičemž celkové množství vody v pokrývce bylo uvažováno jako součet těchto dvou hodnot. Použití Degree-day modelu v tomto případě je poměrně problematické, protože tento model počítá s tzv. Degree-day faktorem, který byl pouze odhadnut na základě měření jiných autorů (Klose 2008) a proto je tímto zanesena do modelu jistá chyba. 9.1.1. Sezóna 1999/2000 Z uvedených výsledků je patrné, že události ve Vrchlabí byly pravděpodobně následkem mohutných dešťů v období na začátku března 2000. Hodnoty srážek v době břečkotoku dosahovaly až 49 mm za den (8.3.2000), respektive 48 mm (9.3.2000). Tyto hodnoty jsou poměrně vysoké. Uvažujeme-li však hodnoty 3-denních kumulativních srážek tak se dostáváme na hodnoty 67 mm (8.3.2000), respektive 115 mm (9.3.2000). Hodnota 3-denních kumulativních srážek je v tomto případě pravděpodobně více vypovídající o dané situaci, neboť všechna voda neodtekla a kumulovala se v různých zdržích a umělých hrázkách vytvořených nánosy různého organického a anorganického materiálu. Podobné hodnoty dešťových srážek uvádějí i autoři z jiných lokalit. Např. Perov (1998) 60 – 150 mm za 5 dní nebo Decaulne & Sæmundsson (2006) udává hodnoty od 27 do více než 122 mm za 1-2 dny. Stejně lze částečně souhlasit i se vzrůstem časového tepelného gradientu, kdy průměrná teplota vrostla z -7,8°C (5.3.00) na 1,2°C (9.3.00), Perov (1998) uvádí vzrůst o 4 – 10°C za 2-5 dní, přičemž má na mysli především vzrůst do vyšších kladných teplot. Teplotu 1,2°C proto nelze považovat za vysokou výrazně ovlivňující tání. Na stanici Labská bouda byl v tomto období také zaznamenán vyšší úhrn srážek, ale břečkotok zde nebyl nikým zaznamenán, jelikož v té době nebyl nikdo na terénním průzkumu. S největší pravděpodobností se zde ale břečka vyskytla, neboť srážkové úhrny dosahovaly hodnot 38 mm (8.3.2000), respektive 41 mm (9.3.2000). Pokud se vezmou v potaz 3-denní kumulativní srážky, tak se dostáváme na hodnoty 54 mm (8.3.2000), respektive 95 mm (9.3.2000). Tyto hodnoty jsou pro horní partie také 86 Diskuse poměrně vysoké a odpovídaly by hodnotám, které uvádějí i Decaulne & Sæmundsson (2006). V obou případech (horní i dolní partie) musíme ovšem ještě uvažovat další zdroje vody. Na lokalitách Herlíkovice a Hájenka to byla především voda z vybřežených potoků. Na lokalitách Stříbrný hřbet a Úpské rašeliniště to jistě byla voda z tamějších rašelinišť. Větší objemy vody z těchto dalších zdrojů jsou samozřejmě způsobeny právě vysokými srážkovými úhrny. 9.1.2. Sezóna 2007/2008 Celková hodnota z tání má pravděpodobně větší vliv ve vyšších partiích (Stříbrný hřbet a Úpské rašeliniště), protože se zde vytvořila břečka i když srážkové úhrny nedosahovali velkých hodnot. V roce 2008 se začátkem května začaly ve sněhovém profilu na Stříbrném hřbetu tvořit vrstvy obsahující břečku28. Z obr. 8.1 – 8.3 je patrné, že břečkové vrstvy se tvořily rozdílně v různých částech svahu. V horních partiích Stříbrného hřbetu se tato vrstva vytvořila až 9.5. a dosahovala mocností kolem 4 cm. Jednalo se spíše o nasáklý sníh, který jevil známky břečky. Celkové výška sněhové pokrývky byla v té době byla 110 cm. Spodní vrstva (3 cm) na tomto místě byla vyplněna pouze pomalu tekoucí vodou. Když se později ve střední a dolní části vytvořilo břečkové pole, tak hustota břečky v různých částech pole dosahovala hodnot, které se velmi blíží hodnotám uvedeným v literatuře (Perov 1998). Z uvedeného můžeme vyvodit závěr, že voda (ať už je jakéhokoliv původu) stéká pod sněhovou pokrývkou z horní části svahu s vyšším sklonem do střední a dolní části, kde se částečně akumuluje a tím sytí odspodu sněhový profil. Na základě dlouhodobějších pozorování M. Kociánové (Kociánová et al. 2005) i vlastních zkušeností z terénu v rámci řešení diplomového úkolu je zřejmé, že povrch rašelinišť nepromrzá všude stejně, resp. některé části promrzají, jiné ne, stejně tak se na některých částech vytváří ledová vrstva, jinde ne. Souvisí to jednak s rozdílným druhovým složením vegetace – především mechorostů, ale také pravděpodobně z charakterem rašeliny v konkrétním místě. Voda podmiňující vznik břečky tedy jednak teče (stagnuje) na nezamrzlém povrchu rašeliniště nebo si vytváří otvory ve vrstvě ledu pokrývající rašeliniště, vytéká/prosakuje jimi/proudí po ledu a způsobuje postupné nasáknutí spodních vrstev sněhu. Meteorologická situace na Labské boudě ukazuje, že srážky byly 7.5.08 (i 9.5.08) zanedbatelné (pouze 3-denní kumulativní srážka ze 6.5.2000 – 9 mm), ale naprostá většina vody pocházela z tání (obr. 8.16). časový tepelný gradient byl ale v aktuálním období (Hestnes & Sandersen 1987) malý (1,68°C – (-)0,65). To nepotvrzuje tvrzení Perova (1998) o vzrůstu časového tepelného gradientu, uvedeném výše. Tání ovšem příliš nepodpořil ani převládající směr větru, neboť v květnu převládal SZ směr (obr. 8.18), i když 6.-7.5.08 převládal SV směr, shodný s orientací svahu, ale od 8.5.08 se otočil SZ směrem. Data ale nejsou příliš signifikantní, neboť pocházejí ze stanice ve Špindlerově mlýně a tudíž nejsou uvažovány orografické podmínky, které mají na lokální směr větru také vliv. Vliv větru uvádí jako jeden z hlavních faktorů ovlivňující tání např. Decaulne & Sæmundsson (2006). V tomto se posuzovaná událost neshoduje s těmito autory. Vývoj na Úpském rašeliništi byl v roce 2008 podobný jako na Stříbrném hřbetě, pouze s časovým posunem (obr. 8.4). Tato lokalita je plošně rozsáhlejší, než Stříbrný hřbet, ale zato leží téměř na rovině, takže zdroj vody je převážně v rašeliništi. Břečkové pole se zde výrazněji nevytvořilo, břečka byla patrná pouze v počáteční fázi (7. 28 Na Úpském rašeliništi byla tato fáze posunuta až do 2. třetiny května. 87 Diskuse – 10.5.08) na bázi sněhové pokrývky. Později (17.5.08) byla břečka nahrazena vodou a na ní byla ještě 20 cm vrstva sněhu o průměrné hustotě 0,5 g/cm3. Ve Vrchlabí se v roce 2008 břečkotok nevyskytl, především proto, že zde byl po celou sezónu nedostatek sněhu, který roztál již 20.1. Po tomto období napadl sníh vždy max. 4 cm a potom zase roztál. Vyšší pokrývka se vyskytla pouze od 22.3. – 30.3. a max. hodnoty dosahovaly 33 cm. Nutno však podotknout, že meteorologická stanice se nachází daleko od sledovaných lokalit, které často vykazovaly vyšší hodnoty sněhové pokrývky, oproti měřeným na stanici. V roce 2000 byla naměřena na stanici výška sněhu v období břečkotoku (9.-10.3.2000) 10 cm, respektive 5 cm, ale na lokalitě Hájenka bylo podle očitých svědků min 60 cm sněhu. Břečkotok v roce 2008 nevznikl pravděpodobně kvůli nedostatečné dotaci deštěm během sezóny, i když výška sněhu byla v některých obdobích srovnatelná. Vyšší hodnoty 3-denních kumulativních srážek byly zaznamenány např. 2.3.2008 (obr. 8.15), ale v tomto období neležela ve Vrchlabí zase žádná sněhová pokrývka. Vyšší 3-denní kumulativní srážky byly zaznamenány i 21. – 23.3.2008 (10, 16, respektive 11 mm), to ale zdaleka nestačilo na vytvoření břečkotoku. 9.1.3. Sezóna 2008/2009 V roce 2009 byl opět zaznamenán břečkotok v nižších polohách. Konkrétně se jednalo o lokalitu poblíž Hertvíkovic. Břečkotok se vyskytl 7.3.2009 na místní louce. Zajímavé je, že hodnoty srážek ze stanice Vrchlabí dosahovali v té době velmi malých až zanedbatelných hodnot, neboť 5.3.09 byla zaznamenána srážka 5 mm, ale 6. a 7.3. pouze 0,1 mm. Průměrné denní teploty byly vyšší, tzn. 5,7°C (5.3.09), 4°C (6.3.09) a 3,2°C (7.3.09). Tyto podmínky pravděpodobně způsobily tání sněhové pokrývky, neboť hodnoty Degree-day modelu pro 7.3.09 dosahovaly 11 mm vodního sloupce, což se rovnalo i hodnotě kombinovaného odtoku. V porovnání se Smartem & al. (2000) však byla hodnota tohoto kombinovaného zdroje velmi malá, protože autoři uvádějí hodnoty 200 – 300 mm (kombinace srážek a tání). Kumulativní srážka za 3 dny byla 7.3.09 - 5 mm. Celkové podmínky jsou znázorněny na obr. 8.19. Je zajímavé, že ačkoliv byla dotace vody v roce 2009 zanedbatelná, oproti roku 2000, tak břečkotok přesto vzniknul a to pravděpodobně následkem tání. Další pravděpodobnou možností jsou lokálně silnější srážky v oblasti Hertvíkovic než na stanici Vrchlabí. Varianta ucpání některého z povrchových zdrojů poblíž sledované lokality nepřichází v úvahu, protože průzkumem v terénu v době výskytu břečky žádná taková překážka nebyla zjištěna. Přesto je možno soudit, že výskyt břečkotoku v této nadmořské výšce (450 m.n.m.) potvrzuje teorii, že se v těchto polohách mohou břečkotoky objevovat čím dám častěji a hrozí tak nebezpečí vzniku vážnějších škod. Tuto teorii podporuje i výskyt malého břečkotoku v Horních Němčicích (600 m.n.m.) na Šumavě, který vznikl po krátkém období dešťů (Pavlásek in verb. 2009). Další podrobné pozorování na těchto lokalitách ukáže, jestli vyšší úhrny srážek a vyšší teploty nezpůsobí další břečkotoky. Je totiž pravděpodobné, že se zde tyto události vyskytly již v minulosti, ale nebyly nikým zaznamenány. Na lokalitě Stříbrný hřbet byl zaznamenán ve dnech 26 – 28.4.09 vývoj stejně rozsáhlého břečkové pole jako v roce 2008 avšak s menší mocností (do 30 cm, s pomalejším odtokem). Výskyt břečky tedy nastal zhruba o 10 dní dříve než v r. 2008. Vývoj sněhové pokrývky z tohoto období je znázorněn na obr. 8.5 a 8.6 a meteorologická situace na obr. 8.20 a 8.21. Průměrné denní teploty v tomto období rapidně vrostly ze 4,4°C (26.4.09) na 10,3 (30.4.09), to opět podporuje tvrzení Perova (1998) o vzestupu časového tepelného gradientu. Od 1.5.09 (8,1°C) začaly teploty opět klesat až 88 Diskuse na 1°C (5.5.09). Při terénním průzkumu 29.4.09 již na lokalitě Stříbrný hřbet nebyla souvislá sněhová pokrývka a v horních částech svahu byly vytvořeny jen občasné sněhové ostrůvky, které odtávaly zcela samostatně. V tomto období byla vytvořena břečková vrstva na bazi sněhové pokrývky Úpském rašeliništi – asi 21 cm (obr. 8.7). Na obr. 8.20 je vidět prudký nárůst teploty ve zmiňovaném období. V tomto téměř bezesrážkovém období byl proto zdroj vody opět jak z tavné vody, tak z puklinové vody sytící celoročně rašeliniště. Z Degree-day modelu byly hodnoty tavné vody kolem 13 mm (srážky pod 1 mm). Přesto je tato hodnota poměrně malá v porovnání s literaturou (např. Smart & al. 2000). Významný zdroj vody pocházel pravděpodobně přímo z rašeliniště. Rozsáhlé břečkové pole se vytvořilo již 2.5.09 - tj. o 14 dní dříve než v r. 2008, ale shodně např. s r. 2004. Vyhodnocení břečkotokových událostí v závislosti na meteorologických podmínkách je nejlepší provézt na základě vhodné statistiky (např. Bayesův teorém nebo Kolmogorovův-Smirnonův test – Chernous & al. 1998). Z důvodu malého množství dat, způsobeným nedostatečným počtem událostí, ale žádné takové vyhodnocení v posuzovaných případech nelze provézt. 9.2. ZHODNOCENÍ VÝSLEDKŮ SRÁŽKOVÉHO SIMULÁTORU Data získaná srážkovým simulátorem jsou důležitá především pro zjištění odtokové odezvy sněhu při různé hustotě a stratifikaci. Z tab. 8.1 je poznat, že mladší sníh s menší hustotou a výraznější stratifikací ledových vrstev v sobě zadrží relativně více vody než sníh vyzrálý, poměrně málo stratifikovaný a s větší hustotou. Nutno podotknout, že v pokrývce s menší hustotou nebyla vytvořena nulová izoterma (na rozdíl od sněhu s vyšší hustotou) a její teplota se pohybovala od -0,3°C (spodní část) do -1,3°C (vrchní část) a teplota vzduchu se pohybovala lehce pod 0°C. Teplotní podmínky měly jistě vliv na zadržené množství vody ve sněhové pokrývce, neboť jejich vlivem voda ve sněhu pravděpodobně částečně přemrzala. Na druhou stranu skupenské teplo, uvolněné při mrznutí, bylo jistě zdrojem pro další tání sněhového vzorku (rozdíl teplot vody a sněhu byl 4°C). Pro získání detailnější představy musí být ale provedeno více takovýchto pokusů s více druhy sněhu (variabilnější hustoty). Zařízení bylo teprve v počátku svého vývoje a tak se během měření vyskytla řada možných chyb a nepřesností. Především to byla intenzita a způsob zkrápění. Jelikož voda tryskala ze statického kropítka, tak kapky dopadaly na stejná místa. To postupně způsobilo vytvoření prohlubní do sněhového vzorku, které se stále prohlubovaly. Místy dosáhly až 15 cm hloubky a přibližně 2 – 3 cm v průměru. Tento fakt poměrně zkresluje výsledky průtoků, ale na druhou stranu se tyto prohlubně začaly tvořit přibližně po 1,5 min, takže hodnoty zadrženého objemu vody jsou poměrně přesné. Kvůli zmenšení kinetické energie a velikosti kapek byla konec kropítka umístěna síťka s průměrem ok 1 mm, ale popsaný problém neodstranila, pouze ho zmírnila. Další vylepšení pokusu by mohlo být směrováno k použití různých výšek sněhového vzorku při stejné hustotě. V tomto případě by bylo zajímavé sledovat, jestli zadržený objem roste lineárně s výškou sněhu nebo je tento vztah komplikovanější. Metodou srážkového simulátoru se ani jednou nepodařilo nasimulovat vznik břečky a to ani ve variantě s nepropustným podložím. Sníh vodu sice krátkodobě zadrží, ale jakmile je odstraněna bariéra, která ji zadržuje, tak voda poměrně rychle vytéká a sněhová matrice drží svůj původní tvar. Ve variantě s nepropustným podložím byla voda ve vzorku ponechána pouze několik minut, je tedy otázkou, jak by se sníh choval, kdyby v něm voda byla ponechána několik hodin, potažmo několik dní. 89 Diskuse Poměrně dobrých výsledků bylo dosaženo při měření vlhkosti nasyceného sněhu. Naměřená vlhkost kolem 50% (měřeno vertikálně od povrchu vzorku) odpovídá přibližně hodnotám naměřeným v terénu. Na Úpském rašeliništi byly 29.4.09 na bázi sněhové pokrývky naměřeny hodnoty vlhkosti mezi 40 a 45% (obr. 8.7). Ovšem na menším břečkovém poli29 blíže Luční boudy bylo naměřeno kolem 66%. Srovnatelných výsledků bylo dosaženo i měřením na Stříbrném hřbetě 25.4.09, kdy břečková vrstva měla vlhkost kolem 44% a na hranici mezi břečkou a vlhčím sněhem kolem bylo 29%. Všechny hodnoty tak přesahují hranici pro břeky – více než 15% (tab. 3.4 - McClung & Schaerer 2006) a podle Sapunov & Sapunova (1998) bychom tento typ břečky podle obsahu vody mohli řadit mezi bahnotokové až povodňové typy. Podobné hodnoty vlhkosti břečkotoku uvádí i Perov (1998), konkrétně 35 – 50%. 9.3. PEDOLOGICKÉ ZHODNOCENÍ Pedologická měření byla provedena především z důvodu, jestli mohou mít vlastnosti půdy nějaký vliv na infiltraci vody ze sněhové pokrývky. Dalším podmětem bylo, že na lokalitě Herlíkovice způsobil břečkotok velkou erozní rýhu, místy až 60 cm hlubokou,30 ale ostatní místa byla bez významnějších erozních poškození. Výsledky měření Ks (tab. 8.2) více méně potvrzují, že se na lokalitách Herlíkovice i Hájenka jedná o středně propustnou půdu. Výsledný typ půdy – kambizem glejová, kambizem districká naznačuje, že se jedná o půdní typ, který je pro Krkonoše typický, především v nižších polohách. Vyniká velkou skeletovitostí (nad 50%) a zpravidla je dobře zásobena vodou (Podrázský & al. 2007). Na lokalitě Stříbrný hřbet byl určen půdní typ podzol modální, případně i rankerový. Tyto půdy jsou charakteristické pro humidní chladné klima. Vrchní vrstva je tvořena humusem a skeletovitost je také přes 50% (Podrázský & al. 2007). Z dosavadních pedologických poznatků pravděpodobně nelze vidět vazbu mezi typem půdy a vznikem břečkotoku. V daném období asi nejvíce záleží na celkovém nasycení dané půdy (Perov 1998). Toto bylo částečně potvrzeno měřením vlhkosti půdy pod sněhovým profilem, kde se břečková vrstva vyskytla. Na Úpském rašeliništi byla 29.4.09 naměřena vlhkost půdy 52% a na dolní části Stříbrného hřbetu 25.4.09 byla zjištěna hodnota 100%. Poslední hodnota je sice velmi podezřelá (a pravděpodobně i chybná), neboť půda musela mít jistě menší vlhkost, ale dostatečně vypovídá o funkci stav půdy. 9.4. TVORBA MAPY POTENCIÁLNĚ RIZIKOVÝCH OBLASTÍ V kapitole 4.2.3 bylo uvedeno několik geomorfologických charakteristik, které jsou společné pro břečkotoky ve světě. Tyto podmínky byly uvažovány při vytváření vlastní mapy potenciálně ohrožených lokalit v Krkonoších. Některé podmínky byly ale vybrány podle geomorfologických charakteristik břečkotokových svahů v Krkonoších. Jelikož byla pozorována na daných lokalitách pouze hrstka případů oproti zahraničním lokalitám, tak se tato mapa vytvářela pouze stěží a s vědomím, že navržené lokality nebudou zcela přesné. Přesto bylo stanoveno několik podmínek klíčových pro vznik břečkotoku a zároveň i několik možných variant řešení. Na výsledných lokalitách přesto břečkotoky nemusí vzniknout, protože vstupní data nejsou zcela dostatečná. Vždy se ale musí brát v úvahu, že dané lokality mohou být příhodné pro vznik břečkotoku pouze v kombinaci s vhodnými meteorologickými podmínkami. 29 30 V tomto případě byl profil jen 10 - 15 cm vysoký a zcela nasycen. Měřeno v roce 2008, takže v době události byla tato hloubka pravděpodobně ještě o něco větší. 90 Diskuse Volba kritérií je tak pouze orientační a v budoucnu by měli být vytvořeny přesnější mapy. Hestnes (1998) tvrdí, že na zalesněných územích břečkotoky mohou vznikat, neupřesňuje ale více charakter lesního porostu. Z toho důvodu nebyla lesní vegetace vyloučena z analyzovaných území. Dosavadní výskyt břečkotoků, potažmo břečkových polí přesto více méně koresponduje s tvrzením Hestnese (1998), který tvrdí, že se břečkotoky mimo jiné vyskytují na svahových rašeliništích (Stříbrný hřbet), na otevřených plochách (všechny lokality) a svazích s výrazným přechodem mezi mírnou a prudkou částí (Herlíkovice). Podle vlastního uvážení nehrají v Krkonoších při vzniku břečkotoků tak významnou roli orientace a osvit svahu, jako podmínky varianty 2. Z tohoto důvodu byla při analýze přiřazena vrstvě s J - S orientací svahů s vysokým osvitem váha pouze 35% a vrstvě z varianty 2 váha 65%. Tato myšlenka byla podpořena především orientací svahu Stříbrné návrší (JV), kde jsou břečková pole pravděpodobně výsledkem tání a přitom to není návětrný svah (ve smyslu převládajícího směru větru na tomto území). Za pozornost jistě stojí plochy, které se překrývají s komunikací a nebo s nějakou nemovitostí. V takovém případě by v budoucnu mohlo dojít ke škodě na majetku. Bez zajímavosti také není výskyt posledního břečkotoku v Hertvíkovicích, kde byly poblíž v minulosti zaznamenány půdní sesuvy. Některé varianty řešení označují tyto plochy jako nebezpečné i pro vznik břečkotoků. 91 Seznam použité literatury 10. ZÁVĚR V práci byl zhodnocen výskyt břečkotoků a břečkových polí na území KRNAP a jeho nejbližšího okolí. Na základě literatury bylo zjištěno, že výskyt břečkotoků je přímo závislý na počasí. Především deštivá období, prudká oteplení nebo kombinace těchto faktorů způsobují větší akumulaci vody do sněhové pokrývky. Historické případy z Krkonoš toto zjištění více méně potvrzují. Břečkotoky z Herlíkovic a Hájenky byly způsobeny následkem deště, kdy se v obou případech vybřežil potok nad danými lokalitami. Toto vybřežení bylo způsobeno několikadenním deštěm, kdy hodnoty v době uvolnění břečkotoku (9.3.00) dosahovali až 48 mm a 3-denní kumulativní srážka dokonce 115 mm. Otázkou zůstává, jestli tato dotace voda je kritická pro vytvoření břečkotoku nebo by v dané lokalitě stačilo i méně. Dotace z tání v tomto období nebyla příliš věrohodně zjištěna, ale maximální teplota 9.3.2000 byla 5,7°C a minimální 4,2°C. Plošný výskyt břečky v tomto období nebyl v tundrové zóně Krkonoš zaznamenám (sněhová pokrývka v té době ještě nemá v nadmořské výšce tundry vhodné vlastnosti pro postupný vznik břečky). V této části byla břečka zaznamenána až v roce 2002, a to až koncem dubna, ale meteorologická situace z tohoto období nebyla vyhodnocována. Komplexnější data se začala z této lokality získávat až od toku 2008, kdy byl sledován především vývoj sněhové pokrývky a vyhodnocena meteorologická situace. Z těchto pozorování bylo zjištěno, že břečkové vrstvy se vyskytly prakticky po celé délce svahu Stříbrného hřbetu, ale jen ve střední a dolní části se sníh nasytil natolik, aby vznikla břečka v celém profilu (9.5.2008). Voda zde stéká pod sněhovou pokrývkou z horní části a částečně se akumuluje ve svahových depresích, odkud dále od spodu sytí sníh. Toto tvrzení je podpořeno i faktem, že v období tání je často na bázi sněhové pokrývky několika centimetrový sloupec vody. V roce 2008 byl plošný výskyt břečky způsoben na Stříbrném hřbetě pravděpodobně díky tání a vyšší dotaci vody z rašelinistě. Podobný případ nastal i na Úpském rašeliništi, jen s přibližně týdenním časovým posunem. V roce 2009 byl zaznamenám plošný výskyt břečky jak na území Úpského rašeliniště, tak spodní části Stříbrného hřbetu, který byl pravděpodobně opět způsobený táním. Zároveň byl v nižších polohách v okolí Hertvíkovic zaznamenán nový břečkotok, ale jeho okolnosti nebyly z časových důvodu zkoumány, tak pečlivě, jako u předchozích událostí. Výskyt tohoto břečkotoku by mohl být důležitý především pro budoucí studiu těchto jevů v nižších polohách a předhůří Krkonoš. Pro vyhodnocení tání v jednotlivých obdobích byl použit Degree-day model. Výsledky pravděpodobně nejsou zcela přesné, ale poskytují nám alespoň cennou představu o daných situacích. V budoucnu by bylo vhodné pomocí kalibrace odtoků z některých zkoumaných ploch zjistit přesnější hodnotu Degree-day faktoru. V rámci studie byl také proveden zadešťovací pokus, kdy byla zjišťována absorpční schopnost sněhu o dvou různých hustotách. Sníh s menší hustotou v sobě zadržel přibližně 2x více vody, než voda začala prosakovat. Zároveň bylo zjištěno, že simulování podmínek vzniku břečky je značně obtížné a během pokusu se tato simulace nepovedla. Srážkový simulátor je proto nutné pro budoucí pokusy zdokonalit a hlavně je třeba testovat absorpční potenciál více druhů sněhu s různou hustotou, výškou a stratifikací. Dále bylo vytvořeno celkem 12 variant možného způsobu vytipování rizikových lokalit. Přestože kvalita dat nebyla optimální, tak je z těchto řešení možné nalézt několik potenciálně ohrožených lokalit. 92 Seznam použité literatury 11. SEZNAM POUŽITÉ LITERATURY Anonymus, 2009: online: http://www.KRNAP.cz, cit.: 10.7.2009. Arck, M. & Scherer, D., 2002: Problems in the determination of sensible heat flux over snow. Geogr. Ann., 84 A (3-4): s. 157 – 169. Arck, M., & Scherer, D., 2006: dostupné z htts://pages.unibas.ch/geo/mcr/Projects/MOSAIC/index.en.htm, poslední změna 24.10.2006 Bozhinsky, A. N., & Nazarov A. N., 1998: Dynamics of two-layer slushflows, Publication 203: s. 74 – 78. NGI Clark, M. J., & Seppälä, M., 1988: Slushflows in a subarctic environment, Kilpisjärvi, Finnish Lappland. Arctic and Alpine Research, 20: s. 97–105. Colbeck, S. C., Akitaya, E., Armstrong, R., Gubler, H., Lafeuille, J., Lafeuille, J., McClung, D., Morfia, E., 1990: The international classification for seasonal snow on ground. International Commision of Snow and Ice of IAHS. Conway, H., & Benedikt, R., 1994: Infiltration of water into snow. Water Resources Research, Vol. 30: s. 641-649. Conway, H., & Raymond, C. F., 1993: Snow stability dutiny rain. Journal of glaciology, Vol. 39: s. 635-642. Conway, H., 1994: Physical processes in snowpacks during melt or melt events. University of Washington Seattle: s. 3 – 19. Černous, P., Tiapkina, O., Hestnes, E., & Bakkehøi, S., 1998: The differentiation of thaws in connection with slushflow occurrences. NGI Publication 203, s: 89-93. Decaulne, A. & Sæmundsson, Þ., 2006: Meteorological conditions during slushflows release and their geomorphological impact in northwestern Iceland: A case study from the Bíldudalur Valley. Journal compilation, in Swedish Society for Anthropology and Geography: s. 187-197. Dingman, S. L., 2002: Physical Hydrology. (Second edition.) Prentice Hall. s. 646. Fierz, C., Bakermans, L. A., Jamienson, J. B., & Lehning, M., 2008: Modeling short wave radiation penetration into the snowpack: what can we learn from near-surface snow temperatures? International Snow Science Workshop: s. 204 – 208. Furdada, G., Martínez, P., Oller, P., & Vilaplana, J. M., 1999: Slushflows at El Port del Comte, northeast Spain, in Journal of Glaciology 45, No. 151: s. 555 – 558. Gauer, P., 2004: Numerical modelling of slushflow event. International Snow Science Workshop 2004, Jackson Hole, Wyoming, United States: s. 39-43. Grieser, J. et al., 2006: Data sources for FAO worldmaps of Koeppen climatologies and climatic net primary production, online: htts://www.fao.org/nr/climpag/globgrids/kc_commondata_en.asp, cit. 1.7.2009. Gude, A., & Scherer, D., 1995: Snowmelt and Slush Torrents: Preliminary Report from a Field Campaign in Kerkevagge, Swedish Lappland. Geografiska Annaler. Series A, Physical Geography, Vol. 77, No. 4, Paper from Symposium: Arctic and Alpine Geomorphology and Environmental Change: s. 199-206 Halásová, O., Hančarová E. & Vašková I. 2007: Časová a prostorová variabilita vybraných klimatologických a hydrologických prvků na území Krkonoš za období 1961–2000. – 93 Seznam použité literatury In: Štursa J. & Knapik R. (eds), Geoekologické problémy Krkonoš. Sborn. Mez. Věd. Konf., říjen 2006, Svoboda n. Úpou. Opera Corcontica, 44/1: s. 171–178. Harčarik, J., 2007: Sněhové poměry arktoalpínské tundry. In Flousek, J., Hartmanová, O., Šturma, J., Potocki, J. (eds): Krkonoše – příroda, historie, vývoj. Baset: s. 155-156. Hančarová, E., & Parzóch, K., 2007: Hydrologie. In Flousek, J., Hartmanová, O., Šturma, J., Potocki, J. (eds): Krkonoše – příroda, historie, vývoj. Baset: s. 157-165. Hestnes, E. & Bakkehøi, S., 2004: Slushflow hazard prediction and warning, in Annals of Glaciology 38: s. 45 – 51. Hestnes, E., & Sandersen, F., 1987: Slushflow activity in the Rana district, North Norway. Avalanche Formation, Movement and Effects (Proceedings of the Davos Symposium, September 1986). IAHS Publ. no. 162: s. 317-330. Hestnes, E. & Sandersen, F., 1998: Slushflow hazard control. A review of mitigative measures. NGI Publication 203: s. 140 – 147. Hestnes, E., & Sandersen, F., 2000: The main principles of slushflow hazard mitigation. International Symposium, Interpraevent 2000 – Vilach/Östereich, Tagungspublikation, svazek 2: s. 267-280. Hestnes E., 1998: Slushflow hazard – where, why and when? 25 years of experience with slushflow consulting and research. Annals of Glaciology 26: s. 370 – 376. Houdek, I., & Vrba, M., 1956: Zimní nebezpečí v horách. Státní tělovýchovné nakladatelství, Praha. Hrádek, F., Kuřík P. 2004: Hydrologie. Česká zemědělská univerzita v Praze, Praha, s. 280, ISBN 80-213-0950-4. Jaedicke, C., Kern M. A., Gauer P., Baillifard M. A., Platzer K. (2007): Chute experiment on slushflow dynamics. Online: htts://www.sciencedirect.com/science?_ob=ArticleURL&_udi=B6V86-4NCJCHM1&_user=10&_rdoc=1&_fmt=&_orig=search&_sort=d&_docanchor=&view=c&_acct=C00 0050221&_version=1&_urlVersion=0&_userid=10&md5=8e39e7446d1bf4ec146f3c45dccb 504f. cit. 1.7.2009. Jeník, J., 1961: Alpinská vegetace Krkonoš, Hrubého Jeseníku a Králického Sněžníku – teorie anemo-orografických systémů. Praha: s. 412. Jeník 1997: Anemo orographic systems in the Hercynian Mts and their effects on biodiversity. - Acta Universitatis Wratislaviensis, No. 1950. Prace Institutu Geograficnego, Seria C. Meteorologia i Klimatologia 4: s. 9-11. Kaempfer, T. U., Schneebeli, M., &. Sokratov, S. A., 2005: A microstructural approach to model heat transfer in snow. Geophysial research letters, VOL. 32, L21503, doi:10.1029/2005GL023873: s. 1-5. Kettelmann, R., 1987: Water release from a forested snowpack during rainfall. Forest Hydrology and Watershed Management, Vancouver Symposium, Pub1.no.167: s. 265-272. Klose, Z., 2008: Kvantitativní vývoj sněhové pokrývky na experimentálním povodí Modrava 2. Diplomová práce, „nepublikováno“, „dep.: SIC ČZU v Praze: s. 58. Kociánová, M., & Bercik, P., 2000: Břečkotok v Krkonoších (Slushflow in the Krkonoše Mts.- in Czech). Krkonoše 5: s. 6-7. Kociánová, M., Špatenková, M., Tondrová, A., Dvořák, I. J., & Pilous, V., 2004: Základové a smíšené laviny ve vztahu k přemisťování svhovin a dynamice vegetace. – Opera Corcontica 41: s. 86-91. 94 Seznam použité literatury Kociánová, M., Štursová H., Váňa J. & Jankovská V. 2005: Kryogenní kopečky – pounus – ve Skandinávii a Krkonoších. Opera corcontica 42: s. 31-54. Kocianová, M.; Spusta, V.; Tondrova, A.; Lhota, T., 2007: Slushflow, slushswamp and ground avalanches triggered partly by spring water - Krkonose Mountains, Czech republic. Kociánová, M. & Šturmová, H., 2008: Phenomena connected with thawing of snow cover in tundra zone in the Krkonoše Mts., In Opera Corcontica 45: s. 13–34. Kutílek, M., Kuráž, V., & Císlerová, M., 2004: Hydropedologie 10. České vysoké učení v Praze. Vydavatelství ČVUT: s. 176. Larocque, S. J., Hétu, B. & Filion, L., 2001: Geomorphic and dendroecological impacts of slushflows in central Gaspé Peninsula (Québec, Canada). Geogr. Ann., 83 A (4): s. 191–201. Martinec, J., 1957: Measurement of the snow water kontent with the use of radiokobalt. IASH, General Assembly of Toronto, Vol. IV: s. 88-96. Martinec, J., 1960: The degree-day factor for snowmelt-runoff forecasting. IASH, General Assembly of Helsinky, Commission of surface waters: s. 468-477. McClung, D. & Schaerer, P., 2006: The avalanche handbook 3rd ed., The Mountaineers books: s. 342. Mejstřík, V., & Straka, K., 1964: Pančické rašeliniště v Krkonoších. Opera Corcontica 1: p. 35-53. Metelka, L., Mrkvica, Z., & Halásová, O., 2007: Podnebí. In Flousek, J., Hartmanová, O., Šturma, J., Potocki, J. (eds): Krkonoše – příroda, historie, vývoj. Baset: s. 147-154. Migón, P., & Pilous, V., 2007: Geomorfologie. In Flousek, J., Hartmanová, O., Šturma, J., Potocki, J. (eds): Krkonoše – příroda, historie, vývoj. Baset: s. 103-124. Miller, D. A., Adams, E. E. & Brown, R. L., 2003: A microstructural approach to predict dry snow metamorphism in generalized thermal conditions. Cold Regions Science and Technology 37: p. 213-216. Nobles, L. H., 1966: Slush avalanches in northern Greenland and the classification of rapid mass movement. International Assocciation Science Hydrology, publ. 69: s. 267-272. Nyberg, R., 1989: Observations of Slushflows and Their Geomorphological Effects in the Swedish Mountain Area. Geografiska Annaler. Series A, Physical Geography, Vol. 71, No. 3/4 (1989): s. 185-198. Nyberg, R. & Rapp, A., 1998: Extreme Erosional Events and Natural Hazards in Scandinavian Mountains, In Ambio 27, Research for Mountain Area Development: Europe: s. 292-299. Onesti, J. O., 1987: Slushflow release mechanism: A first approximation. Avalanche Formation, Movement and Effects (Proceedings of the Davos Symposium, September 1986). IAHS Publ. no. 162: s. 331-336. Perov, V. F., 1998: Slushflows: Basic properties and spreadings., NGI Publication 203: s. 203 – 209. Pilous, V., 1973: Strukturní mury v Krkonoších – I. Část. Opera Corcontica 10: s. 15-69. Pilous, V., 2007: Geografické vymezení. In Flousek, J., Hartmanová, O., Šturma, J., Potocki, J. (eds): Krkonoše – příroda, historie, vývoj. Baset: s. 13-18. Plamínek, J., 2007: Geologie. In Flousek, J., Hartmanová, O., Šturma, J., Potocki, J. (eds): Krkonoše – příroda, historie, vývoj. Baset: s. 83-102. 95 Seznam použité literatury Podrázský, V., Vacek, S., Mikeska, M., Boček, M., Hejtman, M., 2007: Půdy. In Flousek, J., Hartmanová, O., Šturma, J., Potocki, J. (eds): Krkonoše – příroda, historie, vývoj. Baset: s. 135-146. Rapp, A., 1960: Recent developement of mountain slopes in Kärkevagge and surroundings, northern Scandinavia. In Geografiska Annaler 45: s. 73 – 200. Sapunov, V. & Sapunova, G., 1998: Geomorphologic and Geobotanical Features of Slushflows (Khibiny mountains instance). NGI Publication 203: s. 221 – 223. Satyawali, P. K., 1998: Temperature gradient metamorphism and its relation with the avalanche release. NGI Publication 203: s. 224 – 228. Sekyra, J., 1964: Kvartérně geologické a geomorfologické problémy Krkonošského krystalinika. Opera Corcontica 1: s. 7–24. Scherer, D., Groebke, L. & Parlow, E., 2000: Photogrammetric Analysis of a Slush Torrent in the Karkevagge, Northern Sweden. Nordic Hydrology, 31 (4/5), s: 385-398. Smart, C. C., Owens, I. F., Lawson, W & Morfia, A. L., 2000: Exceptional ablation arising from rainfall-induced slush¯ ows: Brewster Glacier, New Zealand. Hydrol. Process. 14: s. 1045-1052. Sobíšek, B., Krška, K. & Munzar, J., 1993: Meteorologický slovník výkladový a terminologický. Academia. Ministerstvo životního prostředí ČR, Praha: s. 594. ISBN 80-85368-45-5. Spusta, V., Spusta V. jun. & Kocianová M., 2003: Avalanche Cadastre and winter condition in summit area of the Giant Mts. (Czech part) during 1998/1999-2002/2003. Opera Concortica 40: s. 5-86. Spusta, V. & Kociánová, M., 1998: Lavinový katastr české části Krkonoš v období 1961/62–1998/99. Opera Corcontica 35: s. 3–205. Spusta, V., Brzeziński A., & Kociánová 2007: Laviny. In Flousek, J., Hartmanová, O., Šturma, J., Potocki, J. (eds): Krkonoše – příroda, historie, vývoj. Baset: s. 169-177. Tesař, M. & Pilous, V., 2007: Vodopis. In Flousek, J., Hartmanová, O., Šturma, J., Potocki, J. (eds): Krkonoše – příroda, historie, vývoj. Baset: s. 29-87. Tolasz, R., 2007: Atlas podnebí Česka [kartografický dokument]. 1. vyd. Praha : Český hydrometeorologický ústav ; Olomouc : Univerzita Palackého v Olomouci: s. 255. ISBN 9788086690261 (ČCHMU). Tómasson, G. G. & Hestnes, E., 2000: Slushflow Hazard and Mitigation in Vesturbyggd, Northwest Iceland. Nordic Hydrology, 31 (4/5): s. 399-410. Washburn, A. L., 1980: Geocryology a survey of periglacial processes and environ- ments. Wiley: s. 406. 96 Seznam použité literatury 12. SEZNAM OBRÁZKŮ Obr. 3.1 – Porovnání velikosti sněhových zrn u staršího vyzrálého (a) a nového sněhu (b)..................................................................................................................... 12 Obr. 4.1 – Mechanismus vzniku břečkotoku ............................................................. 27 Obr. 4.2 – míra kontinentality znázorněná Gorczynského indexem, tmavé barvy značí větší míru kontinentality................................................................................... 33 Obr. 4.3- klasifikace přírodních toků, upraveno ........................................................ 37 Obr. 4.4 – Místa výskytu rozbředlého sněhu (sněhové břečky) a jeho stékání na JV svazích Stříbrného hřbetu a na prameništi stříbrné bystřiny, 28.4.2002.................... 42 Obr. 4.5 – Detail roztékání sněhové břečky, 28.4.2002............................................. 43 Obr. 5.1 – pedologická mapa Krkonoš....................................................................... 48 Obr.5.2 - Průměrné teploty vzduchu ze stanic Vrbatova a Labská bouda ................. 51 Obr.5.3- Průměrné denní úhrny srážek ze stanic Vrbatova a Labská bouda ............. 51 Obr. 5.4 – Plošné rozložení průměrných denních teplot vzduchu ............................. 52 Obr.5.5 - Převládající směr větru ze stanic Vrbatova a Labská bouda ...................... 53 Obr.5.6 - Průměrná rychlost větru ze stanic Vrbatova a Labská bouda..................... 53 Obr. 6.1 – Lokalita Herlíkovice ................................................................................. 55 Obr. 5.8– Lokalita Hájenka........................................................................................ 56 Obr. 5.9 – Lokalita Stříbrný hřbet.............................................................................. 57 Obr. 7.1 – Odebrání vzorku sněhu kovovým válečkem a jeho následné vážení........ 59 Obr. 7.2 – Měření vlhkosti pomocí metody TDR ...................................................... 59 Obr. 7.3 – zadešťovací simulátor - nákres x realita ................................................... 61 Obr. 7.4 – Měření sklonitosti svahu pomocí vodováhy ............................................. 62 Obr. 7.5 – Postupně: obnažený půdní profil, odběr vzorku Kopeckého válečkem, odběr vzorku půdní sondou........................................................................................ 62 Obr. 8.1 – Vývoj hustoty a stratifikace sněhové pokrývky v horní části Stříbrného hřbetu v roce 2008...................................................................................................... 67 Obr. 8.2 - Vývoj hustoty a stratifikace sněhové pokrývky ve střední části Stříbrného hřbetu v roce 2008...................................................................................................... 68 Obr. 8.3 - Vývoj hustoty a stratifikace sněhové pokrývky v dolní části Stříbrného hřbetu v roce 2008...................................................................................................... 68 Obr. 8.4 - Vývoj hustoty a stratifikace sněhové pokrývky na Úpském rašeliništi v roce 2008................................................................................................................. 69 Obr. 8.5 - Rozložení vlhkosti a hustoty sněhové pokrývky v horní části Stříbrného hřbetu v roce 2009...................................................................................................... 70 Obr. 8.6 – Rozložení vlhkosti a hustoty sněhové pokrývky v dolní části Stříbrného hřbetu v roce 2009...................................................................................................... 71 Obr. 8.7 – Rozložení hustoty a vlhkosti sněhové pokrývky na Úpském rašeliništi v roce 2009................................................................................................................. 72 Obr. 8.8 – Výsledky průtoků ze srážkového simulátoru. Křivka představuje proložení polynomem 3. stupně ve fázi sycení sněhového vzorku a následné ustálení průtoků. .................................................................................................................................... 73 Obr. 8.9 – Výtok ze sněhu po uzavření přívodu vody. Řada je proložena polynomem 2. stupně. .................................................................................................................... 74 Obr. 8.10 – Kalibrace výtoku z nádrže – průměrný výtok je 0,15 l/s. ....................... 74 Obr. 8.11 – Meteorologická situace ve Vrchlabí 2000 .............................................. 77 Obr. 8.12 - Meteorologická situace ve Vrchlabí 2000 v období břečkotoku............. 78 Obr. 8.13 - Meteorologická situace na Luční 2000 v období břečkotoku ve Vrchlabí .................................................................................................................................... 78 97 Seznam použité literatury Obr. 8.14 – Povětrnostní podmínky ve Špindlerově Mlýně v roce 2000................... 79 Obr. – 8.15 - Meteorologická situace ve Vrchlabí v roce 2008 ................................. 80 Obr. – 8.16 - Meteorologická situace na Luční boudě v roce 2008 v období břečky 80 Obr. 8.17 - Povětrnostní podmínky ve Vrchlabí v roce 2008 ................................... 81 Obr. 8.18 – Povětrnostní podmínky ve Špindlerově Mlýně v roce 2008................... 81 Obr. 8.19 - Meteorologická situace ve Vrchlabí v roce 2009 .................................... 81 Obr. 8.20 - Meteorologická situace Luční boudě v roce 2009 v období břečky....... 82 Obr. 8.21 - Povětrnostní podmínky ve Vrchlabí v roce 2009 v období břečkotoku . 82 Obr. 8.22 - Povětrnostní podmínky ve Špindlerově Mlýně v roce 2009 v období břečky......................................................................................................................... 83 Obr. 8.23 – Potenciálně rizikové lokality vzniku břečkotoků v Krkonoších. ............ 84 Obr. 8.24 – Potenciálně rizikové lokality vzniku břečkotoků v Krkonoších. ............ 84 Obr. 8.25 – Potenciálně rizikové lokality vzniku břečkotoků v Krkonoších. ............ 85 Obr. 8.26 – Potenciálně rizikové lokality vzniku břečkotoků v Krkonoších. ............ 85 13. SEZNAM TABULEK Tab 3.1 – Hustoty různých typů sněhů......................................................................... 9 Tab. 3.2 - ISCI klasifikace tvrdosti sněhu.................................................................. 11 Tab. 3.3 – Klasifikace velikosti sněhových zrn ......................................................... 12 Tab. 3.4 – Klasifikační systém obsahu vody ve sněhu .............................................. 19 Tab. 4.1 – orientační hodnoty Df................................................................................ 41 Tab. 8.1 – Výsledky z pokusu na srážkovém simulátoru........................................... 75 Tab. 8.2 – Stanovení nasycené hydraulické vodivosti - Ks ........................................ 76 98 Přílohy PŘÍLOHY -2- Přílohy Obr. P.1 – Zastoupení výsledných rizikových ploch vůči celkové ploše KRNAP ..- 3 Obr. P.2 – Relativní zastoupení jednotlivých výsledných ploch vůči celkové ploše těchto ploch ..............................................................................................................- 4 Obr. P.3 – Celkový přehled výskytu břečkotoků a břečkových polí v Krkonoších.- 5 Obr. P.10 - Detail na zásobní nádrž (a) a průtokoměrnou nádobu (b) srážkového simulátoru...............................................................................................................- 12 Obr. P.11 - Detail na zadešťovaný sněhový vzorek během srážkové simulace.....- 13 Obr. P.12 - Detail na nasycenou spodní část sněhového vzorku během srážkové simulace..................................................................................................................- 13 Obr. P.13 - Detail na nasycený sněhový vzorek při simulace nepropustných podmínek a měření jeho vlhkosti. ..........................................................................- 14 Obr. P.14 - Detail na nasycený sněhový vzorek při simulace nepropustných podmínek několik sekund po odstranění odběrného válce. ...................................- 14 Obr. P.15 – Odebraná břečka do nádoby o známém objemu připravená na vážení.- 15 Obr. P.16 – Břečkotok v Horních Němčicích – Šumava 22.2.2009 . ....................- 16 Obr. P.17 – Břečkotok v okolí Hertvíkovic –7.3.2009 . ........................................- 16 Obr. P.18 – Pohled na Stříbrný hřbet (zcela vzadu)z Kozích hřbetů . ...................- 17 Obr. P.19 – Klasifikace sněhu. Pomůcka používaná pro volný pohyb v terénu na určování lavinového rizika (zdroj: www.alpy4000.cz)..........................................- 18 Obr. P.20 – Klasifikace sněhu. Pomůcka používaná pro volný pohyb v terénu na určování lavinového rizika (zdroj: www.alpy4000.cz)..........................................- 19 Obr. P.21 – Ukázka odběru půdních horizontů vpichovou sondou na lokalitě Hájenka – vše kambizem districká. ......................................................................................- 20 Obr. P.24 – Srážkové a sněhové poměry v Krkonoších.........................................- 23 Obr. P.25 – Měření sněhového profilu (a) a vážení vzorku pomocí Hancvenclovy sněhoměrné soupravy (b). ......................................................................................- 24 - -2- Přílohy Obr. P.1 – Zastoupení výsledných rizikových ploch vůči celkové ploše KRNAP Relativní zastoupení jednotlivých ploch vůči celkové ploše KRNAP 4,00% 3,50% 3,00% 2,50% 2,00% 1,50% 1,00% 0,50% 0,00% 1a 1b 1c 1d 2a 2b 2c 2d 3a 3b 3c 3d Tab. P.1 – Základní statistické ukazatele výsledných rizikových ploch. Jednotlivé plochy se navzájem překrývají, proto není vhodné počítat celkovou plochu. Varianta jednotka 1a 1b 1c 1d 2a 2b 2c 2d 3a 3b 3c 3d celkem KRNAP Počet 481 445 682 403 1107 477 1692 2118 2349 1602 1692 685 13733,0 Minimum: Maximum: ha ha 0,001 9,92 0,001 10,00 0,001 10,00 0,001 8,73 0,001 9,65 0,001 9,94 0,001 10,00 0,001 9,96 0,001 9,99 0,001 10,00 0,001 9,95 0,001 8,99 Plocha ha 707,46 1418,46 1454,15 396,66 1059,34 695,82 1833,81 1575,32 1219,62 1344,04 1585,01 421,09 13710,76 54969,23 Průměr ha 1,47 3,19 2,13 0,98 0,96 1,46 1,08 0,74 0,52 0,84 0,94 0,61 Sd ha 2,18 3,37 2,70 1,58 1,65 2,47 1,98 1,44 1,27 1,85 1,80 1,21 % z KRNAP 1,29% 2,58% 2,65% 0,72% 1,93% 1,27% 3,34% 2,87% 2,22% 2,45% 2,88% 0,77% -3- Přílohy Obr. P.2 – Relativní zastoupení jednotlivých výsledných ploch vůči celkové ploše těchto ploch Relativní velikost rizikových ploch 3% 5% 12% 10% 10% 1a 1b 1c 1d 2a 2b 2c 2d 3a 3b 3c 3d 11% 3% 9% 8% 11% 5% 13% -4- Přílohy Obr. P.3 – Celkový přehled výskytu břečkotoků a břečkových polí v Krkonoších -5- Přílohy Obr. P.4 – Porovnání historického výskytu půdních sesuvů a potenciálního výskytu břečkotoků z varianty 1 v okolí Hertvíkovic. -6- Přílohy Obr. P.5 – Porovnání historického výskytu půdních sesuvů a potenciálního výskytu břečkotoků z varianty 2 v okolí Hertvíkovic. -7- Přílohy Obr. P.6 – Porovnání historického výskytu půdních sesuvů a potenciálního výskytu břečkotoků z varianty 3 v okolí Hertvíkovic. -8- Přílohy Obr. P.7 – Způsob měření břečky. Na obrázku vpravo je vidět okamžitý výtok gravitační vody z břečky -9- Přílohy Obr. P.8 – Porovnání profilu s vytvořenou břečkovou (vodní) vrstvou a normální sněhovou pokrývkou, kde je slabá břečková vrstva vytvořena pouze na bázi pokrývky. - 10 - Přílohy Obr. P.9 – Celkový pohled na břečkové pole ve střední a dolní části Stříbrného hřbetu - 11 - Přílohy Obr. P.10 - Detail na zásobní nádrž (a) a průtokoměrnou nádobu (b) srážkového simulátoru. - 12 - Přílohy Obr. P.11 - Detail na zadešťovaný sněhový vzorek během srážkové simulace. Obr. P.12 - Detail na nasycenou spodní část sněhového vzorku během srážkové simulace. - 13 - Přílohy Obr. P.13 - Detail na nasycený sněhový vzorek při simulace nepropustných podmínek a měření jeho vlhkosti. Obr. P.14 - Detail na nasycený sněhový vzorek při simulace nepropustných podmínek několik sekund po odstranění odběrného válce. - 14 - Přílohy Obr. P.15 – Odebraná břečka do nádoby o známém objemu připravená na vážení. - 15 - Přílohy Obr. P.16 – Břečkotok v Horních Němčicích – Šumava 22.2.2009 . Obr. P.17 – Břečkotok v okolí Hertvíkovic –7.3.2009 . - 16 - Přílohy Obr. P.18 – Pohled na Stříbrný hřbet (zcela vzadu)z Kozích hřbetů . - 17 - Přílohy Obr. P.19 – Klasifikace sněhu. Pomůcka používaná pro volný pohyb v terénu na určování lavinového rizika (zdroj: www.alpy4000.cz) - 18 - Přílohy Obr. P.20 – Klasifikace sněhu. Pomůcka používaná pro volný pohyb v terénu na určování lavinového rizika (zdroj: www.alpy4000.cz) - 19 - Přílohy Obr. P.21 – Ukázka odběru půdních horizontů vpichovou sondou na lokalitě Hájenka – vše kambizem districká. - 20 - Přílohy Obr. P.22 – Ukázka odběru půdních horizontů vpichovou sondou na lokalitě Herlíkovice – 2,3 kambizem glejová, 4 - kambizem districká. - 21 - Přílohy Obr. P.23 – Ukázka odběru půdních horizontů vpichovou sondou na lokalitě Stříbrný hřbet – vše podzol modální. - 22 - Přílohy Obr. P.24 – Srážkové a sněhové poměry v Krkonoších - 23 - Přílohy Obr. P.25 – Měření sněhového profilu (a) a vážení vzorku pomocí Hancvenclovy sněhoměrné soupravy (b). - 24 - Přílohy - 18 -