Nebezpečí břečkotoků na území KRNAP a možnosti jejich

Transkript

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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
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
Obr. 5.4 – Plošné rozložení průměrných denních teplot vzduchu (zdroj ČHMU - vlastní úprava)
52
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
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
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
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
Varianta 1c
• Sklon svahu od 10° do 20°
Varianta 1d
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
Varianta 2b
Varianta 2c
Varianta 2d
• 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
• Orientace svahů k převládajícímu směru větru (180 – 360°) a svahy s osvitem
v horní třetině škály
Varianta 3b
Varianta 3c
Varianta 3d
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
Obr. 8.3 - Vývoj hustoty a stratifikace sněhové pokrývky v dolní části Stříbrného
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
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
Stříbrný hřbet
3
25
T
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
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
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
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.,
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
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.,
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
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
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
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
-7-
Přílohy
-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 -

Nebezpečí břečkotoků na území KRNAP a možnosti jejich

Transkript

Podobné dokumenty

ŽÁNROVÉ OBRÁZKY 9. B

Recepty, zkušenosti, fígle a volání

zimní zpravodaj / newsletter 3/2012 harrachov

Španělsko - Základní škola Pěnčín

Vysoké školy nevědí, co s obtěžováním

Elektrické topné systémy