Vsmolkova_autoreferat

Ostravská univerzita v Ostravě
Přírodovědecká fakulta
Katedra fyzické geografie a geoekologie
SVAHOVÉ DEFORMACE A JEJICH VLIV
NA VÝVOJ ÚDOLNÍCH DEN
(NA PŘÍKLADU ČESKÉ ČÁSTI KARPAT)
Autoreferát disertační práce
Autor práce:
Mgr. Veronika Smolková
Vedoucí práce: Doc. RNDr. Tomáš Pánek, Ph.D.
Obor: Environmentální geografie
Ostrava
2011
ABSTRACT
Slope deformations play crucial role in the mountain ranges development, not only as significant
denudation agents, but also through their coupling with the river network. In the Outer Western
Carpathians, geologically anisotropic conditions predispose a frequent evolution of the slope
deformations of different types and sizes. So far, the impact of slope deformations on the valley
floor development was not studied here in complex way. The question is, if the influence of
landslides on the valley floors in the mid-mountain, seismically almost inactive Outer Western
Carpathians is as important, as in the highest tectonically active world orogenes, where the
contemporary research of the landslide-river channel coupling is concentrated. Using
multidisciplinary approach, analysis of geomorphic and palaeoenvironmental aspects was
performed on 39 locations of the most conspicuous type of landslide impact in the study area –
landslide dams. A regional typology of landslide dams was created and several morphometric
relationships between slope deformation and landslide dam geometry were found. Substantial
influence of the landslide dams on the morphometry of river longitudinal profiles was discovered.
Radiocarbon dating of the studied landslide dams shows, that geomorphological regime of affected
stream segments was influenced on the order of at least 102-104 years. Database of landslide
geochronology, supplemented by landslides causing valley damming, shows that individual events
originated throughout the whole Holocene, with a higher concentration of landslides in more humid
climatic phases (BO2/AT1, AT2, SB1-2,
2-3,
SA2,
2-3).
Analyses of sedimentary sequences in the
dammed reservoirs allowed reconstructions of local character and dynamics of upper Holocene
processes and their palaeoenvironmental conditions. This results, together with lower values of the
mean Holocene denudation rates in the dammed catchments (0.09-23.51 mm.ky-1) and linear
sedimentation rates in the dammed reservoirs (0.1-11.8 mm.y-1) suggest loss of unknown volume of
the backfill material by erosion through periods of fluvial activity as a consequence of repeated dam
breaching. Landslide dams in the Outer Western Carpathians can be thus considered as very
dynamic forms, significantly influencing evolution of affected streams.
Keywords: Slope deformation, Valley bottom, Landslide dam, Holocene sedimentary record, Outer
Western Carpathians
OBSAH
1
ÚVOD A CÍLE PRÁCE............................................................................................................. 4
2
SHRNUTÍ SOUČASNÉHO STAVU ŘEŠENÉ PROBLEMATIKY ..................................... 5
3
STRUČNÁ CHARAKTERISTIKA ZÁJMOVÉHO ÚZEMÍ ................................................ 7
4
METODY .................................................................................................................................... 9
5
HLAVNÍ DOSAŢENÉ VÝSLEDKY A DISKUSE ................................................................. 9
5.1
Příčiny a chronologie vzniku sesuvných hrází ve Vnějších Západních Karpatech ............. 10
5.2
Charakteristiky sesuvných hrází a souvisejících forem a jejich dopad na vývoj údolí ....... 12
5.3
Stabilita sesuvných hrází ..................................................................................................... 15
5.4
Sedimentární záznamy sesuvem hrazených retenčních prostor a jejich význam pro
rekonstrukci vývoje krajiny v holocénu ......................................................................................... 17
6
ZÁVĚR ...................................................................................................................................... 20
7
SEZNAM POUŢITÉ LITERATURY .................................................................................... 22
8
PŘEHLED PUBLIKAČNÍ ČINNOSTI AUTORKY ............................................................ 28
1 ÚVOD A CÍLE PRÁCE
V současnosti se řada autorŧ ve světě zabývá konceptem aktivní úlohy svahových deformací ve
vývoji horských regionŧ jako významných denudačních činitelŧ, často interagujících s fluviálním
systémem (HEWITT ET AL. 2008, KORUP ET AL. 2010a, b). Komplexnější studie zabývající se vlivem
svahových deformací na fluviální systém pocházejí zejména z tektonicky aktivních velehorských
oblastí a/nebo se týkají sesuvŧ velkého měřítka vzniklých v historických obdobích a dobře
dokumentovatelných (např. SHIMAZU – OGUCHI 1996, KORUP 2005a, HEWITT 2006, KORUP ET AL.
2006, SCHUERCH ET AL. 2006). Geologicky anizotropní prostředí flyšových Vnějších Západních
Karpat (VZK) vytváří podmínky vhodné ke vzniku svahových deformací rŧzných typŧ i velikostí
(KREJČÍ ET AL. 2002, BAROŇ ET AL. 2004, MARGIELEWSKI 2006a, HRADECKÝ ET AL., 2007, KLIMEŠ
ET AL. 2009, PÁNEK ET AL. 2009a, b, 2010a, 2011b). V rámci České republiky patří karpatský region
k územím s nejvyšší hustotou svahových deformací (HRADECKÝ ET AL. 2007). Kromě několika
případových studií (zaměřených na svahové deformace, např. RYBÁŘ – STEMBERK 2000, HRADECKÝ
– PÁNEK 2003, KIRCHNER ET AL. 2003, BAROŇ 2004, PÁNEK ET AL. 2006) se výzkumu interakce
svahových deformací a údolních den ve VZK prozatím nikdo podrobněji nevěnoval. Je tedy
otázkou, zda i svahové deformace menšího měřítka mohou mít významný vliv na geomorfologický
reţim vodních tokŧ v méně topograficky exponované a seizmicky mnohem méně aktivní oblasti,
jako jsou Vnější Západní Karpaty.
Z celého spektra moţných dopadŧ svahových deformací na údolní dna jsou nejvýraznější, a také
nejvýznamnější z hlediska moţností studia vývoje krajiny, případy úplného zahrazení údolí, kdy
vzniklý retenční prostor nad zahrazením funguje jako past pro klastické sedimenty rŧzného typu a
geneze, a to aţ do protrţení hráze a zpětného zařezání toku do těchto sedimentŧ. Zachovaná
akumulace pak je cenným přírodním archivem a lze ji vyuţít k rekonstrukci paleogeografických
podmínek vývoje studované oblasti a k datování vzniku či reaktivace příčinné svahové deformace
(TRAUTH ET AL. 2003, BORGATTI ET AL. 2007). V oblasti Vnějších Západních Karpat byla
v posledním desetiletí nalezena celá řada menších, v současnosti jiţ nefungujících ale dobře
identifikovatelných zahrazení vodního toku sesuvem, které mohou přinést nové poznatky o
předpokládaném dynamickém kvartérním vývoji regionu a které po delší dobu unikaly pozornosti
geomorfologŧ. Dokumentováno bylo také několik lokalit recentních sesuvných hrází a sesuvy
hrazených jezer, jeţ poskytují moţnosti studia procesŧ probíhajících při vývoji tohoto specifického
typu interakce svahových deformací a vodních tokŧ. Předkládaná práce popisuje a analyzuje
projevy trvalého či dočasného zablokování říčních údolí svahovými deformacemi v české a
příhraniční slovenské části Vnějších Západních Karpat.
Hlavním cílem disertační práce je komplexní zhodnocení dopadu sesuvných hrází na vývoj
údolních den Vnějších Západních Karpat, a to pomocí aplikace multidisciplinárního metodického
aparátu a sledu následujících dílčích krokŧ:
1) Identifikace základních typŧ ovlivnění údolních den svahovými deformacemi v české části
Vnějších Západních Karpat a vytvoření databáze klíčových lokalit – sesuvných hrází;
2) Vyhodnocení databáze sesuvných hrází ve VZK z hlediska jejich typologie, příčin vzniku,
sloţení materiálu, specifické geomorfometrie a stability;
3) Přispění ke chronologii vzniku svahových deformací ve VZK pomocí datování vzniku či
reaktivace sesuvných hrází;
4
4) Stanovení míry ovlivnění říčního systému analýzou podélných profilŧ za účelem zjištění,
zda i v méně tektonicky a seizmicky aktivních podmínkách (ve srovnání s vysokohorskými
pásmy v jiných částech světa) mají svahové deformace významný vliv na geomorfologický
reţim vodních tokŧ;
5) Rekonstrukce paleogeografických podmínek vývoje krajiny pomocí analýzy sedimentŧ
sesuvy hrazených retenčních prostor na vybraných lokalitách;
6) Kvantifikace sedimentární bilance v povodích nad zahrazením pro datováním podchycené
období holocénu;
7) Zhodnocení moţností vyuţití sesuvy hrazených retenčních prostor jako přírodních archivŧ
informací o vývoji krajiny v období kvartéru;
Část výsledkŧ publikovaných v disertační práci byla získána na základě finanční podpory
projektŧ GAAV ČR KJB301870501, GAČR GP205/06/P185, IP PřF OU FPP1075 a GAČR
GAP209/10/0309.
2 SHRNUTÍ SOUČASNÉHO STAVU ŘEŠENÉ PROBLEMATIKY
Přes velký význam, zejména v otázce jak reagují geomorfologické systémy na environmentální
změny, se výzkum po dlouhou dobu zabýval studiem procesŧ v subsystémech svahu a údolního dna
odděleně, procesy a formy na jejich rozhraní byly spíše opomíjeny (KORUP 2002). Ve větší míře byl
řešen pouze vliv fluviální eroze na stabilitu svahŧ. Problematika procesŧ a vazeb na rozhraní svahu
a koryta zaznamenala větší zájem geovědcŧ aţ poslední dobou. Relativně dobře je rozpracována
problematika vzniku a zániku sesuvných hrází, zejména kvŧli přírodní hrozbě, kterou představují
pro lidskou společnost. Vyčerpávající souhrn poznatkŧ týkajících se geomorfologických a
hydrologických aspektŧ vzniku, zániku a významu sesuvných hrází včetně rozsáhlého seznamu
literatury (celosvětové i se zaměřením na Nový Zéland) podal KORUP (2002).
Celosvětový výzkum dokládá, ţe sesuvné hráze (přírodní, trvalé nebo dočasné blokace vodního
toku, zpŧsobené gravitačním sesouváním materiálu ze svahŧ) jsou z hlediska své geneze,
charakteristik i délky trvání velmi diverzifikované (COSTA – SCHUSTER 1988). Prostorové
rozmístění sesuvných hrází predisponují podle SCHUSTERA ET AL. (1998) 4 skupiny faktorŧ: i)
seizmicita, ii) výškový gradient a topografie, iii) litologie a podmínky zvětrávání a iv)
hydrogeologické podmínky.
Nejčastějším typem svahových deformací zpŧsobujících zahrazení údolí jsou rotační a translační
sesuvy, skalní laviny a proudové (sensu HUNGR ET AL. 2001) sesuvy (COSTA – SCHUSTER 1988,
ERMINI – CASAGLI 2003, PENG – ZHANG in press). Jako nejčastější spouštěcí faktor sesuvŧ
zpŧsobujících zahrazení byly identifikovány extrémní sráţkové úhrny (i v kombinaci s táním sněhu)
a zemětřesení (COSTA – SCHUSTER 1988). K dalším mechanizmŧm patří vulkanické erupce, boční
eroze vodního toku, nebo v některých případech antropogenní aktivita. Sráţky a zemětřesení však
iniciovaly 80 % případŧ známých zahrazení (ERMINI – CASAGLI 2003).
Sesuvné hráze jako součást akumulace svahové deformace jsou budovány převáţně
nekonsolidovaným heterogenním materiálem, s klasty od velikosti blokŧ aţ po jílovitou frakci.
Vzhledem k diverzitě podmínek vzniku sesuvných hrází se mŧţe výrazně lišit i stavba a sloţení
materiálu hrází. Největší vliv na stavbu a zrnitostní sloţení hráze mají místní geologické podmínky
a kinematika pohybu svahové deformace pŧsobící zahrazení (CASAGLI ET AL. 2003). Zrnitostní
5
sloţení sesuvných hrází úzce souvisí s jejich stabilitou. Sesuvné hráze budované převáţně velkými
bloky anebo soudrţnými jíly jsou obecně stabilnější neţ hráze tvořené k erozi a prŧsaku náchylným
materiálem (COSTA – SCHUSTER 1988). Zvláště podíl velkých blokŧ je dŧleţitý, protoţe zvyšují
objemovou hmotnost hráze a v případě přelití efektivně zabraňují erozi dna odtokového kanálu
(WANG ET AL. in press).
Se vznikem sesuvné hráze souvisí řada doprovodných jevŧ, mnohdy představujících významné
geomorfologické riziko pro lidskou společnost. Dopad sesuvné hráze se projevuje jednak místně
pohřbením úseku koryta, a také do určitých vzdáleností proti i po proudu toku (KORUP 2005b, obr.
1, 2).
Okamţitou reakcí vodního toku na zablokování je akumulace vody a sedimentŧ v retenčním
prostoru nad zahrazením a postupující zátopa proti proudu vodního toku.
Obr. 1: Model posloupnosti geomorfologických procesů a hazardů souvisejících se vznikem a zánikem sesuvných hrází
(převzato z KORUP, 2005b).
Obr. 2: Schéma dopadů sesuvných hrází na fluviální procesy a formy v časovém měřítku 100-104 let: a) pohled na
podélný profil; b) pohled na příčný profil směrem po proudu (převzato z KORUP ET AL. 2010a).
6
Heterogenní nezpevněný materiál je často příčinou kolapsu hráze a rychlého, někdy katastrofického
(záleţí na objemu vody) vyprázdnění sesuvem hrazeného jezera. Tyto katastrofické povodně
představují enormní ohroţení pro lidská sídla v úsecích pod zahrazením (SCHNEIDER 2008, XU ET
AL. 2009). Se zvyšujícím se antropogenním tlakem na horské oblasti lze očekávat nárŧst míry
přírodních rizik souvisejících se vznikem a zejména zánikem sesuvných hrází. Stabilita sesuvných
hrází je tedy z pohledu lidské společnosti jejich kritickou vlastností. Ţivotnost sesuvných hrází
mŧţe dosahovat několika minut aţ tisícŧ let. Podle studie ERMINI – CASAGLI (2003) se 40 %
sesuvných hrází zhroutilo do 1 dne a 80 % do 1 roku po vzniku. Jen velmi malé procento hrází
vykazuje ţivotnost delší neţ 10 let. V současné době byla vytvořena řada globálních i regionálních
databází historických sesuvných hrází (Čína, Japonsko, Itálie, Nový Zéland, USA, Jiţní Amerika),
shromaţďujících informace o geomorfometrii, granulometrii, stabilitě a dalších vlastnostech
sesuvných hrází. Tvorba databází společně s pokrokem v kvantifikaci a modelování v GIS
umoţňuje rozvíjet metody predikce jejich vzniku a stability.
Stabilní sesuvné hráze pŧsobí jako past pro převáţnou část plavenin a splavenin přinášených
vodním tokem do zahrazeného rezervoáru. Rychlost zanášení sesuvem hrazených prostor mŧţe být
rŧzná, kontrolovaná stabilitou hráze. Je funkcí velikosti retenčního prostoru (úloţné kapacity) a
celkového mnoţství a rychlosti alochtonní sedimentární dotace z povodí nad zahrazením, resp.
produkce autochtonních biogenních sedimentŧ (EINSELE – HINDERER 1997). Retenční prostor
menších rozměrŧ mŧţe být vyplněn i v prŧběhu několika hodin aţ dní, to v případě dotace
materiálu rychlým katastrofickým procesem. V doposud publikovaných sedimentárních sekvencích
sesuvy hrazených jezer byly zjištěny doby sedimentace v řádu stovek (HACZEWSKI – KUKULAK
2004, PRATT-SITAULA ET AL. 2007, ZHANG ET AL. 2009, GARCÍA-GARCÍA ET AL. 2011), a ojediněle
tisícŧ let (GEERTSEMA – CLAGUE 2006, BORGATTI ET AL. 2007, PÁNEK ET AL. 2010b).
Klima je primárním faktorem určujícím typ mnoha sedimentárních facií, vznikajících
v sedimentačních pánvích. Tyto mohou být zpětně dobrými paleoklimatickými indikátory. Aplikací
vhodných sedimentologických analýz lze získat i další informace o paleoenvironmentálních
podmínkách vzniku sedimentŧ (READING – LEVELL 1996, ANDERSON ET AL. 2007, ZHANG ET AL.
2009). Je ovšem nutno korektně interpretovat sedimentární facie a rozpoznat a korektně
interpretovat znaky následné modifikace sedimentárního záznamu fyzikálními, chemickými či
biologickými procesy, jako je například kompakce sedimentŧ, přítomnost sedimentačních a
erozních hiátŧ nebo biologické promíchání.
3 STRUČNÁ CHARAKTERISTIKA ZÁJMOVÉHO ÚZEMÍ
Studované území se nachází v centrální části geomorfologické soustavy Vnějších Západních Karpat
(provincie Západní Karpaty). Zahrnuje SV polovinu české části Karpat, konkrétně geomorfologické
celky Podbeskydská pahorkatina, Jablunkovské mezihoří, Moravskoslezské Beskydy, Hostýnskovsetínská hornatina, Javorníky a Vizovická vrchovina. V prŧběhu prací pak bylo území rozšířeno o
slovenské příhraniční oblasti – lokality v geomorfologických celcích Bílých Karpat, Turzovské
vrchoviny a Kysuckých Beskyd.
Vnější Západní Karpaty se řadí mezi tzv. externidy alpsko-karpatského horského oblouku a jsou
tvořeny soustavou alochtonních flyšových příkrovŧ (akrečním klínem), nasunutých od JV na
severoevropskou platformu a část její předhlubně během paleogénu a spodního neogénu (PICHA ET
AL. 2006). Pro stavbu příkrovŧ jsou typická flyšová mezozoická a paleogenní souvrství v rŧzném
7
poměru se střídajících jílovcŧ, jílovcových břidlic, pískovcŧ, částečně slepencŧ, slínovcŧ a vápencŧ.
Studované lokality jsou rozmístěny v rámci Vnější skupiny příkrovŧ ve slezské a v předmagurské
jednotce a v rámci Magurské skupiny příkrovŧ ve všech jejích 3 jednotkách: račanské, bystrické i
bělokarpatské.
Dnešní georeliéf VZK je výsledkem vztahu pasivních a aktivních morfostruktur (PÁNEK 2003) a
jejich dlouhodobé interakce s klimaticky řízenými exogenními procesy (BUZEK ET AL. 1986,
ŢIŢKOVÁ – PÁNEK 2006, PÁNEK ET AL. 2010a). Lze říci, ţe zastoupení a vzájemný poměr
geomorfologicky rŧzně odolných hornin (hlavně pískovcŧ, slepencŧ a jílovcŧ) a prŧběh
tektonických linií ovlivňuje významným zpŧsobem prostorové uspořádání charakteristik reliéfu
studovaného území, jako je prŧběh a hustota údolní sítě, prŧběh hřbetŧ, hypsometrie a vertikální
členitost, sklony svahŧ apod.
V rámci kvartérního geomorfologického vývoje byla specifická periglaciální modelace území v
období pleistocénu (MUSIL 1993, BUBÍK ET AL. 2004, CZUDEK 2005). Fluviální systém reflektoval
cyklické změny klimatu – v chladných a sušších obdobích glaciálŧ byly vodní toky dostatečně
dotovány produkty mrazového zvětrávání a docházelo k akumulaci výrazných mocností fluviálních
a proluviálních sedimentŧ. Ve vlhčích a teplejších interglaciálech se vyvíjely říční terasy, druhotně
obohacené o hlinitou frakci zvětráváním in situ, vznikaly rovněţ náplavové kuţely a strţová síť
(CZUDEK 2005). Do období pleistocénu se klade pravděpodobný počátek rozvoje některých
dnešních hluboce zaloţených svahových deformací a pseudokrasových prostor. K rozvoji
svahových deformací přispěla zřejmě i degradace permafrostu na přelomu pleistocénu a holocénu
(PÁNEK ET AL. 2010b). Oteplením a zvlhčením klimatu v holocénu došlo k omezení periglaciálních
procesŧ pouze na nejvyšší partie pohoří. Na modelaci pohoří se převáţnou mírou začala podílet
vodní eroze na svazích a fluviální činnost v síti vodních tokŧ, a také sesouvání svahŧ (STARKEL
1997, CZUDEK 2005, PÁNEK ET AL. 2006). Vlivem příhodných podmínek a frekventovaných výkyvŧ
v teplotě a humiditě klimatu je dynamika procesŧ v období holocénu poměrně vysoká (ŢIŢKOVÁ –
PÁNEK 2006). S nástupem lidské společnosti souvisí antropogenní vliv na utváření krajiny (např.
odlesnění krajiny) a na charakter a dynamiku reliéfotvorných procesŧ. Markantně se antropogenní
tlak projevil zejména změnami geomorfologického reţimu vodních tokŧ (HRADECKÝ 2002).
Oblast flyšových Karpat patří v rámci České i Slovenské republiky k územím s nejvyšším výskytem
svahových deformací. Od pionýrských prací z 20. let minulého století bylo v české části Karpat do
dnešní doby identifikováno přibliţně 3700 fosilních i aktivních svahových deformací (KREJČÍ ET AL.
2002, PÁNEK ET AL. 2010a), zahrnujících rozsáhlé hluboce zaloţené gravitační rozpady horských
hřbetŧ, rotační a translační sesuvy, zemní proudy i skalní řícení. Lze zde najít i příklady
katastrofických svahových deformací jako jsou blokovobahenní proudy a skalní laviny (PÁNEK ET
AL. 2009a, b). Multidisciplinární výzkum v oblasti za poslední desetiletí (např. HRADECKÝ – PÁNEK
2000a, b, KLIMEŠ 2002, HRADECKÝ 2003, BAROŇ ET AL. 2004, HRADECKÝ – PÁNEK 2004,
MARGIELEWSKI 2006a, b, PÁNEK ET AL. 2006, ŢIŢKOVÁ – PÁNEK 2006, BAROŇ 2007, KLIMEŠ 2008,
DANIŠÍK ET AL. 2008, HRADECKÝ ET AL. 2010, PÁNEK ET AL. 2011b) přinesl rozšíření poznání a
posun v interpretaci geneze a zejména stáří řady svahových forem, které byly dříve spojovány se
vznikem zarovnaných povrchŧ třetihorního stáří nebo periglaciálními podmínkami v pleistocénu
(BUZEK ET AL. 1986). K hlavním predispozičním faktorŧm vzniku svahových deformací ve VZK
patří (MARGIELEWSKI 2006a, PÁNEK ET AL. 2006, 2010a): i) výrazně anizotropické prostředí
vertikálně se střídajících rigidních pískovcŧ a plastických jílovcových hornin, ii) hustá síť
tektonických prvkŧ – zlomŧ a puklin, iii) sklon svahŧ konformní se sklonem vrstev, iv) výrazné
8
klimatické výkyvy v období kvartéru, umoţňující mrazové a chemické zvětrávání podloţí podél
zlomŧ mnohdy i do značných hloubek. Typickým znakem je kombinace rŧzných predispozičních
faktorŧ. Recentně aktivní sesuvy jsou často vázány na přítomnost starších, hlubších sesuvných
území (KREJČÍ ET AL. 2002, PÁNEK ET AL. 2010a,. 2011a,. in press). Za hlavní spouštěcí faktor lze na
základě recentních pozorování povaţovat epizody extrémních sráţkových úhrnŧ a tání sněhu, jak
ukázaly události z července 1997 (KREJČÍ ET AL. 2002), března a dubna 2006 (BÍL – MÜLLER 2008,
KLIMEŠ ET AL. 2009) nebo května 2010 (PÁNEK ET AL. in press). Pro oblast jsou charakteristické
poměrně vysoké prŧměrné dlouhodobé sráţkové úhrny (700-1500 mm), zejména v návětrné SZ
části a v kulminačních oblastech. Distribuce sráţek je v prŧběhu roku nevyrovnaná, s maximálními
úhrny v letních měsících (WEISSMANNOVÁ ET AL. 2004).
4 METODY
Základní filozofií metodiky předkládané studie je multidisciplinární výzkum: skloubení terénního
prŧzkumu, laboratorních analýz a vyuţití moţností geografických informačních systémŧ (GIS) pro
dosaţení komplexních výsledkŧ. V práci byly pouţity následující metody:
i)
analýza podkladových map, terénní mapování a zaměřování rozměrŧ sesuvných hrází a
souvisejících forem s podporou technologie GPS,
ii)
odběr vzorkŧ sedimentŧ ze zahrazených rezervoárŧ z přírodních odkryvŧ, výkopŧ nebo
pomocí přenosné vrtné soustavy,
iii)
geofyzikální prŧzkum a batymetrie zahrazených rezervoárŧ,
iv)
granulometrická analýza materiálu sesuvných hrází a sedimentárních výplní retenčních
prostor, stanovení podílu organické hmoty ztrátou hmotnosti ţíháním,
v)
radiokarbonové datování (externí laboratoře),
vi)
pylová analýza (externí laboratoř),
vii)
morfometrická a statistická analýza parametrŧ sesuvných hrází a souvisejících forem.
Radiokarbonové datování části vzorkŧ provedla Radiokarbonová laboratoř Ukrajinské akademie
věd v Kyjevě, Ukrajina (pouze konvenční metoda). Druhou část vzorkŧ zpracovalo světově
renomované Centrum GADAM, Ústav fyziky Slezské technické univerzity v Gliwicích, Polsko
(konvenční i AMS). Palynologickou analýzu všech vzorkŧ vyuţitých v předkládané práci a
zevrubnou interpretaci krajinných změn provedla Dr. Valentina Zernitskaya z Ústavu geologických
věd Běloruské Akademie věd (Minsk, Bělorusko).
5 HLAVNÍ DOSAŢENÉ VÝSLEDKY A DISKUSE
Role svahových deformací v holocenním erozně-denudačním vývoji Vnějších Západních Karpat
byla dlouhou dobu podceňována, zejména z dŧvodŧ tradičně odděleného přístupu výzkumu
svahového a říčního subsystému (PÁNEK ET AL. 2007). Významnou roli sehrál také nedostatek
absolutního určení stáří svahových deformací a domněnka, ţe významná sesuvná aktivita probíhala
ve flyši převáţně v periglaciálních podmínkách pleistocénu (BUZEK ET AL. 1986). Dnešní progres v
poznání morfodynamiky vývoje VZK, včetně předkládané práce, ovšem dokazují opak.
9
5.1 Příčiny a chronologie vzniku sesuvných hrází ve Vnějších
Západních Karpatech
Vznik sesuvných hrází je často spojován s tektonicky a seizmicky aktivními vysokohorskými
oblastmi (KORUP 2002). Mohou se však hojně vyskytovat i v tektonicky klidnějších, avšak
litologicky nestabilních středohorských podmínkách, jak dokazuje 39 dokumentovaných blokací
vodních tokŧ sesuvy v české (a slovenské) části Karpat (obr. 3). Počet sesuvných hrází není
konečný, také proto, ţe v případě nepřítomnosti sedimentŧ retenčního prostoru se existence
zahrazení těţko dokazuje.
Obr. 3: Lokalizace sesuvných hrází v české části Vnějších Západních Karpat; do databáze je zahrnuto i 6 zahrazení
z příhraničních oblastí Slovenska; a1) – přirozené hrazené jezero (5 % hrází); a2) – umělý vodní útvar (5 % hrází); b1)
již nefunkční hráz s kompletně zazemněným retenčním prostorem (56 % hrází); b2) – již nefunkční hráz s fragmentem
původní sedimentární výplně retenčního prostoru (3 % hrází); c1) již nefunkční hráz se sedimentárním záznamem
kompletně odstraněným erozí nebo antropogenní činností (26 % hrází); c2) – nebyly vytvořeny podmínky pro vznik
retenčního prostoru (5 % hrází) (podklad: SRTM3).
Vznik svahových deformací (nejenom) pŧsobících zahrazení ve Vnějších Západních Karpatech je
výsledkem značného stupně rozpadu a litologické anizotropie prostředí flyšových morfostruktur
(PÁNEK ET AL. 2010a). Naprostá většina studovaných sesuvných hrází je vázaná na místa opakované
dlouhodobé svahové nestability, kdy sesuvy blokující údolí jsou vloţeny ve svahových deformacích
starší generace. I doposud analyzované sedimentární sekvence údolních výplní nad zahrazením
dokládají několikanásobné porušení a znovuobnovení funkce sesuvných hrází, pravděpodobně
reaktivací příčinných svahových deformací. Radiokarbonovým datováním a palynologickou
analýzou byly doloţeny reaktivace hrází např. na lokalitách Brodská, Peklo, Slopné, Ropice,
Kykula a Babínek. Jinými autory popisované sedimenty výplní retenčních prostor, dokládající více
fází zahrazení, pocházejí z lokalit Kobylská, Smrdutá a Vaculov Sedlo (BAROŇ 2004, 2007).
Absolutní datování bází sesuvy hrazených retenčních prostor ukázalo, ţe příčinné svahové
deformace vznikaly a reaktivovaly se v prŧběhu celého holocénu aţ do současnosti. Propojením
10
informací s daty z české části Karpat jiných autorŧ (obr. 4) lze vymezit čtyři období se zvýšenou
frekvencí vzniku svahových deformací. Prvním je období boreálu, zvláště svrchní polovina (BO 2)
aţ po přelom boreálu a atlantiku, kdy došlo ke kulminaci humidity klimatu. Další období zvýšené
frekvence koreluje opět s vlhkým klimatickým výkyvem ve středním atlantiku (AT2). Třetí fáze
sesuvné aktivity se objevuje v subboreálu, hlavně na přelomech SB1-2 a SB2-3. Sesuvná aktivita
podle dostupných dat kulminovala v subatlantiku (SA2, SA2-3). Získaná data velmi dobře korelují
s poznatky autorŧ z polské části Karpat, lze se proto domnívat, ţe příčiny zvýšené frekvence
svahových deformací ve studovaném území jsou regionálního aţ globálního charakteru – nejspíše
změny klimatu.
Na základě recentních epizod zvýšené sesuvné aktivity následkem extrémních sráţkových úhrnŧ
(roky 1997, 2010) často v kombinaci s táním sněhové pokrývky (rok 2006) a výsledkŧ datování
bází sesuvy hrazených retenčních prostor lze usuzovat na hlavní spouštěč příčinných svahových
deformací – zvýšené sráţkové úhrny. Na lokalitě Kykula v Kysuckých Beskydech byla jako
primární destabilizační faktor identifikována degradace permafrostu na přelomu posledního glaciálu
a holocénu (PÁNEK ET AL. 2010b). Nelze samozřejmě vyloučit ani některé spíše regionální či lokální
příčiny, jako např. seizmickou aktivitu či antropogenní zásahy.
Obr. 4: Výsledky datování svahových deformací v české části Vnějších Západních Karpat a jejich korelace se sesuvnými
fázemi v polské části Vnějších Západních Karpat a dalšími proxy daty z různých zdrojů (1 – PÁNEK ET AL. 2006, 2 –
PÁNEK ET AL. 2007, 3 – PÁNEK ET AL. 2010b, 4 – PÁNEK ET AL. 2011a, 5 – PÁNEK osobní sdělení, 6 – SMOLKOVÁ ET AL.
2008, 7 – BAROŇ 2004, 8 – BAROŇ 2007, 9 – RYBÁŘ – STEMBERK 2000, 10 – JANSKÝ ET AL. 2003, 11 – MARGIELEWSKI
2006b, 12 – STARKEL 1997, 13 – ALEXANDROWICZ 1996, 14 – BAUMGART-KOTARBA – KOTARBA 1993, 15 – STARKEL ET AL.
1996, 16 – DAVIS ET AL. 2003, 17 – STARKEL 1990, 18 – MANGERUD ET AL. 1974); a) recentní sesuvné hráze, b) 14C
datované sesuvné hráze s vyznačením rozpětí 2σ, c) datované sesuvné hráze podle Pánka et al., d) datované sesuvné
hráze podle Baroně, e) jinak datované sesuvy v české části Vnějších Západních Karpat z různých zdrojů.
11
5.2 Charakteristiky sesuvných hrází a souvisejících forem a jejich
dopad na vývoj údolí
Výzkum sesuvných hrází v české části Karpat a slovenském příhraničí dokládá výraznou diverzitu
charakteristik těchto forem. Nejenom rozsáhlé svahové deformace, ale i sesuvy menších měřítek
mají ve zkoumaném regionu potenciál k zablokování údolí a vytvoření (stabilní) překáţky proudění
vody a sedimentŧ.
Modifikací nominální typologie fyzického rozhraní mezi subsystémem svahové deformace a
vodního toku podle KORUPA (2005a) byla vytvořena klasifikace sesuvných hrází vyskytujících se v
české části VZK, obsahující tři hlavní skupiny hrází udávající morfologický charakter a míru vazby
sesuvu a údolního dna. Klasifikace byla konfrontována s typy sesuvných hrází dle COSTY –
SCHUSTERA (1988).
Jednoduchý typ sesuvné hráze vzniká, kdyţ je akumulace sesuvu umístěna v korytě v pravém nebo
téměř pravém pŧdorysném úhlu k ose údolí a podstatná část hmoty sesuvu je deponována na svahu
(obr. 6a, b, c, d). Jedná se o nejčastější typ zahrazení (74 % lokalit) zpŧsobovaný všemi typy
svahových deformací, zejména ale rotačními sesuvy nebo jejich reaktivací (obr. 5b). Z hlediska
morfologického vztahu hráze a údolního dna jde nejčastěji o typ II dle COSTY – SCHUSTERA (1988),
kdy hráze dosahuje protějšího svahu a blokuje údolí v celé jeho šíři. Do této skupiny patří například
lokality Babínek, Hřivová, Tísňavy, Vaculov Sedlo, Lučovec a mnoho dalších. Jako typ III lze
klasifikovat sesuvné hráze vzniklé proudovými sesuvy, kdy akumulace sesuvu se nezastavila na
protějším svahu, ale pohybovala se na určitou (vzhledem k celkové délce sesuvu nevýznamnou)
vzdálenost údolím. Jako příklad lze uvést lokality Jezerné, Smrdutá, Peklo, Slopné či Pluskovec.
Vyskytuje se i typ IV (údolí je zablokováno dvěma protilehlými sesuvy – Rybský, Bitalovci a
Zápechová-N) a jeden případ typu VI (smyková plocha sesuvu probíhající pod údolním dnem na
lokalitě Kněhyně).
Proudový typ zahrazení (23 % lokalit) vzniká, pokud se hmota sesuvu na významnější vzdálenost
pohybuje dále údolím (typ III dle COSTY – SCHUSTERA 1988). Tento typ byl vytvořen výhradně
proudovými sesuvy (proudový sensu HUNGR ET AL. 2001, např. Mezivodí, Ropice, obr. 6e, f). Sem
patří obě v dnešní době stále funkční hráze s jezerem, Brodská-S a Gírová.
Komplexní typ zahrazení koresponduje s plošným kontaktem a obliterací (přebudováním) říční sítě
dle KORUPA (2005a), ale podmínka plochy sesuvu >10 km2 není splněna. Je zastoupen jedinou
lokalitou (3 %) – rotačním sesuvem na SV svazích Metylovické hŧrky, kde došlo vlivem zahrazení
k přebudování říční sítě a dopad svahové deformace na vývoj údolí zde tedy byl nejvýraznější ze
všech studovaných lokalit.
Obr. 5: Rozdělení četností zkoumaných sesuvných hrází na základě a) nadmořské výšky, b) typu hráze a typu příčinné
svahové deformace (vysvětlivky k jednotlivým typům sesuvných hrází viz text).
12
Obr. 6: Typy sesuvných hrází v české části Vnějších Západních Karpat (bílá čárkovaná čára vymezuje svahové
deformace, černé plochy označují retenční oblasti nad zahrazením a bezodtoké deprese v tělese sesuvu, barevná škála
udává nadmořskou výšku): a) jednoduchý typ zahrazení s kompletně porušenou hrází, vodní tok je částečně zaříznut do
výplně retenčního prostoru (Babínek ve Vsetínských vrších); b) jednoduchý typ zahrazení s kompletně porušenou hrází,
vodní tok je zaříznut zpětnou erozí až do podloží pod výplní retenčního prostoru (Lučovec v Moravskoslezských
Beskydech), c) jednoduchý typ zahrazení s částečně porušenou hrází, v původním retenčním prostoru nad hrází je dnes
uměle vytvořená vodní plocha (Jezerné ve Vsetínských vrších), d) jednoduchý typ zahrazení s částečně porušenou hrází,
sedimenty retenčního prostoru nejsou porušeny zpětnou erozí vodního toku (Peklo ve Vizovické vrchovině), e) proudový
typ zahrazení s neporušenou sesuvnou hrází, sedimenty retenčního prostoru nejsou porušeny zpětnou erozí vodního toku
(Ropice v Moravskoslezských Beskydech), f) — proudový typ zahrazení dvou údolí jedním sesuvem, retenční prostor v
proximální části sesuvu je erozně neporušen, v distální části sesuvu sedimenty retenčního prostoru chybí (Mezivodí v
Moravskoslezských Beskydech).
Geomorfometrické parametry sesuvných hrází a souvisejících forem (tab. 1) dosahují hodnot,
vyskytujících se například v italské, japonské nebo severoamerické databázi sesuvných hrází
(ERMINI – CASAGLI 2003), soubory získané z nejvyšších a geodynamicky exponovanějších horských
pásem však dosahují dle očekávání hodnot i o několik řádŧ vyšších (KORUP 2004). Získaný soubor
dat poukazuje na existenci moţných vztahŧ mezi parametry příčinných svahových deformací,
sesuvných hrází a hrazených retenčních prostor ve studovaném území. Typ a velikost svahové
deformace má podle dostupných dat signifikantní vliv na geometrii hrází. Toto tvrzení a také moţný
13
úzký vztah mezi geometrií sesuvné hráze a rozměry hrazených retenčních prostor je však nutno
ověřit doplněním databáze sesuvných hrází o další lokality.
Významným aspektem velkých sesuvných hrází je jejich dopad na podélné profily vodních tokŧ a
jejich příspěvek celkovému mnoţství sedimentŧ v říčním systému (KORUP 2006, KORUP –
MONTGOMERY 2008). Dopad sesuvných hrází na podélné profily se projevuje vytvořením
výrazného zálomu, který negativně ovlivňuje rychlost zahlubování a zpětné eroze postiţeného
vodního toku. Analýza podélných profilŧ zasaţených vodních tokŧ ve studovaném území pomocí
kvantitativního indexu strmosti kS (KORUP 2006) ukázala, ţe i sesuvné hráze menšího měřítka
vytváří výrazné zálomy podélného profilu, přetrvávající (podle radiokarbonového datování doby
sedimentace v retenčních prostorech) často stovky aţ tisíce let. Tyto zálomy jsou (podle hodnot kS)
srovnatelné a mnohdy výraznější (obr. 7) neţ projevy jiných ovlivňujících faktorŧ (tektonika,
změna litologie, svahové deformace nepŧsobící zahrazení). Schopnost sesuvných hrází ovlivňovat
vývoj vodních tokŧ Vnějších Západních Karpat je tedy srovnatelná s mnohonásobně většími
akumulacemi blokujícími údolí v nejvyšších orogénech světa.
Sesuvné hráze mohou pŧsobit jako významnější zdroj materiálu ve vodním toku aţ po svém
porušení (náhlém kolapsu či pozvolné transformaci) a znovuobnovení fluviální činnosti. Zejména
kvŧli vysokému stupni antropogenního ovlivnění vodních tokŧ v oblasti a dynamické povaze
studovaných procesŧ lze předpokládat jen obtíţnou rekonstrukci míry dotace sedimentŧ staršími
svahovými deformacemi (převáţná část studovaných lokalit). Z velké části zachovalé fosilní
sedimentární výplně retenčních prostor a nízký stupeň porušení většiny sesuvných hrází ale
naznačují, ţe navzdory vysoké současné i paleorekonstrukcí zjištěné holocenní dynamice vývoje
reliéfu Vnějších Západních Karpat, projevy interakcí svahových deformací a říčního systému zde
mohou vyznívat poměrně dlouhou dobu, která pravděpodobně převyšuje dobu návratu fluviálního
systému do stavu před disturbancí zpŧsobené svahovými deformacemi srovnatelných velikostí
(FORT ET AL. 2010) v tektonicky aktivních alpínských oblastech světa.
Tab. 1: Popisná statistika geomorfometrických parametrů 39 studovaných sesuvných hrází v české části Vnějších
Západních Karpat a slovenského příhraničí (pro A L n = 25, DL a VL n=19)
Aritm.
Směrod.
Parametr
Zkratka
Min.
Max.
Medián
Špičatost
Šikmost
průměr
odchylka
Výška hráze (m)
1
50
14,38
10,02
13
6,92
2,35
HD
Šířka hráze (m)
WD
40
670
233,21
141,38
190
0,67
0,95
LD
60
490
145,46
96,65
110
5,43
2,31
Objem hráze (10 m )
Hloubka retenčního
prostoru (m)
Plocha retenčního
prostoru (m2)
Objem retenčního
prostoru (m3)
Plocha povodí (km2)
VD
0,01
4,05
0,32
0,68
0,13
25,20
4,74
DL
0,80
9,40
3,14
2,19
2,50
2,25
1,36
AL
160
51070
8672,16
13521,37
4150
6,84
2,69
VL
200
238525
17430,28
53812,97
4266
18,55
4,29
AC
0,05
20,85
2,95
3,95
1,38
10,70
2,93
Délka povodí (km)
Plocha svahové
deformace (km2)
Objem svahové
deformace (106 m3)
Poměr výšky a délky
svahové deformace
LC
0,57
7,10
2,40
1,58
1,92
1,94
1,47
ASD
0,03
1,49
0,35
0,44
0,16
2,13
1,76
VSD
0,31
17,19
5,30
5,72
2,16
-0,65
0,92
HSD/LSD
0,14
0,39
0,24
0,07
0,23
-0,23
0,53
Délka hráze (m)
6
3
14
Obr. 7: Podélné profily (šedá linie) vybraných zahrazených údolí s odpovídajícími hodnotami indexu strmosti kS (šedé
body) a jeho 7krokovým klouzavým průměrem (černá linie) pro fixní index konkávnosti  = 0,3. Úsek přímého vlivu
sesuvné hráze je vyznačen tmavě šedým obdélníkem (v případě, že sesuv zahradil dvě údolí, až po jejich soutok jsou
parametry delšího údolí znázorněny čárkovanými liniemi, bílými tečkami a světle šedým obdélníkem).
5.3 Stabilita sesuvných hrází
Na základě prokazatelně dlouhodobější sedimentace (>100 let) v retenčních prostorech lze velkou
část studovaných hrází (~40 %) pokládat za stabilní. Indikací pouhé přítomnosti/nepřítomnosti
sedimentárního záznamu nelze o stabilitě/nestabilitě sesuvné hráze uvaţovat, protoţe i u stabilních
hrází po vyplnění retenčního prostoru mohlo znovunastolením fluviální činnosti dojít k erozi a
odnosu výplně retenčního prostoru. U několika lokalit s vysokou pravděpodobností došlo
k destrukci sedimentárního záznamu lidským přičiněním (Jezerné, Tísňavy, Pradlisko-S). Proto
nelze tyto hráze povaţovat a priori za nestabilní. Granulometrické sloţení sesuvných hrází
v zájmovém území (obr. 8) odpovídá poznatkŧm získaným jinými autory (např. CASAGLI ET AL.
2003, WANG ET AL. in press). Je charakteristické vysokým stupněm nevytřídění a u většiny
zkoumaných lokalit byl pozorován (ovšem nekvantifikován) relativně vysoký podíl nejhrubší frakce
(pískovcových balvanŧ a blokŧ) – významného stabilizačního faktoru hráze.
V literatuře zabývající se sesuvnými hrázemi jako přírodním rizikem lze nalézt jednoduché metody,
jak efektivně predikovat moţnost nestability hráze. Dvě z nich byly vyuţity pro zpětné hodnocení
stability sesuvných hrází v české a slovenské části Vnějších Západních Karpat: geomorfologický
index stability hráze DBI (DBI<2,75 … stabilní hráz, DBI>3,08 … nestabilní hráz, ERMINI –
CASAGLI 2003) a predikční model AHWL_Dis vytvořený pomocí diskriminační analýzy parametrŧ
sesuvných hrází v Japonsku (D>0 … stabilní, D<0 … nestabilní, DONG ET AL. 2009).
15
Obr. 8: Kumulativní granulometrické křivky vybraných sesuvných hrází z české části Karpat: a) srovnání jednotlivých
hrází; b) vzorky z různých poloh stejných hrází (číslování odpovídá poloze podél vodního toku ve směru proudu),
čárkované kumulativní křivky znázorňují součet vzorků; konvexní křivka znamená větší podíl jemnějších frakcí,
konkávní křivka větší podíl hrubších frakcí; vertikální černá čárkovaná čára odděluje písčitou a prachovou frakci; osa
x má logaritmické měřítko.
Obr. 9: Stabilita sesuvných hrází v české části Karpat vypočítaná podle modelů DBI (ERMINI – CASAGLI 2003) a
AHWL_Dis (DONG ET AL. 2009); černá čárkovaná čára odděluje stabilní a nestabilní hráze podle modelu AHWL_Dis.
Výsledky obou modelŧ zařadily naprostou většinu studovaných hrází do stabilní kategorie.
Výjimkou jsou lokality Jičínka a Hřivová, které vyšly jako nestabilní z modelu AHWL_Dis, a
lokalita Pradlisko-N, nestabilní podle indexu DBI. Index DBI obsahuje i tzv. oblast nejistoty
(uncertain domain), do které spadají všechny hodnoty DBI v rozmezí 2,75-3,08. Do této
nezařaditelné oblasti spadly obě nestabilní hráze z modelu AHWL_Dis, a dále Bílý Kopeček,
Pradlisko-S, Tísňavy a Kobylská-S. Kromě poslední se jedná o lokality bez zachovalého
sedimentárního záznamu. Porovnání výsledkŧ obou modelŧ je uvedeno na obr. 9.
16
5.4 Sedimentární záznamy sesuvem hrazených retenčních prostor
a jejich význam pro rekonstrukci vývoje krajiny v holocénu
Význam sedimentárních výplní sesuvy hrazených retenčních prostor spočívá i) v datování
příčinných svahových deformací, ii) v moţnostech studia paleoenvironmentálních podmínek a tím
iii) pochopení rizik souvisejících se svahovými deformacemi a iv) v moţnostech studia
sedimentárních bilancí.
Z výsledkŧ sedimentárních analýz výplní retenčních prostor sesuvných hrází ve studovaném území
lze konstatovat, ţe změny v charakteru sedimentace jsou záznamem paleohydrologických podmínek
v oblasti v období holocénu, úzce souvisejících se změnami klimatu. V mladší polovině holocénu
lze sledovat jejich vyšší dynamiku. V rámci studovaných profilŧ bylo zjištěno několik
sedimentačních hiátŧ, které věkově odpovídají obdobím zvýšené aktivity vodních tokŧ v povodí
horní Visly (STARKEL ET AL. 1996, 2006). Podle předběţných výsledkŧ zjištěné paleoklimatické
změny odráţející se v sedimentaci dobře korelují s poznatky z polské části Karpat a jiných částí
Evropy (MARGIELEWSKI 2006b).
Palynologická analýza v kombinaci s radiokarbonovým datováním poslouţila jako významný
nástroj identifikace změn v charakteru vegetačního pokryvu a rekonstrukce paleoenvironmentálních
podmínek v okolí příkladových lokalit Peklo, Slopné (obě v disertační práci), Ropice (PÁNEK ET AL.
2009a) a Kykula (PÁNEK ET AL. 2010b). Bylo doloţeno několik stadií vývoje retenčních prostorŧ
nad zahrazením (jezero, mokřad, údolní niva) a také fluktuace v zastoupení poměru lesa a
otevřených stanovišť na lokalitách ve svrchním holocénu. Přítomností vegetačních indikátorŧ
antropogenní aktivity bylo potvrzeno intenzivní vyuţívání horských oblastí Vnějších Západních
Karpat člověkem (zemědělská činnost a těţba dřeva) přibliţně od počátku 14. století n. l. (obr. 10),
tedy ještě před obdobím valašské kolonizace.
Pomocí radiokarbonového datování a stanovení objemu sedimentárních sekvencí bylo moţné
rekonstrovat míru denudace v povodích nad zahrazením (DRmin) v rámci rŧzných období holocénu,
která se pohybuje v rozpětí 0,09±0,002-23,50±1,31 mm.tis.let-1. Zjištěné hodnoty velmi dobře
korespondují s hodnotami dlouhodobého sniţování povrchu stanovenými jinými autory pro oblast
Karpat a okolí. Mechanickou denudaci 15-30 mm.tis.let-1 pro střední Evropu (bez Alp) zjistil
EINSELE (1992). Několik rŧzných studií z české části Vnějších Západních Karpat udává následující
míry dlouhodobé denudace (mechanické + chemické): 39-79 mm.tis.let-1 (DANIŠÍK ET AL. 2008), 79158 mm.tis.let-1 (KREJČÍ ET AL. 2004), 120 mm.tis.let-1 (BÍL ET AL. 2004) a 280 mm.tis.let-1
(DANIŠÍK ET AL. 2008). BAROŇ ET AL. (2010) stanovili krátkodobou míru denudace v povodí nad
přehradou Bystřička (Vsetínské vrchy) z dnových sedimentŧ akumulovaných v letech 1912-2004.
Výslednou hodnotu přepočítali na dlouhodobou míru mechanické denudace 28,7-82,1 mm.tis.let-1.
Poněkud niţší hodnoty stanovené ze sedimentŧ sesuvných hrází mohou být zpŧsobeny
podhodnocením objemu sedimentŧ zpŧsobeném i) nepřesným modelem objemu retenčního
prostoru, ii) dynamikou vývoje sesuvných hrází s epizodami fluviální eroze, při kterých mohlo dojít
k úniku části materiálu. Velmi nízké hodnoty DRmin u některých hrází lze povaţovat za indikátor
odnosu materiálu (Kobylská-S, Ropice, Vaculov Sedlo-W, Peklo, Slopné).
17
18
Obr. 10: Pylový diagram profilu sedimenty výplně retenčního prostoru zahrazení Slopné ve Vizovické vrchovině (zdroj: V. Zernitskaya) s barevně vyznačenou interpretací
fází vývoje lokality; tečkovaným ohraničením je zvýrazněný výskyt indikátorů daného stadia; NAP – non-arboreal pollen; * - kontaminace mladším 14C (pMC – percent of
modern carbon)
Rychlost sedimentace v retenčním prostoru rovněţ vypovídá o dynamice holocenních procesŧ na
lokalitě (MARGIELEWSKI 2006b). Lineární rychlosti sedimentace stanovené na základě absolutního
datování vrstev sedimentŧ o známé mocnosti ve výplních retenčních prostor studovaných
sesuvných hrází se pohybují v rozmezí hodnot 0,1-11,8 mm.rok-1. Nejvyšší hodnoty rychlosti
sedimentace byly zjištěny na lokalitách Kykula-N, Kykula-M (obr. 11a, PÁNEK ET AL. 2010b) a
Peklo. Ve všech případech se jedná o relativně velké sedimentační prostory s větší
pravděpodobností rozvoje a uchování záznamu kontinuální sedimentace. Rychlost sedimentace >2
mm. rok-1 je však omezena pouze na krátké časové úseky (srovnej obr. 11a, b). Hodnoty jsou tedy
většinou o jeden aţ dva řády niţší ve srovnání s dnešními hodnotami rychlosti sedimentace
zjištěnými ze sesuvem hrazeného jezera Brodská-S (26,9-38,5 mm.rok-1) a umělé vodní nádrţe
Bystřička ve Vsetínských vrších (35,3 mm.rok-1, BAROŇ ET AL. 2010). V palynologicky
analyzovaných částech sedimentárních profilŧ vykazujících nízké hodnoty rychlosti sedimentace
byly v naprosté většině případŧ identifikovány erozní hiáty (obr. 10). Příčinou řádově niţších
hodnot je tedy kromě pokročilé kompakce sedimentŧ v rámci fosilních výplní zřejmě také
přítomnost doloţených či nedoloţených erozních hiátŧ, jeţ zpŧsobují významné podhodnocení
reálné hodnoty rychlosti sedimentace.
Obr. 11: Závislost hloubky a stáří datovaných vzorků v profilech výplní retenčních prostor zahrazení a) Kykula-M (L1,
modrá) a Kykula-N (L2, tyrkysová) v Kysuckých Beskydech, a b) Babínek (dva vrty v jednom retenčním prostoru) ve
Vsetínských vrších. Vzorky jsou znázorněny pomocí rozdělení pravděpodobnosti stáří vzorku na časové škále cal BP s
vyznačením rozpětí 1σ a 2σ v programu OxCal. Tmavší barvou je vyznačen pás spolehlivosti 1σ, světlejší 2σ. Nahoře
schéma rychlosti sedimentace v obdobích mezi datovanými úrovněmi.
19
BAROŇ – MARGIELEWSKI (2003) udávají, ţe sesuvy hrazené retenční prostory byly v polské části
VZK vyplněny v prŧměru do 20 let. Prozatímní stav výzkumu výplní retenčních prostor v české
části Karpat a slovenského příhraničí ukazuje, ţe situace není takto jednoduchá. Pokud retenční
prostor nebyl vyplněn rychlou proluviální sedimentací (např. blokovobahenní proud vyplňující
zahrazení na lokalitě Travný v Moravskoslezských Beskydech), sedimentace v retenčních
prostorech dle zachovaných záznamŧ probíhala kontinuálně stovky a v případě zahrazení Kykula
v Kysuckých Beskydech aţ tisíce let (PÁNEK ET AL. 2010b). Také dnešní rychlost sedimentace
v Brodské-S není enormně rychlá. Vodní plocha existuje jiţ 14 let a uloţena je pouze 0,5 m mocná
vrstva sedimentŧ, coţ činí 14 % z celkové hloubky 3,5 metru. Při zachované rychlosti sedimentace
by se mělo jezírko vyplnit za dalších ~86 let. Pokud budeme brát v úvahu kompakci sedimentŧ, lze
očekávat ještě delší období. Moţnost rychlého vyplnění retenčního prostoru následkem jedné nebo
více událostí akcelerace dynamiky procesŧ probíhajících v povodí nad zahrazením ovšem nelze
vyloučit, jak dokládá lokalita Travný, nebo poslední výzkumy sedimentárních sekvencí zahrazení
Smrdutá v Hostýnských vrších (PÁNEK 2011 osobní sdělení). Významnou roli mŧţe sehrát
periodická transformace z uzavřeného na otevřený systém, uvolnění retenční kapacity odnosem
stávající akumulace a opětovné zahrazení retenčního prostoru, jak ukazují výsledky sedimentárních
analýz řady lokalit (Babínek, Peklo, Slopné, Ropice, Kykula-N, Lučovec).
Ve středohorském regionu flyšových Západních Karpat jsou fosilní výplně retenčních prostor
sesuvných hrází jedním z mála zdrojŧ informací o holocenních podmínkách vývoje reliéfu.
Nicméně korektní interpretace dat je omezená celou řadou aspektŧ, souvisejících s charakterem
sedimentace v těchto většinou malých, dynamicky se vyvíjejících sedimentačních pánvích.
K nejčastějším příčinám komplikací patří přítomnost litologicky nezřetelných erozních hiátŧ a únik
podstatné části materiálu vlivem periodické fluviální eroze, dále resedimentace materiálu z vyšších
částí povodí nebo retenčního prostoru, uloţeného v inverzním sledu. K běţným jevŧm patří
nedostatek organického materiálu vhodného k radiokarbonovému datování anebo kontaminace
sedimentŧ starším či mladším organickým materiálem. Řešením problému je dŧsledná interpretace
sedimentárních facií, podpořená vyšší frekvencí absolutního datování a aplikací co nejširšího
spektra sedimentologických metod, jako je granulometrická a palynologická analýza, ztráta
hmotnosti ţíháním, magnetická susceptibilita, obsah těţkých minerálŧ a další.
6 ZÁVĚR
Sesuvné hráze v české části Vnějších západních Karpat a slovenského příhraničí patří v rámci
celého spektra dopadŧ svahových deformací na údolní dno k poměrně frekventovaným a dobře
zachovalým formám. Výsledky získané jejich studiem v rámci disertační práce lze shrnout
následovně:
-
Na základě databáze 39 lokalit údolí zahrazeného sesuvem byla vytvořena regionální
klasifikace sesuvných hrází a byly nalezeny vztahy mezi charakteristikami příčinných
svahových deformací a morfometrickými parametry sesuvných hrází či jejich retenčních
prostor.
-
Granulometrické sloţení materiálu a geomorfometrie sesuvných hrází Vnějších Západních
Karpat má zřejmý vliv na jejich stabilitu a tudíţ moţnost dlouhodobější sedimentace
v retenčních prostorech nad zahrazením. Se stabilitou studovaných sesuvných hrází zřejmě
souvisí i jejich výrazný dopad na podélné profily zahrazených vodních tokŧ, kde vytvářejí
20
výrazné zálomy s plochým úsekem agradace a segmentem zvýšeného gradientu koryta,
podstatně ovlivňujících geomorfologický reţim vodního toku. Dopad sesuvných hrází byl
shledán srovnatelným nebo dokonce významnějším neţ pŧsobení ostatních činitelŧ majících
vliv na vývoj podélných profilŧ vodních tokŧ.
-
Charakter sedimentace v retenčních prostorech studovaných sesuvných hrází lze popsat
pomocí i) jednoduchého anebo – v naprosté většině případŧ – pomocí ii) komplexního
sedimentačního modelu, s častým střídáním klidné lakustrinní či palustrinní a rychlé
aluviálně-proluviální sedimentace. Typickým znakem studovaných výplní retenčních prostor
je také periodická transformace z uzavřených a polozavřených depozičních systémŧ na
otevřené systémy s pŧsobící fluviální erozí. Na základě provedených sedimentologických
analýz byla zjištěna přítomnost erozních hiátŧ indikující tyto transformace, jejichţ časové
určení dobře koreluje s obdobími zvýšené vlhkosti klimatu v Karpatech.
-
Datováním počátku sedimentace v sesuvy hrazených retenčních prostorech byla
významným zpŧsobem doplněna geochronologie aktivity svahových deformací zájmového
regionu. Z dosavadních dat vyplývá, ţe svahové deformace se ve Vnějších Západních
Karpatech formovaly v prŧběhu celého holocénu, se zvýšenou frekvencí v jeho svrchní
polovině. Srovnáním s dalšími proxy daty ze studované oblasti vyplývá, ţe aktivace
svahových deformací je úzce vázána na období klimatu s vyšší vlhkostí.
-
Rekonstrukce vegetačního krytu na příkladových lokalitách odhalila několikanásobné
změny v zastoupení poměru lesa a otevřených stanovišť, a také zemědělské aktivity
v blízkém okolí těchto dnešní společnosti odlehlých lokalit z období ještě před valašskou
kolonizací.
-
Zjištěné hodnoty míry denudace v povodích nad zahrazením a rychlosti sedimentace
v retenčních prostorech sesuvných hrází odpovídají řádově hodnotám zjištěným jinými
autory ve studovaném území. Zvolený postup stanovení míry denudace se jeví být slibnou
metodou, kterou lze v budoucnu více zpřesnit a rozvinout.
-
Sedimenty retenčních prostor tedy jsou, i přes určitá omezení vyplývající z charakteru
vývoje sedimentace a podmínek aplikace dostupných sedimentologických analýz, velmi
významným zdrojem informací o stavu a vývoji krajiny v době jejich ukládání.
Zkoumané lokality interakcí sesuv/údolní dno – sesuvné hráze – mají podstatný vliv na vývoj
údolních den ve studovaném území a patří k jedinečným a z hlediska moţnosti komplexního
výzkumu geodynamiky holocenního vývoje Vnějších Západních Karpat významným formám
reliéfu.
21
7 SEZNAM POUŢITÉ LITERATURY
ALEXANDROWICZ, S.W., 1996. Stages of increased mass movements in the Carpathians during the
Holocene. Kwartalnik AGH, Geologia 22, s. 223-262.
ANDERSON, D.E., GOUDIE, A.S., PARKER, A.G., 2007. Global Environments through the
Quaternary: Exploring Environmental Change. Oxford University Press, Oxfors, UK, 359 s.
BAROŇ, I., 2004. Structure, dynamics and history of deep-seated slope failures in the Rača unit,
Magura nappes, Outer Western Carpathians (Czech Republic), a case study: Vaculov-Sedlo,
Kobylská, Kopce and Křížový slope failures. Disertační práce, PřF Masarykovy univerzity, Brno,
98 s.
BAROŇ, I., 2007. Výsledky datování hlubokých svahových deformací v oblasti Vsetínska a
Frýdeckomístecka. Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 2006, s. 10-12.
BAROŇ, I., MARGIELEWSKI, W., 2003. Záznam klimatických změn holocénu ve svahových
deformacích flyšových Západních Karpat. In: Baroň, I., Klimeš, J., (eds.). Sborník referátů a
prezentací z odborného semináře Sesuvy, člověk a krajina [CD/ROM]. Česká geologická sluţba,
Brno.
BAROŇ, I., CÍLEK, V., KREJČÍ, O., MELICHAR, R., HUBATKA, F., 2004. Structure and dynamics of
deep-seated slope failures in the Magura Flysch Nappe, outer Western Carpathians (Czech
Republic). Natural Hazards and Earth System Science 4, s. 549-562.
BAROŇ, I., BALDÍK, V., FIFERNOVÁ, M., 2010. Orientační stanovení recentní míry denudace
flyšového pásma Vnějších Západních Karpat na příkladu povodí Bystřičky ve Vsetínských vrších.
Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku 17, s. 10-13.
BAUMGART-KOTARBA, M., KOTARBA, A., 1993. Late Glacial and Holocene lacustrine sediments of
the Lake Czarny Staw Gąsienicowy in the Tatra Mountains. Dokumentacja Geograficzna 4-5, s. 930.
BÍL, M., MÜLLER, I., 2008. The origin of shallow landslides in Moravia (Czech Republic) in the
spring of 2006. Geomorphology 99, s. 246-253.
BÍL, M., KREJČÍ, O., FRANCŦ, J., HROUDA, F., PŘICHYSTAL, A., 2004. Estimation of the missing
eroded sediments in the Bílé Karpaty unit (Outher West Carpathians). Studia Geomorphologica
Carpatho-Balcanica 38, s. 59-66.
BORGATTI, L., RAVAZZI, C., DONEGANA, M., CORSINI, A., MARCHETTI, M., SOLDATI, M., 2007. A
lacustrine record of early Holocene watershed events and vegetation history, Corvara in Badia,
Dolomites (Italy). Journal of Quaternary Science 22, s. 173-189.
BUBÍK, M., KREJČÍ, O., KIRCHNER, K., 2004. Geologická minulost a přítomnost Frýdeckomístecka.
Muzeum Beskyd, Frýdek-Místek, 53 s.
BUZEK, L., HAVRLANT, M., KŘÍŢ, V., LITSCHMANN, T., 1986. Beskydy: Příroda a vztahy k ostravské
průmyslové oblasti. Pedagogická fakulta v Ostravě, Ostrava, 349 s.
CASAGLI, N., ERMINI, L., ROSATI, G., 2003. Determining grain size distribution of the material
composing landslide dams in the northern Apennines: sampling and processing methods.
Engineering Geology 69, s. 83-97.
COSTA, J.E., SCHUSTER, R., 1988. The formation and failure of natural dams. Geological society of
America Bulletin 100, s. 1054-1068.
22
CZUDEK, T., 2005. Vývoj reliéfu krajiny České republiky v kvartéru. Moravské zemské muzeum,
Brno, 238 s.
DANIŠÍK, M., PÁNEK, T., MATÝSEK, D., DUNKL, I., FRISCH, W., 2008. Apatite fission track and (UTh)/He dating of teschenite intrusions gives time constraints on accretionary processes and
development of planation surfaces in the outer Western Carpathians. Zeitschrift für
Geomorphologie 52, s. 273-289.
DAVIS, B.A.S., BREWER, S., STEVENSON, A.C., GUIOT, J., DATA CONTRIBUTORS, 2003. The
temperature of Europe during the Holocene reconstructed from pollen data. Quaternary Science
Reviews 22, s. 1701-1716.
DONG, J.-J., TUNG, Y.-H., CHEN, C.-C., LIAO, J.-J., PAN, Y.-W., 2009. Discriminant analysis of the
geomorphic characteristics and stability of landslide dams. Geomorphology 110, s. 162-171.
EINSELE, G., 1992. Sedimentary basins: Evolution, Facies and Sediment Budget. Berlin, Springer,
628 s.
EINSELE, G., HINDERER, M., 1997. Terrestrial sediment yield and the lifetimes of reservoirs, lakes,
and larger basins. Geologische Rundschau 86, s. 288-310.
ERMINI, L., CASAGLI, N., 2003. Prediction of the behaviour of landslide dams using a
geomorphological dimensionless index. Earth Surface Processes and Landforms 28, s. 31-47.
FORT, M., COSSART, E., ARNAUD-FASSETTA, G., 2010. Hillslope-channel coupling in the Nepal
Himalayas and threat to man-made structures: The middle Kali Gandaki valley. Geomorphology
124, s. 178-199.
GARCÍA-GARCÍA, F., SÁNCHEZ-GÓMEZ, M., NAVARRO, V., PLA, S., 2011. Formation, infill, and
dissection of a latest-Pleistocene landslide-dammed reservoir (Betic Cordillera, Southern Spain):
Upstream and downstream geomorphological and sedimentological evidence. Quaternary
International 233, s. 61-71.
GEERTSEMA, M., CLAGUE, J.J., 2006. 1,000-year record of landslide dams at Halden Creek,
northeastern British Columbia. Landslides 3, s. 217-227.
HACZEWSKI, G., KUKULAK, J., 2004. Early Holocene landslide-dammed lake in the Biesczady
Mountains (Polish East Carpathians) and its evolution. Studia Geomorphologica CarpathoBalcanica 38, s. 83-96.
HEWITT, K., 2006. Disturbance regime landscapes: Mountain drainage systems interrupted by large
rockslides. Progress in Physical Geography 30, s. 365-393.
HEWITT, K., CLAGUE, J.J., ORWIN, J.F., 2008. Legacies of catastrophic rock slope failures in
mountain landscapes. Earth-Science Reviews 87, s. 1-38.
HRADECKÝ, J., 2002. Hodnocení časových změn morfodynamiky beskydských tokŧ za vyuţití
historických map a leteckých snímkŧ. Geomorphologia Slovaca, s. 31-39.
HRADECKÝ, J., 2003. Příspěvek k poznání chronologie sesuvŧ v oblasti Slezských Beskyd. Stav
geomorfologických výzkumŧ v roce 2003. Geomorfologický sborník 2, s. 271-278.
HRADECKÝ, J., PÁNEK, T., 2000a. Geomorphology od the Smrk Mt. area in the Moravskoslezské
Beskydy Mts. (Czech Republic). Moravian Geographical Reports 8, s. 45-54.
HRADECKÝ, J., PÁNEK, T., 2000b. Geomorfologické výzkumy v oblasti Západních Beskyd a
Podbeskydské pahorkatiny. Zprávy o geomorfologických výzkumech na Moravě a ve Slezsku v
roce 1999 7, s. 44-47.
23
HRADECKÝ, J., PÁNEK, T., 2003. Slope processes of the Czech part of the Silesian Beskydy Mts. –
occurence, preconditions and dating. Geomorphologia Slovaca 3, s. 35-35.
HRADECKÝ, J., PÁNEK, T., 2004. Příspěvek k poznání stáří svahových deformací v Jablunkovské
brázdě a české části Slezských Beskyd. Geologické výzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 2003
11, s. 88-90.
HRADECKÝ, J., PÁNEK, T., KLIMOVÁ, R., 2007. Landslide complex in the northern part of the
Silesian Beskydy Mountains (Czech Republic). Landslides 4, s. 53-62.
HRADECKÝ, J., PÁNEK, T., SMOLKOVÁ, V., ŠILHÁN, K., 2010. Dating of the landslide activity in the
Czech part of the Outer Western Carpathians and its palaeoenvironmental significance. Geologica
Balcanica. Sofia, Bulgaria: Bulgarian Academy of Sciences, s. 160-161.
HUNGR, O., EVANS, S.G., BOVIS, M.J., HUTCHINSON, J.N., 2001. A review of the classification of
landslides of the flow type. Environmental and Engineering Geoscience 7, s. 221-238.
JANSKÝ, B., ŠOBR, M., a kol., 2003. Jezera České republiky. Současný stav geografického výzkumu.
Katedra fyzické geografie a geoekologie PřF UK, Praha, 216 s.
KIRCHNER, K., HOFÍRKOVÁ, S., ROŠTÍNSKÝ, P., 2003. Svahové deformace ve Vizovické vrchovině
východně od Vizovic na listu mapy 25-32-25. Zprávy o geologických výzkumech v roce 2002, s.
83-84.
KLIMEŠ, J., 2002. Analýza faktorŧ podmiňujících vznik sesuvŧ na okrese Vsetín. Geografie –
Sborník ČGS 107, s. 40-49.
KLIMEŠ, J., 2008. Deterministický model náchylnosti území ke vzniku svahových deformací ve
Vsetínských Vrších. Geografie – Sborník ČGS 113, s. 48-60.
KLIMEŠ, J., BAROŇ, I., PÁNEK, T., KOSAČK, T., BURDA, J., KRESTA, F., HRADECKÝ, J., 2009.
Investigation of recent catastrophic landslides in the flysch belt of Outer Western Carpathians
(Czech Republic): Progress towards better hazard assessment. Natural Hazards and Earth System
Science 9, s. 119-128.
KORUP,O., 2002. Recent research on lanslide dams – a literature review with special attention to
New Zeland. Progress in Physical Geography 26, s. 206-235.
KORUP, O., 2004. Geomorphometric characteristics of New Zealand landslide dams. Engineering
Geology 73, s. 13-35.
KORUP , O., 2005a. Geomorphic imprint of landslides on alpine river systems, southwest New
Zealand. Earth Surface Processes and Landforms 30, s. 783-800.
KORUP, O., 2005b. Geomorphic hazard assessment of landslide dams in South Westland, New
Zealand: Fundamental problems and approaches. Geomorphology 66, s. 167-188.
KORUP, O., 2006. Rock-slope failure and the river long profile. Geology 34, s. 45-48.
KORUP, O., STROM, A.L., WEIDINGER, J.T., 2006. Fluvial response to large rock-slope failures:
Examples from the Himalayas, the Tien Shan, and the Southern Alps in New Zealand.
Geomorphology 78, s. 3-21.
KORUP, O., MONTGOMERY, D.R., 2008. Tibetan plateau river incision inhibited by glacial
stabilization of the Tsangpo gorge. Nature 455, s. 786-789.
KORUP, O., DENSMORE, A.L., SCHLUNEGGER, F., 2010a. The role of landslides in mountain range
evolution. Geomorphology 120, s. 77-90.
24
KORUP, O., MONTGOMERY, D.R., HEWITT, K., 2010b. Glacier and landslide feedbacks to
topographic relief in the Himalayan syntaxes. Proceedings of the National Academy of Sciences of
the United States of America 107, s. 5317-5322.
KREJČÍ, O., BAROŇ, I., BÍL, M., HUBATKA, F., JUROVÁ, Z., KIRCHNER, K., 2002. Slope movements in
the Flysch Carpathians of Eastern Czech Republic triggered by extreme rainfalls in 1997: A case
study. Physics and Chemistry of the Earth 27, s. 1567-1576.
KREJČÍ, O., HUBATKA, F., ŠVANCARA, J., 2004. Gravitational spreading of the elevated mountain
ridges in the Moravian-Silesian beskids. Acta Geodynamica et Geomaterialia 1, s. 97-109.
MANGERUD, J., ANDERSEN, S.T., BERGLUND, B., DONNER J.J., 1974. Quaternary stratigraphy of
Norden, a proposal for terminology and classification. Boreas 3, s. 109-126.
MARGIELEWSKI, W., 2006a. Structural control and types of movements of rock mass in anisotropic
rocks: Case studies in the Polish Flysch Carpathians. Geomorphology 77, s. 47-68.
MARGIELEWSKI, W., 2006b. Records of the Late Glacial-Holocene palaeoenvironmental changes in
landslide forms and deposits of the Beskid Makowski and Beskid Wyspowy Mts. area (Polish
Outer Carpathians). Folia Quaternaria 76, 149 s.
MUSIL, R., 1993. Geologický vývoj Moravy a Slezska v kvartéru. In: Přichystal, A., Obstová, V.,
Suk, M., (eds.). Geologie Moravy a Slezska. Moravské zemské muzeum a Sekce geologických věd
PřF MU, Brno, s. 133-151.
PÁNEK, T., 2003. Morfostrukturní polygeneze Vnějších Západních Karpat (na příkladu Západních
Beskyd). In: Mentlík, P., Šulc, Z. (eds.). Geomorfologický sborník 2: Příspěvky z mezinárodního
semináře Geomorfologie ´03. KGE ZČU v Plzni.
PÁNEK, T., HRADECKÝ, J., SMOLKOVÁ, V., 2006. Predispozice, struktura a geochronologie
svahových deformací kulminační části Západních Beskyd. Geomorfologické výzkumy v roce 2006,
PřF Univerzity Palackého, Olomouc, s. 208-213.
PÁNEK, T., SMOLKOVÁ, V., HRADECKÝ, J, KIRCHNER, K., 2007. Lanslide dams in northern part of
Czech Flysch Carpathians: geomorphic evidences and imprints. Studia Geomorphologica
Carpatho-Balcanica 41, s. 77-96.
PÁNEK, T., HRADECKÝ, J., MINÁR, J., HUNGR, O., DUŠEK, R., 2009a. Late Holocene catastrophic
slope collapse affected by deep-seated gravitational deformation in flysch: Ropice Mountain,
Czech Republic. Geomorphology 103, s. 414-429.
PÁNEK, T., HRADECKÝ, J., ŠILHÁN, K., 2009b. Geomorphic evidence of ancient catastrophic flow
type landslides in the mid-mountain ridges of the Western Flysch Carpathian Mountains (Czech
Republic). International Journal of Sediment Research 24, s. 88-98.
PÁNEK, T., HRADECKÝ, J., MINÁR, J., ŠILHÁN, K., 2010a. Recurrent landslides predisposed by faultinduced weathering of flysch in the Western Carpathians. In Calcaterra, D., Parise, M. (eds.).
Weathering as a Predisposing Factor to Slope Movements. Geological Society, London, 248 s.
PÁNEK, T., HRADECKÝ, J., SMOLKOVÁ, V., ŠILHÁN, K., MINÁR, J., ZERNITSKAYA, V., 2010b. The
largest prehistoric landslide in northwestern Slovakia: Chronological constraints of the Kykula
long-runout landslide and related dammed lakes. Geomorphology 120, s. 233-247.
PÁNEK, T., ŠILHÁN, K., TÁBOŘÍK, P., HRADECKÝ, J., SMOLKOVÁ, V., LENÁRT, J., BRÁZDIL, R.,
KAŠIČKOVÁ, L., PAZDUR, A., 2011a. Catastrophic slope failure and its origins: Case of the May
2010 Girová Mountain long-runout rockslide (Czech Republic). Geomorphology 130, s. 352-364.
25
PÁNEK, T., TÁBOŘÍK, P., KLIMEŠ, J., KOMÁRKOVÁ, V., HRADECKÝ, J., ŠŤASTNÝ, M., 2011b. Deepseated gravitational slope deformations in the highest parts of the Czech Flysch Carpathians:
Evolutionary model based on kinematic analysis, electrical imaging and trenching.
Geomorphology 129, s. 92-112.
PÁNEK, T., BRÁZDIL, R., KLIMEŠ, J., SMOLKOVÁ, V., HRADECKÝ, J., ZAHRADNÍČEK, P., in press.
Rainfall-induced landslide event of May 2010 in the eastern part of the Czech Republic.
Landslides (2011), doi: 10.1007/s10346-011-0268-6.
PENG, M., ZHANG, L.M., in press. Breaching parameters of landslide dams. Landslides (2011), doi:
10.1007/s10346-011-0271-y.
PICHA, F.J., STRÁNÍK, Z., KREJČÍ, O., 2006. Geology and Hydrocarbon Resources of the Outer
Western Carpathians and Their Foreland, Czech Republic. In Golonka, J., Picha, F.J. (eds.). The
Carpathians and Their Foreland: Geology and Hydrocarbon Resources. The American
Association of Petroleum Geologists, Tulsa, Oklahoma, USA, 848 s.
PRATT-SITAULA, B., GARDE, M., BURBANK, D.W., OSKIN, M., HEIMSATH, A., GABET, E., 2007.
Bedload-to-suspended load ratio and rapid bedrock incision from Himalayan landslide-dam lake
record. Quaternary Research 68, s. 111-120.
READING, H.G., LEVELL, B.K., 1996. Controls on the sedimentary rock record. In Reading, H.G.
(ed.). Sedimentary Environments: Processes, Facies and Stratigraphy. 3rd ed. Blackwell
Publishing, Oxford, UK, 688 s.
RYBÁŘ, J., STEMBERK, J., 2000. Avalanche-like occurences of slope deformations in the Czech
Republic and coping with their consequences. Landslide News 13, s. 28-33.
SCHNEIDER, J.F., 2008. Seismically reactivated Hattian slide in Kashmir, Northern Pakistan.
Journal of Seismology 13, s. 387-398.
SCHUERCH, P., DENSMORE, A.L., MCARDELL, B.W., MOLNAR, P., 2006. The influence of landsliding
on sediment supply and channel change in a steep mountain catchment. Geomorphology 78, s.
222-235.
SCHUSTER, R.L., WIECZOREK, G.F., HOPE, II, D.G., 1998. Landslide dams in Santa Cruz County,
California, resulting from the earthquake. U.S. Geological Survey Professional Paper 1551-C, 5170.
SHIMAZU, H., OGUCHI, T., 1996. River processes after rapid valley-filling due to large landslides.
GeoJournal 38, s. 339-344.
SMOLKOVÁ, V., PÁNEK, T., HRADECKÝ, J., 2008. Fosilní sesuvem hrazené jezero v údolí Babínku
(Vsetínské vrchy): příspěvek k poznání holocenního vývoje reliéfu flyšových Karpat. Geologické
výzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 2007 15, s. 41-43.
STARKEL, L., 1990. Holocene as interglacial – problems of stratigraphy. Przegląd Geologiczny 38,
s. 13-16.
STARKEL, L., 1997. Mass-movements during the Holocene: the Carpathian example and the
European perspective. In: Frenzel, B. (ed.). Rapid mass movement as a source of climatic
evidence for the Holocene. Palaeoclimate Research 19, s. 385-400.
STARKEL, L., KALICKI, T., KRĄPIEC, M., SOJA R., GĘBICA, P., CZYŻOWSKA, E., 1996. Hydrological
changes of valley floor in upper Vistula basin during late Vistulian and Holocene. In: Starkel, L.,
(ed.). Evolution of the Vistula River Valley During the Last 15 000 Years, Geographical Studies
9, s. 7-128.
26
STARKEL, L., SOJA, R., MICHCZYŃSKA, D.J. , 2006. Past hydrological events reflected in Holocene
history of Polish rivers. Catena 66, s. 24-33.
TRAUTH, M.H., BOOKHAGEN, B., MARWAN, N., STRECKER, M.R., 2003. Multiple landslide clusters
record Quaternary climate changes in the northwestern Argentine Andes. Palaeogeography,
Palaeoclimatology, Palaeoecology 194, s. 109-121.
WANG, Z., CUI, P., YU, G.-A., ZHANG, K., in press. Stability of landslide dams and development of
knickpoints. Environmental Earth Sciences (2010), doi: 10.1007/s12665-010-0863-1.
WEISMANNOVÁ, H. ET AL., 2004. Ostravsko. In: Mackovčin, P., Sedláček, M. (eds.). Chráněná
území ČR, svazek X. Praha, AOPK & EkoCentrum Brno, 456 s.
XU, Q., FAN, X.-M., HUANG, R.-Q., WESTEN, C.V., 2009. Landslide dams triggered by the
Wenchuan Earthquake, Sichuan Province, south west China. Bulletin of Engineering Geology and
the Environment 68, s. 373-386.
ZHANG, X., WALLING, D.E., HE, X., LONG, Y., 2009. Use of landslide-dammed lake deposits and
pollen tracing techniques to investigate the erosional response of a small drainage basin in the
Loess Plateau, China, to land use change during the late 16th century. Catena 79, s. 205-213.
ŢIŢKOVÁ, B., PÁNEK, T., 2006. The geomorphological transformation of the Hodslavický Javorník
Brachysyncline (The Moravskoslezské Beskydy Mts., Czech Republic). Moravian Geographical
Reports 14, s. 9-18.
27
8 PŘEHLED PUBLIKAČNÍ ČINNOSTI AUTORKY
Studie v zahraničních recenzovaných publikacích s IF
PÁNEK, T., HRADECKÝ, J., SMOLKOVÁ, V., ŠILHÁN, K., 2008. Giant ancient landslide in the Alma
water gap (Crimean Mountains, Ukraine): notes to the predisposition, structure, and chronology.
Landslides 5, s. 367-378. ISSN 1612-510X.
PÁNEK, T., HRADECKÝ, J., SMOLKOVÁ, V., ŠILHÁN, K., 2008. Gigantic low-gradient landslides in
the northern periphery of the Crimean Mountains (Ukraine). Geomorphology 95, s. 449-473. ISSN
0169-555X.
PÁNEK, T., HRADECKÝ, J., ŠILHÁN, K., SMOLKOVÁ, V., ALTOVÁ, V., 2009. Time constraints for the
evolution of a large slope collapse in karstified mountainous terrain of the southwestern Crimean
Mountains, Ukraine. Geomorphology 108, s. 171-181. ISSN 0169-555X.
PÁNEK, T., HRADECKÝ, J., SMOLKOVÁ, V., ŠILHÁN, K., MINÁR, J., ZERNITSKAYA, V., 2010. The
largest prehistoric landslide in northwestern Slovakia: Chronological constraints of the Kykula
long-runout landslide and related dammed lakes. Geomorphology 120, s. 233-247. ISSN 0169555X.
PÁNEK, T., ŠILHÁN, K., TÁBOŘÍK, P., HRADECKÝ, J., SMOLKOVÁ, V., LENÁRT, J., BRÁZDIL, R.,
KAŠIČKOVÁ, L., PAZDUR, A., 2011. Catastrophic slope failure and its origins: Case of the May
2010 Girová Mountain long-runout rockslide (Czech Republic). Geomorphology 130, s. 352-364.
ISSN 0169-555X.
ŠTĚPANČÍKOVÁ, P., DOHNAL, J., PÁNEK, T., ŁÓJ, M., SMOLKOVÁ, V., ŠILHÁN, K., 2011. The
application of electrical resistivity tomography and gravimetric survey as useful tools in an active
tectonics study of the Sudetic Marginal Fault (Bohemian Massif, central Europe). Journal of
applied geophysics 74, s. 69-80. ISSN 0926-9851.
PÁNEK, T., BRÁZDIL, R., KLIMEŠ, J., SMOLKOVÁ, V., HRADECKÝ, J., ZAHRADNÍČEK, P., in press.
Rainfall-induced landslide event of May 2010 in the eastern part of the Czech Republic.
Landslides (2011), doi: 10.1007/s10346-011-0268-6.
Studie v zahraničních recenzovaných publikacích
PÁNEK, T., SMOLKOVÁ, V., HRADECKÝ, J., KIRCHNER, K., 2007. Landslide dams in the northern
part of Czech Flysch Carpathians: geomorphic evidence and imprints. Studia Geomorphologica
Carpatho-Balcanica 41, s. 77-96. ISBN 83-88549-56-1.
Studie v domácích recenzovaných publikacích
PÁNEK, T., HRADECKÝ, J., SMOLKOVÁ, V., 2006. Predispozice, struktura a geochronologie
svahových deformací kulminační části Západních Beskyd. Geomorfologické výzkumy v roce 2006.
Olomouc: Vydavatelství UP v Olomouci, s. 208-213.
SMOLKOVÁ, V., 2007. Reálné a potenciální změny pŧdorysu údolní sítě v oblasti váţskomoravského rozvodí, Slovensko-moravské Karpaty. Fyzickogeografický sborník 4, Fyzická
geografie - teorie a aplikace. Brno: Masarykova univerzita, s. 115-120.
SMOLKOVÁ, V., PÁNEK, T., HRADECKÝ, J., 2008. Fosilní sesuvem hrazené jezero v údolí Babínku
(Vsetínské vrchy): příspěvek k poznání holocenního vývoje reliéfu flyšových Karpat. Geologické
výzkumy na Moravě a ve Slezsku v roce 2007, roč. 15, s. 41-43. ISSN 1212-6209.
PÁNEK, T., SMOLKOVÁ, V., HRADECKÝ, J., ŠILHÁN, K., 2009. Late Holocene evolution of
landslides in the frontal part of the Magura Nappe: Hlavatá Ridge, Moravian-Silesian Beskids
(Czech Republic). Moravian Geographical Reports 17, s. 2-11. ISSN 1210-8812.
28