PhD. thesis (online)

Transkript

UNIVERZITA KOMENSKÉHO V BRATISLAVE
PRÍRODOVEDECKÁ FAKULTA
KATEDRA FYZICKEJ GEOGRAFIE A GEOEKOLÓGIE
GEOMORFOLOGICKÁ ANALÝZA A TVORBA GmIS OKOLÍ
PRÁŠILSKÉHO JEZERA A JEZERA LAKA NA ŠUMAVĚ
(ČESKÁ REPUBLIKA)
DISERTAČNÍ PRÁCE
RNDr. Pavel MENTLÍK
školitel: prof. RNDr. Jozef Minár, Ph.D.
2006
PDF byl vytvořen zkušební verzí FinePrint pdfFactory Pro www.fineprint.cz
2
Poděkování
Děkuji prof. RNDr. Jozefu Minárovi, Ph.D. za vstřícný, ale vždy rigorózní přístup a cenné
připomínky při vedení této práce.
Dále děkuji svým kolegům za pomoc a spolupráci při jednotlivých analýzách (v abecedním
pořadí): RNDr. Evě Břízové, CSc. za provedení pylové analýzy a Mgr. Lence Lisé, Ph.D. za
provedení analýzy mikrostruktur povrchů křemenných zrn. Poděkování patří i RNDr. Tomáši
Pánkovi, Ph.D. za poskytnutí vybavení pro granulometrické analýzy a pomoc při jejich
provádění.
Za finanční podporu děkuji grantové agentuře ČAV ČR. Terénní výzkum a některé analýzy
byly financovány z juniorského badatelského grantu KJB300460501. Tvorba GmIS byla
prováděna v rámci projektu česko-slovenské mezinárodní vědeckotechnické spolupráce
KONTAKT – č. 116.
Poděkování patří i vedení katedry geografie ZČU v Plzni za vstřícnost a podporu při
provádění terénních i laboratorních výzkumů a dokončování práce.
V neposlední řadě bych chtěl poděkovat své rodině – manželce Ivaně a zejména oběma
rodičům, za velkou trpělivost, neutuchající podporu a nezištnou pomoc.
3
4
Obsah
Úvod
1 Cíle práce
1.1 Dílčí cíle práce
2 Vymezení zájmových území
3 Geologické podmínky zájmových území
3.1 Geologické podmínky zájmového území v okolí Prášilského jezera
3.1.1 Analýza petrologických podmínek ve vztahu ke geomorfologii
3.1.2 Analýza strukturních geologických podmínek ve vztahu ke geomorfologii
3.1.3 Kvartérní pokryv
3.2 Geologické podmínky zájmového území v okolí jezera Laka
4 Stav geomorfologicko–glaciologických výzkumů
4.1 Rozbor literatury (se zaměřením na zalednění Šumavy) na české straně
4.2 Rozbor literatury (se zaměřením na zalednění Šumavy) na bavorské straně
4.3 Stav geomorfologických výzkumů v okolí Prášilského jezera
4.3.1 Shrnutí starších výzkumů
4.3.2 Shrnutí stavu současných výzkumů v okolí Prášilského jezera
4.4 Stav geomorfologických výzkumů v okolí jezera Laka
5 Metodika
5.1 Geomorfologický informační systém (GmIS) jako základ geomorfologické analýzy
5.2 Problematika elementárních forem reliéfu (z hlediska geneze glaciálního georeliéfu)
5.3 Geomorfologická analýza v Geomorfologickém informačním systému (GmIS)
5.4 Metodika mapování elementárních forem georeliéfu
5.5 Vstupní data a tvorba DMR
5.6 Metody pro poznání geomorfologie širšího okolí zájmových území
5.6.1 Morfostrukturní analýza – úvod do problematiky
5.6.2 Morfostrukturní analýza v prostředí GmIS
5.7 Metody pro poznání morfologie zájmových území
5.8 Metody pro poznání morfometrie zájmových území a dalších glaciálně podmíněných oblastí
Šumavy (karů)
5.8.1 Srovnání morfologických a morfometrických charakteristik karů
5.8.1.1 Úvod do problematiky
5.8.1.2 Definice karů a jejich morfometrických charakteristik
5.8.1.3 Výběr morfometrických charakteristik karů a jejich výpočet
5.8.1.4 Charakteristika geosystému šumavského karu a srovnání rozměrů deflační oblasti,
velikosti karu a rozsahu glaciálních sedimentů v zájmových územích
5.9 Metody pro poznání morfogeneze zájmových území
5.9.1 Vymezení problému
5.9.2 Použité geologické metody výzkumu
5.9.2.1 Analýza vnitřní makrostavby sedimentů
5.9.2.2 Analýza tvaru klastů (clast shape)
5.9.2.3 Analýza zaoblení částic (clast roundness)
5.9.2.4 Výzkum mikromorfologie povrchu křemených zrn
5.9.2.5 Granulometrie
5.9.3 Použité biologické metody výzkumu
5.10 Metody pro poznání morfochronologie zájmových území
5.10.1 Postavení morfochronologie v rámci geomorfologické analýzy v prostředí GmIS
5.10.2 Použité metody datování
5.10.2.2 Metody relativního datování
5.10.2.3 Metody absolutního datování
5.10.3 Rekonstrukce rozšíření ledovce v jednotlivých fázích zalednění
5.10.4 Použité metody pro určení fosilních sněžných čar (ELAs – equilibrium lines)
v zájmových územích
5.11 Metody pro poznání morfodynamiky zájmových území
5.12 Tvorba geomorfologické mapy
5.12.1 Postup a pravidla tvorby geomorfologické mapy
7
9
9
11
13
13
13
13
17
18
18
18
19
20
20
24
25
25
26
28
30
30
32
34
38
39
40
40
40
43
43
43
43
44
50
50
53
53
53
53
54
54
55
56
57
58
58
60
60
61
64
67
68
70
72
72
5
5.12.2 Tvorba legendy geomorfologické mapy
6 Analytická část
6.1 Poznání geomorfologie širšího okolí zájmových území
6.2 Analýza morfologie zájmových území
6.2.1 Analýza morfologie spodních částí údolí
6.2.2 Morfologie okolí Prášilského jezera
6.2.3 Morfologie okolí jezera Laka
6.3 Analýza morfometrických charakteristik
6.3.1 Základní morfometrické charakteristiky zkoumaných karů
6.3.2 Analýza sklonů svahů zkoumaných karů
6.3.3 Analýza orientace zkoumaných karů
6.3.4 Analýza dalších morfometrických charakteristik sledovaných karů
6.4 Analýza morfogeneze zájmových území
6.4.1 Morfogeneze okolí Prášilského jezera
6.4.1.1 Morfostruktura a morfoskulptura
6.4.1.2 Polygenetické formy
6.4.1.3 Monogenetické formy
6.4.2 Morfogeneze okolí jezera Laka
6.5 Analýza morfochronologie zájmových území
6.5.1 Morfochronologie okolí Prášilského jezera
6.5.1.1 Shrnutí morfochronologie v zájmovém území v okolí Prášilského jezera
6.5.1.2 Rekonstrukce geosystémů jednotlivých stádií zalednění v okolí Prášilského jezera
6.5.1.3 Výpočet ELA pro zalednění v okolí Prášilského jezera
6.5.2 Morfochronologie okolí jezera Laka
6.5.2.1 Shrnutí morfochronologie v zájmovém území v okolí jezera Laka
6.5.2.2 Rekonstrukce geosystémů jednotlivých stádií zalednění v okolí jezera Laka
6.5.2.3 Výpočet ELA pro zalednění v okolí jezera Laka
6.6 Analýza morfodynamiky zájmových území
6.6.1 Morfodynamika okolí Prášilského jezera
6.6.1.1 Srovnání výsledků mapování murového zářezu z let 2002 a 2005
6.6.1.2 Nivace jako recentní proces
6.6.1.3 Vyhodnocení dilatometrických měření pohybů skalních bloků v jezerní stěně
Prášilského jezera
6.6.2 Morfodynamika okolí jezera Laka
6.6.2.1 Recentní geomorfologické procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka
vzniklé činností tekoucí povrchové vody
6.6.2.2 Recentní geomorfologické procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka
vzniklé činností svahových procesů
6.6.2.3 Recentní kryogenní procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka
6.6.2.4 Recentní biogenní procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka
7 Shrnutí výsledků a srovnání zájmových území
8 Diskuse
Závěr
Literatura
Obrazové přílohy
Fotografické přílohy
Seznam obrázků a obrazových příloh
Seznam vložených příloh
Seznam tabulek
Seznam použitých vzorců
Seznam fotodokumentace
Seznam použitých zkratek
73
74
74
77
77
79
82
85
85
86
89
91
93
93
93
96
104
124
124
126
134
148
148
152
153
157
158
160
160
161
162
162
163
166
168
170
170
171
172
172
173
185
193
198
204
235
245
248
249
250
251
252
6
Úvod
Šumava, pohoří ležící na jihozápadní hranici České republiky, má v rámci výzkumu
kvartérního vývoje Evropy zvláštní význam. Z variských pohoří, v kterých byly zjištěny
významnější stopy horského zalednění (např. MERCIER et al. 1999, 2000), je spolu s Krkonošemi
položena nejzápadněji. Oproti Krkonoším, které se v glaciálech nacházely v blízkosti
severoevropského kontinentálního ledovce, Šumava ležela v periglaciální zóně (CZUDEK 1997),
a to v oblasti mezi Alpami, s mohutným piedmontním ledovcem, a severoevropským
ledovcovým štítem. Výzkum šumavských glaciálně podmíněných území má proto značný
význam a může posloužit při korelaci obou stratigrafických systémů (severoevropského
a alpského) (RAAB & VÖLKEL 2003).
Přesto, že jsou glaciální oblasti Šumavy geomorfologicky a geologicky atraktivní lokality,
výzkumy se zde po druhé světové válce téměř zastavily, a to zejména z politických důvodů. Tato
práce vychází z pětiletých výzkumů, které začaly v okolí Prášilského jezera (Foto 1) (resp.
v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera) v roce 2000 (MENTLÍK 2001b,
2002a,b, 2003, 2004a,b, BŘÍZOVÁ & MENTLÍK 2005) a paralelně pokračovaly v roce 2004 a 2005
v okolí jezera Laka (Foto 2) (MENTLÍK 2005a). Tyto práce navazovaly na geomorfologické
výzkumy v okolí Velkého Ostrého (MENTLÍK 2000) a vrcholových partií Špičáku a Rozvodí
(MENTLÍK 2001a,c) (obě posledně zmíněné lokality se nachází na Šumavě v Železnorudské
hornatině).
Část geomorfologických výzkumů, které byly věnovány zejména morfostrukturním
podmínkám povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera (analýza puklin, skalních
útvarů, odolnosti hornin) a dále recentním geomorfologickým procesům, v bezprostředním okolí
Prášilského jezera a Staré jímky (MENTLÍK 2004b a 2005c) byly monograficky shrnuty v práci
MENTLÍKA (2005b – rigorózní práce na Katedre fyzickej geografie a geoekológie, PrF UK
v Bratislave). Předkládaná disertační práce je zaměřena na komplexní poznání geomorfologie
zájmových území (jak v okolí Prášilského jezera, tak jezera Laka) a na zmíněnou monografickou
práci bezprostředně navazuje. Údaje, které byly prezentovány v rámci zmíněné rigorózní práce
(MENTLÍK 2005b) jsou tedy součástí kapitol věnovaných geologii a rozboru literatury resp. stavu
výzkumů (kap. 3 a 4) týkajících se zájmového území v okolí Prášilského jezera. Pro zachování
jednotného uspořádání jednotlivých kapitol byly i dosud nepublikované výsledky (zejména
puklinových měření) z okolí jezera Laka zařazeny do kapitoly věnované geologické
charakteristice zájmových území (kap. 3).
Poznání geomorfologie jakékoli oblasti je složitý problém, vyžadující detailní
geomorfologický výzkum spolu s aplikací mnoha dalších metod dnes zahrnovaných do širokého
spektra oborů věd o Zemi. Dnešní doba přináší rychlý rozvoj technologií, které, ač se netýkají
přímo geomorfologie, bezprostředně ovlivňují její vývoj. Příkladem je rozvoj geografických
informačních systémů (GIS) a pomůcek využívaných pro zpřesnění a urychlení mapování např.
GPS (Global Positioning System) (STUART et al. 1998, VOŽENÍLEK eds. 2001), stejně jako metod
využívajících pokroku ve fyzice, chemii a biologii (např. různé metody datování, nástup
skenovací elektronové mikroskopie a další sedimentologické analýzy, pylová analýza apod.).
Je nezbytné, aby geomorfologický výzkum na tyto trendy pružně reagoval a zajistil tak
geomorfologii v rámci věd o Zemi významné místo, které jí právem náleží (BAKER 1986). Proto
je žádoucí připravovat a zdokonalovat metodické postupy spojující užití GIS a dalších nástrojů
(GPS apod.) v procesu geomorfologické analýzy. Geomorfologickou analýzou je myšlen postup
prací zahrnující různé výzkumné metody vedoucí k poznání geomorfologie daného zájmového
území.
Stejně tak je důležité vymezení pozice geomorfologických výzkumů v rámci
interdisciplinárního poznávání vývoje krajiny. Interdisciplinární přístup je v dnešní době již
s vysokou efektivitou uplatňován a stává se nezbytností zejména při výzkumu problematiky
kvartéru (LOŽEK 1972, BEZVODOVÁ et al. 1985, BRADLEY 1999, NESJE & DAHL 2000).
7
Snaha a potřeba takového vývoje je v geomorfologii zřejmá, a to zejména v posledním
desetiletí. Aplikace GIS v geomorfologických výzkumech je řešena v rámci různě pojímaného
a chápaného Geomorfologického informačního systému (GmIS) (DIKAU 1992, MINÁR
& KUSANDOVÁ 1995, MENTLÍK 2001a, 2002b, MINÁR et al. 2005, MENTLÍK et al. 2006), za
jehož základní integrační součást je s výhodou využívána mapa elementárních forem reliéfu
(MINÁR 1996, MENTLÍK 2002b). Problémy, které je nutné řešit v rámci geomorfologické analýzy
– zejména její exaktnost – vyžadující jasné definování hypotéz s možností jejich verifikace či
falsifikace, jsou řešeny v pracích URBÁNKA (2000a,b). Zde uvedené postupy je možné aplikovat
v prostředí GIS (resp. GmIS), čímž se celý proces geomorfologické analýzy stává podstatně
exaktnějším (MENTLÍK 2001a, MENTLÍK et al. 2006).
V předložené práci je na příkladu dvou zájmových území řešena problematika
geomorfologické analýzy v rámci GmIS, spolu s problematikou integrace negeomorfologických
metod výzkumu nutných pro poznání geomorfologie, zejména morfogeneze a morfochronologie
zájmových území. Vzhledem k charakteru obou zájmových území je geomorfologický výzkum
zaměřen zejména na glaciální a periglaciální formy.
Výsledky, předpokládané v rámci této práce, by však měly přinést co nejkomplexnější pohled
na geomorfologii obou zájmových území. Práce je rozdělena do sedmi základních částí.
V první části práce (kap. 1) jsou po Úvodu definovány hlavní cíle práce, které jsou pro
přehlednost rozděleny na cíle dílčí. Druhá část práce (kap. 2, 3 a 4) je věnována zájmovým
územím a poznatkům o jejich geologii a geomorfologii, které jsou o nich známé v současné
době. Třetí část práce (kap. 5) je věnována metodice výzkumů, a to od postupu a vysvětlení
nezbytného teoretického základu u použitých geomorfologických i negeomorfologických metod
až po vysvětlení základní struktury GmIS a postupu geomorfologické analýzy tak, jak byl
aplikován v této práci. Výsledky výzkumů jsou prezentovány ve čtvrté, analytické části práce
(kap. 6), která je členěna podle jednotlivých aspektů georeliéfu, aby logika prezentovaných
skutečností odpovídala tradičnímu přístupu k výzkumu georeliéfu (DEMEK eds. 1972). Pozornost
byla věnována postupně morfologii, morfometrii, morfogenezi, morfochronologii
a morfodynamice obou zájmových území. V páté části práce (kap. 7) je provedeno shrnutí
výsledků a srovnání obou zájmových území. Struktura této kapitoly je koncipována na základě
zhodnocení dílčích cílů práce, kterým je věnována pozornost jednotlivě u obou zájmových
území. Na tuto část práce navazuje část šestá (kap. 8), kde jsou dosažené výsledky
konfrontovány s výstupy výzkumů z jiných částí Šumavy. Práci uzavírá Závěr zaměřený na
zpočátku definované hlavní cíle práce, konkrétně zde jsou uvedeny hypotézy vývoje georeliéfu
obou zájmových území a zhodnocení problematiky GmIS i využití negeomorfologických metod
výzkumu.
8
1 Cíle práce
Předkládaná práce má dva, částečně se prolínající, hlavní cíle:
1.
detailní poznání geomorfologie dvou oblastí, v nichž se nachází relikty pleistocénního
horského zalednění, a to okolí Prášilského jezera a jezera Laka na Šumavě (Obr. 1) –
výzkum by měl vyústit ve stanovení hypotéz vývoje jejich georeliéfu;
2.
tvorba GmIS (Geomorfologického informačního systému) pro obě zájmová území
a jejich geomorfologická analýza v tomto systému.
Základní postup prací a použité metody výzkumu (1) jsou pro logickou návaznost a v souladu
s tradičním postupem geomorfologických výzkumů (DEMEK eds. 1972, HAYDEN 1986)
rozděleny do cílů dílčích (kap. 1.1) věnovaných problematice morfologie, morfometrie,
morfogeneze, morfochronologie a morfodynamiky obou zájmových území.
Tyto dílčí kroky, vedoucí k poznání jednotlivých složek georeliéfu, byly integrovány v rámci
GmIS (2). Proto jsou jednotlivé dílčí cíle formulovány nejprve obecně a následně tak, aby bylo
zřejmé, jaké konkrétní kroky byly v rámci tvorby GmIS, v daných fázích výzkumu prováděny.
Obr. 1: Geografická poloha zájmových území
1.1 Dílčí cíle práce
Hlavní cíle glaciologických výzkumů byly zaměřeny na výzkum morfoskulptury, která však
bývá víceméně závislá na morfostrukturních podmínkách (HAYNES 1968, MENTLÍK 2005b).
Morfostrukturní analýza proto byla primárně zaměřena na závislosti mezi geologickými
podmínkami zájmových území a rozsáhlejšími (především destrukčními) glaciálními formami.
Výzkum byl směřován na:
o analýzu petrologických podmínek zájmových území (viz kap. 3.1.1, 3.2.1),
o analýzu zlomů a puklin v širším okolí zájmových území (viz kap. 3.1.2 a 3.2.2),
o morfostrukturní analýzu v prostředí GIS vymezující hlavní geomorfologické linie
v širším okolí zájmových území (viz kap. 5.6 a 6.1).
9
Cílem výzkumu morfologie (kap. 6.2) bylo:
o přinést základní informace o morfologii větších geomorfologických celků (údolí), jejichž
součástí jsou zájmová území;
o dokumentovat morfologii konkrétních geomorfologických forem (morénových valů,
karových stěn apod.) prostřednictvím měřených profilů;
o vymezit a následně verifikovat hranice elementárních forem reliéfu, zejména ve složitém
a nepřehledném terénu.
Výzkum morfologických charakteristik v GmIS spočíval zejména v konstrukci a rozboru
různých typů profilů (podélných a příčných), dále linií potenciálního odtoku, dohlednosti atd.
Vybrané profily jsou uchovávány v GmIS pro možnost jejich využití v rámci budoucích
výzkumů.
Cíle výzkumu morfometrie je možné shrnout následujícím způsobem:
o analýza základních geomorfometrických charakteristik zájmových území, zejména map
sklonů a orientací svahů.
o porovnání morfometrických a morfologických charakteristik vybraných šumavských
karů. Charakteristiky byly zvoleny na základě studia literatury (FEDERICI & SPAGNOLO
2004, GARCÍA-RUIZ et al. 2000, GORDON 1977, ANIYA & WELCH 1981, EVANS 1977
atd.) (viz kap. 5.8.1.2, 5.8.1.3 a 6.3).
V rámci tvorby GmIS bylo v této části cílem vytvoření morfometrických map zájmových
území a vymezení jednotlivých elementárních forem reliéfu s jejich následnou verifikací.
Cílem výzkumu morfogeneze zájmových území bylo vypracování hypotézy jejich
geomorfologického vývoje.
V rámci GmIS bylo cílem výzkumu morfogeneze co nejpřesnější poznání geneze každé části
georeliéfu (resp. každé elementární formy) a uložení těchto informací v rámci GmIS (ukládání
atributových informací pro každou elementární formu).
U této části výzkumů byl kladen důraz na aplikaci systémového přístupu a uplatnění
interdisciplinárních metod (geologické, biologické metody, datování forem atd. – viz kap. 5.9
a 6.4).
Cílem výzkumu morfochronologie (kap. 5.10 a 6.5) bylo určení jednotlivých fází vývoje
georeliéfu zkoumaných území. Na této úrovni bylo cílem práce vytvořit v obou zájmových
oblastech lokální stratigraficko-morfologické systémy a následně se pokusit o jejich vzájemnou
korelaci s výsledky z dalších částí Šumavy (VOTÝPKA 1979, RAAB & VÖLKEL 2003
a VOČADLOVÁ & KŘÍŽEK 2005).
Na základě provedených výzkumů byly vytvořeny paleogeomorfologické systémy
jednotlivých stádií vývoje georeliéfu zájmových území (tato stádia byla spojována zejména
s glaciálním vývojem). Vytvořené paleogeomorfosystémy jsou modely vyjadřující rozložení
a vztahy jednotlivých geomorfologických forem jako prvků paleogeosystémů a umožňují jejich
vzájemné srovnání (kap. 6.5).
Cílem výzkumu morfodynamiky bylo poznání charakteru a intenzity recentních
geomorfologických procesů v zájmových územích (na Prášilsku viz MENTLÍK 2004b, 2005b,c)
(viz kap. 5.11 a 6.6).
10
2 Vymezení zájmových území
Výzkumy probíhaly ve třech oddělených rovinách:
o Morfostrukturní analýza širšího okolí zájmových území – do které byla zahrnuta
Debrnická hornatina a Modravské i Kocháňovské pláně (viz kap. 5.6 a 6.1).
o Srovnání morfometrických charakteristik vybraných karů – v rámci této části byla
provedena analýza a srovnání morfometrických charakteristik karů na české straně
Šumavy. Zkoumány byly kary Prášilského, Černého a jezera Laka, protože v těchto
oblastech bylo prováděno geomorfologické mapování a je tedy možné (v souladu
s terénními výzkumy) vymezit destrukční, deflační i konstrukční oblasti (viz kap. 5.8.1
a 6.3).
o Geomorfologická analýza v měřítku 1 : 5 000 – provedena v okolí Prášilského jezera
spolu se Starou jímkou a v okolí jezera Laka (viz dále).
Vzhledem k cílům práce byla zájmová území (Obr. 1) vymezena tak, aby do nich byly beze
zbytku zahrnuty krajinné prvky, u kterých je možné předpokládat přímý vliv zalednění
v pleistocénu.
Jejich vymezení bylo v okolí Prášilského jezera provedeno na základě výzkumů, které zde
probíhaly v letech 2000–2002. V rámci těchto výzkumů, byly v této oblasti vymezeny tři hlavní
geomorfologické areály oddělené hranicemi, jež mají rovněž plošný charakter (MENTLÍK 2002a,
MENTLÍK 2005b) – Tab. 1, Obr. 2.
Tab. 1: Hlavní geomorfologické areály v povodí Jezerního potoka (převzato z MENTLÍK 2002a,
MENTLÍK 2005b)
Sklony
Geomorfologický areál
Max.
(°)
Prům.
sklon
(°)
Převládající
sklony
1. Široké údolí
s plochým dnem
44,0
5,2
2–5° (52 %)
Hranice 1
32,6
5,0
2. Údolí tvaru V
44,8
Hranice 2
3. Údolí tvaru širokého
U
Převládající
reliéfotvorný
proces
Nadmořská výška
(m n. m.)
Příčný profil
Min.
Max.
Prům.
Pravděpodobně
pedimentace nebo
kryopedimentace,
822
995
866
Výrazně
asymetrické
5–15° (38 %)
X
860
1 051
897
Výrazně
asymetrické
11,3
5–15° (79 %)
Zpětná eroze,
svahové procesy
900
1 223
1 042
Tvar V
24,7
11,0
5–15° (80 %)
X
997
1 231
1 084
Tvar V
65,8
10,3
5–15° (64 %)
Glaciální,
kryogenní
1 015 1 315
a svahové procesy
1 167
Tvar U
Na Prášilsku byly relikty glaciální činnosti zjištěny pouze u geomorfologického areálu „údolí
tvaru širokého U“ a jeho hraniční zóně (Tabulka 1 a Obr. 2). Je zřejmé, že geomorfologické
procesy související se zaledněním však měly rozhodující vliv i na areál „údolí tvaru V“. Ten
s předchozím sousedí a lze předpokládat, že v rámci kaskádového geosystému sem byl
transportován materiál. Rovněž zde zřejmě docházelo ke zvýšenému působení
geomorfologických procesů spojených se zaledněním území (glaciofluviální činnost atd.).
Pro možnost co možná nejkomplexnější analýzy příslušného geomorfosystému byly jako
zájmová území v okolí Prášilského jezera vybrány oba sousedící geomorfologické areály
i s přilehlými hraničními zónami. Jedná se o oblast, u které byly zjištěny fosilní glaciální formy
(údolí tvaru širokého U s hranicí 2) a níže postavenou oblast (údolí tvaru V s hranicí 1) (Obr. 2).
11
Před zahájením výzkumů, konkrétně zaměřených k cílům této práce, byly v okolí jezera Laka
geomorfologické výzkumy prováděny v roce 2004 (viz MENTLÍK 2005a). Na základě těchto
výzkumů byl stanoven rozsah glaciálních sedimentů i glaciálních destrukčních tvarů. Analogicky
s oblastí Prášilského jezera bylo i v povodí Jezerního potoka vytékajícího z jezera Laka zájmové
území stanoveno tak, aby do něj byly zahrnuty veškeré relikty glaciální činnosti spolu se
sousedním, níže položeným geomorfologickým areálem (Obr. 11). Ve spodní části zájmového
území byla tedy hranice vedena tam, kde Jezerní potok (vytékající z jezera Laka) opouští údolí
výrazně asymetrického tvaru V a ústí na plošinu rozkládající se v okolí Staré Hůrky. V tomto
místě dochází k téměř pravoúhlému ohybu toku a následně se i mění charakter údolí (mezi
Hůreckým vrchem a Ždánidly má Jezerní potok poměrně hluboké fluviální údolí s výrazným
tvarem V).
Obr. 2: Vymezení hlavních geomorfologických areálů v povodí Jezerního potoka (vytékajícího
z Prášilského jezera); (převzato z MENTLÍK 2002a, MENTLÍK 2005b)
Je pravděpodobné, že Jezerní potok vytékající z jezera Laka původně směřoval téměř k severu
(do povodí dnešního Drozdího potoka) a celkový charakter údolí byl tedy podobný povodí
Jezerního potoka (vytékajícího z Prášilského jezera). K výše zmíněnému výraznému ohybu došlo
pravděpodobně v důsledku říčního pirátství typu T (třídění typů říčních pirátství viz LACIKA
2002) – viz dále.
U obou zájmových území byly do výzkumných prací kompletně zahrnuty i přilehlé hřbetové
plošiny a vrcholové partie (Obr. 10 a 11), a to z toho důvodu, že jejich geneze
a geomorfometrické charakteristiky přímo souvisí s vývojem přilehlých svahů i forem dna údolí
(z hlediska zalednění mají velký význam např. jako deflační plošiny). Je rovněž možné
předpokládat genetickou souvislost mezi zde se nacházejícími kryogenními tvary a glaciálním
reliéfem v údolích.
12
3 Geologické podmínky zájmových území
3.1 Geologické podmínky zájmového území v okolí Prášilského jezera
I když okolí Prášilského jezera patří do jednotvárné série moldanubika, je zde geologická
stavba relativně pestrá. Generelní stavba zájmového území je dána plutonickým jádrem
prášilského masivu a jeho moldanubickým pláštěm (PELC 1991). Můžeme říci, že v celkové
stavbě se nejvýrazněji projevují čtyři druhy hornin (Obr. 10, Obr. příl A).
o Chlorit-muskovitická svorová rula (místy až svor s xylitickým svorem) s granátem
a čočkami křemene – tvoří převážnou část východní části zájmového území (vrcholové
partie Poledníku, hřbetové plošiny a vrchol Skalky a značnou část svahů s východní
orientací údolí pod Skalkou – PELC & ŠEBESTA 1994).
o Silimanit-biotitická migmatitizovaná pararula převážně páskovaná, s přechody do
masivní biotitické pararuly – vytváří rozsáhlé hřbetové plošiny Jezerního hřbetu na
jihozápadě zájmového území (PELC & ŠEBESTA 1994).
o Středně zrnitá až hrubozrnná porfyrická biotitická žula (weinsberský typ) – vytváří
severovýchodní část zájmového území, především západní hřbet údolí Jezerního potoka.
Žula se však, v podobě ne příliš rozsáhlých poloh, projevuje i v západní části zájmového
území (nad Prášilským jezerem, ve vrcholových partiích Skalky a na svahu jímž
rozsocha Skalky spadá ke Kocháňovským pláním) (PELC & ŠEBESTA 1994) (viz Obr.
příl. B).
o Cordierit-biotitický migmatit nemulitového typu, místy s muskovitem – vytváří
severozápadní část zájmového území – svah, kterým přechází hřbetové plošiny pod
Skalkou do níže položených Kocháňovských plání (PELC & ŠEBESTA 1994).
Kromě výše uvedených hornin se zdají být geomorfologicky významné poměrně úzké, ale
dlouhé pásy kvarcitů a kvarcitické ruly. Delší a užší pás běžící zhruba v severozápadním směru
lemuje okraje hřbetových plošin u rozsochy Skalky. Druhý pás, širší a kratší, vytváří značnou
část svahu nad Prášilským jezerem a odtud vybíhá dále k severu (Obr. 10).
Nad Prášilským jezerem je výše zmiňovaný pás kvarcitů a kvarcitické ruly v severní a jižní
části karů prostoupen žulami. Podle PELCE & ŠEBESTY (1994) je zde předpokládána
i mylonitizovaná zóna se směrem Z–V. Na významné geologické rozhraní nad jezerem bylo
upozorňováno i v minulosti viz ŠVAMBERA (1914).
Pokud se týká pevnosti hornin v zájmovém území, Schmidt hammer testem bylo zjištěno, že
granity weisberského typu, nacházející se v povodí Jezerního potoka jsou pevné horniny
s poměrně stálou R hodnotou (Tab. 10). Naopak pevnost krystalických břidlic je výrazně závislá
na geomorfologické poloze sledovaného výchozu. Navíc, rozptyl naměřených R hodnot je tak
velký, že téměř znemožňuje jejich relevantní hodnocení (Tab. 10) (MENTLÍK 2005b).
Nejvýznamnější známé tektonické rozhraní v zájmovém území představuje předpokládaný
zlom zakrytý mladšími útvary (prášilský zlom), který má směr S–J a odděluje od sebe hlavní
výše popsané druhy hornin. V uzávěru údolí je naznačeno větvení zlomu, jež má zřejmě
souvislost s rozšiřováním údolí v jeho závěru (Obr. 10; Obr. příl. A).
U krystalických břidlic v zájmovém území rozeznáváme dva hlavní směry foliací
(Obr. příl. A). U svorových rul převládá směr SZ a sklon se pohybuje mezi 50–60° na východ,
což je významné zejména u skalních výchozů ve svahu nad Prášilským jezerem, kde na povrch
vystupují skalní plotny kontrolované foliací (Obr. příl. D) a dále ve hřbetových partiích Skalky,
kde foliace určuje tvar asymetrických skalních hradeb (kuestoidů) – viz Obr. 3 (MENTLÍK
2005b). Jako kuestoid je označována strukturně-geomorfologická forma morfologicky se
podobající kuestě. Termín kuesta je však spojován s formami, jež jsou podmíněny úklonem
13
vrstev u sedimentů (DEMEK 1987), kdežto termín kuestoid (kvestoid, monoklina) je spojován
s asymetrickými hřbety, jež vznikají v souvislosti s metamorfní břidličnatostí (foliací)
krystalických břidlic (ŠEBESTA 2005).
V okolí prášilského zlomu a u migmatizovaných pararul je směr foliace spíše SV se sklonem
na JV (Obr. příl. A). Foliace těchto směrů ovlivňuje zejména vzhled skalních útvarů ve Staré
jímce. Je pravděpodobné, že foliace těchto dvou směrů výrazně ovlivnily vývoj uzávěru údolí.
Obr. 3: Kuestoid na vrcholu Skalky (Foto 15); pod strmým skalnatým svahem se nachází
plošina zvýrazněná kryoplanací; převzato z (MENTLÍK 2005b)
Na skalních výchozech v povodí Jezerního potoka byly měřeny geologickým kompasem
všechny nalezené pukliny (MENTLÍK 2005b). U puklin byl vždy zaznamenán jejich směr a sklon.
Celkově bylo změřeno 213 puklin na krystalických břidlicích a 102 puklin na žulách.
Aby byly odlišeny tektonické pukliny a pukliny vzniklé odlehčením (rozlišení puklin viz
AHNERT 1996 nebo MENTLÍK 2005b) byly zvlášť hodnoceny pukliny se sklonem nad 75°
(označované jako tektonické pukliny) (Obr. 4), pukliny pod 75° (označované jako tlakové
pukliny) (Obr. 5) a souhrnně všechny zjištěné pukliny na krystalických břidlicích (Obr. 6).
U puklin na žulovém podkladě byl jejich převládající sklon kolmý nebo blízký kolmému. Tyto
pukliny byly zkoumány odděleně od puklin na krystalických břidlicích (Obr. 7).
U tektonických puklin (Obr. 4) byly na krystalických břidlicích zjištěny dva hlavní puklinové
systémy – 0–180° s vedlejším směrem 90–270° a směrem 126–306° v podstatě odpovídajícím
hlavnímu šumavskému směru s kolmým směrem 45–225°.
Na Obr. 5 jsou znázorněny měřené pukliny na krystalických břidlicích, jejichž sklon byl pod
75°. Počet těchto puklin byl výrazně vyšší než u puklin kolmých nebo mírně ukloněných – od
vertikálního směru (viz Obr. 4 a 6). Je zřejmé, že sledované pukliny se v zájmovém území
nacházejí převážně ve směrech v rozmezí mezi 135–160°. To v podstatě odpovídá převažujícímu
směru foliace v zájmovém území, a to jak podle geologické mapy (Obr. příl. A), tak na základě
vlastních měření na výchozech. Je tedy pravděpodobné, že tyto pukliny vznikly odlehčením
a následným působením exogenních činitelů podle ploch foliace. Skutečnost, že by se mohlo
jednat o pukliny vzniklé tektonickými procesy v hlavním šumavském směru, v tomto případě
vylučuje nepřítomnost kolmého směru na hlavní směr, jež by doplňoval kompletní puklinový
systém (viz Obr. 5).
Zjištěné výsledky byly interpretovány následujícím způsobem (MENTLÍK 2005b): původní
puklinový systém je pravděpodobně založený na foliaci odpovídající vrásové struktuře hřbetu
Poledníku resp. větší a starší struktuře, jež měla tento směr. Mladší pohyby podél prášilského
zlomu běžícího zhruba S–J směrem, pak byly důvodem pro zvýraznění tektonických puklin ve
směrech S–J a V–Z.
Zajímavá je však přítomnost směrů S–J i u tlakových puklin (Obr. 5). Protože tento směr
odpovídá průběhu zlomu v zájmovém území (prášilský zlom – viz výše) můžeme říci, že na této
diskontinuitě pravděpodobně docházelo k pohybům, jež mohly mít charakter střižného zlomu,
protože tlaky provázející tento pohyb se poměrně výrazně projevily vznikem u puklin všech
sklonů.
14
Obr. 4: Růžicový graf směrů tektonických puklin v povodí Jezerního potoka vytékajícího
z Prášilského jezera (na krystalických břidlicích) (n = 42); převzato z (MENTLÍK 2005c)
Obr. 5: Růžicový graf směrů tlakových puklin v povodí Jezerního potoka vytékajícího
z Prášilského jezera (na krystalických břidlicích) (n = 166); převzato z (MENTLÍK 2005c)
Obr. 6: Růžicový graf směrů všech puklin v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského
jezera (na krystalických břidlicích) (n = 213); převzato z (MENTLÍK 2005c)
15
Obr. 7: Růžicový graf směrů všech puklin v zájmovém území (na žulovém podkladě) (n = 102);
převzato z (MENTLÍK 2005c)
Z analýzy puklin na žulovém podkladě (Obr. 7) vyplývá, že v těchto horninách se téměř
vůbec nevyskytují pukliny S–J směrů, tedy takové, jež by odpovídaly tektonickým pohybům
podél hlavní tektonické linie v zájmovém území (více viz MENTLÍK 2005b).
Jako hlavní puklinový systém (S, Q pukliny), je možné interpretovat pukliny ve směru mezi
120–130° a směru na ně zhruba kolmém – mezi 20–50°. Směry mezi 85–95° a mezi 150–165°
jsou k nim diagonální (přičemž posledně zmíněný směr je poněkud odchýlen k západu – Obr. 7).
V podstatě se tak jedná o kompletní puklinový systém typický pro granity (JAROŠ & VACHTL
1992), jež je však výrazně odlišný od puklinového systému krystalických břidlic.
Pro doplnění objasnění vazby mezi puklinovým systémem granitů a jeho projevem na
skalních útvarech, bylo v zájmovém popsáno 9 puklinových či blokově puklinových jeskyní na
žulovém podloží (MENTLÍK 2005b).
Na základě této analýzy je možné označit směr mezi 120–135° za směr Q – široké pukliny
manifestující se výrazně na zemském povrchu v podobě zjištěných jeskyní. Tento směr je
zároveň i nejvíce zastoupeným směrem v zájmovém území (na granitech). Ve směru na něj
kolmém, mezi 20–50°, nebyly zjištěny žádné puklinové jeskyně. Tento směr tedy plně doplňuje
Q směr, a to jako směr S (úzké nevýrazné pukliny).
Tři jeskyně vznikly ve směru, jež je blízký směru S–J (směr odpovídající prášilskému zlomu
– viz výše), který se v celkovém puklinovém systému granitů neuplatňuje (Obr. 7) (MENTLÍK
2005b). Je proto pravděpodobné, že tektonické porušení, jež výrazně ovlivnilo puklinový systém
krystalických břidlic, se u granitů majících výrazně vyvinutý puklinový systém spojený
s tuhnutím magmatického tělesa (viz výše), tak výrazně neprojevil, ale přesto se uplatňuje na
modelaci skalních útvarů (vznik jeskyní).
Poměrně výrazná diferenciace hornin a jejich strukturní charakteristiky (jak puklinový systém
granitů, tak průběh foliace krystalických břidlic), se výrazně uplatňovaly při vzniku karu
Prášilského jezera (MENTLÍK 2005b). Z Obr. 8 je zřejmé, že severní polovina karové stěny je
kontrolována směry reprezentovanými v puklinovém systému granitů a jižní polovina směry, jež
jsou typické pro pukliny vznikající odlehčením (na krystalických břidlicích). Tyto pukliny
odpovídají směrům foliací v karové stěně a jejím okolí (Obr. příl. A) a podmiňují vznik skalních
ploten se sklonem a orientací, jež odpovídají tomuto směru.
16
Obr. 8: Vztah strukturních geologických prvků v okolí Prášilského jezera a generelní stavby
karu; převzato z (MENTLÍK 2005b)
schematické znázornění
hlavních směrů
skalních výchozů
v zájmovém
území
S, Q puklinový
systém granitů
skalní výchozy
na žulovém
podkladě
tvar karu
(půdorys)
skalní plotny
vznikající paralelně s
foliací
skalní výchozy vznikající na
čelech foliace
foliace krystalických
břidlic (v oblasti karu
je naznačena
její morfologická vazba
se skalními výchozy)
S
Z
V
J
hlavní geomorfologická
linie v zájmovém
území
Poznatky o kvartérním pokryvu zájmového území vychází především z geologické mapy
1 : 50 000 (PELC & ŠEBESTA 1994) – viz Obr. 10. Kvartérní sedimenty v zájmovém území je
možné rozdělit do tří skupin: pleistocénní, pleistocénní–holocenní a holocenní.
Pleistocénní sedimenty jsou v okolí Prášilského jezera zastoupeny „degradovanými
glaciálními sedimenty“ rozšířenými podél strmého svahu s převažující východní orientací nad
Prášilským jezerem a Starou jímkou – viz Obr. 10 (PELC & ŠEBESTA 1994).
Z pleistocénních–holocenních sedimentů jsou podle PELCE & ŠEBESTY (1994) zastoupeny
deluviální až deluviálně soliflukční sedimenty (hlinitopísčité a hlinitokamenité). Jejich rozšíření
je vázáno na svah s převažující západní orientací (v závěru údolí) a dno údolí (v nižších partiích
zájmového území (viz Obr. 10). Deluviální převážně kamenité až blokové sedimenty se podle
PELCE & ŠEBESTY (1994) v zájmovém území nenachází.
Z holocenních sedimentů v zájmovém území byly zjištěny (PELC & ŠEBESTA 1994):
o Rašeliny – jejich souvislý pokryv je vyznačen v oblasti Staré jímky (viz Obr. 10).
o Fluviální písčité hlíny (hlinité písky a štěrky) – vymapované všude v těsném sousedství
vodních toků a vodních ploch, bez výraznějšího plošného rozšíření (viz Obr. 10).
Protože geomorfologický výzkum úzce souvisí s kvartérně-geologickým výzkumy, byly
výsledky prezentované v této práci spojeny s mapováním kvartéru v rámci geologického
mapováním Šumavy v měřítku 1 : 25 000, na kterém se podílí i autor této práce (vedoucí
projektu J. Babůrek, ČGS Praha).
17
3.2 Geologické podmínky zájmového území v okolí jezera Laka
V okolí jezera Laka dominují tři hlavní druhy hornin (VEJNAR et al. 1991, PELC & ŠEBESTA
1994) (Obr. příl C):
o Biotitická a silimanit-biotitická migmatitizovaná pararula, místy s cordieritem – je
nejrozšířenější horninou v zájmovém území, vytváří celou jeho západní polovinu. Je
typická pro celou Debrnickou hornatinu a najdeme ji v jejích nejvyšších partiích
(zájmového území i Debrnické hornatiny) – v okolí vrcholové plošiny Plesné
(1 336 m n. m.). Na rozdíl od svorových rul není výskyt této horniny spojován
s existencí pásů kvarcitů či kvarcitických rul. Ani vrcholová plošina Plesné není
provázena žádnou podobnou strukturou, naopak, vystupuje v homogenním horninovém
prostředí (VEJNAR et al. 1991) – Obr. příl. C. Je tedy problematické ji považovat za suk
jako například u Poledníku.
o Cordierit-biotitický migmatit nebulitového typu (místy s muskovitem) – tvoří
východní polovinu zájmového území s vrcholovými partiemi Ždánidel (1 308 m n. m.)
a rozsochu Dřevěnné hole (Obr. příl. C).
o Žula weinsberského typu – tvoří nižší partie zájmového území v jeho severní části
(okolí Staré Hůrky) – Obr. příl. C.
Vedle výše uvedených nejrozšířenějších hornin se v zájmovém území nachází plošně méně
rozsáhlé polohy hornin (Obr. 11). Geologicky poměrně homogenní migmatitizované pararuly
jsou prostoupeny tělesem biotitických granodioritů. Tato poloha je z hlediska
geomorfologických výzkumů poměrně významná, protože granodioritové bloky, jež jsou
roztroušeny v celém konstrukčním glaciálním segmentu a na rozdíl od krystalických břidlic
umožňují použití Schmidt hammer testu pro relativní datování forem.
Výrazně komplikovaná geologická stavba je ve vrcholových partiích Ždánidel. Vedle sebe
zde paralelně běží pásy tří druhů hornin (ve směru Z–V) (PELC & ŠEBESTA 1994):
o leukokrátní drobnozrnná až středně zrnitá biotitická a muskovit-biotitická žula,
o žula weinsberského typu,
o masivní drobnozrnný až středně zrnitý cordierit-biotitický migmatit (anatexit), s přechody
do perlové ruly.
Poloha žul weinsberského typu se nachází i ve vrcholových partiích Dřevěné hole.
V generelní stavbě zájmovým územím probíhá zlom, který od sebe odděluje výše uvedené
hlavní druhy hornin (Obr. příl. C). Jeho směr je zpočátku (na severu zájmového území) S–J, ale
později se mění (asi 400 m severně od jezera Laka) na směr SZ–JV a následně prochází
výrazným sedlem (Zlatý stoleček) mezi Ždánidly a Plesnou (Obr. příl. C).
Foliace krystalických břidlic má v zájmovém území generelní směry SSZ–JJV
(u migmatitizovaných pararul v širším okolí vrcholových partií Plesné). Tyto směry se poměrně
výrazně projevují u skalních výchozů v západní části karu jezera Laka, kde na těchto
morfostrukturních predispozicích vznikají výrazné skalní plotny (Obr. příl. D).
U migmatitů ve východní části zájmového území se směry foliace mění na SZ (na jihu resp.
v okolí vrcholových partií Ždánidel) až na směry S–J na rozsoše Dřevěné hole. Tento směr
foliace koresponduje se směrem zlomu i hřbetu Dřevěné hole (Obr. příl. C).
Měření puklin v zájmovém území u jezera Laka bylo více problematické z důvodu menšího
počtu skalních výchozů než v okolí Prášilského jezera, a to zvláště u žul a granodioritů. Celkem
bylo měřeno 108 puklin, z toho 31 na žulových výchozech (resp. na granodioritu v karové stěně
jezera Laka – 23 měření a na výchozech žuly weinsberského typu na Dřevěné holi – 8 měření).
77 puklin bylo měřeno na výchozech krystalických břidlic (Obr. 9). Tyto výchozy se nachází
v karové stěně jezera Laka (16 měření), kde je však výskyt puklin poměrně sporadický, protože
skalní útvary zde jsou většinou plotny vzniklé souhlasně s foliací rul. Další místo výskytu
skalních výchozů na krystalických břidlicích byly vrcholové partie Ždánidel (61 puklin).
18
Z analýzy puklin měřených v zájmovém území na krystalických břidlicích (Obr. 9) vyplývá,
že zde převládají pukliny směrů mezi 270–320°. Jedná se přibližně o směr SZ–JV, který
převládá u směrů foliace ve vrcholových partií Ždánidel, kde se nachází největší množství
skalních výchozů a byl zde tedy naměřen i největší počet puklin (viz výše). Foliace těchto směrů
(mírně odchýlená k severu) se nachází i u pararul tvořících karovou stěnu jezera Laka (Obr. příl.
C). Je tedy pravděpodobné, že stejně jako v okolí Prášilského jezera, tak u jezera Laka převažují
pukliny vzniklé na strukturních predispozicích horniny (foliaci) odlehčením.
Obr. 9: Všechny měřené pukliny na krystalických břidlicích v zájmovém území v okolí jezera
Laka (n = 77)
0
315
45
0
2
4
6
270
8
90
135
225
180
I přes menší počet byly analyzovány pukliny tektonické (na krystalických břidlicích), tedy ty,
u kterých byl zjištěn větší sklon než 75°. Na rozdíl od okolí Prášilského jezera byly zjištěné
převažující směry i u těchto puklin shodné s generelním. Směr tektonické linie (SJ) se u puklin
tedy výrazněji neprojevil.
U granitických hornin byly zjištěny dva hlavní směry, a to SZ–JV a na něj kolmý SV–JZ, ale
věrohodnost výsledků komplikuje malý počet měření (viz výše). Jedná se však o stejné hlavní
směry jako byly zjištěny v okolí Prášilského jezera.
Poznatky o kvartérním pokryvu zájmového území vychází především z geologických map
1 : 50 000 (VEJNAR et al. 1991 a PELC & ŠEBESTA 1994) – viz Obr. 11. Kvartérní sedimenty
v zájmovém území je možné rozdělit do dvou skupin: pleistocénní–holocenní a holocenní
sedimenty. Je zajímavé, že autoři citovaných map vůbec neuvádějí existenci
pleistocénních – glaciálních sedimentů.
Jako pleistocénní až holocenní sedimenty jsou v zájmovém území podle PELCE & ŠEBESTY
(1994) zastoupeny deluviální až deluviálně soliflukční sedimenty (hlinitopísčité
a hlinitokamenité). Jejich výrazné plošné rozšíření je vázáno zejména na severozápadní svah
Ždánidel (v uzávěru údolí) a částečně na dno údolí (viz Obr. 11). Podle VEJNARA et al. (1991)
jsou v karu jezera Laka a sníženinách doprovázejících vodní toky v západní polovině zájmového
území rozšířeny deluviální sedimenty.
Z holocenních sedimentů byly v zájmovém území zjištěny fluviální písčité hlíny (hlinité
písky a štěrky) – vymapované všude v těsném sousedství vodních toků a vodních ploch, bez
výraznějšího plošného rozšíření (PELC & ŠEBESTA 1994) – označené pouze jako fluviální
sedimenty (VEJNAR et al. 1991).
Protože geomorfologický výzkum úzce souvisí s kvartérně-geologickým výzkumy, byly
výsledky prezentované v této práci spojeny s mapováním kvartéru v rámci geologického
mapováním Šumavy v měřítku 1 : 25 000 (list Železná Ruda) (vedoucí projektu J. Babůrek, ČGS
Praha).
19
4 Stav geomorfologicko–glaciologických výzkumů
4.1 Rozbor literatury (se zaměřením na zalednění Šumavy) na české straně
Geomorfologický výzkum šumavských jezer byl od počátku spojen především se studiemi
glaciologickými. Intenzivní výzkum této problematiky probíhal v letech 1880–1933. Výsledky
mnohých a často protichůdných studií shrnuli KUNSKÝ (1933), VOTÝPKA (1979), CHÁBERA
(1975, 1987) a dále i (PELÍŠEK 1978) – v Německu například PFAFFL (1986). Nesourodá
metodika, kterou nacházíme u starších prací – např. RATHSBURG (1928, 1932) se v rámci
glaciologických výzkumů nezabýval složením a strukturou sedimentů, ale zajímaly ho pouze
povrchové tvary (KUNSKÝ 1933), nedává příliš velké možnosti pro použití tehdejších výsledků
terénních výzkumů v dnešní době.
Výzkumy zalednění Šumavy jsou do roku 2000 poměrně kusé. SEKYRA in KODYM (1961)
předpokládá omezení ledovcové činnosti na erozní a akumulační působení v karech.
Po zhodnocení údajů o zalednění Šumavy stanovil následující fakta, která považuje za typická
pro všechna šumavská jezera (SEKYRA in KODYM 1961):
o všechny kary mají podobnou modelaci – karovou stěnu a pánev;
o morénové valy různého rozsahu a mocnosti hradí jezerní oblast i v několika obloucích;
o nejníže položená koncová moréna karového ledovce je zpravidla vzdálena několik set
metrů od jezerní pánve;
o střední morénový pás u všech jezer je v nadmořské výšce 1 000–1 100 m n. m., všechna
karová jezera leží mezi izohypsou 900–1 100 m n. m.;
o poloha (expozice) karů je mezi S a JV (resp. J – u Roklanského jezera) (HOUSAROVÁ
& MENTLÍK 2004);
o kary nejsou vázány na určitou horninu.
Podle CHÁBERY (1987) je nutné (vzhledem k poloze Šumavy vůči oceánu) se přiklonit
k představě pouze lokálního zalednění ve formě malých karových ledovců, které vznikaly na
predisponovaných místech (především svazích se SV expozicí).
VOTÝPKA (1979, 1997), na základě vlastních terénních výzkumů, předpokládá vzhledem
k nadmořské výšce a poloze Šumavy v pleistocénu větší hromadění sněhu pouze v rozsáhlejších
depresích vrcholové části hlavního hřbetu. Tyto deprese podle něho vznikaly v pramenných
oblastech extraglaciálním zvětráváním, ještě před vytvořením malých karových ledovců.
V niválním klimatu se pak v hlubokých sníženinách usazovaly karové ledovce, z nichž některé
přispěly k přehloubení, vyklizení a zahrazení nynějších jezerních pánví. Předpokladem pro vznik
údolního závěru se skalní stěnou (v oblasti Plechého) bylo zejména specifické uspořádání
puklinových systémů granitů (VOTÝPKA 1979).
Pokud v minulosti byly prováděny další výzkumy – na základě kterých vyslovili své
domněnky např. SEKYRA IN KODYM (1961) a CHÁBERA (1987) – nebyly jejich výsledky nikde
publikovány. Je pravděpodobné, že se spíše jedná o přebírání názorů prezentovaných KUNSKÝM
v jeho shrnujícím článku z roku 1933 (KUNSKÝ 1933). Tato skutečnost je zajímavá o to více, že
KUNSKÝ zřejmě článek chápal jako shrnutí a definování dvou protichůdných názorů, které v té
době řešily zalednění Šumavy. Můžeme se domnívat, že toto shrnutí mělo sloužit jako základ
a jakési povzbuzení dalšího výzkumu – autor se přímo nepřikláněl k žádné z uvedených hypotéz
(rozsáhlé či lokální zalednění Šumavy), naopak, tuto otázku nechával otevřenou. Je faktem, že
nástup fašismu a následný rozvoj komunismu téměř zastavily výzkumné aktivity v pohraničních
územích Šumavy.
20
Obr. 10: Vymezení zájmového území a geologické podmínky v okolí Prášilského jezera;
podklad geologická mapa 1 : 50 000 (doplněno podle PELC & ŠEBESTA 1994); digitální podklad
zapůjčen Správou NP a CHKO Šumava
Výsledky novějších glaciologicky-geomorfologických výzkumů okolí Černého jezera přináší
práce VOČADLOVÉ & KŘÍŽKA (2005). I když se jedná o první výstup prací v této oblasti,
z publikovaných výsledků je možné získat informace o rozloze a charakteru konstrukčních
i destrukčních glaciálních forem a jejich základní morfologii (především odvozené z DMR
zájmového území).
V roce 2004 (HOUSAROVÁ & MENTLÍK 2004) bylo provedeno srovnání vybraných
morfometrických charakteristik některých glaciálně podmíněných forem reliéfu Šumavy
21
a Bavorského lesa, na jejichž základě byly vysloveny následující závěry (HOUSAROVÁ
& MENTLÍK 2004):
o rozsah glaciálně podmíněných oblastí z hlediska rozložení nadmořských výšek je závislý
na nadmořské výšce, ve které se nachází deflační plošina;
o u některých sledovaných oblastí bylo zjištěno typické rozložení ploch, a to zvýšení
rozlohy ploch v nejníže a nejvýše položených nadmořských výškách zájmových území;
o morfometrické charakteristiky, které odlišují glaciálně přemodelovaná území od okolního
středohorského georeliéfu jsou: relativně vysoká rozloha svahů se sklonem nad 15°
a přítomnost svahů se sklony nad 55°. Tyto charakteristiky se nevyskytují u všech
sledovaných, glaciálně podmíněných forem Šumavy a je proto pravděpodobné, že míra
glaciální eroze se v jednotlivých územích poměrně výrazně lišila. Její intenzita, a tedy
výsledné přemodelování zájmových území, není závislá na převládající orientaci svahů –
glaciální formy se vyvinuly i na svazích s teplou (J) orientací (Roklanské jezero);
o pro vznik ledovců na Šumavě měly velký význam morfostrukturní predispozice resp.
existence tektonických linií S–J směru, na které byly vázány výrazné svahy
s převládající východní orientací;
o sledovaná území morfologicky odpovídají uzávěrům údolí definovaných AHNERTEM
(1996) – ke každému glaciálně přeměněnému uzávěru údolí je možné přiřadit
odpovídající typ uzávěru, jež nebyl glaciálně modelován. Tato skutečnost nasvědčuje
značnému významu preglaciálního georeliéfu pro dnešní vzhled zájmových území.
Na základě výše uvedených skutečností a závěrů, vyslovených MENTLÍKEM (2002a, 2003)
byla formulována následující hypotéza (HOUSAROVÁ & MENTLÍK 2004): morfostrukturní
podmínky (resp. přítomnost tektonických linií S–J směru) výrazně ovlivnily intenzitu
glaciální činnosti na Šumavě (vznik sněžníků a většinou malých ledovců). Ve srovnání
s ostatními našimi pohraničními pohořími (Krušné hory, Hrubý Jeseník a Orlické hory),
kde glaciální činnost v chladných obdobích pleistocénu byla podstatně menší než na
Šumavě, je pravděpodobné, že to mohla být právě přítomnost strukturně podmíněných
strmých svahů s převládající východní orientací, která měla význam pro zvýšenou glaciální
činnost na Šumavě a v Bavorském lese (východní orientace je z důvodu spotřeby sluneční
energie na odpar noční vlhkosti celkově chladnější než orientace západní). Dosud je tento
rozdíl mezi zmíněnými pohořími přičítán zejména klimatickým faktorům (vzrůstající
kontinentalita směrem na východ od Atlantského oceánu). Při geomorfologických
výzkumech v těchto pohořích by tedy bylo vhodné, věnovat tomuto aspektu zvýšenou
pozornost.
Vyslovené závěry a uvedená hypotéza však nevysvětluje následující skutečnosti:
o Z jakého důvodu v chladných (čistě severních) uzávěrech údolí nevznikly nejvýraznější
geomorfologické formy – naopak proč například Stará jímka (Foto 7) nebo Zazemněné
jezero pod Roklanem vykazují, z hlediska morfometrických charakteristik, poměrně
malé přemodelování glaciální činností?
o Proč čtvrtá výrazná orientace u údolních uzávěrů s chladnou orientací není SZ, ale pouze
východní, severovýchodní a severní?
Zde definovaná hypotéza a uvedené rozpory mohou být podnětem pro další výzkumy. Právě
podrobný terénní výzkum a zpracování dané problematiky na základě podrobnějších dat, by
mohly přinést odpovědi na vyslovené otázky.
K poznání problematiky geneze šumavských jezer přispívají i další výzkumy,
a to geochemické rozbory jezerních sedimentů (VESELÝ et al. 2004), výsledky pylových analýz
šumavských rašelinišť např. (BŘÍZOVÁ 1996 a 2004a), (SVOBODOVÁ et al. 2002), dále pak
jezerních sedimentů např. (BŘÍZOVÁ 1996, VESELÝ 1998). Zajímavá je pylová analýza
kompletního vrtu pocházejícího ze sedimentů Plešného jezera (JANKOVSKÁ 2004b).
Výsledky numerického datování přináší z oblasti Plešného jezera VESELÝ et al. (2004).
Z analýzy 5,6 m mocného profilu, který zahrnoval období posledních 14,4 tisíc let vyplývá, že
k výrazné klimatické změně (začátek holocénu) došlo asi před 11,6 ka. Celkově bylo možné
22
odebraný profil rozdělit na dvě hlavní části. Mladší vrstvy měly značný obsah organické hmoty
(hranice v 2,73 m). Rychlost sedimentace v tomto mladším období byla asi 25 g.m-2 za rok. Tyto
mladší sedimenty s bohatým obsahem organické hmoty byly datovány AMS 14C makrofosilií
(např. zbytků listů), separovaných při dělení profilu (VESELÝ et al. 2004).
Naopak v pozdním glaciálu byla rychlost sedimentace odhadována na 1 600 g.m-2 za rok.
Organických sedimentů se v těchto usazeninách vyskytovalo podstatně méně, a proto nebylo
možné provést ani datování vzorků. VESELÝ et al. (2004) přičítá zmenšení podílu organické
hmoty v sedimentech jejímu „zředění“ velkým množstvím anorganického materiálu, jež byl
přinášen do jezera. Je však třeba říci, že i charakter fytocenóz byl naprosto jiný, což muselo
obsah organického materiálu v sedimentech rovněž značně ovlivňovat. Protože malé množství
organické hmoty v sedimentech pozdního glaciálu výrazně omezuje jejich datování
(radiokarbonovým datováním), byla vyvinuta originální metoda (VESELÝ et al. 2004), která
srovnává změny hodnot rubidia (Rb) se změnami hodnot izotopů 18O z profilu GISP2. Ze
srovnání vyplývá, že v obdobích chladnějších byly koncentrace rubidia vyšší a naopak, což je
přikládáno zadržování rubidia v povodích při tvorbě jílových minerálů (byla intenzivnější
v teplejších obdobích) (VESELÝ et al. 2004). Metoda je však otestována pouze na jedné lokalitě
(Plešné jezero) a je nutné ještě další ověření (VESELÝ 2004 ústní sdělení).
V jezerních sedimentech je tedy možné sledovat změny v rychlosti sedimentace i v intenzitě
geomorfologických procesů způsobujících zazemňování jezer. Ze závěrů publikovaných
VESELÝM et al. (2004) je zřejmé, že rychlost zanášení jezera (převážně anorganickým
materiálem) byla v pozdním glaciálu 64x větší než v holocénu.
Komplexní výsledky pylových analýz v oblasti Šumavy přináší (SVOBODOVÁ et al. 2002).
Porovnáním 17 profilů z rašelinišť, která se nacházela v různých částech Šumavy, a tedy
i v odlišných klimatických podmínkách (Hůrecká slať, Rokytecká a Rybárenská slať a Velká
resp. Malá niva u Lenory) bylo ověřeno, že vývoj rašelinišť na Šumavě započal již před 13 000
lety (nejstarší dryas/bölling), a to na jihovýchodě pohoří ve Vltavické brázdě.
Vznik a vývoj rašelinišť byl však výrazně ovlivněn jejich polohou. Nejpozději se začala
vyvíjet rašeliniště rozsáhlého komplexu na Modravských a Kvildských pláních. SVOBODOVÁ
et al. (2002) uvádí, že k tomu došlo na začátku holocénu (v preboreálu) před 10 000 lety. V té
době byla okolí rašelinišť pokryta společenstvy Betula-Pinus mugo. Období boreálu pak bylo
charakterizováno rozšířením Corylus a Pinus. V atlantiku se potom objevuje Picea a později
Fagus. Tyto druhy formovaly klimaxové smrčiny a smrko–bukové lesy (SVOBODOVÁ et al.
2002).
V subboreálu (4 000 BP) a starším subatlantiku (2 000 BP) docházelo v okolí rašelinišť
k rozšiřování Picea-Fagus-Abies lesů v nichž hrály rozhodující roli jedle. Abies byla v této
centrální oblasti podstatně více rozšířena než v západní části Šumavy. V mladším subatlantiku
Abies a Fagus ustoupily a byly nahrazeny Picea a Pinus (SVOBODOVÁ et al. 2002).
Tyto skutečnosti mají poměrně velký význam, protože je pravděpodobné, že společenstva,
která se vyskytovala v okolí karů, by mohla mít podobný (pravděpodobně však ještě více
zbržděný) vývoj, což potvrzuje i pylový diagram publikovaný JANKOVSKOU (2004).
23
Obr. 11: Vymezení zájmového území v okolí jezera Laka; podklad geologická mapa 1 : 50 000
(doplněno podle PELC & ŠEBESTA 1994 a VEJNAR et al. 1991); digitální podklad zapůjčen
Správou NP a CHKO Šumava
4.2 Rozbor literatury (se zaměřením na zalednění Šumavy) na bavorské straně
Na německé (bavorské) straně Šumavy popisuje (PFAFFL 1986) na příkladu oblasti „Lachen“
pod Enzianberg (1 285 m n. m.) typ reliéfu, který dává do spojení se zaledněním v pleistocénu.
V této souvislosti uvádí i další lokality podobného charakteru, které podle něho byly ovlivněny
ledovcovou činností.
Dále uvádí (PFAFFL 1998) poznatky získané při geologickém mapování v měřítku 1 : 5 000
z oblasti Velkého javorského jezera a severního karu Roklanu.
24
Severní kar Roklanu popisuje jako staré zazemněné ledovcové jezero, které je hrazeno čtyřmi
valy čelních i postraních morén (existence jezerních sedimentů však není exaktně prokázána,
protože vrtáno bylo pouze do hloubky 2 m). Dále se snaží shrnout poznatky o šumavských
jezerech (PFAFFL 1992) a najít souvislosti mezi hloubkou jezera a jeho vodní plochou, dále mezi
nadmořskou výškou akumulačního (deflačního) prostoru a nadmořskou výškou karu jezera.
Předpokládá také souvislost mezi délkou ledovce a výškou akumulační (deflační) oblasti, mezi
odolností horniny a hloubkou jezerní pánve. Zvláštní význam pak přikládá vrcholům
o nadmořské výšce 1 300–1 400 m n. m. Podle PFAFFLA (1992) vznikly v okolí těchto vrcholů
opravdu rozmanité a jedinečné glaciální tvary.
Jedinými informacemi o konkrétní době deglaciace šumavských karů na německé straně
Šumavy, které jsou podložené interdisciplinárním výzkumem a numerickým datováním, jsou
výsledky prací z oblasti Malého javorového jezera (RAAB & VÖLKEL 2003). Podle všeho, byl kar
Malého javorového jezera bez zalednění již před mladším Dryasem.
Zmínění autoři zejména vycházeli z rozboru přes 10 m mocného organicko–lakustrinního
profilu (RAAB & VÖLKEL 2003), rozděleného do dvou základních částí. Přes 6 m mocná vrstva
rašeliny překrývala asi 5 m mocnou vrstvu písčito-jílovitého materiálu s malým obsahem
organických částic. Nekalibrovaný radiokarbonový věk bazálních sedimentů udává stáří
12 311+-372 14C let BP u pylového vzorku z hloubky 10,55 m a 12 470 +- 202 14C let BP
u vzorku rašeliny z hloubky 10,54 m. Jedná se tedy o dobu, kdy již nebyla jezerní pánev Malého
Javorského jezera pravděpodobně zaledněna.
Pomocí IRSL (infrared stimulated luminiscence) datování báze glacio-lakustrinních
sedimentů (RAAB & VÖLKEL 2003) z těsného předpolí jezera vyplývá, že poslední zalednění
v této oblasti začalo 32,4 ± 9,4 ka. Poměrně velké rozpětí je způsobeno problematikou
vyplývající z užití dané metody v případě glaciolakustrinních sedimentů, kdy není zcela jisté, zda
došlo k vynulování luminiscenčního signálu. Autoři však i přes zmiňované pochybnosti uvádí
tuto hodnotu jako věrohodnou. Navíc jsou dále zpracovávány i další vzorky (RAAB & VÖLKEL
2003).
Z výzkumů provedených v oblasti Malého javorového jezera (R AAB & VÖLKEL 2003) je
zřejmé, že poslední chladný výkyv (mladší dryas) již nezpůsobil vznik ledovce, a to v území,
které má v porovnání s ostatními glaciálně ovlivněnými lokalitami na Šumavě asi nejvhodnější
podmínky pro zalednění – vazba na Velký Javor (1 450 m n. m.) a poměrně rozsáhlé hřbetové
plošiny mezi Malým a Velkým Javorem.
Na Prášilsku (a pravděpodobně i u většiny ostatních šumavských jezer) tedy byla deglaciace
ukončena buď ve stejné době nebo spíše o něco dříve, což poměrně dobře koresponduje
s výsledky VESELÉHO et al. (2004).
4.3 Stav geomorfologických výzkumů v okolí Prášilského jezera
4.3.1 Shrnutí starších výzkumů
Okolí Prášilského jezera je oblastí, kde byly v minulosti výzkumné geomorfologické práce
prováděny pouze minimálně a většinou byly součástí jiných výzkumných aktivit např. (PELÍŠEK
1978) – pedologický výzkum.
Značný význam pro poznání fyzicko-geografických poměrů Prášilského jezera mají
limnologické výzkumy. Ty ve větším rozsahu prováděl jako první WAGNER (1897). Měřil
hloubku jezera, teplotu a průhlednost vody. Rovněž upozornil na Alte Schwelle (dnes
označovanou jako Stará jímka – Foto 7), kde předpokládal existenci jezera, údajně souvisejícího
s jezerem Prášilským. Další výzkumy zde prováděl ŠVAMBERA (1914). Uskutečnil 258
hloubkových měření v deseti profilech, 90 měření teploty vody jezera a jeho přítoků. Dále
věnoval pozornost průhlednosti vody (ŠVAMBERA 1914).
Nejnovější limnologické výzkumy na Prášilském jezeře prováděl ZBOŘIL (1996). Citované
informace jsou uvedeny i v publikaci (JANSKÝ & ŠOBR et al. 2003) – v dalším textu je citován
pouze primární zdroj. Výstupy, které jsou z těchto prací využitelné v rámci geomorfologických
25
výzkumů jsou zejména batymetrická měření jezera (Obr. 12) a popis základních
morfometrických charakteristik jezera. ZBOŘIL (1996) se věnoval stručně i geologii
a geomorfologii bezprostředního okolí Prášilského jezera.
Morfologii deflační hřbetové plošiny, karové stěny a glaciálních sedimentů dokládá profilem,
na kterém je patrný menší sklon ve spodní části karové stěny. Zde je však třeba zdůraznit, že při
tvorbě profilu došlo zřejmě k metodické chybě, kdy jeho linie byla vedena šikmo přes
vrstevnice, a to až pod úhlem 30° (ZBOŘIL 1996, Obr. 2). Profil přechází z jižní části karové
stěny, která je rulová a spadá velmi strmě, do žulové části (severní), jež má ve spodních partiích
sklon skutečně zmírněný osypem. Šikmé vedení profilu navíc výrazně prodloužilo délku úseku
s menším sklonem ve spodní části. Pravděpodobně vzhledem ke zvolenému měřítku není
v prezentovaném profilu (ZBOŘIL 1996) vůbec zachycené zmírnění sklonu svahu, které najdeme
ve střední části karové stěny. Dva měřené profily vedené svahem nad jezerem jsou publikovány
v prácích MENTLÍKA (2002a, 2005b). Profily jsou vedeny v různých částech karové stěny
a kolmo na vrstevnice.
V práci ZBOŘILA (1996) jsou rovněž uvedeny morfometrické charakteristiky povodí
Prášilského jezera. Toto povodí je však antropogenním zásahem (existence původně turistické
cesty ve svahu nad Starou jímkou) neúměrně zvětšeno, a proto uvedené charakteristiky
neodpovídají skutečným geomorfologickým poměrům (MENTLÍK 2002a). K vymezení povodí na
základě přirozených odtokových poměrů byl použit DMR a z něj vyplývající morfometrické
charakteristiky povodí jsou uvedené v práci MENTLÍKA (2002a).
Obr. 12: Batymetrická mapa Prášilského jezera; převzato z (ZBOŘIL 1996)
4.3.2 Shrnutí stavu současných výzkumů v okolí Prášilského jezera
Jak již bylo uvedeno v úvodu, v okolí Prášilského jezera probíhají geomorfologické
výzkumné práce od roku 2000 (MENTLÍK 2002a,b, 2003, 2004a,b). Stav výzkumů na konci roku
2004 byl, spolu s některými novějšími poznatky týkajícími se recentních geomorfologických
26
procesů (MENTLÍK 2005c), monograficky zpracován v rámci práce MENTLÍKA (2005b), jež
posloužila jako základ pro další rozpracování zkoumané problematiky v této práci.
V povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera byly, geomorfologickou
regionalizací provedenou na základě morfologické a morfometrické analýzy, v daném povodí
vymezeny tři areály (oblast širokého údolí s plochým dnem, oblast údolí tvaru V a oblast údolí
tvaru širokého U) s dvěma přechodnými zónami (Obr. 2). U všech hlavních areálů, jež byly
zjištěny v povodí Jezerního potoka, můžeme s ohledem na genezi zjistit společný projev
glaciálních či periglaciálních geomorfologických procesů (MENTLÍK 2005b):
o v údolí tvaru širokého U byla zjištěna glaciální geneze, jejíž existence je jasně prokázána;
o v oblasti údolí tvaru V byla zjištěna sklonová asymetrie svahů svědčící o možném vzniku
v periglaciální zóně, resp. v podmínkách permafrostu;
o v údolí tvaru údolí s plochým dnem je jednou z možných hypotéz vývoje západního svahu
Slunečné (995,6 m n. m.) kryopedimentace.
Pro návaznost geomorfologických forem v jednotlivých částech údolí je možné předpokládat
i společný faktor vedoucí k jejich vzniku. Znamená to, že dynamika vývoje georeliéfu
zájmového území výrazně poklesla na hranici pozdního glaciálu a holocénu, a že v hlavních
rysech georeliéfu jsou stále patrné prvky vzniklé v glaciálních resp. periglaciálních podmínkách,
a to ve všech částech povodí.
Ve vybrané části zájmového území (glaciální segment cf. MENTLÍK 2004b, 2005b) bylo na
základě analýzy recentních geomorfologických forem zjištěno sedm recentních
geomorfologických procesů v pravém smyslu slova. Nejvýraznějším zjištěným
geomorfologickým procesem byla fluviální eroze a akumulace vytvářející největší recentní
geomorfologické formy v zájmovém území („permanentní svahové erozní rýhy“ a výplavové
kužele). Z fluviálních forem je zajímavý výskyt strží, jež jsou v povodí Jezerního potoka vázány
na nezpevněné sedimenty rozšířené podél úpatí strmého svahu s převažující východní
orientací – viz Tab. 29 (MENTLÍK 2004b, 2005b,c).
Z forem vytvořených svahovými pochody má zvláštní význam strukturní mura, jejíž vznik je
spojen s extrémními klimatickými událostmi v roce 2002. Na murovou dráhu jsou vázány i další
procesy, jako je opadávání skalních úlomků (které však přímo nesouvisí s jejím vznikem) a
jehlovitý led. Mura vznikla v jednom ze dvou výrazných úžlabí (tzv. murová úžlabí), která se
nachází ve svahu nad Prášilským jezerem. Jižněji ležící úžlabí (dnes neaktivní) je morfologicky
velice podobné, a proto můžeme předpokládat i u něj srovnatelnou, tedy murovou, genezi. Je
tedy možné, že mury dříve výrazně modelovaly georeliéf zájmového území ve větší míře.
K jejich nejvýraznějšímu působení pravděpodobně došlo v paraglaciální fázi vývoje geosystému
(tedy po ablaci ledovce) (MENTLÍK 2004b, MENTLÍK 2005b,c).
V murovém úžlabí můžeme sledovat výrazné zřetězení forem, jež má charakter katény. Její
nejvýznamnější části jsou – viz Obr. příl. KK:
o část svahu pod hranou hřbetové plošiny – nivační sníženina (Foto 18),
o svah – odlučná a transportní oblast mury,
o akumulační oblast.
Je pravděpodobné, že právě tyto procesy měly stěžejní význam při celkovém ústupu svahu
(ostatní procesy, zejména opadávání skalních úlomků navazovaly na jejich činnost), a to zejména
v paraglaciální fázi vývoje krajiny.
Zřetězení geomorfologických procesů je patrné i u „permanentních erozních svahových rýh“
kde můžeme rozlišit (MENTLÍK 2005b,c):
o vrchní nálevkovitou část s výskytem permanentních výmolů,
o střední část tvořenou vlastní permanentní svahovou erozní rýhou,
o akumulační část – dnes neaktivní, naopak, prořezávanou vodním tokem.
V zájmovém území jsou dvě oblasti, jež jsou významné z hlediska působení recentních
geomorfologických procesů. Jednak je to svah nad Prášilským jezerem, kde působí velké
množství recentních geomorfologických procesů a dále svah nad Starou jímkou, kde převažuje
fluviální činnost (MENTLÍK 2004b).
27
Pro vznik zvýšené diverzity geomorfologických procesů mají pravděpodobně velký význam
litologické podmínky (dvě výrazné polohy žuly a místy výskyt kvarcitu nad Prášilským jezerem)
– stejně jako pro intenzitu fosilní glaciální činnosti. Ve svahu nad Starou jímkou jsou litologické
podmínky, ve srovnání se svahem nad Prášilským jezerem, poměrně homogenní. V jejím závěru
se však nachází hranice hornin (pararula–migmatity) a zlomová linie, na níž se váže výrazná
„permanentní svahová erozní rýha“ představující největší recentní formu v zájmovém území
(MENTLÍK 2004b). Její vznik je spojen s činností tekoucí vody. Zvýšená cirkulace vody
v litosféře na této lokalitě je zřejmě způsobena přítomností zlomu. Jedná se o zlom zakrytý
(PELC & ŠEBESTA 1994). Jde o vazbu pasivní morfostruktury a činnosti recentních
geomorfologických procesů – cirkulace vody na zlomu zřejmě podmiňuje zvýšené vyvěrání
vody na povrch a tedy nárůst intenzity erozní činnosti (více viz kap. 6.6.1).
4.4 Stav geomorfologických výzkumů v okolí jezera Laka
Jezero Laka není typickým hrazeným karovým jezerem (JANSKÝ & ŠOBR 1999). Přesto se
jedná o lokalitu geomorfologicky velice zajímavou. Oproti jiným šumavským jezerům je právě
tomuto věnována tradičně nejmenší pozornost, a proto publikované práce z této oblasti takřka
chybí.
Fyzicko-geografickým poměrům jezera a okolí se věnovali v minulosti WAGNER (1897)
a ŠVAMBERA (1913–14). I u novějších výzkumů se zejména jednalo o limnologický výzkum,
v rámci kterého byla částečně řešena i otázka geomorfologie (JANSKÝ & ŠOBR 1999 a JANSKÝ
& ŠOBR et al. 2004). Citované informace se nachází v obou výše uvedených publikacích, a proto
je dále v textu citován pouze primární zdroj.
Obr. 13: Batymetrická mapa jezera Laka; převzato z (JANSKÝ & ŠOBR 1999)
Jako první se problematikou jezera Laka zabýval WAGNER (1897). Jezero navštívil v roce
1896. V té době byla jezerní pánev téměř zbavena vody – pravděpodobně z důvodu lovu pstruhů.
Voda se nacházela pouze v nejhlubší části jezera a byla asi 0,9 m hluboká. Wagner popisoval, že
jezerní pánev byla vyplněna bahnem, a že obvykle plovoucí ostrůvky seděly na bahnitém dně.
Zkoušel zjistit i hloubku sedimentů. Použil tyč s délkou 3,6 m, ale nedosáhl pevného podloží.
V práci je zmiňováno, že jezero se poměrně rychle zaplňovalo (podle výpovědí místního rybáře
rychlostí 1 m bahna asi za 10 let). Bahno bylo v minulosti proto často odstraňováno. Tato
skutečnost má velký význam, protože pro antropogenní porušení sedimentů je komplikované
jejich využití pro výzkumné účely. Podrobnou mapu jezera (stejně jako i ostatních jezer)
vypracoval ŠVAMBERA (1913–14).
28
Z výsledků limnologických studií (JANSKÝ & ŠOBR 1999), má stejně jako u Prášilského jezera
velký význam batymetrická mapa, po zvektorizování využitá pro tvorbu DMR (viz kap. 5.5).
V rámci limnologických výzkumů se JANSKÝ & ŠOBR (1999) zabývali i geomorfologickým
mapováním. Zaměřili se na identifikaci reliktů morény hradící jezero. Při jejich mapování nebyli
úspěšní, nicméně zde popisují koncovou morénu (až 10 m vysokou) vlevo (resp. západně) od
výtoku z jezera. Uvádí, že tato forma je velmi zarostlá vegetací, takže není možné určit její
rozsah a charakter. Dále je zde zmiňována vojenská stavba (která se nacházela u jezera),
rozebraná před rokem 1989 (i když podle pamětníků zde ještě byla v roce 1990). Autoři
zdůrazňují značný antropogenní impakt, výrazně komplikující geomorfologické výzkumy
v nejbližším okolí jezera.
V jezerní stěně jezera Laka JANSKÝ & ŠOBR (1999) popisují tři stupně, které připisují fázím
ústupu ledovce. Menší sklon v nižších částech stěny je přičítán akumulaci uvolněného materiálu
v nižších partiích stěny.
29
5 Metodika
5.1 Geomorfologický informační systém (GmIS) jako základ geomorfologické
analýzy
Pojem geomorfologický informační systém (GmIS) se v geomorfologické literatuře začíná
objevovat v devadesátých letech DIKAU (1992). Podle MINÁRA & KUSANDOVÉ (1995) se jedná
o přirozené prostředí ukládání základních výstupů a dalšího zpracování výsledků komplexního
geomorfologického výzkumu.
MINÁR & KUSANDOVÁ (1995) a MINÁR (1996) jako základní komponentu GmIS navrhují
komplexní geomorfologickou mapu vytvořenou na základě vrstvy elementárních forem reliéfu.
Její využití je výhodné zejména jako informační báze geoekologického výzkumu (problematika
elementárních forem reliéfu viz kap. 5.2 a 5.4). Ostatní atributy (geologické, pedologické apod.)
jsou k nim pak přiřazovány, což má zvláštní význam pro sjednocení geoekologické informační
báze (MINÁR & KUSANDOVÁ 1995).
Logický a fyzický model GmIS je prezentován v rámci prací (MINÁR et al. 2005 a MENTLÍK
et al. 2006). Jako hlavní součásti GmIS jsou stanoveny (MINÁR et al. 2005):
o převzaté vrstvy,
o základní geomorfologické vrstvy,
o speciální geomorfologické vrstvy.
Převzaté vrstvy představují vrstvy relevantních geomorfologických informací, jež byly
vytvořeny za jiným účelem. Slouží jako základ GmIS, zejména pro tvorbu základních
a speciálních geomorfologických vrstev (spolu s terénním výzkumem). Nejběžněji užívané
převzaté vrstvy GmIS jsou:
Topografické mapy – slouží jako základní podkladová mapa pro geomorfologické mapování
(MINÁR et al. 2005). V rámci tvorby GmIS obou zájmových území, byla použita dvě digitální
mapová díla: ZABAGED (1 : 10 000) a DMÚ (1 : 25 000), a to v jejich vektorové podobě.
Z obou mapových děl byly užity vrstvy: vrstevnic, vodních toků, vodních ploch, cest a budov.
Ortofotomapy – slouží pro přesnou identifikaci některých geomorfologických forem či
jiných prvků v krajině (MINÁR et al. 2005). V rámci obou zájmových území byly barevné
ortofotomapy poskytnuté firmou Georeal Plzeň a Správou NP Šumava využívány pro zpřesnění
vymezení: hran karů, morénových valů, strží a vodních toků. Tuto možnost bylo možné využít
zejména v okolí Prášilského jezera, kde je zájmové území částečně odlesněno.
Říční síť – v zájmových územích byla primárně převzata ze ZABAGED, ale následně
upřesněna terénním GPS mapováním a analýzou ortofotomap (viz výše).
Geologická data – jako vstupní geologická data byla využita digitální geologická mapa
v měřítku 1 : 50 000 (PELC & ŠEBESTA 1994 a VEJNAR et al. 1991) ve vektorové formě
(poskytnuto Správou NP a CHKO Šumava). Zpřesněny byly údaje o geologii některých
geomorfologicky významných částí zájmových území (Obr. příl. B).
Další datové podklady doporučované MINÁREM et al. (2005) (půdní mapy, mapy využití země
atd.) nebyly v zájmových územích využity, protože pro zájmová území nebyly dostupné
s potřebnou přesností. Základní geomorfologické vrstvy a jejich využití v rámci GmIS jsou
uvedeny v Tab. 2.
30
Tab. 2: Postavení a funkce základních geomorfologických vrstev v GmIS obou zájmových
území (základ podle MINÁR et al. 2005, upraveno podle užití v zájmových územích)
Základní
geomorfologická
Tvorba
Využití v GmIS
vrstva
Tvorba elementárních forem reliéfu
(viz kap. 5.2 a 5.4),
DEM a jeho deriváty
Viz kap. 5.5
geomorfologických linií v rámci
MAR v GmIS (viz kap. 5.6) a
analýza morfometrie
Představuje základní vrstvu GmIS,
Mapa elementárních
ke které se vztahují veškerá data
Viz kap. 5.2 a 5.4
forem reliéfu
geometrie a geneze zkoumaných
geomorfologických individuí
Vzhledem k velikosti
Mapa povodí
zájmových území nebyla
–
v práci využita
Vytvořeny v rámci terénních
prací; představují lokaci míst
Nesou v sobě informaci o genezi
odběru vzorků pro všechny
Dokumentační mapy
dané elementární formy či
prováděné analýzy, dále skalní
(body, linie)
geomorfologického druhu
formy, geologické vrty, mapa
bodů pro měření
morfodynamiky atd.
Mapa recentních
Vytvořeny geomorfologickým
Interpretační základ pro výzkum
geomorfologických
mapováním
morfodynamiky
forem
Vytvořena MAR v GmIS viz
kap. 5.6 (využita pouze mřížka Rozšiřuje informace o vazbě mezi
Geomorfologická
geologickou stavbou a georeliéfem
vytvořená ve středním
mřížka
měřítku)
Mapa
Generována z mapy
Interpretační základ pro výzkum
geomorfologických
elementárních forem reliéfu
morfogeneze viz kap. 5.9
forem na genetickém
v rámci GmIS
základě
Takto navržený GmIS může sloužit jako běžný GIS pro sběr a ukládání dat. Prezentovaný
systém však navíc přináší unifikované prostředí v kterém je možné provádět i další operace
vycházející z prostorových vlastností daných forem široce využitelných ve fyzickogeografických
výzkumech (MINÁR eds. 2001, MINÁR et al. 2005). V případě geomorfologie se jedná zejména
o geomorfologickou analýzu (MENTLÍK et al. 2006).
V tomto případě GmIS představuje integrující prvek, v němž jsou prováděny prostorové dílčí
analýzy a shromažďovány výsledky terénního výzkumu. Výhodou je jasné definování
jednotlivých kroků geomorfologického výzkumu (geomorfologické analýzy), jejich pozice
a vztahů v rámci geomorfologického mapování i interdisciplinárních výzkumů krajiny. Jasné
definování jednotlivých kroků a výstupů z nich plynoucích umožňuje opakování a tedy
i následné ověření celého procesu geomorfologické analýzy. Takto vytvořený GIS je navíc
dobrým základem pro generelní výzkum dalších složek krajinné sféry (viz např. MINÁR eds.
2001) či specificky přírodních hazardů atd. (např. MINÁR 2002, 2003).
31
5.2 Problematika elementárních forem reliéfu (z hlediska geneze glaciálního
georeliéfu)
Informační bází, která je používána v rámci GmIS, jsou elementární formy reliéfu. Jsou
vymezovány na základě morfologických a morfometrických charakteristik, apriori neobsahující
údaje o jejich genezi. Elementární forma definovaná MINÁREM (1996) je na dané rozlišovací
úrovni segmentem georeliéfu s homogenními geometrickými vlastnostmi a s předpoklady pro
rovnoměrný průběh současných geomorfologických procesů. Je ohraničena liniemi, na kterých je
tato geometrická, genetická i dynamická homogenita narušena. Elementární formy reliéfu se od
svého okolí liší genezí (resp. množinou prvků vedoucích k jejímu vzniku) a homogenním
průběhem morfometrických charakteristik v jejich celém rozsahu (MINÁR 1996 str. 22). Tyto
elementární formy skládají tzv. složené formy, což jsou části georeliéfu tvořené z více
elementárních forem utvářených v časové a příčinné následnosti v rámci jednoho
geomorfosystému.
Tab. 3: Morfometrické charakteristiky (atributy) elementárních forem uváděné v rámci
geomorfologického informačního systému
Plocha formy Pf / [m2]
Délka hranice formy [m]
Minimální nadmořská výška formy Amin / [m n. m.]
Maximální výška formy Amax / [m n. m.]
Rozpětí nadmořských Amax - Amin / [m n. m.]
Morfometrické charakteristiky
Průměrná nadmořská výška / [m n. m.]
Orientace svahu vůči světovým stranám – modus / [°]
Průměrný sklon svahu formy [°]
Index nadmořské výšky (Amax - Amin/ Pf )
Křivosti – horizontální, normálová
Aplikace vztahu elementárních forem reliéfu a složených forem má velký význam
i v geosystémech ve kterých nacházíme fosilní geomorfologické formy vznikající v kryomérech
pleistocénu. Je to proto, že intenzivní geomorfologické procesy, které zde působily, vytvořily
výraznější formy georeliéfu než vznikají v dnešní době (resp. po skončení zalednění).
V zájmových územích se jednalo především o glaciální a kryoplanační činnost (nemusely být
časově synchronizované) a další doprovodné jevy (zejména geliflukci).
Z hlediska dnešního georeliéfu jsou glaciální tvary v zájmových územích složenými formami,
skládající se z elementárních forem reliéfu, které vznikly glaciální činností (Obr. 14). Jejich
průběh je však komplikován mladšími tvary (Obr. 15).
Na Obr. 14 je schématicky naznačeno rozčlenění složených forem georeliéfu na elementární
formy vzniklé glaciální a kryogenní činností. Na vrcholové plošině se nachází útvar typu tump
vznikající přiblížením dvou kryoplanačních teras rozkládajících se na protilehlých stranách
elevace (DEMEK 1968). Můžeme zde nalézt i další produkty kryoplanační činnosti, jako skalní
hradby, tory nebo skalní torsa. Na hřbetových plošinách se může také vyskytovat pouze
geliflukční plášť s kameny a bloky. Genezi těchto vrcholových resp. hřbetových plošin popisuje
CZUDEK (2005, s. 118–119).
32
Obr. 14: Schématické znázornění hlavních složených segmentů georeliéfu tvořících kar
Prášilského jezera s vymezením elementárních forem reliéfu, u kterých předpokládáme vznik
glaciálními a kryogenními procesy
A
B
tump
svah s V
orientací
svah
s SV
orientací
svah
s JV
orientací
C
D
jednotlivé morénové
valy - svahy s
různou orientací
skalní stěna
hranice
elementárních
forem
hranice složených
forem ( jsou i hranicemi
elementárníc h forem)
Označení složených
forem reliéfu
A deflační plošina
B svah karu
C dno karu
D oblast akumulace
glaciálních sedimentů
Ve strmém svahu karu nacházíme segmenty s různou orientací. Obzvlášť velký význam mají
plochy s celkově teplejší, zejména JV, orientací. Zde pravděpodobně docházelo k urychlení
glacigenních procesů, protože na svazích s teplejší orientaci se ledovec více ohříval a podstatně
výrazněji modeloval podloží (MENTLÍK 2003). Rovněž četné skalní formy, které se zde nachází,
mají svůj původ v glaciální činnosti a v pochodech, které probíhaly v randkluftech (randklufts)
(trhliny mezi karovým ledovcem a karovou stěnou) (BENN & EVANS 1998, s. 358).
Na Obr. 15 je schématicky naznačený vztah složených glaciálních forem georeliéfu,
elementárních forem vzniklých glaciálních činností a postglaciálních geomorfologických forem.
Tyto formy, které nemají celkově příliš velké rozměry, vytváří geomorfologické tvary,
v kterých v dnešní době dochází k nejintenzivnější činnosti geomorfologických procesů.
Z výše uvedeného vyplývá, že v zájmových územích jsou hlavní formy glaciálního původu
formy složené, tvořené zejména fosilními (v některých případech glaciálními) elementárními
formami. Vymezení těchto složených forem však není definováno homogenními
morfometrickými charakteristikami, ale jednotnou genezí. Taková geomorfologická individua
jsou v rámci geomorfologické analýzy (v této práci) označovány jako genetické formy,
33
u kterých je geomorfologickou analýzou určován jejich druh (viz Tab. 4). Jejich jednotná
geneze je však často narušena menšími geomorfologickými individui, kteří jsou rovněž
geneticky homogenní (je u nich možné určit geomorfologický druh). Pro upřesnění (zejména
v rámci výzkumů morfochronologie – kap. 5.10) a pro zjednodušení tvorby geomorfologické
mapy jsou v rámci geomorfologické analýzy tyto formy označovány jako genetické formy
vložené (viz kap. 5.3) nakládající se na větší (a v zájmovém území i starší) genetické formy
vedoucí.
Obr. 15: Schématické znázornění hlavních složených segmentů georeliéfu tvořících kar
u Prášilského jezera s vymezením elementárních forem reliéfu vzniklých glaciálními,
kryogenními procesy a dále paraglaciálními, holocénními a recentními formami
A
B
erozní
zářez
murová
dráha
akumulačn í
kužel
osyp
C
D
sufózn í
formy
skalní stěna
hranice
elementárních
forem
hranice složených
forem ( jsou i hranicemi
elementárníc h forem)
Označení složených
forem reliéfu
A deflační plošina
B svah karu
C dno karu
D oblast akumulace
5.3 Geomorfologická analýza v Geomorfologickém informačním systému
(GmIS)
Geomorfologická analýza vychází ze základního předpokladu, že činnost geomorfologických
procesů se přímo odráží ve tvarech georeliéfu. Jeho analýza tedy poskytuje vodítko k poznání
těchto procesů v přítomnosti i minulosti.
34
Činností geomorfologického procesu (nebo procesů) vznikají geomorfologická individua,
u kterých můžeme geomorfologickým výzkumem stanovit jejich genezi. Tyto formy jsou
popsány v geomorfologické literatuře, často z různých částí světa (metoda geomorfologického
srovnání – viz BEZVODOVÁ et al. 1985). Mají specifické atributy, většinou určené jejich
morfologickými či morfometrickými charakteristikami, kterými se liší od okolního georeliéfu
(morfogenetické formy).
Hlavní význam geomorfologické analýzy spočívá v poznání geneze georeliéfu (DEMEK eds.
1972). Jednotlivé elementární formy jsou definovány na základě jejich morfologie
a morfometrie, které sice přináší předpoklady pro homogenní průběh současných
geomorfologických procesů, ale genezi konkrétních forem primárně nevyjadřují. Pokud však
vyjdeme z předpokladu, že tvary reliéfu odráží jeho genezi, tak na základě charakteru
elementárních forem reliéfu a zejména jejich hranic můžeme vymezovat individua se shodnou
nebo alespoň podobnou genezí. Z tohoto konceptu vychází i tradiční geomorfologické mapování
(DEMEK eds. 1972).
Každé geomorfologické individuum je pak klasifikováno na základě jeho geneze, která může
být vyjádřena podle hierarchického uspořádání georeliéfu tak, aby se jednotlivé elementární
formy pomocí atributového ohodnocení slučovaly do větších celků spojených charakterem
geomorfologických podmínek, typem energie a látky konkrétního geomorfologického činitele
a příslušností ke geografickým částkovým sférám (MINÁR 1996).
Použitá klasifikace s některými specifikacemi, jež byly provedeny pro možnost aplikace
geomorfologické analýzy, je uvedena v Tab. 4. Při hodnocení forem bylo dodržováno pravidlo,
že formám se přiřazují genetické atributy nejnižší možné klasifikační úrovně – tedy
geomorfologického druhu (vyšší úrovně mohou být z nižších automaticky vygenerovány).
Proces geomorfologické analýzy v GmIS vychází z konceptu URBÁNKA (2000a,b) a může být
shrnut následujícím způsobem Tab. 5 (MENTLÍK et al. 2006):
o Identifikace – vymezení zájmového území; vrstva reprezentující zájmové území je
nezbytnou součástí základních vrstev GmIS.
o Diferenciace
o 1. fáze – vymezení elementárních forem reliéfu v souladu s jejich morfologickými
a morfometrickými charakteristikami. V GmIS je v této fázi výstupem vrstva
elementárních forem reliéfu zájmového území.
o 2. fáze – identifikace geneze hlavních a nejvýraznějších morfogenetických forem (na
úrovni geomorfologických druhů). Tyto geomorfologické formy jsou označovány jako
primárně určené morfogenetické formy a výstupem v GmIS je primární
geomorfologická mapa (Obr. 16). V zájmových územích byly jako primární
morfogenetické formy identifikovány: kary, morénové valy, jednotlivé typy reliktů
zarovnaných povrchů.
o 3. fáze (fáze informačního toku) – v této fázi přechází informace uložené
v dokumentačních mapách (bodech a liniích) k jednotlivým elementárním formám resp.
morfogenetickým formám a upřesňují jejich genezi. Prostřednictvím informací
získaných z dokumentačních map, mohou být v této fázi geneticky určená i nová
geomorfologická individua.
o Systematizace – v této fázi jsou rekonstruovány jednotlivé geosystémy (ať fosilní či
současné), jejichž formy byly identifikovány v zájmových územích. Jako základ této
rekonstrukce slouží dosud geneticky určená geomorfologická individua a geneze dalších
forem je určována na základě prostorové vazby vůči nim. Tento proces může probíhat
v několika fázích – navržený název „houpačkovitý proces geomorfologické analýzy“
(MENTLÍK et al. 2006). Výstupem v této fázi výzkumů je sekundární mapa georeliéfu,
pokrývající celé zájmové území. Je zřejmé, že míra důvěryhodnosti identifikace geneze
je u jednotlivých geomorfologických forem různá, což je zaznamenáváno v Geodatabázi
GmIS.
35
Obr. 16: Primární geomorfologická mapa okolí Prášilského jezera; upraveno podle
(MENTLÍK et al. 2006)
Tab. 4: Třídy systémové klasifikace geomorfologických individuí použité jako atributy v rámci
GmIS (upraveno podle MINÁR 1996 a MENTLÍK et al. 2006)
Systematická
jednotka (taxon)
Skupina
Podskupina
Třída
Podtřída
Definice konkrétního
taxonu
Hlavní geomorfologické
faktory utvářející danou
formu
Vyjádření složitosti
geomorfologických procesů
utvářejících danou formu
Příslušnost
geomorfologického procesu
k parciálním geosférám
(u monogenetických
morfoskulptur);
Spojení s geologickou
strukturou
(u polygenetických
morfoskulptur)
Specifikace typu energie
a látky v rámci
geomorfologické třídy
Příklad zařazení forem z okolí Prášilského jezera a jezera Laka
Permanentí
Kar
Etchplain
Zlomový svah svahový erozní
zářez na zlomu
Morfoskulptura
Morfoskulptura
Aktivní
morfostruktura
Morfoskulptura
Monogenetická
Polygenetická
Monogenetická
Monogenetická
Kryogenní
Volně
polygenetická
Pravděpodobně
připovrchová
morfostruktura
Hydrogenní
Glaciální
Polygenetická
Tektonická
Fluviální
36
Rodina
Podrodina
Geomorfologický
druh
Varieta
geomorfologického
druhu
Hierarchická
úroveň
geomorfologického
individua
Charakter
geomorfologických
podmínek a základního
mechanismu
Charakter
v rámci rodiny
Geneticky relativně
homogenní a morfologicky
definovaná část reliéfu
Forma horského
zalednění
Zarovnaný
povrch
Nespojitá
deformace
Mechanická
Destrukční
Destrukční
Destrukční
Destrukční
Kar
Etchplain
Zlomový svah
Permanentní
svahový erozní
zářez
Část geomorfologického
druhu s odlišnou genezí
Kar rozrušen
murovými
ryhami
Etchplain
kryoplanačne
přemodelovaný
Silně
denudovaný
Na neaktivním
zlomu
Číselná hodnota určující
hierarchické zařazení
geomorfologického
individua
2
2
3
1
Další části geomorfologické analýzy obsahují (viz Tab. 5):
o analýzu morfochronologie – viz kap. 5.10;
o analýzu současných geomorfologických procesů – viz kap. 5.11;
o Stanovení hypotézy geneze zájmového území – v této fázi je na základě
geomorfologických výzkumů definována hypotéza o genezi zájmového území,
postavená
na
základě
analýzy
všech
složek
georeliéfu
(morfologie
a morfometrie – prostřednictvím elementárních forem reliéfu, morfogeneze – jež je
definována u každé elementární formy reliéfu, morfodynamiky a morfochronologie).
o Verifikace či falsifikace hypotézy – je provedena na základě dalších nezávislých
výzkumů, jimiž je vypracovaná hypotéza testována. Tyto výzkumy by měly být pokud
možno nezávislé na výsledcích geomorfologické analýzy. V zájmových územích byly
použity – rozbor mikrostruktur křemenných zrn (SEM), granulometrie a rozbor vnitřní
mikrostavby sedimentů (viz kap. 5.9.2).
V předložené práci je pro provoz GmIS použit software ArcGIS 9.0 od firmy ESRI a struktura
geodatabáze tak, jak je uvedená v prácích MINÁRA et al. (2005) a MENTLÍKA et al. (2006).
Diferenciace
Tab. 5: Shrnutí kroků geomorfologické analýzy v GmIS (upraveno podle MENTLÍK et al. 2006)
Kroky geomorfologické
Proces (procesy)
Výstup v GmIS
analýzy
geomorfologické analýzy
Vrstva – vymezení
Identifikace
Vymezení zájmového území
zájmového území
Vrstva vymezující
Vymezení elementárních
1. fáze
elementární formy reliéfu
forem reliéfu
v zájmovém území
Primární geomorfologická
Identifikace hlavních a jasně
mapa (založená na
2. fáze
definovatelných
elementárních formách
morfogenetických forem
reliéfu)
Prostorové spojení
Rozšíření informací o genezi
elementárních forem reliéfu
elementárních forem či
3. fáze
nebo morfogenetických
morfogenetických forem (na
forem s dokumentačními
úrovni geomorfologických
body
druhů)
Houpačkovitý proces analýzy Sekundární geomorfologická
Systematizace
georeliéfu
mapa
37
Analýza současných
geomorfologických procesů
Analýza morfochronologie
Určení geomorfologických
variet, jež byly vytvořeny
současnými
geomorfologickými procesy
Stanovení hlavních
geomorfosystémů ve vývoji
zájmového území
Souhrn geomorfologické
analýzy
Stanovení hypotézy vývoje
zájmového území
Verifikace hypotézy o vývoji
zájmového území
Užití různých metod
výzkumu pro verifikaci nebo
vyvrácení stanovené
hypotézy
Mapa forem reliéfu
vznikajících současnými
geomorfologickými procesy
Morfochronologické mapy
Doplnění a potvrzení
genetických atributů
náležících jednotlivým
elementárním formám reliéfu
a genetickým formám
Doplnění a potvrzení
genetických atributů
náležících jednotlivým
elementárním formám reliéfu
a geomorfologickým druhům
5.4 Metodika mapování elementárních forem georeliéfu
Pro vymezování segmentů georeliéfu (např. elementárních forem reliéfu) by bylo
nejvhodnější tento proces zautomatizovat. To však naráží na celou řadu teoretických
a praktických problémů (MINÁR 2006).
Metodika vymezování elementárních forem reliéfu je popsána v pracích MINÁRA (1996)
a MINÁRA eds. (2001). Zde jsou definovány základní geometrické typy elementárních forem, na
jejichž základě jsou po vymezení zájmového území nad vrstevnicovou mapou navrženy
jednotlivé elementární formy. Celý proces je pak upřesňován analýzou morfometrických map
(generovaných z DMR), kdy je u jednotlivých elementárních forem ověřována homogenita
morfometrických charakteristik. Výsledkem je mapa segmentů georeliéfu s v podstatě
homogenními
formotvornými
(geomorfologicky
relevantními)
morfometrickými
charakteristikami uvnitř formy a nespojitostí některých z těchto charakteristik na hranicích forem
(MINÁR 2006).
Přesnost celého procesu je kromě zkušeností mapujícího geomorfologa závislá na zdrojových
datech – tedy vrstevnicové mapě a následně i DMR. Proto je výsledek dále upřesňován
geomorfologickým GPS mapováním. Jeho metodikou se zabýval zejména (VOŽENÍLEK eds.
2000). Technologie GPS však byla vyvinuta a mnohokrát ověřena v rámci nesčetných případů
tématického mapování. V geomorfologickém výzkumu proto není třeba, stejně jako u ostatních
forem tématických mapování, hledat zvláštní specifika a je pouze nutné přizpůsobit postup prací
použitému přístroji a dostupným datům.
V rámci této práce je využíván přístroj GEO XT od firmy Pathfinder. Výhodou tohoto
přístroje je spojení výkonné GPS a kapesního počítače, v kterém je nainstalován GIS software na
platformě Windows. Přístroj má integrovanou technologii EVEREST, která by měla částečně
eliminovat chyby vzniklé při měřeních v lesních porostech a dále je schopen přijímat signály ze
satelitů systému EGNOS, což zpřesňuje výsledky měření.
Geomorfologické GPS mapování probíhalo v následujících krocích:
1. Nahrání vrstvy elementárních forem (ve formátu *.shp), vodních toků a dalších
orientačních bodů do přístroje. Výhodou byla možnost užití vrstev přímo v souřadném
systému S-JTSK. Software v této fázi nabízel i vytvoření tzv. knihoven, což jsou
vlastně předdefinované prvky, které chceme mapovat, spolu s uvedením
charakteristik, jež hodláme zaznamenávat. Zkušenosti z terénního výzkumu však
ukazují, že v terénu se obvykle setkáváme se zcela novými skutečnostmi, které je
problematické předem předvídat. V rámci GPS mapování proto byly pouze
38
zaznamenávány body, u kterých byl uváděn stručný popis. Podrobnější popis ke
každému bodu je pořizován v textovém editoru Word.
2. Ověřování hranic elementárních forem v terénu – v terénu byla identifikována
konkrétní hranice, obvykle definovaná jako změna morfometrických charakteristik
a její poloha byla konfrontována s připravenou mapou elementárních forem reliéfu.
V případě nejasností či neshody hranice byla vymapována přímo v terénu znovu, a to
metodou average position, kdy poloha bodu byla měřena minimálně 100x a výsledek
pak byl průměrován. Tento postup naměřená data výrazně zpřesnil. Přístroj vyměřuje
i liniová či polygonová témata, ale protože zde nebylo možné využití funkce average
position, nebylo v náročnějším terénu (stromy, svahy) tímto jednodušším a rychlejším
způsobem možné mapovat.
3. Výhodou užité technologie byla možnost postprocessingu, tedy následného
zpřesňování dat. Pomocí internetu byla naměřená data odesílána do nejbližší stanice,
v které je umístěna stacionární (referenční) GPS, a následně byla obdržena upravená
a zpřesněná data. Ta měla poměrně dobrou přesnost (okolo 1 m), která je pro
geomorfologické mapování více než dostatečná. V zapojených lesních porostech či
v blízkosti velkých svahů byla však přesnost podstatně menší, ale přesto výrazně lepší
než při běžném geomorfologickém mapování – jedná se o službu poskytovanou
firmou Trimble.
Po příchodu z terénu byla data ve formě bodového tématu přenesena do GIS, kde na jejich
základě byla následně upravena již existující vektorová témata.
Po zpřesnění geomorfologickým GPS mapováním tak byla vytvořena konečná mapa
elementárních forem reliéfu, s kterou bylo dále pracováno.
Je pravdou, že současné GPS systémy jsou poměrně přesné při horizontálních měřeních, ale
jejich využití zůstává velmi omezené při získávání hodnot nadmořské výšky, a to zejména
v lesnatém a horském terénu, kdy při zpravidla 2x menší výškové přesnosti než je přesnost
horizontální, dostáváme hodnoty, jejichž využití je již pro geomorfologické mapování
nevyhovující. Za tímto účelem v terénu byl využíván digitální výškoměr Hüger, který byl
v průběhu měření kalibrován na známé nadmořské výšce (hladina jezera, geodetické výškové
body) vždy po určitém intervalu.
Při příjmu signálu EGNOS by vertikální chyba u měření GPS neměla být již větší než 7 m, ale
jeho příjem byl v horském prostředí velmi problematický.
5.5 Vstupní data a tvorba DMR
Faktorem, který výrazně ovlivňuje užití DMR pro morfometrické a morfologické analýzy, je
přesnost a povaha vstupních dat. Jako vstupní data pro tvorbu DMR byl využit DMÚ – digitální
model území, a to pro model prezentující širší okolí zájmových území pro potřeby
morfostrukturní analýzy. Pro tvorbu DMR jednotlivých zájmových území, jež byly využity
v rámci morfometrických analýz a podrobného geomorfologického výzkumu, byl využit
ZABAGED (1 : 10 000), s intervalem vrstevnic n = 5 m. FEDERICI & SPAGNOLO (2004) při
tvorbě DMR z vrstevnic předpokládaly chybu ± n/2. Proto u získaných DMR bylo počítáno
s horizontální i vertikální chybou 5 m, která byla akceptována.
Pro zájmová území byly k dispozici i batymetrické mapy jezer (převzaty z JANSKÝ & ŠOBR
1999 a ZBOŘIL 1996), které po digitalizaci a ortorektifikaci byly rovněž použity pro tvorbu
DMR. Vektorová mapa hloubnic Černého jezera byla poskytnuta K. VOČADLOVOU z PřF UK
v Praze, která vektorizovala hloubnice měřené týmem B. JANSKÉHO ze stejného pracoviště.
Charakter jezerních pánví se tak přímo odráží ve výsledných morfometrických charakteristikách
zkoumaných území.
Vstupní data byla dále doplněna o rozvodnice, vodní toky a výškové body – získané ze
ZABAGED nebo ruční vektorizací. DMR byl vypracováván v prostředí ArcGIS 9.0 následujícím
způsobem (více viz ZEILER 1999).
39
1 tvorba DMR v reprezentaci TIN
Vstupní data:
vrstevnice – do DMR vstupovaly jako „mass points“ (bodové téma, kdy jako body
ohodnocené nadmořskou výškou byly brány „vertexy“ jednotlivých vrstevnic). Aby bodové pole
bylo co nejhomogennější a nebylo závislé pouze na průběhu vrstevnic, je vhodné je zahustit
o další údaje:
výškové body – jedná se o bodové téma významných vrcholů, do DMR vstupují jako „mass
points“. Zpřesňují a zahušťují bodové pole. Jsou získané ze ZABAGED – poloha je upřesňována
podle leteckých snímků.
Rozvodnice – do DMR vstupují jako „hard break lines“, neohodnocené nadmořskou výškou,
získané ze ZABAGED.
Vodní toky – do DMR vstupují jako „hard break lines“, neohodnocené nadmořskou výškou,
získané ze ZABAGED a upřesňované podle leteckých snímků.
Hloubnice jezer – do DMR vstupují jako „soft break lines“. Jsou získány digitalizací
(naskenováním), geokódováním (pomocí rozšíření Georeferencing v ArcGIS 9.0) a následnou
ruční vektorizací hloubnic a dopočtením jejich nadmořských výšek podle nadmořské výšky
udávané pro hladiny jezer (u Černého jezera byly poskytnuty K. VOČADLOVOU – viz výše).
Hladiny jezer – do tvorby DMR vstupují jako „hard replace polygon“ ohodnocené
nadmořskou výškou. Získávají se vektorizací a dále zpřesňují na základě leteckých snímků.
2 generování povrchů morfometrických charakteristik v reprezentaci GRID (užitá velikost pixlu 5 m).
Generovány byly gridy (grid je výraz používaný u ESRI produktů pro rastrová témata):
sklonů svahů, orientací svahů vůči světovým stranám, rozložení nadmořských výšek,
horizontální a normálové spádnicové křivosti.
V ArcGIS 9.0 pak morfometrické charakteristiky byly roztříděny do tříd a převedeny do
tabulkového editoru Excel, ve kterém byly prováděny další výpočty. Charakteristika reprezentací
TIN a grid je podrobně uvedena v práci (ZEILER 1999 případně BURROUGH & MCDONNELL
2000).
5.6 Metody pro poznání geomorfologie širšího okolí zájmových území
5.6.1 Morfostrukturní analýza – úvod do problematiky
Jedním z nástrojů geomorfologického a geologického výzkumu je morfostrukturní analýza
reliéfu (MAR), definovaná jako soubor metodických postupů, jejichž cílem je objasnění přímých
nebo nepřímých vazeb mezi částmi reliéfu a stavbou zemského nitra (DEMEK 1987). LACIKA
(1986) považuje MAR za soubor různých metodologických postupů, které slouží k poznání
morfostrukturních vlastností zkoumaného území.
Podle LACIKY (1986) můžeme metody MAR dělit na geomorfologické a negeomorfologické,
a to na základě toho, zda zkoumají morfostruktury cestou od georeliéfu ke struktuře (metody
geomorfologické) nebo od struktury ke georeliéfu (metody negeomorfologické).
Jedním z cílů této práce je poznání geomorfologie širšího okolí zájmových území, resp. vazeb
mezi morfostrukturními podmínkami a morfoskulpturou prezentovanou zejména glaciálními
formami.
V dnešní době jsou patrné tendence o vytvoření metodického postupu MAR využívajícího
možnosti prostorových analýz, které přináší GIS (JEDLIČKA & MENTLÍK 2003, BALÁKOVÁ 2004)
či spíše Geomorfologický informační systém (MINÁR et al. 2005).
5.6.2 Morfostrukturní analýza v prostředí GmIS
Geomorfologický informační systém poskytuje dostatečné množství nástrojů pro prostorové
analýzy i potřebná a vhodně uspořádaná data (geologické mapy, údaje o vrtné prozkoumanosti,
morfometrické mapy atd.), které je možné v průběhu morfostrukturní analýzy využít.
40
Obecným cílem morfostrukturní analýzy je vymezení morfostrukturních jednotek – tzv.
morfostruktur, což jsou vlastně části zemského povrchu s podobným endogenním vývojem. Ve
většině případů se jedná o části zemské kůry, u nichž vývoj postupoval simultánně a na kterých
tedy najdeme podobné typy reliéfu.
Je ovšem otázkou, do jaké míry krajinné segmenty vymezené postupy morfostrukturní
analýzy vytváří svébytná (vnitřně homogenní) individua. Tento proces je velmi závislý na
měřítku, v kterém analýzy provádíme a na typu morfostruktur. V oblastech s aktivní
morfostrukturou, kde jsou tektonické linie morfologicky více signifikantní a georeliéf je zde
rozčleněn v tektonické struktury různého rangu na základě aktivních tektonických pohybů, je
možné vymezení morfostruktur již při středních měřítkách. Naopak, v oblastech se starým
georeliéfem a nevýraznou tektonikou můžeme u morfostruktur předpokládat podstatně větší
rozměry. Vzhled georeliéfu je pak více závislý na pasivní morfostruktuře, což je právě případ
georeliéfu Šumavy.
Z práce BALÁKOVÉ (2004) vyplývá, že pokud se pokusíme o exaktní srovnání morfostruktur
vymezených v oblasti šumavských Plání (ve středním měřítku), rozdíly nejsou příliš
signifikantní. Naopak, prvky které je možné dále využít v rámci morfostrukturní analýzy jsou
linie vymezené na základě metod MAR. Jejich přínos je zejména v tom, že poměrně věrohodně
odráží pasivní morfostrukturu zkoumané oblasti.
Koncept geomorfologických linií byl navržen URBÁNKEM (1993). Podle URBÁNKA (1993) na
georeliéfu nacházíme mřížkovou síť tvořenou navzájem se křižujícími geomorfologickými
liniemi, které se zde projevují zřetelnou orientací geomorfologických forem. Každá forma, která
leží na geomorfologické linii, akceptuje její směr.
S pomocí geomorfologických linií je podle URBÁNKA (1993) možné určovat tektonicky
podmíněné linie. Taková tektonická linie (vznikající především mladými tektonickými pohyby
zlomového charakteru), je prostorovým sjednocením jednodušších forem, které se váží na obě
její strany.
Kromě linií podmíněných aktivní tektonikou však lze předpokládat možnosti identifikace
i dalších geologických struktur, a to právě u georeliéfu, který nebyl postižen mladými
tektonickými pohyby. Pro možnost hodnocení a porovnávání geomorfologických linií je vhodné
definovat charakteristiky, jež je možné k tomuto účelu využít:
o Délku linie – můžeme předpokládat, že čím je zkoumaná linie delší, tím je struktura
(či struktury) na kterých je založena výraznější.
o Diverzitu geomorfologických forem, které se na linii projevují – u této charakteristiky
nelze jednoznačně říci, že čím větší množství geomorfologických forem se na linii
projevuje, tím je geologická struktura, která jí podmiňuje, významnější. Naopak,
výrazné geomorfologické linie vzniklé aktivní tektonikou jsou prezentovány velmi
homogenními a výraznými formami. Tuto charakteristiku je proto nutné hodnotit
u každé zkoumané linie vyššího řádu zvlášť, s ohledem na charakter zkoumaného území.
Morfostrukturní analýzu v prostředí GIS (JEDLIČKA & MENTLÍK 2003, MINÁR et al. 2005) lze
shrnout do následujících kroků (viz Obr. 17):
o příprava zdrojových dat DMR a vrstvy říční sítě,
o vymezení geomorfologických linií 1. řádu a linií zarovnaných povrchů,
o vymezení geomorfologických linií 2. řádu (vznikají spojením linií prvního řádu, které
mají stejný směr),
o vymezení geomorfologických linií 3. řádu (vznikají průnikem geomorfologických linií 2.
řádu),
o analýza geomorfologických linií 3. řádu založená na srovnání se strukturními
geologickými daty a porovnání délek a diverzity geomorfologických forem, které se na
dané linii projevují (Tab. 12).
Závažným problémem při definování geomorfologických linií je stanovení charakteristik
a veličin určujících geomorfologické linie 1. řádu. Pokud se podaří taková pravidla správně
definovat, celý proces se stane výrazně exaktnějším.
41
Geomorfologické linie 1. a 2. řádu jsou vymezovány pro: linie směru údolnic a linie strmých
svahů. Linie omezující zarovnané povrchy jsou vymezovány na úrovni linií 2. řádu (Obr. 17).
Obr. 17: Schéma morfostrukturní analýzy reliéfu v rámci geomorfologického informačního
systému
Říční síť
DMR zájmového území
Vymezení
geomorfologických linií
strmých svahů a
údolnic 1. řádu
Vymezení
strmých svahů a
údolnic 2. řádu
Vymezení
údolnic 1. řádu
Vymezení geomorfologických
linií prezentujících hranice
zarovnaných povrchů
linií údolnic 2. řádu
Průnik geomorfologických linií
linií 3. řádu
Srovnání délky geomorfologických linií a
charakteru jejich projevu na georeliéfu
Srovnání průběhu geomorfologických linií
se směry geologických struktur (zlomů,
foliace, puklinatosti).
Konstrukce geomorfologických linií údolnic spočívá ve vizuálním zhodnocení typů říčních
sítí podle (AHNERT 1996 a STRAHLER & STRAHLER 2003 atd.), určení typu jejich textury
a vyhledání přímých úseků údolnic. Vzhledem k použitému měřítku, byla pro vymezení linií
1. řádu stanovena minimální mezní délka přímého úseku toku (resp. údolnice) 700 m.
Následně byly porovnávány směry takto vytvořených linií a pokud byly zjištěny minimálně
dvě tyto linie stejného směru, byly spojeny v geomorfologickou linii údolnic 2. řádu.
U linií strmých svahů jejich vymezování probíhalo podobně. Nejprve byly vykresleny linie
1. řádu spojující místa se sklonem svahů větším než 25°. Hranice 25° byla zvolena proto,
že v oblasti Šumavy jsou nejčastěji rozšířené sklony v intervalu 15–25° (JEDLIČKA & MENTLÍK
2002, HOUSAROVÁ & MENTLÍK 2004). Tato hodnota je uvedena jako horní hranice sklonů svahů
typických pro středohory (DEMEK eds. 1972). Pro vymezení geomorfologické linie bylo nutné,
aby přímá délka části svahu uvedeného sklonu byla minimálně 700 m (stejně jako u linií směrů
vodních toků). Následně byly porovnány směry takto vymezených linií a pokud minimálně dvě
linie měly shodný směr, tak byly spojeny v linii strmých svahů 2. řádu.
Hranice zarovnaných povrchů jsou významnými geomorfologickými rozhraními. Mohou být
podmíněny tektonicky – pokud byl původní zarovnaný povrch rozlámán a jednotlivé části
následně vyzdviženy do různých nadmořských výšek – nebo strukturně, pokud zvýšená planace
byla podmíněna polohami méně odolných hornin.
Výzkumem zarovnaných povrchů se v našich podmínkách zabýval zejména KRÁL (1968,
1971 a 1985), který jako hranici pro jejich vymezení použil hodnoty 2° resp. 4° (pro erozí
postižené zarovnané povrchy). Po vymezení oblastí se sklonem menším než 4° (na DMR resp.
pomocí rastru sklonů svahů), bylo nutné výsledky dále zredukovat, a to odstraněním menších
42
ploch než 0,04 km2. Toto velikostní omezení použil i KRÁL (1971). Byly tak odfiltrovány plochy
nacházející se v okolí vodních toků, resp. údolnic (vzniklé většinou z důvodu chyb DMR
v těchto místech) a dále menší oblasti, u kterých je spíše pravděpodobný vznik působením
exogenních činitelů, než předpoklad, že se jedná o relikty starých zarovnaných povrchů.
Průnikem výše popsaných linií 2. řádu a linií zarovnaných povrchů vznikly geomorfologické
linie 3. řádu. Tyto linie dále byly srovnávány s geologickými liniovými prvky (hranice hornin,
zlomy), ale i převládajícími směry foliace či puklinatosti hornin.
5.7 Metody pro poznání morfologie zájmových území
Výzkum morfologie spočívající v analýze profilů různých druhů, měřítek a způsobu tvorby,
patří k tradičním metodám geomorfologických výzkumů. V rámci předložené práce byly použity
profily dvojího typu:
o profily vytvářené nad DMR, většinou v měřítcích menších než 1 : 10 000. Těchto profilů
bylo generováno nad DMR velké množství a byly použity pro získání základní představy
o georeliéfu zkoumaných oblastí. Využity byly zejména v rámci vymezování zájmových
území a jejich základní regionalizace (viz kap. 2, Obr. příl. L).
o Zaměřované profily v měřítku větším než 1 : 10 000. Tyto profily byly vytvářeny přímo
zaměřováním v terénu s pomocí GPS (Trimble GeoXT), sklonoměru a následným
kabinetním vyhodnocením v GIS. Tyto profily byly využity k získání přesnější
představy o zkoumaných formách, zejména v nepřehledném terénu. Rovněž byly využity
pro upřesnění hranic elementárních forem reliéfu.
Zaměřování profilů bylo prováděno následujícím způsobem:
o stanovení linie profilu – profily byly vytvářeny za konkrétním účelem, např. pro získání
přesnější představy o reliéfu konstrukčních či destrukčních glaciálních forem;
o vyznačení výrazných změn sklonů svahů a jejich následné zaměření s pomocí GPS.
Observace na bodech byla několik minut – byla využívána funkce přístroje ověřující
a průměrující přijímané signály („average positron“ – viz kap. 5.4);
o změření sklonů svahů mezi jednotlivými body profilu sklonoměrem;
o vynesení údajů do GIS a zjištění horizontálních vzdáleností mezi body;
o vykreslení spojnic mezi jednotlivými body profilů pomocí naměřených sklonů svahů
(např. Obr. 29–37).
Takto vytvořené profily poskytovaly základní informace o zkoumaných formách s patřičnou
přesností. Byly podstatně přesnější než profily získané z DMR (jež jsou vytvořeny na základě
vrstevnic výrazně generalizujících terén).
DMR byl využit k následujícím analýzám:
o analýza reliéfu ve 3D prostředí – pro získání přesnější představy o zkoumaném území;
o analýza linií potenciálního odtoku (spádnic) – umožňoval analýzu potenciálního
gravitačního toku z konkrétního bodu a tím i rozbor horizontální křivosti reliéfu; ve 3D
prostředí pak bylo možné zkoumanou problematiku vizuálně sledovat v širších
souvislostech.
Další analýzy nad DMR – tvorba linií viditelnosti či vrstevnic z určitého bodu byly používány
pouze okrajově.
5.8 Metody pro poznání morfometrie zájmových území a dalších glaciálně
podmíněných oblastí Šumavy (karů)
5.8.1 Srovnání morfologických a morfometrických charakteristik karů
Analýza a srovnání geomorfometrických charakteristik jednotlivých glaciálně podmíněných
oblastí na Šumavě byly již několikrát částečně zpracovávány (JEDLIČKA & MENTLÍK 2002)
a (HOUSAROVÁ & MENTLÍK 2004). V obou uvedených pracích (první studie byla pouze
43
orientační a měla za úkol ověření modulu hydrologické analýzy určeného k vymezování povodí
v GIS) byly jako srovnávané celky zvolena povodí jezer, zejména pro možnost jejich
jednoznačného vymezení. U druhé práce již bylo zahrnuto více povodí a výsledky je možné
označit jako úplnější (HOUSAROVÁ & MENTLÍK 2004) viz kap. 4.1.
U obou uvedených studií bylo ke srovnání povodí použito jednorozměrné statistiky
s následným hledáním podobných morfometrických parametrů. Zkoumaná území pak byla podle
jednotlivých morfometrických charakteristik rozčleněna do skupin (na základě prostého srovnání
hodnot).
Zkoumané formy (kary, morény atd.) však vznikly za zcela jiných geomorfologických
podmínek než panují dnes. Převládajícím krajinotvorným faktorem byly glaciální resp.
periglaciální procesy. Pro poznání charakteru těchto procesů se proto jako vhodnější jeví
srovnání morfometrických charakteristiky fosilních glaciálních forem. V literatuře je uvedena
celá řada prací zabývající se rozborem a srovnáním karů (EVANS 1977, GORDON 1977, ANIYA
& WELCH 1981, GARCÍA-RUIZ et al. 2000, FEDERACI & SPAGNOLO 2004). Jejich autoři vychází
většinou z vymezení cirkovité sníženiny na základě topografie resp. map vrstevnic či DMR
a následnému statistickému vyhodnocení rozsáhlých souborů (EVANS 1977, FEDERICI
& SPAGNOLO 2004, GARCÍA-RUIZ et al. 2000). Vymezení pomocí DPZ v oblastech bez vegetace
(Antarktida) a následné statistické analýzy využívali ANIYA & WELCH (1981).
Vzhledem k počtu (9 resp. 10) glaciálně prokazatelně modelovaných oblastí na Šumavě je
následné statistické vyhodnocení výsledků problematické, navíc hustá vegetace v tomto případě
výrazně eliminuje využití DPZ.
Při srovnání vymezených glaciálních forem terénním výzkumem oproti delimitaci provedené
pomocí vrstevnicové mapy a DMR, byl zjištěn výrazný rozdíl. Například na Prášilsku byla jako
kar jednoznačně vymezena cirkovitá sníženina ve které leží jezero, ale terénním výzkumem bylo
zjištěno, že se jedná o kar schodovitý (viz kap. 6.4.1.3).
Pro geomorfometrickou analýzu proto byly využity terénním výzkumem vymezené glaciální
formy. Cílem bylo zjistit vazbu mezi morfometrickými charakteristikami a předpokládanými
geomorfologickými procesy, jež zkoumané formy vytvořily. Velký význam byl proto přikládán
následné genetické interpretaci výsledků geomorfometrické analýzy a detailních
geomorfologických výzkumů. Poznatky bude se stoupajícím poznáním navíc možné v budoucnu
dále doplňovat.
Vzhledem ke stupni výzkumů byly do analýz zařazeny destrukční a konstrukční formy v okolí
Černého (VOČADLOVÁ & KŘÍŽEK 2005), Prášilského (MENTLÍK 2002a, 2003, 2004a, 2005b)
a jezera Laka (MENTLÍK 2005a) (viz kap. 2).
5.8.1.2 Definice karů a jejich morfometrických charakteristik
Glaciální formy na Šumavě a v Bavorském lese bývají považovány za kary. RUBÍN
& BALATKA et al. (1986) dokonce mluví o 12 karových formách na Šumavě. Definice karů
(glacial cirques, corries) uváděná v obecné geomorfologické literatuře má většinou verbální
charakter:
ALLEN (1997) označuje kar jako depresi miskovitého tvaru nacházející se v závěrech
hlubokých glaciálních údolí. Kary jsou formovány akumulací firnu v depresích dále
rozšiřovaných mrazovým zvětráváním a krípem, který je způsobován procesy opakujícího se
mrznutí a tání. Dále s procesy souvisejícími s činností tavné vody a kombinací procesů, která se
nazývá nivace (nivation) (ALLEN 1997, str. 388).
AHNERT (1996) hovoří o karovém ledovci (cirque glacier) jako o nejjednodušším
a nejběžnějším typu horského ledovce vznikajícím ze stálých sněhových akumulací
v existujících sníženinách na horských svazích. Sníh se zde mění nejprve ve firn a posléze v led.
Ledovec se pak pohybuje směrem po svahu a jeho erozní efekt rozšiřuje a prohlubuje sníženinu
označovanou jako kar (glacial cirque). Karové ledovce jsou podle AHNERTA (1996) obvykle
malé a jejich ablační zóna – malý ledovcový splaz – pouze nepříliš výrazně přesahuje samotný
kar.
44
Na karové ledovce mají velký vliv lokální klimatické podmínky – na svazích s chladnou
orientací karové ledovce leží níže než na svazích s orientací teplou (AHNERT 1996, str. 267).
Karové ledovce jsou podle NESJE & DAHLA (2000) umístěny ve sníženinách amfiteatrálního
tvaru, které jsou buď vytvořeny přímo v hornině a v krajině se vyskytují ojediněle nebo mohou
být součástí rozsáhlejších údolních ledovců. Míra akumulace sněhu (mass balance) může být
silně ovlivněna deflací sněhu z přilehlých horských plošin (NESJE & DAHL 2000, str. 51). Zvláště
poslední uvedená skutečnost je pravděpodobně na Šumavě velmi významná, protože na hřbetech
a vrcholech přilehlých karům zde jsou často rozšířené rozsáhlé plošiny. Tato problematika
souvisí s vymezováním takzvané TPW-ELA (viz kap. 5.10.4).
Jako kary (cirques) označuje MARTINI et al. (2001) sníženiny zařízlé ve svazích hor, obvykle
polokruhového tvaru, s vysokou a strmou stěnou (headwall), které jsou otevřeny směrem do
údolí. Kary jsou formovány malými ledovci (névé) v blízkosti sněžné čáry. Mocnost karových
ledovců je poměrně malá – velmi rychle reagují na změny klimatických podmínek. Rotační
pohyb ledu a sedimentů vytváří klasické ostré okraje karů. Především intenzivní zmrzání a tání
probíhající na stěnách údolí způsobuje, že eroze karových ledovců je velmi efektivní a jejich
činností vznikají ve vysokých horách klasické tvary jako horny (horns) a aretes (MARTINI et al.
2001, str. 85–86).
Další z definic karů (resp. cirkovitých sníženin), jež je v odborné literatuře asi nejvíce užívána
a přijímána (BENN & EVANS 1998), stanovila Britská geomorfologická výzkumná skupina
(British Geomorphological Researche Group) na setkání v Durhamu v roce 1973 (EVANS & COX
1974). Cirkovitá sníženina (cirque) zde byla definována jako: sníženina otevřená směrem dolů,
v horní části ohraničená strmou karovou stěnou (headwall), jež obloukovitě obklopuje dno
s mírnějším sklonem. Pokud útvar vznikl činností ledovce (dno a spodní části svahů), jedná se
o kar (glacial cirque, corry). Vznik části karové stěny probíhal v subaerickém prostředí. Rozvodí
musela ležet v dostatečné blízkosti nejvyššího bodu karové stěny, tak, že led proudící z vyšších
partií se na modelaci karové stěny podílel velmi málo nebo vůbec. Předpokládá se, že sklon
karové stěny dosahuje 35° a sklon dna karu je menší než 20° (VILBORG 1977). Tato definice byla
akceptována i v dalších pracích např. (GORDON 1977, VILBORG 1984 atd.).
2D tvar karů je možné vyjádřit vztahem definovaným H AYENS (1968):
y = k (1-x )e -x
(1)
kde (MARTINI et al. 2001):
x = maximální vzdálenost od karové stěny k ostrému okraji karu;
y = maximální výška od úpatí karové stěny k nejvyššímu bodu karu;
k = konstanta vztahující se ke tvaru sníženiny;
e = 2,718 (základ přirozených logaritmů)
Z výše uvedeného vztahu vyplývá, že veličiny x, y můžeme buď získat terénním měřením
nebo analýzou DMR, ale k je veličinou charakterizující prostorové vlastnosti karu. Po upravení
vztahu (1) dostaneme následující rovnici:
k=y
ex
(1 - x)
(2)
Po experimentálním ověření ji tedy bude možné využívat ke srovnání karů. Tato metoda byla
poprvé užita HAYNES (1968) ve Skotsku. Na základě výše uvedeného vztahu vytvořila tzv.
k křivku (2), jež vyplňovala 81 % karů ve zkoumaném území. Této křivky používala i pro
vyloučení uzávěrů údolí, jež nebyly modelovány ledovcem – k křivkou bylo možné vyrovnat
38 % uzávěrů údolí jež nebyly modelované ledovcem.
Hodnota k nabývá hodnoty od ½ do 2. Na základě srovnání cirkovitých forem pomocí této
hodnoty HAYNES (1968) vymezila tři typy karů:
o Kary s hodnotou k = ½ mají celkově mírnou modelaci. Jsou pokryté sutí a zarostlé
vegetací. Dno karu není většinou přehloubené, naopak, je ukloněno ve stejném směru
45
jako spád údolí.
o Kary s hodnotou k = 1 mají stěny strmější a jsou více sevřené než předchozí případ.
Mají částečně přehloubené dno, takže někdy se v nich nachází jezero.
o Kary s hodnotou k = 2 mají velmi strmé stěny a vytváří uzavřené, dobře vyvinuté
cirkové formy. Většinou jsou přehloubené s jezerem na dně. V některých případech
však přehloubení nemusí být tak výrazné, takže jezero není vyvinuto.
Z důvodu objektivity je třeba říci, že HAYNES (1968) ne zcela jasně definovala x a y pro
výpočet k hodnoty – (1) a (2). To vedlo k tomu, že v dnešní době můžeme najít jejich různé
vysvětlení. Například BENN & EVANS (1998) jako x uvádí délku podélného profilu karu a jako
y nadmořskou výšku (zřejmě je myšleno výškové rozpětí karu). V této práci jsou x a y v (1) a (2)
chápány v souladu s prací MARTINI et al. (2001) – viz výše. Při použití jejich přístupu vycházel
výpočet u většiny zkoumaných cirkovitých sníženin v rozmezí (0,5–2). Naopak, při přístupu
podle BENN & EVANS (1998) vycházela k hodnota většinou mimo tento interval.
3D vztah pro srovnávání karů definovali ANIA & WELCH (1981), ale je zřejmé, že jeho využití
(využívající srovnání jak podélného, tak příčného profilu karu) je možné uplatnit pouze u dobře
vyvinutých pravidelných cirkovitých sníženin.
HAYNES (1968) se ve své práci dále zabývala vlivem struktury hornin (zejména směrem
a sklonem puklin) a celkové morfologie karu. V karech vymezovala tři hlavní oblasti, v kterých
je morfologie výrazně kontrolována strukturou. Jedná se o:
o karovou stěnu,
o přechod mezi karovou stěnou a dnem karu,
o dno karu.
Nerovnosti v průběhu karové stěny včetně tzv. schrundline vysvětluje rozdílnými
strukturními podmínkami. Jako schrundline bývá označována linie oddělující samotnou karovou
stěnu a svah tvořícím přechod mezi karovou stěnou a dnem karu, jež má obvykle mírnější sklon.
Někteří autoři (VILBORG 1977) tuto hranici vysvětlují tak, že do této úrovně zasahoval randkluft
(okrajová trhlina) a karová stěna nad ní tedy byla modelována mrazovým zvětráváním. Naopak,
pod touto úrovní dno karu modeloval rotační pohyb ledu. Existují i názory, že se jedná o hranici,
kam až zasahoval vlastní ledovec (AHLMANN 1919 in VILBORG 1977). Tato skutečnost má velký
význam v obou zájmových územích, protože nad Prášilským jezerem takováto linie seče polohy
krystalických břidlic i žul a u jezera Laka je přechod mezi strmou karovou stěnou a dnem karu,
kde leží jezero, velmi výrazný.
Pro velkou diferenciaci karů bylo vypracováno jejich další členění, jež bylo publikováno
VILBORGEM (1977). Při vypracování členění vycházel z prací RUTHBERGA (1954), ale částečně je
doplnil a modifikoval. Postupoval na základě výzkumů cirkovitých forem ve švédském
Laponsku, kde jich prozkoumal 2 221. Stejnou klasifikaci použil i při podobných výzkumech,
jež prováděl ve středním Švédsku (VILBORG 1984).
VILBORG (1977) cirkovité formy rozdělil do čtyř hlavních skupin označených N:1, N:2, N:3
a N:4, přičemž skupina N:3 byla dále členěna do dvou podskupin.
N:1 – Dobře vyvinutý cirk zahloubený v matečné hornině. Může být prázdný či obsazen
ledovcem nebo sněžníkem. Cirky této skupiny mohou být také asymetrické, zahloubené
v matečné hornině. Vznik asymetrie může být způsoben zejména vlivem strukturních podmínek
(puklinatost, zlomy atd.).
N:2 – Méně dokonale vyvinutá cirkovitá forma, ale stále se jedná o cirk zahloubený
v matečné hornině, jež má často na dně mělké jezero. Může být prázdný či obsazen ledovcem
nebo sněžníkem. Poměrně často jsou poznamenány fluviální erozí, zejména pokud mají západní
orientaci. N:1 a N:2 kary mohou být i částečně destruovány, zejména ve střední části karové
stěny.
N:3 – relativně mělké deprese, ale rovněž sem náleží formy se strmou, ale lehce konkávní
karovou stěnou.
N:3 a) – mělká mísovitá forma – jedná se o mělkou, ale poměrně širokou (1,0–1,5 km)
mísovitou depresi. Je jen velmi zřídka zahloubená v matečné hornině, i když na jejích svazích
46
můžeme občas najít skalní výchozy (pouze ojedinělé). Nemá karový práh, jež by odděloval
sníženinu od okolního svahu a její vnější hranice je velmi obtížně vymezitelná. Na dně se může
nacházet rašeliniště. U některých těchto forem se nepředpokládá jejich glaciální původ. Je
pravděpodobnější, že vznikly opadáváním úlomků, a až následně byly přemodelovány nivací.
N:3 b – Přímé, strmé stěny, jenom s mírně konkávní sníženinou ve spodní části. Mohly
vzniknout nivací nebo činností malých svahových ledovců, a to za poměrně krátkou dobu. Místy
se v nich nachází sněžníky nebo malá jezera.
N:4 – Částečně destruované formy, mírně zahloubené v matečné hornině. Jejich původ je
sporný, ale může se jednat o destruované kary (resp. pozůstatky karů). V jejich depresi se
poměrně často nachází relativně hluboká jezera. Tyto formy mohou být produkty pokročilé
karové glaciální modelace, později modifikované kontinentálním zaledněním.
Sám autor u uvedené klasifikace uvádí, že rozdělení cirkových forem do uvedených skupin
může být v některých případech subjektivní, ale celkový podíl těchto „sporných“ forem
nepřesahoval 20 % (VILBORG 1977).
Ve stejném čísle časopisu (GEOGRAPHISKA ANNALER, 59, 1977) vyšel i článek GORDONA
(1977), rovněž poukazujícího na složitost karovitých forem. Jeho klasifikace byla podstatně
stručnější (vycházel z rozboru 260 karových forem ze severozápadního Skotska). Rozlišoval:
jednoduché kary (simple cirques – nejsou v textu blíže specifikovány, ale zřejmě vychází ze
stejné základní definice karu jako VILBORG 1977 viz výše), složené kary (compoud cirques),
složené karové komplexy (cirque complexes) a karové žlaby (cirque troughs).
o Složené kary – horské kotliny, jež byly vytvořeny činností dvou ledovců
přicházejících z různých směrů s vlastní karovou stěnou.
o Karové komplexy – horské kotliny vzniklé splynutím více než dvou karových ledovců
(s více než dvěma karovými stěnami), jež svým spojením vytvořily jeden údolní
ledovec.
o Karové žlaby – lineární ledovcová údolí často s jedním, jednoduchým cirkem
v uzávěru údolí.
Z uvedeného Gordonova (GORDON 1977) členění doplněného o výzkumy dalších autorů
vycházeli i BENN & EVANS (1998), kteří definovali následující typy karů:
o Jednoduchý kar (simple cirque) – jasně ohraničená, nezávislá cirkovitá forma;
o Složený kar (compound cirque) – který je v horní části tvořen dvěma sdruženými kary
přibližně stejné velikosti;
o Složitý kar (cirque complex) – kde je horní část tvořena z více než dvou sdružených karů,
vytvořených ve stěnách nebo uzávěrech údolí;
o Schodovitý kar (staircase cirque) – kde se nachází dva nebo více karů položených nad
sebou;
o Karový žlab (cirque trough) – kde cirkovitá forma tvoří uzávěr údolí.
GORDON (1977) byl i jedním z autorů, kteří ve své práci stanovili a statisticky zpracovali
morfometrické charakteristiky karů (Tab. 6) (využil korelační a regresní analýzu). Zdůrazňoval
nutnost jednotného definování morfometrických charakteristik karů, pro možnost jejich srovnání
z různých oblastí. O podobné srovnání u orientace karových forem z různých částí světa se
pokusil EVANS (1977). V uvedené práci navrhl i morfometrické charakteristiky vystihující
orientaci karu (orientace osy mediánu – median axis aspect a orientaci dlouhé osy karu – long
axis aspect), jež jsou užívány i v novějších pracích (GARCÍA-RUIZ et al. 2000 a FEDERICI
& SPAGNOLO 2004).
Statistické srovnání morfometrických charakteristik karů se stalo významnou součástí
výzkumu horských zalednění. V Tab. 6 je vymezeno 17 morfometrických charakteristik karů, jež
se objevují v pracích různých autorů.
47
Tab. 6: Shrnutí morfometrických charakteristik karů. Červeně jsou označeny výpočty, kdy
autoři sledovali stejnou veličinu, ale k jejímu výpočtu použili různých metod. Jako a lip je
definováno nejnižší místo v otevřené části karu (ANIYA & WELCH 1981)
Český překlad a
FEDERICI &
GARCÍA-RUIZ
ANIYA & WELCH
definice
SPAGNOLO
GORDON 1977
et al. 2000
1981
charakteristiky
2004
Celková plocha
Area (A)
Total area
Area (A) [ha]
Area [km2]
karu (A) [km2]
[km2]
[km2]
Minimální
minimum
Elevation at the lip
nadmořská výška Minimum Emin
Lip altitude
altitude (m)
of the cirque floor
karu (Emin) [m n.
[m n. m.]
[m n. m.]
[m n. m.]
[m n. m.]
m.]
Maximální
Maximum
Maximum
Minimum
Elevation of the
nadmořská výška
headwall top
(Emax) [m n.
altitude (M)
highest peak of the
karu (Emax) [m n.
altitude
m.]
[m n. m.]
wall [m n. m.]
m.]
[m n. m.]
Cirque amplitude
Rozpětí mezi
elevation between
nejnižší a
Altitudial
Highest
the cirque lip and
amplitude [m]
nejvyšším bodem
range H [m] elevation H [m]
the highest poit of
karu H=Emaxthe backwall [m]
Emin (m) [m]
Průměrná
Mean
nadmořská výška
–
–
–
[m n. m.]
karu Eprům [m n.
m.]
Mean slope
Průměrný sklon
gradient Smean
–
–
–
svahu karu
[°]
(Smean) [°]
Délka karu (L)
Length L [m]
Length L [m]
Lenght [m]
Lenght [m]
[m]
Šířka karu (W)
Width W [m]
Width W [m]
Breadth [m]
Width [m]
[m]
Cirque development
Azimut osy karu
Aspect [°]
Aspect [°]
Aspect [°]
by quadrant [°]
(O) [°]
Cirkularita:
obvod karu
Různé
Circularity
Circularity ratio [–
(P)/obvod kruhu
–
„closure“
[–]
]
o stejné ploše
charakteristiky
jako kar [–]
Poměr šířky a
Breadth to
výšky karu R=
L/H [–]
–
altitude ratio
–
L/H [–]
[–]
Poměr délky a
Length to
šířky karu
L/W [–]
L/W index [–]
breadth ratio
Axis ratio L/W [–]
T=L/W [–]
[–]
Volume
Volume =
Objem karu
V=L.W.H
–
1/2.area.amplitu
–
V=L.W.H [m3]
[m3]
de [m3]
48
Poměr reliéfu
L/délka nejdelší
osy karu [–]
Sklon dna karu
[°]
Sklon karové
stěny [°]
Poměr plochy
karu a nejvyššího
bodu karu
[m2/m]
–
–
–
Length/relief slope
of the long profile
of the cirque [–]
–
–
–
Floor gradient [°]
–
–
–
Headwall gradient
[°]
–
–
–
Area/max. reliéf
ratio [m2/m]
Na základě rozboru prací uvedených v Tab. 6 je zřejmé, že u karů je možné definovat široké
spektrum různých morfometrických charakteristik. Můžeme je spolu i vzájemně kombinovat,
pokud ovšem má nově vytvořená kombinace nějaký interpretační význam.
U práce FEDERICA & SPAGNOLIHO (2004) se poprvé jako charakteristiky karů objevují
průměry sklonů svahů a průměrná nadmořská výška karů. Jejich výpočet je při použití DMR
jednoduchý. Právě práce FEDERICA & SPAGNOLIHO (2004) je v tomto směru významná. Autoři
využili možnosti GIS jak pro tvorbu speciálních skriptů (jednoduché programy), jež byly určeny
ke generování morfometrických charakteristik karů, tak k výpočtu charakteristik reprezentujících
morfometrii karů s větší komplexností.
V GIS je možné počítat i další morfometrické charakteristiky. Velký význam má zejména
výpočet plochy karů ve 2D (jedná se v podstatě o celkovou plochu karu viz Tab. 6) a 3D plochu
karu (skutečná plocha generovaná na základě DMR) – interpretační význam má i rozdíl těchto
veličin. Rovněž charakteristiky objemu je možné generovat přímo v prostředí GIS – objem
hmoty (materiálu) vyskytující se nad horizontální rovinou procházející nejnižší nadmořskou
výškou karu.
Při definování nových morfometrických charakteristik karů je nutné postupovat obezřetně,
protože jednou z velkých výhod těchto analýz je možnost srovnání morfometrických
charakteristik s hodnotami, jež byly získány v různých částech světa. Právě toto srovnání může
přinést cenné poznatky o charakteru (rozsahu, délce a intenzitě) zalednění zkoumaného území.
Výstupem takovéto genetické interpretace je u různých autorů vypracování klasifikace karových
forem.
Jako nejvýznamnější charakteristika, jež je využívána pro klasifikaci karů je poměr délky
a šířky karu (T=L/W) (FEDERICI & SPAGNOLO 2004, GARCÍA-RUIZ et al. 2000).
FEDERICI & SPAGNOLO (2004) provádějící výzkumy v západních Alpách rozdělili kary na
základě prací DAMIANIHO & PANNUZIHO (1987) in FEDERICI & SPAGNOLO (2004) z Apenin do tří
základních tříd:
o Kary, které byly vysoce erodovány v oblasti jejich prahů periglaciálními a fluviálními
procesy po skončení glaciace (T < 0,5).
o Kary jež jsou nebo byly modelovány karovými ledovci (0,5 < T < 1).
o Kary, jež jsou nebo byly modelovány ledovci s dlouhým ablačním jazykem (T > 1).
Ze srovnání pěti různých prací zabývajících se výzkumem morfometrických charakteristik
karů z různých oblastí FEDERICI & SPAGNOLO (2004) dále vyvozují, že hodnota poměru šířky
a výšky karu (R= L/H) je větší (2,7–4,7) v pohořích tvořených paleozoickými horninami, než
v horských oblastech mezo-kenozoických (alpínských) – hodnoty 1,43–2,5.
Klasifikace karů vytvořená GARCÍA-RUIZ et al. (2000) se opírá o výzkumy morfometrických
charakteristik karů v centrálních Pyrenejích a má, oproti předchozí klasifikaci, čtyři kategorie.
Ke klasifikaci autoři kromě poměru délky a šířky karu (T=L/W) využili i průměrnou plochu
49
karů. Nicméně, uvádí pouze průměrné hodnoty morfometrických charakteristik a ne intervaly
vymezující jednotlivé třídy, jež by byly pro následné srovnání vhodnější.
o Velmi široké a hluboké kary s variabilní velikostí T = 0,4 (průměrná hodnota). Průměrná
velikost karů této skupiny byla 45,6 ha.
o Dlouhé a úzké kary s dnem mírného sklonu bez přehloubení. Průměr T = 1,48 a průměrná
rozloha karů skupiny byla 25,7 ha.
o Okrouhlé a hluboké kary. Kary náležící do této skupiny se vyskytovaly ve zkoumaném
území nejčastěji. Autory je tedy tento typ karu považován za typický pro zkoumané
území (centrální Pyreneje). Průměrná rozloha karů v této skupině byla 22 ha a průměr
T = 0,76.
o Okrouhlé kary s nepříliš výrazným gradientem a bez přehloubení. Průměrná rozloha karů
byla 49,6 ha a průměr T = 0,9.
Z výše uvedeného vyplývá, že výzkum morfometrických charakteristik karů přináší velký
potenciál spočívající zejména v možnosti srovnání karů ze zkoumaného území s podobnými
tvary z různých částí světa. Kary jsou využívány i k určení výšky sněžné čáry
(ELA – equilibrium line altitude) a jejich výzkum má tak značný význam pro poznání vývoje
krajiny v širším kontextu (CARRIVICK & BREWER 2004) – viz kap. 5.10.4. Problémem je malý
počet karů (resp. cirkovitých depresí) v oblasti Šumavy, jež stěžuje statistické vyhodnocování
zjištěných charakteristik.
5.8.1.3 Výběr morfometrických charakteristik karů a jejich výpočet
Na základě rozboru literatury (viz kap. 5.8.1.2, Tab. 6) byly vybrány takové morfometrické
charakteristiky, které jsou v práci dále využívány ke klasifikaci karů a jejich vzájemnému
srovnání (Tab. 7). Jako další charakteristiky byly zvoleny 3D plocha karu a poměr 3D plochy ke
2D ploše (A). Tato charakteristika (Se)by měla postihovat míru členitosti karu.
Tab. 7: Vybrané morfomterické charakteristiky karů počítané pro kary Černého, Čertova,
Prášilského jezera a Staré jímky
Morfometrická charakteristika
Označení a výpočet
Jednotky
Celková (2D) plocha karu
A
m2
Celková (3D) plocha karu
A3D
m2
Členitost karu
Se=A/A3D
–
Minimální nadmořská výška karu
Emin
m n. m.
Maximální nadmořská výška karu
Emax
m n. m.
Rozpětí mezi nejnižší a nejvyšším bodem karu
H=Emax-Emin
m
Průměrná nadmořská výška karu
Eprům
m n. m.
Průměrný sklon svahu karu
Sprům
[°]
Délka karu
L
m
Šířka karu
W
m
Azimut osy karu
O
[°]
P=obvod karu/obvod kruhu
Cirkularita
–
o stejné ploše jako kar
Poměr šířky a výšky karu
R= L/H
–
Poměr délky a šířky karu
T=L/W
–
5.8.1.4 Charakteristika geosystému šumavského karu a srovnání rozměrů deflační oblasti,
velikosti karu a rozsahu glaciálních sedimentů v zájmových územích
U karů na Šumavě můžeme vymezit výrazné morfologické prvky, které měly význam pro
jejich genezi. Tyto části vytváří morfologický geosystém (Obr. 18) skládající se z deflační
plošiny, karové stěny, sníženiny v které se hromadil sníh u úpatí karové stěny (tzv. dno karu)
a oblasti akumulace glaciálních sedimentů.
50
Procesy spojující jednotlivé prvky morfologického geosystému jsou závislé především na
gravitaci resp. látka je přesouvána z výše položených do níže položených částí geosystému
a vytváří tak kaskádový geosystém (Obr. 18).
Spojením obou geosystémů, vzniká geosystém pochodu a odezvy, z kterého je patrné (Obr.
18), že prvky, které mohly ovlivňovat velikost akumulace sněhu a tedy i intenzitu glaciálních
procesů byly sklon karové stěny a zejména velikost deflační plošiny, protože mohly přímo
limitovat množství sněhu přecházející do karu (viz výše NESJE & DAHL 2000).
Původ deflačních plošin není jednoznačně vysvětlen (viz níže), ale je faktem, že v dnešní
době jsou většinou považovány za náhorní kryoplanační plošiny (cf. CZUDEK 1997, 2005b,
MENTLÍK 2001c). V době, kdy plošiny byly zdrojem sněhu pro vznik ledovců, zde byla mocnost
sněhové pokrývky pravděpodobně snižována eolickou činností. Avšak i v té době můžeme
předpokládat pokračování nivačních procesů navazujících na jejich působení v předchozích
kryomérech. Tyto procesy však zřejmě dosáhly největší intenzity ve středním pleistocénu, kdy
chladná období byla nejdelší a celkově sušší (MENTLÍK 2001c). Názory na klimatické podmínky,
které jsou třeba k vývoji kryoplanačních forem se však dosti různí. Někteří autoři (LOŽEK 1972)
předpokládají, že k vývoji mrazových srubů dochází i v dnešní době. V ostrém rozporu s tímto
názorem jsou závěry REGERA & PÉWÉHO (1975), kteří uvádějí, že kryoplanační terasy vznikaly
za mnohem chladnějšího podnebí než polygony ledových klínů a pinga s otevřeným systémem.
Podle těchto autorů je k tvorbě kryoplanačních teras třeba průměrných ročních teplot -12 °C.
Podle prací zabývajících se rekonstrukcí paleoklimatu v kvartéru však tak nízké hodnoty nejsou
předpokládány ani v pleniglaciálech (LOŽEK 1972).
Obecně můžeme říci, že mírnější klima je předpokládáno zejména autory, kteří při
rekonstrukcích vycházejí z biologických důkazů (zejména rozboru měkkýšů) (cf. LOŽEK 1972).
Naopak, autoři využívající geomorfologické a geologické resp. pedologické důkazy (např.
pseudomorfózy po ledových klínech atd.) uvádí, že klimatické podmínky byly celkově tvrdší
(např. CZUDEK 1997).
Dochování rozsáhlých náhorních kryoplanačních plošin ve hřbetových partiích Šumavy
(MENTLÍK 2000, 2001c) je většinou vysvětlováno tak, že říční eroze nedosáhla až do těchto
poloh. Tento fakt může být způsoben také tím, že klimatické podmínky byly v těchto
exponovaných polohách extrémnější než v nížinách a ke kryoplanaci zde docházelo s větší
intenzitou a po delší dobu. Zůstává otázkou, do jaké míry jsou hřbetové plošiny se zachovalými
tory a skalními hradbami kryoplanačními terasami v pravém slova smyslu a nakolik je pro jejich
dnešní morfologii významný původní paleoreliéf (VOTÝPKA 1979, MENTLÍK 2001c).
Celý geosystém šumavského karu (Obr. 18) vychází ze základního stavu, kdy je z deflační
plošiny odvíván sníh, ten je lavinami transportován karovou stěnou na dno karu, kde se hromadí
a regelací mění v led. Rotační (karová) glaciální eroze pak způsobuje zvětšení sklonu karové
stěny, čímž je urychlen transport sněhu – kladná zpětná vazba. Následuje ústup svahu, čímž se
zmenšuje velikost deflační plošiny (negativní zpětná vazba). Zmenšením velikosti deflační
oblasti a zvětšením velikosti karu zůstává bilance sněhu stejná, ale dochází ke zmenšení
mocnosti ledu (při shodném objemu je rozložen do větší plochy). Tím by se mělo zmenšit
množství vzniklého ledu a tím i míra glaciální modelace (Obr. 18).
Z výše uvedeného vyplývá, že kary je nutné hodnotit jako komplex, který se skládá z deflační
plošiny, karové stěny, dna (resp. sníženiny karu) a oblasti akumulace glaciálních sedimentů
v jejím předpolí.
Je zřejmé, že srovnáním morfometrických charakteristik – velikosti karu, deflační plošiny
a rozlohy (případně objemu) glaciálních sedimentů je možné získat informace, které se přímo
vztahují ke genezi karu. Problémem ale zůstává co nejpřesnější vymezení daných složek
geosystému.
51
Obr. 18: Geosystémy Šumavského karu
deflační plošina
karová
stě na
g laciá lní sedimenty
morfologický
geosystém
dno karu
odvívání
sněhu
laviny
regelace
kongelifrakce
detrakce
deterze
exarace
glaciální transport
georeliéf
deflační plošina odvívání sněhu
pohyb sně hu a ledu a glaciálních sedimentů
kaskádový
geosystém
geosystém
pochodu
a odezvy
pozitivní zpětná vazba
zmenšení velikosti
deflační plošiny
negativní zpětná vazba
urychlení pohybů
sněhu
ústup karové stěny a
zvětšení jejího sklonu
karová stěna - pohyby
sněhu - laviny
zvětšení akumul.
plochy - zmenšení
mocnosti ledovce
dno karu akumulace sněhu
glaciální činnost
menší rozloha glaciálních
sedimentů - glaciální formy
II. řádu
glaciální sedimenty akumulace a transport
Poznámka: členění struktury geosystémů podle CHORLEY & KENNEDY (1971)
Vymezení je možné uskutečnit následujícím způsobem:
1. Vymezení deflační plošiny – celkově by se mělo jednat o zbytky starších zarovnaných
povrchů přemodelovaných kryoplanací. K jejich vymezení je vhodné využít DMR. Jako hraniční
hodnota pro zarovnané povrchy byla stanovena na 2° ( resp. u zarovnaných povrchů postižených
fluviální erozí 4°) (KRÁL 1971, JEDLIČKA & MENTLÍK 2003). V případě přemodelování
kryoplanací však sklon může být poněkud vyšší. DEMEK (1969) předpokládá převažující sklon
kryoplanačních teras 7° (max. 12°). Sklonové poměry deflační plošiny by tedy měly být
následující: 0–4° ve středu plošiny a 4–7° na okraji plošiny.
2. Vymezení karové stěny:
a) v horní části – vymapováním diskontinuity, kterou plošina či mírný svah obvykle přechází
ve strmou karovou stěnu;
b) ve spodní části – určením diskontinuity, kterou strmá karová stěna přechází do plošiny dna
karu;
3. Určení rozlohy dna karu – je dána rozsahem jezerní pánve resp. se jedná o konkávní
prostor mezi karovou stěnou a glaciálními sedimenty (vymezení by mělo být vedeno po hřbetu
nejbližšího morénového valu).
4. Určení rozlohy glaciálních sedimentů: rozlohu glaciálních sedimentů je možné určovat
dvěma způsoby:
a) rozborem DMR – glaciální sedimenty se projevují jako poměrně rozsáhlé velmi
nepravidelné stupně či plošiny; tento postup je však nepřesný;
b) vymapováním v terénu.
Protože uvedené kroky jsou náročné na výsledky získané terénním výzkumem, bylo srovnání
jednotlivých částí karu možné provést pouze v oblastech, kde tato data byla k dispozici – tedy
v okolí Prášilského jezera, jezera Laka a Černého jezera. K jejich srovnání byl použit poměr
deflační plošiny, velikosti karu a plochy, kterou zabírají glaciální sedimenty.
52
5.9 Metody pro poznání morfogeneze zájmových území
5.9.1 Vymezení problému
Poznání morfogeneze zájmových území bylo zaměřeno dvěma základními směry:
o poznání geneze každé části georeliéfu zájmových území (resp. každé elementární formy)
na základě geomorfologické analýzy v GmIS (viz kap. 5.3);
o stanovení hypotézy o genezi georeliéfu zájmového území, která je vyslovena na základě
geomorfologické analýzy v GmIS (viz kap. 5.3) a dále verifikována dalšími metodami.
Pro verifikaci hypotéz geneze zájmových území byly, na základě rozboru specifik zájmového
území v okolí Prášilského jezera a odborné literatury (MENTLÍK 2004a, 2005d), vybrány
negeomorfologické metody výzkumu, jež jsou popisovány v rámci této kapitoly. Na základě
analýzy specifik podmínek zájmového území byla zvážena možnost jejich aplikace i v okolí
jezera Laka (MENTLÍK 2005d). Pokud to bylo možné, byly výzkumy prováděny tak, aby
uplatnění metod a tedy i získaná data, byly v obou zájmových územích co nejpodobnější.
Vybrané metody mohou být rozděleny na geologické – analýza mikromorfologie povrchů
křemenných zrn pomocí SEM a analýzy sedimentů (viz kap. 5.9.2) a biologické – pylová
analýza (viz kap. 5.9.3).
5.9.2 Použité geologické metody výzkumu
Z geologických metod byly využity:
o rozbor vnitřní makrostavby sedimentů (analysis of clast macrofabrics) (viz kap. 5.9.2.1),
o rozbor tvaru a zaoblení klastů (analysis of clast shape) (viz kap. 5.9.2.2 a 5.9.2.3),
o analýza mikromorfologie povrchů křemenných zrn pomocí skenovací elektronové
mikroskopie (SEM) (viz kap. 5.9.2.4),
o granulometrie (analýza velikostního složení sedimentů) (viz kap. 5.9.2.5).
5.9.2.1 Analýza vnitřní makrostavby sedimentů
U glaciálních sedimentů se analýza vnitřní makrostavby (dále jen makrostavby) zaměřuje na
určení orientace jednotlivých klastů v daném sedimentačním tělese a je užívána pro analýzu
nezpevněných, špatně tříděných diamiktitů. Makrostavba se určuje měřením směru a sklonu
nejdelší osy každého klastu (osa a) geologickým kompasem se sklonoměrem přímo v terénu
(HUBBARD & GLASSER 2005).
Analýzy vnitřní makrostavby (resp. směrů klastů) může podle HUBBARDA & GLASSERA
(2005) být použita k následujícím účelům:
o jako dobrý indikátor glaciálního prostředí,
o k získání informací o směru pohybu ledu,
o ke zjištění rozdílů mezi způsobem sedimentace,
o k indikaci relativních tlaků, jimž byly sedimenty vystaveny (HUBBARD & GLASSER 2005,
s. 252–253).
V zájmových územích bylo této metody využito zejména jako indikátoru glaciálního prostředí
a pokud bylo zjištěno usměrnění klastů, tak i k identifikaci převládajícího směru pohybu ledu.
V souladu se standardně používanou metodikou (HUBBARD & GLASSER 2005, s. 255), bylo na
jedné lokalitě odebíráno vždy nejméně 50 klastů o maximální délce nejdelší osy (osa a) 50–300
mm a geologickým kompasem byl měřen sklon a směr této osy (Obr. příl. O–X).
K vyhodnocení výsledků byl použit program GEOrient 9.2 (HOLCOMBE 2005). Převažující
směry byly hodnoceny prostřednictvím 2D růžicových grafů a směry a sklony na 3D
vrstevnicovém stereonetu. Pomocí uvedeného softwaru byly ke každému vzorku generovány
základní statistické charakteristiky: hlavní směrový interval (mean resultant direction), kruhový
medián (circular median), kruhový rozdíl (circular variance), kruhová směrodatná odchylka
(circular standart deviation), kruhový rozptyl (circular dispersion) a kruhová směrodatná chyba
(circular standard error), jež byly využity k následnému srovnání vzorků.
53
5.9.2.2 Analýza tvaru klastů (clast shape)
Analýza tvaru klastů spočívá v hodnocení celkového tvaru klastu. Vyžaduje měření velikostí
tří hlavních, na sebe kolmých os každého klastu (osa a nejdelší a osa c nejkratší). Podle obecně
platné metodiky (HUBBARD & GLASSER 2005 s. 232) se vždy měří nejméně 50 klastů o rozpětí
delší osy v intervalu 20–100 mm.
Obr. 19: Kontinuum tvarů klastů – Sneed & Folk diagram
K vyhodnocení tvarů částic byl užit trojúhelníkový diagram, poprvé využitý SNEEDEM
& FOLKEM (1958) představující kontinuum tvarů klastů (viz Obr. 19), jež je často využíván
v glaciologických studiích (BENN & EVANS 1998, HUBBARD & GLASSER 2005, HAMBREY
& EHRMANN 2004, GRAHAM & MIDGLEY 2000 atd.). Ke konstrukci trojúhelníkového diagramu
bylo užito rozšíření pro aplikaci Excel vypracované GRAHAMEM & MIDGLEYEM (2000).
Číselnou charakteristikou vyjadřující tvar částic a dále používanou v následných analýzách
byla C40 hodnota, definovaná jako procento klastů odpovídající následujícímu předpisu:
C40 = c : a £ 0,4 [%]
(3)
a – délka nejkratší osy klastu [mm]
c – je délka nejdelší osy klastu [mm]
Na Sneed & Folk diagramech prezentovaných v této práci je vyznačena tzv. C40 linie spojující
hodnoty 0,4 na osách c:a a b:a, která umožňuje vizuální interpretaci výsledků přímo
z trojúhelníkového grafu. Pokud se většina úlomků nachází nad touto linií, jedná se převážně
o pravidelné úlomky, u kterých je předpokládáno opracování delším glaciálním transportem.
Naopak, vzorky suti ze svrchních morén či hranáče vzniklé kryogenním zvětráváním by měly
být rozptýleny po celé ploše grafu, resp. by se body vyjadřující jednotlivé úlomky
v trojúhelníkovém grafu většinou měly nacházet pod C40 linií (BENN & EVANS 1998, GRAHAM
& MIDGLEY 2000).
5.9.2.3 Analýza zaoblení částic (clast roundness)
Zaoblení částic je definováno jako malé změny směrů na povrchu částic – a nabývá hodnot od
dobře zaoblených částic po velmi hranaté (angulární částice). Vyhodnocování zaoblení klastů se
tradičně provádí vizuálně podle tabulky definované Krumbeinem a později upravené Powersem,
a to vždy nejméně pro 50 klastů na každé lokalitě (HUBBARD & GLASSER 2005, str. 234–235).
Klasty jsou rozdělovány do pěti tříd: velmi angulární (VA), angulární (A), subangulární (SA),
polozaoblené (SR), zaoblené (R) a dobře zaoblené (WR). Číselná charakteristika vyjadřující
54
zaoblení částic, jež je využívána v následných analýzách je hodnota RA odpovídající
následujícímu předpisu:
(VA + A) = RA [%]
(4)
VA – počet velmi angulárních klastů [%]
A – počet angulárních klastů [%]
Výsledky analýzy zaoblení částic jsou prezentovány na histogramech, kde jednotlivé sloupce
odpovídají jednotlivým kategoriím zaoblení úlomků (VA, A, SA, SR a WR – viz výše)
(Obr. příl. O–X).
Pro všechna výše uvedená měření byly vzorky odebrány v terénu a dále zpracovávány
v laboratoři – výše uvedené charakteristiky byly měřeny po umytí klastů tlakovou vodou
a následném vysušení.
Protože glaciální sedimentační prostředí jsou velmi diferencovaná, k jejich identifikaci
zpravidla není možné použít pouze jednu z výše uvedených charakteristik, ale je užívána jejich
kombinace. Častěji je užíváno dvouosého grafu hodnot C40 (na ose x) a RA (na ose y) (BENN
& BALLANTYNE 1994, BENN & EVANS 1998, HAMBREY & EHRMANN 2004). Méně je užívána
kombinace zaoblení částic (RA) (na ose y) a sféricity (s) (na ose x) (BENN & EVANS 1998).
U obou přístupů by vzorky odpovídající jednotlivým sedimentačním prostředím měly vytvářet
dobře identifikovatelné shluky.
V případě zájmových území však bylo nutné počítat s malou intenzitou glaciální činnosti
(resp. krátkou dobou transportu klastů v glaciálním prostředí) a s určitými specifiky
vyplývajícími z fyzikálních vlastností krystalických břidlic, jež převládají v zájmových územích
(dobrá štěpnost podél ploch foliace). Proto kromě lokalit, u kterých byl předpokládán glacigenní
původ byly vzorky odebrány ještě z murových kuželů a kamenných moří a výsledky byly
porovnány tak, aby bylo možné glaciální prostředí uvedenými metodami identifikovat.
5.9.2.4 Výzkum mikromorfologie povrchu křemených zrn
Mikromorfologie povrchu minerálů obsažených v matrix glaciálních diamiktititů je používána
jako diagnostický znak pro určování různých sedimentačních prostředí, zejména identifikaci
subglaciálního transportu materiálu (KRINSLEY & DOORKAP 1973, WHALLEY & KRINSLEY 1974,
MAHANEY et al. 1996, KALVODA & VALENTA 1997). V rámci těchto výzkumů je obecně
věnována zvláštní pozornost povrchovým texturám křemenných zrn (zjišťovaných pomocí
skenovací elektronové mikroskopie – SEM), a to z důvodu relativně velké odolnosti křemene
a jeho dalších fyzikálních vlastností (špatná štěpnost). Tyto vlastnosti umožňují vznik
povrchových struktur relativně nezávislých na struktuře minerálu a jejich dobré uchování na
povrchu částice. Výhodou je i obecné rozšíření minerálu u velkého množství hornin (BENN
& EVANS 1998).
Podle KRINSLEY & DOORKAP (1973) je možné identifikovat křemenná zrna, jež prošla
glaciálním transportem, zejména na základě jejich sféricity (vysoký poměr c:a). Později (např.
WHALLEY & KRINSLEY 1974) bylo předpokládáno, že některé mikrotextury, jež byly
považovány za glaciálně podmíněné, mohou být zděděné (vzniklé při vzniku horniny) nebo
závislé na exogenních procesech, jež utvářely povrch zrn před tím, než vstoupily do glaciálního
prostředí (např. u supraglaciálních sedimentů na Kavkaze, u kterých bylo předpokládán
kryogenní původ, byly zjištěny struktury vzniklé rozpouštěním a leptáním přisuzované
chemickému zvětrávání) (MAHANEY et al. 1996).
Podle MAHANEY et al. (1996) je zřejmé, že k identifikaci glaciálního sedimentačního
prostředí nebo dokonce k rozlišení typů glaciálního transportu, není možné využívat pouze jednu
nebo několik specifických mikrostruktur, ale celý soubor mikrostruktur. V práci MAHANEY et al.
(1996) je vymezeno 27 typů textur povrchů křemenných zrn a na jejich statistickém zhodnocení
(procentuelní výskyt dané mikrostruktury v určitém vzorku), je založeno určení typu a délky
transporty daných sedimentů.
55
Tato metodika byla použita i u dalších prací, a to pro rozlišení glaciálního a aluviálnědeluviálního původu sedimentů – autoři používali pouze 26 typů mikrostruktur (HELLAND et al.
1997) nebo spolu s datováním sedimentů z hlubokomořských vrtů z okolí Grónska pro určení
počátku zalednění této oblasti v terciéru (HELLAD & HOLMES 1997) – podobně z Antarktidy
(STRAND et al. 2003).
Přesto pro aplikaci dané metody zůstávají následující problémy:
o Není jasné jaké mikrostruktury mohou být zděděné resp. závislé na místním horninovém
podloží – např. MAHANEY et al. (1996) uvádí, že křemenná zrna pocházející z granitů
jsou po glaciálním přemodelování více nepravidelná a naopak u metamorfitů nebo
u porézních hornin např. pískovců, kde dochází ke vzniku povrchových křemitých kůr,
mohou být zjištěny křemité výrůstky různého typu, a to starší než glaciální
mikrostruktury.
o Velmi málo prací se zabývá problematikou malých horských ledovců, tzn. prostředí, kde
intenzita deluviálních, deluviofluviálních či glaciálních procesů dosahuje poměrně menší
intenzity, tj. dochází k transportům na menší vzdálenosti a tím i k menší možnosti
vytvoření daných textur.
o Je otázkou, jaký charakter mají mikrotextury vznikající činností geomorfologických
procesů v konkrétním prostředí (dané oblasti) – viz výše uvedené struktury spojované
s chemickým zvětráváním u supraglaciálních sedimentů z Kavkazu (MAHANEY et al.
1996).
Proto v zájmových územích byly vzorky odebrány z potenciálních glaciálních sedimentů,
murových kuželů, nivačních sedimentů a sedlových či hřbetových plošin, jež prezentovaly
eluvium, tak, aby bylo možné zjistit, v jakých znacích se jednotlivá sedimentační prostředí liší.
Vlastní zpracování odebraných vzorků a jejich interpretaci, jež vyžaduje kvalitní přístrojové
vybavení a velkou dávku zkušeností, bylo nezávisle zpracováváno a vyhodnocováno LENKOU
LISOU z Geologického ústavu AV ČR v Praze.
Postup analýzy mikrostruktur povrchů křemenných zrn lze shrnout následujícím způsobem:
o V terénu bylo odebráno 750–1 000 gramů matrix z lokality (lokalit) prezentující danou
geomorfologickou formu a odesláno ke zpracování.
o Po převezení do laboratoře byla mokrým sítováním oddělena frakce 0,250–0,500 mm.
Tato frakce byla po vysušení, po dobu cca 5ti minut povařena ve slabě koncentrované
HCl a poté znovu vysušena.
o Pro studium v elektronovém mikroskopu bylo jehlou pod binokulární lupou
vyseparováno cca 50 zrn z každého vzorku, zrna byla nalepena na grafitovou lepicí
pásku a spolu s kovovými terčíky pokovena zlatem.
o Popis mikrostruktur byl proveden podle metodiky popsané v MAHANEY et al. (1996) –
viz výše.
o U jednotlivých mikrostruktur byl stanoven jejich počet a na základě jejich procentuelního
zastoupení byly vytvořeny histogramy (např. Obr. 53, 54, 55 atd.).
o Z hlediska zastoupení určitých typů mikrostruktur byly vzorky vyhodnoceny (interpretace
dat byla konzultována s dostupnou literaturou, s velkým důrazem na práce MAHANEY
et al. 1996) a v popisu byl u každého vzorku stanoven možný původ sedimentů.
V případě, že identifikace nebyla jasná, byly vypsány předpokládané možné způsoby
vzniku sedimentu (např. kap. 6.4.1.3; Obr. 56 atd.).
Takto vyhodnocené vzorky byly konfrontovány s výsledky geomorfologické analýzy.
5.9.2.5 Granulometrie
Abraze a drcení klastů v průběhu glaciálního transportu produkuje klasty velmi rozdílných
velikostí, než jsou produkty periglaciálního zvětrávání či fluviální činnosti. Velikostní rozložení
zrn je obvykle představováno širokým rozpětím velikostních frakcí od jílové až po úlomky větší
než hrubý štěrk a zpravidla mají bimodální nebo polymodální charakter (BENN & EVANS 1998).
56
Pokud je zjištěna výrazná redukce velikostí částic, tak je nejčastěji přičítána drcení a posunu
částic podél šérových (střižných) ploch v ledovci. Naopak, bimodální rozložení glaciálních
sedimentů může být způsobeno převahou dvou hlavních procesů v glaciálním prostředí – drcení
při vzájemné interakci zrn a klastům vzniklým při abrazi (BENN & EVANS 1998).
Vzorky pro granulometrii byly stejně jako u SEM odebrány z většiny glaciálních forem
v zájmovém území a dalších zjištěných sedimentačních prostředí (murové kužely, nivační
sedimenty) tak, aby bylo možné tyto výsledky vzájemně porovnat, s výstupy z obou výše
popsaných analýz a vzájemně je srovnávat (viz Obr. příl. X, Y, Ž).
Z terénu bylo na každé lokalitě odebráno asi 1 000–1 300 g sedimentu. Použito bylo
prosévání mokrou cestou na přístroji firmy Fritch na katedře fyzické geografie a geoekologie
Ostravské univerzity v Ostravě, jež umožnil TOMÁŠ PÁNEK. Využita byla síta s velikostí oka:
0,01; 20; 63; 200; 630; 2 000; 5 000; 10 000 (velikost udávána v μm). Výsledky byly
zpracovávány pomocí programu GRADISTAT (BLOTT & PYE 2001).
5.9.3 Použité biologické metody výzkumu
Z biologických metod výzkumu (členění metod podle BRADLEY 1999) bylo využito pylové
analýzy. Pylová analýza je jednou z metod paleoklimatologických výzkumů a je užívána jak pro
rekonstrukci vývoje klimatu, tak zejména změn ekosystémů (resp. fytocenóz) v čase (BRADLEY
1999).
Využití pylových zrn je možné díky jejich čtyřem základním vlastnostem:
o pylová zrna mají typické morfologické znaky, jež jsou charakteristické pro konkrétní
rostlinný taxon,
o pylová zrna jsou produkována ve značném objemu a větrem jsou přenášena i na poměrně
velké vzdálenosti,
o pylová zrna jsou v určitých sedimentačních prostředích velmi odolná vůči rozpadu,
o pylová zrna charakterizují přirozenou vegetaci v době jejich uložení; jestliže jsou
výsledky interpretovány ve správném měřítku, mohou poskytovat informace o klimatu
v minulosti (BRADLEY 1999).
V rámci geomorfologických výzkumů může být pylová analýza využita dvojím způsobem:
o jako metoda verifikující a doplňující numerické datování forem (např. BŘÍZOVÁ 2004b),
o jako zdroj informací o vývoji krajiny a tedy i geosystémů (např. BŘÍZOVÁ 2004a,
JANKOVSKÁ 2004a atd.).
V souvislosti s geomorfologickými výzkumy je pylová analýza využívána poměrně často
spolu s radiokarbonovým datováním, a to pro určování stáří forem např. sesuvů (BŘÍZOVÁ et al.
2002, BŘÍZOVÁ 2004b). V souvislosti s výzkumy vývoje zalednění v pozdním glaciálu její
význam ještě vzrůstá (JANKOVSKÁ 2004), protože datování pozdně glaciálního limnického
materiálu je problematické, zejména z důvodu malého obsahu organického materiálu. Oproti
numerickému datování pylová analýza navíc přináší dokumentaci změn fytocenóz a tedy i údaje
o změnách charakteru krajiny, jež jsou zde spojeny se změnami způsobenými deglaciací. Pro
použití pylové analýzy je vhodné využití souvislých sedimentačních záznamů např. limnických
sedimentů glaciálních jezer, ať zazemněných či současných. V případě jezerní sedimentace je
použití pylové analýzy rozšiřováno o využití analýzy vodních zelených řas. Na základě jejich
druhové diferenciace (resp. existence chladnomilných druhů např. Pediastrum boryanum var.
longicorne či Pediastrum integrum – JANKOVSKÁ 2004a) je možné usuzovat na charakter jezera
(jedná se o druhy charakteristické pro chladná, oligotrofní, příledovcová jezera).
V zájmovém území byla od počátku geomorfologických výzkumů za možné zazemněné
jezero považována Stará jímka (WAGNER 1897).
Z důvodu ověření této skutečnosti zde byl odebrán vrt, o hloubce 5,1 m. Z vrtu byly
odebírány po 0,05 m vzorky pro pylovou analýzu a asi po 1 m pro radiokarbonové datování (při
odběru těchto vzorků byly zohledňovány hranice jednotlivých vrstev a v pozdněglaciálních
sedimentech i přítomnost organického materiálu – charakterizovaná tmavou barvou) (BŘÍZOVÁ
& MENTLÍK 2005).
57
Vzorky byly následně laboratorně zpracovány obvyklou metodikou využívanou pro separaci
sporomorf (BŘÍZOVÁ 2004b):
1. macerace v HF (asi 24 h),
2. Erdtmanova acetolýza (ERDTMAN 1943),
3. získaný vzorek byl uchováván ve směsi glycerin–etylalkohol–destilovaná voda v určeném
poměru (BŘÍZOVÁ 2004b),
4. následně vzorky byly mikroskopicky analyzovány.
Laboratorní zpracování vzorků bylo provedeno v laboratořích ČGS v Praze a pylovou analýzu
prováděla EVA BŘÍZOVÁ. U každého vzorku byla počítána zrna jednotlivých druhů a zjištěné
relativní hodnoty pak byly vynášeny do pylového diagramu. Ten bývá prezentován jak jednotlivě
pro každý druh (viz Obr. 58–60), odděleně pro byliny a dřeviny nebo v podobě tzv. totálního
pylového diagramu.
V této práci jsou výsledky pylové analýzy zpracované E. Břízovou využívány pro doplnění
numerického datování daného profilu a rovněž jako pomůcka pro rekonstrukci ekosystémů jako
významného činitele ovlivňujícího intenzitu geomorfologických procesů od pozdního glaciálu
až po celý holocén.
5.10 Metody pro poznání morfochronologie zájmových území
5.10.1 Postavení morfochronologie v rámci geomorfologické analýzy v prostředí
GmIS
Z polygenetické povahy georeliéfu vyplývá, že ani geomorfologické formy na úrovni druhů
nemusí být geneticky zcela homogenní, a to zejména v případě, že se v zájmových územích
nachází fosilní formy, které jsou částečně přemodelovávány působením recentních (nebo jiných
např. paraglaciálních) geomorfologických procesů (viz kap. 5.3).
Příkladem, který byl zjištěn v okolí Prášilského jezera a jezera Laka, je stav, kdy výraznější
geomorfologické formy vzniknuvší v kryomérech pleistocénu jsou přemodelovávány formami
s menší rozlohou, vznikajícími působením paraglaciálních, holocenních a recentních
geomorfologických procesů (fluviální činnost, mury atd.) (MENTLÍK 2004b, 2005b).
Z hierarchického pojetí reliéfu dále vyplývá, že pokud mapujeme v detailním měřítku
(1 : 5 000) větší území, musíme se vyrovnávat se skutečností, že se v rámci zkoumaného území
setkáváme s geomorfologickými formami různé velikosti, a tedy i odlišné hierarchické úrovně.
Jedná se o relativně rozsáhlé starší polygenetické formy (relikty zarovnaných povrchů) či větší
v podstatě monogenetické formy (např. kary) – tzv. „vedoucí genetické formy“. Menší genetické
formy, které ale vzhledem k svébytné genezi jsou typickými genetickými formami, jsou
zařazovány samostatně v rámci celého geomorfologického systému (Tab. 4), a to jako naprosto
svébytná individua. Z morfochronologického hlediska je však jejich vznik závislý na existenci
větších (ve sledovaných zájmových územích starších) forem, které jsou vznikajícími mladšími
formami postupně destruovány.
Tato morfochronologicky významná skutečnost byla v rámci GmIS vyjádřena kategorií
„vložené genetické formy“, která je z praktického významu (tvorba geomorfologické mapy)
určena v atributové tabulce na úrovni druhu. Toto rozlišení dvou variant na úrovni
geomorfologického druhu je v atributové tabulce nutné jednak z praktického hlediska (pro
tvorbu geomorfologické mapy) a dále proto, že z morfochronologického hlediska umožňuje řešit
problematiku koexistence fosilních a recentních forem reliéfu (tvorba geomorfologické mapy
a legendy viz kap. 5.12).
Z výše uvedeného vyplývá význam stanovení „hierarchických úrovní“ v zájmovém území,
kdy i individua „vložených genetických forem na úrovni druhů“ je v rámci podrobnějších
výzkumů možné dále členit (Tab. 8).
58
Tab. 8: Příklady hierarchických úrovní geomorfologických forem ze zájmového území v okolí
Prášilského jezera (každá jednotka vyššího řádu je tvořena pouze jednotkami řádů nižších)
Hierarchická
Genetické formy na
úroveň
úrovni vedoucího
geomorfologického
6
5
druhu (4) a vloženého
2
1
individua
druhu (3)
4
3
Příklad ze
Murový
zájmového území Složený svah
zářez
Akumulační
v okolí Prášilského
(recentní), oblast, jež
oddělující
Murový zářez
jezera
vyvinutý
Kocháňovské Údolí Kar
je součástí
(paraglaciální)
v paragl.
a Kvildské
murového
murovém
pláně
zářezu
zářezu
Hranice geomorfologických forem na úrovni vložených druhů odpovídá, stejně jako
u individuí na úrovni vedoucích druhů, hranicím elementárních forem reliéfu. Jejich povaha –
resp. povaha geomorfologického procesu který je utváří, je ověřována terénním
geomorfologickým výzkumem a následně aplikací dalších negeomorfologických metod.
Důležitým ukazatelem využívaným v rámci geomorfologické analýzy v prostředí GIS je
i „polohový systémový řád“ formy (Tab. 9). Je jím stanovena předpokládaná pozice genetické
formy na úrovni druhu v kaskádovém geosystému dané oblasti. Rozlišujeme, zda se jedná
o fosilní nebo recentní formu. V případě fosilní formy posuzujeme do jaké fáze vývoje
zkoumaného území náleží. V podstatě se jedná o rekonstrukci paleogeomorfosystémů
existujících v různých časových obdobích (viz kap. 6.5.1.2 a 6.5.2.2).
Tab. 9: Charakteristiky využívané pro popis morfochronologie forem
Charakteristika konkrétní
Příklady systémových úrovní
Morfochronologický systémové úrovně a stanovení
vyskytujících se v okolí Prášilského
veličin, na základě kterých je
atribut
jezera
forma vymezována
Vyjadřuje pozici konkrétní
Je nutné rozlišit jednotlivé
formy v rámci daného
geomorfosystémy (fosilní
(případně i fosilního)
glacigenní, které měly pro charakter
geosystému. Analýza je
Polohový systémový
současného georeliéfu rozhodující
řád
prováděna na úrovni
význam) a recentní (fluviálněkaskádových geosystémů.
deluviální), které přetváří dnešní
Výše položená individua jsou
georeliéf
označené nižšími čísly.
Relativní věk v rámci
vymezeného morfosystému.
Označení forem vzniklých
Věk
V případě numerického
v určitých fázích zalednění a forem
datování může jít o vyjádření
recentních.
absolutního věku forem.
V rámci výzkumů morfochronologie zájmových území byl použit následující postup:
o předběžné stanovení paleogeomorfologických systémů v zájmových území na základě
geomorfologické systémové analýzy v prostředí GmIS (Tab. 9) – v rámci glaciálních
forem je v této fázi výzkumů relativní datování forem prováděno zejména na základě
jejich polohy (formy uchované dále v údolí jsou považovány za starší, protože nebyly
přemodelovány mladšími geomorfologickými pochody);
59
o relativní a numerické datování geomorfologických forem – ověřování a doplňování
stanovené hypotézy;
o kompilace poznatků výzkumů, rekonstrukce rozsahu a odhad charakteru zalednění
v jednotlivých fázích vývoje georeliéfu v zájmovém území;
o stanovení morfostratigrafické škály pro jednotlivá zájmová území a jejich vzájemné
srovnání;
o rekonstrukce geosystémů (resp. paleogeosystémů jednotlivých stádií zalednění
– Obr. 86–89 a 91–92).
V obou zájmových územích bylo zjištěno několik po sobě jdoucích zalednění, pro které byla
v práci používána následující označení:
o stádium zalednění – obecné označení pro geomorfologické formy vzniklé za shodných
geomorfologických podmínek trvajících určité časové období; v práci jsou rozlišovány
stádia na úrovni etap (dále členěných na kratší stádia označovaná jako fáze);
o etapa – rozsáhlejší zalednění, jež je vyjádřeno na sebe plynně navazujícími formami.
Je dále členěno do jednotlivých fází;
o fáze – označení jednotlivých stádií zalednění v rámci rozsáhlejších etap.
5.10.2 Použité metody datování
Podobně jako u metod výzkumu morfogeneze zájmových území (kap. 5.9) byly v rámci
výzkumů prováděných v okolí Prášilského jezera (MENTLÍK 2004a), s přihlédnutím ke
specifikám daného území, stanoveny metody vhodné pro relativní a numerické datování
zjištěných geomorfologických forem. Z hlediska využití metod bylo nutné zohlednit jednak
lokální podmínky v zájmových územích, ale i optimální využití daných metod z hlediska jejich
časového dosahu (Obr. 20). U všech použitých metod se hranice jejich využití pohybuje mezi
10 000–100 000 lety BP, i když je třeba říci, že u uvedené horní hranice se přesnost metod
výrazně snižuje. Podobný rozbor metod byl následně proveden i pro okolí jezera Laka (MENTLÍK
2005d).
Metody datování tradičně rozlišujeme na metody absolutního (numerického) datování
(BRADLEY 1999) přinášející vyjádření věku zkoumané formy nebo sedimentu v časových
jednotkách a datování relativní, pomocí kterého určujeme pořadí, ve kterém se formy či
sedimenty vytvářely (HUBBARD & GLASSER 2005).
Využití metod datování je vždy limitováno lokálními podmínkami, které jejich výběr určitým
způsobem omezují.
K ověření morfochronologické klasifikace glaciálních forem v zájmovém území byly zvoleny
metody zkoumající míru zvětrání horninových bloků, a to Schmidt hammer test a analýza
drsnosti skalních povrchů (Obr. 21 a 22). Použití těchto metod v zájmových územích bylo
umožněno výskytem bloků žul typu weinsberg na glaciálních formách od potenciálně
nejstarších, až po nejmladší.
Z metod absolutního datování bylo využito AMS radiokarbonové datování (pro
pozdněglaciální, organicky chudý materiál) a konvenční radiokarbonové (14C) datování (pro
rašelinné sedimenty bohaté na organický materiál).
60
Obr. 20: Metody relativního a absolutního datování použité v zájmovém území; zpracováno
podle (HUBBARD & GLASSER 2005)
5.10.2.2 Metody relativního datování
Úkolem relativního datování geomorfologických forem je vytvoření relativní
morfochronologické stupnice vývoje zájmového území. Na základě relativního věku je pak
upřesňován věk forem numerickým datováním.
Základní metodou relativního datování glaciálních forem je jejich poloha (MARTINI et al.
2001, HUBBARD & GLASSER 2005 atd.). Již na základě vymapování glaciálních forem můžeme
určit jejich přibližnou morfostratigrafickou stupnici – mladší formy vždy překrývají formy starší,
které se mohou zachovat pouze v případě, že starší zalednění byla rozsáhlejší než mladší.
Relativní určení stáří forem pomocí dalších metod pak slouží k ověření vypracované hypotézy
a může být využito ještě následujícím způsobem:
o ověřit vymezení jednotlivých geomorfologických individuí, které by měly být tvořeny
sedimenty přibližně stejného relativního stáří,
o na základě rozdílů relativních údajů získaných u jednotlivých geomorfologických forem,
stanovení relativního časového odstupu, ve kterém dané formy vznikaly.
Pro relativní datování glaciálních forem nejsou v zájmových územích stejné podmínky
(MENTLÍK 2004a). V okolí jezera Laka, se na morénových valech nenachází bloky tvořené
vhodnými horninami, které by bylo k jejich srovnání možné využít. Ty se zde vyskytují poměrně
nahodile a bylo tedy možné pouze srovnat relativní stáří bloků z různých částí konstrukčního
glaciálního segmentu (viz kap. 6.5.2.1).
Naopak v předpolí Prášilského jezera najdeme rozvlečené žulové bloky na většině
významných glaciálních forem. Jedná se o skalní bloky různé velikosti žul weinsberského typu
(Obr. příl. F) (viz kap. 6.5.1.1).
Schmidt hammer test
Aplikace Schmidt hammer testu vychází z předpokladu, že míra zvětrání horninového
povrchu odpovídá době vystavení exogenním činitelům (resp. expozici na zemském povrchu).
Schmidt hammer je však pouze jednou z metod užívaných ke zjištění stupně zvětrání. Např.
SELBY (1980) pro určení míry zvětrání skalních povrchů vypracoval stupnici využívající
geologického kladiva a kapesního nože.
Obecně můžeme říci, že Schmidt hammer test se používá pro srovnání jednoosé pevnosti
hornin nebo určení míry jejich zvětrání (IRFAN & DEARMAN 1978, TÖRÖK 2003).
Schmidt hammer (Obr. příl. C) je nástroj vyvinutý v roce 1948 – původně k testování
pevnosti betonu. Přístroj je založen na následujícím principu: pevný hrot tlačený pružinou je
61
určitou silou vypuštěn proti povrchu horniny a kalibrované měřidlo (mechanické či
elektronické), napojené na pístek brzdící rychlost odskočení hrotu, zaznamenává velikost
odskoku (R – hodnota, která se srovnává u jednotlivých měření) (TÖRÖK 2003, HUBBARD &
GLASSER 2005).
Tuto metodu, porovnávající stupeň zvětrání horninových povrchů a tím určující jejich
relativní stáří, je možné považovat v geomorfologii za nejčastěji používanou a poměrně
průkaznou např. (PINTER et al. 1994, EVANS et al. 1999 a BOELHOUWERS et al. 2002) atd.
Použití této metody má podle literatury svá poměrně výrazná omezení. Její aplikace je téměř
vyloučena u hornin s foliací (HUBBARD & GLASSER 2005) a nevhodné je využití i u porézních
hornin, protože R hodnota je pak výrazně ovlivněna vlhkostí stanoviště (SUMNER & NEL 2002).
Z důvodu ověření možností využití této metody u nejrozšířenějších horninových druhů
v zájmovém území, byly testovány jednotlivé druhy hornin v okolí Prášilského jezera (resp.
krystalické břidlice a žuly – Tab. 10).
Tab. 10: Výsledky Schmidt hammer testu na skalních výchozech v zájmovém území (n = počet
měření) (MENTLÍK 2005b)
Směrodatná odchylka Variační koeficient (7)
Hornina
Střední hodnota R (5)
(6)
[%]
Žula (všechna měření)
57,98; n = 98
6,876
11,861
Krystalické břidlice
44,70; n = 198
10,905
24,394
(všechna měření)
Z Tab. 10 vyplývá, že žuly weinsberského typu, které se nachází v okolí Prášilského jezera
jsou z hlediska užití Schmidt hammer testu velmi vhodné (viz variační koeficient 11,861).
Naopak, krystalické břidlice se vzhledem k vysokému variačnímu koeficientu (24,394) ukazují
jako nevhodné, což potvrzuje výše uvedené poznatky získané rozborem literatury (HUBBARD
& GLASSER 2005). Pokud se týká vlivu vlhkosti stanovišť na výsledky Schmidt hammer testu, je
pravděpodobné, že u neporézních hornin nemá tento faktor stěžejní význam, přesto z analýz byly
vyloučeny bloky nacházející se v bezprostřední blízkosti vodních toků a ploch.
Zásady při provádění jednotlivých měření Schmidt hammerem je možné shrnout následujícím
způsobem (podle SUMNER & NEIL 2002 a HUBBARD & GLASSER 2005):
o Je nutné minimalizovat rozdíly mezi jednotlivými měřeními. Proto k měřením vybíráme
zpravidla rovné (nebo mírně ukloněné) povrchy.
o Před měřením musí být povrch upraven brusným kamenem tak, aby plocha úderníku
přístroje dosedala na celou plochu rovnoměrně.
o Měření musí být prováděna minimálně 0,6 m od puklin nebo rohů skalních bloků.
o Schmidt hammer musí být přemístěn po každém měření na nové místo.
o Skalní blok musí mít větší váhu než 25 kg.
o Měření nesmí být prováděno v blízkosti vodních ploch a vodních toků.
Počet jednotlivých měření a jejich vyhodnocování se neřídí ustálenými pravidly (HUBBARD
& GLASSER 2005). V okolí Prášilského jezera byly proto použity dvě odlišné metody.
U první metody bylo pro dosažení statisticky relevantních souborů (n > 60) provedeno větší
množství měření. Pravidla dodržovaná při použití této metody vychází z HUBBARD & GLASSER
(2005) a je možné, je popsat následovně:
o z každého měřeného bodu je odebíráno 25 měření a z výsledků je vypočten průměr;
o pět hodnot nejvíce vzdálených od průměru je pominuto;
o zbylé hodnoty (20 z každého bodu) jsou zařazeny do výpočtu výsledné R hodnoty dané
formy;
o výsledky měření jsou srovnány s literaturou – (SUMMERFIELD 1991, HUBBARD
& GLASSER 2005).
Počet měřících bodů u jednotlivých forem byl různý, v závislosti na rozloze zkoumané formy
(body byly voleny tak, aby pokryly celou formu) a na tom, kolik na ní bylo vhodných bloků
62
k měření (například na stupni oddělujícím starší a mladší zalednění před Prášilským jezerem
nebyl nalezen dostatečný počet bloků pro aplikaci této metody). Aby měření byla statisticky
průkazná, byl nejmenší počet měření pro každou geomorfologickou formu zařazených do
výpočtu R hodnoty zvolen na 60 (u nejmenších forem). Podle literatury (HUBBARD & GLASSER
2005) je u jednotlivých forem běžně odebíráno 25 resp. pouze 15 měření, a proto se tento počet
měření zařazených do výpočtu R hodnoty zdá více než dostatečný.
Z naměřených hodnot byla vypočítána střední hodnota x a veličiny pro zhodnocení rozptylu
naměřených hodnot – výběrová směrodatná odchylka s a variační koeficient v (REIF 2000):
n
x=
åx
i =1
i
(5)
n
n je četnost (počet prvků v souboru)
å (x
n
s=
v=
i =1
i
-x
)
n -1
s
.100 [%]
x
(6)
(7)
Druhá metoda, kterou použili EVANS et al. (1999) pro určení R hodnoty morénových valů na
Islandu (výsledky byly korelovány s lichenometrickým výzkumem) počítá s menším počtem
měření.
R hodnota pro konkrétní morénový val byla EVANSEM et al. (1999) počítána následujícím
způsobem:
o na jednotlivém bloku v morénovém valu bylo provedeno pět měření,
o bylo měřeno mezi 5–7 bloky na morénu (25–35 měření),
o průměr pěti nejvyšších měření na každý morénový val byl brán jako reprezentativní
R (dále pro odlišení od běžné hodnoty označovaná jako Rmax) hodnota.
Obě metody byly nezávisle použity v okolí Prášilského jezera. Pro menší počet žulových
bloků v okolí jezera Laka byla využita pouze metoda podle EVANSE et al. (1999) (viz kap.
6.5.1.2).
Srovnání drsnosti a zvětrání skalních povrchů
Další metodou, která byla pro relativní datování použita v okolí Prášilského jezera, byla
kombinace srovnání drsnosti a zvětrání skalních povrchů. Drsnost skalních povrchů je
v geomorfologii občas využívána pro relativní datování (např. MCCARROL & NESJE 1996
a SUMNER & NEL 2002). Pro tento účel bylo u každé zkoumané formy náhodně vybráno 5–7
bloků a u jejich vodorovně či mírně ukloněných povrchů byly vymezeny čtverce s hranou
0,3x0,3 m. V rámci těchto čtverců byly vybrány zcela uzavřené jamky (Obr. 22) (napůl uzavřené
jamky jež nebylo možné přesně vymezit byly pominuty) a u nich byly měřeny hloubky a šířky.
Tyto jamky vznikají zvětráváním (intergranulárním načechráním) granitů weinsberského typu.
Dále byly zaznamenávány bloky bez vyvinuté jamkovité struktury a bez dalších projevů
zvětrávání (např. vyvinuté volně se odlupující zvětrávací kůry), jež byly považovány za méně
zvětralé, a bloky s vyvinutou volně se odlupující zvětrávací kůrou (Obr. 21). Protože numerické
vyjádření sledovaných jevů bylo velmi rozdílné (údaje o šířce a hloubce jamek, resp. počtu bloků
bez jamkovité struktury či se zvětrávací kůrou), bylo pro celkové vyhodnocení, jež má
postihovat míru zvětrání povrchů bloků porovnávaných geomorfologických forem, použito
hodnocení součtů pořadí jednotlivých forem v rámci jejich vzájemného porovnání (Tab. 22, kap.
6.5.1.1).
63
Obr. 21: Zvětralá kůra žulového bloku
Obr. 22: Jedna z měřených jamek žulového bloku
5.10.2.3 Metody absolutního datování
Ze tří dnes asi nejpoužívanějších metod numerického datování (radiokarbonové – 14C
datování, luminiscenční datování a datování pomocí kosmogenních nuklidů – datování expozice
povrchu) je první zmíněná metoda nejvíce prozkoumaná a v rámci glaciologických výzkumů asi
nejpoužívanější (HUBBARD & GLASSER 2005). Použití dalších dvou metod je podmíněno
vysokým stupněm geomorfologických a geologických výzkumů a v obou zájmových územích je
dalším logickým krokem výzkumů. Z toho důvodu a rovněž pro velmi dobré podmínky pro
64
použití radiokarbonového datování, byla tato metoda použita i v okolí Prášilského jezera.
Tato metoda je podle BRADLEYHO (1999) zařazena mezi radioisotopické metody u kterých je
měřen zbytek sledovaného isotopu (14C) z jeho původního množství. Radiokarbonové datování
je stejně jako další radioisotopové metody založeno na skutečnosti, že každý prvek má v jádře
vždy stejný počet protonů (je vyjádřen protonovým čili atomovým číslem – Z), ale měnící se
počet neutronů (neutronové číslo – N), čímž vznikají nuklidy jednotlivých prvků. Součtem částic
v jádře pak dostáváme nukleonové číslo (A).
A=N+Z
(8)
Nuklidy se stejným protonovým a rozdílným nukleonovým číslem se nazývají izotopické
nuklidy (izotopy). Označují se obecnou symbolikou ZA X . Uhlík, jež má v jádře šest protonů,
může mít šest, sedm nebo osm neutronů, čímž vznikají izotopy 12C, 13C a 14C. První dva jsou
izotopy stabilní, ale poslední podléhá za ztráty částic α nebo β radioaktivnímu rozpadu, čímž
vzniká nový prvek – dusík (10) (BRADLEY 1999).
Radioaktivní ( 146 C ) je produkován ve svrchní atmosféře bombardováním atomů dusíku
neutrony (11), jež mají největší koncentraci okolo 15 km nad zemským povrchem a vznikají jako
produkt, vstupu kosmické radiace do svrchní atmosféry (BRADLEY 1999):
14
7
N + 01n®146 C+ 11 H
(9)
Kosmický déšť je ovlivněn magnetickým polem Země, a proto se v okolí geomagnetických
pólů akumulují (neutrony i izotopy 14C). Atomy uhlíku se však difuzí dostávají velmi rychle do
nižších částí atmosféry, čímž se vyrovnává jejich geografická diferenciace a jsou okamžitě
oxidováni na 146 CO 2 , který se difuzí mísí se zbytkem atmosférického kysličníku uhličitého a tím
se dostává do biochemického oběhu tohoto prvku. Celkově je zachováván stálý poměr mezi
vznikajícím 14C a množstvím, které se samovolně rozpadá (10) (BRADLEY 1999). Poločas
rozpadu u 146 C (tzv. Libbyho poločas rozpadu) je 5 568 ± 30 let (HUBBARD & GLASSER 2005):
14
6
C®147 N + b + neutrino (10)
Radioaktivní izotop 14C se v konstantním poměru dostává fotosyntézou do pletiv rostlin
a následně do tkání živočichů. Zde je po dobu života životními funkcemi organismu obnovován,
ale po smrti dochází k jeho samovolnému rozpadu na dusík (10) a obsah 14C v mrtvých tkáních
a pletivech exponenciálně klesá. Tím se mění poměr 12C a 13C : 14C, ale i množství β částic jež
jsou vzorkem vyzařovány (10) (1g recentní mrtvé organické hmoty za jednu minutu vyprodukuje
asi 15 β částic; 57 300 let starý vzorek už jen 21 β částic za den) (BRADLEY 1999).
U radiokarbonového datování můžeme rozlišit dva přístupy: konvenční radiokarbonové
datování a AMS (accelerator mass spectrometr dating) radiokarbonové datování. V prvním
případě se měří množství β částic vyzářených vzorkem. U druhého případu je u zkoumaného
vzorku měřen přímo poměr isotopů 12C, 13C a 14C (BRADLEY 1999).
Pro odběr vzorků určených k radiokarbonovému datování uvádí (HUBBARD & GLASSER 2005)
pět základních bodů:
o Je třeba brát zřetel na to, zda vzorek je v pravdivém stratigrafickém kontextu a zda smrt
materiálu z odebíraného vzorku je v přímé souvislosti s událostí pro jejíž datování je
vzorek odebírán.
o Je nutné zvážit, zda vzorek nebyl redeponován (vyloučeno pomocí ověření souvislého
profilu pylovou analýzou).
o Není možné, aby vzorek nebyl po sedimentaci kontaminován? Například se může jednat
o prorůstání kořenů nebo o postsedimentační procesy.
o Pokud je to možné, je vhodné odebírat více vzorků z jedné vrstvy ve zkoumaném profilu.
o Je nutné zohledňovat minimální váhy pro potřeby radiokarbonového datování.
65
Pro konvenční radiokarbonové datování se jedná o:
o dřevo (100–200 g),
o rašelina 200–500 g),
o kosti (300–1 000 g),
o organické půdy ( 200–1 000 g).
Pro potřeby AMS radiokarbonového datování jsou potřebné hmotnosti vzorků podstatně
menší (HUBBARD & GLASSER 2005). Podle BRADLEY (1999) je pro tento typ datování potřebný
asi 1 mg uhlíku na vzorek, což znamená, že datováno může být jedno semeno nebo dokonce
pylové zrno. Tento typ je oproti konvenčnímu datování však o poznání nákladnější.
Užití AMS a konvenčního radiokarbonového datování umožnilo poměrně přesně určit
minimální dobu deglaciace okolí Prášilského jezera, a to datováním limnických a lakustrinních
sedimentů z vrtu ze Staré jímky (kap. 6.5.1.1). Minimální doba deglaciace byla určena začátkem
sedimentace v jezeře, které zde vzniklo po roztopení ledovce. Je pravděpodobné, že návaznost
v tomto případě byla bezprostřední, tedy že vznik jezera resp. začátek limnické sedimentace
a roztopení ledovce na sebe navazovaly. Pro radiokarbonové datování byly odebírány vzorky při
odběru vzorků pro pylovou analýzu. Ty pak byly zaslány do renomované radiologické laboratoře
Technické univerzity v Gliwicích, Polsko.
U radiokarbonových dat by po laboratorním zpracování měly být doručeny následující
atributy (HUBBARD & GLASSER 2005):
o Individuální laboratorní číslo každého datovaného vzorku s kódem laboratoře.
o Údaje v konvenčním radiokarbonovém věku (BP) s ± odchylkou, jež se rovná ± jedné
směrodatné odchylce.
o Chybu vzniklou poměrem, ve kterém různé rostlinné druhy v průběhu fotosyntézy váží
do svých pletiv stabilní izotopy a radioaktivní 14C (fractionation effect). Tento poměr
bývá obvykle stanoven měřením 13C isotopů (fixace tohoto isotopu bývá oproti
14
C zpravidla dvojnásobná) (BRADLEY 1999). Jedná se o tzv. δ 13C hodnotu.
o Další vypočítávané korekce pro danou sedimentační nádrž (možné chyby způsobované
přítomností tzv. „mrtvého karbonu“ – uhlík z jiných zdrojů). Pokud byly tyto hodnoty
počítány musí být uváděny jako tzv. Reservoir Corrected Age, a to vedle konvenčního
radiokarbonového věku.
o Kalibrovaný věk vzorku spolu s kalibračními křivkami, které byly pro kalibraci použity.
Z uvedené laboratoře byly výsledky dodány v nekalibrovaném (tzv. 14C věku udávaném v BP
– Before present – před současností, resp. letech před rokem 1950) i kalibrovaném věku
s konvenčně dohodnutým označením – Cal BC (Before Christ – před Kristem) či Cal AD (Anno
Domini – po Kristu) (včetně kalibračních křivek). V této práci je uváděn nekalibrovaný věk
s konvenčně dohodnutým označením BP, pokud není uvedeno jinak.
Aby bylo možné zpětné ověření důvěryhodnosti výsledků radiokarbonového datování, uvádí
HUBBARD & GLASSER (2005) následující otázky, podle kterých by měly být publikované
výsledky hodnoceny:
o Jsou místa odběru vzorků zaznamenána v celkovém kontextu tak, aby bylo možné
zhodnotit širší závěry vyplývající z jejich interpretace?
o Je kontext datovaného vzorku řádně dokumentován? Je jasné, z jaké části profilu byl
vzorek odebrán?
o Je uvedeno, zda vzorky jsou ve 14C stáří nebo kalibrovaném stáří? Pokud jsou
v kalibrovaném stáří, je uvedeno podle jakých kalibračních křivek byl přepočet
proveden?
o Jsou uvedeny možné zdroje kontaminace vzorku při jeho odběru a analýze?
o Jsou poskytnuty všechny výsledky prováděných měření (datování) nebo publikovány
pouze vybrané výsledky ze všech měření které autor prováděl?
Z těchto otázek a výše uvedených skutečností byly určeny podmínky pro práci
s radiokarbonovými daty, které byly dodržovány v rámci všech fází prováděných výzkumů
(dokumentace místa odběru, celého profilu, analýza obdržených dat, uvádění všech
66
požadovaných atributů atd.).
5.10.3 Rekonstrukce rozšíření ledovce v jednotlivých fázích zalednění
Rekonstrukce rozšíření a povrchu ledovců je velmi důležité z důvodu možnosti určení sněžné
čáry (ELA – equilibrium line altitude) metodou AAR (ablation area ratio – viz níže) a
glaciologických atributů jako je střižný tlak (shear stress) nebo sklonu povrchu ledovce. K této
rekonstrukci je možné využít vztahu mezi délkou ledovce x [m] a mocností ledovce h [m] (NYE
1952, SAILER et al. 1999):
æ h' ö æ h ' ö h
x = ç 02 ÷lnçç ' 0 ÷÷ ç β ÷ h0 - βh
ø β
è ø è
(11)
kde:
β = sklon terénu [°]
h0' =
τ'
ρg
(12)
kde:
ρ = hustota ledu = 900 [
kg
]
m3
m
]
s2
τ ' = základní střižný tlak působící na dně údolí [bary]
g = gravitační zrychlení = 9,81 [
τ' =
τ
c
(13)
kde:
τ je střižný tlak [bary] rovnající se:
τ = ρ.g.h.sinα
(14)
kde:
α = sklon povrchu ledovce [°]
c ze vztahu (15) je konstanta rovnající se:
c=
R
h
(15)
kde:
R je hydraulický rádius příčného profilu ledovce (SAILER et al. 1999).
Délka ledovce je dána rozšířením čelních morén a mocnost ledovce je spočítána podle polohy
bočních morén (SAILER et al. 1999).
Najít takové místo, kde by bylo možné rekonstruovat šířku ledovce z polohy bočních morén
a lemujících linií (trim-lines) je v zájmových územích vzhledem k malému rozsahu zalednění
poměrně obtížné. U Prášilského jezera je lemující linie rozsáhlejšího zalednění zachována až po
začátek karu Prášilského jezera, kde na protilehlém svahu začíná boční moréna. Spojnice těchto
bodů byla použita pro rekonstrukci povrchu ledovce v okolí Prášilského jezera (Obr. 51). V okolí
jezera Laka je ukazatelem výšky rozšíření ledovcový sráz na západním hřbetu karu. Rozšíření
ledovce určují pak boční morény na severním okraji karu.
SAILER et al. (1999), využívali pro rekonstrukci rozšíření ledovců a povrchu ledovců GIS.
Tento přístup umožňující zautomatizování celého procesu přinášel velmi dobré výsledky
u rekonstrukce údolních alpských ledovců, ale u plošně malých ledovců, jež se vyskytují
67
v zájmových územích, je možné vycházet z klasické nezautomatizované rekonstrukce navržené
v práci NYE (1952).
5.10.4 Použité metody pro určení fosilních sněžných čar (ELAs – equilibrium lines)
v zájmových územích
Údaj o nadmořské výšce sněžné čáry (ELA – oblast nebo zóna v které je akumulace ledu
vyrovnávána ablací) je důležitým zdrojem paleoklimatických informací. ELA je do určité míry
závislá na klimatických podmínkách (variabilitě zimních srážek, letních teplot a větrem
transportovaném suchém sněhu) (NESJE & DAHL 2000).
K výpočtu ELA je užívaná celá řada metod (např. NESJE & DAHL 2000, BENN & EVANS 1998
nebo CARRIVICK & BREWER 2004 atd.), které je možné shrnout následujícím způsobem:
o výpočet prostřednictvím maximální výšky bočních morén (MELM),
o medián výšky ledovců (MEG),
o výpočet pomocí poměru konce ledovce a vrcholu karové stěny (THAR),
o metoda poměru akumulační oblasti (AAR – accumulation area method),
o metoda rovnovážného poměru BRM (balance ratio method).
Maximální výška bočních morén (MELM) – vychází z předpokladu, že led proudí směrem ke
středu ledovce (nad sněžnou čárou) a k jeho okrajím (pod sněžnou čárou). Z toho vyplývá, že
boční morény nemohou vznikat nad sněžnou čárou (NESJE & DAHL 2000). Tato metoda však
často výšku ELA nadhodnocuje (CARRIVICK & BREWER 2004), protože při ústupu ledovce může
docházet ke zdánlivému prodlužování boční morény. Naopak k jejímu podhodnocení může dojít,
pokud je boční moréna denudována (NESJE & DAHL 2000).
Medián výšky ledovců (MEG) – je počítán jako medián nadmořské výšky ledovců ve
zkoumaném regionu. Tato metoda nadhodnocuje ELA a selhává zejména v případě, kdy údolí
mají složitou morfologii (NESJE & DAHL 2000, CARRIVICK & BREWER 2004). Dobrých výsledků
je naopak dosaženo pro malé ledovce pravidelných tvarů (NESJE & DAHL 2000, CARRIVICK
& BREWER 2004).
Poměr konce ledovce a vrcholu karové stěny (THAR) – vychází z poměru nejnižší a nejvyšší
nadmořské výšky ledovce a počítá se podle vzorce:
ELA = I min + I max .(0,35 - 0,4 ) [m n. m.]
(16)
Kde:
Imin = nejnižší bod rozšíření ledovce (At) [m n. m.]
Imax = nejvyšší bod karové stěny (Ah) [m n. m.]
0,35–0,4 je empiricky vyzkoušená hodnota odvozená z poměru (Imin/Imax) přinášející nejlepší
výsledky (NESJE & DAHL 2000).
Podle BENN & EVANS (1998, s. 85) dává tato metoda pouze přibližné výsledky, protože
nezohledňuje hypsometrii ledovce a klimatické podmínky.
Metoda poměru akumulační oblasti (AAR) vychází z hypsometrie ledovce a z předpokladu,
že akumulační oblast ledovce zabírá určitou fixně danou část oblasti ledovce (mezi 50–80 %).
Jestliže akumulační poměr (accumulation ratio – AAR) je 0,6, pak ELA (odečítaná na
hypsometrické křivce) ležící v nadmořské výšce odpovídající 60 % celkové plochy ledovce
(Obr. 24). AAR odpovídá vztahu (20) (BENN & EVANS 1998):
AAR =
Ac
Ac + Ab
(17)
vysvětlení symbolů viz Obr. 23.
Problémem této metody je nestálost tvaru ledovců v zájmovém území (například ledovec
s širokou akumulační oblastí a úzkým splazem má jinou AAR než ledovec s úzkou akumulační
oblastí a širokým jazykem, i když ELA může být shodná (BENN & GEMMELL 1997). Proto byla
FURBISHEM & ANDREWSEM (1984) vyvinuta metoda rovnovážného poměru (BRM) zohledňující
68
hypsometrii i a tvar křivky rovnováhy hmoty (mass balance curve) ledovce viz Obr. 23 (BENN
& GEMMELL 1997).
Obr. 23: Grafická reprezentace komponent používaných pro výpočet ELA metodou
rovnovážného poměru – Ac = oblast nad ELA; Ab = oblast pod ELA; převzato z (BENN
& GEMMELL 1997)
V obou zájmových územích bylo při výpočtu ELA přihlédnuto k následujícím skutečnostem:
o Mocnost a sklon ledovce v první etapě zalednění je v zájmovém území v okolí
Prášilského jezera možné odhadnout pouze na jednom místě, kde se na protilehlých
stranách údolí zároveň nachází uloženiny boční morény a sedimenty svrchní morény (na
severním okraji karu Prášilského jezera) (Obr. 51);
o Další části svahu (oba kary – níže i výše položený), byly výrazně ovlivněny mladšími
zaledněními a jejich vzhled je dnes jenom obtížné odhadovat. Proto je rekonstrukce celé
plochy ledovce (resp. vrstevnic povrchu ledovce), jež jsou nutné pro výpočet pomocí
AAR a BRM u starších etap zalednění (zvláště v zájmovém území v okolí Prášilského
jezera) velmi obtížná.
o Glaciální formy nejstaršího zalednění, které je možné využít k výpočtu fosilní ELA
a byly zachovány v obou zájmových územích jsou relikty bočních morén (metoda
MELM).
o Velikost karových ledovců u posledních fázích zalednění je tak malá, že využití
přesnějších metod AAR a BRM se pro výpočet fosilních ELA nezdá vhodná.
o Na Šumavě poloha karů zřejmě neodpovídá poloze tzv. klimatické sněžné čáry (ELA),
ale tzv. orografické sněžné čáry (viz např. KRAFT & MENTLÍK 2004), která oproti ní
může být výrazně snížena. Příčinou jsou výrazné deflační plošiny ležící nad sněžnou
čárou, odkud je sníh deflací transportován do nižších poloh, kde se ve vazbě na reliéfem
podmíněné chladnější polohy hromadí (tzv. TP-ELA a TPW-ELA podle NESJE
& DAHLA 1992, 2000).
Na základě skutečností vyplývajících z prvních čtyř výše uvedených bodů, bylo v obou
zájmových územích pro výpočet ELA u starší etapy zalednění využito metody MELM a u mladší
etapy zalednění metody THAR, i když metody poskytují pouze přibližné hodnoty.
Z údajů uvedených v posledním bodě vyplývá, že hodnoty získané analýzami reliktů
glaciálních forem dokládají výšku orografické sněžné čáry, jež byla snížena deflací z plošiny nad
sněžnou čárou (TP-ELA podle NESJE & DAHL 1992) a akumulací sněhu v zastíněných místech
s chladnou orientací (TPW-ELA podle NESJE & DAHL 1992). Nadmořská výška klimatické čáry
tedy zřejmě ležela výše.
69
NESJE & DAHL (2000 s. 58) rozlišují následující typy sněžné čáry:
1) Klimatická sněžná čára (ELA) je průměrná ELA vypočítaná pro periodu delší než 30 let;
2) TP-ELA a TPW-ELA, které jsou založeny na zhodnocení teploty v letním (ablačním)
období, srážky v zimním (akumulačním) období a činnosti větru (kumulujícího sníh
odvívaný z deflačních plošin).
a) TP-ELA (temperature/precipitation ELA) – odrážející kombinované místní vlivy teplot
v ablačním období a množství srážek probíhajících v akumulačním období.
b) TPW-ELA (temperature/precipitation/wind ELA) – je vymezována v případě, že v pohoří
se vyskytují náhorní plošiny, odkud je větrem odvíván sníh, jež je shromažďován v hluboce
zaříznutých karech nebo údolích s vysokými stěnami, které stíní akumulovaný sníh vůči
slunečnímu svitu, které přináší nejvíce energie pro tání ledovců (BENN & EVANS 1998). TPWELA tedy na závětrných svazích závětrných svazích sestupuje i výrazně níže (NESJE & DAHL
1992, 2000).
V pohořích s velkými náhorními plošinami je poloha TP-ELA v podstatě určována rozšířením
čapkovitých ledovců (jež ležely na náhorních plošinách) a spodní rozšíření TPW-ELA může být
počítáno podle rozšíření karů (NESJE & DAHL 2000). Právě tato skutečnost je velmi důležitá pro
rekonstrukci zalednění Šumavy, kde karové ledovce vznikaly většinou v závětrných polohách
pod svahy s převažující chladnou (východní) orientací a TPW-ELA byla tedy zřejmě výrazně
níže než TP-ELA (v Jotunheimen v jižním Norsku o 50 m, v Troms v severním Norsku
o 250–300 m – NESJE & DAHL 1992).
Vzhledem k výše uvedenému byla fosilní TP-ELA odpovídající jednotlivým stádiím
zalednění počítána jako průměr z průměrných nadmořských výšek přilehlých deflačních plošin.
Je však pravdou, že získaná hodnota je vlastně minimální výškou TP-ELA, která mohla ležet
níže než daná deflační plošina.
5.11 Metody pro poznání morfodynamiky zájmových území
V zájmových územích byly v rámci morfodynamiky využity následující metody:
o mapování elementárních forem, které nesou stopy po činnosti recentních procesů a jejich
inventarizace v rámci GmIS (Tab. 11);
o chronologické mapování a srovnání tvaru recentních geomorfologických forem
s určeným časovým odstupem (kap. 6.6.1.1);
o analýza sedimentů tvořících konstrukční recentní formy v zájmových územích;
o měření intenzity recentních geomorfologických procesů in situ – dilatometrická měření
(kap. 6.6.1.3).
V Tab. 11 jsou uvedeny charakteristiky využívané k inventarizaci a vzájemnému srovnání
recentních geomorfologických procesů (cf. MENTLÍK 2004b, 2005c). Jsou zde definovány formy
recentní (ty které se vyvíjí v dnešních klimatomorfogenetických podmínkách) a fosilní
(zanikající staré) formy. U recentních forem je uvedeno, zda je forma aktivní (jsou v ní nalézány
známky současné aktivity procesu) nebo pasivní (pokud zde takové známky nalezeny nejsou
a forma postupně degraduje – většinou je zcela zarostlá vegetací). Tato diferenciace je z hlediska
morfodynamiky poměrně důležitá, i když například v alpských oblastech se podobné rozlišování
neprovádí (OTTO & DIKAU 2004).
U forem je dále rozlišován typ aktivity procesu – upraveno podle OTTO & DIKAU (2004):
o plynulé procesy,
o občasné procesy (denní, sezónní),
o episodické (výjimečné občas se opakující události),
o ojedinělé procesy (výjimečné, vzácně se opakující události).
70
Tab. 11: Charakteristiky využívané v GmIS pro popis morfodynamiky forem
Charakteristika konkrétní
Základní
systémové úrovně a stanovení
Příklady systémových úrovní
systémová
veličin, na základě kterých je
vyskytujících se v okolí Prášilského jezera
jednotka
vymezována
V oblasti se nachází recentní fluviální
Vyjadřuje stav ve kterém se forma
formy aktivní a pasivní – strže, erozní
nachází v průběhu svého vývoje.
rýhy, akumulační kužele. Dále recentní
V podstatě se může jednat o formu
svahová terragenní forma aktivní –
Stádium
recentní (aktivní nebo pasivní) či
murová dráha. Některé biogenní
fosilní formu v různém stádiu
terestrické formy se rovněž nachází
jejího zániku. Typ aktivity
v aktivním stádiu. Ostatní formy jsou ve
procesu.
stádiu fosilním.
U konstrukčních forem (murové kužele) byly provedeny analýzy sedimentů a diskutován
jejich vztah ke konstrukčním glaciálním formám. Zvláštní pozornost byla věnována nivaci jako
recentnímu geomorfologickému procesu (kap. 6.6.1.2).
V rámci výzkumů recentních geomorfologických procesů bylo v zájmovém území zjištěno
pravděpodobné aktivní odsedání skalních bloků (MENTLÍK 2004b). Proto v karové stěně
Prášilského jezera bylo nainstalováno 10 měřících bodů (5 měření) (Obr. příl. Ch, I a J) a zhruba
v měsíčních intervalech byly dilatometrem Hölle (Obr. příl. H) měřeny vzdálenosti mezi
instalovanými body. Výběru místa pro umístění měření je třeba věnovat velkou pozornost, aby
výsledky bylo možné následně interpretovat (KOŠŤÁK 2003). Měření byla nainstalována do
místa, kde je předpokládáno zachycení pohybu skalního bloku, který je až na horní část oddělen
od žulového skalního defilé. Pohyb je předpokládán vzhledem k puklinatosti horniny pod
zmiňovaným blokem a hojnému protékání puklin vodou. Sklon svahu se v místech měření
pohybuje okolo 35°.
Dilatometr Hölle (Obr. příl. H) byl vyroben pracovníky Ústavu struktury a mechaniky hornin
AV v Praze (Tomáš Nýdl). Přístroj se skládá ze dvou ocelových tyčí délka 0,5 m a 0,75 m
a měřidla, které je možné připínat na obě tyče (měří s přesností na 0,01 mm). Před každým
měřením se měřidlo kalibruje. Kalibrovací tyč je rovněž ocelová a kalibrovací body jsou na ní
pevně uchyceny (Obr. příl H).
Měřící body se skládají z kovové hmoždinky a mosazného čepu, který byl po zavrtání
s hmoždinkou slepen vodovzdorným sekundovým lepidlem, aby byla zajištěna stabilita spoje.
Při každém měření (prováděném mezi dvěma měřícími body – Obr. příl. Ch, I, J) byla
vzdálenost měřena celkem 10x (5x na levou a 5x na pravou stranu). Ze všech měření byla
počítána střední hodnota (5) a následně výběrová směrodatná odchylka (6) a variační koeficient
(7), čímž byla kontrolována věrohodnost měření. Ze všech měření následně byla počítána střední
hodnota (5), která vstupovala do dalších výpočtů jako reprezentativní hodnota vzdáleností
měřících bodů pro dané měření.
Při každém měření byla digitálním teploměrem Hüger zjišťována teplota vzduchu.
Pro odstranění chyby spojené s roztažností oceli, byly hodnoty přepočítávány podle vzorce (18).
Va = (M 1 - M x ) + D.T.0,0000102
(18)
kde:
Va – výsledná hodnota [mm];
D – délka tyče; je zadáváno 500 mm nebo 700 mm;
T – teplota okolí [°C];
M1 – první provedené měření [mm]
Mx – naměřená hodnota [mm]
0,0000102 – koeficient délkové roztažnosti ocele.
71
V předkládané práci jsou prezentovány výsledky z 12 měření, které byly prováděny
s intervalem přibližně jednoho měsíce.
Výsledky byly hodnoceny:
o pomocí liniového grafu pro získání celkové představy o charakteru změn hodnot
(Obr. 98);
o shlukovou analýzou, jejímž úkolem bylo vysledovat podobné trendy mezi jednotlivými
měřeními (Obr. 99);
o lineární regresní analýzou, kdy byl zjišťován celkový trend měřených pohybů
(Obr. příl. MM).
Jedná se pouze o předběžné výsledky, které by měly orientačně pokrýt změny šířek měřených
puklin v průběhu roku. První vypovídající zhodnocení je však předpokládáno asi po 36 měřeních
(tedy 3 letech). Měření změn šířky puklin a jejich následná interpretace je celkově poměrně
problematická, protože i rozevřené trhliny se v přírodě chovají často smykově, prokluzují, aniž
by zásadně měnily svou šířku (KOŠŤÁK 2003). Problémem těchto měření je i to, že změny šířky
trhliny jsou nejnáchylnější na objemové změny působené proměnami teploty, takže posoudit
svahový pohyb na základě změn šířky trhliny je nesnadné, nebo i klamné (KOŠŤÁK 2003).
I z dalších publikovaných prací je zřejmé, že dilatometrická měření zachycují nejen pohyby
skalních bloků, ale i objemové změny skalních masívů vyvolané kolísáním teplot během roku
(KALVODA & KOŠŤÁK 1984) a diference způsobované objemovými změnami vody v puklinách.
5.12 Tvorba geomorfologické mapy
5.12.1 Postup a pravidla tvorby geomorfologické mapy
Geomorfologická mapa (Mapa 1 a 2) je v této práci chápána jako grafický nástroj pro
vyjádření geneze georeliéfu zájmových území odpovídající úrovni stavu geomorfologickému
poznání v době tvorby mapy. Ve prospěch geneze georeliéfu jsou některé aspekty při tvorbě
mapy potlačeny tak, aby byla umožněna co nejlepší přehlednost mapy (například morfologie
a morfometrie je prezentována vrstevnicemi s větším intervalem).
Mapa je vytvářena jako dynamický výstup z GmIS, kdy po změně úrovně poznatků
o geomorfologii zájmového území a upravení geodatabáze GmIS se adekvátně mění i obsah
mapy.
Z hlediska obsahu geomorfologická mapa v této práci v podstatě odpovídá detailní
geomorfologické mapě definované DEMEKEM eds. (1972), ale je vytvářena ve větším měřítku
(1 : 5 000 oproti 1 : 25 000) a na základě kontinuálního vyjádření georeliéfu prostřednictvím
elementárních forem reliéfu. Větší podrobnost výzkumů vychází z posunu geomorfologických
výzkumů k menším oblastem i většímu důrazu, jež je kladen na komplexní výzkum
geomorfologických forem i procesů, které vedly k jejich vzniku (cf. EVANS & TWIGG 2002).
Použitím elementárních forem reliéfu prezentované geomorfologické mapy odpovídají
komplexní geomorfologické mapě, jak ji popisuje MINÁR (1996). Na rozdíl od této mapy zde
však nejsou uváděny indexy každé elementární formy vyjadřující různé aspekty georeliéfu
(morfologie, morfometrie atd.), které velmi stěžují čtení mapy pro neškolené osoby. Je však
třeba říci, že díky naplněné databázi GmIS není problémem vyprodukovat velké množství map
pokrývající celou škálu aspektů výzkumů georeliéfu včetně komplexní geomorfologické mapy
(cf. MINÁR 1996).
Při tvorbě geomorfologické mapy byl využit podobný postup jako zvolil MINÁR & MIČIAN
(2002) při tvorbě mapy Děvínské Kobyly, kdy „vedoucí genetické formy“ byly vyjádřeny
barevným pozadím a „vložené genetické formy“ pak odlišovány rastry (obojí mapované na
úrovni druhů – Tab. 4). Tento postup byl zachován u všech konstrukčních forem, u kterých
můžeme většinou určit na jakou „vedoucí geomorfologickou formu“ se nakládají a rovněž
u některých menších destrukčních forem, kde bylo možné určit, že vývoj dané „vložené“ formy
začal až po ukončení vývoje formy „vedoucí“.
72
V rámci vypracovaných geomorfologických map (Mapa 1 a 2) bylo barvy pozadí (pokud to
bylo možné tak barva byla použita na základě mezinárodně doporučovaného barevného klíče pro
tvorbu geomorfologických map DEMEK eds. 1972) využito pro vymezení vedoucích
geomorfologických druhů (v obecné rovině může být barva pozadí využita pro vymezení
zvoleného individua vyššího řádu). Pro vyjádření geomorfologických individuí nižšího řádu (na
úrovni geomorfologických druhů šlo o vnořené geomorfologické druhy – viz kap. 5.4) byl použit
rastr specifický pro konkrétní genetickou formu (resp. druh) s barvou vyhrazenou pro daný
geomorfologický proces (opět podle doporučované mezinárodní geomorfologické legendy
DEMEK eds. 1972). Škálu rastrů bylo nutné oproti doporučovanému mezinárodnímu klíči doplnit,
protože většina zjištěných geomorfologických druhů (forem) v zájmových územích zde nebyla
uvedena. K tomu byly kombinovány a doplněny znaky pro geomorfologickou legendu
vypracovanou LÉTALEM (2004) pro ArcGIS 9.0 a vyšší.
Postup tvorby geomorfologické mapy lze shrnout následujícím způsobem:
o Určení hierarchické úrovně pro tvorbu geomorfologické mapy (viz Tab. 8).
o Tvorba mapy elementárních forem reliéfu včetně upřesnění jejich hranic (viz kap. 5.4).
o Geomorfologická analýza v GmIS, naplnění geomorfologické databáze včetně poznání
jednotlivých aspektů georeliéfu – definování vedoucích a vložených genetických forem
a určení jejich druhu (viz kap. 5.3 a 5.4). Tvorba barevného a rastrového klíče pro
jednotlivé genetické formy (na úrovni druhů) (viz kap. 5.12.2).
o Analýza morfochronologie a určení věku daných geomorfologických forem, vypracování
klíče pro vyjádření morfochronologie forem (viz kap. 5.10).
o Analýza morfodynamiky a určení typů a míst působení recentních geomorfologických
procesů (viz kap. 5.11).
o Tvorba geomorfologické mapy pomocí volby specifická hodnota + větší množství polí
(unique value + many fields) v ArcGIS, kdy jako primární pole je zadáván vedoucí
geomorfologický druh a vnořený geomorfologický druh jako pole sekundární.
o Generování všech genetických forem s určeným geomorfologickým druhem (vedoucích
i vnořených) pro tvorbu geomorfologické legendy.
5.12.2 Tvorba legendy geomorfologické mapy
Geomorfologická legenda ke geomorfologickým mapám (Mapa 1 a 2) je v této práci chápána
jako prostředek umožňující vyjádření geneze jednotlivých geomorfologických forem
(elementárních forem, resp. genetických forem na úrovni druhu). V rámci legendy jsou genetické
formy klasifikovány a rozdělovány do skupin, a to podle hlavních procesů vedoucích k jejich
vzniku resp. příslušnosti geomorfologických procesů vytvářejících danou formu k parciálním
geosférám – tedy rozlišení na úrovni geomorfologických tříd (viz Tab. 4) nebo (v případě
možnosti dalšího členění) na základě specifikace typu energie a látky v rámci geomorfologické
třídy (tedy geomorfologických podtříd – viz Tab. 4).
U vložených genetických forem byl v legendě zachován (a uváděn na prvním místě) název
vedoucího druhu, ale všechny údaje o genezi formy, a tedy i zařazení do jednotlivých tříd (resp.
podtříd) bylo prováděno v souladu s genezí dané geomorfologické formy resp. vložené genetické
formy.
V rámci kapitoly 6.4 jsou u jednotlivých forem uváděny podrobnější mapy jednotlivých
složených forem podobné geneze (například mapy destrukčních či konstrukčních segmentů nebo
periglaciálních forem v oblasti vrcholových partiích Ždánidel či fluviálních forem v předpolí
jezera Laka). U těchto specifických map bylo pro další členění genetických forem využito
geomorfologických variet (Tab. 4). Příkladem může být členění údolního dna na vyšší a nižší
(stanovení variety podle geomorfologické polohy) nebo u pedimentů na svahový či údolní
pediment (stanovení variety provedeno podle polohy resp. geneze).
73
6 Analytická část
6.1 Poznání geomorfologie širšího okolí zájmových území
Na Obr. 24 jsou znázorněny geomorfologické linie strmých svahů 1. a 2. řádu. Z obrázku je
zřejmé, že převažující směry těchto linií mají převážně směry S–J (v kvadrantu 22,5–337,5° se
nachází 4 linie – 44 % z počtu linií). Jedná se o linie, které jsou v některých případech shodné
s průběhem zlomů (linie procházející okolím jezera Laka i Prášilského jezera). Nejdelší je linie
strmých svahů 2. řádu (13 km) (viz Obr. 24), jež má směr SZ–JV. Tato linie probíhá shodně
s převažujícími směry puklin, které byly zjištěny v obou zájmových územích na krystalických
břidlicích (viz kap. 3, Obr. 6 a 9).
Obr. 24: Geomorfologické linie 1. a 2. řádu strmých svahů a zarovnaných povrchů
I u linií směrů údolnic 2. řádu (Obr. 25) byla zjištěna největší frekvence v kvadrantu
337,5–22,5° (4 linie – 33,3 %), tedy zhruba směry S–J. Tyto směry mají i dvě nejdelší linie
údolnic zjištěné v zájmovém území. Opět se jedná o linie, které mají alespoň z části shodný směr
se zlomy (jak linie procházející okolím jezera Laka, tak linie procházející okolím Prášilského
jezera). Třetí nejdelší linie (délka 13 km) má směr SZ–JV, tedy směr shodný s převažujícími
směry puklin, jež byly zjištěny v zájmových územích (Obr. 6, 9 a 25).
Ze srovnání geomorfologické mřížky linií strmých svahů a údolnic 1. i 2. řádu (Obr. 25 a 26)
je zřejmý větší rozptyl směrů linií vodních toků. Nicméně, u nejdelších, a tedy
i nejvýznamnějších linií byl v obou sledovaných případech zjištěn shodný směr, což má velký
význam pro vymezování geomorfologických linií 3. řádu (Obr. 26).
74
Obr. 25: Geomorfologické 1. a 2. řádu údolnic a linie zarovnaných povrchů
Z analýzy linií hranic zarovnaných povrchů vyplývá, že výběžek Kocháňovských plání mezi
Slunečnou a Ždánidly, zarovnaný povrch v okolí Gsengetu a plošina v okolí Prášilského jezera,
jsou liniemi strmých svahů nebo údolnic omezeny na východě i západě. Z vrcholových
a hřbetových plošin je zřejmá vazba mezi zarovnaným povrchem na vrcholu Plesné a průběhem
linií strmých svahů a údolnic 2. řádu, kdy tyto linie v podstatě protínají uvedenou vrcholovou
plošinu (Obr. 24 a 25).
U tří linií 3. řádu byl zjištěn převažující směr v kvadrantu 35–10°, přičemž úplné maximum
(33,3 %) délky zjištěných linií se nachází v kvadrantu (0–10°) (Obr. 26). Ostatní směry se na
délce linií 3. řádu neuplatňují příliš výrazně, a to ani linie SZ–JV směru, jež byla významná
u linií 1. a 2. řádu obou sledovaných charakteristik a je spojována s převládajícími směry puklin.
U geomorfologických linií 3. řádu je zřejmá vazba mezi zjištěnými liniemi a existencí
glaciálních forem. Jak oblast jezera Laka, tak okolí Prášilského jezera jsou protínány těmito
liniemi, u kterých z části nacházíme shodný průběh s předpokládanými zlomy (průběh zlomů
podle PELC & ŠEBESTA 1994). U Prášilského jezera linie prochází celým zájmovým územím
a glaciální formy jsou rozloženy zejména na západ od této linie. U jezera Laka jedna z linií
prochází územím výskytu glaciálních forem diagonálně a částečně omezuje východní okraj karu
a druhá omezuje okraj karu na jihu (Obr. 26).
Na základě analýzy mřížky linií 3. řádu je ve zkoumaném území možné vymezit tři poměrně
výrazné areály, jejichž hranice jsou tvořeny liniemi 3. řádu (Obr. 26). Jedná se o hřbet Poledníku
a Skalky, dále výběžek Kocháňovských plání mezi Slunečnou a Ždánidly a elevaci Ždánidel
s Dřevěnou holí a Hůreckým vrchem. Zjištěné geomorfologické linie 3. řádu v podstatě omezují
(ze tří stran) i oblast reliktů zarovnaných povrchů v okolí Gsengetu.
75
Obr. 26: Geomorfologické linie 3. řádu (číslování linií v obrázku odpovídá číslování v Tab. 12)
Pro zhodnocení vazby mezi glaciálními formami a morfostrukturou jsou zvlášť významné
linie procházející nebo ohraničující zájmová území. Celkově se jedná o čtyři linie 3. řádu
(Obr. 26), u kterých byl porovnávány jejich projevy na georeliéfu v celém jejich průběhu
(Tab. 12).
Tab. 12: Geomorfologický projev linií 3. řádu
Označení
linie
Projevy v georeliéfu
1. Linie
jezera Laka
Strmé svahy
v údolí Drozdího
potoka
Strmé svahy
v údolí
Jezerního
potoka
2. Linie
Prášilského
jezera
Východní okraj
zarovnaných
povrchů
(Kocháňovských
plání)
Strmé svahy
v údolí
Jezerního
potoka
3. Linie
Prášilského
potoka
Okraj
Kocháňovských
plání a strmé
svahy Ždánidel
Přímý svah
Poledníku
a Skalky
4. GrosseDeffernick
linie
Údolí Grosse
Deffernick
Vrcholová
plošina
Plesné
Východní
okraj karu
jezera Laka
Sedlo
u Zlatého
stolečku
Zarovnané
povrchy
v okolí
Gsengetu
Strmé svahy
a přímý
směr v údolí
Kleine
Deffernicku
–
Glaciální
formy
v okolí
Prášilského
jezera
Výrazné
svahy a
přímý vodní
tok Hirschbachu
Strmé svahy
Novohuťského
a Studeného
potoka
–
–
–
–
–
–
–
Široké sedlo
u Zlatého
stolečku
Strmý JZ
svah
Ždánidel
Přítok
Prášilského
potoka
Přítok
Jezerního
potoka
Hřbet
Plesné
76
Z Tab. 12 je zřejmé, že nejrozmanitější projevy na georeliéfu nacházíme u geomorfologické
linie Grosse Deffernicku, která má shodný směr s puklinami měřenými v zájmových územích
(SZ–JV – viz výše). Další dvě linie s nejvýraznějším projevem na georeliéfu jsou linie
Prášilského jezera a jezera Laka, které mají (alespoň z části) shodný průběh s geologicky
zjištěnými zlomy. Naopak, na georeliéfu nejméně výrazná je linie Prášilského potoka, u které
nebylo zjištěno žádné spojení s geologickými strukturami.
Obr. 27: Růžicový diagram délek směrů všech zjištěných geomorfologických linií 3. řádu [%]
Sektor kruhové výseče = 10°
Měřítko (jeden dílek) = 10% [0,6 data]
Maximum = 33,3% [2 data]
Průměrný směr (označený šipkou) = 159–339°
6.2 Analýza morfologie zájmových území
6.2.1 Analýza morfologie spodních částí údolí
Ze základních morfologických charakteristik spodních částí zájmových území byla pozornost
zaměřena na sklonovou a výškovou asymetrii příčných profilů údolí, a to zejména u částí údolí
kde u příčných profilů nacházíme alespoň přibližný tvar V a můžeme předpokládat, že nebyly
výrazněji postiženy glaciální činností.
U obou sledovaných území (údolí) nacházíme velmi podobnou sklonovou asymetrii příčných
profilů začínající téměř ihned v místech, kde končí glaciální konstrukční formy. Jedná se
o sklonovou asymetrii, kdy svahy s chladnější (V–SV) orientací jsou ve spodních částech dosti
strmé a svahy jsou tedy celkově konvexní. Naopak, svahy s teplou JZ–Z orientací jsou podstatně
mírnější, s téměř lineárním (údolí pod Prášilským jezerem) nebo konkávním profilem (údolí pod
jezerem Laka) (Obr. příl. L).
U údolí horních toků CZUDEK (2005b, s. 85) přičítá vznik sklonové asymetrie zejména
klimatickým pochodům (tzv. asymetrie klimaticky podmíněná). V České republice podle
CZUDKA (2005, s. 85) převládají údolí se strmými svahy obrácenými k SZ, Z a JZ, přičemž
největší vliv na vznik této asymetrie má odlišný vývoj svahových sedimentů. Na mírnějších
svazích jsou deluvia podstatně více vyvinutá než u strmých svahů. Vznik asymetrie tohoto typu
je přičítán tzv. dvoufázovému vývoji a rozdílům v geomorfologickém účinku kryogenních
procesů, za přispění boční eroze či spíše termoeroze (CZUDEK 2005b, s. 89).
Vývoj svahů probíhal v následujících dvou fázích:
o ve vlhčích a teplejších fázích periglaciálního podnebí se vyvíjely strmé svahy se Z, JZ a J
orientací, kdy velkou roli hrál sníh, který se držel na svazích s chladnější orientací po
77
delší dobu a jeho postupné tání hrálo velký význam pro delší trvání svahových procesů.
Naopak, svahy s teplou orientací byly dříve bez sněhu a následně dříve vysychaly, čímž
se výrazně eliminovala činnost svahových procesů (CZUDEK 2005b, s. 89).
o V chladnějších a sušších obdobích vznikala sklonová asymetrie opačná, kdy strmější
svahy měly SV, S a V orientaci. Tyto svahy zůstávaly delší dobu zmrzlé, kdežto svahy
s teplou orientací z důvodu zvýšené insolace rozmrzaly častěji, což způsobovalo i větší
intenzitu svahových procesů (CZUDEK 2005b, s. 90). Velký význam v tomto případě
hrála i termoeroze, kdy materiál pocházející ze svahů s teplejší orientací zatlačoval
vodní tok k protilehlému zmrzlému svahu, který byl podřezáván podstatně teplejší
tekoucí vodou.
Z analýzy příčných profilů údolí vyplývá, že v zájmových územích, která leží v relativně
velké nadmořské výšce, můžeme předpokládat delší trvání chladných období a tedy převažující
působení procesů tak, jak byly popsány ve druhém případě. Tento fakt podporují následující
skutečnosti:
o koryta vodních toků jsou ve spodních partiích obou zájmových území zatlačena
bezprostředně pod úpatí strmých svahů;
o na mnoha místech je údolní dno překryto hrubými, pravděpodobně geliflukčními
sedimenty, které jsou tvořeny skalními bloky a kameny různých velikostí (prostoupené
jemnější matrix a se vznikajícími půdními horizonty, které jsou ovlivněné chudým
substrátem a vysokou hladinou podzemní vody).
U obou zájmových území však není možné přehlížet význam litologických podmínek, které
mohly mít pro vznik sklonové asymetrie obou údolí rovněž značný význam. V obou zájmových
územích se mírnější svahy nachází (alespoň částečně) na žulovém podkladě, kdežto strmější
svahy vznikly převážně na krystalických břidlicích (Obr. příl. A a C). Převažující metamorfní
foliace a na ní vázané hlavní směry puklin se na asymetrii údolí zřejmě neprojevují, protože obě
struktury běží diagonálně na převládající S–J směry údolí.
Výrazná sklonová asymetrie v obou zájmových územích je tedy zřejmě ovlivněna klimaticky
a její vznik je možné přičítat chladnému a suchému klimatu a činnosti geliflukce způsobující
posunutí koryta vodního toku k úpatí svahu s chladnější orientací a jeho podkopávání
termoerozí. Pro vznik sklonové asymetrie přispívaly i litologické podmínky, kdy svahy
s mírnějšími sklony jsou spíše vázány na polohy žul.
Tyto skutečnosti svědčí o tom, že ve vyšších partiích Šumavy, oproti níže položeným částem
Českého masívu, převládaly v kryomérech pleistocénu sušší a chladnější podmínky, jež vedly ke
vzniku sklonové asymetrie s převahou strmých svahů chladných orientací.
Příčné profily ve výše položených částech zkoumaných území se výrazně liší. V okolí
Prášilského jezera nacházíme stále výraznější sklon u svahu s chladnější (východní) orientací,
podél jehož úpatí je navíc protažena akumulace materiálu vytvářející stupeň patrný i na příčném
profilu údolím (Obr. příl. L). Uzávěr údolí v okolí jezera Laka je tvořen sníženinou, která je na
příčném profilu omezena na obou stranách strmými svahy. Sníženina je výrazně přehloubená
v JV části, kdežto na JZ je dno poměrně ploché (více kap. 6.2.3).
Z hlediska výškové asymetrie jsou obě zkoumaná údolí výrazně symetrická, a to zejména
v jejich uzávěrech. Tato skutečnost je výraznější u zájmového území v okolí Prášilského jezera,
kde se v délce asi 2,5 km od uzávěru údolí na obou stranách údolí nachází poměrně rozsáhlé
hřbetové plošiny (v okolí Skalky na západě a u Jezerního hřbetu na východě), a to v téměř
shodné nadmořské výšce (~1 230 m n. m.). Od těchto plošin se hřbety postupně (s občasným
přerušením v podobě plošin a spočinků) snižují ke Kocháňovským pláním. Snižování začíná na
obou stranách údolí téměř současně (na západním hřbetu u Skalky a u bezejmenné kóty
1 205 m n. m. na hřbetu východním), což nasvědčuje tomu, že právě v těchto místech se
hřbetové plošiny představující relikty zarovnaných povrchů stávají součástí fluviálních systémů.
U těchto plošin je pravděpodobná výrazná vazba na litologické podmínky (u západněji
položeného hřbetu nacházíme plošinu vázanou na polohu granitů).
78
V okolí jezera Laka je situace o něco komplikovanější, ale i zde nacházíme v uzávěru údolí tři
sedlové plošiny (v téměř shodné nadmořské výšce asi 1 180 m n. m.). Konkrétně se jedná
o sedlové plošiny: mezi Dřevěnou holí a Ždánidly (na východním hřbetu údolí), v okolí Zlatého
stolečku (v samotném závěru údolí) a plošinu vybíhající ze sedla mezi Plesnou a Polomem (na
západním hřbetu údolí). I zde následuje postupné snižování svahů směrem k plošině v okolí
Staré Hůrky, které je však na rozdíl od hřbetů v okolí Prášilského jezera plynulé – bez přerušení
v podobě plošin či spočinků (více viz kap. 6.4.2.2).
6.2.2 Morfologie okolí Prášilského jezera
Pro vymezení celkového rozšíření glaciálních forem bylo využito podélného profilu údolí
(Obr. 28). Podélný profil údolí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera je ve své
spodní části velmi vyrovnaný. První výrazný stupeň nacházíme asi v 1 000 m n. m. a je způsoben
akumulací glaciálních sedimentů končících v této nadmořské výšce. Uvedené akumulace mají na
západě charakter výrazného stupně a na východě jsou tvořeny valem s velmi nevýraznou distální
stranou a naopak výraznou a strmou stranou proximální (strana obrácená k předpokládanému
ledovci).
Obr. 28: Podélný profil údolím Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera – šipka
označuje projev glaciálních forem popisovaný v textu (převzato z MENTLÍK 2002a)
Jak již bylo uvedeno výše, glaciální formy jsou v okolí Prášilského jezera vázány na svah
s převažující východní orientací. Za účelem výzkumu morfologie těchto akumulací, zde bylo
provedeno šest měřených profilů – průběh profilů viz Obr. příl. K (metodika tvorby profilů kap.
5.7).
Na Obr. 29 je profil začínající u Prášilského jezera protínající dva morénové valy v jeho
předpolí. Val přiléhající těsně k jezeru není na prezentovaném profilu příliš zřetelný. Naopak,
druhý val vzdálenější od jezera je velmi výrazný. Jedná se o největší morénový val v obou
zájmových územích s výškou ~9–10 m (Foto 5). Můžeme na něm sledovat rozdíl mezi
proximální (strmější) a distální (méně strmou) stranou valu. Na profilu je dále zřetelná plošina
s mírným sklonem (2–4°), omezená na východě výrazným stupněm se sklonem
16° (viz Obr. 29).
Obr. 29: Měřený profil vedený přes Prášilské jezero (linie profilu Obr. příl. K).
79
Profil na Obr. 30 začíná plošinou v karové stěně, jež je položena na JZ od Prášilského jezera.
Plošina má zpočátku poměrně mírný sklon (asi 8°), který se později zvětšuje na 10°. Analýzou
linií potenciálního odtoku nad DMR bylo zjištěno, že zmíněná plošina je jako celek ukloněna
k severu, tedy k Prášilskému jezeru. To znamená, že led, který se zde u úpatí strmého svahu
mohl nacházet, stékal převážně směrem k dnešnímu jezeru (Obr. 57). V zájmovém území tedy
nacházíme dvě nad sebou položené úrovně tvořící dna karů. Podle klasifikace karů používané
BENNEM & EVANSEM (1998) se jedná o schodovitý kar (viz kap. 5.8.1.2).
Sklon plošiny se směrem k SV ještě více zvyšuje (až na 14°) (viz Obr. 30). Asi 250 m od
strmého svahu na popisovaném profilu nacházíme plošinu se sklony mezi 4–6°, jež přechází ve
výrazný stupeň se sklonem asi 20°.
Obr. 30: Profil začínající na plošině v karové stěně, jež je položena JZ od Prášilského jezera
(linie profilu Obr. příl. K)
Profily na Obr. 31 prezentují morfologii v předpolí Staré jímky (Foto 7). Stará jímka je asi
950 m dlouhá a 70–90 m široká sníženina, protažená ve směru S–J podél strmého svahu
s četnými skalními výchozy a převažující východní orientací. Dno sníženiny je horizontálně až
subhorizontálně ukloněné. Na východě je Stará jímka omezena ~10–12 m vysokým stupněm
(Obr. 31). Jeho nejčastější sklon je 15–20°. Tento svah omezuje plošinu, která je mírně zvlněna a
místy diferencována širokými okrouhlými sníženinami. Plošina, jejíž převažující sklon je 4–5°
na východ, je omezena stupněm, který má sklon 11–15°. Můžeme tedy říci, že Stará jímka je
hrazena asymetrickým, asi 770 m dlouhým valem (Obr. příl. K). Tvar tohoto valu se postupně
mění (Obr. 31). V jeho severní a střední části můžeme na příčných profilech sledovat strmou
proximální stranu a naopak pozvolně se svažující stranu distální (Obr. 31 profily a, b). V jižní
části se šířka valu začíná zmenšovat a má tvar pravidelného valu (Obr. 31 profil c), až zcela
vyznívá v závěru Staré jímky (Obr. 31 profil d). Zde (Obr. 31 profil d) se nachází protažená
sníženina (šířka 7–10 m délka 150 m – viz i Obr. příl. K) (MENTLÍK 2005b).
U akumulací protažených podél svahu s převažující východní orientací můžeme najít tyto
podobné morfologické znaky:
o plošinu se sklony okolo 4° navazující na formy, jež přiléhají ke strmému svahu
s převažující východní orientací (morénové valy, plošinu představující dno výše
položeného schodovitého karu Prášilského jezera a val v předpolí Staré jímky),
o tato plošina je na západě ukončena poměrně strmým (15–20°) stupněm, který omezuje
lalokovitou formu přiléhající ke strmému svahu s převažující východní orientací;
o valy mají převážně strmou proximální a mírnou distální stranu;
80
Obr. 31: Příčné profily prezentující morfologii v předpolí Staré jímky (průběh profilů
viz Obr. příl. K) (převzato z MENTLÍK 2005b)
Popisovaná plošina je mezi Prášilským jezerem a Starou jímkou prořezávána potokem
vytékajícím ze Staré jímky. Nacházíme zde jednu strž protékanou a dvě neprotékané (Obr. 32).
V případě protékané strže se jedná o výraznou geomorfologickou formu (délka 272 m, max.
šířka 55 m a max. hloubka 12 m) (Foto 6). Strž má poměrně nepravidelný tvar s četnými zákruty.
Sinuosita vypočtená pro celou strž je 1,18 (MENTLÍK 2005b).
81
Obr. 32: Profily protékanými a neprotékanými stržemi mezi Prášilským jezerem a Starou
jímkou (převzato z MENTLÍK 2005b)
Kromě konstrukčních, pravděpodobně glaciálních, forem byla v okolí Prášilského jezera
věnována pozornost i morfologii glaciálních forem destrukčních. Na Obr. 33 jsou znázorněny
měřené profily vedené karovou stěnou Prášilského jezera. Na obou profilech je patrná police,
a to ve výšce 30–40 m nad hladinou jezera. Police, která má sklon 16–17°, představuje oproti
převažujícím sklonům v karové stěně (většinou přes 33°) výrazné zmírnění sklonu v téměř celé
karové stěně. Takovéto zmírnění svahů bývá v karových stěnách poměrně časté (označované
jako tzv. schrundline – VILBORG 1977) a má význam při odhadu mocnosti ledu v karech (více
viz kap. 5.8.1.2).
Obr. 33: Profily karovou stěnou nad Prášilským jezerem
6.2.3 Morfologie okolí jezera Laka
Glaciální konstrukční formy v předpolí jezera Laka vystupují v nadmořské výšce
~1 060 m nad dno údolí výrazným stupněm (Obr. 34 a Foto 8), který je prořezáván potokem
vytékajícím z jezera Laka. Potok zde v nezpevněném materiálu vytváří výraznou strž
s asymetrickými svahy. Svahy orientované na západ jsou velmi strmé (až 35°) a vysoké (až 12
m), kdežto svahy orientované na východ mají sklon okolo 10° (viz Obr. 35).
82
Výrazný stupeň nacházející se na dně údolí přechází po stranách ve valy, které mají charakter
bočních morén (jejich tvar je patrný z Obr. 34 a 35). Měřený profil znázorněný na Obr. 34 začíná
v místě, kde na západě na výše popisovaný stupeň navazuje zmíněný val (Obr. 34, m1), který se
stáčí k západu a vyznívá těsně před jezerem Laka. Na východě je zachována pouze malá část
bočního valu (rozšíření valů viz Obr. příl. M, Obr. 73). Za tímto vnějším valem se nachází další
vnitřní val, jež je s ním paralelní (viz m2 na Obr. 34 a 35).
Obr. 34: Podélný profil konstrukčními glaciálními formami v předpolí jezera Laka (linie profilu
Obr. příl. M – a); (sklony ve stupních)
Obr. 35: Příčný profil konstrukčními glaciálními formami v předpolí jezera Laka (linie profilu
Obr. příl. M – b); (sklony ve stupních)
Jak je patrné z Obr. 34 a 35, v předpolí jezera Laka se nachází výrazný konstrukční segment
reliéfu, který je oproti okolí omezen buď výrazným stupněm se sklonem až 30° (v tomto případě
je však sklon zřejmě zvýrazněn boční fluviální erozí – převažující sklony se spíše pohybují mezi
16–20°).
Pokud srovnáme konstrukční formy v okolí Prášilského jezera, Staré jímky a v předpolí jezera
Laka, nacházíme u nich tyto společné charakteristiky:
o formy jsou oproti okolnímu terénu omezeny výrazným stupněm (jež je místy zvýrazněn
valem) s převažujícími sklony ~16–20°;
o formy jsou prořezávány vodními toky vytvářejícími v nezpevněném materiálu výrazné
strže.
Destrukční formy v okolí jezera Laka jsou představovány širokou amfiteatrální sníženinou.
Samotné jezero leží na jejím severním okraji. Podélné profily touto sníženinou jsou znázorněny
na Obr. 36. Profil s označením a je veden západněji (linie profilu Obr. příl. M – d).
Tento profil má nejprve lineární průběh (sklon svahu 14°), ale asi v 1 150 m n. m. se nachází
výrazná plošina (sklon 0–2°) rozdělená stupněm (sklon až 18°). Na tomto stupni místy vystupují
skalní plotny a na jeho obou stranách je patrné, že se zřejmě jedná o strukturně podmíněný skalní
83
hřbítek, primárně závislý na směru foliace krystalických břidlic. Dno výše položeného stupně je
pokryto převážně rašelinou – viz Obr. příl. HH. Mocnost sedimentů se zde pohybuje kolem 1 m.
Nad touto plošinou se zvedá strmá karová stěna se sklonem kolem 35° (Obr. 36). Sklon svahu
je místy zvýšen četnými skalními výchozy (Obr. příl. E).
Východně vedený profil označený b (Obr. 36, linie profilu Obr. příl. M – c) má velmi odlišný
charakter. Jeho sklon je v celé části podstatně více vyrovnaný – maximální sklony svahů zde
dosahují 18°, a to v místě, kde pramení vodní tok (strmější zadní svah pramenné mísy). Přesto i
na tomto profilu můžeme vymezit mírně ukloněnou část téměř bezprostředně nad jezerem (sklon
okolo 6°) a výše položenou část, kde má svah celkově větší sklony (9–18°). Hranice mezi nižší a
vyšší částí svahu leží ve stejné nadmořské výšce jako výše zmiňovaná plošina u profilu a, a to v
nadmořské výšce 1 150 m n. m. V části kde je veden profil b je svah i výrazně nižší (končí na
sedlové plošině okolo 1 200 m n. m.), kdežto u profilu a svah přechází ve vrcholovou plošinu
Plesné (1 334 m n. m.) (Obr. 36).
Obr. 36: Podélné profily cirkovitou sníženinou nad jezerem Laka (průběh profilů Obr. příl. M);
(sklony ve stupních)
a
b
Na Obr. 37 je znázorněn příčný profil amfiteatrální formou nad jezerem Laka (linie profilu
Obr. příl. M – Foto 9). U dané formy je výrazná sklonová symetrie východního i západního
svahu, kdy sklony se v obou případech pohybují okolo 25°. Celkově větší sklon má však svah se
západní orientací. U úpatí tohoto svahu je také výraznější přehloubení dané formy. Jedná se linii,
kde probíhá profil b (viz Obr. 36; průběh profilů Obr. příl. M).
Z výše uvedeného vyplývá, že destrukční formy jsou v obou zájmových územích velmi
odlišné. Podobnost je možné hledat pouze ve sklonech okolo 35°, jež nacházíme místy u obou
karových stěn.
Pokud vycházíme z předpokládané řady vývoje karů založené na analýze podélných profilů
danými formami tak, jak ji uvádí GORDON (1977), můžeme předpokládat, že kar Prášilského
jezera se nachází v 1–2 fázi vývoje karů, kdežto kar nad jezerem Laka odpovídá spíše 5–6
stupni, kam řadíme ty nejvyvinutější kary (viz Obr. 38) (tato tvrzení je v souladu i s analýzou
půdorysů daných forem vyplývající z geomorfologického mapování).
84
Obr. 37: Příčný profil cirkovitou formou nad jezerem Laka (linie profilu Obr. příl. M); (Foto 9)
V
Z
Pro úplnost je však třeba říci, že koncept vývoje karů prezentovaný GORDONEM (1977) bývá
považován za značně zjednodušený. Tvar karů je zřejmě výslednicí kombinace tvaru sníženiny
existující před zaledněním (několikanásobným zaledněním) a činnosti dalších faktorů
(kryogenní, svahové, fluviální procesy atd. – B ENN & EVANS 1998).
Obr. 38: Předpokládaný vývoj karů vyjádřený změnami podélných profilů podle GORDONA
(1977) s vyznačením fáze vývoje karů Prášilského jezera (1.–2. fáze) a jezera Laka (5. fáze)
6.3 Analýza morfometrických charakteristik
6.3.1 Základní morfometrické charakteristiky zkoumaných karů
Jako základní morfometrické charakteristiky karů jsou uváděny údaje týkající se jejich
nadmořské výšky a rozlohy (Tab. 13).
Tab. 13: Základní morfometrické charakteristiky sledovaných karů
Prášilské
Stará
Veličina
jezero
jímka
2D plocha karu A [ha]
32,49
156,36
3D plocha karu A3D [ha]
35,32
161,09
A3D/A
1,09
1,03
Minimální nadmořská výška karu
1 062
1 050
Emin [m n. m.]
Maximální nadmořská výška karu
1 251,7
1 242,1
Emax [m n. m.]
H = Emax-Emin [m]
189,7
192,1
Průměrná n. v. výška karu [m n. m.]
1 156,1
1 138,9
64,24
67,15
1,05
Černé
jezero
67,71
80,56
1,19
1 081
967
1 294,4
1 317
213,4
1 157
350
1 103,4
Jezero Laka
85
Z charakteristik vyjadřujících rozlohu zkoumaných karů byla zkoumána plocha jejich
půdorysu (2D plocha) i „skutečná“ plocha reliéfu odvozená z DMR v reprezentaci TIN (3D
plocha) (Tab. 13).
Celkově nejmenší rozloha byla zjištěna u karu Prášilského jezera. Rozloha této formy byla asi
o ½ menší než rozlohy karů jezer Laka a Černého, kdy velikost obou těchto karů byla velmi
podobná (okolo 65 ha). Největší rozlohu (zhruba dvojnásobnou než je rozloha karů jezera Laka
a Černého jezera), má uzávěr údolí, ve kterém se nachází Stará jímka (přibližně 160 ha) (Tab.
13).
Podíl 3D a 2D plochy vyjadřuje členitost sledované formy. Z Tab. 13 vyplývá, že největší
členitost má kar Černého jezera. Naopak, formou s nejmenší členitostí je uzávěr údolí Staré
jímky. Střední členitost mají kary Prášilského jezera a jezera Laka (Tab. 13).
Průměrná nadmořská výška sledovaných karů je 1 138,9 m s rozpětím 54 m. Nejníže ze
sledovaných forem zasahuje kar Černého jezera (967 m n. m.). Rozpětí minimálních
nadmořských výšek karů je 95 m (v nejvyšší nadmořské výšce začíná kar jezera Laka – 1 081
m n. m.).
Oba extrémy (maximální a minimální nadmořská výška) byly zjištěny u Černého jezera (tato
skutečnost odpovídá i největší zjištěné členitosti dané formy – viz výše). Kromě Černého jezera
má nejvýše položenou hranu karu také kar jezera Laka. Rovněž zde se nejvyšší místo karu
výrazně přibližuje nadmořské výšce 1 300 m. Naopak, nejmenší rozpětí nadmořských výšek má
kar Prášilského jezera. Tento kar nemá jako ostatní sledované formy (kar Černého jezera a jezera
Laka) návaznost na vrcholovou plošinu, ale deflační plošina nad karem se nachází na hřbetové
plošině mezi Poledníkem a Skalkou. Rozpětí nejvyšších nadmořských výšek u sledovaných
forem je 75 m.
Vysoké průměrné nadmořské výšky nacházíme u Prášilského jezera a jezera Laka
~1 157 m n. m. Naopak nejnižší průměrnou nadmořskou výšku má kar Černého jezera
(1 103,4 m n. m. – Tab. 12).
Základní morfometrické charakteristiky, jakými je rozloha forem či jejich členitost jsou ze
sledovaných morfometrických charakteristik asi nejvíce závislé na strukturních a topografických
podmínkách, a naopak jejich využití pro genetickou interpretaci je omezené. Proto jim byl
v rámci celkového hodnocení morfometrických charakteristik přikládán nejmenší význam.
6.3.2 Analýza sklonů svahů zkoumaných karů
U sklonu svahů je předpokládána přímá vazba mezi více strmými svahy a zvýšenou glaciální
činností (např. viz definice karu EVANS & COX 1974; kap. 5.8.1.2).
V rámci analýzy sklonů svahů karů byl u zkoumaných forem jako základní charakteristika
sledován průměrný sklon svahu (Tab. 14). Pro možnost detailnějšího porovnání forem bylo
využito srovnání změn průměrných sklonů a 2D rozloh svahů se vzrůstající nadmořskou výškou
(Obr. 39–42) v intervalech po 20 m n. m.
Tab. 14: Průměrné sklony svahů u sledovaných karů
Veličina
Prášilské jezero
Stará jímka
Průměrný sklon svahu karu
20,69
11,77
Jezero Laka
15,5
Černé jezero
28,1
Jak vyplývá z Tab. 14, pouze u dvou sledovaných forem průměrné sklony přesáhly hodnotu
sklonu 20°, a to u Černého jezera (u kterého byl zjištěn nejvyšší průměrný sklon 28,1°– Tab. 14)
a Prášilského jezera (průměrný sklon svahů 20,69° – Tab. 14). U dalších dvou sledovaných
forem byla hodnota sklonů svahů v intervalu ~11–15°. Při hodnocení těchto dat je nutné si
uvědomit, že v případě Černého a Prášilského jezera se zřejmě jedná o méně vyvinuté formy (viz
Obr. 38), u jejichž svahů převažuje orientace S–SV, kdežto dvě další formy jsou výrazně
komplexnější a jejich významnou součástí jsou i svahy s teplou orientací, u kterých převažují
mírnější sklony a tedy i větší 2D plochy (viz kap. 6.2).
86
K analýze průměrných sklonů svahů a 2D ploch byla využita zonální statistika. Jako zóny
byly zvoleny pásy po 20 m n. m. U jednotlivých pásů (zón) byla počítána plocha a průměrný
sklon svahů. Z Obr. 39–42 je zřejmé, že mezi sledovanými formami můžeme vymezit dvě
základní skupiny, a to kary u kterých mají sklony dvě výrazná (pokud se týká velikosti hodnot
téměř rovnocenná) maxima, v kterých jsou naopak inverzně nejmenší rozlohy 2D ploch. Jedná se
o kar Prášilského a Černého jezera. U karu jezera Laka postupně vzrůstá sklon svahů
s nadmořskou výškou a naopak podíl 2D ploch se zmenšuje. Sklony dosahují největších hodnot
asi ve 2/3 výšky karu (Obr. 41). U Staré jímky je vývoj podobný, i když maximální sklony se
nachází asi v ½ výšky.
Jak vyplývá z Obr. 39 a 42, v karových stěnách Prášilského a Černého jezera se nachází
plochy s menšími sklony (s větší rozlohou 2D ploch). U Prášilského jezera se jedná o „polici“
představující dno výše položeného karu. (viz kap. 6. 2. 2). Podobná forma je popisována
i v destrukční části karu Černého jezera, kde VOČADLOVÁ & KŘÍŽEK (2005) popisují
amfiteatrální formu ve střední části na sever orientované karové stěny. Tato forma má
v nadmořské výšce 1 100 m n. m. ploché dno (cf. Obr. 42) a je hrazena valem, který
VOČADLOVÁ & KŘÍŽEK (2005) označují jako protalus rampart (dosud bez sedimentologického
ověření).
Obr. 39: Sklony svahů (hlavní osa y) a 2D plocha (vedlejší osa y) vynesené vůči nadmořské
výšce – osa x (m n. m.) u karu Prášilského jezera
sklon
rozloha
35,0
6,00
30,0
5,00
25,0
4,00
3,00
ha
(°)
20,0
15,0
2,00
10,0
1,00
5,0
0,0
0,00
1062- 1081- 1101- 1121- 1141- 1161- 1181- 1201- 1221- 12411080 1100 1120 1140 1160 1180 1200 1220 1240 1260
m n. m.
87
výšce – osa x (m n. m.) u uzávěru údolí ve kterém leží Stará jímka
rozloha
20,0
45,00
18,0
40,00
16,0
35,00
14,0
30,00
(°)
12,0
25,00
10,0
20,00
8,0
6,0
15,00
4,0
10,00
2,0
5,00
0,0
ha
sklon
0,00
1050- 1061- 1081- 1101- 1121- 1141- 1161- 1181- 1201- 1221- 12411060 1080 1100 1120 1140 1160 1180 1200 1220 1240 1260
m n. m.
výšce – osa x (m n. m.) u karu jezera Laka
sklony
rozloha
25,0
12,00
20,0
10,00
8,00
6,00
ha
(°)
15,0
10,0
4,00
5,0
2,00
0,0
0,00
1081- 1101- 1121- 1141- 1161- 1181- 1201- 1221- 1241- 1261- 12811100 1120 1140 1160 1180 1200 1220 1240 1260 1280 1300
m n. m.
88
výšce – osa x (m n. m.) u karu Černého jezera
sklon
rozloha
45,0
80000
40,0
70000
35,0
60000
50000
25,0
40000
20,0
ha
(°)
30,0
30000
15,0
20000
5,0
10000
0,0
0
96
7
9 8 -9 8
1- 0
1 0 10
0 1 00
1 0 -1 0
2 1 20
1 0 -1 0
4 1 40
1 0 -1 0
6 1 60
1 0 -1 0
8 1 80
1 1 -1 1
0 1 00
1 1 -1 1
2 1 20
1 1 -1 1
4 1 40
1 1 -1 1
6 1 60
1 1 -1 1
8 1 80
1 2 -1 2
0 1 00
1 2 -1 2
2 1 20
1 2 -1 2
4 1 40
1 2 -1 2
6 1 60
1 2 -1 2
8 1 80
1 3 -1 3
0 1 00
-1
32
0
10,0
m n. m.
6.3.3 Analýza orientace zkoumaných karů
Orientace karů je rovněž často spojována s jejich genezí. Má zvláštní význam zejména v okolí
sněžné čáry (TP–ELA), kde u chladných orientací kary sestupují poměrně hluboko pod úroveň
této linie a ovlivňují tak polohu TPW–ELA (NESJE & DAHL 1992) – více viz kap. 5.10.4, 6.5.1.3
a 6.5.2.3.
EVANS (1977) vymezuje tři alternativní základní charakteristiky orientace karů:
o směr nejdelší osy karu (jako nejdelší osa je definována spojnice procházející středem
prahu karu – prostor kterým je kar otevřen do údolí; resp. prostor mezi hranami karové
stěny) a místem, které je od tohoto místa nejvíce vzdáleno,
o směr mediánové osy karu, která se tvoří tak, že se nejprve rozpůlí tzv. práh karu. Mezi
bodem ležícím v polovině tohoto „prahu“ je vedena osa rozdělující plochu karu na dvě
stejné poloviny (EVANS 1977, GARCÍA-RUIZ et al. 2000, FEDERICI & SPAGNOLO 2004);
o orientaci karové stěny.
Podle EVANSE (1977) jsou první dvě charakteristiky dosti závislé na topografii, kdežto
u karové stěny můžeme předpokládat větší význam, protože byla ovlivněna přímo činností
ledovce.
Jako základní charakteristika, určující celkovou orientaci karu jako geomorfologické formy je
nejčastěji používána orientace mediánové osy karu (EVANS 1977, GARCÍA-RUIZ et al. 2000,
FEDERICI & SPAGNOLO 2004) – viz Tab. 15.
Tab. 15: Směry mediánových os sledovaných karů
Veličina
Prášilské jezero
Stará jímka
Azimut mediánové osy karu
83
14
[°]
Jezero Laka
Černé jezero
40
50
Pro vyjádření celkové orientace karů je využíváno hodnot tzv. kumulativního vektoru
vyjadřujícího průměrný směr karů ve sledované oblasti, který se tvoří vektorovým součtem
směrů mediánových os viz EVANS (1977). I když k jeho vypracování se obvykle využívá
89
rozsáhlejších souborů (EVANS 1977), pro získání představy o převládající orientaci sledovaných
karů byl vektor pro sledované formy vytvořen i z omezeného počtu dat (Obr 43). Průměrný směr
sledovaných karů je 47°, což odpovídá SV chladné orientaci.
Obr. 43: Vektorový součet mediánových os sledovaných karů (data podle Tab. 15)
Orientace karové stěny, ale i celého karu (zvláště je-li do analýz zahrnut i georeliéf pod
hladinou jezera) vůči světovým stranám částečně odráží charakter klimatických podmínek, které
vedly ke vzniku a vývoji ledovce. Dalším významnou charakteristikou je však zastínění,
určované výškou karové stěny.
Z Obr. 44 je zřejmé, že u většiny sledovaných forem reliéfu (karů jezer Prášilského, Laka
i Černého) převažují svahy s chladnými orientacemi. U dvou zkoumaných karů byla zjištěna
převažující orientace východní – kar Prášilského (46 % plochy karu) a Černého (39 % plochy
karu) jezera. Převažující orientaci ve směru téměř shodném s průměrným směrem sledovaných
karů (47°– viz Obr. 43) má jezero Laka, a to SV (37 % plochy karu) (viz Obr. 44). U uzávěru
údolí, ve kterém leží Stará jímka byly zjištěny jako výrazné svahy se S (9 % plochy karu)
a SV (16 % plochy karu) orientací, ale dominantní zde jsou plochy s teplou orientací (JZ 27 %
a Z 5 % plochy karu) – viz Obr. 44.
%
Obr. 44: Plochy svahů s různou orientací u sledovaných karů [%]
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
rovina
S
SV
V
Prášilské 1
JV
Prášilské 2
JV
JZ
Laka
Černé
Z
SZ
Poznámka: Prášilské 1 – schodovitý kar Prášilského jezera, Prášilské 2 – uzávěr údolí se
Starou jímkou
90
Při hodnocení orientace zkoumaných forem je zajímavý fakt, že dvě největší formy mají
i „nejchladnější“ orientaci mediánových os (Tab. 15), přičemž kar jezera Laka má orientaci
téměř shodnou se zjištěnou průměrnou orientací karů (viz výše). Je zřejmé, že pokud
v zájmových územích probíhalo zalednění opakovaně (což je vzhledem k charakteru
klimatických změn v pleistocénu více než pravděpodobné), u forem s chladnější orientací mohlo
k zalednění docházet častěji, což by přispělo ke vzniku celkově rozsáhlejších forem. Faktem
však zůstává, že u Černého a Prášilského jezera jsou glaciální formy (konstrukční i destrukční)
dnes nejvýraznější, což by nasvědčovalo tomu, že v posledním kryoméru, kdy se na Šumavě
odehrálo nejmladší zalednění, byly glaciální procesy v okolí jezera Laka a v údolí v němž leží
Stará jímka méně aktivní, a to navzdory chladné orientaci, jež je celkově vhodnější pro vznik
ledovců. Z toho můžeme vyvozovat, že další podmínky ovlivňující vznik ledovců (např.
převládající směry větrů apod.) mohly být jiné než u předchozích kryomérů. Nebo se jedná
o formy kombinované, na jejichž vzniku se podílelo více procesů.
6.3.4 Analýza dalších morfometrických charakteristik sledovaných karů
Tab. 16: Další morfometrické charakteristiky u zkoumaných karů (jednotlivé veličiny jsou
definovány v Tab. 6)
Prášilské
Stará jímka Jezero Laka Černé jezero
Veličina
jezero
Délka karu L [m]
415,4
1 631
1 048
803,3
Šířka karu W [m]
1 172,6
1 116
803
834
R=L/H
2,19
8,49
4,91
2,29
T=L/W
0,35
1,46
1,30
0,965
k hodnota
1,01
-1,8
0,53
1,76
Plocha deflační oblasti [ha]
17,46
119,8
46,16
28,86
D
Plocha konstrukční oblasti
5,21
46,63
17,63
92,71
[ha] A
Plocha destrukční oblasti
35,32
161,09
67,15
80,56
(karu) [ha] K
Poměr (D : K : A)
0,49 : 1 : 0,15 0,74 : 1 : 0,28 0,68 : 1 : 0,26 0,36 : 1 : 1,15
Pro hodnocení dalších morfometrických charakteristik byly využity zejména charakteristiky
umožňující srovnání zkoumaných forem s výsledky z jiných oblastí, tedy T hodnota
(viz Tab. 6 a 15) a k hodnota (1) a (2) – kap. 5.8.1.2. Pro srovnání ploch karů (destrukčních
oblastí), akumulačních forem (konstrukčních oblastí) a deflačních plošin, byl použit poměr 3D
ploch vypočtených z DMR. Jako základ pro vypočtení poměru byla vzata 3D plocha destrukční
oblasti (karu) (Tab. 16).
Při hodnocení T hodnoty je možné vyjít zejména ze srovnání s pracemi GARCÍA-RUIZE et al.
(2000) a FEDERICI & SPAGNOLA (2004) – viz kap. 5.8.2.1. Ze zkoumaných karů bylo Prášilské
jezero (T < 0,5) zařazeno mezi kary, jež byly po skončení deglaciace erodovány v oblasti jejich
prahů periglaciálními a fluviálními procesy. T hodnota je však u Prášilského jezera výrazně
ovlivněna skutečností, že byla počítána pro kompletní schodovitý kar. Po výpočtu T hodnoty
pouze pro předpokládaný kar Prášilského jezera (bez výše položeného karu) je ~1,06, což
odpovídá karům jež jsou nebo byly modelovány ledovci s dlouhým ablačním jazykem. Pro
výpočet této hodnoty byl jako práh karu použit vnitřní morénový val Prášilského jezera (viz kap.
6.4.1.3).
Podle T hodnoty (0,965) v intervalu mezi 0,5 a 1 u Černého jezera (Tab. 16) můžeme
předpokládat, že se jedná o kar, jež byl modelován karovým ledovcem (cf. FEDERICI
& SPAGNOLO 2004).
91
U jezera Laka a uzávěru údolí v němž se nachází Stará jímka byla T hodnota zjištěna větší než
1, což je podle FEDERICI & SPAGNOLO (2004) typické pro kary jež byly modelovány ledovcem
s dlouhým ablačním jazykem.
Analýzou k hodnoty (Tab. 16) bylo zjištěno, že Černé jezero náleží do skupiny výrazně
sevřených karů (k hodnota blížící se hodnotě 2) s velmi strmými stěnami. Dno těchto karů bývá
výrazně přehloubené, a proto jsou vyplněny jezery (HAYNES 1968).
U schodovitého karu Prášilského jezera je vyjádření karu pomocí k křivky problematické,
nicméně, zjištěná hodnota (k = 1,01) odpovídá více rozevřeným karům s mírněji ukloněnými
svahy. Dno těchto karů bývá méně často přehloubené, a tak nemusí být vyplněny jezery
(k hodnota okolo 1 – HAYNES 1968).
Jezero Laka by na základě hodnocení k křivky bylo podle HAYENS (1968) zařazeno mezi kary
s mírnou modelací (k hodnota okolo 0,5). Tyto kary bývají často porostlé vegetací nebo pokryté
sutí a jejich dno nebývá přehloubené, ale je ukloněné ve stejném směru jako spád údolí
(HAYNES 1968).
U uzávěru údolí, v němž leží Stará jímka, byla zjištěna k hodnota mimo interval 0,5–2, který
je charakteristický pro kary (HAYNES 1968). To může znamenat, že se nejedná o kar,
ale zalednění zde mohlo mít jiný charakter (např. krátký údolní ledovec).
U velikosti deflační plošiny, karu (destrukční oblasti) a konstrukční oblasti můžeme
předpokládat genetickou závislost (kap. 5.8.1.4). Na základě výsledků uvedených v Tab. 16,
je zřejmé, že sledované formy můžeme rozdělit do dvou skupin.
Do první skupiny náleží jezero Laka a uzávěr údolí v němž se nachází Stará jímka. Poměr
mezi deflační plošinou, karem a konstrukční oblastí, je možné přibližně vyjádřit v procentech:
70 : 100 : 27 (kdy rozloha karu, tedy destrukční části je 100 %).
Do druhé skupiny je možné zařadit kary Prášilského a Černého jezera, u kterých byly zjištěny
zcela rozdílné poměry. U Prášilského jezera byl poměr vyjádřený v procentech 50 : 100 : 15,
kdežto u Černého jezera 36 : 100 : 115.
Jedním ze základních rozdílů mezi oběma kary je nadmořská výška deflační plošiny, která je
u více rozsáhlé plošiny Prášilského jezera položena podstatně níže (~1 230 m n. m.), kdežto
u méně rozsáhlé plošiny karu Černého jezera se převážně jedná o vrcholovou plošinu Jezerní
hory a Svarohu (ležící ~1 330 m n. m.). Je tedy pravděpodobné, že dotace sněhu deflací mohly
být výrazně vyšší u plošiny ležící ve vyšší nadmořské výšce navzdory její menší rozloze. Tato
skutečnost může mít význam jako nepřímý důkaz pro určování rozdílu mez TP-ELA a TPWELA.
Na základě rozboru morfometrických charakteristik karů Prášilského a Černého jezera, jezera
Laka a uzávěru údolí, ve kterém se nachází Stará jímka je sledované formy možné rozdělit do
dvou skupin:
o Poměrně sevřené více méně okrouhlé kary se strmými stěnami, jež byly modelovány
karovými ledovci s přehloubeným dnem, v kterém se v dnešní době nachází jezero.
Zalednění zde zanechalo výrazné znaky, jež byly po deglaciaci velice málo
přemodelovány fluviálními či jinými procesy. Do této skupiny patří kary Černého
a Prášilského jezera. U Prášilského jezera nacházíme schodovitý kar, u kterého můžeme
předpokládat vysloveně karovou modelaci zejména v poslední fázi zalednění.
V předposlední fázi zde zřejmě byl funkční schodovitý kar skládající se ze dvou cirků,
kdy led přecházel z výše do níže položeného (schodovitý kar podle BENN & EVANS
1998).
o Dlouhé a úzké kary s mírnou modelací a s malým či žádným přehloubením. Do této
skupiny by bylo možné zařadit kar jezera Laka a uzávěr údolí, v němž leží Stará jímka
s tím, že u poslední jmenované formy se buď nejedná o kar nebo činnost karového
ledovce byla zcela zakryta mladšími zaledněními či činností jiných geomorfologických
procesů. V obou případech se však jedná o složité formy, které byly modelovány více
než jedním zaledněním a pravděpodobný je i značný význam jiných než glaciálních
procesů.
92
6.4 Analýza morfogeneze zájmových území
6.4.1 Morfogeneze okolí Prášilského jezera
Úvodní analýza morfogeneze zájmového území byla provedena na základě rozboru hlavních
geomorfologických faktorů projevujících se v zájmovém území, jež byly doplněny specifikací
charakteru hlavního geomorfologického procesu. V GmIS je tato kategorie vyjádřena nejvyššími
taxonomickými úrovněmi, tedy skupinami a jejich specifikacemi (viz kap. 5.3; Tab. 4).
V zájmovém území tak byly vymezeny formy závislé na morfostruktuře a morfoskupltury
(Obr. 45):
Morfostruktura
Přímo v okolí Prášilského jezera nebyly zjištěny žádné projevy aktivní morfostruktury.
Stabilitu zájmového území dokládají zejména relikty zarovnaných povrchů, jež se v uzávěru
údolí nachází na jeho obou stranách ve shodné nadmořské výšce. Tato skutečnost svědčí o tom,
že po vyzdvižení zarovnaných povrchů do jejich dnešní polohy již nedocházelo na linii
prášilského zlomu k žádným vertikálním pohybům (viz kap. 6.4.1.2 ). Rovněž je zřejmé, že celá
kra byla, vzhledem k neporušeným reliktům zarovnaných povrchů, vyzdvižena jako celek. Na
takto vyzdviženou kru následně působily exogenní činitelé vytvářející morfoskulpturu
zájmového území.
Došlo tak ke vzniku hlavních rysů georeliéfu zájmového území – starých zarovnaných
povrchů, vyzdvižených do nadmořské výšky nad 1 000 m, na které působily (resp. působí)
exogenní činitelé. V generelní stavbě dnešní charakter území ovlivnila zejména fluviální eroze
(výrazné údolí Jezerního potoka prořezává relikty zarovnaných povrchů, jež jsou zachovány na
hřbetech v horních částech povodí).
Z hlediska vztahu geologických podmínek a georeliéfu byla na většině zájmového území
zjištěna závislost na pasivní morfostruktuře. Ta se projevuje přímou závislostí
geomorfologických forem na průběhu geomorfologických linií, litologických rozhraní, různé
geomorfologické hodnotě hornin i strukturních vlastnostech hornin, a to jak krystalických břidlic
tak granitů (viz níže).
V zájmovém území můžeme vymezit následující části georeliéfu závislé na pasivní
morfostruktuře:
o formy ve shodě s průběhem neaktivních zlomů a geomorfologických linií 3. řádu
(Obr. 26),
o formy ve shodě s průběhem neaktivních zlomů (mimo směry geomorfologických linií
3. řádu),
o formy kontrolované puklinatostí granitů (Obr. 7 a 8),
o formy kontrolované foliací a na ní vzniklých puklinách u krystalických břidlic
(Obr. 8, 9 a 100),
o formy vznikající na hranici druhů hornin.
Formy ve shodě s průběhem zlomů a geomorfologických linií 3. řádu
Jako „formy ve shodě s průběhem geomorfologické linie“ byly označeny elementární
a složené formy kopírující směr neaktivních zlomů a geomorfologických linií 3. řádu.
V zájmovém území v okolí Prášilského jezera se nachází dvě geomorfologické linie 3. řádu
(Obr. 26) a jejich průběh je totožný s liniemi neaktivních zlomů zaznamenaných v geologické
mapě (PELC & ŠEBESTA 1994). Formy odpovídající průběhu zlomů i geomorfologických linií
jsou zpravidla poměrně rozsáhlá polygenetická individua. V zájmovém území v okolí
Prášilského jezera je u geomorfologické linie 3. řádu průběh (směr přibližně S–J) shodný
s geologicky doloženým prášilským zlomem (viz kap. 6.1).
93
Formy se shodným směrem jako má tato linie (i prášilský zlom) – tedy směr S–J, jsou
zejména polygenetické části svahů ve spodní části zájmového území, resp. v oblasti údolí tvaru
V (viz Tab. 1).
Druhá linie 3. řádu procházející zájmovým územím je na výše zmiňovaný směr v podstatě
kolmá. V místě, kde se projevuje v zájmovém území v okolí Prášilského jezera, je její průběh
shodný s linií jedné z větví prášilského zlomu. Geomorfologická forma, která zde vznikla,
je výrazná sníženina charakteru úpadu nacházející se na svahu se západní orientací, tedy na
protějším svahu, než leží kar Prášilského jezera.
Formy ve shodě s průběhem neaktivního zlomu (mimo směry výrazných geomorfologických linií)
Mimo směr geomorfologických linií, ale v souladu s průběhem jedné z větví prášilského
zlomu, leží výrazná „permanentní svahová erozní rýha“ v závěru Staré jímky (MENTLÍK 2004b,
2005c). Jedná se o případ, kdy v zájmovém území vznikla recentní geomorfologická forma (tedy
forma v podstatě monogenetická – fluviální) ve vazbě na průběh významné geologické strukturní
linie. Její vznik je spojován se zvýšeným koloběhem vody na zlomu (MENTLÍK 2004b, 2005c).
Formy kontrolované puklinatostí granitů
V povodí Prášilského jezera mají hlavní puklinové systémy u granitů (S, Q pukliny) směry
mezi 120–130° a směry na ně zhruba kolmé odpovídají směrům mezi 20–50° (Obr. 7) (MENTLÍK
2005b, s. 72). Jako „formy kontrolované puklinatostí granitů“ byly označeny:
o rozsáhlé formy (hřbety a části svahů), jež se nachází na žulovém podkladě a kopírují výše
uvedené směry (Obr. 45) a je proto u nich možné předpokládat závislost na struktuře;
o části karové stěny podmíněné strukturou granitů – jedná se o části karové stěny
Prášilského jezera, které mají shodný směr s puklinatostí granitů (viz Obr. 8).
Formy kontrolované foliací a na ní vzniklých puklinách u krystalických břidlic
U krystalických břidlic je v okolí Prášilského jezera nejvýznamnějším geologickým
strukturním prvkem foliace. Na její směry jsou vázány pukliny vznikající odlehčením, které jsou
zde nejčastějším typem puklin (Obr. 9) (MENTLÍK 2005b). Ke vzniku skalních výchozů (většinou
skalních ploten) zde dochází v případě, že se směr foliace přibližuje směru vrstevnic. K tomu
dochází zejména u některých částí karové stěny Prášilského jezera (Obr. 8). Foliace se projevuje
i ve vrcholových a hřbetových partiích, kde podmiňuje vznik asymetrických hřbetů (kuestoidů)
(Obr. 3; Foto 15), které jsou časté v různých velikostech a v různých částech hřbetu Skalky (od
Skalky – 1 237,8 m n. m., až k severnímu konci hřbetu, kde klesá ke Kocháňovským pláním).
Na hřbetu mezi Poledníkem a Skalkou se nachází poloha odolnějších hornin – kvarcitů
(Obr. 10). Je pravděpodobné, že její existence ovlivnila celkový charakter hřbetu i vrcholových
partií Poledníku, zejména i jejich konvexní polohu.
Na základě výše uvedeného můžeme u forem podmíněných strukturou krystalických břidlic
rozlišit dva typy:
o formy závislé na foliaci krystalických břidlic a puklinách, jež na základě foliace vznikají
odlehčením – formy, které mají charakter asymetrických hřbetů (kuestoidů – Foto 15);
o formy podmíněné polohami odolnějších hornin (většinou jde o vložky kvarcitů) – suky,
o části karu kontrolované směrem foliace.
Formy vzniklé na hranicích druhů hornin
Jedinou formou, u které byla prokazatelně zjištěná závislost mezi litologickým rozhraním
a jejím vznikem a vývojem je murové úžlabí nad Prášilským jezerem, které vzniklo na hranici
žuly a krystalických břidlic (MENTLÍK 2004b, 2005c).
Aktivní morfostruktura – analýzou zarovnaných povrchů, jež prokázala kvartérní denivelaci
reliktů údolních pedimentů a dnešní úrovně Kocháňovských plání – kap. 6.4.1.2 a výzkumem
svahu s převládající východní orientací v nižších částech zájmového území (Obr. 50, kap.
6.4.1.2), bylo zjištěno, že strmé části hřbetů přecházející z Větrnného a Skalky ke
Kocháňovským pláním jsou zřejmě zbytky zlomového svahu (Obr. 45).
94
Morfoskulptura
Jako morfoskulptura jsou označované všechny geomorfologické formy v zájmovém území
u nichž byly splněny následující podmínky:
o destrukční formy u kterých není zřejmá vazba na hierarchicky výše postavené formy
kopírující pasivní morfostrukturu; naopak, u forem převládají směry, které generelní
stavbě dané pasivní morfostrukturou neodpovídají a/nebo formy jež vznikly činností
omezeného počtu exogenních činitelů;
o konstrukční formy tvořené nezpevněnými sedimenty.
Jedná se zejména o formy vzniklé glaciálními, periglaciálními, fluviálními a svahovými
procesy (členění procesů podle STANKOVIANSKY 1975), které se „nakládají“ na rozsáhlejší
formy. Jejich vznik je většinou vázán na větší intenzitu geomorfologického procesu, jež je
ovlivňována specifickými morfometrickými, klimatickými resp. mikroklimatickými
a hydrologickými podmínkami (rozšíření viz Obr. 45).
Obr. 45: Elementární formy v okolí Prášilského jezera na úrovni taxonomické úrovně skupin
(spolu s jejich specifikacemi)
95
Složitost geneze forem je v rámci geomorfologické analýzy v GmIS zkoumána na
taxonomické úrovni podskupiny, která je určena charakterem geomorfologických procesů
modelujících danou formu (Tab. 4). V zájmovém území byly u této úrovně vymezovány
polygenetické a monogenetické formy.
Polygenetické a monogenetické formy, pak byly v rámci GmIS zařazovány do nižších
taxonomických úrovní (Tab. 4), a to na základě bližší specifikace geomorfologických procesů
nebo procesu. Výsledkem bylo zařazení do geomorfologických druhů a poddruhů. Tyto úrovně
pak byly využity k tvorbě geomorfologických map zájmových území Mapa 1 a 2.
Definování kategorií na úrovni podskupiny je poměrně problematické, a to proto, že se
změnou měřítka můžeme i u formy, která byla na určité úrovni výzkumu považována za
monogetickou, zjistit celou řadu procesů, které se podílely (či podílejí) na jejím vzniku a vývoji.
Například u murového zářezu nad Prášilským jezerem byly kromě murové činnosti ještě zjištěny
následující významné geomorfologické procesy: nivace, specifická soliflukce, činnost
jehlovitého ledu a v omezené míře i fluviální činnost (MENTLÍK 2005c). Proto rozlišení
monogenetických a polygenetických forem je chápáno v měřítku, v kterém bylo prováděno
geomorfologické mapování, tedy 1 : 5 000. Rovněž bylo přihlíženo k tomu zda je možné mezi
dílčími procesy definovat jeden dominantní proces, u kterého předpokládáme zásadní vliv na
morfologii dané formy. Tyto skutečnosti pak měly velký význam při zařazování forem v rámci
druhů a poddruhů.
Můžeme říci, že množství procesů, které se podílely na vzniku forem, se zvětšuje s jejich
velikostí, a to zejména proto, že velké formy vznikaly výrazně delší dobu. Je pravděpodobné, že
pro vzhled dnešního georeliéfu v zájmových územích byly významné procesy, jež působily
v pleistocénu a následně v holocénu. Právě tyto procesy jsou rozhodující pro určení geneze
geomorfologických druhů a poddruhů vymezovaných v této práci. Základ rozsáhlejších forem
však vznikl v předpleistocénním období, často působením zcela jiných geomorfologických
procesů než těch, které inercií ovlivňovaly dané formy v pleistocénu či holocénu.
Z výše uvedeného vyplývá definice polygenetických forem jak jsou chápány v této práci:
jedná se o formy, které vznikly v předpleistocénním období a byly následně modelovány celou
škálou procesů v pleistocénu i holocénu. Na základě výše uvedeného byly mezi polygenetické
formy zařazeny:
o relikty zarovnaných povrchů,
o hřbety,
o rozsáhlé sníženiny na svazích charakteru úpadů (dellenů),
o velké jednotky svahů údolí.
Morfometrická analýza reliktů zarovnaných povrchů
V zájmovém území v okolí Prášilského jezera bylo zjištěno 11 reliktů zarovnaných povrchů
(Tab. 17).
Ve všech případech se jednalo o poměrně kompaktní individua odpovídající elementárním
formám reliéfu zkoumané rozlišovací úrovně (Obr. 46). Na základě jejich geomorfologické
polohy, charakteru jejich pokryvu a vyskytujících se skalních útvarů byla vytvořena jejich
následující klasifikace:
o vrcholová plošina na Poledníku (1 315,2 m n. m.), s maximální nadmořskou výškou
1 315,2 m n. m. a průměrnou nadmořskou výškou 1 292 m n. m. (Tab. 17, Obr. 46).
Samotné vrcholové partie Poledníku jsou poměrně výrazně poznamenány činností
člověka (vyhlídková věž). Přesto můžeme říci, že mimo přilehlého svahu se západní
orientací (mimo zájmové území) na povrchu plošiny nacházíme poměrně málo stop po
činnosti periglaciálních procesů. Chybí zde tory, skalní torsa a podobné formy.
96
Tab. 17: Relikty zarovnaných povrchů v okolí Prášilského jezera
Minimální Maximální
Rozpětí
Průměrná
Číslo
Výběrová
Variační
Plocha nadmořská nadmořská nadmořských nadmořská
zarovnaného
směrodatná koeficient
[ha]
výška
výška
výšek
výška
povrchu
odchylka
[%]
[m n. m.]
[m n. m.]
[m n. m.]
[m n. m.]
1
27,7
920,0
962,7
42,6
939,5
10,31
1,10
2
10,0
917,8
965,5
47,6
939,7
11,52
1,23
3
6,9
1 050,4
1 103,1
52,7
1 083,2
12,29
1,13
4
9,3
991,2
1 022,8
31,7
1 006,8
5,17
0,51
5
4,5
969,3
1 021,1
51,7
1 002,8
11,62
1,16
6
4,0
990,5
1 026,3
35,8
1 009,8
8,62
0,85
7
1,1
1 206,7
1 217,4
10,6
1 211,4
2,55
0,21
8
109,0
1 206,5
1 249,8
43,3
1 230,9
8,14
0,66
9
9,9
1 210,0
1 241,5
31,4
1 226,2
5,78
0,47
10
6,3
1 234,6
1 266,7
32,1
1 255,0
5,39
0,43
11
36,3
1 278,9
1 315,2
36,1
1 292,4
8,55
0,66
Poznámka: výběrová směrodatná odchylka a variační koeficient vyjadřují „míru rozptylu
nadmořských výšek zarovnaných povrchů“; pro výpočet byly použity hodnoty nadmořských
výšek středů buněk rastrů nadmořských výšek velikosti 5x5 m jednotlivých zarovnaných povrchů
(Obr. 46).
o Hřbetové plošiny s průměrnou nadmořskou výškou nad 1 200 m. Relikty
zarovnaných povrchů této úrovně se nachází po obou stranách údolí, a to ve velice
podobné nadmořské výšce. Průměrné výšky nejrozsáhlejších reliktů zarovnaných
povrchů (označené jako 8 a 9, viz Obr. 46), mají rozdíl průměrných nadmořských výšek
4 m (Tab. 17). Rovněž je zřejmé, že rozlohou se jedná o největší relikty zarovnaných
povrchů v zájmovém území. Oproti vrcholové plošině je pro ně charakteristická
přítomnost
četných
skalních
forem
(skalní
hradby,
tump,
skalní
torsa – Foto 15). Na přilehlých svazích na tyto zarovnané povrchy navazují akumulace
hranáčů, na západních svazích přecházející pod Skalkou ve výrazná kamenná moře (Foto
13) (tzv. geliflukční svahy – viz dále).
o Hřbetové plošiny s průměrnou nadmořskou výškou ~1 000–1 090 m (Tab. 17, Obr.
46). I na těchto plošinách se místy nachází zbytky po kryogenní činnosti (skalní torsa
a výjimečně skalní hradby), ale v menší míře než u výše popisovaných plošin. Pro
relikty zarovnaných povrchů této úrovně je charakteristické poměrně velké rozpětí
nadmořských výšek (u plošiny č. 3 nejvyšší ze všech zarovnaných povrchů), i poměrně
značné rozpětí průměrných nadmořských výšek (1 002–1 083 m n. m.).
o Hřbetové plošiny s průměrnou nadmořskou výškou ~939 m. Nachází se pod strmými
svahy, kterými přechází oba hřbety údolí Jezerního potoka ke Kocháňovským pláním.
Můžeme říci, že morfologicky a topograficky tyto relikty zarovnaných povrchů již náleží
ke Kocháňovským pláním, i když jsou asi 40 m nad jejich úrovní. Kryogenní formy zde
téměř nebyly zjištěny. Tyto relikty zarovnaných povrchů se nachází na obou hřbetech
údolí, a to v téměř shodné nadmořské výšce (rozdíl průměrných nadmořských výšek
0,2 m – Tab. 17).
o Svahové plošiny navazující na nejníže položené hřbetové plošiny (Obr. 46).
Na nejníže položené plošiny u západněji položeného hřbetu údolí navazují svahové
plošiny táhnoucí se téměř podél celého východního svahu údolí. Leží nad spodní (velice
strmou) částí svahu s východní orientací, jejíž původ je přičítán termoerozi (viz kap.
6.2.1 a 6.4.1.3).
97
Při vypracování uvedené klasifikace byly využity poznatky uvedené CZUDKEM (2000). Ten
u náhorních plošin rozlišuje náhorní kryoplanační plošiny (se zbytkem izolovaných skalních
tvarů) a plošiny bez skalních forem, u kterých nevíme, zda se jedná o plošiny vzniklé
v základních rysech před pleistocénem či v pleistocénu.
Obr. 46: Relikty zarovnaných povrchů v zájmovém území v okolí Prášilského jezera
Ze srovnání změny rozlohy reliktů zarovnaných povrchů s nadmořskou výškou vyplývá,
že v zájmovém území se zvyšující se nadmořskou výškou stoupá i rozloha reliktů zarovnaných
povrchů (Obr. 47). Naopak, pokud sledujeme rozčlenění zarovnaných povrchů, zjišťujeme,
98
že s rostoucí nadmořskou výškou klesá (Obr. 48). To znamená, že i když ve vyšších
nadmořských výškách se nachází celkově rozsáhlejší relikty zarovnaných povrchů, jsou méně
členité (Obr. 48).
U nejníže položených reliktů zarovnaných povrchů (nejníže položených hřbetových plošin
a svahových plošin), je zřejmá vazba na dno údolí (resp. úroveň Kocháňovských plání u nejníže
položených plošin a dno údolí Jezerního potoka u svahových plošin). Kombinací denudace
a boční resp. zpětné eroze se ve spodních partiích svahů vytváří plošiny charakteru pedimentů
(ROHDENBURG 1989) – poprvé popsané G. K. Gilbertem v roce 1880. Oproti ostatním
zarovnaným povrchům pedimenty mají poměrně výrazné rozpětí nadmořských výšek, protože
vystupují podél stran údolí z nižších do výše položených poloh. Podle ROHDENBURGA (1989)
můžeme rozlišovat dva typy pedimentů vznikající ve spojení fluviální činnosti s vývojem svahů:
svahové pedimenty (slope pediments) – vznikající progresivním ústupem svahů, jež probíhá
denudací;
pedimenty údolního dna (valley floor pediment) – vznikající pokud denudace podmiňující
ústup svahů není tak výrazná. Vznik plošiny na dně údolí je v tomto případě podmíněn boční
erozí (ROHDENBURG 1989, s. 55–56).
Na základě geografické pozice a prostorových vazeb výše popsaných reliktů zarovnaných
povrchů, se můžeme domnívat, že obě nejníže položené plošiny jsou zbytky pedimentů, kdy
rozsáhlejší hřbetová plošina vznikla jako pediment údolního dna boční erozí Jezerního potoka
a Prášilského potoka. Na ni navazuje svahový pediment, jež představoval dno údolí Jezerního
potoka. Z výše uvedeného vyplývají následující důležité skutečnosti:
o vzhledem k tomu, že hřbetové plošiny jsou 40 m nad současným povrchem
Kocháňovských plání, je pravděpodobné, že na linii oddělující svah mezi
Kocháňovskými a Modravskými pláněmi, došlo k tektonickému porušení původního
zarovnaného povrchu (pedimentu). Mohou tedy poklesávat Kocháňovské pláně nebo
naopak je vyzdvihována výše položená část Modravských plání s Poledníkem. Tato kra
by však musela pohyby prodělávat jako celek, protože zarovnané povrchy po obou
stranách údolí Jezerního potoka mají velmi podobnou (resp. shodnou) nadmořskou
výšku – zejména v uzávěru údolí (viz výše). Stáří pohybů by muselo být nižší než je
stáří obou pedimentů, které se vyvíjely zřejmě v neogénu, ale jejich vývoj mohl
pokračovat i v pleistocénu (jako kryopedimentů). Je tedy pravděpodobné, že výše
popisovaná výšková diference je tektonického původu a vznikla v průběhu pleistocénu.
Geologicky zde však není dokládán žádný zlom, na kterém by k těmto pohybům mohlo
docházet.
o Na svahovou plošinu (pediment údolního dna) i na současné dno údolí (geneticky spojené
se strmým svahem s východní orientací, u nějž je předpokládán vznik termoerozí), jsou
naloženy i nejstarší glaciální sedimenty. To znamená, že staré dno údolí (pediment) bylo
nejprve proříznuto intenzivní hloubkovou erozí. Její působení bylo zřejmě spojeno se
zatlačováním toku ke svahu s chladnou orientací (tedy s termoerozí). Teprve po jejím
skončení byly na staré i nové údolní dno ledovcem uloženy ty nejstarší glaciální
sedimenty. Fluviální činnost spojovaná se zaledněním v okolí Prášilského jezera tedy
nebyla z hlediska hloubkové eroze tak výrazná a odehrávala se zhruba v úrovni dnešního
údolního dna.
Z těchto faktů vyplývá evidentní souvislost, pokud předpokládáme zvýšenou intenzitu
hloubkové eroze ve vazbě na změnu lokální erozní báze (v tomto případě úroveň
Kocháňovských plání). Zjištěné skutečnosti mohou být morfochronologicky interpretovány
následujícím způsobem:
1. pedimentace v neogénu – vznik svahového a údolního pedimentu v úrovni dnešních
Kocháňovských plání;
2. možná inercie procesu ve spodním pleistocénu (jako kryopedimentace);
3. několik chladných a suchých období bez výrazné glaciální činnosti ve středním
pleistocénu – výrazná hloubková eroze na spodním toku Jezerního potoka podmíněná
99
zdvihem kry Poledníku a Modravských plání vůči Kocháňovským pláním, provázená
termoerozí;
4. glaciální činnost v závěru pleistocénu.
Obr. 47: Změna rozlohy reliktů zarovnaných povrchů s výškou v zájmovém území v okolí
Prášilského jezera (r = 0,33)
120,0
rozloha
90,0
60,0
30,0
0,0
900,0
1000,0
1100,0
1200,0
1300,0
m n. m
Obr. 48: Změna rozpětí u jednotlivých zarovnaných povrchů (vyjádřená variačním
koeficientem v počítaným jako podíl výběrové směrodatné odchylky nadmořských výšek
konkrétního zarovnaného povrchu a střední hodnoty jeho nadmořských výšek) s nadmořskou
výškou v zájmovém území v okolí Prášilského jezera (r = -0,72)
1,4
v
1,1
0,8
0,5
0,2
900,0
1000,0
1100,0
1200,0
1300,0
m n. m
100
Hřbety
Hřbety se nachází mezi jednotlivými polohami hřbetových plošin. V zájmovém území v okolí
Prášilského jezera nacházíme tři typy hřbetů:
o Relativně strmé hřbety zvolna přecházející v hřbetové plošiny. Jejich nejčastější
rozšíření je ve výškové zóně mezi 1 150–1 200 m n. m. Zvláště na žulovém podkladě je
zde poměrně častý výskyt skalních forem, které mají charakter skalních hradeb, na něž
navazují plošně málo rozsáhlé (v delší ose do 10 m) plošiny. Tyto hřbety spojují úroveň
výše položených reliktů zarovnaných povrchů (7, 8, 9 a 10 – Obr. 46, Tab. 17)
představující zřejmě úroveň rozčleněného etchlplainu (viz Obr. 103) a níže položenou
úroveň, která může představovat vyzdvižené a přemodelované nejstarší údolní dno
(povrchy 3 a 4 a na ně výše navazující relativně pozvolné a široké hřbety) – nejstarší
pediment. Na samotných hřbetech, ale zejména na přilehlých svazích, jsou akumulace
kamenů, jež mají na západních svazích charakter zarostlých kamenných až blokových
moří. Celkově se jedná o periglaciální formy v dnešní době neaktivní. Vývoj hřbetových
partií a jejich přilehlých svahů působením geliflukce popisuje ROHDENBURG (1989).
Podle jeho koncepce by současně se zaoblováním hřbetu mělo docházet i ke zmírňování
svahu. Tato zákonitost však v zájmovém území zjištěna nebyla, naopak, u svahů se
západní orientací jsou části svahů přiléhající ke hřbetovým partiím těmi nejstrmějšími
částmi svahů (jak bylo zmíněno výše jsou tvořena zarostlými blokovými a kamennými
moři) (viz dále – problematika periglaciálních monogenetických forem kap. 6.4.1.3).
Je pravděpodobné, že snižování těchto hřbetů souviselo se zahlubováním údolí Jezerního
potoka.
o Relativně pozvolné a široké hřbety pozvolna přecházející do reliktů zarovnaných
povrchů s rozdílným rozpětím nadmořských výšek na žulách 1 020–1 150 m
a krystalických břidlicích 1 100–1 150 m. U těchto hřbetů je zřejmá vazba na
zarovnané povrchy 3 a 4 – Obr. 46, Tab. 17. Spolu s nimi mohou tvořit kryogenně
přemodelovaný relikt nejstaršího údolního dna (pedimentu) (viz Obr. 50), výrazně
přemodelovaného geliflukcí v kryomérech pleistocénu. Na rulovém podkladě byly
v profilech při povrchu zjištěny geliflukcí rozvlečené četné bloky, na žulovém podkladě
existence jedné skalní hradby (v podstatě předpokládán podobný vývoj jako u výše
popsaných hřbetů – je pravděpodobné, že snižování těchto hřbetů souviselo se
zahlubováním údolí Jezerního potoka).
o Hřbety přecházející z úrovně asi 1 000 m do nadmořské výšky ~900 m – jedná se
o poměrně strmě spadající hřbety s četnými skalními výchozy. Na západním hřbetu,
jež se vyvinul na krystalických břidlicích se na hřbetu nachází asymetrické skalní
výchozy podmíněné foliací horniny. I u hřbetu na východní straně údolí, který je tvořen
žulami, jsou skalní výchozy, i když ne tak výrazné a hřbet (resp. svah) je méně strmý
než u krystalických břidlic. Pokud předpokládáme, že pedimenty jsou rozrušené
tektonicky podmíněnými zdvihy a u východního svahu rozeznáváme relikty svahového
pedimentu (viz dále, Obr. 50), pak tyto poměrně úzké trojúhelníkové svahy jsou
pravděpodobně zbytky zlomového svahu.
Vývoj vrcholových plošin a hřbetů v chladných období pleistocénu
Relikty zarovnaných povrchů, byly v chladných obdobích pleistocénu přemodelovávány
kryoplanací. Schéma modelace reliktů zarovnaných povrchů ve hřbetových a vrcholových
partiích v Českém masívu uvádí ve své práci CZUDEK (2005b, s. 118–119). Vlivem geliflukce na
hřbetové partie se zabývá i ROHDENBURG (1989, s. 21). Oba autoři předpokládají snižování
hřbetů a vznik hřbetových resp. vrcholových plošin odnosem zvětralin (Rohdenburg působením
geliflukce).
101
Obr. 49: Profil zvětralinou na Jezerním hřbetu (relikt zarovnaného povrchu) – sklon v okolí 0°
(míra v cm)
Poznámka: v celém profilu byly pozorovány projevy kryoturbace. V části těsně pod povrchem
byla zjištěna akumulace svisle postavených kamenů v velikosti přibližně 40x40x40 cm (proces
mrazového napřimování a třídění – ROHDENBURG 1989) – na obrázku znázorněno v pravé části
(měřítko shodné s profilem). V nejspodnějším horizontu byly zjištěny svisle postavené kameny.
V souladu s prácemi CZUDKA (1964, 1993, 1995, 1997, 2001a, b – shrnuto zejména v práci
CZUDEK 2005b, s. 92–94), DEMKA (1967, 1968, 1969, 1980 a 1984), CZUDKA & DEMKA (1976)
a REGERA & PÉWÉHO (1976) je kryoplanací rozuměno snižování povrchu komplexem procesů
probíhajících v periglaciální zóně – většinou ve vazbě na spojitý či nespojitý permafrost
nehluboko pod povrchem. Význam permafrostu pro kryoplanaci spočívá zejména v tom, že zde
působí jako báze pro rovnoběžný ústup mrazového srubu či srázu a v podstatě zabraňuje
výraznějšímu odnosu shora. Podle CZUDKA (1995) je v horských oblastech prokázán vznik
a vývoj kryoplanačních teras i v souvislosti s hlubokým sezónním promrzáním, tedy bez nutné
existence permafrostu. Procesy, které se souborně na kryoplanaci jako komplexním procesu
významně podílí jsou: geliflukce, plošný splach, mrazové klouzání, mrazové třídění a sufóze.
Problematické je postavení kryoplanace vůči nivaci (THORN & HALL 2002).
V této práci je nivace chápána jako proces (resp. série procesů) působící ve vazbě na
dlouhodobě ležící sníh, resp. zvýšenou vlhkost, která je s existencí sněhových polí zpravidla
spojena (THORN & HALL 2002, CZUDEK 2005b, s. 171). Nivace je z tohoto pohledu azonální
proces, působící bez ohledu na přítomnost permafrostu, či výrazného promrzání půdy
resp. zvětraliny.
Náhorní kryoplanační plošiny a kryoplanací ovlivněné hřbety (Mapa 1), mají v zájmovém
území následující společné znaky:
o slabý pokryv zvětralin (do 1 m) se znaky kryoturbace v celém profilu (Obr. 49);
průměrná mocnost pokryvu zvětralin na plošinách byla zjištěna zarážecími sondami na
102
~0,6 m; Pro zjištění mocnosti pokryvu bylo ve hřbetových partiích kromě kopané sondy
(Obr. 49) provedeno 15 zarážecích sond.
o častý výskyt skalních útvarů výrazně přemodelovaných kryogenními procesy
(asymetrické hřbety – kuestoidy, skalní hradby, tory a skalní torsa),
o na plošiny navazující geliflukční pokryv svahů – zvláště výrazný na svazích s teplou
(západní) orientací, kde se nachází i četná kamenná moře – označováno jako geliflukční
svahy (Foto 13 a 14) (viz kap. 6.4.1.3).
Problematice kryoplanačních teras v pravém slova smyslu (geneticky jsou kryoplanačními
terasami vlastně i náhorní kryoplanační plošiny) je věnována část v rámci monogenetických
(periglaciálních) forem (kap. 6.4.1.3).
Sníženiny na svazích charakteru úpadů (dellenů)
V zájmovém území v okolí Prášilského jezera byly zjištěny dvě poměrně rozsáhlé konkávněkonkávní formy. Plošně zabírají velkou část svahu – začínají těsně pod hranou zarovnaných
povrchů, rozkládají se na celé ploše svahu a ve spodní části přechází ve dno údolí.
Větší forma (celková rozloha 109,03 ha) se nachází na protilehlém svahu než leží kar
Prášilského jezera, tedy na svahu se západní orientací. Z analýzy geomorfologických linií (Obr.
26) vyplývá, že se jedná o formu jež je založena na pasivní morfostruktuře, i když se v rámci
povodí Jezerního potoka jedná o směr téměř kolmý na zde dominantní směr (S–J).
Hlavní proces, který vedl ke vzniku formy byla zřejmě soliflukce a fluviální eroze.
V kryomérech pak geliflukce a nivace, která se mohla podílet na zestrmování svahu
s jihozápadní orientací ležícího nad popisovanou formou (Mapa 1).
Z recentních forem je popisovaný úpad v současné době přetvářen fluviální erozí (erozní
zářez), přičemž v pramenné oblasti toku, který zde protéká, se nachází rašeliniště.
Z morfogenetického hlediska představuje popisovaná sníženina zajímavou alternativu karu
ležící na svahu s teplou (západní) orientací, tedy na protějším svahu než leží kar Prášilského
jezera.
Druhý, i když výrazně menší (celková rozloha 20,56 ha), úpad se nachází ve spodní části
zájmového území, a to opět na svahu se západní orientací. Tato sníženina je protékána četnými
drobnými vodními toky a je místy prorašelinělá, i když rašelina zde nedosahuje příliš velkých
mocností (do 1 m) a nezabírá ani rozsáhlejší souvislé plochy.
Velké části svahů
Jako polygenetické byly označeny svahy nacházející se v oblasti údolí tvaru V (Tab. 1,
Obr. 2). Hlavním faktorem, který vedl k jejich vzniku byla fluviální činnost, ale přítomnost
pedimentů (i stupňů nacházejících se výše ve svahu, jež mohou představovat relikty starších
úrovní údolního dna (viz dále – Obr. 50) dokládá, že se jedná o velice komplikované a staré
erozně-denudační formy. Vzhledem k přítomnosti kamenů různé velikosti ve svahovinách je
zřejmé, že svahy byly přemodelovávány v kryomérech pleistocénu geliflukcí (viz níže).
U velkých částí svahů můžeme v zájmovém území vymezit dvě základní kategorie. Toto
rozdělení vyplývá z jejich odlišné orientace vedoucí k rozdílné intenzitě svahových procesů,
projevující se sklonovou asymetrií svahů (viz kap. 6.2.1):
o velké části svahů se západní orientací – mají většinou celkově mírnější plynulý sklon;
o velké části svahů s východní orientací – morfologie svahu s východní orientací je
komplikovanější (Obr. 50), než v předešlém případě. Uchování stupňů na svahu
nasvědčuje tomu, že v kryomérech byly tyto svahy výrazně promrzlé a tím zde byla,
oproti svahům se západní orientací, omezena intenzita svahových pochodů.
Jak je patrné z Obr. 50, na svahu s východní orientací je možné vymezit dvě mírnější části
svahu oddělené stupni. Níže položená forma je již popisovaný svahový pediment. Výše položená
jednotka má již výraznější sklon a omezení stupni je patrné pouze ve vyšších partiích údolí
(Mapa 1). Přesto se můžeme domnívat, že se jedná o druhou úroveň údolního dna. V zájmovém
území se tedy může jednat o dva svahové pedimenty (různého stáří) nad sebou (Obr. 50).
103
Pokud je tato dedukce pravdivá, hřbetové plošiny, které se zde nachází (č. 3 a 4 na Obr. 46)
mohou být zbytky nejstaršího údolního dna (pedimentu), který vznikl v první fázi zdvihu celé
kry vůči Kocháňovským pláním (Obr. 50). Na plošinách a přilehlých hřbetech v kryomérech
pleistocénu dále výrazně působila kryoplanace (na hřbetech pak geliflukce), která plošinám
vtiskla dnešní ráz (např. žulový tor na plošině č. 3, Obr. 46).
Obr. 50: Schematické znázornění různých částí svahu s východní orientací v oblasti údolí tvaru
V (pod linií znázorňující sklon svahu je morfologické pojmenování, nad ní jsou uvedeny
pravděpodobné převládající procesy vedoucí ke vzniku jednotlivých segmentů svahu)
fluviální činnost,
denudace (ústup svahu)
následně navazující kryoplanace
plošina
ve hřbetových
partiích
svah
navazující na
hřbetové partie
relikty nejvyššího údolního
dna (pedimentu?)
fluviální činnost
slabá geliflukce
vyšší
stupeň
vyšší údolní dno
vyšší pediment
fluviální činnost
slabá geliflukce
nižší
nižší údolní dno
stupeň
pediment
termoeroze
strmá fluviální činnost
spodní
dno údolí
část
svahu
Vývoj svahů v chladných obdobích pleistocénu
Podle CZUDKA (2005b, s. 56–57) je geliflukce definována jako soliflukce na dlouhodobě nebo
sezóně zmrzlém podkladu. Jako proces měla v chladných obdobích pleistocénu spolu s dalšími
doprovodnými procesy (mrazový kríp, plošný splach apod.) mimořádně velký význam, a to tím,
že modelovala rozsáhlé plochy svahů i vrcholových či hřbetových plošin (CZUDEK 2005b).
Různě velké kameny či bloky v téměř všech částech svahů v zájmovém území (kromě oblastí
ovlivněných zaledněním) svědčí o mimořádném rozsahu tohoto procesu v chladných obdobích
pleistocénu. Jeho působení však nebylo všude stejné, ale rozrůznění intenzity i kombinace
s dalšími výše zmiňovanými procesy bylo závislé zejména na orientaci svahů vůči světovým
stranám:
Svahy s teplou orientací – (západní svahy); působení geliflukce zde bylo mimořádně
významné. V horních částech svahů zde nacházíme strmé svahy s kamennými či blokovými
moři, a to jak na žulovém podkladě, tak krystalických břidlicích (Mapa 1). Tyto akumulace jsou
obzvlášť významné u níže položených zarovnaných povrchů s průměrnou nadmořskou výškou
~1 200 m. U vrcholové plošiny Poledníku nejsou tak výrazné (Mapa 1). Na těchto svazích měla
geliflukce význam i pro vznik úpadů.
Svahy s chladnou orientací – (východní svahy); působení geliflukce bylo zřejmě limitováno
dlouhodobým promrznutím svahů, jež geliflukci omezovalo.
Monogenetické formy jsou v této práci chápány jako formy vznikající činností omezeného
počtu geomorfologických procesů, jež ve své podstatě mají jednotný charakter, daný určitými
klimatomorfoklimatickými podmínkami, v kterých tyto formy vznikají. Například destrukční
glaciální formy – kary – vznikají kombinací kongelifrakce a exarace, detrakce a deterze, resp,
104
rotační glaciální eroze, jež je charakteristická pro karové ledovce. Vzhledem k danému
zájmovému území mají všechny tyto procesy utvářející danou formu původ
v geomorfologických podmínkách panujících v chladných obdobích pleistocénu.
Oproti polygenetickým formám se monogenetické formy liší zejména tím, že nevznikají
inercií geomorfologické aktivity za různá období, kdy různé geomorfologické procesy působí
i po
změně
morfoklimatických
podmínek
s podobným
efektem
(pedimentace – kryopedimentace; etching – kryoplanace apod.).
Monogenetické formy jsou zkoumány ve třech skupinách:
o glaciální formy,
o periglaciální formy,
o formy vzniklé činností povrchové a podpovrchové vody a formy vzniklé činností
svahových procesů.
Glaciální formy
Glaciální formy jsou zkoumány v rámci konstrukčního (Obr. 51) a destrukčního (Obr. 57)
segmentu. Konstrukční segment je tvořen akumulačními formami, u nichž je předpokládán vznik
procesy, jež byly alespoň z části spojeny s transportní či akumulační glaciální činností. Do
destrukčního segmentu jsou zařazeny formy, které vznikaly v souvislosti s erozní činností
ledovců (resp. činnosti karového nebo malého údolního ledovce nebo ledovcového skalního
(kamenného) ledovce.
Konstrukční segment
V zájmovém území v okolí Prášilského jezera relikty glaciální činnosti zasahují do nadmořské
výšky 977 m n. m (Mapa 1). Geomorfologicky jsou nejnižší ledovcové relikty omezeny poměrně
nevýrazným, nízkým (výška do dvou metrů) a nesouvislým stupněm, který je markantnější u
Jezerního potoka, který ho prořezává. Povrch plošiny navazující na stupeň je nerovný s poměrně
četnými, ale nepříliš rozsáhlými (max. velikost v delší ose do 4 m) sníženinami, zřejmě
vzniklými sufózí v netříděném a nezpevněném materiálu. Forma je prořezávána strží vytvářející
pravostranný přítok Jezerního potoka, což potvrzuje fakt, že je tvořena nezpevněným materiálem
a určuje jeho mocnost minimálně na 2 m. Vymezení formy (zejména výše na svahu se západní
orientací) je problematické, protože výše popisovaná plošina je zde překryta kameny a bloky
zřejmě geliflukčního původu. Vzhledem k uvedeným charakteristikám je pravděpodobné, že se
jedná o zbytky výplavové plošiny, která vznikla při nejstarším zalednění. Její morfologický
projev je však výrazně ovlivněn fluviální činností, jež doprovázela mladší zalednění (zejména
tavné fáze) a v jiné formě působila i po celý holocén.
Naopak, zbytky čelní morény, které nacházíme v nadmořské výšce 997 m jsou morfologicky
výraznější. Z morfologického hlediska se jedná o stupeň (na levé straně Jezerního potoka), který
se převážně skládá z žulových bloků různé velikosti (Mapa 1, Obr. 51).
Nad tímto stupněm začíná výrazné blokové pole, jež je tvořeno převážně bloky maximální
velikosti přes 6 m v delší ose (Obr. příl. F). Tyto bloky zřejmě pochází z oblasti dnešního karu
Prášilského jezera (svah nad blokovým polem je tvořen krystalickými břidlicemi) a je
pravděpodobné, že se jedná o kameny a bloky, které se na povrch ledovce dostávaly skalním
řícením a byly ponejvíce transportovány v podobě svrchní morény (Obr. 51, Mapa 1).
Na pravé straně Jezerního potoka se jako ekvivalent výše popisovaného stupně nachází široký
val se strmou proximální a mírnou distální stranou (Obr. 51, Mapa 1). Na tento val na jihu
navazuje zpočátku nevýrazný hřbet, postupně přecházející ve výrazný stupeň (Obr. 51, Mapa 1),
kde se nachází roztroušené rulové bloky. Vzhledem k morfologii formy a její prostorové
návaznosti na výše popisovaný stupeň a morénový val (Obr. 51) se zřejmě jedná o boční morénu.
105
Obr. 51: Glaciální konstrukční formy v zájmovém území v okolí Prášilského jezera
Počátek boční morény (na východní straně údolí) a ukončení sedimentů na západní straně
údolí), byly využity pro výpočet mocnosti ledovce a sklonu jeho povrchu (Obr. 52). Maximální
mocnost ledovce byla pro toto místo vypočtena na ~54 m a sklon povrchu ledovce na ~6°.
U výše popsaných konstrukčních glaciálních forem představujících relikty nejstaršího
zalednění v zájmovém území bylo ověření jejich geneze provedeno pomocí geologických metod
(metodika viz kap. 5.9.2). K odběru sedimentů bylo využito přirozeného profilu, který se nachází
na pravém břehu Jezerního potoka, a to v místě kde přes potok přechází cesta k Prášilskému
jezeru (Obr. příl. AA, poloha Obr. 51, číselné označení 1).
106
Obr. 52: Nákres vyjadřující postup výpočtu mocnosti ledu a sklonu povrchu ledovce v průběhu
staršího zalednění (průběh profilu Obr. 51)
ML = maximální mocnost ledu 53,8 m
Dd = dno údolí v 1 035 m n.m.
A = konec glaciálních sedimentů (relikty boční
morény na hraně karu Prášilského jezera)
starší etapy zalednění v 1 125 m n. m.
A
r =36,2 m
B = relikty morény starší etapy zalednění v 1 052 m n. m.
C = 1 052 m n. m.
84°
,
Dd (dno údolí)= 1 0 35 m n. m.
a/2
R
K
ML
6°
B
a = 689 m
C
dno údolí
Dd
,
Dd
Sediment je extrémně slabě vytříděný, zajílený střední štěrk až střední písek. Z hlediska typu
se jedná o unimodální sediment (převažující frakcí je střední štěrk – 18,4 %). Textura sedimentu
je štěrkovitá až jílovito-prachově písčitá.
Výsledky geologických analýz jsou prezentovány na Obr. příl. O. Jako převládající směr a-os
klastů byly zjištěny směry SV–JZ (hlavní směr) a S–J (směr vedlejší). Těmto směrům zřejmě
odpovídají i hlavní směry pohybu ledu, kdy hlavní směr je v souladu s polohou dnešního karu
Prášilského jezera a vedlejší směr je v souladu se směrem osy údolí a tedy i úklonem údolního
dna. Je tedy pravděpodobné, že již v době nejstaršího zalednění kar Prášilského jezera existoval
a byl významnou zdrojnicí ledu. Led v té době však zřejmě přicházel i z uzávěru údolí, kde se
dnes nachází Stará jímka. Je tedy pravděpodobné, že ledovec měl charakter spíše malého
údolního ledovce, ovšem s výraznou dotací ledu z karu Prášilského jezera. Opracování úlomků
a jejich tvar (RA = 30, C40 = 36) svědčí o poměrně dlouhém glaciálním transportu (nejdelším ze
všech zkoumaných glaciálních vzorků). O výrazné glaciální aktivitě svědčí i zjištění striace
u dvou kamenů (Obr. příl. O). U jiných sledovaných vzorků (v okolí Prášilského jezera i jezera
Laka) striace zjištěna nebyla.
Analýzou mikrostruktur povrchů křemenných zrn (Obr. 53) bylo zjištěno, že všechna
pozorovaná zrna jsou nepravidelná a mají střední až vysoký typ reliéfu. Nebyly zjištěny žádné
signifikantní znaky pro určitý typ transportu. U některých zrn byly zjištěny znaky, jež je možné
interpretovat jako znaky deluviálního transportu (edge abrasion, some types of soft steps,
conchoidal fractures) a některé znaky pravděpodobně glaciální (edge abrasion, some types of
soft grooves and ridges) (Obr. 53). Proto je pravděpodobné, že pokud sediment prošel glaciálním
nebo deluviálním typem transportu, bylo to pouze na krátkou vzdálenost. Znaky dokládající
chemické zvětrávání nejsou příliš výrazné – hlavní jsou přilepené drobné částice a některé
nevýrazné stopy srážení a rozpouštění. Celkově je sediment hodnocen jako glaciální nebo
deluviální sediment transportovaný na krátkou vzdálenost (analýza L. Lisá). U těchto sedimentů
je zřejmý rozpor mezi výsledky SEM a ostatních sedimentologických analýz. Nicméně, výsledky
SEM nevylučují glaciální původ sedimentů, i když výraznější délku transportu nepotvrzují.
107
Obr. 53: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z morény
nejstaršího zalednění v zájmovém území v okolí Prášilského jezera (analýza L. Lisá)
100,0
90,0
80,0
70,0
60,0
%
50,0
40,0
30,0
20,0
10,0
an
g
ro ular
un o
d e utl
d in e
ou
tl
m lo w in e
sm
e
d i re l
al
u m ie
la l co
rg nc h re f
i
e
co hoi ght lief
nc da re
h o l f r lie
id ac f
a
tu
st l fra re
ra c
tu
i
a r g h t re
c
i
s
m
u
t
la
rg bri ate eps
e ca s
br te te
ea d p s
k b
f ra a g e l o c k
ct b s
u r lo
ed c k
m
ec
pl s
ha
a
ni ed stri tes
ca g e a t
io
l
V- a b n s
ra
s
h
s
st
ra ap ion
ig e d
h
c
p
t
m urve gro its
ea d ov
i rr n
eg de gro es
u l ri n o v
ar g e
d
ri s
up epr dge
tu e s s
ch
rn s i o
ed n
em
ic so pla s
al
lu te
lim a V- tio s
ex ite dh sha n p
te d er pe its
eu nsi sili ing d p
he ve ca pa its
dr si pr rti
al lic ec cle
cr a p ipi s
ys re ta
ta ci tio
l o pi n
ve tat
rg ion
ro
w
th
s
0,0
Další geomorfologickou formou konstrukčního segmentu, která se na sever od Prášilského
jezera přímo nakládá na blokovou akumulaci svrchní morény nejstaršího zalednění (Obr. 51,
Mapa 1), je výrazná lalokovitá, složená forma tvořená poměrně strmým stupněm a plošinou
(morfologie viz profily na Obr. 29, 30 a 31; Foto 4). Stupeň začíná v uzávěru údolí v předpolí
Staré jímky a táhne se podél úpatí svahu s převažující východní orientací až pod Prášilské jezero
(délka 1 373 m). Plošina navazující na stupeň v těsném předpolí Prášilského jezera přechází ve
dva morénové valy a v jeden široký val v předpolí Staré jímky. Morfologie této složené formy je
zřejmá z Obr. 29, 30 a 31, elementární formy reliéfu viz Obr. 51 či Mapa 1. Na základě
celkového charakteru popisované složené formy, je možné stanovit následující závěry:
o stupeň představuje čelo lalokovité akumulace, která je vázána na strmý svah s východní
orientací (Foto 4). Proto proces, který tuto formu utvářel, zřejmě postupoval od tohoto
svahu směrem ke středu údolí. Význam svahu spočívá zejména ve:
1. zvýšené akumulaci sněhu transportovaném po svahu lavinami (na sníh bohatá
období),
2. přínosu materiálu (klastů různých velikostí) ze svahu svahovými procesy,
3. v zastínění území u úpatí svahu.
o Morénové valy (Foto 4, 5) jsou součástí popisované složené formy (morénové valy –
plošina – stupeň). Toto uspořádání svědčí o minimálně dvou, pravděpodobně
navazujících, fázích vývoje dané složené formy, kdy za určitých geomorfologických
podmínek činností určitého geomorfologického procesu (procesů) vznikl stupeň a
plošina a následně po změně podmínek a činností jiného procesu (procesů) vznikaly valy
v předpolí Prášilského jezera a Staré jímky.
o Odlišná morfologie valů u Prášilského jezera (Obr. 29) a Staré jímky (Obr. 31) svědčí
o rozdílné genezi těchto forem.
108
Lalokovitý tvar akumulace je v literatuře často spojován s existencí skalních (kamenných)
ledovců. V literatuře (BENN & EVANS 1998, s. 257–258) jsou v této souvislosti uváděny tři
hlavní způsoby vzniku takovýchto forem:
o periglaciální skalní (kamenný) ledovec (periglacial rock glacier) – vznikající akumulací
suti u úpatí strmých vysokých svahů v periglaciálních podmínkách, kdy prostory mezi
jednotlivými klasty jsou vyplněny sněhem a ledem (není zde vyvinutý ledovcový led).
Na základě tlaku hromadící se suti se osyp dává do pohybu a u úpatí svahu vzniká
zvlněná plošina ve spodní části omezená výrazným stupněm.
o Ledovcový skalní (kamenný) ledovec (glacial rock glacier) – vzniká ve fázi ústupu
ledovce v karech obklopených strmými svahy, a to následujícím vývojem (W HALLEY
& MARTIN 1992):
1. ustupující ledovcový splaz je pokryt sutí, která výrazně zpomaluje tání ledovce;
2. suť se dále dostává na povrch ledovce svahovými procesy, tím se zvětšuje její váha
a tlak působící na ledovcové jádro, které se tak dává do pohybu směrem od strmého
svahu;
3. pohybem dochází k postupnému ztenčování ledovcového jádra a tím ke zpomalení
pohybu; i když je deluvium transportováno od svahu, svahové procesy pokračují
a „doplňují“ suť u úpatí svahu;
4. poměr suti a ledu je kritický pro další pohyb, resp. existenci ledovce;
5. pohyb formy ustává a celý systém zaniká.
o Vznik varianty ledovcového skalního ledovce deformací morény s ledovcovým jádrem
v oblastech těsně po deglaciaci – sutí je pohřbena okrajová část ledovce, která se
působením jejího tlaku dává do pohybu podobně, jako u výše uvedeného případu
„běžného“ ledovcového skalního ledovce (BENN & EVANS 1998).
Pro ověření geneze sedimentů tvořících zkoumanou lalokovitou formu bylo využito
přirozeného odkryvu ve strži (Foto 6), kterou vytváří potok vytékající ze Staré jímky (viz
Obr. 32, kap. 6.2.2).
Pro potřebu geologických analýz zde byly odebrány dva vzorky. První vzorek byl odebrán na
konci strže (místo odběru Obr. 51, číselné označení 2) asi 5 m nad údolním dnem (Obr. příl. P).
Sediment byl extrémně slabě tříděný jílovitě-písčitý střední štěrk. Typ trimodální (s převahou
středního štěrku 29,5 %, jemného písku 9,3 % a jílu 20,9 %). Z hlediska textury se jednalo
o jílovito-prachový písčitý štěrk.
U sedimentu je zřejmý vysoký stupeň usměrnění a-os jednotlivých klastů (~23 % klastů
orientováno v jednom směru). Převládajícím směrem je SZ–JV, což opět odpovídá poloze karu
Prášilského jezera vůči místu odběru vzorku. Druhým výrazným směrem je směr V–Z, kdy je
pravděpodobné, že směr proudění ledu odpovídal úklonu údolního dna a led se pohyboval od
úpatí svahu s převažující východní orientací směrem ke středu údolí. U výsledků analýz zaoblení
a tvaru klastů vidíme, že oproti sedimentům nejstaršího zalednění jsou klasty podstatně méně
opracované (Obr. příl. P). Souhrnné srovnání těchto výsledků je provedeno prostřednictvím
RA/C40 diagramu (viz Obr. 102).
Na Obr. 54 je znázorněno zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z dané lokality.
Popisem křemenných zrn bylo zjištěno, že u sledovaného vzorku se nachází 100 % angulárních
zrn, jejichž reliéf je většinou střední až vysoký. Jsou zde velmi běžné mechanické prvky typické
pro glaciální transport, jako upturned plates nebo grooves (různé typy), striation a edge
abrasion. Chemické struktury nejsou příliš běžné a jsou prezentovány zejména přilepenými
částečkami. Celkově je sediment hodnocen jako glaciální – u třech vzorků nad sebou, jež byly
odebrány na konci strže, byly vyvinuty nejvýraznější glaciální prvky jak z okolí Prášilského
jezera, tak jezera Laka (analýza L. Lisá).
Další vzorek pro geologickou analýzu byl odebrán asi 30 m od konce strže (zhruba v jejích
2/3 od počátku, jež se nachází nedaleko ústí Staré jímky), přibližně 3 m nad údolním
dnem – poloha vzorku viz Obr. 51, číselné označení 3.
109
Obr. 54: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z konce strže
(poloha Obr. 51, číselné označení 2); tento graf je možné brát jako příklad prokázaného
glaciálního prostředí při vzniku sedimentů (analýza L. Lisá)
100,0
90,0
80,0
70,0
%
60,0
50,0
40,0
30,0
20,0
10,0
ro
an
gu
la
un r o
d e ut l
d in e
ou
lo t lin e
m
w
sm
e d re
al
i u li e
lc
m
f
la
rg o n c h i re l
gh i e
e
h
c o o id t r f
nc a l e l
h o f r ie f
id act
a
u
s t l f ra re
ra c
t
ig u
a ht r e
im rcu ste
la
rg b ri c a t e p s
e
br ate step
ea d
s
k bl
fra age ock
s
ct
u r b lo c
ed k
m
pl s
ec
at
ha
s
e
n i e d t r ia s
ca ge ti
o
l
V- abr n s
a
s
s t ha s i o
ra p e n
ig
d
c u h t g pi t
m rv e ro o s
e
ir r a n d g v e s
eg de ro
u l ri n o v e
ar
g
s
d e r id
u p p re g e
tu ss s
rn
ch
e d io n
em
s
ic s o p la
al
lu
t
e
t
lim a V-s ion s
e x it e d h e h a p p it
te d
ed s
ri
eu nsi silic ng p pi
he v e a p a r t s
t
d r s il
r
al ica eci icle
pi s
cr
p
t
ys r e a t
ta ci ion
l o p it
ve at
rg i o n
ro
w
th
s
0,0
Sediment byl velmi slabě vytříděný, bimodální (31,5 % středního štěrk a 9,2 % jílu),
prachovitě-jílovitý písčitý střední štěrk. Z hlediska textury se jednalo o prachovito-jílovitý
písčitý štěrk.
Výsledky analýzy směrů a-os klastů (Obr. příl. R) se od předchozího vzorku poměrně výrazně
liší. Hodnocení hlavního směru se zde stává již dosti problematickým, protože oproti 22,9 %, jež
byly zjištěny u předchozího vzorku zde maximální koncentrace klastů orientovaných v hlavním
směru dosahuje pouze 12,2 %. Rovněž další ukazatelé mají ve srovnání s dříve analyzovaným
vzorkem značný rozptyl měřených hodnot (kruhová směrodatná odchylka 2,1 – oproti 1,3;
kruhový rozptyl 32,77 – oproti 2,38). Usměrnění a-os charakteristické pro glaciální sedimenty
(a vyskytující se u obou dříve analyzovaných vzorků) zde tedy nebylo spolehlivě prokázáno.
Hodnoty RA a C40 jsou však předchozímu vzorku velmi podobné, i když celkové zhodnocení lze
provést až použitím RA/C40 diagramu (viz Obr. 102 ).
Na této lokalitě byl odebrán i vzorek pro SEM (Obr. 55). Z analýzy mikrostruktur povrchů
křemenných zrn vyplývá, že všechna zrna jsou angulární a mají většinou střední až vysoký typ
reliéfu. Běžné jsou struktury připisované deluviálnímu typu transportu (edge abrasion, upturned
plates nebo different steps). Produkty chemického zvětrávání – rozpouštění a vysrážení jsou
velmi časté a zasahují velkou část plochy zrn. Celkové hodnocení sedimentu je deluviální
sediment (analýza L. Lisá).
Z výše uvedeného vyplývá, že pro vznik tohoto sedimentu nebyly stěžejní glaciální procesy.
Naopak, při jeho vzniku hrály rozhodující roli procesy svahové.
110
Obr. 55: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z 2/3 strže
v předpolí Staré jímky (poloha Obr. 51, číselné označení 3) (analýza L. Lisá)
100,0
90,0
80,0
70,0
60,0
%
50,0
40,0
30,0
20,0
10,0
gu
ro
an
un
la
ro
d e u tl
d in e
o
l ut
sm
m o w li n e
ed re
al
i u l ie
la l co
m f
rg n
h
c
e
i re
co h oi g h t l ie f
nc da r e
h o l f r li e
i d ac f
a
t
s t l fr a u r e
ra c
i g tu
ar ht r e
c
la im b u a s te p
rg
t
e ri ca e s s
b r te t e
e a d ps
k b
fr a a g lo c
ct e b k s
u r lo
ed c
m
k
ec
pl s
a
ha
n i e d s tri te s
ca ge a t
io
l
V- a b r n s
s t sh a a si
ra p
on
ig e
c u ht d p
g
m rv e r o i ts
ir r e a n d g o v e
eg d r o s
ul er ov
a r in g e s
de r
u p pr id g e
t u e ss s
ch
r n io
em
ed n
s
ic
s
a l o lu pla t
e
V
t
io s
li
a e x m i t d h sh a n p
e d e p e i ts
t
e
r
eu ns s i n d
h e i v i li c g p p i
d r e s a p a r ts
a l i li
r ti
cr c a e c i c le s
y s p pi
ta r e c ta t
l o ip i o
ve i t a n
rg tio
ro n
w
th
s
0,0
Pro celkovou analýzu sedimentů tvořících popisovanou složenou formu byl proveden odběr
v pěti liniích, kdy v rámci jedné linie vždy byl odebrán vzorek: nahoře, ve střední části svahu
strže a u jejího dna. U všech vzorků pak byla provedena SEM analýza. Vznikla tak síť patnácti
bodů, kde u každého bodu bylo vyjádřeno celkové hodnocení geneze sedimentu (viz výše
uváděno v závěru hodnocení SEM analýzy pro každý vzorek) (Obr. 56). U většiny všech
glaciálních vzorků a vzorků jejichž vznik je přičítán působení ledovcového skalního
(kamenného) ledovce byla provedena i granulometrie (Obr. příl. Y).
Obr. 56: Výsledky souhrnné analýzy sedimentů strže v předpolí Staré jímky pomocí SEM;
podtržená jsou místa, kde byly prováděny i další sedimentologické analýzy (Obr. příl. P a R)
V
stupeň
konec strže
Z
začátek strže
glaciální
koluvium
výška 8-12 m
glaciální
koluviální nebo
glaciální
krátká vzdálenost
koluviální nebo
glaciální
glaciální
glaciální
koluviální nebo
glaciální
glaciální
glaciální
glaciální
koluvium
glaciální
glaciální
koluvium
délka 130-150 m
111
Z Obr. 56 je zřejmé, že pouze vzorky odebrané na konci strže (v podstatě ze samotného stupně)
mají v celé délce linie glaciální původ. Mikrostruktury těchto zrn (Obr. 54) mají velmi výrazné
znaky spojované s glaciálním prostředím. Naopak, směrem ke svahu s převažující východní
orientací (tedy k začátku strže) je geneze sedimentu výrazně nesourodá. Vedle sedimentů
glaciálního původu se zde nachází zrna transportovaná pouze svahovými procesy, či taková,
u kterých nebylo možné glaciální původ jednoznačně identifikovat (jsou uváděny jako glaciální
sedimenty transportované na krátkou vzdálenost či deluviální nebo glaciální sedimenty
transportované na krátkou vzdálenost, podle toho, jaké mikrostruktury u sledovaných vzorků
převládaly).
Vzhledem k tomu, že existence glaciálních sedimentů na konci strže a jejich odlišná geneze
v dalších částech strže byla doložena i odlišnou orientací a-os klastů (viz výše), je
pravděpodobné, že sedimenty tvořící konec strže byly uloženy v glaciálním prostředí,
pravděpodobně jako čelní moréna, kdežto sedimenty tvořící zbytek této formy vznikaly za
výrazného přispění svahových procesů, avšak v interakci s procesy glaciálními (přítomnost
glaciálním mikrostruktur u některých vzorků).
Z uvedených skutečností vyplývá:
o na vzniku sedimentů tvořících zkoumanou lalokovitou formu se podílel ledovec. Vznik
akumulace periglaciálním skalním (kamenným) ledovcem je tedy možné vyloučit;
o sedimenty nejvíce vzdálené od svahu s převažující východní orientací mají nejvýraznější
znaky spojované s glaciálním prostředím;
o velký podíl sedimentů tvořících popisovanou složenou formu protaženou podél strmého
svahu s převažující východní orientací vznikal působením svahových procesů.
Na základě srovnání prezentovaných skutečností s poznatky uváděnými v literatuře je
pravděpodobné, že sledovaná forma vznikla činností ledovcového skalního (kamenného)
ledovce, a to následujícím způsobem:
1.
vznik ledovce u úpatí svahu s převládající východní orientací. Mohlo se jednat
i o zbytky ustupujícího ledovce. Významným místem pro hromadění ledu byl zřejmě
kar Prášilského jezera, ale je pravděpodobné, že se led pohyboval i od svahu směrem do
údolí (v souladu s tvarem údolního dna);
2.
následovalo překrytí ledovce sutí ze svahu s převažující východní orientací. Na základě
zvyšujícího se tlaku se ledovec [resp. ledovcový skalní (kamenný) ledovec] dal do
pohybu směrem ke středu údolí, kde nahromadil sedimenty tvořící dnešní výše
popisovaný stupeň s prokázanou glaciální genezí;
3.
mocnost ledovcové čočky, byla již tak malá, že pohyb ustal a forma zůstala v podobě
lalokovité formy omezené stupněm, protažené podél strmého svahu s převládající
východní orientací.
Na základě rozšíření morénových valů v bezprostředním okolí Prášilského jezera (Obr. 51,
Mapa 1) a Staré jímky můžeme předpokládat, že glaciální činnost zde pokračovala, buď
bezprostředně po zániku ledovcového skalního (kamenného) ledovce nebo i po delší přestávce.
V okolí Prášilského jezera došlo k minimálně dvěma oscilacím, kdy první byla mohutnější
a asymetrická poloha vnějšího výrazného valu vůči karu Prášilského jezera nasvědčuje tomu, že
v této starší fázi zde materiál přicházel i z výše položeného karu. Naopak, těsná vazba vnitřního
morénového valu ke karu Prášilského jezera svědčí o tom, že v poslední fázi zalednění se jednalo
čistě o karový ledovec, vázaný pouze na kar dnešního Prášilského jezera (více viz kap. 6.5.1).
V předpolí Staré jímky se nachází jeden poměrně široký val s příkrou proximální a mírnou
distální stranou (Obr. 31, kap. 6.2.2). Stará jímka je protáhlá a poměrně úzká sníženina
(kap. 6.2.2 – Foto 7). Zejména vzhledem k malé šířce této sníženiny je nepravděpodobné, že
takto široký val mohl být akumulován ledovcem, který by se zde nacházel. Spíše je možné, že se
zde v poslední fázi zalednění zachovala ledovcová čočka (ledovcové jádro), které bylo
překrýváno materiálem přicházejícím z přilehlého svahu (zejména v podobě mur či skalního
řícení). Materiál přecházel ledovcovou čočku, která zřejmě měla strmě ukloněný povrch
a hromadil se před ní. Tuto genezi potvrzuje celková morfologie valu – mírná distální a příkrá
112
proximální strana (Obr. 31). Po roztátí ledovcové čočky u úpatí svahu vznikla protáhlá a úzká
sníženina omezená po celé délce valem, jež je tvořen nezpevněnými sedimenty, v které se dnes
nachází Stará jímka.
Ve Staré jímce byly odebrány vzorky pro geologické analýzy. Z jejich vyhodnocení
(Obr. příl. S) vyplývá, že úlomky nejsou výrazně orientované (i když jejich největší podíl má
směr kolmý na směr svahu – tedy V–Z) – kruhová variace 0,84, kruhová směrodatná odchylka
1,9 a kruhový rozptyl 15,64. Tyto charakteristiky jsou podobné hodnotám zjištěným u vzorku
odebraného ve 2/3 strže před Starou jímkou, u kterého je předpokládán vznik svahovými
procesy. Můžeme tedy říci, že uvedená data jsou ve shodě s výše uvedenou hypotézou.
Destrukční segment
Destrukční glaciální segment v zájmovém území v okolí Prášilského jezera tvoří dva hlavní
typy reliéfu:
o dna karů a případně trogu,
o strmé svahy modelované glaciální činností (stěny karů a případně trogu).
Dna karů a případně trogu jsou představovány varietami, jejichž klasifikace byla odvozena
z typu pokryvu, který se zde nachází. Jedná se o variety karu: tvořené svahovými sedimenty,
limnickými sedimenty, rašelinou a jezerem v karu Prášilského jezera. Samotné dno karu
vystupuje pouze částečně u výše položeného karu, kde přímo pod přibližně 0,6 m mocnou
vrstvou rašeliny (mocnost se místy zvětšuje až do 1 m) nacházíme skalní podloží.
Rozbor těchto sedimentů, které se mohly začít ukládat bezprostředně po deglaciaci zájmového
území měl značný význam pro určení doby a charakteru deglaciace oblasti.
Pro tento účel byla odebrána celá řada vpichovacích sond. Byla jimi ověřena především
mocnost sedimentů na dně údolí (malého trogu) (Obr. 57). To je pokryto asi 1 m mocnou vrstvou
fluviálních (písčitých) sedimentů s velkou příměsí organického materiálu (zbytky ostřic, dalších
rostlin a rašelina). Již na bázi byly zjištěny zbytky jehlic a větviček stromů (zejména smrků),
takže je velmi pravděpodobné, že se jedná o holocenní výplň, a že starší vrstvy se z důvodu
velké intenzity fluviálních procesů na dně údolí nedochovaly.
Hlubší vpichovací sonda byla odebrána za morénou nejstaršího zalednění (Obr. 57, číselné
označení 1.), kde nadržením vody na proximální straně valu vzniklo rašeliniště, které má
hloubku 1,4 m (Obr. příl. BB – poloha profilu Obr. 57, označení 1). Ve spodní části profilu byly
zjištěny zřejmě limnické sedimenty o mocnosti 34 cm. U sedimentů byla pylovou analýzou
zjištěna přítomnost pylů dokládající existenci vzrostlého lesa v době ukládání sedimentů, a proto
je jejich stáří považováno za holocénní.
Pro výzkum deglaciace měla stěžejní význam zarážecí sonda ve Staré jímce. Místo odběru
bylo určeno geomorfologickým mapováním, kdy bylo zjištěno, že se zde v minulosti nacházela
umělá nádrž hrazená sypanou hrází (Obr. 57). Pro získání neporušeného sedimentárního profilu
proto musela být sonda odebrána mimo tuto umělou nádrž, kde bylo pravděpodobné
antropogenní ovlivnění přirozené stratigrafie profilu.
Sonda tedy byla odebrána asi 30 m před touto hrází na levém břehu potoka. Báze bylo
dosaženo v hloubce 5,15 m (viz Obr. příl. CC – poloha profilu Obr. 57, označení 2).
Existence jezera a rozvoj společenstev byla zjišťována pomocí pylové analýzy (prováděla
E. Břízová) (Obr. 58–60).
Na Obr. 58 je znázorněna přítomnost spor šídlatky (Isoëtes) a vodních řas v odebraném
profilu. Jejich existence jasně dokládá jezerní fázi. Podle typu sedimentů (Obr. příl. CC),
přítomnosti spor vodních rostlin (Isoëtes) a chladnomilných vodních řas byla celková hloubka
jezera určena na ~3,5–3,6 m.
113
Obr. 57: Destrukční glaciální segment v okolí Prášilského jezera
Šídlatky patří mezi výtrusné rostliny – řád Isoëtales (šídlatkotvaré). Jsou to vytrvalé vodní
byliny, které mají dva typy výtrusů (spor): mega-(triletní) a mikrospory. Mikrospory jsou
určitelné při pylové analýze (BŘÍZOVÁ & MENTLÍK 2005). Šídlatky se v dnešní době na Šumavě
vyskytují pouze v Černém a Plešném jezeře. Nález nové, i když dnes zaniklé lokality výskytu
této rostliny má velký paleobotanický význam (BŘÍZOVÁ & MENTLÍK 2005).
Z vodních řas je ze stratigrafického hlediska obzvlášť významná přítomnost chladnomilné
řasy známé z boreálu: Pediastrum angulosum var. angulosum a o něco teplomilnější Pediastrum
boryanum var. brevicorne. Existence těchto zelených řas dokládá jednak jezerní fázi, ale
114
i existenci jezera v chladných podmínkách zřejmě pozdního glaciálu. Výskyt těchto
chladnomilných organismů končí v hloubce ~3,75 m. Na základě pylové analýzy můžeme tedy
předpokládat, že na konci boreálu (vzhledem k vysoké nadmořské výšce pravděpodobně ještě
později) bylo usazeno asi 1,4 m sedimentů.
Obr. 58: Výsledky pylové analýzy zarážecí sondy ve Staré jímce (profil Obr. příl. CC;
poloha Obr. 57, číselné označení 2) (pylová analýza E. Břízová)
Poznámka: prezentované diagramy dokládají existenci jezera na dané lokalitě
Na základě pylové analýzy můžeme říci, že po vzniku jezera byly v zájmovém území
rozšířeny porosty bříz (Betula), lísky (Corylus) a zejména borovice (Pinus). Významná je
i přítomnost dalších světlomilných druhů charakteristických pro pozdní glaciál (viz např. LOŽEK
1972), jako je jalovec (Juniperus) (Obr. 59) nebo chvojník (Ephedra). Průkazná je korelace mezi
výše uváděným výskytem chladnomilných řas (do hloubky ~3,75 m) a výraznému rozvoji
borovic (Pinus) (Obr. 59). Vzhledem k přítomnosti chladnomilných řas i charakteru společenstva
je tedy velmi pravděpodobné, že jezero vzniklo v pozdním glaciálu.
Poznámka: prezentované diagramy dokládají pozdně glaciální fázi vývoje pozemních
společenstev v zájmovém území (hloubka v cm)
115
Následné oteplení a zvlhčení klimatu je v profilu doložené rozvojem smrkového lesa, který je
dokladován na Obr. 60, a to postupně zvyšující se přítomností pylu smrku (Picea)
a osladičovitých (Polypodiaceae).
Poznámka: prezentované diagramy dokládají rozvoj smrkového lesa v zájmovém území (hloubka
v cm)
Z rozboru profilu sedimentů ve Staré jímce (Obr. příl. CC) a pylové analýzy (Obr. 58−60)
vyplývá:
o po deglaciaci vzniklo ve Staré jímce jezero s hloubkou ~3,5–3,6 m;
o jezero vzniklo v podmínkách keřové tundry (zřejmě v pozdním glaciálu);
o během této chladné klimatické fáze bylo usazeno ~1,4 m jezerních sedimentů;
o následovalo teplejší a vlhčí klima holocénu s rozvojem smrkového lesa.
Poměrně důležitá je otázka vzniku jezera. Na základě analýzy akumulačních glaciálních
forem (viz výše) je zřejmé, že jezero vzniklo v protáhlé sníženině při úpatí strmého svahu
s převažující východní orientací, jež vznikla po roztopení ledovcové čočky, která byla protažena
podél úpatí svahu (viz výše). Tato hypotéza však ještě uspokojivě nevysvětluje vznik jezera.
Protažená sníženina měla jistě nerovné dno a nepříliš dobré odtokové poměry, ale nelze zde
předpokládat vznik téměř 4 m hlubokého jezera. Spíše by bylo možné předpokládat postupné
zarůstání rašelinou, jak bylo pozorováno v posledním metru profilu (po zazemnění jezera – Obr.
příl. CC).
K zahrazení sníženiny u úpatí svahu došlo zřejmě v paraglaciální fázi vývoje
geomorfosystému, kdy v zájmovém území byla zvýšená aktivita svahových procesů (zejména
mur). Geomorfologickým mapováním byla na dně Staré jímky zjištěna akumulace půlměsíčitého
tvaru. Akumulace vyčnívá o 0,5–0,7 m nad dnešní povrch Staré jímky a je prořezávána vodním
tokem vytékajícím ze Staré jímky, jež zde má o 1,0–1,5 m zařízlé koryto. Na samotné akumulaci
je 0,3–0,4 m mocný pokryv rašeliny. V místě, kde akumulace končí, hloubka rašeliny okamžitě
roste na více než 1 m. Nad touto akumulací byla ve strmém svahu s převažující východní
orientací zjištěna protáhlá sníženina, ukončená cirkovitým uzávěrem s místy vystupujícími
skalními plotnami.
Na základě uvedených skutečností byla stanovena následující hypotéza: po deglaciaci
v paraglaciální fázi vznikla ve svahu nad Starou jímkou aktivní murová dráha. Murový
116
akumulační kužel ukládaný na dně Staré jímky zahradil sníženinu vytvořenou roztopením
ledovcové čočky. Ve sníženině tak vzniklo hrazené jezero.
Třetí vpichovací sonda byla odebrána v prorašelinělé sníženině v SZ cípu jezera (viz Obr. 57,
číselné označení 3). Sníženina leží nedaleko ústí „permanentní svahové erozní rýhy“ (Mapa 1).
Vodní tok, který rýhu protéká však v letních měsících k samotnému jezeru nedosahuje a ztrácí se
nad ním v zarostlé akumulaci žulových bloků (potok se vlévá přímo do jezera v době jarního tání
– např. duben 2006). Profil odebranou zarážecí sondou je znázorněn na Obr. příl. DD.
Profil přináší zajímavé informace o dynamice recentních geomorfologických procesů po
deglaciaci území. Ve spodní části profilu (mezi 1,68−2,00 m) je zřetelná limnická fáze vývoje,
kdy docházelo k periodickému střídání sedimentace ze suspenze (jíl s příměsí písku, tmavý
s organickou příměsí – písek se zřejmě do sedimentů dostával i v klidných fázích sedimentace
z výše zmiňovaného přítoku a vrstvami hrubého písku – zvětralá žula), které představují etapy
zvýšené intenzity geomorfologických procesů (zřejmě zvýšená fluviální aktivita v permanentní
svahové erozní rýze nebo i murová činnost – zkoumaná sníženina v podstatě leží mezi murovou
akumulací, morénovým valem a karovou stěnou). Po třech fázích zvýšené aktivity
geomorfologických procesů střídaných klidnějšími obdobími, následovala delší klidnější etapa
(mezi 1,30–1,68 m). Mezi 1,70–0,80 m se celý cyklus výrazně prodloužil a s menší hloubkou
byla limnická sedimentace vystřídána etapami klidu, kdy docházelo k růstu rašeliníku. Tyto fáze
klidnější sedimentace jsou vystřídány polohami poměrně hrubozrnného písku (zvětralá žula).
Zarůstání sníženiny rašelinou nepřerušované přínosem cizorodého materiálu začíná asi v 0,70 m
pod povrchem.
Kromě dna karů a údolí jsou v zájmovém území významnými destrukčními formami svahy
modelované glaciální činností.
Se sedimenty a geomorfologickými formami nejstaršího zalednění (Mapa 1) koresponduje
strmá část svahu v uzávěru údolí (s převládající Z, SZ a S orientací). Na západním svahu sklony
svahů nedosahují takových hodnot jako u svahů s východní orientací. Celá forma je však zřetelně
vymezena výraznou hranou, která omezuje strmé části svahu (20–25°) oproti hřbetové plošině
(sklon 0–5°) i celkově mírnějším částem svahu (sklon ~15°).
Samotný uzávěr údolí má čistě severní orientaci. Generelní sklony svahů se zde pohybují
v rozmezí 25–30°. Jejich celkově lineární průběh je těsně pod hranou omezující svah v horní
části narušen výraznou amfiteatrální konkávní formou (Obr. 57, Mapa 1). Tato forma je pod
hranou hřbetové plošiny omezena strmým svahem (25–30°) a níže přecházejícím v téměř rovnou
plošinu, představující dno sníženiny. Morfologicky podobná, i když podstatně menší, forma byla
popsána MENTLÍKEM (2005b, c) v rámci katény murového zářezu (Obr. příl. KK; kap. 6.6.1),
jako recentní periodická nivační sníženina (Foto 18).
I v případě výrazné konkávní formy v uzávěru údolí, je pravděpodobné, že se jedná o fosilní
nivační sníženinu vzniklou akumulací sněhu provázenou zvýšenou nivací. Popisovaná sníženina
morfologicky připomíná i odlučnou plochu sesuvu. V dolní části svahu však nebyly pozorovány
žádné stopy, jež by existenci jakékoli svahové deformace potvrzovaly. Poloha fosilní nivační
sníženiny má velký význam pro rekonstrukci anemoorografického systému, který působil při
vzniku sníženiny. Pravděpodobná je vazba vzniku sníženiny k vývoji ledovce v uzávěru údolí
(v období zvýšené akumulace sněhu).
Celý svah s převažující východní orientací je poznamenán mladší fází zalednění. Z tohoto
pohledu zde můžeme vymezit dvě výrazné jednotky: lineární svah nad Starou jímkou a konkávní
formy představující systém schodovitého karu Prášilského jezera (Obr. 57). Rozdílná morfologie
resp. morfometrie svahů dokládá působení odlišných procesů ovlivňujících jejich modelaci.
Přímý průběh svahu nad Starou jímkou svědčí o tom, že svah nebyl modelován činností
karového ledovce jako je tomu v okolí Prášilského jezera. Sedimenty uložené podél svahu
odpovídají spíše kombinaci činnosti ledovcového skalního (kamenného) ledovce se zvýšenou
aktivitou svahových procesů.
Naopak, v bezprostředním okolí Prášilského jezera probíhala intenzivní činnost karového
ledovce. Vznikl zde schodovitý kar, tvořený dvěma kary nad sebou. Výše položený kar je menší
117
a jeho morfometrické charakteristiky odpovídají karům, jež byly modelovány karovými ledovci
(T < 1) (viz Tab. 18, Obr. 61). Velký význam má zejména menší hloubka karu (H = 119 m)
a podstatně menší cirkularita, kdy níže položený kar má téměř kruhový tvar. Oba kary mají také
různou orientaci. Výše položený kar je orientovaný spíše k JV, kdežto níže položený kar má
chladnější, východní, orientaci (Tab. 18, Obr. 61).
Společným znakem obou karů jsou poměrně rozsáhlé deflační plošiny, jež se nachází nad
nimi, které mají výraznou orientaci vůči západním větrům (leží na hřbetu téměř S–J směru).
Tab. 18: Morfometrické charakteristiky systému karů Prášilského jezera (poloha karů viz
Obr. 61)
Morfometrická
Kar 1 (kar ve kterém se dnes
Kar 2 (výše položený kar)
charakteristika karu
nachází Prášilské jezero)
Rozloha; A [ha]
11,6
18,7
Délka; L [m]
411,1
364,2
Šířka; W [m]
386,3
502,9
Hloubka; H [m]
141
119
Orientace mediánové osy;
88
115
O [°]
L/H
2,92
3,06
T = L/W
1,06
0,72
Objem karu; L.W.H [km3]
0,022
0,021
Po souhrnné analýze destrukčních a jim odpovídajících konstrukčních forem, tedy karů
a morénových valů poslední fáze zalednění, je zřejmé, že vnější morénový val, který je z valů
v okolí Prášilského jezera nejmohutnější, vznikal činností systému schodovitého karového
ledovce. Led přecházel z výše položeného karu, kde se hromadil u úpatí karové stěny do níže
položeného karu transportní zónou (Obr. 57, Mapa 1). Tuto skutečnost dokládá, kromě polohy
morénového valu, i modelace dna výše položeného karu a transportní zóny – analýzou spádnic
nad DMR bylo zjištěno, že ledové masy přecházely z výše do níže položeného karu (Obr. 57).
Morénový val, který je položený nejblíže k jezeru (Obr. 57, Mapa 1) nemá již asymetrickou
polohu popisovanou u výše položeného karu, ale odpovídá kruhovitému tvaru karu. Je tedy
pravděpodobné, že v poslední fázi zalednění byl ledovec vázán pouze na níže položený kar,
v kterém se dnes nachází Prášilské jezero.
Důležitá je pravděpodobná délka doby, za kterou kary vznikaly. V literatuře uváděné rychlosti
ústupu karové stěny se různí v souvislosti s odolností horniny, ve které jsou kary tvořeny.
V odolných horninách západního Norska, které mohou být z hlediska geomorfologické hodnoty
asi nejbližší krystalickým břidlicím a granitům v zájmovém území, je uváděna rychlost ústupu
karové stěny 500–600 mm za 1 000 let, přičemž minimální doba pro vznik karu je uváděna na
125 000 let (BENN & EVANS 1998). V případě, že použijeme tyto hodnoty rychlosti ústupu
karové stěny k výpočtu délky vzniku karu Prášilského jezera (vzdálenost od prahu karu k patě
karové stěny je 190 m), zjistíme, že kar se do té podoby, v jaké se nachází dnes, vyvíjel přes
300 000 let. I přes to, že přejímání podobných údajů rychlosti procesů z jiných oblastí je dosti
problematické, je velmi pravděpodobné, že kar Prášilského jezera (Foto 3) je poměrně stará
forma, která nemohla vzniknout pouze ve würmu, ale karový ledovec zde musel existovat
minimálně i v rissu. VOTÝPKA (1979) a CZUDEK (2005b) vysvětlují tento nepoměr výrazným
přemodelováním karů (resp. amfiteatrálních sníženin většinou v uzávěrech údolí) výrazným
přemodelováním karů kryogenními procesy před samotným zaledněním.
118
Obr. 61: Morfometrické charakteristiky systému karů Prášilského jezera (Foto 3)
Periglaciální formy
Periglaciální morfogeneze je pro zájmové území velmi důležitá, protože se výrazně projevila
zejména přemodelováním většiny polygenetických forem (viz výše).
Jako monogenetické periglaciální formy byly označovány pouze takové formy, u kterých
nebyla zjištěna morfologická vazba na starší tvary georeliéfu. Takové formy nejsou v zájmovém
území příliš časté.
V zájmovém území byly zjištěny dva typy monogenetických periglaciálních forem:
o kryoplanační terasy,
o geliflukční svahy.
Kryoplanační terasy – jako kryoplanační terasy jsou v této práci označované: mírně
ukloněné, až téměř horizontální erozní tvary na svazích, vzniklé především ustupování příkřejší
zadní části svahů (mrazového srubu nebo srázu) v periglaciálním prostředí (DEMEK 1968, 1969;
CZUDEK 2005b). Kryoplanační terasy jsou příznačnými tvary kryoplanace na svazích a jsou tak
genetickými ekvivalenty náhorních kryoplanačních plošin vznikajících ve vrcholových
a hřbetových partiích v zájmovém území (polygenetické formy vázané na relikty starých
zarovnaných povrchů) a kryopedimentů vyvíjejících se u úpatí svahů (CZUDEK 2005b).
Pro identifikaci kryoplanační terasy byla používána následující kritéria:
o existence plošiny (sklon 0–7°, až 12°) s pokryvem zvětraliny do 1 m s hranáči v profilu
poznamenaném kryoturbací (DEMEK 1969),
o existence mrazového srubu nebo srázu nad plošinou (DEMEK 1969),
o geliflukční sedimenty s kameny (výjimečně s bloky) navazující na plošinu a pokračující
níže ve svahu (DEMEK 1969).
119
Oproti velmi rozsáhlým náhorním kryoplanačním plošinám jsou v zájmovém území
kryoplanační terasy pouze ojedinělými formami reliéfu. Jedna výrazná kryoplanační terasa byla
zjištěna pod Poledníkem asi v nadmořské výšce 1 290 m n. m (rozloha plošiny 1,1 ha – výška
mrazového srázu 2–3 m). Kryoplanační terasa se nachází na svahu se západní orientací – Mapa
1. Další dvě kryoplanační terasy umístěné stupňovitě nad sebou, byly zjištěny na západním
svahu Skalky. Jejich rozloha je poměrně malá (~0,05 ha).
Jako geliflukční svahy byly nazvány svahy s vysokým výskytem kamenů a bloků, které zde
místy tvoří zarostlá i nezarostlá kamenná moře.
U kamenného moře pod Skalkou, byl v jeho horní části (Mapa 1) odebrán vzorek pro analýzu
orientace a-os, tvaru a zaoblenosti klastů (Obr. příl. T). Z analýz vyplývá velký rozptyl směrů
nejdelších os klastů (13,7 % klastů orientovaných v maximálně zastoupeném směru, kruhová
směrodatná odchylka 1,4 a kruhový rozptyl 2,44). Dominantní je orientace nejdelších os kolmo
na spádnici svahu. Vysoké jsou hodnoty C40 a RA (C40 = 82,4 a RA = 92) svědčící o vzniku
klastů kongelifrakcí, velmi krátkém transportu klastů a nepříliš výrazném vlivu chemického
zvětrávání.
Obr. 62: Schéma hypotézy popisující vznik geliflukčních svahů
Z
tání sněh u a ledu vliv em
teplé orie ntace svahu rychlejší odtok vody odnos jemnějších částic akumulace vě tších
úlomků v horních č ás tech
svahů
povrch přemodelovaný
geliflukčními a kryoplanačními
procesy
původní povrch
skalní útvary
geliflukční přeplavené
sedimenty
Geliflukční svahy jsou kromě pokryvu nápadné i svým sklonem. Často představují nejstrmější
část svahu. Tato skutečnost je zvýrazněna tím, že se většinou nachází na svazích se západní
orientací, které mají nižší partie zmírněné akumulacemi deluvia.
Vznik geliflukčních svahů je možné vysvětlit následující hypotézou (Obr. 62):
o uvolňování materiálu z rovných hřbetových a vrcholových plošin zejména kongelifrakcí;
(v okrajových částech se sklonem větším než 2° byly úlomky transportovány geliflukcí,
ve středních částech pak nivací či mrazovým klouzáním nebo slézáním); materiál byl
tvořen úlomky různých velikostí od velkých kamenů (bloků) až po jílové částečky;
vzhledem k působení kryoplanace a existence permafrostu obsahoval velké množství
sněhu a ledu; v některých případech se mohlo jednat i o tzv. periglaciální skalní ledovce.
o když se tento materiál dostával na svahy s teplou (J, JZ a Z) orientací, pohyboval se dále
geliflukcí působením gravitace, ale led a sníh postupně roztávaly a z masy byly vodou
vyplavovány jemné částečky, přičemž větší zůstávaly ve vyšších partiích svahů, kde se
hromadily a postupně vytvářely kamenná moře.
Tato hypotéza vysvětluje:
o přítomnost kamenných moří na svazích s teplou orientací v návaznosti na hrany
vrcholových či hřbetových plošin s výraznými periglaciálními tvary,
120
o větší sklon horních částí svahů s teplou orientací; větší sklony jsou podmíněny výraznými
akumulacemi kamenů a bloků;
Existenci procesu destruujícího skalní podloží – tedy kongelifrakci, dokládají poměrně velké
kameny (občas více než 1 m v nejdelší ose) v sedimentech. Je pravděpodobné, že u mrazových
srubů a srázů s teplou orientací byla kongelifrakce (vzhledem k větším výkyvům teplot)
podstatně účinnější než u těch, jež měly orientaci chladnou. To je zřejmě důvodem, proč se na
svazích s chladnou orientací kamenná moře vyskytují podstatně méně a kryoplanační formy mají
menší rozměry (např. ve vrcholových partií Rozvodí viz MENTLÍK 2001a,c).
Z popsaného schématu vzniku geliflukčních svahů je zřejmé, že na jejich vzniku se podílelo
více procesů. Název geliflukční svahy byl zvolen proto, že geliflukce pravděpodobně byla
rozhodujícím procesem, jež se podílel na celkovém utváření těchto svahů.
Hypotézu je nutné ověřit na více lokalitách specifickým výzkumem.
Formy vzniklé činností povrchové a podpovrchové vody a formy vzniklé činností svahových procesů
U monogenetických forem vzniklých činností povrchové a podpovrchové vody a forem
vzniklých činností svahových procesů se v zájmovém území většinou jedná o formy recentní,
a proto je jim věnována pozornost v kapitole řešící problematiku morfodynamiky (kap. 6.6.1).
Z hlediska hierarchického uspořádání georeliéfu, se převážně jedná o formy nižší úrovně
vznikající na formách řádově vyšších – polygenetických nebo glaciálních pouze výjimečně
periglaciálních (v tomto případě se jedná o biogenní akumulační formy – rašeliniště – vyplňující
sníženiny v rámci rozsáhlejších kryoplanačních vrcholových plošin).
Jako recentní procesy jsou v souladu s pracemi MENTLÍKA (2005b,c) chápány procesy
působící v podobných morfoklimatických podmínkách jako panují dnes. Jedná se procesy
působící v dnešní době (fluviální činnost, opadávání skalních úlomků, odsedání skalních bloků a
murová činnost). Jejich podobnou intenzitu závislou na výkyvech klimatu, jež jsou způsobeny
jeho přirozenou variabilitou, můžeme předpokládat po celé poslední milénium (MENTLÍK 2004b,
2005b).
Výrazně zvýšenou intenzitu procesů utvářejících georeliéf zájmového území po celý holocén
až do současnosti, můžeme v zájmovém území předpokládat zejména v paraglaciální periodě,
kdy jejich zvýšená aktivita vedla ke vzniku forem, které se dnes vyvíjí s podstatně menší
intenzitou. Jako paraglaciální perioda je chápáno: „období přechodu krajiny z glaciálních do
neglaciálních podmínek. Zejména fluviální, svahové a eolické systémy přechází do neglaciálního
stavu“ (BENN & EVANS 1998, s. 261). Paraglaciální období je zpravidla provázeno zvýšenou
aktivitou subaerických geomorfologických procesů, jako jsou skalní řícení, mury a fluviální
činnost, jež je způsobena existencí zcela nových geomorfologických podmínek vyvolávajících
výraznou nerovnováhu geomorfosystému a jeho následným přizpůsobováním se novým
geomorfologickým podmínkám. Doba, za kterou geomorfosystémy dosáhnou opět rovnovážného
stavu, je různá – od několika set let u svahových systémů až po velké fluviální systémy, jejichž
relaxace není dosažena ani po 10 000 letech (BALLANTYNE 2002). V paraglaciálním období
můžeme předpokládat i počátek degradace permafrostu, jež byl v posledním glaciálu rozšířen na
území Českého masívu (CZUDEK 1997, 2005a,b).
V paraglaciální periodě vznikaly geomorfologické formy, které mají následující společné
znaky:
o nakládaly se na rozsáhlejší glaciální formy; tím je určeno jejich maximální stáří
ukončením glaciální morfogeneze zájmového území;
o oproti formám, jež vznikají recentními procesy mají podstatně větší velikost (menší
akumulační recentní formy navazují na rozsáhlejší formy paraglaciální).
V zájmovém území byly zjištěny následující paraglaciální formy:
o formy vzniklé murovou činností – destrukční (murové zářezy) a akumulační (murové
akumulace);
o formy vzniklé opadáváním skalních úlomků – osypy.
Formy vzniklé murovou činností v paraglaciální fázi se nachází v severní části karové stěny
121
výše položeného karu. Jedná se o dva murové zářezy (Obr. 63), přičemž rozsáhlejší je jižně
položený zářez, který je v současné době neaktivní. Právě u tohoto zářezu lze (vzhledem k vazbě
na okolní rozsáhlé osypy) předpokládat hlavní vznik v paraglaciální fázi.
U ústí zářezu nacházíme murový akumulační kužel tvořený nezpevněnými deluviálními
(murovými) sedimenty. Profil zarážecí sondou na tomto murovém kuželu je znázorněn na
(Obr. příl. EE). Z obrázku je zřejmé, že na murovém kuželu je vyvinut pouze slabý A horizont
(mocnost 8 cm), pod kterým je výrazný eluviální (podzolový) písčitý horizont o mocnosti ~8 cm.
Pod tímto horizontem se nachází zarezivělý horizont iluviální, písčitý až štěrkovitý (s obsahem
štěrkovitého materiálu 60–70 %).
Obr. 63: Geomorfologické formy vzniklé murovou činností v karové stěně výše položeného
karu Prášilského jezera
Murový sediment byl extrémně slabě tříděný, trimodální (střední štěrk 19 %, hrubý písek
12,7 % a jíl 31,5 %), jílovitě-písčitý střední štěrk. Z hlediska textury se jednalo o prachovojílovitý, písčitý štěrk. Granulometrie murových a nivačních sedimentů ze zájmového území
v okolí Prášilského jezera je shrnuta na Obr. příl. Z.
122
U sedimentů tvořících tuto formu, byly provedeny analýzy směrů a-os, tvaru a zaoblenosti
klastů (Obr. příl. U). Z analýzy vyplývá, že klasty nejsou výrazněji orientovány (zejména ve
srovnání s glaciálními sedimenty) – v dominantním směru bylo orientováno 13,7 % klastů,
kruhová směrová odchylka byla 1,4 a zjištěný kruhový rozptyl byl 2,44. Poměrně výrazná je
souhlasná orientace a-os klastů se směrem svahu (kolmo na spádnici). Velmi vysoké hodnoty
dosahují i hodnoty C40 a RA, což svědčí o malém opracování úlomků, a tedy pouze krátké dráze
transportu i malém vlivu chemického zvětrávání při jejich vzniku.
Analýzou mikrostruktur povrchu křemenných zrn bylo zjištěno, že u sedimentu jsou
dominantní angulární zrna s převažujícím středním typem reliéfu (Obr. 64). Mechanické
mikrostruktury nejsou výrazně signifikantní pro žádný typ transportu. Vyskytují se zde prvky,
které mohou být interpretovány jako výsledek deluviálního transportu (upturned plates, edge
abrasion, imbricate blocks nebo different types of steps), ale nejsou příliš běžné. Míra
chemického zvětrání odpovídá nepříliš zvětralému sedimentu, převažujícími strukturami jsou
rozpouštění a vysrážení (solution a precipitation). Celkové hodnocení sedimentu: eluvium nebo
deluvium transportované na krátkou vzdálenost (analýza L. Lisá).
I z těchto výsledků vyplývá, že materiál nebyl transportován na příliš dlouhou vzdálenost.
Zjištěný malý význam chemického zvětrávání nasvědčuje vzniku zvětraliny v periglaciálních
podmínkách, kdy chemické zvětrávání probíhalo v omezené míře. Zjištěné skutečnosti jsou
v podstatě ve shodě s ostatními geologickými analýzami.
Obr. 64: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z akumulace
murového kužele vzniklého v paraglaciální fázi (poloha Obr. 63) (analýza L. Lisá)
100,0
90,0
80,0
70,0
60,0
%
50,0
40,0
30,0
20,0
10,0
an
g
r o u la r
un o
d e u tl
d in e
ou
lo tli n
sm
m w e
e d re
al
i u l ie
la l co
m f
rg n
ch h i g r e l
e
co o i
h ie
nc da t re f
h o l f r li e
i d ac f
a
t
s t l fr a u r e
ra c
i
t
a r g h t ur e
c
la im b u a s tep
rg
t
e ri ca e s s
b r te te
e a d ps
k b
fr a a g lo c
ct e b k s
u r lo
ed c
m
k
ec
pl s
ha
at
s
e
n i e d tri s
ca g e a t
io
l
V- a b n s
s t sh a r a s
ra p i o
n
ig e
c u ht d p
g i
m rv e r o o ts
ir r e a n d g v e
eg d ro s
u l er i o v
ar n g e
s
d
r
u p e p r id g
e
e
tu s
ch
r n s io s
ed n
em
s
ic
a l s o lu p la t
e
V
li
a - ti o s
e x m i te d h sh a n p
e
p
i ts
t
d
eu en
s ri n e
he si v i li c g p d pi
d r e s a p a r ts
a l i li
r ti
cr c a e c i c le s
y s p pi
ta r e ta t
l o c ip i o
ve i t a n
rg tio
ro n
w
th
s
0,0
Z Obr. 63 je zřejmé, že severněji položený murový zářez, u kterého nacházíme recentní vývoj
(viz kap. 6.6.1.1) má akumulační formy odpovídající rozsahem podobným formám jižněji
položeného zářezu (viz výše). I zde tedy můžeme předpokládat nejvýznamnější vývoj
v paraglaciální fázi, které zřejmě odpovídají sedimenty širokého akumulačního kužele, na ně se
pak nakládají mladší (recentní) formy (Obr. 63).
Doba vzniku rozsáhlých osypů byla odvozena z jejich polohy zejména vůči murovým starým
akumulacím. Z Obr. 63 je patrná kontinuální návaznost starých murových akumulací
a osypů – nikde nepozorujeme překrývání murových akumulací osypy nebo naopak. Je tedy
pravděpodobné, že tyto formy vznikaly současně, v paraglaciální fázi vývoje geomorfosystémů.
Osypy jsou rozšířeny pod výraznějšími skalními výchozy ve většině částí karové stěny i ve
123
svahu nad Starou jímkou. V některých místech (hrana oddělující oba kary) osyp dosahuje až
¾ výšky karové stěny (Mapa 1).
6.4.2 Morfogeneze okolí jezera Laka
Úvodní analýza morfogeneze v zájmovém území v okolí jezera Laka byla stejně jako v okolí
Prášilského jezera (viz kap. 6.4.1.1) provedena na základě rozboru hlavních geomorfologických
faktorů, doplněných o specifikaci charakteru geomorfologického procesu, tedy
geomorfologických skupin (Obr. 65).
Obr. 65: Elementární formy v zájmovém území v okolí jezera Laka na taxonomické úrovni
skupin (spolu s jejich specifikacemi)
Morfostruktura
Z hlediska vztahu geologických podmínek a georeliéfu v okolí jezera Laka výrazně převažují
prvky pasivní morfostruktury. Konkrétně se jedná o formy:
o formy ve shodě s průběhem neaktivních zlomů (i předpokládaných) a geomorfologických
linií 3. řádu (Obr. 26),
o formy ve shodě s průběhem neaktivních zlomů (mimo směry geomorfologických linií
3. řádu),
o formy kontrolované foliací a na ní vzniklých puklinách u krystalických břidlic.
Projev strukturních vlastnosti granodioritů a granitů (puklinatost) se přímo v georeliéfu
124
zájmového území neprojevuje. Je to zřejmě způsobeno malým plošným rozšířením těchto hornin.
Přesto je pravděpodobné, že poloha granodioritů měla význam pro zvýšení glaciální eroze
a svahových procesů v západní části karu. Rovněž je pravděpodobné, že větší litologická
různorodost ve vrcholových partiích Ždánidel a u hřbetu Dřevěné Hole vedla k většímu
rozčlenění georeliéfu těchto lokalit projevující se zejména zvýšenou koncentrací skalních tvarů.
Formy ve shodě s průběhem neaktivních zlomů a geomorfologických linií 3. řádu
V zájmovém území v okolí jezera Laka se nachází dvě geomorfologické linie 3. řádu
(Obr. 26). Jedna z linií má směr SSV–JJZ a má ve spodní části zájmového území stejný průběh
jako zlom, který však podle PELCE & ŠEBESTY (1994) před jezerem Laka mění směr na SZ–JV.
Vazbu na uvedenou geomorfologickou linii (resp. předpokládaný zlom) můžeme předpokládat u
strmého svahu s převažující východní orientací, jež se nachází ve spodní části zájmového území,
spolu s dalšími formami souvisejícími s uvedeným svahem. Jedná se o údolní dno, říční terasu a
svah omezující údolní dno, který vznikl ve skalním podkladu. Ve vyšších částech zájmového
území tato linie kontroluje JV část karu jezera Laka (boční karovou stěnu) i s fluviální
sníženinou, která je dominantní formou v této části karové stěny (viz kap. 6.4.2.3; Obr. 77
a Mapa 2).
Zvýšený oběh vody (výrazný pramen až v nadmořské výšce 1 200 m), pravidelný tvar karu
i omezení sedlové plošiny vůči hřbetu spadajícímu z vrcholové plošiny Plesné jsou skutečnosti
dokládající možnost, že zlom, který podle geologů (PELC & ŠEBESTA 1994) mění v předpolí
jezera Laka směr, se zde ve skutečnosti větví. Jedna část zlomové linie pak zřejmě pokračuje ve
směru geomorfologické linie 3. řádu a druhá ve směru dnes geology identifikovaného zlomu, na
jehož základě vznikl na SZ svahu Ždánidel výrazný úpad (dellen) (viz dále).
Druhá geomorfologická linie 3. řádu procházející zájmovým územím v okolí jezera Laka má
směr SZ–JV, tedy přibližně shodný s převažujícím směrem puklin na krystalických břidlicích
v zájmovém území (Obr. 9). Na průběh této linie je vázán hřbet spadající k JV z vrcholové
plošiny Plesné ohraničující shora kar jezera Laka.
Z uvedeného je zřejmá výrazná morfostrukturní predispozice karu, kdy na jihovýchodě je tato
forma omezena výraznou geomorfologickou linií (3. řádu), jež pravděpodobně kopíruje
neaktivní zlom. Dále pak na jihozápadě, kde geomorfologická linie 3. řádu probíhá ve shodě se
směrem foliace krystalických břidlic, na jejímž základě vznikají odlehčením pukliny (viz níže).
Formy ve shodě s průběhem neaktivních zlomů (mimo směry geomorfologických linií 3. řádu)
Formou, jež vznikla ve shodě s průběhem geologického neaktivního zlomu (ale její směr není
shodný s průběhem geomorfologické linie 3. řádu) je rozsáhlý úpad (dellen) rozprostírající se
jako konkávně-konkávní sníženina na SZ svazích Ždánidel (1 308 m n. m.) – popis úpadu viz
dále.
Formy kontrolované foliací a na ní vzniklých puklinách u krystalických břidlic
Foliace krystalických břidlic je geomorfologický významný faktor ovlivňující vznik puklin
odlehčením (MENTLÍK 2005b). Na těchto puklinách potom vznikají četné skalní výchozy
charakteru ploten (viz Obr. příl. D a E).
Vliv foliace se přímo podílí na morfologii západní části karu jezera Laka, kde plotny ve strmé
skalnaté stěně vystupují přímo na povrch a jsou důležitým faktorem pro vznik svahových
deformací, jež se zde vyskytují (viz kap. 6.6.2.2). Průměrný sklon skalních ploten (s vyloučením
převážně kolmých žulových výchozů) byl změřen u 17 rulových skalních výchozů a odpovídá
~49°. Převažující směr skalních stěn (ploten) je 141–321° (Obr. 66), což je směr shodný jak se
směrem geomorfologické linie 3. řádu (linie Grosse Deffernick – Tab. 12), tak převládajícími
směry puklin (Obr. 9).
Přibližně stejný směr má i výrazný (výška ~240 m) lineární svah, ve kterém je kar vyhlouben.
Vzhledem ke strukturní predispozici (převládající směr foliace krystalických břidlic) je
pravděpodobné, že pravidelné morfometrické a morfologické charakteristiky svahu se vyvinuly
na základě směrů a sklonu foliace, i zde se však zřejmě jedná o výrazně přemodelovanou část
zlomového svahu omezující zájmové území na severu (strmý hřbet spadající z Dřevěné Hole ke
Staré Hůrce – viz níže).
125
Obr. 66: Směry skalních stěn v západní části karové stěny jezera Laka (profil stěnou viz Obr.
36; označení profilu a); n = 20; velikost výseče = 10°, měřítko: jeden dílek = 10 % [2,0 data],
maximum = 40 % [8 data], průměrný výsledný směr = 141–321°
Aktivní morfostruktura – je ve spodní části zájmového území doložena následujícími
skutečnostmi (v některých případech jsou jednotlivě rozebírány v textu následujících kapitol):
o analýzou říční sítě bylo zjištěno možné říční pirátství v oblasti Staré Hůrky (wind gap
mezi Hůreckým vrchem a Plesnou; oblast Staré Hůrky – náčepný loket), kdy je
pravděpodobné, že Jezerní potok původně tekl do povodí Drozdího potoka, které je ve
spodní části výrazně vyvinutější než horní část tohoto povodí;
o pedimenty, které se dnes nachází v oblasti Staré Hůrky mají stejný morfologický
charakter jako pedimenty nacházející se v povodí Jezerního potoka vytékajícího
z Prášilského jezera (pozice nad strmým svahem vzniklým termoerozí, poloha na konci
údolí s glaciální modelací a denivelace vůči Kocháňovským pláním). Je tedy
pravděpodobné, že i tento povrch byl původně spojen se zarovnaným povrchem
dnešních Kocháňovských plání. Předpokládaná denivelace je zde však vyšší než
u zjištěných údolních pedimentů v zájmovém území v okolí Prášilského jezera
(~100 m).
o výrazná hloubková eroze prořezávající údolní dno vzniklé v souvislosti s posledním
zaledněním, je zde možné předpokládat postpleistocénní snižování lokální erozní báze
(Kocháňovských plání), a tedy i recentní tektonické pohyby (viz Obr. 81; kap. 6.4.2.3).
Obě lokality se zjištěnými projevy aktivní tektoniky (resp. identifikované relikty starého
zlomového svahu) spojuje linie procházející od svahu oddělujícího Kocháňovské pláně
a Modravské pláně, kde byly zjištěny pravděpodobné pleistocénní tektonické pohyby
v zájmovém území v okolí Prášilského jezera, dále údolím mezi Hůreckým vrchem a Dřevěnou
Holí a pokračující podél úpatnice Debrnické hornatiny.
Morfoskulptura
Definice morfostruktury a morfoskulptury používaná v zájmovém území v okolí Prášilského
jezera je uvedena v kapitole 6.4.1.1 a byla užita i pro analýzu georeliéfu v zájmovém území
v okolí jezera Laka. Tvary georeliéfu jsou zde popisovány v rámci polygenetických a
monogenetických forem, tedy na úrovni podskupiny v rámci GmIS (klasifikace
geomorfologických individuí viz Tab. 4).
V zájmovém území v okolí jezera Laka byly vymezeny následující typy polygenetických
forem:
o relikty zarovnaných povrchů,
o hřbety,
o rozsáhlé sníženiny na svazích charakteru úpadů (dellenů),
o velké jednotky svahů údolí.
126
Obr. 67: Zájmové území v okolí jezera Laka na úrovni podskupiny (klasifikace
geomorfologických individuí viz Tab. 4.)
Morfometrická analýza reliktů zarovnaných povrchů
V zájmovém území v okolí jezera Laka bylo zjištěno 12 reliktů zarovnaných povrchů
(Tab. 19).
Tab. 19: Relikty zarovnaných povrchů v okolí jezera Laka (označení zarovnaných povrchů
odpovídá Obr. 68)
Minimální Maximální
Průměrná
Označení
Variační
Rozloha nadmořská nadmořská Rozpětí nadmořská Směrodatná
zarovnaného
koeficient
[ha]
výška
výška
[m]
výška
odchylka
povrchu
[%]
[m n. m.]
[m n. m.] [m n. m.]
1
3,7
997,1
1 012,8
15,7
1 006,8
3,58
0,36
2
49,1
974,7
1 134,0
159,3
1 028,9
34,28
3,33
3
44,5
1 007,1
1 061,2
54,1
1 030,2
14,66
1,42
4
1,0
1 183,6
1 197,2
13,6
1 189,6
3,10
0,26
5
21,1
1 109,4
1 192,5
83,1
1 161,3
18,87
1,62
6
9,4
1 161,4
1 190,9
29,5
1 182,8
4,59
0,39
7
6,1
1 226,9
1 253,5
26,6
1 241,3
6,20
0,50
8
3,07
1 286
1308
22,0
1 298
5,31
0,41
9
3,7
1 255,7
1 282,0
26,3
1 267,8
5,84
0,46
10
5,8
1 185,3
1 207,2
21,9
1 196,4
3,93
0,33
11
14,8
1 201,0
1 226,1
25,1
1 217,0
5,17
0,42
12
32,6
1 309,6
1 335,0
25,4
1 328,2
5,77
0,43
127
Obr. 68: Relikty zarovnaných povrchů v zájmovém území v okolí jezera Laka
Stejně jako v případě zájmového území v okolí Prášilského jezera se jednalo o poměrně
kompaktní individua charakteru jednotlivých elementárních forem dané hierarchické úrovně.
Klasifikace zarovnaných povrchů byla stejně jako u prvního zkoumaného zájmového území
vytvořena na základě jejich geomorfologické polohy, průměrné nadmořské výšky, charakteru
zvětralinového pokryvu a výskytu skalních tvarů. V zájmovém území v okolí jezera Laka byly
vymezeny tři základní kategorie zarovnaných povrchů:
o Vrcholová plošina Plesné (Obr. 68 a Tab. 19, číselné označení 12) s průměrnou
nadmořskou výškou 1 328,2 m, bez přítomnosti skalních tvarů (Foto 12). Pokryv na
plošině je velmi mělký (na základě vpichovacích sond byla zjištěna mocnost pokryvu
~0,6 m).
o Relikty zarovnaných povrchů v rozmezí průměrných nadmořských výšek
1 160–1 298 m, jež byly dále rozděleny podle geomorfologické polohy do tří skupin:
1. vrcholová plošina Ždánidel (Obr. 68 a Tab. 19, číselné označení 8) s průměrnou
nadmořskou výškou 1 298 m. Skalní formy na této plošině a v jejím okolí jsou
velmi výrazné (tor, kamenné moře na plošině, navazující geliflukční svahy, četné
kryoplanační terasy a výrazná jeskyně vzniklá zřejmě periglaciálními procesy – viz
kap. 6.4.2.3). Je pravděpodobné, že vrcholová plošina Ždánidel byla původně
v podobné úrovni jako plošina Plesné. K většímu snížení zde mohlo dojít na
základě více heterogenní litologické stavby (Obr. 11).
2. Svahové plošiny – pravděpodobně se jedná o plošiny kryoplanačních teras (Obr. 68
a Tab. 19, číselné označení 7 a 9); pro tyto plošiny jsou charakteristické následující
128
znaky: nepříliš mocný pokryv zvětralin (od 0,6 do 1,3 m), v profilu zvětralin četné
chaoticky postavené kameny (výjimečně i bloky), na plošině 9 i skalní torso
a výrazný geliflukční pokryv pod spodním okrajem plošiny. Tyto plošiny se nachází
ve vazbě na výrazné periglaciální formy v okolí vrcholu Ždánidel.
3. Sedlové a hřbetové plošiny (Obr. 68 a Tab. 19, číselné označení 4, 5, 6, 10 a 11)
Sedlové plošiny 6, 5 a 10 se nachází v rozpětí průměrných nadmořských výšek
34,7 m (1 161,3–1 196 m n. m.), vzhledem k jejich podobnému charakteru
a prostorovému rozložení je pravděpodobné, že se jedná o relikty zarovnaných
povrchů jedné úrovně. Na základě existence těchto plošin můžeme předpokládat, že
podél dokládaného geologického zlomu (viz Obr. 11) zřejmě nedošlo k výraznějším
vertikálním pohybům. Tyto plošiny jsou zřejmě ekvivalentem hřbetových plošin
nad 1 200 m n. m. (vymezeným v zájmovém území v okolí Prášilského jezera).
o Výrazné plošiny v oblasti Staré Hůrky (Obr. 68 a Tab. 19, číselné označení 1, 2 a 3).
Jedná se o rozsáhlé plošiny, které mají částečně charakter rozsáhlé sedlové plošiny mezi
svahy Hůreckého vrchu, Dřevěné hole a Plesné vybíhající proti toku Jezerního potoka
(zejména na jeho pravém břehu). Na levém břehu Jezerního potoka jsou plošiny
položeny nad strmým svahem s převládající východní orientací, jež pravděpodobně
vznikl termoerozí (Obr. 81 a Mapa 2). Na pravém břehu (svah se západní orientací) je
vyrovnaný průběh plošiny porušen fluviální sníženinou, která je vyplněna říční terasou
a níže položeným údolním dnem. Sníženina navazuje na glaciální konstrukční segment
a zřejmě vznikla činností ablačních vod ledovce (Obr. 81 a Mapa 2).
Obr. 69: Poloha vrtů a místa odběru vzorku pro SEM na pedimentu a přilehlém svahu v okolí
Staré Hůrky
129
Zarovnaný povrch v oblasti Staré Hůrky má dvě výškově diferencované části. Níže položenou
menší část a výše položenou poměrně rozsáhlou plošinu (Mapa 2).
Charakter pokryvu tohoto zarovnaného povrchu i svahu nad ním je možné částečně
rekonstruovat na základě geologických vrtů (Tab. 20, poloha Obr. 69).
Níže na plošině (vrt 1, Tab. 20) byla zjištěna větší mocnost zvětralin, které mají ve spodní
části profilu písčitý charakter, a to do hloubky větší než 2 m. Významná je přítomnost rulových
úlomků na předpokládaném žulovém podkladě. Úlomky sem musely být transportovány
svahovými či fluviálními procesy. Vzhledem k současné morfologii sedla je však transport
svahovými procesy velmi nepravděpodobný. Proto přítomnost rulových úlomků v tomto vrtu
může být důkazem o protékání sedla Jezerním potokem.
Výše na plošině (vrt 2, Tab. 20) byla mocnost zvětralého písčitého sedimentu
1,5 m a v profilu byly zjištěny ostrohranné žulové úlomky. Na svahu nad zarovnaným povrchem
byl odebrán třetí vrt (vrt 3, Tab. 20), kde mocnost hlinité, kamenité suti na zvětralé žule byla
1,3 m. Je zajímavé, že vrt zjistil přítomnost žulového podloží v místě, kde geologická mapa
(PELC & ŠEBESTA 1994, Obr. 11) uvádí pararuly. Rozsah žul je tedy v oblasti Staré Hůrky zřejmě
větší než je uvedeno na zmíněné geologické mapě. Tato skutečnost má značný význam, protože
dokládá fakt, že existence plošiny není vázána na polohu žul, naopak, plošina i část svahu nad ní
je tvořena stejnou horninou. Z toho plyne, že se nejedná o strukturně podmíněnou plošinu, ale
sečný povrch, jež vznikl ve stejné hornině, z něhož je tvořena i část svahu nad ním.
Hloubkové intervaly
a stratigrafie
Tab. 20: Stratigrafické polohy geologických vrtů z sedimentu v prostoru Staré Hůrky
(poloha viz Obr. 69)
Číslo vrtu
1
2
3
Klíč báze GDO
617607
617608
617609
0,00–0,20 navážka,
0,00–0,20 navážka,
0,0–0,05 humus
geneze antropogenní
geneze antropogenní
0,21–1,50 písek,
0,21–0,40 hlína,
0,051–1,30 suť, hlinitá,
hlinitý, hnědý, žula
písčitá, tuhá, tmavě
kamenitá
v ostrohranných
hnědá
úlomcích, navětralá
0,41–2,00 písek,
silně hlinitý,
1,51–2,00 žula,
okrovožlutý, rula
1,31–1,80 žula, zvětralá
navětralá
přítomna
v ostrohranných
úlomcích
Zdroj: Geofond
Na níže položené části sedla byl pro SEM odebrán vzorek z hloubky 1,5 m. Cílem bylo
prokázat fluviální původ sedimentů na plošině, což by částečně verifikovalo výše zmíněnou
hypotézu předpokládající, že rozsáhlé sedlo mezi Hůreckým vrchem a Plesnou je wind-gap, jež
byl v minulosti protékán Jezerním potokem. Tuto hypotézu částečně podporuje charakter vrtu
1 (Tab. 20), resp. zjištěný písčitý, poměrně hluboký, profil s cizorodými rulovými úlomky
(viz výše).
Fluviální genezi u mikrostruktur křemenných zrn je možné prokázat přítomností tzv. vsphapes, typických pro fluviální transport nebo dalších prvků charakteristických pro fluviální
prostředí (KALVODA & VALENTA 1997, s. 89–90).
V odebraném vzorku (poloha Obr. 69) byla přítomna pouze angulární zrna s převládajícím
nízkým až středním typem reliéfu. Abraze hran nebyla příliš výrazná, stejně jako přítomnost
jiných mechanických prvků. Pokud byl tento sediment transportován, mohlo se jednat pouze
o deluviální transport, a to na velmi krátkou vzdálenost, přičemž zjištěné mechanické prvky
mohly být rovněž výsledkem kryogenního zvětrávání. Velmi rozšířené byly prvky chemického
130
zvětrávání (rozpouštění a vysrážení). Celkové zhodnocení sedimentu: eluvium nebo deluvium
transportované pouze na velmi krátkou vzdálenost (analýza L. Lisá).
Provedená analýza tedy stanovenou hypotézu přímo nepotvrdila, nicméně pokud sediment
použitý na SEM analýzu nebyl reprezentativní (tj. byl transportovaný ve fluviálním prostředí na
malou vzdálenost), ani nevyvrátila. Jediným důkazem o protékání sedla tedy zůstává přítomnost
rulových úlomků ve vrtu 1 (Tab. 20). Otázka říčního pirátství tak zůstává částečně otevřená
a bude předmětem výzkumů do budoucna. Řešením by bylo SEM analýzu opakovat a použít
větší množství zrn – tímto způsobem lze vysledovat i slabě zaznamenané znaky daného
transportu. Dále pak bude provedeno podrobné geomorfologické mapování v nižší části povodí
Jezerního potoka (vytékajícího z jezera Laka) a potoka Drozdího.
Můžeme však říci, že slabá vrstva zvětralin na reliktu zarovnaného povrchu i jejich charakter
je v souladu s hypotézou předpokládající, že uvedená plošina je reliktem pedimentu.
Obr. 70: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z pokryvu reliktu
zarovnaného povrchu na Staré Hůrce (poloha Obr. 69) (analýza L. Lisá)
100,0
90,0
80,0
70,0
60,0
%
50,0
40,0
30,0
20,0
10,0
gu
ro
an
un
la
ro
d e ut l
d in e
o
lo u tli n
sm
m w e
e d re
a
i u l ie f
la ll co
m
rg n
re
h
e ch
co o i i g h t l ie f
d
nc a
r
h o l f e li e
i d ra c f
a
t
s t l fr a u r e
ra c
i g tu
ar ht r e
s
c
la im b ua tep
rg
t
e ri ca e s s
b r te te
e a d ps
k b
fr a a g lo c
ct e b k s
u r lo
ed c
m
k
ec
pl s
at
ha
s
e
e
t
ni
ca d g e ri a t s
io
l
V- a b r n s
s t sh a a si
ra p
on
ig e
c u ht g d pi
m rv e r o o ts
ir r e an d g v e
eg d ro s
ul er i ov
ar ng es
d
r
u p e p r id g
tu e s e s
ch
r n s io
ed n
em
s o pl s
ic
al
lu a te
li m a d V- s ti o n s
h
ex i t
e h e a p pi t
t
e u e n s d s ri n g e d s
i
h e i v li c
p p
d r e s a p a r t its
a l i li
ic
r
e
cr c a
c le
y s p ip i s
r
t
ta e c a t
l o ip i o
ve i ta n
rg tio
ro n
w
th
s
0,0
Ze srovnání rozlohy reliktů zarovnaných povrchů se stoupající nadmořskou výškou (Obr. 71)
vyplývá, že největší relikty zarovnaných povrchů se v zájmovém území nachází v nižších
nadmořských výškách. Jejich rozloha postupně klesá, až k nejvyšším polohám (záporná
korelace). Relikt zarovnaného povrchu na vrcholu Plesné se však svou rozlohou přibližuje
nejníže položeným reliktům zarovnaných povrchů.
Ze srovnání rozčlenění reliktů zarovnaných povrchů se stoupající nadmořskou výškou
vyplývá, že stejně jako v zájmovém území v okolí Prášilského jezera se s nadmořskou výškou
rozčlenění sledovaných plošin zmenšuje (záporná korelace) (Obr. 72). Tento trend potvrzuje,
že u nejníže položených reliktů zarovnaných povrchů se pravděpodobně jedná o relikty
pedimentů (údolních den stoupajících do vyšších nadmořských výšek podél vodních toků).
Naopak, ve vyšších polohách se jedná o relikty zarovnaných povrchů jiného typu s menší
vertikální členitostí, což koresponduje s výsledky zjištěnými v zájmovém území v okolí
Prášilského jezera.
131
Obr. 71: Změna rozlohy reliktů zarovnaných povrchů s výškou v zájmovém území v okolí
jezera Laka (r = -0,422)
50,0
rozloha
37,5
25,0
12,5
0,0
1000,0
1087,5
1175,0
1262,5
1350,0
m n. m
Obr. 72: Změna rozčlenění jednotlivých zarovnaných povrchů (vyjádřená variačním
koeficientem – počítaným jako podíl výběrové směrodatné odchylky nadmořských výšek
konkrétního zarovnaného povrchu a střední hodnoty jeho nadmořských výšek) s nadmořskou
výškou v zájmovém území v okolí jezera Laka (r = -0,559)
3,5
v
2,6
1,8
0,9
0,0
1000,0
1087,5
1175,0
1262,5
1350,0
m n. m
Hřbety
Hřbety v zájmovém území v okolí jezera Laka je možné na základě sklonu, charakteru
zvětralin a skalních tvarů rozdělit do dvou skupin:
o Pozvolné hřbety zvolna přecházející v hřbetové či sedlové plošiny se sklonem 5–10°.
Tyto hřbety se nachází v nadmořských výškách 1 185–1 300 m n. m.. Na rozdíl od
podobných hřbetů v zájmovém území v okolí Prášilského jezera se zde téměř nenachází
skalní formy (hřbety jsou vyvinuté pouze na krystalických břidlicích). Pokryv je
představován asi 1 m mocnou vrstvou písčitých hlín s přítomností ostrohranných
kamenů, výjimečně bloků. Většinou se zřejmě jedná o geliflukční plášť, potvrzující
pravděpodobnost vývoje těchto hřbetů působením geliflukce, jak jej popisuje
ROHDENBURG (1989).
132
o Strmý hřbet spadající z Dřevěné hole k pedimentům v okolí Staré Hůrky se sklonem
15–20°. Na hřbetu se místy nachází rozpadlé skalní výchozy se suťovými poli či proudy.
Na základě výsledků výše uvedených analýz je hřbet považován za relikt zlomového
svahu (viz výše).
Charakter hřbetů vyplývající z jejich klasifikace je velmi podobný jako u hřbetů v zájmovém
území v okolí Prášilského jezera (kap. 6.4.1.2).
Sníženiny ve svazích charakteru úpadů (dellenů)
V zájmovém území v okolí jezera Laka byly zjištěny dvě sníženiny charakteru úpadů. Menší
sníženina (rozloha 0,69 ha) se nachází na svahu vzniklém činností Jezerního potoka na Staré
Hůrce a je vyvinuta v asi 1–2 m mocné zvětralině (Obr. 81).
Výrazně vetší, konkávně-konkávní forma s rozlohou 123,03 ha, jež má z morfologického
hlediska charakter velkého úpadu (dellenu) se nachází na SZ svahu Ždánidel (Mapa 2).
Z analýzy spádnic (Obr. příl. FF) je zřejmý výrazný konkávně-konkávní charakter formy, kdy se
veškerý materiál pocházející z 1 400 m široké formy (její největší šířka) koncentruje ve 110 m
širokém prostoru. Zde se nachází fluviální sníženina, na západě ohraničená boční morénou.
Je pravděpodobné, že v kryomérech pleistocénu se zde koncentrovalo velké množství materiálu,
jež byl transportován geliflukcí z celé plochy úpadu a mohlo zde docházet i k promíchávání
s glaciálními sedimenty.
Ze srovnání průběhu zlomů (Obr. 11) a mapy elementárních forem reliéfu (Mapa 2) vyplývá,
že se jedná o strukturně podmíněnou formu, jež je založená na dnes neaktivním zlomu. Pro celou
formu je charakteristické velké množství drobných vodních toků (bez erozních zářezů hlubších
než 1 m) s místním prorašeliněním, jež opět nedosahuje mocností větších než 1 m. Pokryv
zvětralin byl zjišťován zarážecími sondami a mírně přesahuje mocnost 1 m.
V západní části formy na kontaktu s hranou karu jezera Laka byly zjištěny dvě terasy, které
byly označeny jako geliflukční terasy (Mapa 2), tak, jak je chápe CZUDEK (2005b, s. 166).
Na základě výše uvedených skutečností je možné říci, že celá forma vznikala zřejmě zejména
geliflukcí a dalšími procesy jako sufózí a plošným splachem. Je pravděpodobné, že její konkávní
tvar (z hlediska horizontální křivosti) je podmíněn menší odolností hornin na zlomu. Přítomnost
této tektonické poruchy zřejmě podmiňuje i výraznější vývěry vody. Je však pravděpodobné,
že voda vyvěrající na zlomu nehrála v kryomérech pleistocénu tak významnou roli, protože byla
zadržována permafrostem. Velký význam však měl transport zvětralin v konkávní formě
geliflukcí. K jejímu nejintenzivnějšímu vývoji tedy zřejmě docházelo v období pozdního glaciálu
pleistocénního klimatického cyklu definovaného LOŽKEM (1972), kdy docházelo i k degradaci
permafrostu. Permafrost mohl mít pro vznik této sníženiny význam také v tom, že voda proudící
podél zlomu zmrzla a vytvořila ledové čočky, které po roztátí vedly ke zvýraznění konkávního
tvaru celé formy (pokles reliéfu).
Forma představuje, stejně jako v zájmovém území v okolí Prášilského jezera, výrazný
ekvivalent karu jezera Laka, jež vznikl na svahu se SZ orientací (oproti karu který se vyvinul na
svahu s převažující SV orientací).
Velké části svahů
V zájmovém území v okolí jezera Laka je dominantní formou výrazný svah (výška 240 m)
nacházející se mezi poměrně rozsáhlými plošinami charakteru pedimentů v okolí Staré Hůrky
a vrcholovou plošinou na Plesné. Jedná se o lineární svah, který je v nadmořské výšce
~1 155–1 190 m přerušen plošinou vybíhající ze sedlové plošiny mezi Plesnou a Polomem.
Z této plošiny vybíhá k východu sníženina vytvořená zřejmě proudovým sesuvem
(Obr. 82, kap. 6.4.2.3).
U svahu je předpokládána strukturní predispozice směrem a sklonem foliace pararul, které
svah tvoří. Jedná se tedy o polygenetickou, strukturně predisponovanou formu, na jejímž vzniku
se podílelo velké množství geomorfologických procesů, kdy je nemožné stanovit převládající
proces. Z hlediska geneze byl svah tedy zařazen mezi polygenetické erozně-denudační formy
(jak je chápe DEMEK eds. 1972). Nicméně, výrazným procesem, který postihl téměř všechny
133
části zmiňovaného svahu byla geliflukce v kryomérech pleistocénu. Téměř na všech částech
svahu je vyvinut geliflukční plášť s mocností ~1,3 m, jež je tvořen kamenitou, hlinitou sutí (viz
Tab. 20).
Definice monogenetických forem vymezující jak jsou tyto formy chápány v této práci je
uvedena v úvodu kapitoly 6.4.1.3. V zájmovém území v okolí jezera Laka nebyla problematika
některých monogenetických forem (resp. recentních geomorfologických procesů) řešena v rámci
předchozích studií jako tomu bylo v okolí Prášilského jezera (viz MENTLÍK 2004b, 2005b,c),
a proto je jim v okolí jezera Laka věnována větší pozornost. Kromě oddílů věnovaných formám
glaciálním a periglaciálním, je zde odděleně řešena i problematika forem fluviálních a forem
vzniklých svahovými procesy.
Glaciální formy
Glaciální formy jsou zkoumány odděleně v rámci konstrukčního a destrukčního segmentu,
stejně jako u zájmového území okolí Prášilského jezera (viz kap. 6.4.1.3).
Konstrukční segment
Obr. 73: Glaciální konstrukční formy v zájmovém území v okolí jezera Laka
V zájmovém území v okolí jezera Laka zasahují relikty glaciální činnosti nejníže do
nadmořské výšky 1 042 m (Foto 8). Nad dnem údolí se zde výrazným stupněm zvedá lalokovitá
forma rozprostírající se v předpolí jezera. Tato forma je v její spodní části prořezávaná vodním
tokem vytékajícím z jezera Laka, který zde vytváří výraznou strž (poloha: Obr. 73 a Mapa 2;
134
příčný profil Obr. 34). Strž, která dosahuje hloubky 12 m a má strmý zejména pravý břeh, je
dokladem toho, že se jedná o nezpevněné sedimenty o mocnosti až 12 m.
Celá forma je v přední části od dna údolí oddělena výrazným stupněm výše po stranách
přecházejícím ve valy bočních morén.
Lépe zachovaný je val na východní straně lalokovité formy, který protíná cesta k jezeru. Jeho
distální strana je poměrně strmá (příčný profil formou viz Obr. 35), což je zřejmě podmíněno
boční erozí potoka protékajícího fluviální sníženinou, která zde na lalokovitou formu navazuje
na východní straně (jedná se o potok vznikající soutokem vodních toků odvodňujících formu
charakteru rozsáhlého úpadu popisovanou výše v rámci polygenetických forem). Délka tohoto
vnějšího valu je 440 m a maximální šířka 60 m. Výška valu nad dnem údolí je 8–12 m a výška
na proximální straně maximálně 4 m. Za vnějším valem boční morény se nachází vnitřní val,
který nad sedimenty bazální morény vystupuje 3–4 m vysokým, 180 m dlouhým a maximálně 48
m širokým valem. Tento val je ve 2/3 (ve směru od jezera) částečně přerušen, ale po ~35 m je
znovu dobře patrný. Na jeho nejzápadnějším konci je prořezáván vodním tokem vytékajícím
z jezera Laka a částečně vytváří východní svah výše popisované strže.
Na západě je zachován 95 m dlouhý a maximálně 35 m široký relikt boční morény (Obr. 73,
Mapa 2), což je důkazem o celkovém charakteru formy, která je ze stran (alespoň v některých
místech) omezena valy bočních morén. V přední části však morénové valy byly degradovány ve
strmý stupeň.
Nad popisovanými valy se plošina zvedá poměrně výrazným stupněm poloměsíčitého tvaru
(profil viz Obr. 34), který je vzhledem k podobnému zakřivení s výše popsanými morénovými
valy považován za další degradovaný val ústupové morény.
Poslední morénový val konstrukčního segmentu v předpolí jezera Laka má zcela jiný
charakter než valy, jež byly popsány výše, u nichž nacházíme charakteristický poloměsíčitý
půdorys kopírující celkový tvar lalokovité formy. Poslední popisovaný val leží severně od hráze
jezera Laka a je protažen ve stejném směru (SV–JZ ) jaký má osa jezera nebo spíše směr hřbetu
tvořícího levý břeh jezera. Délka valu je 158 m, jeho maximální šířka 48 m a maximální výška
10 m. Je pravděpodobné, že v okolí jezera měl val větší rozměry, ale byl rozebrán a využit pro
stavbu hráze, jež dnes hradí jezero. Val zřejmě vznikl v době, kdy byl ledovec vázán zhruba na
oblast dnešní jezerní pánve. V místě, kde jezerní pánev ledovec opouštěl, ukládal sedimenty
spojené s destrukcí strmého svahu omezujícího jezerní pánev na SZ. Na JV je jezerní pánev
omezena strmým stupněm přecházejícím ve svah s mírným sklonem (asi 5°) (Mapa 2). Výška
stupně je přibližně 15 m a je pravděpodobné, že jeho vznik je spojen s poslední fází zalednění,
a tedy vznikem výše popsaného morénového valu.
Sedimenty vytvářející mírně zvlněnou plošinu mezi morénovými valy a následně vystupující
výše po přilehlém hřbetu vznikly po definitivní ablaci ledovce, a zřejmě se jedná o sedimenty
poměrně různorodé, tedy sedimenty svrchních, středních i spodních morén, přičemž pro určení
jejich geneze je velmi důležité, zda popisované valy jsou skutečně valy bočních morén
a nevznikly v souvislosti s geliflukční činností probíhající v přilehlé sníženině charakteru úpadu.
Nezpevněné sedimenty se neváží čistě na plošinu v předpolí jezera, ale vystupují i výše po
hřbetu, který leží SZ od jezera. Tato skutečnost je výrazná zejména na západě, kde se akumulace
nad okolní terén zdvihá poměrně výrazným stupněm (výška 3 m) a hlavně se zde, na rulovém
podkladě, nachází rozvlečená granodioritová eratika. Tato skutečnost způsobuje výrazně
asymetrickou polohu akumulačního segmentu vůči jezerní pánvi, což nasvědčuje tomu, že
ledovec v době svého maximálního rozšíření neproudil přímo údolím, v kterém se dnes nachází
jezero, ale přesahoval popisovaný hřbet (Mapa 2).
Důkazy částečně potvrzující tuto hypotézu se nachází ve vyšších partiích hřbetu, tam, kde
stupeň omezující konstrukční segment na západě mizí. Nachází se zde dva strmé stupně,
protažené ve směru pravděpodobného proudění ledovce (Mapa 2). Pod těmito stupni leží plošina,
pokrytá granodioritovými kameny a bloky. Je pravděpodobné, že tyto formy vznikly činností
ledovce v době, kdy jeho mocnost byla tak velká, že přesahoval uvedený hřbet (Obr. 78). Pro
verifikaci či falsifikaci této hypotézy bylo provedeno relativní datování žulových bloků na
135
plošině a ve spodní části konstrukčního segmentu (poloha lokalit měření viz Obr. 73). Podobný
stupeň zvětrání a tedy podobné relativní stáří bloků na hřbetové plošině a lalokovité formě
potvrdily, že obě akumulační formy vznikaly ve stejné době – více viz kap. 6.5.2).
Pro ověření geneze lalokovité formy, tedy valů a sedimentů vyplňujících prostor mezi nimi,
byly provedeny SEM a další geologické analýzy. Většinou se jedná o velmi (až extrémně) slabě
tříděné jílovité střední štěrky. Rozložení sedimentu je většinou unimodální s převahou štěrků
středních velikostí.
Vzorky pro SEM byly odebrány ze dvou lokalit. První byl asi 12 m vysoký svah (orientovaný
na západ) strže v předpolí jezera Laka (Obr. 73, označení S1–5) a druhá byl val boční morény
(Obr. 73, označení S6).
Obr. 74: Výsledky souhrnné analýzy sedimentů ve strži v předpolí jezera Laka pomocí SEM;
podtržené je místo, kde byly prováděny i další geologické analýzy (poloha vzorků Obr. 73,
označení S1–S5)
Z výsledků analýzy čtyř vzorků pokrývajících plochu jedné z homogenních částí svahu strže
vyplývá, že zde převládají deluviální nebo glaciální sedimenty transportované na krátkou
vzdálenost (Obr. 74). Jako vzorové zde jsou uvedeny výsledky vzorku z konce strže, tedy
odebrané ze stupně oddělujícího celou lalokovitou formu od dna údolí. Vzorek byl odebrán asi
1 m nad dnem údolí.
Křemenná zrna ve vzorku (Obr. 75) byla angulární s převažujícím středním typem reliéfu.
Byly zde nalezeny některé mechanické prvky, jež mohou být signifikantní pro glaciální nebo
deluviální transport (edge abrasion, upturned plates, nebo některé steps). Tyto prvky mohou
indikovat deluviální transport, ale byly zde zjištěny i další prvky (grooves, ridges), nasvědčující
glaciálnímu transportu. Stopy po chemickém zvětrávání byly poměrně hodně výrazné (zejména
solution, adhering partical a silica precipitation). Celková charakteristika sedimentu: deluvium
nebo glaciální sediment transportovaný na velmi krátkou vzdálenost (analýza L. Lisá).
Na stejné lokalitě jako analýza SEM byly provedeny i další analýzy sedimentů (orientace a-os
klastů, tvarů a zaoblení klastů) (viz Obr. příl. V). Uspořádání klastů v dominantním směru není
u tohoto vzorku příliš výrazné (13,7 % klastů, kruhový rozptyl 2,44). Tyto hodnoty jsou podobné
jako u vzorku analyzovaného ve 2/3 strže před Prášilským jezerem, tedy u sedimentů, u kterých
je předpokládán vznik činností ledovcového skalního (kamenného) ledovce (Obr. příl. P).
Hodnoty RA (62,1) a C40 (56,9) jsou podobné jako u výše zmiňované lokality v okolí
Prášilského jezera, i když o něco vyšší, což by svědčilo o kratším transportu nebo jeho jiné
formě, kdy nedocházelo k takovému opracování klastů (např. jako materiál svrchní morény).
136
Obr. 75: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z konce
strže v předpolí jezera Laka (analýza L. Lisá)
100,0
90,0
80,0
70,0
%
60,0
50,0
40,0
30,0
20,0
10,0
ro
an
gu
la
un r ou
de tli
d ne
ou
t
lo line
m w
sm
e d re
iu lie
al
m
l
f
la con
h rel
rg
e cho igh ief
t
co
i
nc dal reli
ho fra ef
id
al ctu
st fra re
ra ct
ig u
a ht re
im rcu ste
a
la
ps
rg bric te
s
e
a
br ted tep
ea
s
ka blo
fra ge cks
ct
b
ur loc
ed ks
m
pl
ec
a
ha
st tes
e
r
ni
i
d
a
ca ge tio
l
V- abr ns
a
s
st hap sio
ra
n
e
ig
h d
cu t g pits
m rv e ro o
e
v
d
irr and gr es
eg e oo
ul rin ve
ar g
s
d e r id
up pre ges
tu
s
rn sio
ch
ed ns
em
ic so pla
al
lu
t
V ti es
lim a -sh on
p
d
ex ite he ap its
te d s rin ed
eu nsiv ilica g p pits
ar
he e
dr sili pre ticl
al ca cip es
cr
i
ys pre tati
ta cip on
lo
i
ve tati
rg on
ro
w
th
s
0,0
Další analýzy byly zaměřeny na val boční morény omezující glaciální konstrukční segment na
východě (viz Obr. 73).
Vzorek pro SEM analýzu byl odebrán v místě, kde je morénový val prořezáván cestou
(naproti křižovatce u ochranářské chaty, ze střední části valu – poloha viz Obr. 73, označení S6).
Analýzou mikrostruktur křemenných zrn bylo zjištěno (Obr. 76), že křemenná zrna jsou
většinou angulární, ale 2 % představovala zrna zaoblená. U zrn převládal zejména nízký typ
reliéfu, s mechanickými prvky typickými pro glaciální transport (edge abrasion, conchoidal
structures, straight steps, arcuate steps, grooves, upturned plates a ridges). Nápadné byly
i prvky po chemickém zvětrávání, ale pouze u 25 % zrn. Zejména byly zjištěny prvky po
rozpouštění, vysrážení a přilepené částice (solution, adhering partical a silica precipitation).
Celková charakteristika sedimentu: glaciální (analýza L. Lisá).
Z valu boční morény, konkrétně ze zářezu, který v něm vytváří cesta vedoucí k jezeru byl
odebrán vzorek pro analýzu orientací a-os, zaoblení a tvaru klastů (Obr. příl. Y). Z výsledků
vyplývá velké uspořádání částic v jednom směru (přes 20 %, jako tomu bylo u dalších vzorků
považovaných za glaciální v okolí Prášilského jezera – Obr. příl. O, P). Hodnoty C40 (41,9)
a (RA 58,7) jsou podobné jako u ostatních glaciálních sedimentů a sedimentů akumulace
ledovcového skalního (kamenného) ledovce (Obr. příl. R) a výrazně se liší od vysokých hodnot
těchto charakteristik, jež byly zjištěny u klastů murových akumulačních kuželů i kamenného
moře (srovnání pomocí C40/RA diagramu viz Obr. 102).
Jak výsledky SEM analýzy, tak i dalších geologických analýz potvrdily glaciální genezi
zkoumaného valu. Na základě těchto výsledků může být val považován za boční morénu, a tedy
i sedimenty tvořící plošinu mezi morénovými valy za morénu bazální, vzniklou po ablaci
ledovce a obsahující sedimenty svrchní, střední i spodní morény.
137
Obr. 76: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z boční
morény v předpolí jezera Laka (analýza L. Lisá)
100,0
90,0
80,0
70,0
%
60,0
50,0
40,0
30,0
20,0
10,0
ro
an
gu
la
un r o
de utl
d ine
ou
lo tline
m
w
sm
e d re
al
iu lie
lc
m
f
la
rg onc hi rel
gh ie
e
h
co oid t r f
nc al el
ho fr ief
id act
a
u
st l fra re
ra c
ig t u r
e
a ht
s
i rc
la mb ua tep
rg ric te
s
e
br ate step
ea d
s
k blo
fra age ck
s
ct
u r b lo
ed ck
m
pl s
ec
at
ha
s
ni ed tria es
ca ge ti
o
l
V- abr ns
sh as
st
ra ape ion
ig
d
c u h t g p it
r
m v e ro o s
e
irr an d g ves
e g d e ro
ul rin ov
ar g es
d r id
up epr ge
tu ess s
rn
ch
ed ion
em
s
ica so pla
l V luti tes
lim a - s o n
ex ite dhe hap pit
te d s ri ed s
eu nsi ilic ng
p
he ve a p pa its
dr sil re rtic
al ica ci le
p
s
cr
ys pre itat
ta ci ion
p
lo
ve itat
rg ion
ro
w
th
s
0,0
V rámci konstrukčního segmentu byly zjištěny poměrně rozsáhlé prorašelinělé sníženiny,
které jsou protékány potokem vytékajícím z jezera Laka (Mapa 2). Zde byla odebrána zarážecí
sonda (viz Obr. 73, označení V1). Bylo zjištěno, že mocnost sedimentů se zde pohybuje okolo
1,4 m (Obr. příl. GG). Jedná se o humózní, jílovito-siltové pravděpodobně nivní sedimenty,
s četnými nerozloženými zbytky ostřic a dalších rostlin. V hloubce 1,2–1,3 m byla zjištěna
výraznější akumulace dřeva (slabší dřevěný kmen nebo větev). Nerozložené části větví smrku
byly zjištěny i na bázi profilu, tedy v hloubce 1,4 m. Z toho můžeme usuzovat, že se jedná
o holocenní výplň, a to v celém profilu. Tato skutečnost dokládá poměrně výraznou intenzitu
fluviální činnosti, kdy sedimenty vznikající po deglaciaci území byly ze sníženiny v pozdním
glaciálu a preboreálu těmito procesy vyklízeny a jejich akumulace začala později v průběhu
holocénu.
Destrukční segment
Destrukční segment v okolí jezera Laka (Obr. 77) je představován kompaktní cirkovitou
sníženinou, jež v celkovém pohledu odpovídá více vyvinutým karům (stupeň 5) – podle jejich
vývojové řady karů definované GORDONEM (1977), a to jak na příčném profilu (Obr. 38), tak
půdorysu (viz kap. 6.2.2). Tato vývojová řada je však poměrně často kritizována jako příliš
zjednodušená (BENN & EVANS 1998). Obecně se předpokládá, že kary jsou složité formy, jejichž
výsledný tvar je výslednicí několikrát se opakujícího zalednění a je ovlivněn strukturními
geologickými podmínkami a činností dalších geomorfologických procesů, zejména svahových,
fluviálních a kryogenních (BENN & EVANS 1998).
138
Obr. 77: Destrukční segment v okolí jezera Laka
Pro genezi karu jezera Laka byly zjištěny významné strukturní podmínky, konkrétně průběh
geomorfologických linií 3. řádu, kdy geomorfologická linie, zřejmě totožná s průběhem
geologického zlomu, omezuje tuto formu na JV. Další geomorfologická linie 3. řádu, jejíž směr
je shodný s horním okrajem karu i s převládajícím směrem puklin v zájmovém území, omezuje
kar na SZ. Právě směr převažujících puklin, které na krystalických břidlicích vznikají
odlehčením, je důležitý pro vznik skalních útvarů typu skalních ploten (MENTLÍK 2005b)
(Obr. příl. E).
U destrukční oblasti jezera Laka byly zjištěny následující části (Obr. 77; Mapa 2):
o glaciálně podmíněné svahy karu a dno karu (Foto 10) – s varietami: bez pokryvu, pokryté
rašelinou, oblast skalních skluzů (s recentními svahovými deformacemi);
o fluviálně podmíněná část karu – s varietami: bez pokryvu sedimentů, oblast skalních
skluzů (recentní svahové deformace) a pokryté rašelinou (pramenné mísa);
o části karu modelované svahovými procesy:
1.
skalní skluzy po plochách foliace – s varietami: aktivní oblasti, akumulační
oblasti;
139
2.
katény nivačních sníženin (Foto 11) s navazujícími oblastmi aktivních skalních
skluzů (transportní zóny) a jejich akumulačními zónami;
o polygenetické části karu – boční a nižší části karové stěny, u které není možné spolehlivé
zařazení do žádné z výše uvedených kategorií; je však velmi pravděpodobné, že jejich
geneze je podmíněna společným působením procesů, jež modelovaly výše uvedené
formy.
Glaciálně podmíněné svahy karu a dno karu – ve velké amfiteatrální sníženině byly
zjištěny dvě úrovně dna karu. Níže položená úroveň je totožná se dnem dnešního jezera Laka
a její rozšíření pokračuje i na plošině mezi jezerní hrází a počátkem valu boční morény (Obr. 77,
Mapa 2).
Výše položené dno karu nepřímo navazuje na glaciální zářez ležící na SZ hřbetu omezujícím
kar jezera Laka (viz výše). Dno karu leží v nadmořské výšce 1 145 m n. m. a je tvořeno dvěma
horizontálně až subhorizontálně ukloněnými plošinami oddělenými 5–7 m vysokým stupněm se
sklonem 18° (viz Obr. 36), na kterém místy vystupuje skalní (rulové) podloží. Povrch první
plošiny je bez pokryvu rašelin, na druhé plošině je místy vyvinuto rašeliniště. Pro zjištění
charakteru a mocnosti pokryvu, zde byla odebráno několik zarážecích sond, přičemž největší
mocnost pokryvu byla zjištěna 1,2 m (viz Obr. příl. HH). U této nejhlubší sondy byl zjištěn
kompletně prorašelinělý profil bez přerušení písčitými či jílovitými vložkami, místy se zbytky
rostlin, a to i větviček či jehlic jehličnanů (Picea), které byly zjištěny i na bázi profilu. To svědčí
o tom, že dnešní pokryv se začal vyvíjet v holocénu, kdy bylo v okolí vyvinuto společenstvo
smrkového lesa. Je pravděpodobné, že v pozdním glaciálu, preborálu a boreálu intenzivní
fluviální činnost vodních toků přitékajících z karové stěny zabraňovala usazování sedimentů.
Na výše položené dno karu navazuje svah, u kterého můžeme předpokládat především
glaciální genezi. Jedná se o strmou stěnu se sklony přes 35° a četnými skalními výchozy, jež je
v horní části omezena výraznou hranou (se srpkovitým půdorysem). Morfometrické
a morfologické charakteristiky této SZ části výrazně kontrastují s mírnějšími sklony v JZ části
široké amfiteatrální sníženiny karu jezera Laka (Obr. 36). Je tedy pravděpodobné, že se v tomto
případě jedná o vložený menší kar, který je součástí starší, rozsáhlejší a geneticky více
komplikované amfiteatrální (karovité) formy. Pro vznik a vývoj tohoto „vloženého karu“ byly
zřejmě důležité následující faktory:
o strukturní predispozice: směr a sklon foliace a poloha granodioritů,
o rozsáhlá deflační plošina ležící západně od vloženého karu (vrcholová plošina
Plesné – Foto 12).
Pro určení geneze vzniku ostatních níže položených částí (zejména svahů) karu je důležitá
skutečnost, že glaciální zářez a sedimenty vázané na plošinu u úpatí zářezu jsou naložené na níže
položený svah i hřbet, což znamená, že glaciální zářez je mladší než tyto formy (Mapa 2).
Pro analýzu tohoto problému bylo využito systémové analýzy, do které vstupovaly základní
prvky šumavského karu (viz kap. 5.8.1.4). Z Obr. 78 je zřejmé, že všechny prvky systému na
sebe navazují, ale ledovec musel z vloženého (výše položeného) karu přecházet do níže
položeného dna karu. Proto byl na základě rozšíření geomorfologických forem (valy bočních
morén) spočítán sklon povrchu ledovce a předpokládaná maximální mocnost ledu (Obr. 78).
Maximální mocnost ledu byla určena na ~50 m a sklon povrchu ledovce na ~9°.
Část karové stěny je postižena skluzem probíhajícím po plochách foliace, který porušil
maximálně 200 let starou cestu (viz kap. 6.6.2.2).
140
Obr. 78: Morfologický systém vloženého karu v zájmovém území v okolí jezera Laka a výpočet
sklonu povrchu ledovce v době jeho největšího rozšíření
rozdíl nadmořských výšek
15-20 m; rozdíl mezi nižším
dnem karu 50 m
deflační plošina
karová stěna
"vloženého karu"
dno karu
glaciální zářez
glaciální
sedimenty
stupeň glaciálního
srázu
výše položené
dno karu
85 m
50 m
níže položené
dno karu
8,8°
7,4°
385 m
550 m
boční moréna
Fluviálně podmíněná část karu – je představována zejména výraznou sníženinou v JV části
karu. Tato sníženina začíná poměrně rozsáhlou prorašelinělou pramennou mísou pod horní
hranou karu, nad kterou se nachází dvě nivační sníženiny ležící těsně pod sedlovou plošinou
(Mapa 2). Na podélném profilu touto formou nejsou patrné žádné nerovnosti (stupně, plošiny)
jako v SZ části, kde se nachází vložený kar (Obr. 36). Podélný profil je plynulý, ve střední části
přerušený antropogenním valem, po kterém vedly dráty a další prvky Železné opony. Již výše je
diskutována morfostrukturní predispozice formy. Je pravděpodobné, že se jedná o sníženinu
vznikající na linii neaktivního zlomu resp. geomorfologické linii 3. řádu. Tato linie se zřejmě
projevuje zejména zvýšenou cirkulací vody i menší odolností vůči erozi.
Formy vzniklé svahovými procesy – se ve zvýšené míře nachází na nevýrazném hřbetu,
který leží mezi fluviální sníženinou a stěnou vloženého karu. Svahové deformace mají charakter
katény (Mapa 2), jež byly analyzovány systémovou analýzou (Tab. 21).
Tab. 21: Systémová analýza katény forem svahových deformací v karové stěně jezera Laka
Zvlněný povrch,
četné skalní
Police v karové
Morfologický
Deflační plošina Nivační sníženina
výchozy
stěně, akumulace
systém
s vývěry vody
kamenů a bloků
(porušená cesta)
Akumulace
převěje, nivace,
Akumulace
Sjíždění skalních
Systém
zvýšené
skalních bloků,
Odvívání sněhu
bloků podél
procesů
provlhčování
kamenů a
ploch foliace
nižších částí
zvětraliny
svahu
Výrazná amfiteatrální forma ve které dnes leží jezero Laka je strukturně podmíněným karem
(geomorfologická linie spolu s neaktivním zlomem, foliace a na ně vázané pukliny vznikající
141
odlehčením) se složitou genezí, na které se podílí a podílela kromě glaciální činnosti i fluviální
činnost a svahové procesy typu skalních skluzů probíhající ve vazbě na plochy foliace. V horních
partiích svahu (ve vazbě na deflační plošiny) byla aktivní (a výjimečně je i v dnešní době)
nivace, která kromě ústupu horních hran karu způsobuje i provlhčování nižších partií svahu.
Na základě výše uvedeného je v cirkovité (karovité) sníženině možné vymezit následující
části:
o vložený kar – glaciálního původu;
o fluviálně podmíněnou sníženinu;
o konvexní část mezi výše uvedenými konkávními částmi, která je výrazně ovlivněna
svahovými deformacemi typu skalních skluzů (pro jejich vývoj byla a v omezené míře
zřejmě je i v dnešní době) významná nivace;
o polygenetické níže položené části karu.
Periglaciální formy
Obr. 79: Periglaciální formy ve vrcholových partiích Ždánidel
V zájmovém území okolí jezera Laka byly zjištěny následující periglaciální geomorfologické
formy:
o kryoplanační terasy (skládající se z mrazových srubů resp. srázů a plošin kryoplanační
terasy) – nacházející se na Dřevěné holi a zejména ve vrcholových partiích Ždánidel
(Obr. 79);
o geliflukční svahy – rozšířené na západním svahu Dřevěné hole a jihozápadním svahu
Ždánidel;
o vrcholové kryoplanační plošiny – ve vrcholových partiích Ždánidel. Tento vrchol je
charakteristický svou relativně pestrou horninovou skladbou (žuly, ruly, migmatity – viz
142
Obr. 11) a jeho výšková hladina neodpovídá žádné jiné plošině v zájmovém území. Tím
se liší od ostatních, zejména hřbetových, plošin, u kterých nacházíme periglaciální
formy, ale i velmi podobnou nadmořskou výšku (viz kap. 6.4.2.2). U Ždánidel můžeme
předpokládat, že toto snížení oproti plošině na Plesné bylo způsobeno intenzivnější
činností kryogenních procesů v důsledku pestřejší geologické stavby. Dokladem jsou
četné kryogenní formy v okolí tohoto vrcholu (Obr. 79).
o Jeskyně – ve vrcholových partiích Ždánidel se nachází výrazná průchozí jeskyně (délka
12 m, výška místy 3 m, max. šířka 2 m, tři vchody) vzniklá zřejmě podkopáváním
mrazového srubu (výška 6 m) a pohybem kongelifrakcí rozvolněných bloků (Obr. 79,
80) – viz níže.
Plošně velmi rozsáhlé jsou projevy geliflukce – nachází se na většině svahů v zájmovém
území. Jedná se o kameny a bloky různé velikosti rozptýlené v nepříliš mocné vrstvě zvětralin.
Typické jsou zejména v rozsáhlé sníženině charakteru úpadu. Na hranici s rozsáhlou
amfiteatrální karovou sníženinou jezera Laka byly zjištěny geliflukční terasy.
Největší koncentrace periglaciálních forem i výskyt mimořádných forem (jeskyně) této
geneze byly zjištěny ve vrcholových partiích Ždánidel (Obr. 79):
náhorní kryoplanační plošiny – ve vrcholových partiích Ždánidel se nachází tři oddělené
náhorní kryoplanační plošiny:
o vrcholová plošina s rulovým torem typu kuestoid;
o východně níže položená plošina, která je od vrcholové plošiny oddělená mrazovým
srázem a na JZ, J i JV přechází ve výrazné geliflukční svahy, místy tvořené nezarostlými
blokovými poli. Na samotném povrchu plošiny se nachází částečně zarostlé kamenné
moře. Na východě tato plošina přechází v systém tří kryoplanačních teras položených
nad sebou (Obr. 79).
o mírně ukloněná plošina na SV – jedná se o mírně (kolem 5°) ukloněnou plošinu
přecházející níže ve svah.
Formy na přilehlých svazích lze rozdělit podle orientace vůči světovým stranám do čtyř
skupin:
Formy orientované převážně na západ (Obr. 79) – zde se nachází rozsáhlá kryoplanační
terasa s mrazovým srázem, který má charakter hřbetu spadajícího z vrcholové plošiny; srub je
pokryt žulovými bloky a kameny, jež místy vytváří souvislý pokryv. Plošina kryoplanační terasy
má rozlohu 3,7 ha a v její spodní části se nachází rozpadlé rulové skalní torso přecházející ve
skalní stupeň. Na plošině terasy jsou patrné geliflukcí rozvlečené hranáče, které jsou roztroušené
i na přilehlém hřbetu.
Svahy orientované na J–JZ (Obr. 79) – zde se nachází výrazná nivační
sníženina – cirkovitá forma s 30 m vysokou a 130 m širokou konkávně prohnutou stěnou se
svahem se sklony místy přes 50°. Dno sníženiny je poměrně úzké (sklon se pohybuje od 0–7°
a níže přechází ve svah se sklonem ~20°), naopak, délka odpovídá délce stěny a je asi 96 m.
Další části svahu jsou pokryty geliflukčním svahem, kdy u svahů s téměř čistě jižní orientací
jsou formy nejvýraznější. Nacházíme zde nezarostlá bloková pole (tvořená žulovými bloky)
a skalní útvary – skalní věž a skalní výchozy v různém stupni destrukce (výrazné rozšíření
kolmých puklin).
Svahy orientované na východ – zde se nachází tři úrovně kryoplanačních teras vzájemně
oddělených mrazovými srázy (kompletně pokrytými hranáči) a mrazovými sruby, na kterých je
pod mělkou vrstvou surového humusu souvislý pokryv hranáčů (patrné zejména na vývratech).
Mrazové sruby (max. výška 8 m) hradící plošiny kryoplanačních teras mají převislé spodní části,
což je zejména nápadné u skalního defilé se směrem 105–280°, který je tvořen dvěma
mohutnými bloky, kdy vyšší blok vytváří asi 2 m převis. Za těmito bloky se nachází asi 12 m
dlouhá průchozí jeskyně (Obr. 80, Foto 16 a 17). Pro vznik jeskyně lze předpokládat významný
vliv následujících faktorů:
o výrazná puklinová zóna kolmých puklin ve směru 115–285°,
o výrazná zóna horizontálních puklin se sklonem 5–10° u úpatí mrazového srubu,
143
o podkopávání bloků kongelifrakcí resp. kombinací procesů probíhajících u úpatí
mrazového srubu v periglaciálních podmínkách,
o poměrně velký sklon plošiny kryoplanační terasy (~6°) podmiňující zvýšený odnos
zvětralin po plošině kryoplanační terasy,
o zvýšená akumulace sněhu, jež byl přinášen větry západních směrů a akumuloval se za
hranou oddělující vrcholovou plošinu a přilehlý svah. Sníh zde působil jako zdroj
vlhkosti a způsoboval tak větší intenzitu geomorfologických procesů.
Právě poslední zmíněný faktor byl pravděpodobně stěžejní pro vznik většího množství
periglaciálních forem v horních partiích svahů s východní orientací.
Obr. 80: Schematický náčrt jeskyně ve vrcholových partiích Ždánidel (pro srovnání viz Foto 16
a 17)
jeskyně
bloky
podloží
12 m
6m
Svahy orientované na sever – horní partie svahů s touto orientací pozvolna přechází do níže
položených částí svahů či hřbetů, a to bez přítomnosti nějakých výraznějších kryoplanačních
forem. Výrazná hřbetová plošina se nachází až níže (Mapa 2), ale bez zjištěných skalních útvarů.
Formy vzniklé činností povrchové vody
Významné fluviální formy v zájmovém území v okolí jezera Laka navazují na:
o glaciální konstrukční segment, který je prořezáván potokem vytékajícím z jezera Laka,
jež v glaciálních sedimentech vytváří výraznou strž (viz Obr. 34 a 35);
o rozsáhlou sníženinu charakteru úpadu – tato rozsáhlá konkávně-konkávní forma
(maximální šířka asi 1 400 m) se zde zužuje do šířky asi 100 m (Obr. příl. FF);
v plochém dně údolí zde na východním okraji glaciálního konstrukčního segmentu
vzniká asi 50 m široká, kolem 1–2 m hluboká fluviální sníženina. Boční holocenní
fluviální eroze pravděpodobně výrazně zvětšila sklon přední strany boční morény (Obr.
34 a 35). Fluviální sníženina je ukončena skalnatým stupněm, kde ve skalním podloží
vodní tok opouštějící popisovanou fluviální sníženinu vytváří erozní zářez (Obr. 81).
144
Obr. 81: Vybrané fluviální formy navazující na konstrukční glaciální segment v předpolí jezera
Laka (pro lepší orientaci jsou doplněny i formy jiné než fluviální geneze)
V předpolí glaciálního konstrukčního segmentu obě výše popsané formy přechází v údolní
dno navazující na relikty zalednění. Na západě je údolní dno (tvořené kamenitými až písčitými
sedimenty) lemováno strmým svahem zřejmě termoerozního původu (v chladných obdobích
pleistocénu byl vodní tok k tomuto svahu pravděpodobně zatlačován materiálem, jež byl
transportován geliflukcí ze svahu s teplejší, západní orientací). Na východě se nad dno údolí
zvedá terasa s místy morfologicky výrazným stupněm (Obr. 81). Povrch terasy je pokryt zřejmě
geliflukčním pokryvem (místy s kameny o velikosti až 0,6 m v delší ose). Dále nad terasou se
zvedá výrazný, skalnatý stupeň (ve skalním podkladu je zde vytvořen erozní zářez odvodňující
fluviální sníženinu – viz výše). Popisovaný skalnatý stupeň odděluje plošinu terasy od úrovně
pedimentu, který se zde rozkládá na obou stranách údolí (viz Mapa 2).
Z výše uvedeného vyplývají následující palegeomorfologicky významné skutečnosti:
o S erozní činností (spojenou se starším zaledněním) zřejmě souvisí stupeň oddělující
plošinu popisované terasy, přičemž samotná plošina terasy zde představuje staré údolní
dno, vytvořené v průběhu tohoto zalednění.
145
o Dnešní úroveň údolního dna navazující na čelo glaciálních sedimentů představuje úroveň
související s mladším, méně rozsáhlým, zaledněním. Erozní činnost tavných vod
souvisejících s tímto zaledněním prořízla výše položenou terasu, vytvořenou v průběhu
staršího (rozsáhlejšího) zalednění a vytvořila výplň údolí, na které jsou dnes uloženy
holocenní sedimenty.
Uvedené skutečnosti mají značný paleogeomorfologický význam, protože nepřímo potvrzují
existenci dvou odlišných zalednění, kdy můžeme předpokládat existenci dvou zalednění –
staršího (více rozsáhlého) a mladšího (méně rozsáhlého) zalednění.
Dno údolí navazující na glaciální sedimenty níže v údolí končí, a to zhruba na úrovni, kde
strmý termoerozní svah již není tolik výrazný. Potok zde destruuje údolní dno navazující na
glaciální sedimenty. Zvýšenou zpětnou erozí zde vzniká zářez s plochým (místy přes 10 m
širokým) dnem. Výška svahů tohoto zářezu kolísá od 2 až po 10 m (v nejhlubším místě na levé
straně toku). Na pravé straně toku je svah celkově nižší.
Pod Starou Hůrkou, v místě, kde se na svahu pravděpodobně fluviální geneze (v případě, že je
platná hypotéza o říčním pirátství vznikl svah postupným zahlubováním Jezerního potoka)
nachází úpad, je znovu patrná i vyšší úroveň údolního dna (jedná se o úroveň navazující na
glaciální sedimenty). Na starší dno údolí zde v přilehlém svahu navazují fosilní erozní
formy – svahy zakleslých meandrů (Obr. 81).
Na základě těchto faktů můžeme říci, že v oblasti Staré Hůrky došlo po skončení zalednění
k události, která způsobila zvýšení intenzity hloubkové eroze Jezerního potoka, jež prořízl staré
údolní dno vázané na mladší zalednění. Tento fakt je s největší pravděpodobností spojený
s relativním poklesem lokální erozní báze. Ta je zde stejně jako v zájmovém území v okolí
Prášilského jezera tvořena úrovní Kocháňovských plání.
Její pokles může být způsoben:
o tektonicky – zdvihem kry Debrnické hornatiny oproti Kocháňovským pláním
(Kocháňovské pláně jako celek poklesat nemohou, protože podobný jev nebyl zjištěn
v zájmovém území v okolí Prášilského jezera);
o erozně – zpětnou erozí Křemelné, která v průběhu holocénu mohla ovlivnit výšku lokální
erozní bázi Jezerního potoka vytékajícího z jezera Laka. Na základě analýzy podélných
a příčných profilů Křemelné a Jezerního potoka, však bylo zjištěno, že sklon podélné
křivky Jezerního potoka se velmi výrazně mění až ~2,3 km od ústí do Křemelné, a to
v místě, kde tok překonává svah mezi Hůreckým vrchem a Dřevěnou holí. Tato křivka
má navíc ve spodní části výrazně konkávní charakter. Morfologicky se zpětná eroze
Křemelné začíná výrazněji projevovat asi v 800 m n. m., tedy o 20 m n. m. níže než je
ústí Jezerního potoka vytékajícího z jezera Laka. Z tohoto pohledu se tato hypotéza jeví
jako méně pravděpodobná.
Z vazby erozních forem na glaciální sedimenty vyplývá další závažná skutečnost, a sice
možnost datování, a tedy i stanovení rychlosti, snižování lokální erozní báze Jezerního potoka
v holocénu (ať tektonickým zdvihem nebo zpětnou erozí Křemelné). Pokud v souladu s výsledky
s datováním konce zalednění v zájmovém území v okolí Prášilského jezera budeme uvažovat
s úplnou deglaciací mezi 13–14 000 BP (viz kap. 6.5.1) a průměrné zahloubení v okolí jezera
Laka stanovíme na 8 m, dostáváme se k průměrné rychlosti zahlubování, vodního toku o ~0,6 m
za 1 000 let (v průběhu holocénu a pozdního glaciálu).
Formy vzniklé činností svahových procesů
Oblastí s plošně nejrozsáhlejším působením svahových procesů v zájmovém území v okolí
jezera Laka je (kromě geliflukčních forem) strmá část karové stěny. Geomorfologickým
procesem, který je zde dominantní, jsou skalní skluzy, ke kterým dochází po plochách foliace
krystalických břidlic. Působení těchto procesů je bezpochyby recentní, jak dokládá poničená,
přibližně 150 let stará cesta. Proto je rozbor těchto forem a procesů zařazen do kapitoly
věnované morfodynamice (viz kap. 6.6.2.2).
146
Fosilní formou, jejíž vznik je vázán na svahové procesy, je výrazný zářez ukončený poměrně
rozsáhlou amfiteatrální sníženinou nacházející se západně od karu jezera Laka (Mapa 2,
Obr. 82).
Obr. 82: Zářez pleistocénního proudového sesuvu v zájmovém území v okolí jezera Laka
Tato forma se skládá z následujících částí (Obr. 82):
o amfiteatrální sníženina s prorašelinělým dnem navazující na plošinu jež vybíhá
ze sedlové plošiny mezi Plesnou a Polomem. Z rašeliniště na dně sníženiny vytéká potok
protékající níže položenými částmi formy.
o Jako transportní zóna byla označena horní část zářezu navazující na výše položenou
amfiteatrální sníženinu bez výraznější akumulace sedimentů.
o Akumulační oblast, která je rozdělena na dvě části:
a) vyšší část, která má charakter postupně se rozšiřujícího zářezu s plochým dnem, kde je
přítomnost nezpevněných sedimentů doložena vznikem erozních zářezů;
b) nižší část, kde se sedimenty ukládaly v podobě akumulačního kužele, který je v dnešní
době výrazně poznamenán fluviálními procesy a přechází do sníženiny ležící západně
od lalokovité akumulace glaciálních sedimentů.
Vznik formy je pravděpodobně spojen s polohou plošiny, která sloužila jako deflační oblast
pro sníh, jež byl ukládán na jejím okraji. Zde působil jako zdroj vlhkosti a inicioval vznik
opakovaných proudových sesuvů nebo mur. Geneze amfiteatrální sníženiny mohla tedy být
částečně podmíněna i nivací, kdy sníh působil jako významný zdroj vlhkosti. Činnost svahových
procesů mohla být v chladných obdobích pleistocénu zvýrazněna přítomností permafrostu
působícího jako nepropustná vrstva a výrazně zvyšujícího činnost svahových procesů
(CZUDEK 2005b).
CZUDEK (2005b, s. 111–113) uvádí, že v pleistocénu u nás byly svahové deformace
nejrůznějších forem podstatně častější než dnes, ale zdůrazňuje obtížnost odlišení pleistocénních
a holocénech svahových deformací. V případě zkoumaného sesuvu, je nutné uvést, že
diagnostika formy byla provedena na základě geomorfologické analýzy, a že není doložena
geologickými důkazy.
Velikost a charakter geomorfologických forem a jejich prostorové uspořádání však ukazují na
existenci fosilní geomorfologické katény, jež byla z karové stěny Prášilského jezera popsána
i v recentním stádiu vývoje (MENTLÍK 2005b, c; viz obr. příl. KK) a ve fosilní podobě byla
147
zjištěna i ve stěně karu jezera Laka (viz výše).
Pro vznik katény je důležitá deflační plošina (s orientací vůči západním větrům) s výraznou
hranou, za kterou dochází k akumulaci sněhu. Sníh výrazně zvyšuje vlhkostní poměry svahu
a iniciuje větší intenzitu svahových procesů. Na nivační sníženinu níže navazují murové dráhy
nebo svahové deformace jiných typů, jejichž intenzita je závislá na zvýšené vlhkosti podmíněné
tajícím sněhem. Vznik murových drah je podmíněn existencí sníženiny ve svahu, která v případě
zkoumané formy zřejmě měla charakter erozního zářezu, vznikajícího činností vodního toku
protékajícího zkoumanou formou i v dnešní době.
Nepřímé důkazy, že se jedná o fosilní formu (zářez proudového sesuvu) vznikající
v podmínkách permafrostu jsou:
o v chladných obdobích byla zvýšená akumulace sněhu, který se shromažďoval v horní
části a v regelačních cyklech a zvyšoval vlhkost na svahu,
o vlhkost na svahu zvyšoval dále permafrost, a to jednak obsahem ledu v činné vrstvě
a dále tím, že působil jako nepropustná vrstva zabraňující vsakování vody; na druhou
stranu permafrost zabraňoval výstupu spodní vody resp. pramenů;
o velikost formy – je velmi nepravděpodobné, že geomorfologická forma takového
charakteru a velikosti by mohla na Šumavě (vzhledem k převládajícím
geomorfologickým podmínkám – klima, biocenózy) vzniknout v holocénu,
o absence vegetace způsobovala větší intenzitu svahových procesů a tedy i vznik výrazně
větších forem.
6.5 Analýza morfochronologie zájmových území
6.5.1 Morfochronologie okolí Prášilského jezera
Relativní datování geomorfologických forem
I když i u starších a rozsáhlejších forem je vzhledem k jejich vzájemným prostorovým
vazbám a morfochronologickým souvislostem možné částečně rekonstruovat určité fáze vývoje
georeliéfu (Obr. 104), nejvíce možností pro relativní i absolutní datování poskytují glaciální
formy. Jejich charakter – na jedné straně vazba na hřbetové a vrcholové plošiny s periglaciální
modelací, návaznost fluviálních resp. glaciofluviálních forem v nižších polohách a konečně
existence mladších forem, které se nakládají a částečně je destruují – umožňuje stanovit
morfochronologickou škálu vývoje zkoumaného území s podstatně větší přesností než u oblastí,
kde se glaciální formy nenachází.
Z hlediska morfochronologických výzkumů má stěžejní význam podrobné geomorfologické
mapování, protože na rozdíl od jiných, např. datovacích metod, přináší informace o vzájemných
prostorových vztazích jednotlivých částí georeliéfu, z kterých je následně možné odvozovat
i jejich chronologické vazby. U tvarů vzniklých v jednotlivých etapách vývoje geosystémů je
v rámci glaciologicko-geomorfologických výzkumů důležitá jejich kontinuální návaznost,
zkoumaná jednak samostatně u konstrukčních a destrukčních forem, ale určující i jejich
vzájemné vazby. Oproti tomu datovací metody mohou přinášet poměrně přesné (i numerické)
informace o stáří sedimentů, ale bez znalosti prostorového uspořádání geomorfologických forem
(jejich rozlohy a vzájemných prostorových vztahů) je jejich interpretační význam velmi omezen.
V zájmovém území proto byly na základě geomorfologické analýzy určeny glaciální
geomorfologické formy, jež pravděpodobně vznikly v jednotlivých stádiích vývoje geosystémů
a následně bylo prostřednictvím jejich vzájemné polohy určeno jejich pravděpodobné relativní
stáří (Obr. 83). Předpokládaná geneze forem, a to i v jednotlivých fázích vývoje krajiny,
je popsána v rámci kapitoly věnované morfogenezi (viz kap. 6.4.1.3).
Relativní stáří glaciálních forem bylo ověřováno pomocí dalších metod – 2 metody založené
na základě měření tvrdosti skalních povrchů (Schmidt hammer test) a analýzy drsnosti skalních
povrchů. Kromě ověření relativního věku forem tyto metody potvrzují i jejich správné vymezení
– svébytná geomorfologická individua by měla být tvořena sedimenty přibližně podobného stáří,
což je ověřováno pomocí výpočtu podle (5, 6 a 7).
148
Obr. 83: Relativní stáří akumulačních forem v okolí Prášilského jezera
Poznámka: Rmax je průměrná hodnota Schmidt hammer testu podle EVANSE et al. (1999), R je
průměrná hodnota Schmidt hammer testu podle „standardní metodiky“ uváděné v HUBBARD
& GLASSER 2005 a D je pořadí sledovaných geomorfologických forem podle drsnosti povrchů
skalních bloků, které se na nich nacházejí.
Schmidt hammer testem podle obecně používané metodiky popsané v HUBBARD & GLASSER
(2005) (viz kap. 5.10.2.2), byly v zájmovém území v okolí Prášilského jezera datovány
následující formy (Obr. 83) (malý počet žulových bloků neumožnil užití této metody u lalokovité
formy rozšířené podél svahu s převažující východní orientací, jejíž vznik je přičítán
ledovcovému kamennému ledovci):
o plošina navazující na stupeň a morény (čelní a boční) přičítané nejstaršímu zalednění;
o oba morénové valy v okolí Prášilského jezera;
o bloky v karové stěně;
o skalní výchozy v karové stěně.
Výsledky jsou zřejmé z Obr. 84, kdy se ukázalo, že relativní stáří zkoumaných forem stoupá
od forem potenciálně nejstaršího zalednění až ke skalním výchozům v karové stěně.
Rozdíly průměrné R hodnoty (Obr. 84) jsou podobné mezi bloky nejstaršího zalednění
a bloky na vzdálenějším valu od jezera, bloky vnějšího a vnitřního morénového valu i mezi
149
bloky v karové stěně a povrchy skalních útvarů v karové stěně (rozdíl přibližně +3,8–5,4 R – viz
Obr. 84). Naopak, velmi podobné jsou R hodnoty (rozdíl 0,1 R) mezi bloky druhého valu a bloky
v karové stěně (Obr. 84).
Z literatury není přesně znám způsob, jakým se mění R hodnota v čase. Vztah může být
lineární, ale je pravděpodobné, že tato změna je kromě délky období závislá i na klimatických
podmínkách, jež panovaly v jednotlivých časových obdobích a struktuře horniny. Přesto na
základě uvedených výsledků (Obr. 84) lze vyslovit následující hypotézu:
Mezi jednotlivými zaledněními nebyl příliš velký časový odstup (rozdíl zvětrání bloků
nejmladší morény a skalních výchozů je podobný jako rozdíl zvětrání bloků spojených
s nejstarším zaledněním a morény mladšího zalednění položené dále od jezera, přičemž můžeme
předpokládat, že podmínky pro zvětrávání byly v chladných obdobích pleistocénu ještě
příhodnější než v průběhu holocénu). Dále můžeme říci, že skalní bloky v karové stěně vznikly
těsně po skončení zalednění, což odpovídá paraglaciální fázi vývoje geosystémů – průměrná
míra jejich zvětrání je podobná jako u bloků morény blíže položené k jezeru (rozdíl 0,1
R – Obr. 84). Rozptyl R hodnot u bloků v karové stěně je nejvyšší ze všech sledovaných forem
(v = 17,9 %), což napovídá tomu, že v karové stěně se nachází bloky různého stáří a k opadávání
skalních úlomků zde v omezené míře docházelo i v holocénu.
Obr. 84: Relativní datování forem Schmidt hammer testem podle H UBBARD & GLASSER (2005)
Při použití metody relativního datování podle EVANS et al. (1999) byla pozornost zaměřena
na glaciální konstrukční formy (Obr. 85), kdy byly datovány i bloky na stupni oddělujícího
lalokovitou formu mladší etapy zalednění (to bylo umožněno tím, že pro použití této metody je
hodnota měřena pouze u 5 bloků na nichž je provedeno 5 měření a výsledná Rmax hodnota je
počítána jako průměr z 5 nejvyšších měření; u první použité metody bylo počítáno se statisticky
průkaznějšími soubory s n > 65 – viz kap. 5.10.2.2).
Výsledky této metody (Obr. 85) potvrdily největší míru zvětrání u bloků ležících na formách
přičítaných nejstaršímu zalednění, kdy se velikost Rmax hodnoty postupně snižovala k blokům na
150
bližším valu k jezeru. Největší rozdíl byl zjištěn mezi Rmax hodnotou naměřenou u povrchů bloků
ležících na formách náležících k nejstaršímu zalednění a blocích ležících na stupni oddělujícím
lalokovitou formu mladší etapy zalednění (+ 6 Rmax). Tento rozdíl byl více než dvojnásobný než
rozdíl mezi Rmax hodnotou bloků ležících na výše popisovaném stupni a vnějším morénovém
valu u jezera (+2,8 Rmax).
Tyto výsledky je možné interpretovat tak, že druhá etapa probíhala více kontinuálně a tedy
částečně odděleně od nejstarší fáze, ale ani zde se rozdíl mezi Rmax hodnotami obou etap
zalednění (nejstarší a mladší etapy) nejeví nijak výrazný. Je to zejména proto, že hodnota okolo 5
R byla v rámci první použité metody zjištěna např. i mezi bloky nejmladší morény a skalními
povrchy v karové stěně (viz výše). Je tedy pravděpodobné, že i když byla nejstarší etapa částečně
oddělena od mladší, nebyl tento rozdíl příliš výrazný. V průběhu mladší etapy pak jednotlivé
fáze probíhaly pravděpodobně kontinuálně, kdy jedna navazovala bezprostředně na druhou.
Obr. 85: Relativní datování forem Schmidt hammer testem; metoda podle EVANS et al. (1999)
vyjadřuje hodnoty označované v textu jako Rmax – viz kap. 5.10.2.2
65
60
metoda dle Evans et al. 1999
R 55
"tradiční" metoda Hubbard &
Glasser 2005
50
45
nejstarší
zalednění
stupeň mladšího
zalednění
vnější val
vnitřní val
Tab. 22: Výsledky analýzy drsnosti skalních povrchů žulových bloků glaciálních forem
u předpokládaných stádií zalednění
Hloubky jamek
3,36
n
85
p.
2
5,85
n
85
p.
1
n
20
počet
3
%
15
p.
1
Bloky s odlupující se
kůrou zvětrávání
n
počet %
p.
20
11
55
1
3,31
31
3
5,12
31
2
12
5
41
4
12
2
16
4
13
3
3,43
3,25
65
60
1
4
4,93
3,25
65
60
3
4
20
20
7
8
35
40
2
3
20
20
9
8
45
40
2
3
8
14
2
4
x
Nejstarší
zalednění
Stupeň
mladšího
zalednění
Vnější val
Vnitřní
val
Šířka jamek
x
Bloky bez jamkovitosti
Celkové
pořadí
∑
p.
5
1
Další použitou metodou relativního datování byl rozbor drsnosti skalních povrchů – metodika
viz kap. 5.10.2.2. Výsledky uvedené v Tab. 22 dokládají, že se pomocí použité metody podařilo
rozlišit nejmladší a nejstarší formy, což potvrzuje existenci dvou etap zalednění v zájmovém
území, ale další výsledky již signifikantní nejsou – stupeň oddělující lalokovitou formu mladší
etapy zalednění vykazoval menší relativní stáří než bloky na vnějším morénovém valu u jezera.
151
Tento problém byl zřejmě způsoben menším počtem žulových bloků, které mohly být do analýzy
zahrnuty (z důvodu malého počtu bloků na této formě), a tím zřejmě došlo ke zkreslení výsledků.
V případě analýzy drsností skalních povrchů by bylo zřejmě vhodné využít některý z přístrojů
použitých např. v práci MCCARROLL & NESJE (1996) a tím výsledky zpřesnit.
Numerické datování forem
Pro numerické datování deglaciace zájmového území byl využit profil vrtu částečně jezerních
sedimentů odebraný ve Staré jímce (Obr. příl. CC). V Tab. 23 jsou uvedeny přesné hloubky
odběrů vzorků pro datování i jeho výsledky (problematika radiokarbonového datování viz
kap. 5.10.2.3).
Tab. 23: Výsledky absolutního datování profilu vrtu odebraného ve Staré jímce
Kód
Kalibrovaný
Metoda
laboratoře
Hloubka
věk (BC)
14
(radiokarbonového)
C věk BP
a označení
odběru [m]
s přesností
datování
vzorku
68 %
30097; SJ4
Konvenční
0,2–0,3
2 660±170
1 050–350
GdAMS
2,00–2,10
3 850±170
2 600–2 000
15745,SJ 5
GdA-520,SJ
AMS
3,10–3,20
7 730±90
8 590–8 420
2
GdAAMS
3,94–4,00
7 890±90
8 980–8 590
514,SJ 1
12 650–
GdAAMS
4,50–4,60
10 470±120
12 170
516,SJ 3
Kalibrovaný
věk (BC)
s přesností
95 %
1 400–100
2 900–1 850
8 770–8 360
9 050–8 450
12 800–
12 000
Podle dat uvedených v Tab. 23 byla vypočítána rychlost sedimentace v jezeře, jež byla určena
na 23 mm/rok. Protože byla předpokládána různá rychlost sedimentace v pozdním glaciálu
a holocénu, byly pro výpočet rychlosti sedimentace použity výsledky dvou nejstarších datování
(SJ 1 a 3; Tab. 23). Výpočtem tak byla určena doba vzniku jezera (resp. začátku jezerní
sedimentace) na ~12 800 BP.
Rychlost sedimentace v holocénu, a tedy hodnota, kdy došlo k pravděpodobnému zazemnění
jezera byla počítána ze SJ4 a 1 – Tab. 23. Doba zazemnění jezera tak byla výpočtem určena na
~3 390 BP. Oproti původním předpokladům byla zjištěná rychlost sedimentace v holocénu větší
než v pozdním glaciálu, a to ~28 mm/100 let. To je v rozporu s údaji, které uvádí VESELÝ et al.
(2004) z Plešného jezera. Rychlost sedimentace ve Staré jímce tak neodráží zmenšení intenzity
geomorfologických procesů v holocénu oproti pozdnímu glaciálu (VESELÝ et al. 2004; viz kap.
4.1). Zrychlení sedimentace v jezeře Staré jímky však může být způsobeno malými rozměry
jezera, kdy nejprve limnická sedimentace byla i přes rychlejší geomorfologické procesy
v pozdním glaciálu pomalejší než závěrečné fáze zazemňování resp. zarůstání malého jezera,
kdy měl u postupně se zatemňujícího jezera zřejmě již velký podíl rychlejší přínos materiálu ze
stran. Vzorky (SJ1 a SJ3) také přesně nepodchycují období pozdního glaciálu, ale spíše přechod
pozdní glaciál až holocén (členění podle Alp – PREUSSER 2004).
6.5.1.1 Shrnutí morfochronologie v zájmovém území v okolí Prášilského jezera
Vývoj georeliéfu v zájmovém území v okolí Prášilského jezera je shrnut v Tab. 24 a graficky
na Obr. příl. ChCh). Nacházíme zde důkazy o dvou hlavních etapách zalednění, kdy starší
zalednění bylo rozsáhlejší a ledovec měl charakter spíše malého údolního než karového ledovce.
Relikty starších zalednění však nelze zcela spolehlivě vyloučit (např. pod sedimenty mladších
zalednění nebo jako části forem přičítaných nejstaršímu zalednění). Jejich existence je zde
pravděpodobná zejména proto, že kar Prášilského jezera (Foto 3) je forma, která se vzhledem ke
své rozloze pravděpodobně vyvíjela déle než 100 000 let, a to i s ohledem na to, že je výrazně
strukturně predisponovaná a v dřívějších chladných obdobích mohl její vývoj probíhat
152
kryogenními procesy, jak předpokládá VOTÝPKA (1979) nebo CZUDEK (2005b).
Druhá etapa zalednění zřejmě navazovala na etapu první a v jejím průběhu můžeme vymezit
dvě fáze. V průběhu první fáze zde z ustupujícího ledovce vznikl v blízkosti vysokého svahu
s převažující východní orientací ledovcový skalní (kamenný) ledovec (viz kap. 6.4.1.3). Po jeho
zániku (nebo i částečně paralelně s ním) probíhala druhá fáze této etapy, a to odděleně v karu
Prášilského jezera a Staré jímky (Tab. 24). V karu Prášilského jezera nejprve fungoval
schodovitý kar (vznik vnějšího morénového valu) a následně bylo zalednění vázáno pouze na
samotný kar (vnitřní morénový val). Ve Staré jímce v této fázi zůstala zachována ledovcová
čočka, která byla překrývána sutí murových proudů, čímž v předpolí Staré jímky vznikl
protažený val se strmou proximální a mírnou distální stranou. Po roztátí ledovcové čočky zde
vznikla sníženina, v paraglaciální fázi zahrazená akumulací murového proudu, čímž zde vzniklo
pozdně-glaciální jezero.
Tab. 24: Shrnutí fází vývoje georeliéfu spojených se zaledněním v zájmovém území v okolí
Formy
Stáří
1.
stádium
2.
stádium
Oblast Staré
jímky
Oblast jezera
2. fáze
2. etapa
1. fáze
1. etapa
konstrukční
Paraglaciální etapa
Začátek cca 13 000 BP
destrukční
Proces
Morénový val
+boční moréna.
Stupeň
žulových bloků
+ balvaniště
Schodovitý kar
Prášilského
jezera, uzávěr
údolí
Glaciální činnost
karového nebo
malého údolního
ledovce
Lalokovitá
forma (glaciální
čelo, smíšená
hlavní část)
Schodovitý kar
Prášilského
jezera, strmý
svah s převl.
východní
orientací
Ledovcový skalní
(kamenný) ledovec
Vnější
(výraznější) pás
morén
Vnitřní
morénový pás
Široký val se
strmou
proximální a
mírnou distální
stranou
Osypy, murové
akumulace
(hráz jezera)
Schodovitý kar
Kar Prášilského
jezera
Strmý
(v podstatě
lineární) svah
s převládající
východní
orientací
Skalní stěny,
murová úžlabí
Důkazy
Morfologické,
orientace klastů (více
než 20 %), opracování,
tvar (delší vzdálenost),
striace klastů,
SEM – glaciální nebo
deluviální transport,
Kontinuita formy
potvrzená datováním
Morfologické,
orientace klastů (čelo
přes 20%; hlavní část
~10 %);
opracování, tvar –
transport na kratší
vzdálenost
karového ledovce
(schodovitý typ)
karového ledovce
Morfologické,
prostorová kontinuita
potvrzena relativním
datováním
Ledovcová čočka +
murová činnost
Morfologické,
orientace klastů ~10 %;
vzdálenost
Skalní řícení,
murová činnost.
Vznik jezera ve
Staré jímce
Morfologické,
orientace klastů ~10 %;
vzdálenost
6.5.1.2 Rekonstrukce geosystémů jednotlivých stádií zalednění v okolí Prášilského jezera
V souladu s navrženým konceptem geosystému Šumavského karu (viz kap. 5.8.1.4) byly na
základě znalostí charakteru a rozsahu zalednění v jednotlivých fázích vypracovány
paleogeomorfosystémy, a to pro každé předpokládané stádium zalednění. Cílem bylo srovnání
forem, jež byly součástí geosystémů v jednotlivých stádiích zalednění a charakteru jejich
horizontálních i vertikálních vazeb. Jako látkový vstup do systému byl uvažován sníh, jako
výstup ze systému ablační voda, jako hlavní zdroj energie geomorfologických procesů byla
153
gravitační energie, pro transport sněhu pak vítr. Kromě sněhu a ledu byly významným
transportovaným materiálem úlomky hornin přenášené zejména svahovými či glaciálními
procesy (vzhledem k dominantnímu postavení těchto procesů byl význam ostatních
geomorfologických procesů zanedbán). Jednotlivé prvky geomorfosystémů byly určeny na
základě reálných geomorfologických individuí náležících do geosystému Šumavského karu
(zjištěných geomorfologickým mapováním).
Obr. 86: Rekonstrukce paleogeomorfosystému nejstarší etapy zalednění
Vstupy a
výstupy do
systému (sníh,
voda)
d3
t4
t3
a1
d2
d1
t2
t1
s1
Přechod materiálu
(sněhu, ledu nebo
úlomků hornin)
Destrukce
prvků
systému
V rámci vymezených geosystémů (Obr. 86–89) bylo zjištěno pět základních prvků systému
(d, t, a, s, as):
d – deflační prvek; plošina (vrcholová nebo hřbetová) na které docházelo k deflaci sněhu
a jeho akumulaci pod/na jejím závětrném okraji;
t – transportní prvek (karová stěna nebo strmý svah údolí většinou s orientací na S, SV nebo
V); po tomto svahu docházelo k transportu sněhu lavinami a skalnímu řícení či k murovým
proudům; ústupem karové stěny se mohla zmenšovat velikost deflační plošiny – ústup svahů
(zejména v místech snížené odolnosti hornin nebo zvýšené geomorfologické aktivity způsobené
například zvýšenou akumulací sněhu či ledu) ovlivňoval sousední části svahu (viz Obr. 86,
87 a 88) – horizontální vazby v systému.
a – akumulační prvek; místo, kde docházelo k akumulaci sněhu resp. ledu; většinou se jednalo
o dno karu nebo místo u úpatí strmého svahu s převažující východní orientací; zvětšováním
akumulační oblasti činností karového ledovce docházelo k zestrmování resp. ústupu karové stěny
(změna transportního prvku – t);
s – sedimentační prvek; prvek ve kterém probíhala akumulace klastického horninového
materiálu; na rozdíl od ostatních tento prvek výrazněji destrukčně neovlivňoval ve vertikální
hierarchii výše postavené prvky;
as –prvek vyjadřující místo akumulace ledu a suťového materiálu ledovcového skalního
(kamenného) ledovce – podél úpatí strmého svahu s převažující východní orientací, v průběhu
1. fáze 2. etapy zalednění (viz Obr. 87);
V paleogeomorfosystému nejstaršího zalednění (Obr. 86) byly zjištěny tři pravděpodobné
deflační prvky (d1, d2 a d3). Deflační plošina d1 byla plošina nad karem Prášilského jezera.
Symbol d2 vyjadřuje plošinu nad výše položeným karem stupňovitého karu Prášilského jezera
a d3 byla sedlovou plošinou na Předělu – součást velkého reliktu zarovnaných povrchů na
Jezerním hřbetu.
V případě t1 až t4 se jednalo o strmé svahy s převážně chladnou orientací, kde t1 představoval
stěnu karu Prášilského jezera, t2 stěnu výše položeného karu, t3 strmý svah nad Starou jímkou
(není navázán na žádnou výraznější deflační plošinu) a t4 strmý svah s převážně severní orientací
154
v samotném uzávěru údolí. Protože vypočtená maximální mocnost ledu v době nejrozsáhlejšího
zalednění byla ~50 m, představoval akumulační prvek systému a1 relativně rozsáhlou souvislou
akumulaci (zřejmě malý údolní ledovec), do kterého byly největší dotace sněhu pravděpodobně
přinášeny z t1, a t4, kde předpokládáme i největší dotace sněhu z deflačních plošin (směr
proudění ledu určen na základě orientace klastů viz Obr. příl. O a charakteru rozložení
nejstarších akumulačních forem – viz Obr. 83). Činností ledovce vznikaly akumulační formy (s1)
v podobě čelních morén, boční morény a balvaniště představujícího relikt svrchní morény
(Obr. 51) – předpokládaná rozloha zalednění viz Obr. příl. ChCh.
V první fázi druhé etapy zalednění (Obr. 87), kdy byl dominantním formotvorným procesem
v zájmovém území ledovcový skalní (kamenný) ledovec, ztratily téměř význam deflační plošiny
– pohyb skalního (kamenného) ledovce způsoboval lithostatický tlak nahromaděné suti na
povrchu zbytku ledovce, jež se nacházel u úpatí strmého svahu s převažující východní orientací.
Pokud do systému vstupoval z horních částí systému sníh, nebylo ho takové množství, aby
přispěl ke zvětšování ledovce. Prvky t1, t2 a t3 zůstaly prostorově stejné jako u prvního systému,
ale hlavními procesy, které zde probíhaly byly murové proudy a skalní řícení. Výrazně však klesl
význam svahu se severní orientací v uzávěru údolí (t1). Bylo to zřejmě proto, že tento zastíněný
svah rozmrzal podstatně méně než teplejší východně nebo dokonce jihovýchodně orientované
svahy, na kterých následně byla i větší intenzita svahových procesů, důležitá pro vznik
akumulace ledovcového skalního (kamenného) ledovce (as2). Zpětná vazba as2 na utváření svahu
spočívala v tom, že zde nevznikal osyp, který by zpomaloval zestrmování a tedy i ústup ve
spodních částech svahu, ale sedimenty byly odnášeny pohybem ledovcového skalního
(kamenného) ledovce a tím pokračoval ústup svahu v jeho spodní části (předpokládaná rozloha
ledovcového kamenného ledovce viz Obr. příl. ChCh).
Obr. 87: Rekonstrukce paleogeomorfosystému první fáze druhé etapy zalednění – fáze
ledovcového skalního (ledovcového) ledovce
t3
t2
as2
t1
Transport – sněhu
nebo úlomků
hornin
Destrukce
prvků
systému
V případě druhé fáze mladší etapy zalednění byla glaciální činnost koncentrována v oblasti
karu (resp. schodovitého karu) Prášilského jezera (Obr. 88) a v oblasti Staré jímky (Obr. 89).
V karu (resp. schodovitém karu) Prášilského jezera byla glaciální činnost nejprve vázána na
oba kary (výše i níže položený kar) (Obr. 88 A). Deflační plošiny d1 a d2 zde jsou opět
představovány deflačními plošinami nad oběma kary, které byly významné pro akumulaci sněhu
i v rámci geosystému nejstaršího zalednění (Obr. 86). Stejně tak t1 a t2 jsou stěny obou karů, po
kterých docházelo k transportu sněhu z horních částí geosystému (převěje pod okrajem deflační
plošiny) k úpatí karové stěny (na dno karu). V obou karech zde vznikaly karové ledovce (a2 a a3),
přičemž z horního karu byl led transportován do níže položeného karu (z a3 do a2). Transport
probíhal přes transportní zónu spojující oba kary (dnes četné skalní výchozy kvarcitické ruly ve
formě ploten) označené jako t5. Masa ledu vytvořená na dně karu Prášilského jezera (a2)
vytvářela čelní morény dnes představované vnějším morénovým valem asymetricky položeným
vůči jezeru (Mapa 1) – s3 (předpokládaná rozloha zalednění viz Obr. příl. ChCh).
155
Obr. 88: Rekonstrukce paleogeomorfosystém druhé fáze druhé etapy zalednění v karu
Prášilského jezera A – systém stupňovitého karu; B – systém karového ledovce v karu
A
d2
d1
t2
a3
Vstupy a
výstupy do
systému
(sníh, voda)
nebo úlomků
hornin
t1
t5
B
Destrukce
prvků
systému
a2
d1
t1
a2
s4
s3
V poslední fázi zalednění byl karový ledovec vázán pouze na kar Prášilského jezera
(Obr. 88B) a představoval redukovanou formu systému předchozího stádia zelednění (viz
Obr. 88A), v kterém byly přítomné, oproti dřívějším stádiím zalednění, pouze vertikální vazby
(d1→t1→a2→s4). První tři uvedené symboly byly již vysvětleny u dříve popisovaného systému.
U s4 se jedná o nové sedimentační prostředí – vnitřní morénový val dnes bezprostředně
obklopující Prášilské jezero.
V poslední fázi zalednění v oblasti Staré jímky (Obr. 89) zůstalo zachováno ledovcové jádro
(a4), které bylo překrýváno suťovým materiálem přicházejícím z výše položeného strmého svahu
s převládající východní orientací (t3). Tím vznikal protažený val hradící Starou jímku (s5). Stejně
jako v poslední fázi zalednění v karu Prášilského jezera byly u geosystému Staré jímky
významné pouze vertikální vazby (předpokládaná rozloha zalednění viz Obr. příl. ChCh).
Obr. 89: Rekonstrukce paleogeomorfosystém druhé fáze druhé etapy zalednění v oblasti Staré
jímky
Vstup do
systému – vítr
t3
a4
s5
nebo úlomků
hornin
Destrukce
(zmenšování)
výše
položených
prvků
systému
156
Na základě systémové analýzy vývoje zalednění v zájmovém území v okolí Prášilského jezera
je možné říci že:
o v chladnějších obdobích, kdy v zájmovém území docházelo k zalednění zde byly funkční
glaciální kaskádové systémy s převažujícími vertikálními vazbami; v rámci glaciálních
geosystémů byly funkční čtyři vertikální úrovně; horizontální vazby byly významné
zejména mezi transportními prvky a způsobovaly víceméně konstantní rovnoběžný ústup
svahu;
o v teplejších obdobích (pravděpodobně v interstadiálech) v rámci geosystémů převládaly
svahové procesy a u geosystémů byly redukovány zejména vertikální vazby, a to na 2–3
úrovně; horizontální vazby mezi t prvky zůstávaly zachovány;
o při oteplování resp. redukci glaciální činnosti u glaciálních geosystémů zůstávala
zachována vertikální struktura (čtyři úrovně), ale vytrácely se horizontální vazby mezi
prvky (k ústupu svahů docházelo ve zvýšené míře pouze v částech s přetrvávající
glaciální činností);
o z hlediska prostorových změn mezi jednotlivými stádii zalednění zůstávaly stabilní
(z hlediska polohy) deflační a transportní prvky, naopak, sedimentační prvky měly
v rámci každého stádia jinou polohu;
o místa zvýšené glaciální aktivity byla vázána na deflační plošiny ve vrcholových či
hřbetových partiích; v případě, že plošina neexistovala, byla glaciální činnost v nižších
partiích omezena a převládaly zde svahové procesy.
6.5.1.3 Výpočet ELA pro zalednění v okolí Prášilského jezera
Velký význam deflačních plošin vyplývající ze systémové analýzy (viz výše) potvrzuje
předpoklad, že zalednění na Šumavě bylo závislé na výšce fosilní TPW-ELA, která byla kromě
hodnot srážek a teploty ovlivněna i činností větru (deflací) (viz kap. 5.10.4).
V jednotlivých fázích zalednění byla jak v zájmovém území v okolí Prášilského jezera, tak
v zájmovém území v okolí jezera Laka zvlášť počítána předpokládaná TP-ELA (průměr
nadmořských výšek deflačních plošin, u kterých je však třeba zvažovat i možnost změny
nadmořské výšky v průběhu kvartéru – předpokládané tektonické pohyby vůči Kocháňovským
pláním) a TPW-ELA metodou MELM (u starších zalednění) a metodou THAR u mladších
zalednění (viz kap. 5.10.4).
Tab. 25: Předpokládané hodnoty ELA u jednotlivých stádií zalednění s hodnotami užitými pro
jejich výpočet v zájmovém území v okolí Prášilského jezera
Mladší zalednění (kar
Prášilského jezera)
Starší zalednění [m n. m.]
Starší fáze
Mladší fáze
[m n. m.]
[m n. m.]
MELM ELA
1 079
–
–
At
–
1 070
1 078
TPW-ELA
Ah
–
1 192
1154
THAR ELA
–
1 118,8
1 108,4
TP-ELA
1 237,1
1 240
Z Tab. 25 je zřejmé, že v průběhu starší etapy zalednění byla TPW-ELA položena asi
o 40 m níže než u mladší etapy, což odpovídá větší akumulační oblasti ledovce, a tedy i většímu
rozsahu zalednění.
Při porovnání vypočtených výšek TPW-ELA u jednotlivých fází mladší etapy zalednění
(Tab. 25) zjistíme, že hodnoty TPW-ELA logicky neodpovídají vývoji zalednění v zájmovém
území.
V rámci systému schodovitého karu, se při zmenšení intenzity zalednění neposouvalo z níže
do výše položeného karu, ale zřejmě došlo k celkové destrukci systému a v posledním stádiu
157
zalednění ledovcová činnost pokračovala pouze v níže položeném karu. Z toho vyplývá, že
zalednění zřejmě nebylo závislé pouze na klimatických faktorech (oteplení), ale pokles intenzity
glaciální činnosti v poslední fázi zapříčinilo více faktorů, z kterých byla pravděpodobně
nejdůležitější největší akumulace ledu v níže položeném karu (jež zde byl nashromážděn
v průběhu předchozí fáze) a snížení dotace sněhu z vyšších částí systému (sušší klima nebo
zmenšení eolické aktivity větrů západních směrů).
U TP-ELA nebyl u jednotlivých etap zalednění zjištěn významný rozdíl a je proto
pravděpodobné, že výška TP-ELA, a tedy i výška klimatické sněžné čáry, se pohybovala okolo
1 240 m n. m.
Rozdíl mezi TP-ELA a TPW-ELA činil asi 122 m.
6.5.2 Morfochronologie okolí jezera Laka
Relativní datování forem
Podmínky pro relativní datování glaciálních forem nejsou v předpolí jezera Laka zdaleka tak
příznivé jako je tomu u Prášilského jezera. Granodioritové bloky se na vlastních morénových
valech prakticky nevyskytují. Jsou však rozšířeny na plošině pod glaciálním zářezem (na hřbetu
západně od jezera) a v podobě eratik i nad reliktem západněji položeného valu boční morény
(Obr. 90). Díky tomu bylo možné určit, zda povrchy bloků nacházejících se na hřbetu a níže
v oblasti morén mají přibližně stejný stupeň zvětrání, jinými slovy, zda lalokovitá forma
v předpolí jezera Laka (Foto 8) vznikla jako homogenní komplex v období jednoho zalednění
(Obr. 90, Tab. 26).
Obr. 90: Relativní stáří akumulačních forem v okolí jezera Laka
158
Z Tab. 26 vyplývá, že povrchy bloků na obou lokalitách jsou přibližně stejně zvětralé (použita
byla metoda podle EVANS et al. 1999). Můžeme tedy předpokládat, že celý konstrukční segment
je podobného stáří a zřejmě vznikl v průběhu jedné etapy zalednění. Je však třeba říci, že v rámci
konstrukčního segmentu (i přes jeho výraznou prostorovou homogenitu) nelze spolehlivě
vyloučit i relikty forem starších zalednění.
Morénový val těsně před jezerem Laka (Obr. 90), na kterou je prostorově navázáno
přehloubení jezerní pánve (výrazné zejména na východní straně jezera – viz kap. 6.4.2.3), má
jinou orientaci než ostatní glaciální formy (delší osa formy je paralelní s osou jezera). Je proto
pravděpodobné, že tento val vznikal za jiných geomorfologických podmínek, a tedy i v jiné
etapě zalednění než valy dále od jezera (Obr. 90). Vzhledem k nepřítomnosti dostatečného počtu
granodioritových bloků na této lokalitě nebylo možné tuto hypotézu potvrdit nebo vyvrátit
relativním datováním.
Na základě prostorové kontinuity glaciálních forem tvořící konstrukční glaciální segment
v předpolí jezera Laka, je pravděpodobné, že obě etapy zalednění přecházely jedna v druhou,
a že relikty mladšího zalednění vznikaly v posledním období jednoho zalednění těsně před
deglaciací. Je pravděpodobné, že akumulace ledu byla v této etapě vázána zhruba na oblast
dnešní jezerní pánve (viz Obr. příl. II).
Po deglaciaci následovala paraglaciální fáze, v které zřejmě docházelo ke zvýšené frekvenci
skalních skluzů podél ploch foliace v karové stěně (resp. ve strmých částech stěny karu jezera
Laka). Tyto procesy však pokračují dodnes. Výraznější murová aktivita nebo tvorba osypů
(opadávání skalních úlomků) v zájmovém území v okolí jezera Laka nebyly zjištěny (Tab. 27).
Tab. 26: Srovnání R hodnot granodioritových bloků na plošině pod glaciálním zářezem
a v předpolí jezera Laka (poloha lokalit viz Obr. 90)
Lokalita
Průměr
Rmax
hodnot
Rmax hodnota
Plošina
pod
glaciálním
zářezem
(SH1)
52
48
46
42
42
46
Oblast
morén SH2
46
46
44
42
50
45,6
159
6.5.2.1 Shrnutí morfochronologie v zájmovém území v okolí jezera Laka
Poznatky o zalednění v zájmovém území v okolí jezera Laka jsou shrnuty v Tab. 27.
Tab. 27: Shrnutí fází vývoje georeliéfu spojených se zaledněním v zájmovém území v okolí
jezera Laka
Formy
konstrukční
destrukční
1. etapa
Lalokovitá forma
s dvěmi valy
bočních morén
2. etapa
Stáří
Morénový val,
protažený
souhlasně s delší
osou jezera
Paraglaciální fáze
Akumulace
skalních bloků,
kamenů a suti
„Vložený“ kar
a „glaciální
zářez“
Prohloubení
jezerní pánve
(zvláště patrné
na východním
břehu jezera)
Sklaní stěny –
odlučné
plochy
klouzání
skalních bloků
Proces
Důkazy
(karový ledovec)
Morfologické,
prostorová kontinuita
potvrzena relativním
datováním; orientace
klastů (čelo přes 20 %;
hlavní část ~10 %);
SEM,
vzdálenost
Morfologické
Skalní klouzání,
skalní řícení
Morfologické
6.5.2.2 Rekonstrukce geosystémů jednotlivých stádií zalednění v okolí jezera Laka
Obr. 91: Rekonstrukce paleogeomorfosystému starší etapy zalednění v okolí jezera Laka
Vstupy a
výstupy do
systému
(sníh, voda)
d1
nebo úlomků
hornin
t1
Destrukce
prvků
systému
a1
S1
Pro starší zalednění v zájmovém území v okolí jezera Laka, byl stanoven systém 4 prvků
s vertikálními vazbami (Obr. 91). Jako deflační plošina (d1) byla stanovena vrcholová plošina
Plesné – Foto 12. Transportní zónou (t1) byly svahy přiléhající k plošině a stěna vloženého karu
(Obr. 77). Destrukční procesy v rámci karové sníženiny jezera Laka (horizontální vazby) nebyly
v tomto případě vázány na jiný glaciální systém, ale na fluviálně podmíněnou část karu.
Akumulační prvek (a1) představovala akumulace sněhu a ledu, jež v průběhu starší etapy
zalednění vyplňovala celou sníženinu karu jezera Laka. V této etapě zalednění ledovec
160
přesahoval přes hranu údolí, a tak vytvářel konstrukční glaciální segment (s1) – lalokovitá forma
v předpolí jezera Laka (předpokládaná rozloha zalednění viz Obr. příl. II).
V případě rekonstrukce paleogeomorfosystému mladšího zalednění v okolí jezera Laka
(Obr. 92) byla definována akumulační oblast (a2) (přibližně vymezená přehloubením
v bezprostředním okolí jezera) a oblast akumulace glaciálních sedimentů (s3) – morénová
akumulace přičítaná mladší etapě zalednění. Přitom však není jasný rozsah transportní zóny
v této fázi (mohly jí pravděpodobně být přilehlé svahy karové sníženiny, odkud sníh sjížděl do
dnešní jezerní pánve). Význam deflační plošiny v této fázi zalednění byl vzhledem ke značné
vzdálenosti obou forem zřejmě mizivý. Je pravděpodobné, že šlo spíše o oscilaci ledovce
způsobenou ochlazením klimatu před jeho závěrečným roztopením (předpokládaná rozloha
zalednění viz Obr. příl. II).
Obr. 92: Rekonstrukce paleogeomorfosystému mladší etapy zalednění v okolí jezera Laka
Vstupy a
výstupy do
systému
(sníh, voda)
t?
nebo úlomků
hornin
a2
s3
Destrukce
prvků
systému
6.5.2.3 Výpočet ELA pro zalednění v okolí jezera Laka
Hodnoty TP-ELA a TPW-ELA v jednotlivých etapách zalednění v okolí jezera Laka jsou
uvedeny v Tab. 28.
Tab. 28: Předpokládané hodnoty ELA u jednotlivých stádií zalednění s hodnotami užitými pro
jejich výpočet v zájmovém území v okolí jezera Laka
Starší zalednění [m n. m.]
Mladší zalednění [m n. m.]
MELM ELA
1 081
–
At
–
1 080
TPW-ELA
Ah
–
1 250,5
THAR ELA
–
1 148,2
TP-ELA
1 328
?
Z reliktů zarovnaných povrchů nacházejících se v okolí karové sníženiny jezera Laka byla
v průběhu etapy staršího zalednění pro vznik ledovce pravděpodobně významná pouze vrcholová
plošina Plesné (průměrná nadmořská výška 1 328 m) – Tab. 19. Kromě nadmořské výšky měla
u této plošiny význam i orientace vůči západním větrům. Zvýšenou akumulaci sněhu pod její SV
hranou potvrzuje i existence nivační sníženiny, která se nachází pod její západní částí (Mapa 2).
Naopak, sedlová plošina mezi Plesnou a Ždánidly je již položena pod úrovní 1 237 m n. m.
Tato hodnota byla určena jako TP-ELA staršího zalednění v okolí Prášilského jezera, navíc,
poloha oproti západním větrům je v tomto případě méně příznivá než u vrcholové plošiny
Plesné. Nicméně k akumulacím sněhu pod hranou plošiny zřejmě docházelo, jak dokládají
fosilní nivační sníženiny, ale nelze předpokládat větší význam této plošiny pro vznik ledovce
u starší ani mladší etapy zalednění.
161
6.6 Analýza morfodynamiky zájmových území
6.6.1 Morfodynamika okolí Prášilského jezera
Sufóze
Půdní kríp
Soligenní
eroze
a následná
akumulace
Opadávání
skalních
úlomků
Odsedání
skalních
bloků
Biogenní
procesy
Kryogenní procesy
Činnost
podzemní
vody
Svahové procesy
Tab. 29: Zdokumentované recentní geomorfologické procesy a formy spojené s jejich
působením v zájmovém území (v tabulce jsou uvedeny pouze prokazatelně zjištěné
geomorfologické procesy a formy) (upraveno a doplněno podle MENTLÍK 2005b,c)
Forma
Převládající procesy
Destrukční
Konstrukční
Činnost
Permanentní svahové erozní
Výplavové kužele
Zpětná a
tekoucí
rýhy
povrchové boční eroze
Strže
Nebyly zjištěny
vody
Mrazové
zvětrávání *)
Posuny
sněhových
hmot **)
Posun
úlomků
jehlovitým
ledem
Nárůst
rašelin
Sníženiny oválných
a protáhlých tvarů
Nevytváří
Nevytváří
Nevytváří
Odlučná oblast mury
Koryto mury
Akumulační oblast mury
Skalní police, výklenky nebo
části skalních stěn
Volně uložené bloky, osypy,
suťová pole,
Skalní věž
Volně uložené bloky, osypy,
suťová pole
Mrazovým zvětráváním jsou
částečně přemodelované
všechny skalní stěny
Hranáče, suťová pole, osypy
Nevytváří
Nevytváří
Rozrušení nepokrytého
a nezpevněného pokryvu
Přemístěné drobné úlomky
–
Rašeliniště (většinou
vrchovištního typu)
*) Podle prací URBÁNKA (1974) není kryogenní zvětrávání chápáno jako geomorfologický
proces.
**) V souladu s chápáním geomorfologického procesu podle URBÁNKA (1974) není samotný
pohyb sněhu bez obsahu horninové hmoty geomorfologickým procesem. Zde je mu však
věnována pozornost, i když se jedná o poměrně krátké pohyby sněhu – nedosahují ani kritéria
lavin jak je chápe KŘÍŽ (1995). Význam lavin (resp. pohybu sněhových hmot) je v zájmovém
území značný, pokud předpokládáme, že působily v kryomérech pleistocénu jako transportér
sněhu z deflačních do akumulačních oblastí a přímo se tak podílely na vzniku ledovce.
162
Problematice morfodynamiky v okolí Prášilského jezera byla věnována pozornost v práci
(MENTLÍK 2004b), kde byly v okolí Prášilského jezera a Staré jímky, prostřednictvím mapování
recentních geomorfologických forem, určeny recentní geomorfologické procesy aktivní ve
zkoumaném území (Tab. 29). Fluviální činnosti, která vytváří v zájmovém území největší
destrukční i konstrukční formy a murovým procesům byla věnována pozornost v práci
MENTLÍKA (2005c), kdy byl pro výzkum murového zářezu a permanentního svahového zářezu
využit princip katény. Jako významný proces, který se podílí na vývoji formy, byla zjištěna
nivace, působící zejména jako zdroj vlhkosti (MENTLÍK 2005c). Výzkumy recentních
geomorfologických procesů byly dále shrnuty v práci (MENTLÍK 2005b).
Proto část věnovaná morfodynamice v zájmovém území v okolí Prášilského jezera navazuje
na výše uvedené práce a je zaměřena na srovnání výsledků mapování murové dráhy z let 2002
a 2005 (kap. 6.6.1.1) a vyhodnocení dilatometrických měření pohybů skalních bloků v jezerní
stěně Prášilského jezera za období jednoho roku (viz kap. 6.6.1.3) (k metodice viz více v kap.
5.11). Zvláštní pozornost je věnována nivaci jako recentnímu geomorfologickému procesu (viz
kap. 6.6.1.2).
6.6.1.1 Srovnání výsledků mapování murového zářezu z let 2002 a 2005
Po extrémních srážkách v srpnu 2002 byla v severní části karové stěny výše položeného karu
zjištěna strukturní mura (resp. existence murové dráhy). K jejímu vzniku došlo pravděpodobně
v září 2002 (Obr. 93).
Murový zářez se skládal ze tří hlavních částí – odlučné oblasti, skalního koryta a akumulační
oblasti charakteru svahového akumulačního kužele (Obr. 93). Na podzim 2002 byla celková
délka murového zářezu 60 m. Odlučná oblast se nacházela ve výšce 1 205 m n. m (Obr. 93).
Sklon svahu zde dosahoval asi 39° a orientace svahu přecházela z východní na jihovýchodní.
Jihovýchodní orientace se výrazně projevuje v zimních měsících rychlým odtáním sněhu
ze severní části odlučné plochy a výše položeného skalního útvaru. Na nechráněné zemině pak
při poklesech pod 0 °C vzniká jehlovitý led. Velikost jednotlivých jehel běžně přesahovala
0,05 m (zima 2002/2003).
Tab. 30: Srovnání morfometrických charakteristik murového zářezu v letech 2002 a 2005
Velikost – plocha [m2]
Velikost – plocha [m2]
Část formy
v roce 2002
v roce 2005
Odlučná plocha
97,7
147,1
Tranzitní zóna
37,2
23,5
Akumulační oblast
347,1
376,3
Celkem plocha
482
546,9
Tvar odlučné oblasti popisované strukturní mury byl přibližně oválný s rozměry 17 m (v delší
ose) a 8 m v kratší ose. Její hloubka byla v nejhlubším místě 1,6 m. Strukturní mura vznikla na
hranici hornin rula (jižní část) a žula (severní část) (Obr. 93). V obou částech došlo k obnažení
na skalní podlaží. Na rulách se jednalo o skalní plotny se sklonem asi 50° a v žulové části o silně
zvětralou horninu. Na povrchu dna odlučné oblasti byly pozorovány rýhy vzniklé pohybem
horninového materiálu.
Na Obr. 94 je znázorněn sledovaný murový zářez na podzim v roce 2005, tedy po třech letech
vývoje sledované formy. Stěžejní morfologickou změnou bylo výrazné prodloužení odlučné
oblasti, u které nebyl zachován oválný tvar, ale došlo k rozrušení spodních okrajů a jejímu
celkovému protažení ve směru spádnice. Velikost formy se zvětšila i na horním okraji a po
stranách (měřeními okrajů formy pásmem, jež byly vztaženy k padlým stromům bylo zjištěno
rozšíření formy asi o 0,5 m). K rozšiřování docházelo opadem drnů zpevněných vegetací
z okrajů formy. Tyto drny spolu s úlomky opadávajícími z nezpevněných okrajů se hromadily na
dně odlučné plochy a nebyly transportovány do nižších částí. Celkově se rozloha odlučné plochy
zvětšila přibližně o 34 % (Tab. 30).
163
Obr. 93: Mura ve svahu nad Prášilským jezerem (podzim 2002) (převzato z MENTLÍK 2004b,
2005b) (Foto 19)
Obr. 94: Mura ve svahu nad Prášilským jezerem (podzim 2005) (Foto 20)
Protažením odlučné plochy se zmenšila transportní zóna mury, a to přibližně o 37 %
(Tab. 30). V korytu, které je z části vytvořené ve skalním (rulovém) podkladu, nebyla v rámci
sledování v průběhu 3 let zjištěna žádná výraznější aktivita. Úlomky hornin a drny se po celou
dobu sledování hromadily na dně odlučné oblasti (viz výše).
Akumulační oblast neprodělala téměř žádné výraznější změny. Její poměrně zřetelné
ohraničení těsně po murové události bylo v roce 2005 nejasné, což bylo dáno rozplavením
sedimentů činností dešťové vody a vody pocházející z tání sněhu. Po celkovém vymapování tedy
bylo zjištěno zvětšení formy, i když její vymezení bylo zejména ve spodních partiích
problematické.
Z chronologického mapování recentního murového zářezu nad Prášilským jezerem vyplývá,
164
že během tří let se zvětšila plocha sledované formy, a to asi o 12 %. Ke zvětšení docházelo
zejména u odlučné oblasti, kde se poměrně výrazně změnil tvar (z oválného na protažený
eliptický). Procesy, které se nejvíce podílely na rozšiřování formy bylo opadávání drnů
a skalních úlomků. Materiál nebyl po opadnutí dále transportován, ale hromadí se na dně
odlučné oblasti.
Obr. 95: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn
z mladšího murového kužele (analýza L. Lisá)
100,0
90,0
80,0
70,0
60,0
%
50,0
40,0
30,0
20,0
10,0
an
g
r o u lar
un o
d e u tl
d ine
o
lo utli n
sm
m w e
ed re
a
i u l ie
la ll co
m f
rg n
e
ch hi g r el
co oi
h ie
nc da t r e f
ho l f
li
i d rac ef
a l tu
s t fr a r e
ra c
i
t
ar ght ur e
c
s
i
m
u
t
la
rg bri a te eps
e
ca s
b r te te
e a d ps
k b
fr a ag lo c
ct e b k s
u r lo
m
ed c
k
ec
pl s
ha
a
n i e d s tr te s
ca ge i a
ti
l
V- a b o n s
r
s
a
s t ha s
ra p i o
n
ig e
c u ht d p
m rv e gr o i ts
ir r ean d g ov e
eg d r o s
ul er i ov
ar ng e
d
r s
up epr id g
es es
t
u
ch
r n s io
em
ed n
s
ic
s
al olu plat
e
V
li
a - ti o s
ex m i t dh sha n p
ed e p
t
e
ri e i ts
eu n
he si v si li c ng p d p
e
a
dr
a its
al si li p r r tic
cr c a ec le
y s p ipi s
ta r e ta
l o c ip ti o
ve i ta n
rg tio
ro n
w
th
s
0,0
Murová aktivita, kterou lze oproti té, k níž docházelo v průběhu paraglaciální fáze
(kap. 6.4.1.3) označit jako recentní, probíhala i v holocénu (Obr. 63). Část murového kužele
severněji položené mury, u které dochází k současné aktivitě, lze od paraglaciální části odlišit
morfologicky a o výrazně mladším vzniku svědčí i méně vyvinutý půdní profil (Obr. příl. JJ), na
kterém není (oproti paraglaciálnímu murovému kuželu Obr. příl. EE) vyvinut podzolový
horizont.
U sedimentů mladšího murového kužele byla provedena analýza mikrostruktur povrchů
křemenných zrn (Obr. 95) a další geologické analýzy (Obr. příl. X).
Křemenná zrna mladšího murového kužele měla angulární tvar a převážně střední až vysoký
typ reliéfu. Edge abrasion bylo zjištěno téměř u poloviny zkoumaného vzorku, ale další
mechanické prvky nebyly příliš hojné. Tato struktura mohla vzniknout krátkým deluviálním
transportem nebo silným kryogenním zvětráváním. Mikrostruktury chemického zvětrávání byly
velmi hojné u všech zrn (solution, precipitation). Celková charakteristika sedimentu: eluvium
nebo deluvium transportované na velmi krátkou vzdálenost (analýza L. Lisá).
Oproti křemenným zrnům paraglaciálního murového kužele je výrazný větší význam
mikrostruktur vzniklých chemickým zvětráváním a naopak menší zastoupení mechanických
prvků, což je možné vysvětlit tím, že eluvium, následně přemístěné murovým proudem, vznikalo
za teplejších a vlhčích podmínek (větší význam chemického zvětrávání).
Sediment mladého murového kužele je možné označit jako jílovitě-písčitý štěrk, extrémně
málo vytříděný s jílovitě-prachovou písčitě štěrkovou texturou. Rozložení sedimentu bylo
bimodální s převahou jílu a středního štěrku. Orientace klastů ve sledovaném vzorku byla malá
(12,5 % klastů v hlavním směru – Obr. příl. X). Vysoké hodnoty RA (90,6) a C40 (90,6)
dokládají pouze krátký transport klastů.
165
6.6.1.2 Nivace jako recentní proces
K působení nivace dochází ve sníženině, která se nachází v horní části murového úžlabí, těsně
pod hranou deflační plošiny (Obr. 96). Vzhledem k tomu, že největší význam zde mají procesy
vázané na existenci sněžníku, je v tomto případě možné mluvit o nivaci (problematika definice
nivace jako geomorfologického procesu viz THORN & HALL 2002 nebo RACZKOWSKA 1992).
Význam nivace pro celé murové úžlabí spočívá v tom, že sněžník je zdrojem vlhkosti i pro níže
položené partie svahu, čímž klesá jeho vnitřní soudržnost a dává se do pohybu (vznik tahové
trhliny). Význam vody jako hlavního činitele v rámci nivace zdůrazňují i THORN & HALL (2002).
Z hlediska aktivity procesu se jedná o proces periodický.
Vzhledem k působení nivace je forma označena jako nivační sníženina. Jedná se o mělkou
(hloubka asi 0,7 m) depresi trojúhelníkovitého tvaru (max. délka 14,5 m a max. šířka v horní
části 14,1 m – Obr. 96). Sníh se zde hromadí deflací (převěj na závětrné straně) a v jarních
měsících zde pak leží delší dobu (Foto 18).
Nivační sníženiny se lépe vyvíjí ve zvětralém materiálu či deluviu (THORN & HALL 2002).
Litologické podmínky byly pro vznik murového úžlabí velmi důležité, protože v horní části
murového úžlabí se nachází rozhraní hornin mezi žulou a kvarcitickou pararulou, což zřejmě
mělo význam i pro vznik a vývoj recentní nivační sníženiny.
Recentní působení nivace dokládá existence valu ve spodní části sníženiny (Obr. 96). Oproti
horní části, kde nejsou téměř žádné sedimenty, naopak místy na povrch vystupují zvětralé rulové
plotny. Mocnost sedimentů je největší ve spodní části, kde se sedimenty hromadí v podobě
nivačního valu, jehož maximální mocnost je asi 0,5 m (max. šířka je 2,7 m a délka 4,6 m). Jedná
se o extrémně málo tříděný jílovitý střední štěrk až jemný písek, bimodálního rozložení
(převládá jíl a jemný písek). Zde je rozdíl oproti murovým a glaciálním sedimentům u kterých
oproti jemnému písku spíše převládají střední štěrky (Obr. příl. Z).
Recentní povahu procesu dokládá profil nivačním valem (Obr. příl. LL), z kterého je zřejmé,
že písčitý–štěrkovitý horizont nasedá na humusový horizont, který je holocénní. Znamená to, že
sedimenty nivačního valu se nakládají na recentní půdu. K hromadění nivačních sedimentů
dochází zřejmě splachováním písčitých, siltových a jílovitých částic tavnou vodou, štěrkové
částice se do prostoru nivačního valu zřejmě dostávají opadáváním skalních úlomků.
Na základě SEM analýzy (Obr. 97) je možné říci, že v nivačních sedimentech byly zjištěny
pouze angulární křemenná zrna s převažujícím středním typem reliéfu. Mechanické struktury
nejsou příliš signifikantní pro žádný typ transportu. Nachází se zde prvky, které mohou být
interpretovány jako produkty deluviálního transportu (upturned plates, edge abrasion, imbricate
blocks, different type soft steps), ale nejsou příliš časté. Prvky způsobené chemickým
zvětráváním nejsou hojné a neodpovídají příliš zvětralému sedimentu (solution, precipitation).
Celková charakteristika sedimentu: eluvium nebo deluvium transportované na velmi krátkou
vzdálenost (analýza L. Lisá).
Ze srovnání s charakteristikou sedimentů paraglaciální mury a holocenní mury vyplývá, že
nivační sedimenty se větší pestrostí mechanických struktur a méně výrazným projevem struktur
způsobených chemickým zvětráváním spíše podobají sedimentům staršího paraglaciálního
murového kužele. Tento fakt by mohl naznačovat, že nivace v tomto případě není pouze pasivní
proces působící jen zvyšováním vlhkosti, ale že se přímo podílí na zvětrávání skalních povrchů.
166
ro
gu
un
la
ro
d e u tl
d ine
ou
lo tl
m w i ne
sm
ed re
a
i u l ie
la ll co
m f
rg n
e
ch hi g r el i
co oi
h e
nc d a t r e f
ho l f
li
i d ra c ef
a l tu
s t fr a r e
ra c
i g tu
ar ht r e
s
c
i
la m b ua te p
rg
t
e ri ca e s s
br te te
e a d ps
k b
fr a age lo ck
ct
u r blo s
ed c k
m
ec
pl s
ha
a
n i ed s tri tes
ca g e a t
io
l
V- a b n s
r
s t sh a asi
ra p
o
i g ed n
c u ht g pi
m rv e r oo ts
ir r e an d g v e
eg d ro s
ul e r i ov
a r ng e
de r i s
up p r d ge
t
ur ess s
ch
ne io
em
d n
ic
s p s
a l o lu lat
e
li m a V- s ti o s
ex i te dh ha n pi
e
p
t
t
eu en s d si ri ng e d s
he i v li c
p a pits
e
a
dr
al si li p re r tic
c le
cr c a
y s p ip i t s
ta r e c a t
l o ip i o
ve i ta n
rg tio
ro n
w
th
s
an
%
Obr. 96: Nivační sníženina v horní části murového úžlabí v karové stěně výše položeného karu
u Prášilského jezera (viz Foto 18)
Obr. 97: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn
u novačních sedimentů (analýza L. Lisá)
120,0
100,0
80,0
60,0
40,0
20,0
0,0
167
6.6.1.3 Vyhodnocení dilatometrických měření pohybů skalních bloků v jezerní stěně Prášilského
jezera
Na Obr. 98 jsou znázorněny výsledky dilatometrických měření prováděných v letech
2004/2005. První měření, které je bráno jako základní hodnota (0) bylo provedeno v srpnu 2004.
Další měření (která byla prováděna a zpracována podle metodiky uvedené v kap. 5.11) pokrývají
zhruba období jednoho roku (Obr. 98). Vizuálním zhodnocením grafu můžeme jednotlivá měření
(resp. měřící stanoviště – viz Obr. příl. Ch, I a J) rozdělit do dvou základních skupin:
měření první skupiny podléhají velkým výkyvům (rozdíl téměř 1,5 mm) a můžeme u nich
zachytit velkou kladnou změnu počínající na jaře (resp. v době, kdy v zájmovém území taje
sníh), tedy v dubnu a květnu. Jedná se o měření 3, 2 a 5.
Naopak u měření patřících do druhé skupiny můžeme sledovat pouze malé rozdíly, přičemž
kladná anomálie se u nich vyskytuje v červnu. Náleží sem měření 1 a 4.
Obr. 98: Výsledky dilatometrických měření v karové stěně Prášilského jezera poloha měření viz
Obr. příl. CH, I a J)
1,5
1
0,5
měření 1
měření 5
7.
10
.2
00
5
05
20
05
9.
20
7.
20
05
8.
7.
20
05
7.
7.
05
6.
7.
20
05
5.
7.
20
05
4.
7.
05
20
20
3.
7.
05
2.
7.
4
00
20
1.
7.
.2
00
7.
12
.2
00
7.
11
.2
7.
10
9.
7.
-0,5
4
04
měření 4
4
měření 3
20
mm
měření 2
0
-1
-1,5
Pro analýzu měření byla použita shluková analýza (Obr. 99). Její výsledky potvrdily vizuální
hodnocení měření, kdy jako nejpodobnější byly určeny dvojice měření 1; 4 a 3; 5, přičemž
měření 2 bylo přiřazeno k druhé dvojici měření.
U první skupiny podobných měření (3; 5 – Obr. příl. I, J) se jedná o měření, která zachycují
chování puklin, jejichž směr je kolmý na spádnici svahu. Jsou to tedy pukliny, u kterých
zaznamenáváme největší rozdíly hodnot. Tyto hodnoty jsou v některých případech záporné, což
nasvědčuje tomu, že se nepohybují pouze spodní bloky, ale i bloky horní. Jak však dokládají
výsledky lineární regresní analýzy (Obr. příl. MM), pohyb spodních bloků je rychlejší, protože
šířka puklin v průběhu roku celkově vzrůstá.
Je pravděpodobné, že druhá skupina měření – 1 a 4 (Obr. příl. CH a I) odráží individuální
pohyby skalního bloku, který je téměř oddělen od skalního defilé. I když i u těchto měření bylo
zjištěno celkové rozšiřování puklin během jednoho roku (Obr. příl. MM), zdá se, že je celkově
pomalejší než u dříve popisovaných puklin. Právě toto zjištění je poměrně zajímavé, protože při
instalaci měření byly předpokládány výraznější pohyby odsedajícího skalního bloku, než pohyby
probíhající v rámci celého skalního masívu.
168
Poslední měření (měření 2 – Obr. příl. CH) je měřením, které postihuje pohyby ve skalním
masívu, ale v tomto případě v horizontálním směru. Na základě vyhodnocení lineární regresní
analýzy můžeme říci, že šířka této pukliny se v cyklu jednoho roku mírně zvětšuje, ale podstatně
méně, než je tomu u předchozích dvou skupin měření.
Obr. 99: Výsledky shlukové analýzy pěti dilatometrických měření pohybů skalních bloků
z karové stěny Prášilského jezera (poloha měření viz Obr. příl. CH, I a J)
Dendrogram
Row
5
3
2
4
1
1,00
0,75
0,50
0,25
0,00
Dissimilarity
Clustering Method
Distance Type
Group Average (Unweighted Pair-Group)
Euclidean
Výsledky dilatometrických měření pohybů skalních bloků v karové stěně Prášilského jezera je
možné shrnout následujícím způsobem (poznámka: skalní útvar na kterém byla prováděna
měření je představován skalní stěnou, jejíž směr je rovnoběžný se spádnicí svahu, pukliny kolmé
na spádnici rozdělují skalní masív na bloky na něž působí maximální gravitační síla):
o V rámci prováděných měření byly zjištěny dvě hlavní skupiny měření resp. typů pohybů
– pohyby odděleného skalního bloku od skalního defilé a pohyby skalních bloků
tvořících skalní defilé (pohyby na puklinách protínajících skalní masív v příčném směru,
resp. pukliny kolmé na směr spádnice).
o Výraznější pohyby se zřejmě dějí mezi bloky tvořícími skalní defilé (pukliny kolmé na
směr spádnice). Velikost těchto pohybů je obtížné určit, protože se pohybují i výše
položené bloky způsobující občasné relativní zmenšování šířek puklin. Níže položené
bloky se však zřejmě pohybují dlouhodobě rychleji.
o Odlišný typ pohybů byl zjištěn na puklině protínající skalní masív v podélném směru
(puklina rovnoběžná se spádnicí). Celkově v průběhu roku jsou tyto pohyby menší než u
puklin výše popisovaných puklin.
Je třeba zdůraznit, že uvedené závěry jsou pouze předběžné, a že další měření na sledované
lokalitě budou probíhat i v budoucnu. Dilatometrická měření však prokázala, že mezi žulovými
skalními bloky v karové stěně dochází k recentním pohybům, které jsou měřitelné v průběhu
jednoho roku.
169
6.6.2 Morfodynamika okolí jezera Laka
Recentní procesy zjištěné v zájmovém území v okolí jezera Laka jsou shrnuty v Tab. 31.
Stejně jako v zájmovém území v okolí Prášilského jezera byly recentní geomorfologické procesy
zjišťovány geomorfologickým mapováním, tedy na základě přítomnosti recentních
geomorfologických forem.
Tab. 31: Zdokumentované recentní geomorfologické procesy a formy spojené s jejich
působením v zájmovém území v okolí jezera Laka
Forma
Převládající procesy
Činnost
tekoucí
povrchové
vody
Zpětná
a boční
eroze
Svahové
procesy
Skluzy
podél
ploch
foliace
Opadávání
skalních
úlomků
Kryogenní
procesy
Mrazové
zvětrávání
*)
Destrukční
Permanentní svahové
erozní rýhy
Strže
Erozní zářez (na dně
údolí)
Konstrukční
Nevytváří
Nevytváří
Akumulace na dně údolí
Skalní plotny
Akumulace skalních bloků,
sutě a zvětraliny
Skalní police, výklenky
nebo části skalních stěn
Drobná suťová pole (většinou
navazující na skalní útvary
podléhající skalním skluzům)
Mrazovým zvětráváním
jsou částečně
přemodelované
všechny skalní výchozy
Hranáče, suťová pole, osypy
Biogenní
Rašelinné
Nevytváří
Vrchoviště
procesy
procesy
*) Podle prací URBÁNKA (1974) není kryogenní zvětrávání chápáno jako geomorfologický
proces.
V následujícím textu jsou postupně analyzovány recentní geomorfologické procesy a formy
v zájmovém území v okolí jezera Laka, tak, jak jsou uvedeny v Tab. 31.
6.6.2.1 Recentní geomorfologické procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka vzniklé činností
tekoucí povrchové vody
Stejně jako v zájmovém území v okolí Prášilského jezera se i v okolí jezera Laka permanentní
svahové erozní zářezy vyskytují na svazích s větším sklonem, a to ve spodní části svahu
sníženiny karovitého charakteru jezera Laka a dále na svazích přiléhajících ke dnu údolí
Jezerního potoka (svah vzniklý termoerozí a strmý svah oddělující fluviální sníženinu od dna
údolí – Mapa 2). Tyto formy jsou alespoň část roku protékané stálým vodním tokem a částečně
jsou vytvořeny v horninovém podloží (k problematice permanentních svahových erozních zářezů
více viz MENTLÍK 2005b, c).
Strže, tak jak jsou definovány v předchozích pracích z oblasti Šumavy (MENTLÍK 2004b,
2005b,c) jsou vázány na nezpevněné horniny glaciálního původu. V zájmovém území v okolí
jezera Laka je strž vytvářena vodním tokem vytékajícím z jezera (Jezerní potok) v nezpevněných
sedimentech glaciálního konstrukčního segmentu (Mapa 2). Tato strž má výrazně asymetrický
tvar (Obr. 36), přičemž v zájmovém území v okolí Prášilského jezera má tato forma pravidelný
tvar písmene V (Obr. 32). Morfologicky podobná je u strží v obou zájmových území jejich
170
hloubka (max. 12 m) vypovídající o podobné mocnosti glaciálních sedimentů.
Erozní zářez na dně údolí (Mapa 2 a Obr. 81) byl zjištěn pouze u zájmového území v okolí
jezera Laka. Vodní tok zde prořezává sedimenty tvořící staré údolní dno v místy až
10 m hlubokém zářezu, přičemž výrazně vyšší jsou svahy na pravém břehu. Svahy na levém
břehu mají výšku okolo 2 m. Vodní tok se zde zařezává do starší výplně údolního dna, ale místy
se dostává až na horninový podklad. V zájmovém území v okolí jezera Laka je přítomnost této
formy přičítána změnám lokální erozní báze (Kocháňovských plání) a je pravděpodobně spojena
holocénními tektonickými pohyby (viz kap. 6.4.2.3).
6.6.2.2 Recentní geomorfologické procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka vzniklé činností
svahových procesů
V zájmovém území v okolí jezera Laka byly recentní svahové procesy zjištěny ve strmé části
svahu karové sníženiny. Jedná se o skalní skluzy (třídění svahových deformací podle DIKAU
et al. 1996), kdy k pohybu dochází po plochách foliace, které v případě strmé části karové stěny
v podstatě odpovídají směru svahu (viz kap. 6.4.2.1 a 6.4.2.3).
Důkaz o recentní povaze těchto pohybů se nachází v západní části karové stěny vloženého
karu, kde bylo geomorfologickým mapováním zjištěno místo postižené sklouzáváním o rozloze
0,6 ha (Mapa 2). Toto místo prochází cesta, která je na hranici sesuvného území přerušena
a posunuta níže. Míra posunu je 4–5 m a stáří cesty je podle přibližného stáří lesního porostu
odhadováno na 150–200 let.
Další místo výrazně postižené skluzovými pohyby skalních masívů je hrana oddělující
vložený kar a fluviální sníženinu v rámci karové formy jezera Laka (viz kap. 6.4.2.3 a Obr. 77).
Skluzové aktivní oblasti zde navazují na výrazné sníženiny pod horní hranou karové stěny a jsou
tvořeny četnými pravděpodobně se pohybujícími skalními bloky. Sklouzávání bloků je opět
patrné na popisované cestě, jež zde není přerušena, ale její těleso je na některých místech velmi
výrazně zúženo a její opěrná část je často deformována.
Odlučné oblasti skluzů jsou představovány skalními plotnami, jejichž poměrně chaotické
rozmístění v karové stěně svědčí o komplikovanosti těchto procesů.
Akumulační oblasti skluzů jsou tvořeny policemi různých velikostí (Mapa 2), jež přerušují
plynulý průběh svahu a představují zřejmě horní okraje sklouznutých bloků.
Je pravděpodobné, že zvýšená aktivita skalních skluzů byla vázána na výrazné nivační
sníženiny pod hranou karu, kde akumulovaný odtávající sníh způsoboval výrazné provlhčení
níže položených partií svahu. Gravitační formy a procesy tak byly zřetězeny v katénu, která byla
v recentní podobě popsána v okolí Prášilského jezera (MENTLÍK 2005b, c; Obr. příl. KK).
Zjištěné skalní skluzy pravděpodobně představují významný proces při modelování strmých
svahů na krystalických břidlicích. Jejich vznik je vázán na spojení strukturních geologických
podmínek (směr foliace) a georeliéfu (směr svahu), které musí být přibližně shodné. V případě
karu jezera Laka (myšlena je celá karová sníženina nejenom vložený glaciální kar) měl tento
proces vázaný na strukturní predispozici zřejmě velký význam pro vývoj celé, geneticky
poměrně komplikované, formy.
Vzhledem k prokázané recentní aktivitě bude na místech vytipovaných na základě
geomorfologického mapování možné zahájit měření rychlosti daných procesů, dilatometry
(podobně jako v karové stěně Prášilského jezera) nebo extenzometry.
Suťová pole a další formy vázané na opadávání skalních úlomků nebyly v zájmovém území
v okolí jezera Laka zjištěny v takovém rozsahu, jako tomu bylo v okolí Prášilského jezera.
Suťová pole mají maximálně velikost několika čtverečných metrů a jsou vázána na úpatí
skalních výchozů, u nichž je vysoká pravděpodobnost, že vznikly skalními skluzy v nedávné
době nebo u nich tento proces probíhá i dnes. Nebyly zde zjištěny ani velké osypy, jejichž vznik
je u strmého svahu s převažují východní orientací v zájmovém území v okolí Prášilského jezera
přičítán zvýšené intenzitě opadávání skalních úlomků v paraglaciální fázi. Tato skutečnost
pravděpodobně svědčí o velké aktivitě skalních skluzů, které jsou dominantním procesem
v karové stěně jezera Laka a zatlačují význam ostatních svahových procesů do pozadí.
171
6.6.2.3 Recentní kryogenní procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka
Na všech skalních formách v zimních obdobích v dnešní době dochází ke kongelifrakci,
a tedy vzniku hranáčů. To může iniciovat občasné opadávání, jehož současné působení
v zájmovém území v okolí jezera Laka však zjištěno nebylo.
6.6.2.4 Recentní biogenní procesy v zájmovém území v okolí jezera Laka
V zájmovém území v okolí jezera Laka byly zjištěny dva druhy rašelinišť: protékaná
rašeliniště a prameništní rašeliniště.
o Protékaná rašeliniště se nachází ve sníženině na dně vloženého karu a v depresích
konstrukčního glaciálního segmentu (Mapa 2). Profily, které zde byly odebrány svědčí
o tom, že přirůstání rašeliníku je zde doplňováno akumulací organického a částečně
klastického materiálu, který sem přináší vodní toky, jež sníženinami protékají. Jejich
vývoj je holocenní, protože na bázi profilů byly zjištěny jehlice a větvičky stromů
(Picea) (Obr. příl. GG a HH).
o Prameništní rašeliniště se nachází na okraji sedlové plošiny mezi Dřevěnou holí
a Ždánidly a na dně amfiteatrální sníženiny tvořící závěr zářezu proudového sesuvu (viz
Obr. 82; kap. 6.4.2.3).
172
7 Shrnutí výsledků a srovnání zájmových území
Z analýzy širšího okolí sledovaných zájmových území vyplývá, že pro vývoj reliéfu zejména
v horních částech obou údolí má stěžejní význam pasivní morfostruktura.
Byla zde zjištěna závislost mezi průběhem údolí a liniemi předpokládaných zlomů, které jsou
částečně provázeny hranicemi druhů hornin (krystalické břidlice x žula) (PELC & ŠEBESTA 1994
a VEJNAR et al. 1991). Jak v údolí, kde se nachází Prášilské jezero, tak v údolí, kde leží jezero
Laka, byl průběh předpokládaných zlomů shodný s geomorfologickými liniemi 3. řádu
a v zájmovém území v okolí Prášilského jezera i s převažujícími směry tektonických puklin
(MENTLÍK 2005b). Uvedené geologické struktury se projevují jako pasivní morfostruktura. To,
že na nich minimálně po celý pleistocén a holocén nedocházelo k vertikálním pohybům,
dokládají velmi podobné nadmořské výšky reliktů zarovnaných povrchů na protilehlých stranách
údolí, a to u obou sledovaných údolí.
Kromě údolí jsou na průběh zlomů v obou zájmových územích vázány i další
geomorfologické formy nižší hierarchické úrovně, u kterých je předpokládána těsná souvislost
mezi jejich vznikem a zvýšenou cirkulací vody na zlomech. Konkrétně se jedná o rozsáhlé
konkávně-konkávní formy charakteru svahových úpadů (přibližná délka ~1 395 m a šířka ~1 128
m), které byly v obou zájmových územích zjištěny, a to ve stejných částech údolí jako kary, ale
na svazích s teplou (západní) orientací. Tyto formy v horní části navazují na hřbetové plošiny
a ve spodní části přechází ve dna údolí.
Význam vody cirkulující na zlomech lze pro vznik těchto forem předpokládat ve dvou
rovinách. Jednak zvýšenou činností fluviálních procesů a sufóze (zejména v interglaciálech
a v časném a pozdním glaciálu) a dále tvorbou ledových čoček, jejichž vznik a následné roztátí
mohlo způsobovat poklesy terénu (v návaznosti na pleniglaciály, kdy byl rozšířen permafrost).
Další recentní formou, jejíž vznik je spojován s cirkulací vody na neaktivním zlomu je
výrazná „permanentní svahová erozní rýha“ v závěru Staré jímky (MENTLÍK 2004b, 2005b,c),
založená na jedné z větví prášilského zlomu (cf. PELC & ŠEBESTA 1994).
U destrukčních glaciálních forem (karů) byla zjištěna závislost mezi celkovou morfologií
forem a puklinatostí hornin, v nichž jsou tyto formy vytvořeny.
Kar Prášilského jezera (resp. níže položený kar schodovitého karu Prášilského jezera – Foto
3) vznikl na rozhraní granitu a kvarcitické pararuly (Obr. 8), přičemž na celkovém vzhledu karu
se výrazně uplatňují puklinové systémy obou zmíněných druhů hornin (MENTLÍK 2005b).
Morfologie severní části popisovaného karu je ovlivněna směry S puklin puklinového systému
granitů (směry 20–50°) a jeho jižní část puklinám, které jsou podmíněné foliací krystalických
břidlic a vznikají převážně odlehčením (Obr. 8). U výše položeného karu (u schodovitého karu
Prášilského jezera) můžeme částečně předpokládat strukturní predispozici (vliv puklin
vznikajících na základě foliace krystalických břidlic odlehčením) u jižní části karové stěny,
i když skalní výchozy odpovídajících směrů jsou více koncentrovány blíže ke středu karové
stěny.
Karovitá sníženina jezera Laka je polygenetickou formou orientovanou na SV, jež vznikla
v části uzávěru údolí Jezerního potoka vytékajícího z jezera Laka. Iniciálním preglaciálním
tvarem zde pravděpodobně byla fluviálně podmíněná sníženina vázaná na zlom podmiňující
zvýšený oběh vody. Celá forma je ze dvou stran (JV a SZ) ohraničena geomorfologickými
liniemi 3. řádu. U první linie (ohraničující kar na JV) je zřejmě její průběh v této části totožný se
zlomem (v rozporu s geologickou mapou PELC & ŠEBESTA 1994 je pravděpodobné, že v předpolí
jezera Laka dochází k větvení zde popisovaného zlomu, přičemž jedna z větví
– východnější – podmiňuje existenci rozsáhlého úpadu a druhá – západnější – ohraničuje na JV
kar jezera Laka). Zvýšená intenzita fluviální činnosti je zde patrná i v současné době – i dnes je
východní část celé karovité deprese výrazně ovlivněna fluviální činností (Obr. 100).
173
Obr. 100: Schéma vztahů morfostrukturních podmínek a faktorů, které měly vliv na vznik karu
jezera Laka (pro srovnání strukturních predispozic s karem Prášilského jezera viz Obr. 8)
bokorys
půdorys
sklony foliace
celkový tvar karu(karovité sníženiny)
jezera Laka
tvar karu
předpokládaný směr a rozsah
fluviální modelace
předpokládaný rozsah
vloženého karu
předpokládané
převládající
směry
větrů
tvar k křivky (pro k = 1/2)
předpokládaný
směr
fluvi ální
modelace
k = 1/2
směry foliace
plošina glaciálního zářezu
deflační plošina
nevýrazná hrana
s výrazným výskytem
skalních skluzů
Poznámka: glaciální eroze rozšiřující původně fluviální sníženinu jednak postupně zvyšovala
výšku stěny karu, ale ústupem karové stěny se zároveň zkracovala vzdálenost mezi vznikajícím
karem a deflační plošinou na vrcholu Plesné. Proto se mohla míra zalednění postupně zvětšovat
i v případě, že v jednotlivých fázích byly zachovány stejné klimatické (resp. geomorfologické)
podmínky
U karu jezera Laka měl směr a sklon foliace (spolu s puklinami, které na základě těchto
strukturních podmínek vznikají odlehčením) zřejmě velký význam, a to jak pro směr karu (směr
mediánové osy na SV tedy kolmo na směr foliace – Tab. 15), tak pro jeho celkovou morfologii
(Obr. 101), kdy foliace usměrňovala (a usměrňuje i v dnešní době) působení geomorfologických
procesů a určuje tak celkový charakter karové stěny.
Vznik karového ledovce v karovité sníženině jezera Laka byl zřejmě vázán na polohu deflační
plošiny na vrcholu Plesné, která je vůči celé depresi položena asymetricky (Mapa 2).
Asymetrická poloha pravděpodobně vedla k intenzivnější glaciální činnosti v západní části
karovité sníženiny a vzniku „vloženého karu“, který dotváří její celkový tvar (Obr. 100).
V souladu s analýzou mocnosti ledu v době nejrozsáhlejšího zalednění (Obr. 78) je
pravděpodobné, že při předpokládané mocnosti ledu přes 50 m byla vyplněna většina celé
karovité sníženiny (na SZ ledovec přesahoval hranu hřbetu omezujícího kar). Rotační glaciální
eroze typická pro karové ledovce v interakci s foliací (resp. puklinatostí horniny) v této etapě
zalednění dotvořila celkový vzhled formy.
Vztahy mezi předpokládaným rotačním pohybem ledu a morfologií karů se zabývala HAYNES
(1968) předpokládající, že směry proudění ledu v ledovci v podstatě odpovídají logaritmické
k křivce (1, 2). Morfologie karů by pak měla být výslednicí vztahů rotačního pohybu ledu
a strukturních poměrů. HAYNES (1968) zkoumala tyto vztahy u hornin s vyvinutými
horizontálními a vertikálními puklinami. Pokud kary vznikly v oblastech kde vertikální pukliny
zapadaly proti sklonu původního svahu v němž byl kar vytvořen, docházelo ke vzniku
174
přehloubených karů (k = 2). Pokud však sklon vertikálních puklin byl shodný se sklonem svahu,
v kterém byl kar vytvořen, vznikaly tzv. „schrundline kary“ – k = ½ (HAYNES 1968).
U karovité sníženiny jezera Laka bylo zjištěno k = 0,53 (Tab. 16). V tomto případě je sklon
foliace i sklon puklin, které v souvislosti s foliací vznikají, totožný se sklonem původního svahu
a plně tedy odpovídá druhému popisovanému případu.
„Schrundline kary“ mají strmou karovou stěnu, rozsáhlý pozvolný přechod mezi karovou
stěnou a dnem karu a často ploché, nezahloubené dno. Tento tvar je možné částečně proložit
k křivkou (pokud k = 1/2). Je pravděpodobné, že proudění i rotační eroze ledu kopíruje tvar této
křivky a celkový tvar „schrundline karů“ tak vzniká jako interakce glaciální eroze a strukturních
podmínek (HAYNES 1968). U jezera Laka je tuto hypotézu možné velmi dobře aplikovat
(Obr. 100, bokorys). Je pravděpodobné, že vztah foliace (resp. puklinatosti) hornin a glaciální
rotační eroze vedl k celkové modelaci formy (Obr. 100).
Celková modelace karovité sníženiny je tedy ovlivněna současným projevem dvou synergicky
působících faktorů a forem:
o interakcí fluviální eroze založené na přítomnosti neaktivní zlomové linie
(morfostrukturně podmíněnou fluviální sníženinou, kde se v souvislosti s její S–SV
orientací více ukládal sníh) s glaciální rotační erozí, jež byla podmíněna polohou
deflační sníženiny – zvyšující akumulaci sněhu zejména v západní části karovité
sníženiny (Obr. 100, půdorys);
o interakcí foliace a na ní založené puklinatosti krystalických břidlic s glaciální rotační
erozí, která dotvořila celkový vzhled formy v době rozsáhlých zalednění (Obr. 100,
bokorys).
Morfometrickými charakteristikami glaciálně podmíněných forem se zabývaly HOUSAROVÁ
& MENTLÍK (2004), kteří předpokládali, že pro vznik karů na Šumavě a v Bavorském lese je
významná existence tektonických linií S–J směrů. Vzhledem k tomu, že v obou zájmových
územích zkoumaných v této práci byly zjištěné převažující směry puklin SZ–JV (na
krystalických břidlicích vzniklých odlehčením na základě foliace horniny) (Obr. 6 a 9), byla tato
strukturní charakteristika zahrnuta do prezentovaného modelu shrnujícího možné hlavní
souvislosti mezi morfologií karů a jejich základními morfostrukturními predispozicemi
(Obr. 101).
Doplnění převažujících směrů foliace (puklin) SZ–JV umožnilo vysvětlit převažující
morfologicko-morfometrické charakteristiky tří karů, jimž byla z hlediska morfometrie v této
práci věnována pozornost (kar jezer Prášilského, Černého a Laka) (Obr. 101).
U karu Prášilského jezera výrazně převládají svahy s východní orientací, ale nacházíme zde
i svahy orientované na JV a SV (Obr. 44). Je pravděpodobné, že kar Prášilského jezera (resp.
níže položený kar komplexu schodovitého karu – Foto 3) vznikl jako „svahový kar“ na svahu
s převažující SV orientací založeném na tektonicky podmíněné linii S–J směru. Pro vznik karu
byla důležitá hranice hornin, kdy severní i jižní části karu jsou kontrolované strukturními
vlastnostmi daných hornin (Obr. 8 a 101).
U karu Černého jezera je pravděpodobné, že vznikl částečně na tektonicky predisponované
linii směru S–J (významný podíl svahů s východní orientací – Obr. 44). Značný význam pro
modelaci karu však zřejmě měly i směry SZ–JV podmíněné foliací (resp. puklinami vzniklými
na foliaci těchto směrů). Na jejich základě vznikaly svahy s převážně SV orientací (Obr. 101
a 44). V případě Černého jezera je toto tvrzení neověřenou hypotézou, protože zde strukturněgeologická měření dosud nebyla prováděna. Můžeme však říci, že v generelní stavbě tento typ
karů připomíná tzv. „L kary“ (cf. HAYNES 1968).
U jezera Laka převládají svahy se SV orientací (Obr. 44), což je směr kolmý na hlavní směry
foliace a puklin na krystalických břidlicích. Směry odpovídající převládajícím směrům puklin
a foliace mají i skalní výchozy (plotny) zjištěné v karové stěně „vloženého karu“ jezera Laka.
Pro celkovou morfologii karovité sníženiny však měla význam i tektonická linie směru S–J
(viz výše, Obr. 100 a 101).
175
Obr. 101: Vazba morfologie sledovaných karů a jejich hlavních morfostrukturních predispozic
(směry zlomů resp. geomorfologických linií 3. řádu a puklinatosti podmíněné foliací horniny)
S
Kar Prášilského jezera - zlom
směru S-J (svah s východní
orientací ), hranice druhů
hornin a jejich puklinatost;
hlavní orien tace svah ů - JV, V
a SV, které jsou kontrolovány
puklina tostí granitů a směry
folia cí krystalických břidlic tzv. svahový kar
zlom směr S-J
Kar Černého jezera - zlom
směru S-J a foliace hornin SZ
směrů ; převládající směry V,
SV a případně sever; tzv. L kar
foliace SZ-JV
kar jezera Laka založený
částečně na existenci
zlomu směru S-J,
výrazně však
kontrolován směry
foliace SZ-JV (zadní
strana karu); tzv.
schrundline kar
SZ
foliace SZ-JV
JV
J
Ze srovnání velikosti 2D ploch a sklonů svahů vůči nadmořské výšce provedeného
u jednotlivých karů (Obr. 39, 41 a 42), vyplývá, že společnou, i když různě se projevující
charakteristikou karů, je existence dvou oblastí menších sklonů svahů (plošin) v různých
nadmořských výškách. První takovou oblastí je zpravidla dno karu, zatímco druhá se projevuje
jako zmírnění sklonů svahů v karové stěně. U schodovitého karu Prášilského jezera, kde je tato
charakteristika nejvýraznější (Obr. 39), je výše položenou plošinou dno karu, který byl součástí
glaciálního geosystému schodovitého karu, kdy led přecházel z výše do níže položeného karu
(Obr. 88) (rozdíl ~70 m).
Podobná plošina byla zjištěna i v rámci karovité sníženiny jezera Laka, a to jako dno
„vloženého karu“ položené nad dnem „karovité sníženiny“, kde dnes leží jezero Laka (rozdíl ~55
m).
Jak již bylo uvedeno výše, karovitá sníženina jezera Laka je polygenetickou formou, v níž
byla glaciální činnost pravděpodobně nejvýraznější v západní části, kde vznikl v rámci větší
karovité deprese „vložený kar“. Daná plošina odpovídá dnu tohoto „vloženého karu“, které se
vyvíjelo v souvislosti s rotační erozní činností ledovce „vloženého karu“.
Při deglaciaci zde pravděpodobně ležely zbytky ledovce nebo sněžník, ale ani intenzita
procesů nebo doba po kterou se v těchto místech nacházely, nebyly s největší pravděpodobností
dostatečné, aby mohly plošinu takové velikosti vytvořit. Pasivní moréna či „protalus rampart“
zde nebyly zjištěny.
Je tedy pravděpodobné, že spíše než s deglaciací je existence plošiny jako výše položeného
dna karu v karovité sníženině jezera Laka spojena s celkovým vývojem formy – asymetricky
působící rotační glaciální erozí „vloženého karu“.
U karu Černého jezera je zmírnění karové stěny přikládáno postupné deglaciaci oblasti a je
dokládáno existencí formy označované jako „protalus rampart“, částečně hradící uvedenou
sníženinu (VOČADLOVÁ & KŘÍŽEK 2005). Je však třeba říci, že výzkum se v okolí Černého jezera
dosud zaměřoval zejména na akumulační tvary a v budoucnu lze očekávat další doplňující
výsledky.
176
V rámci výzkumů morfogeneze obou zájmových území měly stěžejní význam glaciologickogemorfologické výzkumy, zejména pro jejich vazbu k formám dna údolí (u akumulačních forem)
a rovněž jejich pozici vůči geomorfologickým formám na přilehlých svazích či hřbetech.
V Tab. 32 je uvedeno srovnání zjištěných poznatků o zalednění z obou zájmových území.
Tab. 32: Srovnání zjištěných poznatků o zalednění ze zájmového území v okolí Prášilského
jezera a jezera Laka
Označení zájmového
území
Morfostrukturní
predispozice
destrukčních
glaciálních forem
Morfochronologie
zalednění odvozená na
základě analýzy
akumulačních
a destrukčních
glaciálních forem
Zjištěné hodnoty ELA
pro jednotlivé fáze
zalednění
Konec zalednění
Zjištěné konstrukční
glaciální formy
Zjištěné destrukční
glaciální formy
Poměr glaciálních
sedimentů a velikosti
destrukčních
glaciálních forem
Vazby glaciálních
forem na formy ve
hřbetových partiích
Vazby glaciálních
forem vzhledem
k formám na dně údolí
Tektonické holocenní
pohyby
Zájmové území v okolí Prášilského jezera
Vazba na geomorfologickou linii 3. řádu
(totožnou se zlomem), rozhraní hornin,
puklinatost granitů a foliace (puklinatost)
krystalických břidlic
Dvě na sebe navazující etapy zalednění dále
členěné na další fáze; první etapa
(nejrozsáhlejší zalednění) nebyla dále
členěna; součástí druhé etapy bylo stádium
ledovcového skalního (kamenného) ledovce,
v bezprostředním okolí Prášilského jezera
byly před deglaciací zjištěny dvě fáze
zalednění, ve Staré jímce přítomnost
ledovcové čočky
Mladší etapa
Starší etapa [m n. m.];
[m n. m.];
metoda výpočtu
metoda
výpočtu
TPW-ELA
TPW-ELA 1 079; MELM
1 118; THAR
TP-ELA 1 240;
TP-ELA 1 237; průměrná
průměrná n. v.
n. v. deflačních plošin
deflačních
plošin
cca 13 ka BP
Stupně a valy odpovídající čelním a bočním
morénám, blokové pole odpovídající svrchní
moréně, lalokovitá forma vzniklá činností
ledovcového skalního (kamenného) ledovce
Schodovitý kar skládající se ze dvou karů –
aktivní zejména za mladší etapy, a uzávěr
údolí (malý trog) modelovaný zejména
v průběhu starší etapy zalednění
Velikosti karu v podstatě odpovídající
množství sedimentů
Vazba na hřbetové deflační plošiny (u obou
karů) s výraznými periglaciálními formami
Vazba na strmý zřejmě termoerozní svah,
svahový pediment a údolní dno
Bez zjištěných pohybů lokální erozní báze
v holocénu
Zájmové území v okolí jezera
Laka
Vazba na dvě geomorfologické
linie 3. řádu (jedna zřejmě totožná
se zlomem), vazba na foliaci
(puklinatost) krystalických břidlic
Dvě na sebe bezprostředně
navazující etapy zalednění, první
s dvěma fázemi (doložené
paralelními valy boční morény);
druhá etapa méně rozsáhlá, vázaná
zhruba na dnešní jezerní pánev
Starší etapa
[m n. m.];
metoda
výpočtu
TPW-ELA
1 081; MELM
TP-ELA 1 328;
průměrná n. v.
deflačních
plošin
Mladší etapa
[m n. m.];
metoda
výpočtu
TPW-ELA
1 148; THAR
TP-ELA ?
?
Stupně a valy odpovídající čelním
a bočním morénám; ohraničující
lalokovitou formu (bazální
moréna)
Kar vložený ve výrazné karovité
sníženině částečně fluviálního
původu, v době největšího
zalednění přemodelované glaciální
činností, glaciální zářez na hraně
karu
Oproti velikosti celé karovité
sníženiny nápadně malé množství
Vazba na vrcholovou deflační
plošinu bez výraznějších
periglaciálních forem
Vazba na strmý zřejmě
termoerozní svah, údolní dno
a jednu říční terasu
Pravděpodobné pohyby lokální
erozní báze v holocénu
Z Tab. 32 je zřejmé, že u obou sledovaných zájmových území byly zjištěny dvě hlavní, dále
členěné, etapy zalednění. Ke každé etapě jsou vázány glaciální (zejména konstrukční formy),
u kterých je předpokládáno, že vznikaly za víceméně podobných geomorfologických podmínek.
Členění etap (např. na oscilační morénové valy) vyjadřují jednotlivé předpokládané fáze
zalednění.
177
Starší zalednění bylo v obou sledovaných územích výrazně rozsáhlejší a v zájmovém území
v okolí Prášilského jezera zřejmě existoval malý údolní ledovec (viz Tab. 24). V zájmovém
území v okolí jezera Laka bylo zalednění pravděpodobně vázáno na téměř celou karovitou
sníženinu a rotační glaciální eroze vtiskla formě její dnešní cirkovitý ráz, u kterého je však
pravděpodobné, že se vyvíjel již v průběhu předchozích zalednění, z nichž však nebyly
prokazatelně zjištěny žádné konstrukční formy.
Z konstrukčních forem vázané na nejstarší etapu zalednění byly v obou zájmových územích
(Obr. 51 a 73) zjištěny čelní (valy a degradované valy – stupně) a boční morény (valy – lépe
zachované v předpolí jezera Laka a degradované valy – stupně). V předpolí Prášilského jezera na
tyto formy navazuje blokové pole, zřejmě relikt svrchní morény (žulové bloky se skalním
řícením dostaly na povrch ledovce a po jeho roztopení byly uloženy jako eratika tvořící blokové
pole).
Starší zalednění v okolí Prášilského jezera bylo vázáno na uzávěr údolí, kde dnes leží Stará
jímka (dodnes patrné stopy glaciální eroze i na svazích se západní orientací, prostorově
navazující na konstrukční formy nejstarší etapy zalednění) (Mapa 1). Z usměrnění úlomků čelní
morény nejstaršího zalednění (Obr. příl. O) vyplývá, že jako zdroj ledu měl (kromě samotného
uzávěru údolí) již v té době význam i schodovitý kar dnešního Prášilského jezera.
V předpolí jezera Laka jsou konstrukční formy starší fáze prezentovány lalokovitou formou
(Obr. 73), která je od okolního terénu oddělena poměrně zachovanými bočními
morénami – vnější a vnitřní (oscilační) val a stupněm – zřejmě degradovanou čelní morénou.
V průběhu tohoto zalednění ledovec přesahoval hřbet (SZ položený od jezera), kde vznikla
charakteristická forma pojmenovaná jako „glaciální zářez“. Pro starší etapu zalednění v okolí
jezera Laka je charakteristická asymetrická poloha lalokovité formy (konstrukčního segmentu)
vůči rozsáhlé karovité sníženině (destrukčnímu segmentu) (Mapa 2), u níž je předpokládána
maximální ledovcová eroze v západní části (ve vazbě na deflační plošinu na vrcholu Plesné)
a částečně fluviální původ (Obr. 100, Mapa 2).
Mladší etapa zalednění v okolí Prášilského jezera zřejmě navázala na roztopení ledovce
rozsáhlé nejstarší etapy zalednění, kdy zbytky ledu přetrvávající podél strmého svahu
s převažující východní orientací, byly činností svahových procesů překrývány deluviem, jehož
lithostatický tlak způsobil pohyb („tečení“) ledu. Vznikl tak ledovcový skalní (kamenný)
ledovec, který zde vytvořil lalokovitou formu protaženou podél strmého svahu s převažující
východní orientací (max. délka 1 460 m, max. šířka 330 m, max. mocnost 12 m – Mapa 1)
tvořenou částečně glaciálními (zejména čelo formy) a deluviálně-glaciálními sedimenty (zbytek
formy) (Obr. 51 a 56).
Po této fázi navazovala fáze další, vázaná zejména na schodovitý kar dnešního Prášilského
jezera (Obr. 61), který nejprve fungoval jako kaskádový glaciální systém. Později bylo zalednění
vázáno pouze na kar Prášilského jezera, což je doloženo dvěma morénovými valy v těsném
předpolí jezera (Obr. 88).
Oproti tomu ve Staré jímce v té době zřejmě existovala ledovcová čočka, která byla
překrývána deluviálními (zejména murovými) sedimenty. Ty v předpolí Staré jímky vytvořily
poměrně rozsáhlý val se strmou proximální a mírnou distální stranou (Obr. 89).
Tyto charakteristiky (strmá proximální a mírná distální strana) jsou typické pro většinu
morénových valů v okolí Prášilského jezera (Obr. 29 a 31), což svědčí o možném významu
svahových procesů při dotváření těchto forem, které se (alespoň v některých fázích jejich
vývoje) mohly vyvíjet jako pasivní morény.
V rámci druhé etapy zalednění v zájmovém území v okolí Prášilského jezera byly
nejdůležitější destrukční tvary oba kary schodovitého karu Prášilského jezera s přilehlými
deflačními (hřbetovými) plošinami (Obr. 57 a Mapa 1), v poslední fázi pouze samotný kar
Prášilského jezera. Zalednění v zájmovém území v okolí Prášilského jezera skončilo asi 13 ka
BP.
Druhá etapa zalednění v okolí jezera Laka je z akumulačních glaciálních forem prezentována
valem nacházejícím se v těsné blízkosti hráze jezera. Val je paralelní s osou jezera (resp. údolí)
178
a vznikl zřejmě usazením sedimentů spojených s glaciální erozí hřbetu položeného SZ od jezera,
a to v době, kdy ledovec byl těsně před deglaciací vázán přibližně na oblast dnešní jezerní pánve.
Tu oproti okolnímu terénu (patrné zejména na svahu se SZ orientací) výrazně přehloubil.
Na Šumavě je obvykle uvažováno pouze o zalednění würmském (Tab. 34), ale zejména
velikost zkoumaných karů nasvědčuje tomu, že zalednění probíhala minimálně i v rissu. Potom
by se přechod mezi tektonickým zdvihem provázeným termoerozí a zaledněním posunul zřejmě
do středního pleistocénu (Obr. 104).
Po deglaciaci v obou sledovaných oblastech následovala paraglaciální fáze, jež byla
významnější v zájmovém území v okolí Prášilského jezera. Zde docházelo ke vzniku poměrně
mohutných osypů (opadáváním) a murové činnosti (vznik murových úžlabí a murových
akumulačních kuželů) (Obr. 63). Jeden z murových akumulačních kuželů přehradil Starou jímku
a vytvořil zde ~3,6 m hluboké, pozdně glaciální jezero. Jezero bylo zazemněno ~3,39 ka BP.
Paraglaciální fáze v zájmovém území v okolí jezera Laka byla podstatně méně výrazná
a v jejím průběhu je pravděpodobná zvýšená intenzita skalních skluzů, které jsou
nejrozšířenějším svahovým procesem poměrně výrazně se projevujícím i v dnešní době.
Geneze jednotlivých geomorfologických forem byla prokazována pomocí interdisciplinárního
výzkumu, kdy byly kromě metod relativního a absolutního datování používány metody
biologické (pylová analýza) a geologické (analýza tvarů a zaoblení klastů, zrnitostního složení
a SEM). Ne vždy byly výsledky těchto metod v naprosté shodě s geomorfologickými výzkumy
a v některých případech se vzájemně neshodovaly výsledky použitých negeomorfologických
metod (jednotlivé případy jsou rozebírány u konkrétních forem). Geneze formy byla považována
za prokázanou v případě, že se výsledky shodovaly minimálně u dvou výstupů z jednotlivých
analýz. Například, podle výsledků SEM a analýzy směrů klastů se jednalo o glaciální sedimenty,
ale podle zaoblení klastů byly výsledky shodné se sedimenty ledovcového skalního (kamenného)
ledovce. Pak byla (po zvážení prostorových vazeb zjištěných geomorfologickým mapováním)
forma označena jako glaciální. Výstupem shrnujícím výsledky některých sedimentologických
metod je RA/C40 pravoúhlý diagram (Obr. 102).
Obr. 102: RA/C40 diagram shrnující výsledky analýz tvaru a zaoblení klastů z obou zájmových
území
a
95
Zaoblení (RA)
85
b
75
65
55
45
c
35
25
25
35
45
55
65
75
85
95
Tvar (C40)
shluk murových klastů a klastů z kamenného moře
shluk klastů skalního (kamenného) ledovce, klastů ze Staré jímky
a glaciálních sedimentů z předpolí jezera Laka
klasty morény nejstaršího zalednění v předpolí Prášilského jezera
179
Na Obr. 102 můžeme na základě srovnání zaoblení a tvaru klastů vymezit tři rozdílné typy
sedimentů. Shluk a představuje sedimenty, které jsou nejméně opracované a byly transportovány
na nejkratší vzdálenost. Jedná se o sedimenty murových akumulací (paraglaciálních
i holocenních) a úlomků z kamenného moře pod Skalkou (Obr. příl. T, U a X). Výsledky
nasvědčují tomu, že délka transportu u těchto sedimentů byla velmi krátká a v případě úlomků
z kamenného moře se prokazatelně jedná o typické rulové hranáče, u kterých můžeme
předpokládat vznik kongelifrakcí – téměř bez znatelného opracování částic následným
transportem.
V případě shluku b (Obr. 102) se jedná o klasty pocházející z obou lalokovitých
forem – v okolí Prášilského jezera je vznik této formy přičítán ledovcovému skalnímu
(kamennému) ledovci a v případě předpolí jezera Laka jde zřejmě o glaciální akumulaci
(v jednom případě boční moréna prokázaná pomocí SEM a orientace klastů) (Obr. příl. P, R, S,
V a W). V tomto případě (Obr. 102) se nepodařilo prokázat rozdíl mezi glaciálními sedimenty
a sedimenty vzniklými činností ledovcového skalního (kamenného) ledovce, což svědčí
o přibližně podobných fyzikálních procesech probíhajících v rámci obou předpokládaných
geomorfologických procesů i podobné délce transportu klastů.
Zcela atypické, svědčící o delším a zřejmě čistě glaciálním transportu (který dokládá
i přítomnost striace u dvou klastů), jsou sedimenty nejstaršího zalednění z předpolí Prášilského
jezera (označení c, Obr. 102 – Obr. příl. O). To potvrzuje hypotézu, že toto zalednění mělo
poněkud odlišný charakter a jednalo se spíše o malý údolní ledovec, kdy intenzita glaciálních
procesů byla výraznější.
U přilehlých hřbetů a vrcholových partií v obou zájmových územích (i s ohledem na jejich
vazbu ke glaciálním formám) můžeme vymezit čtyři základní typy hřbetů a vrcholových partií.
Jejich diferenciace vyplývá zejména z rozdílné nadmořské výšky, ale také z odlišné orientace
vůči převládajícím směrům větrů a pestrosti strukturně-geologických podmínek (Obr. 103):
o vrcholové plošiny, na kterých nebyly zjištěny výraznější skalní formy; periglaciální
formy na přilehlých svazích nejsou příliš výrazné; mají úroveň nad 1 300 m (např.
vrcholová plošina Poledníku nebo Plesné – zde vazba na zalednění v okolí jezera Laka);
výjimkou je vrcholová plošina Ždánidel s pestrou horninovou skladbou (a výraznými
periglaciálními tvary);
o hřbetové plošiny s četným výskytem skalních forem (tory, skalní hradby) na přilehlých
svazích s teplou orientací kamenná moře (resp. geliflukční svahy – Foto 13 a 14) u svahů
s chladnou orientací vazba na zalednění (schodovitý kar Prášilského jezera – Foto 3)
jinak malý výskyt geliflukčních forem; nadmořská výška plošin přibližně mezi
1 100–1 250 m; příkladem je hřbetová plošina mezi Poledníkem a Skalkou nebo plošiny
na Jezerním hřbetu (východně od Poledníku) i hřbetová plošina mezi Ždánidly
a Dřevěnou holí;
o klesající hřbety místy s výskytem plošin; občasný výskyt skalních útvarů (většinou skalní
hradby); na svazích s teplou orientací občasný výskyt kamenných moří (resp.
geliflukčních svahů) menšího rozsahu; bez vazby na zalednění, ale s předpokládanou
vazbou na fluviální systém (postupný pokles nadmořské výšky hřbetů směrem k lokální
erozní bázi);
o strmé hřbety v podobě spíše trojúhelníkových svahů; zřejmě se jedná o části
rozčleněného zlomového svahu; v dolní části přecházející v plošiny charakteru údolních
pedimentů náležících ke Kocháňovským pláním.
Na svazích přiléhajících ke hřbetovým plošinám byly geomorfologické formy a procesy
vedoucí k jejich vzniku spíše než nadmořskou výškou ovlivněny orientací vůči světovým
stranám. Vzhledem k tomu, že obě údolí mají v podstatě S–J směr, svahy s chladnou orientací
jsou orientované na východ, a naopak, teplá orientace je prezentována svahy převážně západními
(Obr. 103).
180
Obr. 103: Schéma vyjadřující vztahy hřbetových a svahových procesů (ovlivněných orientací
svahů a nadmořskou výškou)
Sniž ování hřbetů kryopla nací
(g eliflu kce, nivace,
kon gelifrakce...); na svahu
vý razná geliflukce (vzn ik
geliflu kč ních svahů a
rozsáhlých úpadů)
Existence le dovcové neb o
firnové čapky - ochran ný
efek t; v ýrazné zpom alení
kryoplanačních proc esů na
plošině
Snižování hřbetů kryo planací
(geliflu kc e, nivace,
kongelifrakce...); na svahu
nevý razná geliflukce
(promrznutí - útlum svahových
procesů)
Ploc hé hřbety s č etnými skalním i Vrcholové plo šiny téměř
Sv ažující se hřbety
b ez skalních útv arů
útv ary
Vaz ba na f luviál ní
systém (snižování
hřbetu)
Bez vazby na fluviáln í s ys tém
(zachované relikty
zaro vnaných pov rchů)
Geliflukce (snižování hřbetů);
nevýrazná geliflu kc e n a svazích
(promrznut í - útlum svahovýc h
procesů)
V
S-SV
Z
Polyg enetické hřbety
výrazn ě o vlivn ěné
geliflukcí s vazbou na
flu viáln í syst ém; na
sv azích nev ýra zná
geliflukce
Údolní pediment
Relikty etchplain u, výrazně
přemode lov an é, kryopla nací
(geliflukce, nivac e,
kongelifrakce); na sv azích
nevýrazná geli fluk ce
Geli flu kce (snižování
hřbetů );
výrazná gel iflukc e na
svazíc h
Převažující
orientace
svahů
Morfologie
ÚP SS
hřbetů
Vztah k
fluviálnímu
systému
Polygen eti ck é
h řbety a sv ahy
výraz ně ovliv ně né
ge liflukcí s vazb ou
na fluviální s ystém
Relikty etchplainu v
kry omérec h nad klimatickou
sněžnou čárou, chráněné
ledovcovou ne bo firno vou
čapkou, na přilehlýc h
svaz ích s tepl ou orientací
intenzivní ge lif lukce (tavné
vody )
Zlomový svah
Předpokládané
periglaciální
procesy v
kryomérech
pleistocénu
Zlomový svah
Údolní pediment
Morfogenetická
interpretace
Re lik ty etchplainu, v ýrazně
přemodelované, kryo planací
(geliflukce, nivace,
kong elifrakce); na svazích
výrazné geliflukční tvary
(ge liflukční svahy a svahové
úpady)
Ploché hřbety s četnými skalními
útvary
Bez vazby na fluviální
systém (zachované relikty
zarovnaný ch po vrchů)
Svažu jíc í s e hřb ety
Bez vazby na fluviáln í systém
(za chované relikty
zarovnaný ch povrch ů)
SS
ÚP
Vazba na fluvi ální
systém (snižování
h řbetu )
m n. m .
1 250
1 100
1 000
SS - s trmé hřbety
rozsáhlý svahový úpad
s kalní výchoz (to r, skalní hradba)
kar v uzávěru údolí (S orientace)
pokryv sněhu nebo ledu
kar na svahu s východní orientací
oro grafická sněžná čára
ÚP - úpatní plošiny
ZS - z lomo vý sv ah
akumulace geliflukč ních
sedimentů
termoe roze promrzlého
svah u boční erozí toku
relikty svahového
pedimentu
k limatick á sněžná čára
ge liflukční sv ah
výraz ná geliflukce
Svahy s teplou orientací jsou charakterizovány formami, u nichž měla rozhodující podíl
výrazná geliflukční činnost způsobovaná rozmrzáním permafrostu a pohybem činné vrstvy
(Obr. 103). Svahy jsou charakteristické těmito formami:
o akumulacemi v horní části charakteru geliflukčních svahů;
o geliflukčními akumulacemi ve spodní části svahů;
o rozsáhlými formami charakteru úpadů.
Svahy s chladnou orientací naopak zůstávaly promrzlé a geliflukční procesy zde
pravděpodobně byly poměrně nevýrazné (nebyly zde zjištěny formy svědčící o geliflukčních
pohybech). Oproti svahům s teplou orientací zde jsou zachované relikty starších
forem – svahových pedimentů. Naopak, v kryomérech pleistocénu zde byla (v souvislosti
s polohou a rozlohou vrcholových či hřbetových deflačních plošin) výrazně snížená orografická
sněžná čára, a tedy zde vznikaly karové ledovce (jako v případě schodovitého karu Prášilského
jezera). Ve spodních částech byly zmrzlé svahy podkopávány boční erozí vodních toků, což bylo
příčinou vzniku výrazné sklonové asymetrie údolí (strmější svahy s chladnou – východní
orientací) (Obr. 103).
U hřbetových a vrcholových plošin je důležité, že sloužily jako deflační plošiny a byly tak
významným prvkem glaciálních geosystémů. Množství odvátého sněhu (a sněhu akumulovaného
v karech) bylo tedy podstatně vyšší, pokud plošiny byly pokryty ledovcovou nebo firnovou
čapkou, která zde do jisté míry zastavovala nebo zpomalovala kryogenní procesy – takzvaný
ochranný (self protected) účinek sněžníků nebo ledovců s chladnou bází, jak je znám z literatury
(THORN & HALL 2002). Naopak, na přilehlých svazích a níže položených hřbetech kde stálý
pokryv sněhu (ledu) nebyl vyvinut, mohly být periglaciální procesy velmi výrazné. Tak je možné
vysvětlit podstatně méně vyvinuté (resp. chybějící) skalní formy na výše položených plošinách
(většinou vrcholové plošiny), a naopak, velké množství kryogenně přemodelovaných skalních
forem na zhruba o 100 m níže položených plošinách hřbetových. Závěry vyplývající ze srovnání
181
hřbetových a vrcholových plošin v obou zájmových územích je možné shrnout následovně:
o prostorové uspořádání vrcholových a níže položených hřbetových (případně sedlových
plošin) není možné vysvětlit přítomností přímé (nebo přímých) tektonických linií, jež by
umožňovaly rozčlenění vrcholových a hřbetových plošin působením tektonických
pohybů;
o níže položené hřbetové plošiny leží na protilehlých stranách údolí ve velmi podobných
nadmořských výškách, z čehož je možné vyvozovat:
a)
plošiny jsou pozůstatkem jednoho zarovnaného povrchu sníženého
erozně-denudačními procesy;
b)
pozůstatky tohoto zarovnaného povrchu na protilehlých stranách údolí
nebyly rozčleněny vertikálními tektonickými pohyby;
Je tedy pravděpodobné, že vrcholové a hřbetové plošiny jsou pozůstatky jednoho původního
zarovnaného povrchu s vertikálním rozčleněním přibližně 100 m. Rozčlenění v tomto případě
však není způsobeno ve sledovaných územích tektonicky, ale je způsobené činností exogenních
procesů.
Výsledky analýzy reliktů zarovnaných povrchů je možné shrnout v následující hypotézu:
o původní zřejmě paleogenní zarovnaný povrch charakteru lateritizovaného etchplainu (ve
smyslu BÜDELA 1982)měl vyvinutou mocnou vrstvu zvětralin (SMALL 1970 uvádí tuto
mocnost v oblastech teplého a humidního klimatu kolem 100 m). Mocnost této vrstvy
však nebyla všude stejná, ale byla diferencována na základě rozdílných strukturních
podmínek (zejména puklinatosti).
o Při postupném zdvihu docházelo postupně k odnosu zvětralinového pláště (na to, že se
odnos zvětralin zastavil v blízkosti bazální zvětrávací plochy, je možné usuzovat podle
přítomnosti žokovitých bloků na žulách).
o Po vyzvednutí do zhruba současných nadmořských výšek došlo k ochlazení.
V glaciálních období byla poloha klimatické čáry položena tak, že nejvyšší partie byly
pokryty firnovišti nebo ledovcovými čapkami s chladnou bází (v době starší etapy
zalednění předpokládaná výška ~1 250 m n. m.).
o Ledovcové (resp. firnové) čapky chránily výše položené partie (většinou již
predisponované v průběhu vývoje původního zarovnaného povrchu jako partie s větší
odolností hornin) a naopak, zvýšená kryoplanace probíhala na níže položených hřbetech,
čímž se diference mezi „vyvýšeninami“ a „sníženinami“ původního zarovnaného
povrchu ještě zvětšovala. Tak docházelo k další denivalaci původního zarovnaného
povrchu (resp. jeho bazální zvětrávací plochy). Na některých místech (zejména u níže
položených hřbetů) došlo zřejmě až k „přehloubení“ bazální zvětrávací plochy. Intenzita
a doba trvání působení tohoto „selektivního snižování“ byla u podobně
predisponovaných míst zřejmě přibližně stejná, takže výsledné rozdíly v nadmořských
výškách jednotlivých hřbetových plošin (byť na protilehlých stranách údolí) nejsou příliš
výrazné.
Tato hypotéza je pouze pokusem o interpretaci skutečností zjištěných ve dvou sledovaných
zájmových územích. Její verifikace nebo falsifikace může být provedena konfrontací s výzkumy
z jiných částí Šumavy (viz kap. 8).
Na základě detailní analýzy profilu svahu s východní orientací v zájmovém území v okolí
Prášilského jezera (Obr. 50) je možné říci, že v oblasti dochází ke střídání období relativního
tektonického klidu, kdy se vytváří údolní dno (resp. svahový pediment) a období tektonického
zdvihu, kdy v reakci na zdvih působí hloubková eroze a údolní dno (svahový pediment) je
prořezáváno. Na základě prostorových a morfostratigrafických vztahů glaciálních (valy či stupně
čelních morén), fluviálních (říční terasa a výplň dna údolí), termoerozních (strmá spodní část
svahu s chladnou orientací) a erozně-denudačních forem (pedimenty) na dně obou údolí je
možné stanovit schéma morfostrukturního vývoje obou zájmových území (Obr. 104).
Na Obr. 104 jsou shrnuty předpokládané etapy vývoje obou zájmových území, která mají
společnou erozní bázi – Kocháňovské pláně (dnes atakované zpětnou erozí Křemelné).
182
Obr. 104: Srovnání předpokládaného morfostrukturního vývoje obou zájmových území
(stanovené na základě analýzy forem údolních den a přilehlých svahů)
Svrchní pleistocén
(holocén)
?
Sřední
pleistocén
Terciér a spodní
pleistocén
Prášily
Schema
morfologických
vazeb údolního
dna a
přilehlých
forem
Pedimentace - vznik
pedimentu v úrovni
Kocháňovských plání
(základní pedimenty), několik
fází spojených se zdvihy
podél zlomu (zvedala se celá
kra, za vzniku údolí S-J, jež
vzniklo na pasivní
morfostruktuře - starý,
neaktivní zlom).
Zdvih (cca 40 m)
Laka
Pedimentace - různé fáze zatím
není možné jednoznačně
prokázat; vznik základního
pedimentu v úrovni
Kocháňovských plání.
Komplikovaný tektonický
vývoj - zdvih kry Hůreckého
vrchu a tím i vyzdvižení
pedimentu, výška zdvihu cca
100 m.
Současně se zdvihem
termoeroze a geliflukce vznik asymetrického údolí.
Současně se zdvihem
termoeroze a geliflukce - vznik
asymetrického údolí.
Zalednění a relativní
tektonický klid, lokální erozní
báze - úroveň
Kocháňovských plání.
Zalednění a tektonický neklid nestabilní úroveň lokální erozní báze
(Kocháňovské pláně), po zalednění
prořezávání údolního dna (okolí
Staré Hůrky) v holocénu asi o 10 m.
p edi men t
ped iment
ped iment
termoerozní
svaht
svah se západn í
orientací
údolní
dno
termoerozní
svaht
údolní
dno
údolní
dno
říčn í
terasa
hol océnní
přehloubení
Vývoj současného reliéfu můžeme začít sledovat od doby, kdy byly v oblasti Kocháňovských
plání vyvinuté pedimenty (údolní i svahový) – dále označované jako „základní pedimenty“.
K jejich vývoji docházelo zřejmě v pliocénu a mohl pokračovat (jako vývoj kryopedimentů) i ve
spodním pleistocénu. V obou zájmových územích pak pravděpodobně došlo k intenzivnějším
tektonickým pohybům, které tento pediment rozlámaly.
V zájmovém území v okolí Prášilského jezera údolní pediment zůstal zachován v podobě
rozsáhlých hřbetových plošin na obou stranách údolí a svahový pediment na svahu s převažující
V orientací – velikost pohybu zde byla asi 40 m.
V zájmovém území v okolí jezera Laka byl v tomto období vývoj podstatně složitější.
Velikost pohybu mohla být až okolo 100 m a současně zde došlo ke zdvihu kry Hůreckého
vrchu. Základní pediment zde zůstal zachován v podobě plošiny v okolí Staré Hůrky.
Je pravděpodobné, že sedlo mezi Hůreckým vrchem a Plesnou na kterém se nachází Stará
Hůrka bylo v minulosti protékáno, což se podařilo částečně prokázat existencí rulových úlomků
na žulovém podloží, a to na velmi ploché sedlové plošině. Z morfologie sedla vyplývá, že je
velmi nepravděpodobné, aby sem byly tyto úlomky přineseny svahovými procesy. Naopak, je
možné, že se jedná o fluviálně přemístěné usazeniny, o čemž svědčí i spodní písčitá část profilu
provedeného vrtu (vrt 1, Tab. 20). Pro vzhled georeliéfu ve spodní části zájmového území
v okolí jezera Laka, tedy zřejmě mělo stěžejní význam říční pirátství krátkého konsekventního
183
toku tekoucího mezi Hůreckým vrchem a Dřevěnou holí, který načepoval Jezerní potok tekoucí
v té době k severu (výrazná spodní část údolí Drozdího potoka). Je pravděpodobné, že k říčnímu
pirátství došlo v souvislosti s tektonickým zdvihem. Jedná se o částečně ověřenou hypotézu,
kterou bude nutné verifikovat či falsifikovat dalším výzkumem.
Zdvih v obou zájmových územích provázela hloubková eroze, která rozčlenila původní
(základní) svahový pediment (navazující na rozsáhlejší pediment údolní), jehož relikty zůstaly
zachovány v obou zájmových územích (relikt tohoto svahového sedimentu výrazný zejména
v zájmovém území v okolí Prášilského jezera – kap. 6.4.1.2; Obr. 104). Hloubková eroze zřejmě
probíhala v jednom z kryomérů pleistocénu, protože v obou územích jejím působením vzniklo
výrazně asymetrické údolí svědčící o působení termoeroze u svahů s chladnou (východní)
orientací.
Po skončení tektonické fáze následovalo zalednění. V zájmovém území v okolí Prášilského
jezera se jedná o relikty nejstaršího zalednění, které jsou uloženy jak na dnešním údolím dnu, tak
na starém svahovém pedimentu zachovaném na levé straně údolí (resp. na svahu s východní
orientací). To nasvědčuje tomu, že tektonické pohyby provázené hloubkovou erozí probíhaly
před začátkem tohoto zalednění (tedy zřejmě ve středním pleistocénu), a že po celý holocén byl
v údolí Jezerního potoka (vytékajícího z Prášilského jezera) relativní tektonický klid (neporušené
holocenní dno údolí).
V okolí jezera Laka byl vývoj od rozlámaní „základního pedimentu“ podobný, s tím rozdílem,
že starší etapa zalednění je doložena i jednou říční terasou (což může dokládat pokles lokální
erozní báze mezi etapami zalednění), ale navíc bylo zjištěno proříznutí údolního dna zvýšenou
zpětnou erozí Jezerního potoka (hloubka proříznutí až 10 m) navázaného na glaciální sedimenty.
Tato skutečnost svědčí o pohybu lokální erozní báze v holocénu.
Z výše uvedeného vyplývá, že obě zájmová území se nachází na poměrně rozsáhlých
rigidních krách s přemodelovanými velmi starými formami reliéfu (relikty zarovnaných povrchů
ve vrcholových partiích) a s výrazně se projevující pasivní morfostrukturou. Obě kry se však
pohybují vůči Kocháňovským pláním, které zřejmě představují samostatnou morfostrukturu.
O tom, že se jedná o mladý (holocenní) zdvih „kry jezera Laka“ svědčí geomorfologické
důkazy (prořezávání údolního dna vázaného na poslední etapu zalednění), zatímco „kra
Prášilského jezera“ zůstává po celý holocén v relativním klidu.
Vyloučit zatím nelze ani předpoklad, že zvýšená zpětná eroze u „kry jezera Laka“ je
způsobena postupující zpětnou erozí Křemelné, i když z analýzy podélných profilů Křemelné
a Jezerního potoka (vytékajícího z jezera Laka) tato skutečnost nevyplývá.
Předložená hypotéza tektonického uspořádání a vývoje vzhledem k rozsahu práce řeší vztahy
Kocháňovských plání a přilehlých oblastí v kterých se nachází obě zájmová území. Ze závěrů je
možné definovat širší regionální souvislosti jako pracovní hypotézy, které je možné ověřit nebo
vyvrátit dalším výzkumem.
Jako nejvýznamnější recentní geomorfologický proces byla v obou zájmových územích
zjištěna fluviální eroze a akumulace. U karových stěn mají značný význam i svahové procesy,
jako mury a opadávání skalních úlomků (v zájmovém území v okolí Prášilského jezera) a skalní
skluzy (v zájmovém území v okolí jezera Laka). Dilatometrickými měřeními prováděnými
v průběhu jednoho roku byly zjištěny pohyby skalních bloků tvořících žulové skalní defilé nad
Prášilským jezerem. Charakter a intenzitu pohybů není na základě ročních měření zatím možné
přesněji určit.
184
8 Diskuse
Pro vznik karů v obou zájmových územích byly důležité strukturní geologické podmínky
(puklinový systém granitů a krystalických břidlic – ve druhém případě výrazně ovlivněný foliací
hornin).
Stěžejní význam puklinového systému granitů pro tvar karu Plešného jezera uvádí i VOTÝPKA
(1979, s. 65), kdy jako jeden z dominantních (početně silnějších) puklinových systémů
uplatňujících se v jihovýchodním křídle karové stěny nad Plešným jezerem byl zjištěn směr 25–
40°, přičemž směr významný pro modelaci granitové části karové stěny Prášilského jezera byl
zjištěn na 20–50°. Shoda směrů puklinových systémů granitů zjištěných v povodí Jezerního
potoka vytékajícího z Prášilského jezera s výsledky publikovanými V OTÝPKOU (1979) z okolí
Plešného jezera je celkově poměrně výrazná. VOTÝPKA (1979) uvedl z karu Plešného jezera
6 významných směrů, z čehož čtyři se buď překrývají nebo bezprostředně navazují na zjištěné
převládající směry puklin naměřené v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera
(Tab. 33).
Tab. 33: Srovnání puklinových systémů zjištěných na granitech v povodí Jezerního potoka
(vytékajícího z Prášilského jezera) a v okolí Plešného jezera
Oblast a zdroj
Okolí
Plešného
jezera Povodí Jezerního potoka
(VOTÝPKA 1979)
vytékajícího z Prášilského
jezera (MENTLÍK 2005b)
25–40
20–50
85–90
85–90
280–290
?
Směr puklinového systému
70–75
?
300–305
300–310
320–330
330–345
U karu Malého javorského jezera předpokládají RAAB & VÖLKEL (2003) souvislost
protaženého tvaru karu s převažujícím směrem foliace (osa karu je v tomto případě paralelní se
směrem foliace). Tato skutečnost je považována za jeden ze stěžejních faktorů pro celkovou
morfologii karu (resp. jeho výrazné protažení ve směru S–J). Taková vazba foliace a tvaru karu
vytváří další variantu vazby morfologie karů a morfostrukturních podmínek (Obr. 101). Je
pravděpodobné, že morfostrukturní podmínky (směr foliace S–J) ve skupině Javor–Kaitersberg
jsou odlišné od podmínek v Debrnické a Železnorudské hornatině, což odpovídá i odlišnému
tektonickému vývoji této skupiny (J. B ABŮREK – ústní sdělení).
Kromě karů je morfostrukturní predispozice předpokládána i u poměrně rozsáhlých forem,
které mají charakter svahových úpadů. Od „klasických“ svahových úpadů popisovaných z České
vysočiny se však formy zjištěné v obou zájmových územích liší zvláště velikostí, resp. šířkou
(délka ~1 395 m, šířka ~1 128 m).
CZUDEK (2005b, s. 82–84) uvádí u úpadů v Českém masívu převažující délku okolo 1 500 m,
ale maximální šířku pouze do 400 m – u svahových úpadů jsou tyto morfometrické
charakteristiky (zejména délka) ještě o něco menší. Je pravděpodobné, že podstatně výraznější
šířka zjištěných forem je způsobena jejich tektonickými predispozicemi, a také tím, že se nachází
(alespoň u jezera Laka) částečně v uzávěru údolí. Tyto skutečnosti jsou v souladu s poznatky
uváděnými CZUDKEM (2005b, s. 83–84), který na základě výzkumů z Nízkého Jeseníku uvádí
nejlepší podmínky pro vývoj úpadů v oslabených zónách většího rozpukání hornin a na
tektonických liniích (kde se v pleistocénu hromadila vlhkost a podzemní led).
Na větší velikost zjištěných forem mohla mít také značný vliv vyšší nadmořská výška a tedy
pravděpodobně delší trvání periglaciálních podmínek. Teplá orientace svahu zde byla příčinou
zvýšené insolace a ohřívání svahu, které mohlo vyvolávat opakované tání permafrostu a vyšší
míru geliflukce.
185
Morfologické analýzy okolí glaciálně podmíněných jezer byly v minulosti někdy prováděny
jako doplněk limnologických výzkumů. Na rozdíl od batymetrických měření, která jsou
kvalitním zdrojem informací doplňujícím zejména DMR daných oblastí, se výsledky
morfologických analýz (ZBOŘIL 1996, JANSKÝ & ŠOBR 1999) ukázaly být často v rozporu
s výstupy z geomorfologických výzkumů (viz kap. 4.3).
Vzhledem k morfologii karové sníženiny v níž se nachází jezero Laka není možné souhlasit
s tvrzením JANSKÉHO & ŠOBRA (1999) – viz kap. 4.4, že v karové stěně jezera Laka se nachází tři
stupně (viz Obr. 36), které by souvisely s ústupem ledovce. Rovněž zmírnění sklonu ve spodní
části stěny (cf. JANSKÝ & ŠOBR 1999) není s velkou pravděpodobností způsobeno akumulací
úlomků pocházejících z horní částí karové stěny, ale naopak, vzhledem k hloubce permanentních
svahových erozních rýh, které se zde nachází, a tomu, že minimálně na jednom místě byl zjištěn
vystupující skalní podklad, je zde mocnost zvětralin zřejmě maximálně do několika metrů.
Celková morfologie karovité sníženiny v níž se nachází jezero Laka zřejmě odpovídá interakci
glaciální rotační eroze typické pro karové ledovce a strukturních podmínek (zejména foliace a na
ní závislých puklin). Tento typ karu (členění na základě morfologie) je popisován ve světové
glaciologické literatuře jako „schrundline kar“ (viz např. HAYNES 1968 a zde uvedené odkazy).
I když je Šumava ve srovnání s ostatními částmi Českého masívu poměrně málo
geomorfologicky prozkoumaná, oblastem s glaciální genezí byla v rámci geomorfologických
výzkumů věnována zvýšená pozornost. Přesto je shrnutí výsledků těchto výzkumů dosti obtížné,
zejména pro rozdílné použité metody výzkumu a různou interpretaci jednotlivých glaciálních
forem i jejich komplexů.
V Tab. 34 jsou shrnuty morfologické projevy zalednění, tak, jak jsou uváděny různými autory
poválečných výzkumů z různých částí Šumavy.
Tab. 34: Srovnání morfologických projevů zalednění z různých částí Šumavy; podle různých
autorů spolu s předpokládaným obdobím jejich vzniku
Oblast zalednění
Morfologický projev
Autor (autoři)
Severní kar Roklanu
4 morénové valy, (würm)
(PFAFFL 1998)
Velké javorské
(PFAFFL 1998)
jezero
Malé javorské jezero
(RAAB &VÖLKEL 2003)
Bazální bloková akumulace (zřejmě
Plešné jezero
kryogenní), čelní moréna a pasivní moréna
(VOTÝPKA 1979)
hradící jezero – 2 glaciální fáze (würm)
(VOČADLOVÁ
Černé jezero
Nejméně 3 generace morén
& KŘÍŽEK 2005)
3 morénové valy a lalokovitá forma
ledovcového skalního ledovce – vymezené
Prášilské jezero
Tato práce
dvě hlavní etapy zalednění členěné na
4 fáze, (würm)
3 morénové valy členěné do dvou hlavních
Jezero Laka
Tato práce
etap zalednění, (würm)
Z Tab. 34 je zřejmé, že geomorfologické projevy zalednění byly v různých částech Šumavy
různé (částečně také mohly být odlišně interpretované – např. terénní stupně nebyly považovány
za degradované morény apod.). Zřejmě se však lišila i intenzita zalednění, což je možné přičíst
různým podmínkám v daných oblastech (morfostrukturní podmínky, výška a orientace karové
stěny, velikost deflační plošiny a její vzdálenost od karu atd.).
V obou řešených územích byly zjištěny formy odpovídající dvěma hlavním etapám zalednění.
Dvě hlavní glaciální fáze předpokládá z okolí Plešného jezera i VOTÝPKA (1979). Z německé
strany jsou k dispozici výsledky ze tří oblastí (Tab. 34), kdy ve všech oblastech autoři zjistili
4 generace čelních či bočních morénových valů, na jejichž základě předpokládají čtyři etapy
186
würmského zalednění. To by odpovídalo čtyřem předpokládaným würmským stadiálům
(cf. PREUSSER 2004). Faktem ale je, že i v samotných Alpách se většinou zachovaly pouze
glaciální sedimenty z LGM (last glacial maximum) (Východní Alpy), případně stopy po
2 (maximálně třech) zaledněních v Západních Alpách. Není tedy zřejmě možné přičítat každému
morénovému valu jedno zalednění, ale spíše mezi nimi hledat morfochronologické souvislosti.
V okolí Malého javorského jezera (RAAB & VÖLKEL 2003) je přítomnost čtyř generací
bočních morén doložena kopanými profily, kdy se zdá, že stejně jako v územích řešených v této
práci, bylo nejstarší zalednění nejrozsáhlejší a nejméně rozsáhlé zalednění naopak nejmladší.
Větší intenzitu zalednění (zde však spíše větší diferenciaci glaciálních forem) je v případě
Malého javorského jezera možné vysvětlit vhodnějšími podmínkami pro zalednění (rozsáhlé
deflační plošiny mezi Velkým a Malým Javorem v nadmořské výšce nad 1 300 m, čistě severní
orientace uzávěru údolí, poměrně velká rozloha deflačních plošin apod.).
Tab. 35: Srovnání předpokládané maximální velikosti ledovce z okolí jezera Laka, Prášilského
jezera a Malého javorského jezera
Maximální
Maximální šířka Předpokládaná
Konec
Oblast
délka [m]
[m]
mocnost [m]
v [m n. m.]
Malé javorské
jezero (RAAB
2 600
800
115
830–880
& VÖLKEL
2003)
Prášilské jezero
2 060
760
51
1 025
Jezero Laka
1 320
500
50
1 045
Různorodost zalednění v různých částech Šumavy se promítá i v předpokládané maximální
velikosti ledovce. Ta byla dosud počítána u tří oblastí (Tab. 35). Největší ledovec se zřejmě
nacházel v oblasti Malého javorského jezera, druhý největší v okolí jezera Prášilského
a nejmenší v okolí jezera Laka (Tab. 35). U zjištěných výsledků jsou poměrně podobné údaje
vyjadřující délku a šířku ledovců. Ledovec v oblasti Malého javorského jezera však měl v době
svého maximálního rozšíření zřejmě téměř dvojnásobnou mocnost než byla zjištěna v okolí
Prášilského jezera a jezera Laka, což může být způsobeno celkově větší hloubkou údolí.
Předpokládaná malá mocnost ledovců může nepřímo napovídat o charakteru klimatu, ve
kterém ledovce vznikaly. U ledovců v mírných šířkách a nižších nadmořských výškách (např.
dnes Upper Seward Glacier, Yukon, Canada – BENN & EVANS 1998, s. 68), z důvodu častějších
fází tání a dalších faktorů, dochází k přeměně firnu v led už 13 m pod povrchem ledovce, a to za
poměrně krátkou dobu (3–5 let). Naopak, u ledovců nacházejících se v chladném kontinentálním
klimatu (dnes např. Grónsko) ke změně firnu v led dochází až v hloubce více než 66 m pod
povrchem ledovce a za období delší než 100 let (BENN & EVANS 1998, s. 68–69).
Je tedy zřejmé, že v relativně teplejších a vlhčích podmínkách nemusí mít ledovce zdaleka tak
velkou mocnost a mohou vznikat nepoměrně rychleji než v chladném a suchém prostřední. Ve
stadiálech (pleniglaciál – ve würmu „würm sensus stricto“), kdy klima bylo chladné s vysokou
kontinentalitou, tedy mohlo docházet k útlumu glaciální činnosti a ledovce na Šumavě mohly
naopak růst v přechodných obdobích, kdy mohl být jejich vznik poměrně rychlý a erozní činnost
(jako ledovců s teplou bází s tzv. „blockschollen flow“) velmi účinná.
Údaj, který je důležitý nejenom z geomorfologického nebo glaciologického hlediska, ale jež
je stěžejní pro komplexní paleoklimatologické rekonstrukce, je výška sněžné čáry (ELA).
Výpočty této charakteristiky provedené na německé i české straně Šumavy jsou shrnuty v Tab.
36. Zdá se, že pro Šumavu jako pohoří kde převažovalo karové zalednění vázané především na
chladné uzávěry údolí, je důležité rozlišovat polohu klimatické sněžné čáry (ELA, resp. TP-ELA
cf. NESJE & DAHL 1992, 2000) a orografické sněžné čáry (TPW-ELA cf. NESJE & DAHL 1992,
2000). Sněžná čára uváděná v citovaných pracích (Tab. 36) pro Šumavu však byla v tomto
smyslu orografickou sněžnou čárou (resp. TPW-ELA cf. NESJE & DAHL 1992, 2000). Ta mohla
187
být ale položena výrazně níže než sněžná čára klimatická (podle NESJE & DAHL 1992 může tento
rozdíl činit až 300 m).
Tab. 36: Maximální a minimální předpokládané hodnoty ELA z různých glaciálně podmíněných
částí Šumavy podle autorů
Minimální
Maximální
předpokládaná výška předpokládaná výška
Oblast
Autor (autoři)
ELA [m n. m.];
ELA [m n. m.];
metoda výpočtu
metoda výpočtu
(RAAB &VÖLKEL
Malé javorské jezero
925; MELM
1 050; MELM
2003)
992; metoda průměrné
(VOČADLOVÁ
Černé jezero
1 115–1 140; MELM
výšky den karů
& KŘÍŽEK 2005)
Prášilské jezero
1 079; MELM
1 118; THAR
Tato práce
Jezero Laka
1 081; MELM
1 148; THAR
Tato práce
Z Tab. 36 vyplývají výrazné rozdíly mezi nejníže položenými TPW-ELA z různých částí
Šumavy (u všech území je zde diskutována zjištěná nejnižší poloha ELA, tedy její
předpokládaná výška v době nejrozsáhlejšího zalednění). Celkově nejníže položená orografická
sněžná čára byla zřejmě v okolí Malého javorského jezera. Naopak, nejvýše byla položená
v okolí jezera Laka (i když zde byla výška orografické sněžné čáry téměř shodná s okolím
Prášilského jezera – Tab. 36). To opět svědčí o rozsáhlejším zalednění v okolí Malého
javorského jezera.
Pokud se týká vzniku destrukčních glaciálních forem (resp. karů), předpokládá VOTÝPKA
(1979), že kar pod Plechým není primárně glaciální forma (vzhledem k velké rozloze karu
nemohl vzniknout pouze glaciální činností), ale pro jeho vznik měly podle VOTÝPKY (1979)
stěžejní význam kryogenní procesy. Na základě výzkumů z okolí Plešného jezera VOTÝPKA
(1979) uvádí že: „ještě předtím, než se ve würmu usadil pod Plechým karový ledovec, existovala
zde hluboká prohlubeň – údolní uzávěr, který byl zaplněný materiálem vzniklým extraglaciálním
zvětráváním, pro nějž v těchto místech byly zcela mimořádné podmínky“ (VOTÝPKA 1979, s.
64–65.); a dále (k akumulaci bloků v předpolí karu): „tak rozsáhlé a vysoké nahromadění
balvanů nemohlo být dílem malého karového ledovce; ten pouze přispěl k rychlejšímu přesunutí
bloků vytvořených periglaciálním zvětráváním z prostoru nynějšího karu“ (VOTÝPKA 1979,
s. 67). K vyklizení karu VOTÝPKA (1979; s 67) uvádí: „hlavní hmota však byla z prostoru
nynějšího karu odstraněna ještě před nástupem würmského ledovce, takže glaciální činnost
pouze rozšířila a prohloubila již existující závěr údolí, avšak nijak neovlivnila hlavní rysy
reliéfu.“
U uvedeného modelu vzniku karu v oblasti Plechého (VOTÝPKA 1979) však není zcela jasné:
o V případě, že výplň karu byla odstraněna před vznikem ledovce, jaký proces
transportoval velké bloky z oblasti karu a vytvořil tak poměrně rozsáhlou akumulaci
v předpolí karu (tzv. bazální akumulace podle VOTÝPKY 1979).
o Pokud by uvedená hypotéza vzniku karů platila pro Šumavu obecně, byly by všechny
chladné (S–SV) uzávěry údolí v nadmořské výšce okolo 1 000 m přemodelované
podobnými procesy, resp. by se jednalo o údolní uzávěry v jejichž předpolí bychom
nacházely akumulace produktů periglaciálního zvětrávání. Podobné formy však na
Šumavě pozorovány nebyly. Takovéto akumulace jsou vázány pouze na glaciálně
přemodelované oblasti, u kterých nacházíme všechny atributy geosystému šumavského
karu (deflační plošinu, kar, akumulační oblast).
o Je otázkou, zda zmiňovaná orientace údolí skutečně poskytuje „mimořádné podmínky pro
extraglaciální zvětrávání“. Chladné (S, SV a V) orientace mají podstatně menší počet
regelačních cyklů než svahy s teplejší orientací a intenzita kryogenního zvětrávání zde
tedy může být (oproti svahům s teplou orientací) výrazně omezená.
188
K výše uvedenému je možné uvést následující alternativní hypotézy:
o pokud skutečně byl kar vyplněn produkty periglaciálního zvětrávání (velkými kameny
a bloky), mohlo při jejich sedimentaci docházet k vyplnění mezer intersticiálním ledem
a po dosažení určité mocnosti se celá masa mohla dát do pohybu v podobě
tzv. periglaciálního skalního (kamenného) ledovce (cf. BENN & EVANS 1998,
s. 257–258). Tak mohla být (alespoň částečně) sníženina vyklizena před samotným
vznikem ledovce; pomocí sedimentologických metod je tedy třeba prověřit genezi dané
formy (výše zmiňované „bazální akumulace“); zůstává však otázkou, zda tímto
procesem mohly být přemístěny bloky takové velikosti, jako se nachází v předpolí
Plešného jezera;
o glaciální činnost se v karech mohla několikrát opakovat a vytvořit rozsáhlou cirkovitou
sníženinu – kary jsou pouze ojediněle považovány za výsledek jednoho zalednění (BENN
& EVANS 1998, s. 358–359);
o na přemodelování preglaciální sníženiny a odnosu vzniklých kamenů a bloků se mohly
podílet i další geomorfologické procesy (např. fluviální činnost, svahové procesy), jako
tomu zřejmě bylo u jezera Laka.
Protože kar pod Plechým je svými litologickými podmínkami mezi šumavskými kary
poměrně atypický (jediný šumavský kar vzniklý kompletně v žule), bylo by velice vhodné
Votýpkovy výzkumy v budoucnu doplnit, o podrobný interdisciplinární výzkum.
Pokud se týká modelu vzniku karu resp. rozporu mezi jeho velikostí a předpokládané intenzitě
glaciálních procesů (včetně neodpovídajícího množství glaciálních sedimentů), byl stejný
problém zjištěn u karovité deprese, v níž leží jezero Laka (Tab. 32), jejíž vznik je možné
vysvětlit následujícím způsobem:
o jedná se o polygenetickou formu, pro jejíž vznik měla/má kromě glaciální rotační eroze
význam zejména eroze fluviální a svahové procesy (skalní skluzy); pravděpodobně
fluviální eroze (za synergického působení dalších procesů zejména geliflukce
v kryomérech) vytvořila preglaciální sníženinu se SV orientací, která byla následně
základem pro rozvoj zalednění;
o zalednění se zde s velkou pravděpodobností několikrát opakovala, což vedlo k dotvoření
dnešního tvaru formy. Fluviální činnost (spolu se svahovými procesy) v termomérech
mohla způsobit degradaci a odnos glaciálních sedimentů ze starších období; to že
nevznikl pouze v průběhu jednoho zalednění je pravděpodobné i u schodovitého karu
Prášilského jezera.
Pokud se týká doby vzniku glaciálních forem na Šumavě, všichni pováleční autoři ho kladou
do posledního kryoméru (resp. würmu – Tab. 34) (VOTÝPKA 1979, PFAFFL 1998, RAAB
& VÖLKEL 2003).
Na základě výzkumů provedených v zájmových územích lze říci, že zalednění v okolí
Prášilského jezera skončilo asi 13 ka BP. To je v dobré shodě s výsledky RAABA & VÖLKLA
(2003) z okolí Malého javorského jezera, kteří předpokládají konec zalednění v této oblasti před
12,3–12,4 ka BP. To znamená, že v obou oblastech již zřejmě ledovec nebyl v mladším dryasu.
Tyto výsledky odpovídají i závěrům VESELÉHO et al. (2004) z okolí Plešného jezera.
Začátek posledního zalednění je na Šumavě datován IRSL (infrared stimulated luminiscence)
(na přibližně 32,4 ka BP, a to z oblasti Malého javorského jezera. Jedná se o datování
glaciolakustrinních sedimentů zachycujících pravděpodobně počátek posledního zalednění
(RAAB &VÖLKEL 2003).
V případě obou zájmových území řešených v této práci byly zjištěny geomorfologické důkazy
dvou na sebe v podstatě navazujících etap zalednění, kdy první etapa byla výraznější, a druhá,
která následovala po ní, byla méně výrazná. Mezi oběma etapami v zájmovém území v okolí
Prášilského jezera existoval ledovcový skalní (kamenný) ledovec.
Vzhledem ke geografické poloze Šumavy je místní zalednění korelováno vůči alpské oblasti
i severozápadní Evropě (Tab. 37).
189
Na základě glaciologických výzkumů je prokázáno, že poslednímu ledovcové maximum
(LGM) v hlavních alpských údolích začalo asi před 30 000 lety, maximálního rozšíření na sever
dosáhlo mezi 24 000 až 21 000 lety (würm sensus stricto) a skončilo před 17 500 lety (PREUSSER
2004). V Západních Alpách se však po skončení posledního interglaciálu (v severním předpolí
Alp asi před 115 000 lety – PREUSSER 2004) podle všeho odehrálo minimálně ještě jedno
rozsáhlejší zalednění, které však bylo méně rozsáhlé než zalednění ve würmu sensus stricto. Na
základě analogie s globálním vývojem klimatu se tato starší glaciální fáze zpravidla řadí do
MIS4 (MIS – marine isotope stages), ale současné výzkumy připouští možnost rozsáhlejšího
zalednění v Západních Alpách i v MIS5d (PREUSSER 2004).
Oproti tomu, se ve východních Alpách jiné zalednění než ve würmu sensus stricto
nepředpokládá, což je vysvětlováno zejména větší vlhkostí v Západních Alpách v tomto období
(PREUSSER 2004).
Tab. 37: Možný vývoj zalednění v zájmových územích a jejich korelace vůči stratigrafickým
stupnicím ze severního předpolí Alp a severozápadní Evropy (členění podle PREUSSER 2004)
Dominantní
pyly
(severní
předpolí
Alp)
Datování
14
C (ka)
BP
(severní
předpolí
Alp)
Stupeň
MIS
(marine
isotope
stages)
Možný
vývoj
zalednění v
zájmových
územích
Pozdní glaciál
2
Konec první
etapy asi
13 ka BP;
paraglaciální
fáze
~21
Weischelian
2
Druhá etapa
~32
Denekamp
3
Fáze
kamenného
ledovce
–
3
První etapa
35~34
–
3
Začátek
první etapy
Picea, Pinus
~42
Hengelo
3
–
Step
Pinus-NAP
~49
Morshoofd?
Glinde?
3
–
Jehličnatý
les
Picea,
Pinus,
Larix,
Juniperus
>50
Oerel?
Časný
3?
–
Stratigrafická
jednotka
(severní
předpolí Alp)
Vegetační
typ (severní
předpolí
Alp)
Pozdní glaciál
Postupný
vývoj
společenstev
Pinus,
Betula
17,5~11,5
würm (sensu
stricto)
Tundra
NAP
Gossau PZ 7
Step
Pinus, NAP
Gossau PZ 6
(stadiál)
Tundra
NAP
Gossau PZ 5
Step
Pinus-NAP
Gossau PZ 4
(interstadiál)
Nezapojený
jehličnatý
les
Gossau PZ 3
Interstadiál
(Dürten)
Ekvivalent
v severozápadní
Evropě
Poznámka: NAP je zkratka pro non-arboreal pollen – pyly bylin
Na základě srovnání předpokládaného vývoje zalednění v obou zájmových územích s alpskou
oblastí a SZ Evropou (Tab. 37), je možné říci, že zalednění zde mohlo začít na konci
stratigrafické jednotky Gossau PZ5. Následně zde v teplejším období Gossau PZ7 mohl
z důvodu oteplení existovat ledovcový skalní (kamenný) ledovec a poslední etapa zalednění
mohla následovat v pleniglaciálu, kdy bylo sice velmi chladno (a zřejmě i sucho) (CZUDEK 2005)
a právě chladné a suché klima nedovolovalo výraznější rozvoj zalednění (viz výše). Problémem
zůstávají předpokládané malé srážky v období Gossau PZ7 (stepní ekosystém v severním
předpolí Alp), které by nenasvědčovaly zvýšené intenzitě svahových procesů. Jejich zvýšenou
aktivitu je třeba předpokládat v souvislosti se vznikem ledovcového skalního (kamenného)
190
ledovce. Uvedený návrh časové korelace zalednění v obou řešených zájmových územích je
poměrně spekulativní. Daná problematika vyžaduje absolutní datování vzniku
geomorfologických forem řazených do jednotlivých etap (fází) zalednění.
I když výsledky deglaciace Šumavy jsou dosud poměrně útržkovité (datování ze dvou oblastí
AMS 14C a výsledky VESELÉHO et al. 2004 z okolí Plešného jezera), je zřejmé, že mohou mít
velký význam při korelaci výzkumů deglaciace pohoří střední Evropy. Ze srovnání s pracemi
z Vogéz (MERCIER et al. 1999) a Krkonoš (MERCIER et al. 2000) je zřejmé, že karové ledovce na
Šumavě zanikly podstatně dříve (ještě před mladším dryasem), kdežto u zmíněných pohoří
zalednění v karech přetrvávalo až do holocénu, což by nasvědčovalo tomu, že na Šumavě byly
jiné podmínky, a to buď více kontinentální (resp. sušší) nebo výrazně teplejší a vlhčí (což by
bylo více pravděpodobné, vzhledem k předpokládané výrazné murové aktivitě v paraglaciální
fázi).
Hypotéza řešící periglaciální vývoj hřbetů a svahů v zájmových území předpokládá
(Obr. 103), že v kryomérech pleistocénu byly v nadmořských výškách nad ~1 300 m firnoviště
nebo ledovcové čapky (s chladnou bází), které měly „ochranný charakter“ a naopak na níže
položených hřbetech (okolo 1 200 m n. m.) docházelo k výrazným kryoplanačním procesům
(dnes četné periglaciální tvary). Tím došlo k tomu, že na níže položených hřbetech probíhaly
intenzivnější periglaciální procesy, vedoucí ke snížení těchto partií vůči vrcholovým plošinám.
Kromě zájmových území můžeme uspořádání potvrzující tuto hypotézu najít i v okolí Černého
a Čertova jezera, kde vrcholová plošina Jezerní hory (1 343 m n. m.) je téměř bez skalních
výchozů, kdežto na přilehlé rozsoše Rozvodí–Špičák (1 201 m n. m.) se nachází velmi výrazné
kryoplanační formy (tory, skalní hradby, kryoplanační terasy, kamenná moře atd.) (MENTLÍK
2001a,c).
Problematikou kvartérní modelace zarovnaných povrchů v masívu Plechého se zabýval
VOTÝPKA (1975), který zde zjistil významnou vrcholovou plošinu v rozpětí (1 332–1 378
m n. m.). Považuje ji za „peneplenizovaný“ povrch, který byl: „v pleistocénu přemodelován
a v období intenzivní regelace snížen kryogenními procesy, čímž vznikly na některých hřbetech
kryoplanační plošiny“ (VOTÝPKA 1975, s 57). U těchto vrcholových plošin (konkrétně
u Plechého) VOTÝPKA (1975, 1997) předpokládá (na základě rozsahu a výšky skalních útvarů
přemodelovaných kongelifrakcí) snížení v pleistocénu o 10–15 m.
Pokud bychom vycházeli z výšky a rozlohy skalních forem na reliktech zarovnaných povrchů
v oblasti Jezerního hřbetu (zájmové území v okolí Prášilského jezera), mohla by tato hodnota
odhadnutá VOTÝPKOU (1975) být o něco vyšší a pohybovala by se asi okolo 25 m. Ale odhad
odnosu pouze na základě výšky a rozlohy skalních forem se zdá být poněkud problematický.
Není brána do úvahy možnost, že na zarovnaném povrchu zůstala zachována větší mocnost
původního profilu, která byla méně zpevněná a odnos tedy zpočátku probíhal podstatně rychleji,
anebo že kryoplanace mohla být i několikanásobná, kdy plošiny i skalní útvary jež na nich
existují mohly být snižovány i několikrát po sobě. Jedná se o zajímavý a důležitý problém,
u kterého by bylo v budoucnu vhodné rozvinout metodický postup, jež by rychlost odnosu (resp.
obnažování skalního podkladu) určoval přesněji.
Některé informace o rozšíření a periglaciálních forem z povodí Losenice a Vydry je možné do
budoucna čerpat z prací LOSENICKÁ et al. (1999) a MAŠEK & VOTÝPKA (1999).
Zdá se však, že mapování rozsáhlých oblastí v měřítku 1 : 25 000 (a méně podrobných
měřítcích) přináší často pouze schématické a částečné informace o geomorfologii zkoumaných
území, kdy navíc interpretace zvláště kryogenních forem (kryoplanačních teras,
„kryopedimentů“ atd.) je vyslovována pouze na základě morfologie a bez dostatečných (zvláště
sedimentologických) důkazů či systémové analýzy prostorových vazeb geomorfologických
forem, jejichž podchycení je při mapování v těchto měřítcích problematické.
Proto se do budoucna geomorfologických výzkumů na Šumavě zdá být účelné:
o v rámci geomorfologického výzkumu rozsáhlejších oblastí se více zaměřovat na
konkrétní „klíčové“ lokality a na nich provádět podrobný geomorfologický resp.
interdisciplinární výzkum, zaměřený na všechny aspekty georeliéfu;
191
o snažit se korigovat použité metody výzkumu na Šumavě pro možnost jejich souhrnné
interpretace, zabývat se důkladně typologií forem a možnostmi prokázání jejich geneze
v rámci interdisciplinárních výzkumů (pokud možno exaktními metodami);
o snažit se o co nejprogresivnější výměnu výsledků výzkumů (geomorfologických,
geologických atd.) z různých částí Šumavy a ostatních pohoří střední Evropy;
o pokračovat v rozvoji GmIS, který může být prostředím pro ukládání a prostorové analýzy
dat získaných terénními i laboratorními výzkumy.
Z uvedených důvodů začaly být každoročně pořádány pracovní semináře zaměřené na
aktuality geomorfologických a geologických výzkumů na Šumavě s výstupy: MENTLÍK
& DOKOUPIL eds. (2004, 2005).
Hypotézy zjištěné v souvislosti s tektonickým vývojem oblastí, v nichž se nachází obě
zájmová území (Obr. 104) jsou poměrně kontroverzní, zejména vzhledem k výsledkům
geologických výzkumů. Podle PELC & ŠEBESTA (1994) nejsou Debrnická hornatina a Modravské
pláně vůči Kocháňovským pláním oddělené žádným souvislým tektonickým rozhraním natož
takovým, na kterém by probíhaly kvartérní či dokonce holocenní pohyby. Reliéf a vznik svahů je
vysvětlován na základě rozdílné geomorfologické hodnoty hornin (méně odolná žula a odolnější
krystalické břidlice – J. ŠEBESTA ústní sdělení). Zjištěné geomorfologické důkazy uvedené v této
práci (včetně částečně prokázaného říčního pirátství) se však zdají být poměrně průkazné. Jedná
se však o regionálně omezené výsledky, které bude nutné doplnit dalším, rozsáhlejším
výzkumem a následně konfrontovat s výzkumy geologickými. Na to je prostor v rámci právě
probíhajícího geologického mapování Šumavy (předpokládané ukončení v roce 2008), na kterém
se podílí i autor této práce.
192
Závěr
Tato disertační práce měla dva hlavní cíle:
o provést výzkum dvou glaciálně podmíněných oblastí Šumavy (okolí Prášilského jezera
a jezera Laka) tak, aby bylo možné stanovit hypotézy vývoje georeliéfu těchto území;
o ověřit navrženou strukturu GmIS (MINÁR et al. 2005 a MENTLÍK et al. 2006) a základní
postupy geomorfologické analýzy prováděné v tomto prostředí.
Hypotéza vývoje georeliéfu v zájmovém území okolí Prášilského jezera
o Údolí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera rozřezává svah oddělující
Kocháňovské a Modravské pláně. Údolí zřejmě leží na samostatné rigidní
morfostrukturní jednotce (náležící k Modravským pláním), v jejímž rámci nebyly
geomorfologickou analýzou zjištěny žádné výraznější tektonické pohyby, naopak, pro
vznik georeliéfu má stěžejní význam pasivní morfostruktura (neaktivní zlom pro vznik
údolí a rozsáhlých svahových úpadů, puklinové systémy pro morfologii karů a skalních
útvarů, hranice hornin pro vznik murových úžlabí a karu Prášilského jezera).
o Rigidní morfostrukturní jednotka se pravděpodobně jako celek zdvihá vůči
Kocháňovským pláním (naposledy zřejmě ve středním pleistocénu). Zlom podle kterého
dochází ke zdvihu ohraničuje Kocháňovské pláně vůči Modravským pláním na severu.
Přilehlé strmé svahy (hřbety) jsou tedy zbytky zlomového svahu (Mapa 1).
o V průběhu zdvihu ve středním pleistocénu docházelo ke zvýšené hloubkové erozi, která
probíhala v době rozšíření permafrostu, kdy svah s východní orientací byl promrzlý a na
svahu se západní orientací probíhala výrazná geliflukce. Vodní tok tak byl geliflukčními
sedimenty zatlačován k promrzlému svahu s východní orientací a termoerozí ho
podkopával, čímž vznikla výrazná sklonová asymetrie svahů.
o Procesy na svazích byly výrazně ovlivněny orientací svahů vůči světovým stranám,
v kryomérech pleistocénu byla významným procesem geliflukce, a to zejména na
svazích s teplou orientací. Konkrétně: na svazích s východní orientací byly geliflukční
procesy značně omezené (zachované starší formy – zbytky svahového pedimentu),
kdežto na svazích se západní orientací vznikaly v horních částech svahů akumulace
(označované v této práci jako geliflukční svahy). Jejich vznik byl pravděpodobně spojen
s kryoplanací (geliflukcí, kongelifrakcí a nivací) probíhající na hřbetových
(či vrcholových) plošinách. Když se klasty s velkým podílem sněhu a ledu dostaly na
svah s teplou orientací, sníh a led rozmrzaly a odtékající voda odnášela jemnější částice.
Větší kameny a bloky pak zůstaly akumulované v horních částech svahů, kde vytvořily
relativně strmé svahy, dnes často pokryté kamennými moři. Geliflukcí na svazích
s teplou orientací také vznikaly rozsáhlé sníženiny charakteru svahových úpadů
(částečně podmíněné morfostrukturně) představující ekvivalent karů, které vznikaly
v podobných nadmořských výškách na svazích s orientací chladnou. U úpatí svahů
s teplejší orientací se hromadily geliflukční sedimenty.
o Plošiny nad ~1 250 m n. m. ležely v kryomérech pleistocénu nad klimatickou sněžnou
čárou. Byla zde vyvinuta rozsáhlá firnoviště (či čapkovité ledovce) s chladnou bází, jež
měly dvojí význam: sloužily jako důležitý zdroj sněhu pro vznik karových ledovců
(na deflačních plošinách) a snižovaly (resp. zastavovaly) intenzitu periglaciálních
procesů. Intenzivní periglaciální procesy naopak probíhaly na níže položených hřbetech,
čímž se zvětšovala denivelace původního zarovnaného povrchu.
o Zalednění v oblasti mělo dvě dále členěné etapy. Starší etapa, která začala přibližně
34–35 ka BP) byla rozsáhlejší (ledovec měl zřejmě charakter malého údolního ledovce)
a mladší méně rozsáhlá. Ta byla vázána na oblast Staré jímky (ledovcová čočka
překrývaná deluviem) a bezprostřední okolí Prášilského jezera (schodovitý kar v jehož
níže položeném karu dnes leží Prášilské jezero). Součástí mladší etapy byl ledovcový
193
skalní (kamenný) ledovec, který však zřejmě vznikl ve vazbě na zbytky ledu pocházející
ze starší etapy zalednění. Pro vznik, vývoj a charakter zalednění měly význam (kromě
klimatu): deflační plošiny na přilehlých hřbetech, strmý svah s převažující východní
orientací a výše zmíněné morfostrukturní podmínky. Zalednění zde skončilo asi 13 ka
BP. Zanechalo výrazné glaciální formy, výrazně odlišné od okolního
georeliéfu – schodovitý kar, na jehož vznik není předpokládán výraznější vliv jiných
exogenních činitelů.
o Po zalednění následovala v pozdním glaciálu paraglaciální fáze, kdy byly významné
zejména procesy: opadávání skalních úlomků (vznik osypů), mury (murová úžlabí a
akumulační kužele). Ve Staré jímce vzniklo hrazené jezero (zahrazené murovým
kuželem) (hloubka asi 3,6 m), které bylo zazemněno asi 3,39 ka BP.
o Nejvýznamnějšími recentními geomorfologickými procesy, jejichž existence je doložena
existencí geomorfologických forem či měřením pohybů skalních bloků jsou: fluviální
eroze a akumulace, mury, opadávání skalních úlomků, odsedání skalních bloků a sufóze.
Značný význam byl zjištěn u nivace, jednak jako recentního procesu, ale i jako procesu
fosilního.
Hypotéza vývoje georeliéfu zájmového území v okolí jezera Laka
o V generelní stavbě je Jezerní potok vytékající z jezera Laka svahovým tokem stékajícím
po severním až severovýchodním svahu hřbetu Debrnické hornatiny. Údolí leží na
samostatné rigidní morfostrukturní jednotce, v jejímž rámci nebyly geomorfologickou
analýzou zjištěny žádné výraznější tektonické pohyby, naopak, pro vznik georeliéfu má
význam pasivní morfostruktura (neaktivní zlom pro vznik údolí, rozsáhlého svahového
úpadu a částečně karovité sníženiny jezera Laka, puklinové systémy pro morfologii karu
a skalních útvarů).
o Rigidní morfostrukturní jednotka se zřejmě tektonicky zdvihá oproti Kocháňovským
pláním (pravděpodobně i v průběhu holocénu), které zde představují lokální erozní bázi.
Zdvih zde byl celkově vyšší a tektonický vývoj komplikovanější než v okolí Prášilského
jezera.
o V průběhu zdvihu ve středním pleistocénu docházelo ke zvýšené hloubkové erozi, která
probíhala v době rozšíření permafrostu, kdy svah s východní orientací byl promrzlý a na
svahu se západní orientací probíhala geliflukce. Vodní tok tak byl geliflukčními
sedimenty zatlačován k promrzlému svahu s východní orientací a byl podkopáván
termoerozí. V průběhu holocénu dochází v souvislosti se zdvihem (resp. poklesem
lokální erozní báze – Kocháňovských plání) k prořezávání údolního dna navazujícího na
geomorfologické formy spojené s posledním zaledněním. Sedlo ve kterém se dnes
nachází Stará Hůrka je zřejmě wind gap, vytvořený říčním pirátstvím krátkého
konsekventního toku tekoucího na SV mezi Hůreckým vrchem a Dřevěnou holí. Jezerní
potok původně pravděpodobně směřoval do údolí Drozdího potoka.
o Procesy na svazích byly výrazně ovlivněny orientací svahů vůči světovým stranám.
Zatímco na svazích s východní orientací byly geliflukční procesy výrazně omezené, na
svazích se západní orientací vznikaly v horních částech svahů akumulace (označované
v této práci jako geliflukční svahy). Zejména geliflukcí vznikala na svahu s teplou
orientací rozsáhlá sníženina charakteru svahového úpadu. Výrazné periglaciální formy
(kryoplanační terasy, vrcholové kryoplanační plošiny, jeskyně, kamenná moře) vznikaly
ve vrcholových partiích Ždánidel v souvislosti s pestřejší geologickou stavbou. Ve vazbě
na sedlovou plošinu zde na svahu s východní orientací vznikl v kryomérech pleistocénu
zářez proudového sesuvu, pro jehož vznik (jak cirkovité odlučné plochy, tak transportní
a akumulační zóny) měla zřejmě velký význam nivace.
o Plošiny nad ~1 250 m n. m. ležely v kryomérech pleistocénu nad klimatickou sněžnou
čárou. Byla zde vyvinuta rozsáhlá firnoviště (či čapkovité ledovce) s chladnou bází, jež
měly dvojí význam: sloužily jako důležitý zdroj sněhu pro vznik karových ledovců (na
194
deflačních plošinách) a snižovaly (resp. zastavovaly) intenzitu periglaciálních procesů.
Intenzivní periglaciální procesy naopak probíhaly na níže položených hřbetech, čímž se
zvětšovala denivelace původního zarovnaného povrchu.
o Zalednění v oblasti mělo dvě dále členěné etapy. Starší, která začala přibližně 34–35 ka
BP) byla rozsáhlejší (ledovec vyplňoval celou karovitou sníženinu v níž dnes leží jezero
Laka a přesahoval její SZ hřbet, na kterém vytvořil výrazný glaciální zářez).
V souvislosti s polohou deflační vrcholové plošiny, a tedy zvýšenou akumulací sněhu
v JZ části popisované sníženiny zde vznikl vložený kar. Mladší méně rozsáhlá etapa byla
vázána zhruba na oblast dnešního jezera.
o Karovitá sníženina jezera Laka je polygenetická forma primárně podmíněná fluviální
erozí, přičemž zvýšený koloběh vody zde byl spojen s přítomností zlomu. Zalednění
bylo spojeno s existencí deflační plošiny na vrcholu Plesné. Celkově má karovitá
sníženina jezera Laka charakter tzv. „schrundline karu“, který vznikl kombinací vztahu
puklinového systému krystalických břidlic (pukliny vznikly odlehčením na základě
foliace) a rotační glaciální eroze karového „vloženého“ ledovce.
o Paraglaciální fáze v zájmovém území byla nevýrazná, hlavním procesem zřejmě byly
skalní skluzy, které jsou vedle fluviální eroze významným geomorfologickým procesem
i v současnosti.
Obě uvedené hypotézy se skládají z částí řešících jednotlivé aspekty geneze georeliéfu. Tyto
části mají odlišnou míru validity, a to v závislosti na tom, jakými metodami byla daná
problematika zkoumána a kolik exaktních dat bylo možné u jednotlivých aspektů geneze
georeliéfu získat. Asi nejvíce doložené jsou závěry týkající se problematiky zalednění v obou
oblastech. Ověření a upřesnění těchto částí hypotézy by mělo být provedeno případným
doplněním některých sedimentologických analýz a absolutním datováním jednotlivých etap resp.
fází glaciálního vývoje. U ostatních částí hypotéz jejich validita klesá, kdy asi nejméně
podložené jsou závěry související s tektonickým vývojem daných území. Tyto závěry jsou
postavené na dedukci vycházející z geomorfologické analýzy, jež byla provedena v zájmovém
území.
Věrohodnost obou hypotéz vzrůstá tím, že výzkumy byly prováděny v podstatě paralelně ve
dvou oblastech, což umožnilo najít a porovnat určitá zákonité uspořádání resp. systémové vztahy
geomorfologických forem.
V průběhu výzkumů byl kladen důraz na průkaznost jednotlivých kroků geomorfologické
analýzy a pokud možno jasné formulování závěrů tak, aby mohly sloužit jako východisko pro
další výzkumy a aby vyslovené hypotézy bylo možné potvrdit nebo vyvrátit. Jako prostředí, kde
byla geomorfologická analýza prováděna byl zvolen Geomorfologický informační systém
(GmIS).
Tvorba Geomorfologického informačního systému (GmIS) jako nástroje geomorfologické
analýzy
Základní uspořádání GmIS, které bylo využito v této práci bylo navrženo v článku MINÁRA
et al. (2005) a základní principy geomorfologické analýzy v tomto prostředí vychází z práce
MENTLÍKA et al. (2006). Jako jádro systému byla využívána vrstva elementárních forem reliéfu.
K jednotlivým elementárním formám byly přiřazovány atributy (např. morfologické,
morfometrické, ale zejména morfogenetické, resp. morfochronologické), na jejichž základě byly
jednotlivé elementární formy seskupovány v individua vyššího řádu. Ta byla vymezována na
základě jejich geneze (geomorfologické druhy či další vyšší taxony).
V rámci již navržené struktury atributové tabulky GmIS byla kategorie geomorfologických
druhů (nejdůležitější geneticky definovaná úroveň pro geomorfologickou analýzu) rozdělena na
tzv. „vedoucí druhy“ (rozsáhlejší formy) a „vložené druhy“, které se na ně nakládají. Toto
rozčlenění se ukázalo jako účelné jak pro analýzu morfogeneze a morfochronologie, tak pro
tvorbu geomorfologické mapy (Mapa 1 a 2).
Na základě provedené geomorfologické analýzy byla definována předběžná hypotéza vývoje
195
zájmového území, která byla dále ověřována použitím dalších metod (relativní a absolutní
datování, pylová analýza, analýza tvaru, zaoblenosti a směru klastů a analýza mikrostruktur
povrchů křemenných zrn). Po verifikování předběžné hypotézy, kdy výsledky jednotlivých
analýz byly prostorově přiřazeny konkrétním elementárním formám, bylo provedeno vzájemné
srovnání výzkumů z obou zájmových území a diskuse výsledků z jiných částí Šumavy. GmIS
v této fázi výzkumů sloužil jako integrující prvek jak pro ukládání dat, tak prostorové analýzy.
V rámci tvorby GmIS byla navržena kompilace geomorfologické mapy, která je určena pro
přehlednou reprezentaci výsledků geomorfologických výzkumů – jako hlavní výstup z GmIS
(Mapa 1 a 2).
GmIS se ukázal jako velmi vhodné prostředí (nástroj) ve kterém je možné ukládat, analyzovat
a vzájemně porovnávat výsledky geomorfologických výzkumů (dílčí výstupy zaměřené na
jednotlivé aspekty georeliéfu) a dalších rozborů (biologické metody, geologické metody,
datování). Stává se tak integrujícím prvkem interdisciplinárních výzkumů, který je dnes v rámci
geomorfologických (fyzickogeografických) výzkumů nezbytný.
Je však třeba říci, že tvorba GmIS včetně návrhu geomorfologické analýzy je pouze
v začátcích a je třeba pokračovat v jeho rozvoji do budoucna. Zejména je nutné se zaměřit na
konkrétní geostatistické metody a jejich užití v rámci geomorfologické analýzy.
Zhodnocení užití negeomorfologických metod výzkumu
V průběhu výzkumů byly využity vedle geomorfologických metod i metody
negeomorfologické (viz výše), jež výrazně přispěly k poznání geneze jednotlivých forem, a tedy
i zájmového území jako celku.
Ze srovnání použitých metod s geomorfologickým mapováním prostřednictvím elementárních
forem reliéfu (kdy je georeliéf řešen kontinuálně) vyplývá, že důkladná znalost georeliéfu,
vycházející z podrobného geomorfologického mapování, přináší validní informace o vzájemným
vazbách a genetických vztazích jednotlivých forem. Tento fakt je dán tím, že data získaná
geomorfologickým mapováním přináší informace o každé části georeliéfu, který řeší jako celek,
kdežto výsledky ostatních metod se vztahují pouze k určitým bodům. V rámci
interdisciplinárních výzkumů vývoje krajiny geomorfologické mapování tak působí jako jen
těžko zastupitelný integrující prvek.
Naopak, geomorfologický výzkum se neobejde bez použití takových metod, které by
exaktním způsobem vypovídaly o genezi zkoumaných forem.
Ke konkrétním metodám:
o O významu pylové analýzy pro geomorfologické výzkumy hovoří BŘÍZOVÁ (2004b) nebo
BŘÍZOVÁ et al. (2002). Ve spojení s analýzou zelených řas a radiokarbonovým
datováním přináší tato metoda jasně definované informace o vývoji biocenóz
v zájmovém území.
o Analýza tvarů orientací a zaoblení klastů přináší cenné informace o genezi dané formy.
Pro interpretaci je nezbytné využít kombinaci výsledků s jinými analýzami.
o U výzkumů mikrostruktur povrchů křemenných zrn se při využití statistického
zhodnocení výskytu jednotlivých mikrostruktur a po srovnání vzorků z různých
prostředí, podařilo vytvořit systém poměrně věrohodně rozlišující jednotlivá
sedimentační prostředí. Zvláště účelné se využití této metody ukázalo pro identifikaci
akumulace vytvořené činností ledovcového skalního (kamenného) ledovce.
K identifikaci těchto forem bylo dosud používáno klasických sedimentologických metod
(popis profilu, granulometrie, orientace a opracování klastů atd. např. ŽURAWEK 2002
nebo HARRISON & ANDERSON 2001). Zdá se však, že SEM dává podrobnější a přesnější
informace, které lépe vypovídají o genezi daných forem. Pro užití této metody je však
nezbytná kombinace s dalšími metodami (pro ověření výsledků) a „nakalibrování“ dané
metody pro horninové prostředí zájmového území.
o Výsledky granulometrie jsou vhodné zejména pro přesné pojmenování sedimentu a jeho
textury. Genetická interpretace výsledků byla v zájmových územích výrazně ztížena tím,
196
že jak deluviální, tak glaciální sedimenty byly výrazně netříděné a použitými postupy
bylo obtížné mezi nimi najít signifikantní rozdíly.
Závěrem je možné říci, že cíle stanovené v úvodních kapitolách práce se podařilo splnit,
i když není možné říci, že problematika geomorfologie obou zájmových území byla zcela
vyřešena. V některých případech se podařilo posunout poznání georeliéfu o něco dále, ale
většinou dané výzkumy spíše odhalily další možné souvislosti a problémy, na které je třeba se
dále zaměřit. V těchto případech snad bude předkládaná práce moci posloužit jako základ
dalšího poznání geomorfologie zaledněných oblastí Šumavy i tohoto pohoří jako celku.
197
Literatura
AHNERT, F.1996. Intoduction to Geomorphology. London : Arnold. 352 pp.
ALLEN, A., A. 1997. Eart Surface Processes. Oxford : Blackwell Science Ltd. 404 pp.
ANIYA, M. & WELCH, R. 1981. Morphometric analyses of antarctic cirques from fotogrametric measurements.
Geografiska Annaler, 63 A. 1–2: 41–53.
BAKER, V., R. 1985. Introduction: Regional landforms analysis (chapter). In SHORT M. N. SR. & BLAIR, R. W. jr.
(eds.)
Geomorphology
from
Space.
NASA.
[online].
dostupné
z:
http://daac.gsfc.nasa.gov/DAAC_DOCS/geomorphology/GEO_HOME_PAGE.html. citováno v květnu 2004.
BALÁKOVÁ, H. 2004. Morfostrukturní analýza reliéfu v prostředí GIS na vybraných částech Šumavy. Miscellanea
geographica 10: 99–114.
BALLANTYNE, C. K. 2002. Paraglacial geomorphology. Quarternary Science Reviews 21: 1 935–2 017.
BENN, D. I. & BALLANTYNE, C. K. 1994. Reconstructing the transport history of glacigenic sediments: the new
approach based on the covariance of clast from indices. Sedimentary Geology, 91: 215–227.
BENN, D. I. & EVANS, J. A. 1998. Glaciers & Glaciation. London : Arnold. 734 pp.
BENN, D. I. & GEMMEL, A. M. D. 1997. Calculating equilibrium-linealtitudes of former glaciers by the balance ratio
method: a new computer spreadsheet. Glacial Geology and Geomorphology, http://ggg.qub.ac.uk/ggg/.
BEZVODOVÁ, B., DEMEK, J. & ZEMAN, A. 1985. Metody kvartérně geologického a geomorfologického výzkumu.
Brno : UJEP v Brně (skriptum). Praha : SPN. 207 s.
BLOTT, J. S. & PYE K. 2001. Gradistat: a grain size distribution and statistics package for the analysis of
uncosolidated sediments. Earth Surface Processes and Landforms 25: 1473–1477.
BOELHOUWERS, B., HOLNESS, S., MEIKLEJOHN, I., & SUMER, P. 2002. Observations on a Blockstream in the Vicinity
of Sani Pass, Lesotho Highlands, Southern Africa. Permafrost Periglac. Process. 13: 251–257.
BRADLEY, R. S. 1999. Paleoclimatology Reconstructing Climates of the Quarternary. San diego : Academic Press.
612 pp.
BŘÍZOVÁ, E. & MENTLÍK, P. 2005. Preliminary results of geomorphological research and pollen analysis in the Stará
jímka area (the Bohemian Forest). In RYPL, J. eds. Geomorfologický sborník 4. České Budějovice : JČU v Českých
Budějovicích. s. 155–158.
BŘÍZOVÁ, E. 1996. Palynological resarche in the Šumava Mts. Silva Gabreta, 1: 109–113.
BŘÍZOVÁ, E. 2004. Palynologický výzkum rašelinišť a jezer pro účely geologického mapování. In DVOŘÁK, L. &
ŠUSTR, P. eds. Aktuality šumavského výzkumu II. Sborník z konference. Vimperk : Správa CHKO a NP Šumava ve
Vimperku. s. 164–165.
BŘÍZOVÁ, E. 2004. Pylová analýza a její využití v geomorfologii. In Engel, Z., Křížek, M. & Vilímek, V. edit.
Geomorfologický sborník 3, Stav geomorfologických výzkumů v roce 2004 – sborník prací z mezinárodního
semináře 26.–28. 4. 2004 v Peci pod Sněžkou. Praha : PřF UK v Praze. s. 10–11.
BŘÍZOVÁ, E., HRADECKÝ, J. & PÁNEK, T. 2002. Využití pylové analýzy při řešení chronologie sesuvů ve Slezských
Beskydách. Zprávy o geologických výzkumech v roce 2002. Praha : Česká geologická služba. s. 65–69.
BURROUGH, P., A. & MCDONNELL, R. A. 2000. Principles of Geographical Information Systems. Oxford : Oxford
University Press. 333 pp. 3. publ.
BÜDEL, J. 1982. Climatic Geomorphology (translated by L. Fischer and D. Busche) Princeton University Press,
Princeton.
CARRIVICK, J. L. & BREWER, T. R. 2004. Improving local estimations and regional trends of glacier equilibrium line
altitudes. Geografiska Annaler, 86 A. 1: 67–79.
CZUDEK, T. 1997. Reliéf Moravy a Slezska v Kvartéru. Tišnov : Sursum. 213 pp.
CZUDEK, T. & DEMEK, J. 1976. The slopes of the Central Moravan Carpathias: periglacial or temperate? Studia
Geomorphologica Carphato–Balcanica, Vol. X, Krakov: 3–14.
CZUDEK, T. 1964. Periglacial slope development in the area of the Bohemian Massif in Northern Moravia. Buletyn
Peryglacjalny., nr. 14 Lodz: 169–193.
CZUDEK, T. 1993. Pleistocene periglacial structures and landforms in Western Czechoslovakia. Permafrost and
Periglacial Processes, Vol. 4: 65–75.
CZUDEK, T. 2001. Pleistocénní periglaciální modelace vrcholových částí Českého masívu. Geologické výzkumy
Moravy a Slezska v roce 2000. Brno, 2001. s. 2–4.
CZUDEK, T. 2001a. Pleistocénní kryogenní procesy na vrcholové části Stránské skály v Brně a jejich
paleoklimatický význam. Acta Mus. Moraviae, Sci. geol. LXXXVI (2001): 183–189.
CZUDEK, T. 2001b. Pleistocénní periglaciální modelace vrcholových částí Českého masívu. Geologické výzkumy na
Moravě a Slezsku v roce 2000, 8. Brno. s. 2–4.
CZUDEK, T. 2005a. Pleistocénní permafrost v České republice. In Rypl, J. (eds) Geomorfologický sborník 4. České
Budějovice : Jihočeská univerzita v Českých Budějovicích. s. 145–148.
CZUDEK, T. 2005b. Vývoj reliéfu krajiny České republiky v Kvartéru. Moravské zemské muzeum, Brno. 238 s.
CZUDEK, T. 1995. Cryoplanation terraces – a brief review and some remarks. Geografiska Annaler, 77 A, 1–2: 95–
105.
198
DEMEK, J. 1969. Cryoplanation Terraces, their Geographical Distribution, Genesis and Development. Rozpravy
Československé Akademie věd 79 4. Praha. 89 s.
DEMEK, J. 1967. Quantitative research of slope development in Czechoslovakia. Les Congres et colloques de
Ľuniversite de Liege. Volume 40. ĽEvolution des versants, Symposium international de géomorphologie, LiégeLouvain, 8–16 juin 1966. p.111–122.
DEMEK, J. 1968. Comparison of cryoplanation terraces in Siberia and Europe. Przeglad Geograficzny, t. XL, z. 2,
1986. p. 363–370.
DEMEK, J. 1980. Kryopedimenty: jejich vznik a vývoj. Scripta Fac. Sci. Natur. Purk. Brun. Vpl. 10 (1980), No. 5.
(Geografia), p. 221–232.
DEMEK, J. 1984. Fossil Periglacial Phenomena in Czechoslovakia and their paleoclimatic evaluation. Scripta Fac.
Sci. Natur. Purk. Brun. Vpl. 14 (1984), No. 7. (Geografia), p. 343–348.
DEMEK, J. 1987. Obecná geomorfologie. Praha : Academia. 476 s.
DEMEK, J. eds. 1972. Manual of detailed geomorphological mapping. Praha : Academia. 344 pp.
DIKAU, R. 1992. Aspect of Constructing a Digital Geomorphological Based map. Geol. Jb. A 122, Hannover, s.
357–370.
DIKAU, R., BRUNSDEN, D., SCHROTT, L. & IBBSEN, M. L. 1996. Landslide Recognition. Sussex : John Wiley & Sons.
251 pp.
ERDTMAN, G. 1943. An introduction to pollen analysis. New York : Waltham mass. 239 s.
EVANS, D. J. A. & TWIGG D. R. 2002. The active temperate glacial landsystem: a model based on
Breidamerkurjökull and Fjallsjökull, Iceland. Quarternary Science Reviews 21: 2 143–2 177.
EVANS, D. J. A., ARCHEM, S. & WILSON, D. J. H. 1999. A comparison of the lichenometric and Schmidt hammer
dating techniques based on data the proglacial area sof some Icelandic glaciers. Quarternary Science Reviews 18:
13–40.
EVANS, I. S. & COX, N. 1974. Geomorphometry and the operational definition of cirques. Area. Indy. Of brit. Geogr.
6. (2): 150–153.
EVANS, I. S. 1977. World-wide variations in the direction and concentration of cirque and glacier aspects.
Geografiska annaler 59 A, 3–4: 151–175.
FEDERACI, P., R. & SPAGNOLO, M. 2004. Morphometric analysis on the size, shape and areal distribution of glacial
cirques in the Maritime Alps (Western French-Italien Alps). Geografiska Annaler, 86 A. 3: 235–248.
FURBISH, D. J. & ANDREWS, J. T. 1984. The use of hypsometry to indicate long-term stability and response of Halley
glaciers to changes in mass transfer. Journal of Glaciology, 30: 199–211.
GARCÍA-RUIZ J. M., GOMÉZ-VILLAR, A. M., ORTIGOSA, L. & MARTÍ-BONO, C. 2000. Morphometry of glacial cirques
in the central Spanish Pyrenees. Geografiska Annaler, 82 A. 4: 433–442.
GORDON, J., E. 1977. Morphometry of cirques in the Kintail/Affric/Cannish area of nortwest Scotland. Geografiska
Annaler, 59 A. 3–4: 177–194.
GRAHAM, D. J. & MIDGLEY, N. G. 2000. Graphical representation of particle shape using triangular diagrams: an
excel spreadsheet method. Earth Surface Processes and Landforms 25: 1473–1477.
HAMBREY, M. J. & EHRMANN, W. 2004. Modification of sediments characteristics during glacial transport in
highalpine catchments: Mount Cook area, New Zealand. Boreas 33: 300–318.
HARRISON, S. & ANDERSON, E. 2001. A Late Devensian rock glacier in the Nantlle Valley, North Wales. Glacial
Geology and Geomorphology, http://ggg.qub.ac.uk/ggg/.
HAYDEN, R. S. 1986. Mapping (chapter). In SHORT M. N. sr. & BLAIR, R. W. jr. eds. Geomorphology from Space.
NASA. [online]. dostupné z: http://daac.gsfc.nasa.gov/DAAC_DOCS/geomorphology/GEO_HOME_PAGE.html.
citováno v květnu 2004.
HAYNES, V. M. 1968. The influence of glacial erosion and rock structure on corries in Scotland. Geografiska
Annaler 50 A, 4: 221–234.
HELLAD, P. E. & HOLMES, M. A. 1997. Surface textural analysis of quartz sand grains from ODP Site 918 off the
southeast coast of Greenland suggests glaciation of southern Greenland at 11 Ma. Paleogeography,
Paleoclimatology, Palaeoecology 135: 109–121.
HELLAND, P. E., PEI-HUA HUANG & DIFFENDAL, R. F. 1997. SEM analysis of quartz sand grain surface textures
indicates alluvial/colluvial origin of the quarternary "glacial" boulder calys at Huangshan (Yellow Mountain), EastCentral China. Quarternary Research: 177–186.
HOLCOMBE, R. J. 2005. GEOrient 9.2. www.holcombe.net.au/software/. [online]. Department of Earth sciences, The
University of Queensland.
HOUSAROVÁ, M. & MENTLÍK, P. 2004. Srovnání vybraných morfometrických charakteristik některých glaciálně
podmíněných forem reliéfu oblasti Šumavy a Bavorského lesa. Miscellanea Geographica 10: 129–144.
HUBBARD, B. & GLASSER, N. 2005. Field techniques in glaciology and glacial geomorphology. Chichester : John
Wiley & Sons, Ltd. 400 pp.
CHÁBERA, S. 1975. Přehled vývoje názorů na otázku zalednění Šumavy. Šumava 5: 5–7. Vimperk.
CHÁBERA, S. eds. 1987. Příroda na Šumavě. Jihočeské nakladatelství, České Budějovice. 182 pp.
CHORLEY, R., J. & KENNEDY B. A. 1971. Physical Geography: a system approach. Prentice Hall.
199
IRFAN, T. Y. & DEARMAN, W. R. 1978. Engineering classification and index properties of a weathered granite.
Buletin of the International Association of Engineering Geology, 17: 79–90.
JANKOVSKÁ, V. 2004a. Paleoekologická výpověď sedimentů profilu Labský důl. In Engel, Z., Křížek, M.
& Vilímek, V. edit. Geomorfologický sborník 3, Stav geomorfologických výzkumů v roce 2004 – sborník prací z
mezinárodního semináře 26.–28. 4. 2004 v Peci pod Sněžkou. Praha : PřF UK v Praze. s. 29–30.
JANKOVSKÁ, V. 2004b. Plešné jezero – archiv informací o holocéním a svrchněpleistocénním charakteru vegetace,
krajiny a biotopu (první výsledky). In DVOŘÁK, L. & ŠUSTR, P. eds. Aktuality šumavského výzkumu II. Sborník
z konference. Vimperk : Správa CHKO a NP Šumava ve Vimperku. s. 158–159.
JANSKÝ, B. & ŠOBR, M. 1999. The Laka Lake. Acta Universitatis Carolinae 1999, Geographica, No 2.: 7–30.
JANSKÝ, B., ŠOBR, M., HRDINKA, T., ZBOŘIL, A., VRÁNEK, V., POŠTA, P., OULEHLE, F., ŠNAJDR, M., KLOUČEK, O.
& CHALUPOVÁ, D. 2003. Jezera České republiky. Praha : UK v Praze. 216 p.
JANSKÝ, B., ŠOBR, M., KOCUR, J. & ČESÁK, J. 2005. Nová batymetrická mapování glaciálních jezer na české straně
Šumavy. Geografie 109, 3: 176–187 (příloha I).
JAROŠ, J. & VACHTL, J. 1992. Strukturní geologie. Praha : Academia. 437 s.
JEDLIČKA, J. & MENTLÍK, P. 2002. Hydrologická analýza a výpočet základních morfometrických charakteristik
povodí s využitím GIS. In BALEJ, M & ORŠULÁK, T. eds. Sborník Geoiformatika z XX. Jubilejního sjezdu ČGS.
Ústí nad Labem : Univerzita J. E. Purkyně v Ústí nad Labem. s. 46–58.
JEDLIČKA, K. & MENTLÍK, P. 2003. Užití některých prvků morfostrukturní analýzy v prostředí GIS. In MENTLÍK, P.
eds. Geomorfologický sborník 2. Plzeň : ZČU v Plzni.
JENÍK, J., SOUKUPOVÁ, L. & VÁŇA, J. 1998. Vegetation diversity in the backwall of Arber Great Lake corrie,
Bohemian Forest. Silva Gabreta 2: 105–116.
KALVODA, J. & VALENTA, Z. 1997. A Study of the Surface Textures of Quartz Grains from Makalu Massif–Sapt
Kosi Lowland Section of the Himalayas. Acta Universitatis Carolinae, Geographica, XXXII, 2: 77–92.
KALVODA, J. & KOŠŤÁK, B. 1984. Geomorfologická analýza měření dilatací pískovcových bloků v údolí
Liběchovky, Polomené hory. Sborník Československé geografické společnosti, 1984, 89, 3: 199–210.
KODYM, O. eds. 1961: Vysvětlivky k přehledné geologické mapě ČSSR 1: 200 000, M-33-XXVI – Strakonice.
Praha : Academia. 149 s.
KOŠŤÁK, B. 2003. Pomalé svahové pohyby a jak je zjišťujeme. In Baroň, I. & Klimeš, J. edit. Sesuvy, člověk a
krajina. Sborník referátů a prezentací [CD/ROM]. Česká geologická služba pobočka Brno.
KRAFT, J. & MENTLÍK, P. 2004. Úvod do geologie pro geografy, endogenní a exogenní dynamika. Plzeň : ZČU
v Plzni (skriptum). 178 s.
KRÁL, V. 1968. Geomorfologie vrcholové oblasti Krušných hor a problém paroviny. Rozpravy ČSAV, 78, 9, 66.
řada MPV. praha : Academia.
KRÁL, V. 1971. Zarovnané povrchy v jižním předpolí Doupovských hor. Acta Universitatis Carolina 1, 2: 39–47.
KRÁL, V. 1985. Zarovnané povrchy České vysočiny. Studie ČSAV, 10, 85. Praha : Academia. 72 s.
KRINSLEY, D. H. & DOORNKAMP, J. C. 1973. Atlas of Quartz Sand Surface Textures. Cambridge University Press,
Cambridge.
KŘÍŽ, V. 1995. Laviny Hrubého Jeseníku, Králického Sněžníku a Moravskoslezských Beskyd. Acta Facultatis
Retům Naturalium, Geographia–Geologia 3. 149/1995 (Ostrava): 69–86.
KUNSKÝ, J. 1933. Zalednění Šumavy a šumavská jezera. Sborník České společnosti zeměpisné. 39/1: 33–44.
LACIKA, J. 1986. Klasifikácia metód morfoštruktúrnej analýzy reliéfu. Sborník prací 12. Bratislava : GGÚ ČSAV. s.
36–38.
LACIKA, J. 2002. Typy riečneho pirátstva vo vulkanických pohoriach slovenských Karpát. Geografický časopis. 54.
2: 151–164.
LACIKA, J., URBÁNEK, J. 1998. New morphostructural division of Slovakia. Slovak Geological Magazin 4, 1: 17–28.
LÉTAL, A. 2004. Aplikace GIS v geomorfologii na příkladu geomorfologické kartografické tvorby. Manuskript,
disertační práce, Praha: deponováno Katedra Fyzické geografie a geoekologie P řf UK Praha, 116 s.
LOSENICKÁ, B, MUSIOL, F. & VOTÝPKA, V. 1999. Geomorphologic analysis of the Losenice River catchment area.
Acta Universitatis Carolinea, geographica XXXIV, 1999: 69–100.
LOŽEK, V. 1972. Příroda ve čtvrtohorách. Praha : Academia. 345 s.
MAHANEY, C. W., CLARIDGE, G. & CAMPBELL, I. 1996. Microtextures on quartz grains in tills from Antarctica.
Paleogeography, Paleoclimatology, Palaeoecology 121: 89–103.
MARTINI, I. P., BROOKFIELD, M. E. & SADURA, S. 2001. Principles of Glacial Geomorphology and Geology. New
Jersey : Prentice-Hall, Inc. 381 pp.
MAŠEK, P. & VOTÝPKA, J. 1999. Geomorphological development of the košer part of the vydra river basin. Acta
Universitatis Carolinea, geographica XXXIV, 1999: 101–132.
MCCARROLL, D. & NESJE, A. 1996. Rock surface roughness as an indicator of degree of rock surface weathering.
Earth surface processes and landforms, 21: 963–977.
MENTLÍK, P. 2000. Příspěvek ke geomorfologii oblasti Velkého Ostrého (1 280 m n. m.) na Šumavě. Silva Gabreta
5: 7–26.
MENTLÍK, P. 2001a. Použití GIS při mapování zarovnaných povrchů. Geomorphologia Slovaca 1: 35–39.
200
MENTLÍK, P. 2001b. Aplikace výsledků geomorfologických výzkumů při rozhodování v krajině. Miscelanea
geographica 9. Plzeň : ZČU v Plzni. s. 89–100.
MENTLÍK, P. 2001c. Zarovnané povrchy ve vrcholových partiích Špičáku a Rozvodí (Královský hvozd). Silva
Gabreta 6: 7–18.
MENTLÍK, P. 2002a. Příspěvek ke geomorfologii okolí Prášilského jezera (povodí Jezerního potoka). Silva Gabreta
8: 19–42.
MENTLÍK, P. 2002b. Tvorba geomorfologického informačního systému pro oblast Prášilského jezera.
Geomorfologický sborník 1. In KIRCHNER, K. & ROŠTÍNSKÝ, P. eds. Brno : Masarykova univerzita v Brně. s. 90–94.
MENTLÍK, P. 2003. Mapování glaciálních forem georeliéfu v okolí Prášilského jezera na Šumavě. In MENTLÍK, P.
eds. Geomorfologický sborník 2. ZČU v Plzni. 2: 155–164.
MENTLÍK, P. 2004a. Stav geomorfologických výzkumů v okolí Prášilského jezera a jeho další perspektivy.
Miscellanea Geographica 10: 145–159.
MENTLÍK, P. 2004b. Příspěvek k poznání recentních geomorfologických procesů v okolí Prášilského jezera. Silva
Gabreta 10: 9–30.
MENTLÍK 2005a. The preliminary results of research of accumulation glacial forms in the surroundings of Laka
„lake“. Miscellanea Geographica 11: 31–46.
MENTLÍK, P. 2005b. Příspěvek k poznání geomorfologie povodí Jezerního potoka (oblast Prášilského jezera)
na Šumavě. Rigorózní práce. Bratislava : Katedra fyzickej geografie a geoekológie. 111 s.
MENTLÍK, P. 2005c. From “catena” to geomorphological system – an approach to the study of present-day
geomorphological forms and processes. Geomorphologia Slovaca, 2005, 1: 55–64.
MENTLÍK, P. 2005d. Zhodnocení stavu geomorfologických výzkumů v okolí Prášilského jezera a jezera Laka a
návrh dalšího postupu výzkumných prací. Písemná práce k disertační zkoušce. Bratislava : Katedra fyzickej
geografie a geoekológie. 70 s.
MENTLÍK, P., JEDLIČKA, K., MINÁR, J. & BARKA, I. 2006. Geomorphological information system – physical model
and options of geomorphological analysis. Geografie 1, 2006. in press.
MENTLÍK, P. & DOKOUPIL, J. eds. 2004. Miscelanea Geographica 10. Plzeň : ZČU v Plzni. 189 s.
MENTLÍK, P. & DOKOUPIL, J. eds. 2005. Miscelanea Geographica 10. Plzeň : ZČU v Plzni. 160 s.
MERCIER, J. BOURLES, D., KALVODA, J., BRAUCHER, R. & PASCHEN, A. 1999. Deglaciation of the Vosges dated
using 10Be. Acta Universitatis Carolinea 1999, Geographica, No. 2: 139–155.
MERCIER, J. L., KALVODA, J., BOURLES, D. L., BRAUCHER, R. & ENGEL, Z. 2000. Preliminary results of 10Be dating
of glacial lanscape in the Giant mountains. Acta Universitatis Carolinae, geographica, XXXV, Supplementum: 157–
170.
MINÁR, J. & KUSANDOVÁ, D. 1995. Komplexná geomorfologická mapa jako súčasť GIS-U. Geographica Slovaca:
157–161.
MINÁR, J. 1996. Niektoré teoreticko-metodologické problémy geomorfológie vo vazbe na tvorbu komplexných
geomorfologických máp. In Acta facultatis rerum naturalium universitatis Comeniane. Gegraphica Nr. 36.
Bratislava : UK v Bratislave.
MINÁR, J. 2002. Prejavy katastrofických geomorfologických procesov v reliéfe Devínskej Kobyly. Geomorphologia
Slovaca, 2: 16–22.
MINÁR, J. & MIČIAN, L. 2002. Komplexná geomorfologická charakteristika Devínskej kobyly, M 1 : 10 000. In:
Atlas krajiny Slovenskej republiky. M6P SR, Bratislava, Esprit, Banská Štiavnica.
MINÁR, J. 2003. Možnosti denudačnej chronologie při výskume prírodných katastrof (Prípadová studia Devínska
Nová Ves). In MENTLÍK, P. eds. Geomorfologický sborník 2. Plzeň : ZČU v Plzni. s. 287–291.
MINÁR, J., MENTLÍK, P., JEDLIČKA, K. & BARKA, I. 2005. Geomorphological information system: idea and options
for practical implementation. Geografický časopis, 57, 3: p. 247–266.
MINÁR, J. 2006. Fuzzy princíp v geomorfologickom výskume a mapovaní. In: Létal, A. & Smolová, I. (eds)
Geomorfologický sborník 5. Sborník abstraktů. Olomouc : Univerzita Palackého v Olomouci Přírodovědecká
fakulta Katedra geografie a Česká asociace geomorfologů. s. 47–48.
MINÁR, J. & EVANS, I. S. 2006. Theoretical basis of elementary landform segmentation in geomorphological
mapping. in press.
MINÁR, J. eds. 2001. Geoekologický (komplexný fyzickogeografický) výskum a mapovanie vo velkých mierkach.
Geografické spektrum 3/2001. Bratislava : Prírodovedecká fakulta Univerzity Komenského v Bratislave nakl. Geografika. 209 s.
NESJE, A. & DAHL, S. 1992. Paleoclimatic implicatuions based on equilibrium-line altitude depressions of
reconstructed Younger Dryas and Holocene cirque glaciers in inner Nordfjord, western Norway. Paleogeography,
Palaeoclimatology, Palaoecology. 94: 87–97.
NESJE, A. & DAHL, S. O. 2000. Glaciers and Enviromental Change. London : Arnold. 203 p.
NYE, J. F. 1952. A comparison between the theoretical and the measured long profile of the Unter-aar Glacier.
Journal of Glaciology 2: 103–107.
OTTO, J, CH. & DIKAU, R. 2004. Geomorrphologic systém analysis of a high mountain Halley in the Swiss Alps.
Zeischrift für Geomorphology 48, 3: 323–341.
201
PELC, Z. & ŠEBESTA, J., 1994. Geologická mapa ČR. List 22-33 Kašperské Hory. 1 : 50 000. Český geologický
ústav Praha.
PELC, Z. 1991. Nové poznatky o geologické stavbě a litologii moldanubika Šumavy v úseku Borová Lada–Prášily–
KašperskéHory. Zprávy o geologických výzkumech v roce 1991. Praha : Český geologický ústav.
PELÍŠEK, J. 1978. Glaciální relikty v oblasti Prášilského jezera na Šumavě. Sborník ČGS. 83/1: 59.
PFAFFL, F. 1986. Glazialmorphologische Untersuchungen an den Lachen im Arbergebiet/Bayerischer Wald. Geol.
Bl. NO-Bayern. 36/3-4: 269–278.
PFAFFL, F. 1992. Die Glazialseen des Hohen Böhmerwaldes. Geol. Bl. NO-Bayern. 42/1-2: 143–146. Erlangen.
PFAFFL, F. 1998. Glazialmorphologische Untersuchungen am Rachel-Nordkar und am Grossen Arbersee im
Bayerischen Wald. Geol. Bl. NO-Bayern. 38/1-2: 7–26.
PINTER, N. KELLER, E. A. & WEST, R. B. 1994. Relative Dating of Terraces of the Owens River, Notrhern Owens
Valley, California, and Correlation with Moraines of the Sierra Nevada. Quarternary Research 42: 266–276.
PREUSSER, F. 2004. Towards a chronology of the Late Pleistocene in the northern Alpine Foreland. Boreas 33: 195–
210.
RAAB, T. & VÖLKEL, J., 2003. Late Pleistocen glaciation of the Kleiner Arbersee area in the Bavarian Forest, south
Germany. Quartenary Science Reviews 22: 581–593 p.
RACZKOWSKA, Z. 1992. Niektore aspekty niwacji w Tatrach Wisokich. Systém denudacyjny Polski, Práce
geograficzne nr. 155. Polska Akademia Nauk. p. 209–223.
RATHSBURG, A. 1928. Die Gletscher des Böhmerwaldes zur Eiszeit. 22. Bericht d. Natw. Ges. zu Chemnitz.
RATHSBURG, A. 1932. Die Gletscher der Eiszeit in den höheren Mittelgebirgen. Fingerwald V, 4. 1 a 2.
REGER, R., D. & PÉWÉ 1975. Cryoplanation terraces: Indicators of a permafrost enviroment. Quarternary Research 6:
99–109.
REIF, J. 2000. Metody matematické statistiky. Plzeň : ZČU v Plzni. 286 s. (skriptum).
ROHDENBURG, H. 1989. Landscape Ecology – Geomorphology. Cremlingen-Destedt : Catena, Paperback. 177 pp.
RUBÍN, J., BALATKA, B., LOŽEK, V., MALKOVSKÝ, M., PILOUS, V. & VÍTEK, J. 1986. Atlas skalních zemních a
půdních tvarů. Praha : Academia. 385 s.
RUDBERG, S. 1954. Västerbottens berggrundsmorfologi. Ett försök till rekonstruktion av preglaciala
erosionsgenerationer i Sverige. (anglické shrnutí) Geographica 25. 457 pp.
SAILER, R., KERSCHNER, H. & KELLER, A. 1999. Three-dimensional reconstruction of Younger Dryas glaciers with a
raster-based GIS. Glacial Geology and Geomorphology, http://ggg/qub.ac.uk/ggg/.
SELBY, M. J. 1980. A rock mass strength classification for geomorphological purposes: With test from Antarctica
and New Zealand. Zeischrift für Geomorphology 24: 31–51.
SMALL, J. R. 1978. The Study of landforms, a textbook of geomorphology. 2nd edition. Seventeenth printing (2001).
Cambridge : Cambridge University Press. 502 pp.
SNEED, E. D. & FOLK, R. L. 1958. Pebbles in the lower Colorado River, Texas, a study of particle morphogenesis.
Journal of Geology 66 (2): 114–150.
STANKOVIANSKY, M. 1975. Recentné geomorfologické procesy so zvlášnym zreteľom na Západné karpaty. Práce ke
státní doktorské zkoušce. SAV : Bratislava. 72 s.
STRAHLER, A., STRAHLER, A. 2003. Introducing Physical Geography. New York : John Wiley & Sons. 3th edition.
684 p.
STRAND, K., PASSCHIER, S. & NÄSI, J. 2003. Implication of quartz grain microtextures for onset Eocene/Oligocéne
glaciation in Prydz Bay, ODP Site 1166, Antarctica. Paleogeography, Paleoklimatology, Palaeoecology 198: 101–
111.
STUART, L. RICHARDS, K. & CHANDLER, J. eds. 1998. Landform Monitoring, Modelling and Analysis. Chichester :
John Wiley & Sons Ltd. 454 pp.
SUMMERFIELD, M. A. 1991. Global Geomorphology. Edinburgh : Pearson Education Limited. 537 pp.
SUMNER, P. & NEL, W. 2002. The effect of rock moisture on Schmidt hammer rebound: test on rock samples from
Marion Island and South Africa. Earth Surface Processes and Landforms 27: 1137–1142.
SVOBODOVÁ, H., SOUKUPOVÁ, L. & REILLE, M. 2002. Diversified development of mountain mires, Bohemian
Forest, Central Europe, in the last 13,000 years. Quaternary International 91. p. 123–135.
ŠEBESTA, J. 2005. Postup pro vypracování exodynamické analýzy vývoje reliéfu a návrh pracovní legendy pro
sestavení mapy exodynamického vývoje reliéfu – oblast Šumava. Miscelanea Geographica 10: 181–188.
ŠVAMBERA, J. 1914. Šumavská jezera III. Prášilské jezero. Rozpravy ČSAV 23/16: 1–19.
ŠVAMBERA, J. 1913–14. Šumavská jezera (Laka, Malé, Velké javorské) Rozpravy ČSAV. II tř. Praha.
THORN, C. E. & HALL, K. 2002. Nivation and cryoplanation: the case for scrutiny and integration. Progress in
Physical Geography 26, 4: 533–550.
TÖRÖK, A. 2003. Surface strength and mineralogy of weathering crusts on limestone buildings in Budapest.
Buildings and Enviroment, 38: 1 185–1 192.
URBÁNEK, J. 1974. Geomorfologický proces alebo koncepcie pohybu v geomorfológii. Geografický časopis
(Bratislava), XXVI, 2: 205–222.
URBÁNEK, J. 1993. Geomorfologické formy tektonického povodu (identifikácia a mapovanie). Mineralia slovaca,
25: 131–137.
202
URBÁNEK, J. 2000a. Geomorfologická analýza: hľadanie systému. Geografický časopis, Bratislava, 52, 3: 197–210.
URBÁNEK, J. 2000b. Geomorfologická analýza: hľadanie pravdy. Geografický časopis, Bratislava, 52, 4: 291–302.
VEJNAR, Z., KOPECKÝ, A. & RŮŽIČKA, M. 1991. Geologická mapa ČR. List 21-44 Železná Ruda. ČGU, Praha.
VESELÝ, J. 1998. Changes in vegetation of the Černé Lake area inferred from pollen analysis of lake sediment:
period between 3400 BC and 1600AD. Silva Gabreta 2: 105–116.
VESELÝ, J. PRAŽÁKOVÁ, M. & MAJER, V. 2004. Enviromentální změny v Plešném jezeře v průběhu posledních více
jak 14 000 let. In DVOŘÁK, L. & ŠUSTR, P. eds. Aktuality šumavského výzkumu II. Sborník z konference. Vimperk :
Správa CHKO a NP Šumava ve Vimperku. s. 95–96.
VILBORG, L. 1977. The cirque forms of Swedish Lapland. Geografiska Annaler, 59 A. 3–4: 89–150.
VILBORG, L. 1984. The cirque forms of central Sweden. Geografiska Annaler, 66 A.1–2: 41–77.
VOČADLOVÁ, K. & KŘÍŽEK, M. 2005. Glacial landforms in the Černé jezero Lake area. Miscellanea Geographica 11:
47–63.
VOTÝPKA, J. 1975. Kvartérní modelace zarovnaných povrchů masívu Plechého na Šumavě. Acta Universitatis
Carolinae, Geographica, 1–2: 43–60.
VOTÝPKA J., 1979. Geomorfologie granitové oblasti masívu Plechého. Acta Universitatis Carolinae Geographica
XVI/2: 55–83.
VOTÝPKA, J. 1997. Geomorphological Analysis of the Development of the South-Eastern Šumava Granite Region.
Acta Universitatis Carolinae, 1997, Geographica 2: 133–148.
VOŽENÍLEK, V. eds. 2001. Integrace GPS/GIS v geomorfologickém výzkumu. Olomouc : UP v Olomouci. 1 vyd.
184 s.
WAGNER, P. 1897. Die Seen des Böhhmerwaldes. Wiss. Veröf. d. Ver. f. Erdkunde Leipzig 4. 1–90.
WHALLEY, B. W. & KRINSLEY, G. H. 1974. A scanning elektron microscope study of surface textures of quartz
grains from glacial environments. Sedimentology 21: 87–105.
WHALLEY, W. B. & MARTIN, H. E. 1992. Rock glaciers. II: Models and mechanisms. Progresss in Physical
Geography 16: 127–186.
ZBOŘIL, A. 1996. Prášilské jezero. Geografie 101/1: 22–40.
ZEILER, M. 1999. Modeling Our World. Redlands : ESRI. 199 p.
ŽURAWEK, R. 2002. Internal structure of a relict rock glacier, Sleza Massif, Southwest Poland. Permafrost and
Periglacial Processes. 13: 29–42.
203
Obrazové přílohy
Obr. příl. A: Generalizovaná geologická stavba zájmového území v okolí Prášilského jezera
(upraveno podle PELCE & ŠEBESTY 1994)
204
Obr. příl. B: Podrobná geologická mapa okolí Prášilského jezera (upraveno na základě
terénního výzkumu a PELCE & ŠEBESTY 1994)
205
Obr. příl. C: Generalizovaná geologická stavba zájmového území v okolí jezera Laka (upraveno
podle PELCE & ŠEBESTY 1994)
206
Obr. příl. D: Skalní plotny na krystalických břidlicích v karové stěně Prášilského jezera
Obr. příl. E: Skalní plotny v karové stěně jezera Laka
207
Obr. příl. F: Žulové bloky na glaciálních formách v předpolí Prášilského jezera
Obr. příl. G: Schmidt hammer použitý k relativnímu datování forem v zájmových územích
(dole brusný kámen)
208
Obr. příl. H: Dilatometr Hölle
Obr. příl. Ch: Dilatometrická měření 1 a 2
209
Obr. příl. I: Dilatometrická měření 3 a 4
Obr. příl. J: Dilatometrické měření 5
210
Obr. příl. K: Průběh profilů (Obr. 29,30 a 31) v okolí Prášilského jezera (jako pozadí použito
morfologické ohodnocení elementárních forem reliéfu)
211
Obr. příl. L: Srovnání příčných profilů údolí v zájmových územích
212
Obr. příl. M: Linie profilů (Obr. 35, 36 a 37) v okolí jezera Laka (jako pomůcka pro
morfologické ohodnocení elementárních forem reliéfu)
213
Obr. příl. N: Zájmové území v okolí Prášilského jezera na úrovni podskupiny (klasifikace
geomorfologických individuí viz Tab. 4)
214
Obr. příl. O: Výsledky geologických analýz sedimentů nejstaršího zalednění; n = 70; (poloha
Obr. 51, číselné označení 1)
Směry a-os klastů (2D) Sector angle = 10°
Scale: tick interval = 5% [3,6 data]
Mean Resultant dir'n = 23–203
[95% Confidence interval = ±21°]
Circ.Median = 020-200
Circ. Variance = 0,56
Circular Std.Dev. = 1,3
Circ. Dispersion = 2,31
Směry a-os klastů (3D)
Tvar klastů (Sneed & Folk diagram)
Striace 2 klasty
c:a
b:a
(a - b) / (a - c)
C40 = 36
Zaoblenost klastů
40
35
30
%
25
20
15
10
5
0
va
a
sa
sr
r
RA = 30
215
Obr. příl. P: Výsledky geologických analýz sedimentů z konce strže mezi Starou jímkou
a Prášilským jezerem (poloha Obr. 51, číselné označení 2); n = 52
Sector angle = 10°
Mean Resultant dir'n = 113-293
c:a
b:a
(a - b) / (a - c)
C40 = 59
Zaoblenost klastů
45
40
35
%
30
25
20
15
10
5
0
va
a
sa
sr
RA = 64,7
216
Obr. příl. R: Výsledky geologických analýz sedimentů strže mezi Starou jímkou a Prášilským
jezerem (poloha Obr. 51, číselné označení 3); n = 50
Sector angle = 10°
c:a
b:a
(a - b) / (a - c)
C40 = 45
Zaoblenost klastů
35
30
25
%
20
15
10
5
0
va
a
sa
sr
RA = 56
217
Obr. příl. S: Výsledky geologických analýz sedimentů ve Staré jímce (poloha Obr. 51, číselné
označení 5); n = 74
Sector angle = 10°
Circ.Mean Dev.about median = 39°
c:a
b:a
(a - b) / (a - c)
C40 = 51,9
Zaoblenost klastů
60
50
%
40
30
20
10
0
va
a
sa
sr
RA = 72
218
Obr. příl. T: Výsledky geologických analýz sedimentů kamenného moře (pod Skalkou – svah se
západní orientací); n = 51
Sector angle = 10°
Circ.Std Error = 0,2189
c:a
b:a
(a - b) / (a - c)
C40 = 82,4
Zaoblenost klastů
60
50
%
40
30
20
10
0
va
a
sa
RA = 92
219
Obr. příl. U: Výsledky geologických analýz sedimentů murových sedimentů z paraglaciální fáze
(poloha odběru vzorku Obr. 63); n = 50
Sector angle = 10°
c:a
b:a
(a - b) / (a - c)
C40 = 75
Zaoblenost klastů
60
50
%
40
30
20
10
0
va
a
sa
RA = 96,7
220
Obr. příl. V: Výsledky geologických analýz sedimentů z čela lalokovité glaciální formy
v předpolí jezera Laka; n = 69
Sector angle = 10°
c:a
b:a
(a - b) / (a - c)
C40 = 56,9
%
Zaoblenost klastů
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
va
a
sa
sr
r
RA = 62,1
221
Obr. příl. W: Výsledky geologických analýz sedimentů z boční morény v předpolí jezera Laka;
n = 80
Sector angle = 10°
c:a
b:a
(a - b) / (a - c)
C40 = 41,9
Zaoblenost klastů
60
50
%
40
30
20
10
0
va
a
sa
sr
RA = 58,7
222
Obr. příl. X: Výsledky geologických analýz sedimentů murových sedimentů (poloha odběru
vzorku Obr. 63); n = 56
Sector angle = 10°
c:a
b:a
(a - b) / (a - c)
C40 = 90,6
Zaoblenost klastů
70
60
50
40
30
20
10
0
va
a
sa
r
RA = 90,6
223
Obr. příl. Y: Výsledky granulometrie „glaciálních“ vzorků z okolí Prášilského jezera (n = 15)
A)
SAMPLE moren stara
TEXTURAL Gravelly Muddy
GROUP: Medium Gravelly
SEDIMENT
Clayey Medium
Gravel 26,7
Sand 59,2
Mud: 14,
Gravel
Gravel
80%
Gravel %
Muddy Gravel Muddy Sandy
Gravel
Sandy
Gravel
30%
Gravelly Mud
Gravelly
Sand
Gravelly Muddy Sand
5%
Trace
Mud
Slightly
Gravelly
MudMud
1:9
Slightly Gravelly
Sandy Mud
Sandy Mud
1:1
B)
Sand
SAMPLE moren stara
TEXTURAL Clayey Sand
GROUP:
90%
Sand
9:1
NOTE
Grave l is als o
pre s e nt in
this s am ple
Clayey Sand
Muddy Sand
Silty Sand
Sand %
50%
Sandy Clay
Sandy Mud
0,0
0,0
18,4
2,5
5,9
12,7
13,8
15,9
9,9
7,0
0,6
0,6
0,6
0,6
0,6
11,0
Slightly
Gravelly
Sand
Sand
Slightly Gravelly
Muddy Sand
Muddy Sand
Sand:Mud Ratio
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine Gravel:
Very Fine
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine
Very Fine
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine Silt:
Very Fine
Clay:
Sandy Silt
Sand
Gravel 26,7
Sand 59,2
Mud: 14,
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine Gravel:
Very Fine
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine
Very Fine
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine Silt:
Very Fine
Clay:
0,0
0,0
18,4
2,5
5,9
12,7
13,8
15,9
9,9
7,0
0,6
0,6
0,6
0,6
0,6
11,0
10%
Clay
Clay
Mud
1:2
Silt:Clay Ratio
Silt
2:1
Silt
224
Obr. příl. Z: Výsledky granulometrie murových kuželů a nivační sníženiny vzorků z okolí
Prášilského jezera (n = 3)
A)
Gravel: 32,6
Sand: 34,5
Mud: 32,
Gravel
SAMPLE mura stara
TEXTURAL Muddy Sandy Gravel
GROUP: Clayey Sandy
SEDIMENT
Medium Gravel
Gravel
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine Gravel:
Very Fine
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine
Very Fine
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine Silt:
Very Fine
Clay:
80%
Sandy
Gravel
Gravel %
Muddy Gravel
Muddy Sandy
Gravel
30%
Gravelly Mud
Gravelly
Sand
Gravelly Muddy Sand
5%
Trace
Mud
Slightly
Gravelly
Mud
Mud
1:9
Slightly Gravelly
Sandy Mud
Slightly Gravelly
Muddy Sand
Sandy Mud
Muddy Sand
1:1
Slightly
Gravelly
Sand
Sand
Sand
9:1
Sand:Mud Ratio
B)
Sand
SAMPLE mura stara
GROUP:
90%
Sand
NOTE
Grave l is als o
pre s e nt in
this s am ple
Clayey Sand
Muddy Sand
Silty Sand
Sand %
50%
Sandy Clay
Sandy Mud
Sandy Silt
Gravel 32,6
San 34,5
Mud: 32,
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine Gravel:
Very Fine
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine
Very
Very
Coarse
Medium
Fine Silt:
Very Fine
Clay:
0,0
0,0
19,0
7,2
6,4
12,7
10,1
4,8
3,7
3,2
0,3
0,3
0,3
0,3
0,4
31,5
10%
Mud
Clay
Clay
1:2
Silt:Clay Ratio
Silt
2:1
Silt
225
0,0
0,0%
19,0
7,2%
6,4%
12,7
10,1
4,8%
3,7%
3,2
0,3
0,3
0,3
0,3
0,4
31,5
Obr. příl. Ž: Výsledky granulometrie „glaciálních“ vzorků z okolí jezera Laka (n=5)
A)
SAMPLE str horni
TEXTURAL Muddy Sandy
GROUP: Clayey Sandy
SEDIMENT
Medium Gravel
Gravel 60,7
Sand 30,3
Mud: 9,0
Gravel
Gravel
80%
Gravel %
Sandy
Gravel
Muddy Gravel Muddy Sandy
Gravel
30%
Gravelly Mud
Gravelly
Sand
Gravelly Muddy Sand
5%
Trace
Mud
Slightly
Gravelly
MudMud
Slightly Gravelly
Sandy Mud
Sandy Mud
1:1
1:9
B)
Sand
SAMPLE str horni
GROUP:
IGNORING
90%
Sand
9:1
Sand
Gravel: 60,7
Sand 30,3
Mud: 9,0
NOTE
Grave l is als o
pre s e nt in
this s am ple
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine Gravel:
Very Fine
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine
Very Fine
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine Silt:
Very Fine
Clay:
Clayey SandMuddy SandSilty Sand
Sand %
50%
Sandy Clay
Sandy Mud
0,0
0,0
39,5
10,4
10,8
8,9
7,6
5,1
4,5
4,2
0,0
0,0
0,0
0,0
0,1
8,7
Slightly
Gravelly
Sand
Sand
Slightly Gravelly
Muddy Sand
Muddy Sand
Sand:Mud Ratio
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine Gravel:
Very Fine
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine
Very Fine
Very Coarse
Coarse
Medium
Fine Silt:
Very Fine
Clay:
Sandy Silt
0,0
0,0%
39,5
10,4
10,8
8,9
7,6
5,1%
4,5%
4,2
0,0
0,0
0,0
0,0
0,1
8,7
10%
Clay
Clay
Mud
1:2
Silt:Clay Ratio
Silt
2:1
Silt
226
Obr. příl. AA: Foto přirozeného odkryvu v nejstarších morénových sedimentech (poloha vzorek
č. 1 v Obr. 51)
Obr. příl. BB: Profil zarážecí půdní sondou severně od morény nejstaršího zalednění (poloha
viz Obr. 57 – označení 1)
227
Obr. příl. CC: Profil sedimenty zazemněného jezera ve Staré jímce (hloubka v metrech)
228
Obr. Příl. DD: Profil zarážecí sondy prorašelinělé sníženiny v SZ cípu Prášilského jezera
(poloha viz Obr. 57, číselné označení 3) (hloubka v metrech)
Obr. Příl. EE: Profil zarážecí sondy paraglaciálního murového kužele (poloha viz Obr. 63)
(hloubka v metrech)
229
Obr. příl. FF: Rozložení spádnic ve formě charakteru úpadu v zájmovém území v okolí jezera
Laka
Obr. příl. GG: Profil prorašelinělou sníženinou v konstrukčním segmentu v zájmovém území
v okolí jezera Laka
230
Obr. příl. HH: Profil rašeliništěm u výše položeného dna karu v zájmovém území v okolí jezera
Laka
Obr. příl. ChCh: Pravděpodobný rozsah ledovce jednotlivých stádií zalednění v zájmovém
území v okolí Prášilského jezera
231
Obr. příl. II: Pravděpodobný rozsah ledovce jednotlivých stádií zalednění v zájmovém území
v okolí jezera Laka
Obr. příl. JJ: Profil pravděpodobně holocenní částí murové akumulace ve výše položeném karu
nad Prášilským jezerem
232
Obr. příl. KK: Geomorfologické formy katény murového úžlabí (převzato z MENTLÍK 2005b)
Obr. příl. LL: Profil sedimenty nivačního valu v murovém úžlabí (Viz Obr. příl. KK)
233
Obr. příl. MM: Výsledky regresní
analýzy jednotlivých dilatometrických
měření z karové stěny Prášilského jezera
(poloha měření viz Obr. příl. Ch, I a K)
Měření 1
0,4
0,3
v
Měření 3
0,2
1,5
0,1
v
0,9
-0,1
0,0
0,3
3,0
6,0
9,0
12,0
9,0
12,0
9,0
12,0
m n. m
Měření 4
-0,4
-1,0
0,0
3,0
6,0
9,0
0,3
12,0
m n. m
0,2
v
Měření 5
0,1
0,8
0,0
v
0,6
-0,1
0,0
0,3
3,0
6,0
m n. m
Měření 2
0,1
-0,2
0,0
3,0
6,0
9,0
2,0
12,0
m n. m
v
1,5
1,0
0,5
0,0
0,0
3,0
6,0
m n. m
234
Fotografické přílohy
Foto 1: Pohled z karové stěny na Prášilské jezero; vpravo před jezerem patrný výrazný
(asymetricky položený) morénový val
Foto 2: Pohled na jezero Laka (od severu)
Foto 3: Pohled na systém schodovitého karu Prášilského jezera (v. m. v. – výrazný morénový
val asymetricky položený k jezeru – druhá etapa, 1. fáze zalednění); pohled od západu
Foto 4: Akumulační formy mladší etapy zalednění v předpolí Prášilského jezera (pohled od
SV); s. l. s. (k) l. – stupeň lalokovité formy vytvořené ledovcovým skalním (kamenným)
ledovcem
236
Foto 5: Pohled na Prášilské jezero a výrazný morénový val asymetricky položený k jezeru –
druhá etapa, 1. fáze zalednění (vpravo se žulovými bloky)
Foto 6: Strž v sedimentech ledovcového skalního (kamenného) ledovce mezi Prášilským
jezerem a Starou jímkou
237
Foto 7: Pohled na Starou jímku (část kde se nacházela nádrž hrazená sypanou hrází – dnes
zazemněná)
Foto 8: Začátek glaciálních sedimentů (čelo lalokovité formy) v předpolí jezera Laka
238
Foto 9: Průsek kde vedla Železná opona – napříč protínající karovitou sníženinu jezera Laka
– viz Obr. 37
Foto 10: Dno „vloženého“ karu v cirkovité sníženině jezera Laka
239
Foto 11: Fosilní nivační sníženina v horní části karové stěny jezera Laka
Foto 12: Vrcholová plošina Plesné
240
Foto 13: Kamenné moře pod Skalkou (1 237 m) (zájmové území Prášilského jezera)
Foto 14: Kamenné moře pod Ždánidly (1 308,5 m n. m.)
241
Foto 15: Asymetrický hřbet (kuestoid) na vrcholu Skalky (hřbetová plošina mezi Poledníkem
a Skalkou ~1 230 m n. m.)
Foto 16: Skalní defilé tvořené bloky, za kterými je jeskyně ve vrcholových partiích Ždánidel
242
Foto 17: Vnitřek puklinové jeskyně ve vrcholových partiích Ždánidel
Foto 18: Nivační sníženina se sněžníkem v horní části murového zářezu v karové stěně výše
položeného karu (u schodovitého karu Prášilského jezera)
243
Foto 19: Odlučná oblast mury (zájmové území Prášilského jezera) – podzim 2002
244
Seznam obrázků a obrazových příloh
Obr. 1: Geografická poloha zájmových území.................................................................................................................. 9
Obr. 2: Vymezení hlavních geomorfologických areálů v povodí Jezerního potoka (vytékajícího z Prášilského jezera);
(převzato z MENTLÍK 2002a, MENTLÍK 2005b) ..................................................................................................... 12
Obr. 3: Kuestoid na vrcholu Skalky (Foto 15); pod strmým skalnatým svahem se nachází plošina zvýrazněná
kryoplanací; převzato z (MENTLÍK 2005b)............................................................................................................ 14
Obr. 4: Růžicový graf směrů tektonických puklin v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera
(na krystalických břidlicích) (n = 42); převzato z (MENTLÍK 2005C).................................................................... 15
Obr. 5: Růžicový graf směrů tlakových puklin v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera
(na krystalických břidlicích) (n = 166); převzato z (MENTLÍK 2005C).................................................................. 15
Obr. 6: Růžicový graf směrů všech puklin v povodí Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera (na
krystalických břidlicích) (n = 213); převzato z (MENTLÍK 2005C)........................................................................ 15
Obr. 7: Růžicový graf směrů všech puklin v zájmovém území (na žulovém podkladě); n = 102.................................. 16
Obr. 8: Vztah strukturních geologických prvků v okolí Prášilského jezera a generelní stavby karu; převzato
z (MENTLÍK 2005b) ............................................................................................................................................... 17
Obr. 9: Všechny měřené pukliny na krystalických břidlicích v zájmovém území v okolí jezera Laka; n = 77 .............. 19
Obr. 10: Vymezení zájmového území a geologické podmínky v okolí Prášilského jezera; podklad geologická mapa
1 : 50 000 (doplněno podle PELC & ŠEBESTA 1994); digitální podklad zapůjčen Správou NP a CHKO Šumava 21
Obr. 11: Vymezení zájmového území v okolí jezera Laka; podklad geologická mapa 1 : 50 000 (doplněno podle PELC
& ŠEBESTA 1994 a VEJNAR et al. 1991); digitální podklad zapůjčen Správou NP a CHKO Šumava................... 24
Obr. 12: Batymetrická mapa Prášilského jezera; převzato z (ZBOŘIL 1996)................................................................... 26
Obr. 13: Batymetrická mapa jezera Laka; převzato z (JANSKÝ & ŠOBR 1999) ............................................................... 28
Obr. 14: Schématické znázornění hlavních složených segmentů georeliéfu tvořících kar Prášilského jezera
s vymezením elementárních forem reliéfu u kterých předpokládáme vznik glaciálními a kryogenními procesy. 33
Obr. 15: Schématické znázornění hlavních složených segmentů georeliéfu tvořících kar u Prášilského jezera
s vymezením elementárních forem reliéfu vzniklých glaciálními, kryogenními procesy a dále paraglaciálními,
holocénními a recentními formami ....................................................................................................................... 34
Obr. 16: Primární geomorfologická mapa okolí Prášilského jezera; upraveno podle (MENTLÍK et al. 2006)................. 37
Obr. 17: Koncept morfostrukturní analýzy reliéfu v rámci geomorfologického informačního systému......................... 42
Obr. 18: Geosystémy Šumavského karu ......................................................................................................................... 52
Obr. 19: Kontinuum tvarů klastů – Sneed & Folk diagram............................................................................................. 54
Obr. 20: Metody relativního a absolutního datování použité v zájmovém území; zpracováno podle (H UBBARD
& GLASSER 2005).................................................................................................................................................. 61
Obr. 21: Zvětralá kůra žulového bloku ........................................................................................................................... 64
Obr. 22: Jedna z měřených jamek žulového bloku.......................................................................................................... 64
Obr. 23: Grafická reprezentace komponent používaných pro výpočet ELA metodou rovnovážného poměru –
Ac = oblast nad ELA; Ab = oblast pod ELA; převzato z (BENN & GEMMELL 1997) ........................................... 69
Obr. 24: Geomorfologické linie 1. a 2. řádu strmých svahů a zarovnaných povrchů...................................................... 74
Obr. 25: Geomorfologické 1. a 2. řádu údolnic a linie zarovnaných povrchů................................................................. 75
Obr. 26: Geomorfologické linie 3. řádu (číslování linií v obrázku odpovídá číslování v Tab. 12) ................................. 76
Obr. 27: Růžicový diagram délek směrů všech zjištěných geomorfologických linií 3. řádu [%] ................................... 77
Obr. 28: Podélný profil údolím Jezerního potoka vytékajícího z Prášilského jezera (převzato z MENTLÍK 2002a) ....... 79
Obr. 29: Měřený profil vedený přes Prášilské jezero (linie profilu Obr. příl. K). ........................................................... 79
Obr. 30: Profil začínající na plošině v karové stěně, jež je položena JZ od Prášilského jezera (linie profilu Obr. příl. K)
............................................................................................................................................................................... 80
Obr. 31: Příčné profily prezentující morfologii v předpolí Staré jímky (průběh profilů viz Obr. příl. K)
(převzato z MENTLÍK 2005b)................................................................................................................................. 81
Obr. 32: Profily protékanými a neprotékanými stržemi mezi Prášilským jezerem a Starou jímkou (převzato z MENTLÍK
2005b) ................................................................................................................................................................... 82
Obr. 33: Profily karovou stěnou nad Prášilským jezerem ............................................................................................... 82
Obr. 34: Podélný profil konstrukčními glaciálními formami v předpolí jezera Laka (linie profilu Obr. příl. N);
(sklony ve stupních) .............................................................................................................................................. 83
Obr. 35: Příčný profil konstrukčními glaciálními formami v předpolí jezera Laka (linie profilu Obr. příl. N);
(sklony ve stupních) .............................................................................................................................................. 83
Obr. 36: Podélné profily cirkovitou sníženinou nad jezerem Laka (průběh profilů Obr. příl. M); sklony ve stupních... 84
Obr. 37: Příčný profil cirkovitou formou nad jezerem Laka (linie profilu Obr. příl. M) (Foto 9) .................................. 85
Obr. 38: Předpokládaný vývoj karů vyjádřený změnami podélných profilů podle GORDONA (1977) s vyznačením fáze
vývoje karů Prášilského jezera (1.–2. fáze) a jezera Laka (5. fáze) ...................................................................... 85
245
Obr. 39: Sklony svahů (hlavní osa y) a 2D plocha (vedlejší osa y) vynesené vůči nadmořské výšce – osa x (m n. m.)
u karu Prášilského jezera ...................................................................................................................................... 87
u uzávěru údolí ve kterém leží Stará jímka ........................................................................................................... 88
u karu jezera Laka ................................................................................................................................................. 88
u karu Černého jezera............................................................................................................................................ 89
Obr. 43: Kumulativní vektor směrů mediánových os sledovaných karů (data podle Tab. 15) ....................................... 90
Obr. 44: Plochy svahů s různou orientací u sledovaných karů [%]................................................................................. 90
Obr. 45: Elementární formy v okolí Prášilského jezera na úrovni taxonomické úrovně skupin (spolu s jejich
specifikacemi) ....................................................................................................................................................... 95
Obr. 46: Relikty zarovnaných povrchů v zájmovém území v okolí Prášilského jezera .................................................. 98
Obr. 47: Změna rozlohy reliktů zarovnaných povrchů s výškou v zájmovém území v okolí Prášilského jezera (r = 0,33)
............................................................................................................................................................................. 100
Obr. 48: Změna rozpětí u jednotlivých zarovnaných povrchů (vyjádřená variačním koeficientem v) počítaným jako
podíl výběrové směrodatné odchylky nadmořských výšek konkrétního zarovnaného povrchu a střední hodnoty
jeho nadmořských výšek) s nadmořskou výškou v zájmovém území v okolí Prášilského jezera (r = -0,72)...... 100
Obr. 49: Profil zvětralinou na Jezerním hřbetu (relikt zarovnaného povrchu) – sklon v okolí 0°................................. 102
Obr. 50: Schematické znázornění různých částí svahu s východní orientací v oblasti údolí tvaru V (pod linií
znázorňující sklon svahu je morfologické pojmenování, nad jsou uvedeny pravděpodobné převládající procesy
vedoucí ke vzniku jednotlivých segmentů svahu)............................................................................................... 104
Obr. 51: Glaciální konstrukční formy v zájmovém území v okolí Prášilského jezera .................................................. 106
Obr. 52: Nákres vyjadřující postup výpočtu mocnosti ledu a sklonu povrchu ledovce v průběhu staršího zalednění
(průběh profilu Obr. 51) ...................................................................................................................................... 107
Obr. 53: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z morény nejstaršího zalednění
v zájmovém území v okolí Prášilského jezera (analýza L. Lisá) ........................................................................ 108
Obr. 54: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z konce strže (poloha Obr. 51, číselné
označení 3); tento graf je možné brát jako příklad prokázaného glaciálního prostředí při vzniku sedimentů
(analýza L. Lisá).................................................................................................................................................. 110
Obr. 55: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z 2/3 strže v předpolí Staré jímky (poloha
Obr. 51, číselné označení 3) (analýza L. Lisá) .................................................................................................... 111
Obr. 56: Výsledky souhrnné analýzy sedimentů strže v předpolí Staré jímky pomocí SEM; podtržená jsou místa, kde
byly prováděny i další sedimentologické analýzy (Obr. příl. P a R) ................................................................... 111
Obr. 57: Destrukční glaciální segment v okolí Prášilského jezera ................................................................................ 114
Obr. 58: Výsledky pylové analýzy zarážecí sondy ve Staré jímce (profil Obr. příl. CC; poloha Obr. 57, číselné označení
2) (pylová analýza E. Břízová)............................................................................................................................ 115
Obr. 61: Morfometrické charakteristiky systému karů Prášilského jezera (Foto 3) ...................................................... 119
Obr. 62: Schéma hypotézy popisující vznik geliflukčních svahů.................................................................................. 120
Obr. 63: Geomorfologické formy vzniklé murovou činností v karové stěně výše položeného karu Prášilského jezera122
Obr. 64: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z akumulace murového kužele vzniklého
v paraglaciální fázi (poloha Obr. 63) (analýza L. Lisá)....................................................................................... 123
Obr. 65: Elementární formy v zájmovém území v okolí jezera Laka na taxonomické úrovni skupin (spolu s jejich
specifikacemi) ..................................................................................................................................................... 124
Obr. 66: Směry skalních stěn v západní části karové stěny jezera Laka (profil stěnou viz Obr. 36; označení profilu a);
n = 20; Sector angle = 10°, Scale: tick interval = 10 % [2,0 data], Maximum = 40 % [8 data], Mean Resultant
dir'n = 141–321°................................................................................................................................................. 126
Obr. 67: Zájmové území v okolí jezera Laka na úrovni podskupiny (klasifikace geomorfologických individuí viz
Tab. 4.) ................................................................................................................................................................ 127
Obr. 68: Relikty zarovnaných povrchů v zájmovém území v okolí jezera Laka........................................................... 128
Obr. 69: Poloha vrtů a místa odběru vzorku pro SEM na pedimentu a přilehlém svahu v okolí Staré Hůrky .............. 129
Obr. 70: Graf vyjadřující zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z pokryvu reliktu zarovnaného povrchu na
Staré Hůrce (poloha Obr. 69) (analýza L. Lisá) .................................................................................................. 131
Obr. 71: Změna rozlohy reliktů zarovnaných povrchů s výškou v zájmovém území v okolí jezera Laka (korelace =0,422) .................................................................................................................................................................. 132
246
Obr. 72: Změna rozčlenění jednotlivých zarovnaných povrchů (vyjádřená variačním koeficientem – počítaným jako
podíl výběrové směrodatné odchylky nadmořských výšek konkrétního zarovnaného povrchu a střední hodnoty
jeho nadmořských výšek) s nadmořskou výškou v zájmovém území v okolí jezera Laka (korelace = -0,559) .. 132
Obr. 73: Glaciální konstrukční formy v zájmovém území v okolí jezera Laka............................................................. 134
Obr. 74: Výsledky souhrnné analýzy sedimentů ve strži v předpolí jezera Laka pomocí SEM; podtržené je místo,
kde byly prováděny i další geologické analýzy................................................................................................... 136
Obr. 75: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z konce strže v předpolí jezera
Laka (analýza L. Lisá)......................................................................................................................................... 137
Obr. 76: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z boční morény v předpolí jezera
Laka (analýza L. Lisá)......................................................................................................................................... 138
Obr. 77: Destrukční segment v okolí jezera Laka ......................................................................................................... 139
Obr. 78: Morfologický systém vloženého karu v zájmovém území v okolí jezera Laka a výpočet sklonu povrchu
ledovce v době jeho největšího rozšíření ............................................................................................................ 141
Obr. 79: Periglaciální formy ve vrcholových partiích Ždánidel.................................................................................... 142
Obr. 80: Schematický náčrt jeskyně ve vrcholových partiích Ždánidel (pro srovnání viz Foto 16 a 17)...................... 144
Obr. 81: Vybrané fluviální formy navazující na konstrukční glaciální segment v předpolí jezera Laka (pro lepší
orientaci jsou doplněny i formy jiné než fluviální geneze) ................................................................................. 145
Obr. 82: Zářez pleistocénního proudového sesuvu v zájmovém území v okolí jezera Laka......................................... 147
Obr. 83: Relativní stáří akumulačních forem v okolí Prášilského jezera ...................................................................... 149
Obr. 84: Relativní datování forem Schmidt hammer testem podle HUBBARD & GLASSER (2005) ............................... 150
Obr. 85: Relativní datování forem Schmidt hammer testem podle EVANS et al. (1999) ............................................... 151
Obr. 86: Rekonstrukce paleogeomorfosystému nejstarší etapy zalednění .................................................................... 154
Obr. 87: Rekonstrukce paleogeomorfosystém první fáze druhé etapy zalednění – fáze ledovcového skalního
(ledovcového) ledovce ........................................................................................................................................ 155
Obr. 88: Rekonstrukce paleogeomorfosystém druhé fáze druhé etapy zalednění v karu Prášilského jezera A – systém
stupňovitého karu; B – systém karového ledovce v karu Prášilského jezera ...................................................... 156
Obr. 89: Rekonstrukce paleogeomorfosystém druhé fáze druhé etapy zalednění v oblasti Staré jímky ....................... 156
Obr. 90: Relativní stáří akumulačních forem v okolí jezera Laka................................................................................. 158
Obr. 91: Rekonstrukce paleogeomorfosystému starší etapy zalednění v okolí jezera Laka.......................................... 160
Obr. 92: Rekonstrukce paleogeomorfosystému mladší etapy zalednění v okolí jezera Laka........................................ 161
Obr. 93: Mura ve svahu nad Prášilským jezerem (podzim 2002) (převzato z MENTLÍK 2004b, 2005b) (Foto 19)....... 164
Obr. 94: Mura ve svahu nad Prášilským jezerem (podzim 2005) (Foto 20) ................................................................. 164
Obr. 95: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn z mladšího murového kužele
(analýza L. Lisá).................................................................................................................................................. 165
Obr. 96: Nivační sníženina v horní části murového úžlabí v karové stěně výše položeného karu u Prášilského jezera
(viz Foto 18)........................................................................................................................................................ 167
Obr. 97: Graf vyjadřující relativní zastoupení mikrostruktur povrchů křemenných zrn u novačních sedimentů (analýza
L. Lisá) ................................................................................................................................................................ 167
Obr. 98: Výsledky dilatometrických měření v karové stěně Prášilského jezera poloha měření viz Obr. příl. CH, I a J)
............................................................................................................................................................................. 168
Obr. 99: Výsledky shlukové analýzy pěti dilatometrických měření pohybů skalních bloků z karové stěny Prášilského
jezera (poloha měření viz Obr. příl. CH, I a J) .................................................................................................... 169
Obr. 100: Schéma vztahů morfostrukturních podmínek a faktorů, které měly vliv na vznik karu jezera Laka
(pro srovnání strukturních predispozic s karem Prášilského jezera viz Obr. 8) .................................................. 174
Obr. 101: Vazba morfologie sledovaných karů a jejich hlavních morfostrukturních predispozic (směry zlomů resp.
geomorfologických linií 3. řádu a puklinatosti podmíněné foliací horniny) ....................................................... 176
Obr. 102: RA/C40 diagram shrnující výsledky analýz tvaru a zaoblení klastů z obou zájmových území ..................... 179
Obr. 103: Schéma vyjadřující vztahy hřbetových a svahových procesů (ovlivněných orientací svahů a nadmořskou
výškou)................................................................................................................................................................ 181
Obr. 104: Srovnání předpokládaného morfostrukturního vývoje obou zájmových území (stanovené na základě
analýzy forem údolních den a přilehlých svahů)................................................................................................. 183
Obr. příl. A: Generalizovaná geologická stavba zájmového území v okolí Prášilského jezera (upraveno podle P ELCE
& ŠEBESTY 1994) ................................................................................................................................................ 204
Obr. příl. B: Podrobná geologická mapa okolí Prášilského jezera (upraveno na základě terénního výzkumu a PELCE
& ŠEBESTY 1994) ................................................................................................................................................ 205
Obr. příl. C: Generalizovaná geologická stavba zájmového území v okolí jezera Laka (upraveno podle P ELCE
& ŠEBESTY 1994) ................................................................................................................................................ 206
Obr. příl. D: Skalní plotny na krystalických břidlicích v karové stěně Prášilského jezera ........................................... 207
Obr. příl. E: Skalní plotny v karové stěně jezera Laka ................................................................................................. 207
Obr. příl. F: Žulové bloky na glaciálních formách v předpolí Prášilského jezera ........................................................ 208
247
Obr. příl. G: Schmidt hammer použitý k relativnímu datování forem v zájmových územích (dole brusný kámen) .... 208
Obr. příl. H: Dilatometr Hölle ...................................................................................................................................... 209
Obr. příl. Ch: Dilatometrická měření 1 a 2................................................................................................................... 209
Obr. příl. I: Dilatometrická měření 3 a 4 ...................................................................................................................... 210
Obr. příl. J: Dilatometrické měření 5 ........................................................................................................................... 210
Obr. příl. K: Průběh profilů (Obr. 29,30 a 31) v okolí Prášilského jezera (jako pozadí použito morfologické
ohodnocení elementárních forem reliéfu) ........................................................................................................... 211
Obr. příl. L: Srovnání příčných profilů údolí v zájmových územích............................................................................ 212
Obr. příl. M: Linie profilů (Obr. 35, 36 a 37) v okolí jezera Laka (jako pomůcka pro morfologické ohodnocení
elementárních forem reliéfu) ............................................................................................................................... 213
Obr. příl. N: Zájmové území v okolí Prášilského jezera na úrovni podskupiny (klasifikace geomorfologických
individuí viz Tab. 4) ............................................................................................................................................ 214
Obr. příl. O: Výsledky geologických analýz sedimentů nejstaršího zalednění; n = 70; (poloha Obr. 51, číselné
označení 1) ........................................................................................................................................................ 215
Obr. příl. P: Výsledky geologických analýz sedimentů z konce strže mezi Starou jímkou a Prášilským jezerem
(poloha Obr. 51, číselné označení 2); n = 52..................................................................................................... 216
Obr. příl. R: Výsledky geologických analýz sedimentů strže mezi Starou jímkou a Prášilským jezerem
(poloha Obr. 51, číselné označení 3); n = 50..................................................................................................... 217
Obr. příl. S: Výsledky geologických analýz sedimentů ve Staré jímce (poloha Obr. 51, číselné označení 5);
n = 74 ................................................................................................................................................................ 218
Obr. příl. T: Výsledky geologických analýz sedimentů kamenného moře (pod Skalkou – svah se západní orientací);
n = 51 ................................................................................................................................................................ 219
Obr. příl. U: Výsledky geologických analýz sedimentů murových sedimentů z paraglaciální fáze (poloha odběru
vzorku Obr. 63); n = 50..................................................................................................................................... 220
Obr. příl. V: Výsledky geologických analýz sedimentů z čela lalokovité glaciální formy v předpolí jezera Laka;
(poloha Obr. 73, označení G1) n = 69............................................................................................................... 221
Obr. příl. W: Výsledky geologických analýz sedimentů z boční morény v předpolí jezera Laka; (poloha Obr. 73,
označení G2) n = 80 .......................................................................................................................................... 222
Obr. příl. X: Výsledky geologických analýz sedimentů murových sedimentů (poloha odběru vzorku Obr. 63);
n = 56 ................................................................................................................................................................ 223
Obr. příl. Y: Výsledky granulometrie „glaciálních“ vzorků z okolí Prášilského jezera (n = 15) ................................. 224
Obr. příl. Z: Výsledky granulometrie murových kuželů a nivační sníženiny vzorků z okolí Prášilského jezera (n = 3)
............................................................................................................................................................................. 225
Obr. příl. Ž: Výsledky granulometrie „glaciálních“ vzorků z okolí jezera Laka (n=5) ................................................ 226
Obr. příl. AA: Foto přirozeného odkryvu v nejstarších morénových sedimentech (poloha vzorek č. 1 v Obr. 51) ..... 227
Obr. příl. BB: Profil zarážecí půdní sondou severně od morény nejstaršího zalednění (poloha viz Obr. 57 – označení 1)
............................................................................................................................................................................. 227
Obr. příl. CC: Profil sedimenty zazemněného jezera ve Staré jímce (hloubka v metrech) .......................................... 228
Obr. Příl. DD: Profil zarážecí sondy prorašelinělé sníženiny v SZ cípu Prášilského jezera (poloha viz Obr. 57, číselné
označení 3) (hloubka v metrech) ......................................................................................................................... 229
Obr. Příl. EE: Profil zarážecí sondy paraglaciálního murového kužele (poloha viz Obr. 63) (hloubka v metrech)..... 229
Obr. příl. FF: Rozložení spádnic ve formě charakteru úpadu v zájmovém území v okolí jezera Laka........................ 230
Obr. příl. GG: Profil prorašelinělou sníženinou v konstrukčním segmentu v zájmovém území v okolí jezera Laka .. 230
Obr. příl. HH: Profil rašeliništěm u výše položeného dna karu v zájmovém území v okolí jezera Laka..................... 231
Obr. příl. ChCh: Pravděpodobný rozsah ledovce jednotlivých stádií zalednění v zájmovém území v okolí Prášilského
jezera ................................................................................................................................................................... 231
Obr. příl. II: Pravděpodobný rozsah ledovce jednotlivých stádií zalednění v zájmovém území v okolí jezera Laka .. 232
Obr. příl. JJ: Profil pravděpodobně holocenní částí murové akumulace ve výše položeném karu nad Prášilským
jezerem ................................................................................................................................................................ 232
Obr. příl. KK: Geomorfologické formy katény murového úžlabí (převzato z MENTLÍK 2005b) ................................. 233
Obr. příl. LL: Profil sedimenty nivačního valu v murovém úžlabí (Viz Obr. příl. KK) .............................................. 233
Obr. příl. MM: Výsledky regresní analýzy jednotlivých dilatometrických měření z karové stěny Prášilského jezera
(poloha měření viz Obr. příl. Ch, I a K) .............................................................................................................. 234
Vložené přílohy
Mapa 1 – Geomorfologická mapa okolí Prášilského jezera
Legenda Mapy 1
Mapa 2 – Geomorfologická mapa okolí jezera Laka
Legenda Mapy 2
248
Seznam tabulek
Tab. 1: Shrnutí hlavních geomorfologických areálů v povodí Jezerního potoka (převzato z M ENTLÍK 2002a,
MENTLÍK 2005b) ................................................................................................................................................... 11
Tab. 2: Postavení a funkce základních geomorfologických vrstev v GmIS obou zájmových území (základ podle
MINÁR et al. 2005, upraveno podle užití v zájmových územích).......................................................................... 31
Tab. 3: Morfometrické charakteristiky (atributy) elementárních forem uváděné v rámci geomorfologického
informačního systému ........................................................................................................................................... 32
Tab. 4: Třídy systémové klasifikace geomorfologických individuí použité jako atributy v rámci GmIS (upraveno podle
MINÁR 1996 a MENTLÍK et al. 2006) .................................................................................................................... 36
Tab. 5: Shrnutí kroků geomorfologické analýzy v GmIS (upraveno podle M ENTLÍK et al. 2006).................................. 37
Tab. 6: Shrnutí morfometrických charakteristik karů. Červeně jsou označeny výpočty, kdy autoři sledovali stejnou
veličinu, ale k jejímu výpočtu použili různých metod. Jako a lip je definováno nejnižší místo v otevřené části
karu (ANIYA & WELCH 1981)................................................................................................................................ 48
Tab. 7: Vybrané morfomterické charakteristiky karů počítané pro kary Černého, Čertova, Prášilského jezera a Staré
jímky ..................................................................................................................................................................... 50
Tab. 8: Příklady hierarchických úrovní geomorfologických individuí ze zájmového území v okolí Prášilského jezera
(každá jednotka vyššího řádu je tvořena pouze jednotkami řádů nižších) ............................................................ 59
Tab. 9: Charakteristiky využívané pro popis morfochronologie forem........................................................................... 59
Tab. 10: Výsledky Schmidt hammer testu na skalních výchozech v zájmovém území (n = počet měření) (MENTLÍK
2005b) ................................................................................................................................................................... 62
Tab. 11: Charakteristiky využívané v GmIS pro popis morfodynamiky forem .............................................................. 71
Tab. 12: Geomorfologický projev liní 3. řádu................................................................................................................. 76
Tab. 13: Základní morfometrické charakteristiky sledovaných karů .............................................................................. 85
Tab. 14: Průměrné sklony svahů u sledovaných karů ..................................................................................................... 86
Tab. 15: Směry mediánových os sledovaných karů ........................................................................................................ 89
Tab. 16: Další morfometrické charakteristiky u zkoumaných karů (jednotlivé veličiny jsou definovány v Tab. 6) ....... 91
Tab. 17: Zarovnané povrchy v okolí Prášilského jezera.................................................................................................. 97
Tab. 18: Morfometrické charakteristiky systému karů Prášilského jezera (poloha karů viz Obr. 61)........................... 118
Tab. 19: Relikty zarovnaných povrchů v okolí jezera Laka (označení zarovnaných povrchů odpovídá Obr. 68) ........ 127
Tab. 20: Stratigrafické polohy geologických vrtů z sedimentu v prostoru Staré Hůrky (poloha viz Obr. 69) .............. 130
Tab. 21: Systémová analýza katény forem svahových deformací v karové stěně jezera Laka...................................... 141
Tab. 22: Výsledky analýzy drsnosti skalních povrchů žulových bloků glaciálních forem u předpokládaných stádií
zalednění ............................................................................................................................................................. 151
Tab. 23: Výsledky absolutního datování profilu vrtu odebraného ve Staré jímce......................................................... 152
Tab. 24: Shrnutí fází vývoje georeliéfu spojených se zaledněním v zájmovém území v okolí Prášilského jezera ....... 153
Tab. 25: Předpokládané hodnoty ELA u jednotlivých stádií zalednění s hodnotami užitými pro jejich výpočet
v zájmovém území v okolí Prášilského jezera .................................................................................................... 157
Tab. 26: Srovnání R hodnot granodioritových bloků na plošině pod glaciálním zářezem a v předpolí jezera Laka
(poloha lokalit viz Obr. 90) ................................................................................................................................. 159
Tab. 27: Shrnutí fází vývoje georeliéfu spojených se zaledněním v zájmovém území v okolí jezera Laka.................. 160
Tab. 28: Předpokládané hodnoty ELA u jednotlivých stádií zalednění s hodnotami užitými pro jejich výpočet
v zájmovém území v okolí jezera Laka............................................................................................................... 161
Tab. 29: Zdokumentované recentní geomorfologické procesy a formy spojené s jejich působením v zájmovém území
(v tabulce jsou uvedeny pouze prokazatelně zjištěné geomorfologické procesy a formy) (upraveno a doplněno
podle MENTLÍK 2005b,c)..................................................................................................................................... 162
Tab. 30: Srovnání morfometrických charakteristik murového zářezu v letech 2002 a 2005......................................... 163
Tab. 31: Zdokumentované recentní geomorfologické procesy a formy spojené s jejich působením v zájmovém území
v okolí jezera Laka .............................................................................................................................................. 170
Tab. 32: Srovnání zjištěných poznatků o zalednění ze zájmového území v okolí Prášilského jezera a jezera Laka..... 177
Tab. 33: Srovnání puklinových systémů zjištěných na granitech v povodí Jezerního potoka (vytékajícího z Prášilského
jezera) a v okolí Plešného jezera ......................................................................................................................... 185
Tab. 34: Srovnání morfologických projevů zalednění z různých částí Šumavy; podle různých autorů spolu
s předpokládaným obdobím jejich vzniku........................................................................................................... 186
Tab. 35: Srovnání předpokládané maximální velikosti ledovce z okolí jezera Laka, Prášilského jezera a Malého
javorského jezera................................................................................................................................................. 187
Tab. 36: Maximální a minimální předpokládané hodnoty ELA z různých glaciálně podmíněných částí Šumavy podle
autorů .................................................................................................................................................................. 188
Tab. 37: Možný vývoj zalednění v zájmových územích a jejich korelace vůči stratigrafickým stupnicím ze severního
předpolí Alp a severozápadní Evropy (členění podle PREUSSER 2004) .............................................................. 190
249
Seznam použitých vzorců
y = k (1-x )e -x ........................................................................................................................ (1) .................................. 45
ex
......................................................................................................................... (2) .................................. 45
(1 - x)
C40 = c : a £ 0,4 [%] .......................................................................................................... (3) ..................................54
(VA + A) = RA [%] .......................................................................................................... (4) ...................................55
k=y
n
x=
åx
i =1
i
........................................................................................................................... (5) ...................................63
n
å (x
n
s=
v=
i =1
i
-x
n -1
)
........................................................................................................... (6) ...................................63
s
.100 [%] ................................................................................................................ (7) ...................................63
x
A=N+Z ................................................................................................................................. (8) ...................................65
14
7
14
6
N + 01n®146 C+11 H .......................................................................................................... (9) ...................................65
C®147 N + b + neutrino ............................................................................................(10).................................... 65
æ h' ö æ h ' ö h
x = ç 02 ÷lnçç ' 0 ÷÷ .........................................................................................(11)....................................67
ç β ÷ h0 - βh
β
è
ø
è ø
τ'
h0' =
........................................................................................................................... (12) ...................................67
ρg
τ
τ' =
............................................................................................................................... (13) ...................................67
c
τ = ρ.g.h.sinα ................................................................................................................(14)....................................67
R
c=
...............................................................................................................................(15)................................... 67
h
ELA = I min + I max .(0,35 - 0,4 ) [m n. m.] .....................................................................(16)....................................68
Ac
............................................................................................................. (17) ...................................68
AAR =
Ac + Ab
Va = (M 1 - M x ) + D.T.0,0000102 .......................................................................... (18) ...................................71
250
Seznam fotodokumentace
Foto 1: Pohled z karové stěny na Prášilské jezero; vpravo před jezerem patrný výrazný (asymetricky položený)
morénový val
235
Foto 2: Pohled na jezero Laka (od severu)
235
Foto 3: Pohled na systém schodovitého karu Prášilského jezera (v. m. v. – výrazný morénový val asymetricky
položený k jezeru – druhá etapa, 1. fáze zalednění); pohled od západu
236
Foto 4: Akumulační formy mladší etapy zalednění v předpolí Prášilského jezera (pohled od SV); s. l. s. (k) l. – stupeň
lalokovité formy vytvořené ledovcovým skalním (kamenným) ledovcem
236
Foto 5: Pohled na Prášilské jezero a výrazný morénový val asymetricky položený k jezeru – druhá etapa, 1. fáze
zalednění (vpravo se žulovými bloky)
237
Foto 6: Strž v sedimentech ledovcového skalního (kamenného) ledovce mezi Prášilským jezerem a Starou jímkou 237
Foto 7: Pohled na Starou jímku (část kde se nacházela nádrž hrazená sypanou hrází – dnes zazemněná)
238
Foto 8: Začátek glaciálních sedimentů (čelo lalokovité formy) v předpolí jezera Laka
238
Foto 9: Průsek kde vedla Železná opona – napříč protínající karovitou sníženinu jezera Laka – viz Obr. 37
239
Foto 10: Dno „vloženého“ karu v cirkovité sníženině jezera Laka
239
Foto 11: Fosilní nivační sníženina v horní části karové stěny jezera Laka
240
Foto 12: Vrcholová plošina Plesné
240
Foto 13: Kamenné moře pod Skalkou (1 237 m) (zájmové území Prášilského jezera)
241
Foto 14: Kamenné moře pod Ždánidly (1 308,5 m n. m.)
241
Foto 15: Asymetrický hřbet (kuestoid) na vrcholu Skalky (hřbetová plošina mezi Poledníkem a Skalkou
~1 230 m n. m.)
242
Foto 16: Skalní defilé tvořené bloky, za kterými je jeskyně ve vrcholových partiích Ždánidel
242
Foto 17: Vnitřek puklinové jeskyně ve vrcholových partiích Ždánidel
243
Foto 18: Nivační sníženina se sněžníkem v horní části murového zářezu v karové stěně výše položeného karu
(u schodovitého karu Prášilského jezera)
243
244
244
251
Seznam použitých zkratek
AAR – accumulation area ratio (metoda stanovení sněžné čáry)
AMS – accelator mass spectrometry (typ radiokarbonového datování)
BC – Before Christ, před Kristem
BP – Before Present, před současností (rok 1950)
BRM – balance ratio method (metoda stanovení sněžné čáry)
cf. – srovnej (confer)
DMR – digitální model reliéfu
DMÚ – Digitální model území
ELA – equilibrium line altitude; sněžná čára
GIS – Geografický informační systém
GmIS – Geomorfologický informační systém
GPS – global positioning system; celosvětový navigační systém
IRSL – infrared stimulated luminiscence; infračervěně podmíněná luminiscence (datovací
metoda)
ka – tisíc let
LGM – last glacial maximum; poslední ledovcové maximum
MAR – morfostrukturní analýza reliéfu
MEG – mediální výška ledovců
MELM – maximum elevation of lateral moraines; metoda pro výpočet sněžné čáry,
vycházející z nejvyššího výskytu bočních morén
MIS – marine isotope stages; stratigrafická stupnice užívaná pro mladší kenozoikum,
založená na analýze izotopů kyslíku v mořských sedimentech – jednotlivé stupně oddělují
chladná období (kryoméry) a teplá období (termoméry)
NAP – non-arboreal pollen; pyly bylin
NP a CHKO Šumava – Národní park a Chráněná krajinná oblast Šumava
SEM – scanning electron microscope; skenovací elektronová mikroskopie
THAR – toe-to-headwall altitude ratio; metoda pro výpočet sněžné čáry, vycházející
z poměru nejnižšího a nejvyššího bodu rozšíření ledovce
TIN – triangulated irregular network (nepravidelná trojúhelníková síť – typ digitálního
modelu reliéfu)
TP-ELA – teperature/precipitation equilibrium line altitude; sněžná čára (ve smyslu
klimatické sněžné čáry
TPW-ELA – teperature/precipitation/wind equilibrium line altitude; sněžná čára (ve smyslu
orografické sněžné čáry)
ZABAGED – Základní báze geografických dat
252

PhD. thesis (online)

Transkript

Podobné dokumenty

Hydrologické analýzy v distribuovaném prostředí

EXOGENNÍ DYNAMIKA 6 ÚVOD DO PROBLEMATIKY

PDF version

Zeměpis

Geomorfologický informační systém - Geomatika

Vsmolkova_autoreferat

Czudek T.

Spravodajca ASG 2013 - Asociácia slovenských geomorfológov

Jak jsem psal knihu - 2.část

Bezzásahové zóny a zásahy - Nationalpark Bayerischer Wald

Totální náhrada trapeziometakarpálního kloubu − typ T

1 / předmluva - Správa CHKO Jeseníky

Rešerše - magnezium

Hlava G

zpráva z projektu