tc-mimorade-jevy

Nauka o Zemi

Teoretická část

Dělení přírodních katastrof

Mimořádným přírodním jevem z vědeckého hlediska označujeme

náhlou změnu daného systému skokem v důsledku spojitých změn

na vnější okolí. Otázkou zůstává co je to náhlá změna. V

geologickém pojetí času náhlé změny mohou trvat i desetiticíce

let. V případě negativního dopadu daného jevu na člověka jsou to

změny trvající sekundy, minuty, hodiny až první týdny. Ovšem

následky mohou trvat i několik let. Pro snadnější vyčíslení

dopadu těchto změn na člověka se často používá definice

pojišťoven pro hromadné neštěstí. Pojišťovny za hromadné

neštěstí považují událost, při které zemře 20-25 lidí nebo

ekonomické ztráty přesáhnou 20-25 milionů USD. Takováto

hromadná neštěstí jsou často označena za katastrofu.

Výraz katastrofa pochází z řeckého slova znamenajícího zánik

nebo zlom k horšímu. Z pohledu lidské existence to již tak

jednoznačné není, uvědomíme-li si, že pokud by před přibližně

4,7 miliardami let nedošlo k explozi supernovy, nevznikla by

sluneční soustava. Pokud by v raných fázích formování planety

Země do ní nenarazil obří asteroid velikosti dnešního Marsu,

který způsobil náklon zemské osy, nevzniklo by vhodné klimatické

prostředí pro život na souši se střídajícími se ročními obdobími.

Srážka Země s asteroidem v druhohorách zapříčinila vyhynutí

dinosaurů a umožnila rozvoj savců.

Dnes je člověk vystaven mnoha mimořádným jevům z nichž mnohé si způsobuje sám. Za posledních 6000 let panoval světový

mír pouze 300 let. Ve více než 15 tisících válkách a následných epidemiích, hladomorech atd. celkem zemřely 4 miliardy lidí.

V porovnání s celkovými ztrátami v důsledku přírodních katastrof (1,9 miliardy lidí) je to velký nepoměr. Mezi nejčastější

katastrofy, které způsobily tyto ztráty patří atmosférické jevy (tornáda, cyklóny, bouře, atd.), povodně a záplavy, sesuvy,

zemětřesení, dlouhodobá sucha, exploze vulkánů, požáry a písečné bouře. Hlavní obecná příčina vzniku katastrof je snaha systému o vyrovnávání tlakových

a teplotních rozdílů a to jak nad zemským povrchem, na zemském povrchu, tak i

pod zemským povrchem. Výjimku tvoří katastrofy mající původ ve vesmíru (výbuch

blízké supernovy, dopad obrovského asteroidu, atd.). Vyrovnáváním tlakových a

teplotních rozdílů v atmosféře dochází ke vzniku orkánů, tropických bouří, cyklónů,

tornád, atd.). Tyto děje jsou často úzce spjaty s ději probíhající v hydrosféře.

Nadměrné srážky způsobují zvýšení hladin řek a jezer, cyklóny či tsunami způsobují

mořské záplavy. Podobě i vznik sesuvů úzce souvisí s nadměrnými srážkami či

povodněmi. Vodou nasycený nezpevněný materiál na svazích nebo říčním tokem

podemletý svah se snadněji dá do pohybu. V důsledku pohybu litosférických desek

dochází v litosféře k neustálému vyrovnávání tlakových poměrů což má za následek

vznik zemětřesení a vulkanickou činnost.

Riziko vzniku dané katastrofy ve vybrané oblasti lze vyjádřit rovnicí Riziko = f(P_A, P_B, P_CB, C) kde f nabývá hodnot (1 až 10); P_A je pravděpodobnost určená četnosti

předchozích katastrof na posuzovaném území; P_B je pravděpodobnost vzniku

katastrofy o různé intenzitě ničivého procesu; P_CB je pravděpodobnost ovlivněná

vnějšími podmínkami a C jsou následky katastrof (pro SZ Čechy 6). Vyjádříme-li si toto riziko vzniku zemětřesení například pro SZ Čechy, pak P_Aje přibližně 5. Tato oblast byla velmi seismicky aktivní během třetihor, kdy došlo ke

vzniku ohárackého rytu a vzniku neovulkanitů. Současná zemětřesení jsou

považována za dozvuky této geologické minulosti. Jedná se o četná, ale velmi slabá

zemětřesení (do velikosti magnituda 2), která člověk ani nepostřehne. Proto je P_B

pro tuto oblast 2. Míru dopadu katastrofy ovlivňují také vnější podmínky. K těmto

podmínkám řadíme hustotu osídlení a charakter budov. Tab. 10-1: Základní dělení katastrof. Česká republika patří k velmi hustě osídleným zemím s výstavbou, která není schopna odolávat silným zemětřesením. Pouze významné budovy, vodní díla a především přehrady a elektrárny

jsou konstruovány tak, aby odolaly silným zemětřesením. Z tohoto důvodu je hodnota P_CB 5. Základní dělení katastrof podle jejich prostředí, původu a geologickém účinku vyjadřuje tabulka 10-1. Každá katastrofa působí v jiném rozsahu, má zcela jiný charakter, což se odráží i na počtu obětí. Nejničivější bývají zemětřesení. Působí ve velké oblasti (řádově v tisících km²) a mají za

následek až statisíce mrtvých (obr. 10-2). Podobně velké ztráty na lidských životech mají tropické cyklóny či mořské zátopy, například vlnou tsunami. Ty působí na pobřeží v délce tisíců km. Až

desetitisíce obětí mají za následek říční povodně, které působí v značné délce údolí toku. Mohou způsobit povodeň v rozsahu až tisíců km². Desítky až tisíce obětí mají za následek menší

vulkanické erupce. Většinou působí v bezprostřední blízkosti vulkánu a v oblasti šíření vulkanického mraku. U velkých erupcí může dojít k obrovským ztrátám. V minulosti bylo již zaznamenáno

několik takových erupcí, které na několik let svým sopečným popelem způsobily snížení globální teploty a následné hladomory. Další katastrofy jako tornáda, písečné bouře či sesuvy mají za

následek malý počet obětí.

Impakt - dopad vesmírného tělesa

Obr. 10-2: Schéma vzniku impaktového kráteru.

Naše Země je vystavena neustálému "bombardování" vesmírnými tělesy. Před jejich

dopadem na zemský povrch nás chrání atmosféra. Rychlost pohybu těchto těles se uvádí v

desítkách až stovkách km/s. Při jejich průletu atmosférou, dochází vlivem tření o

molekuly vzduchu k jejich hoření. Než se dostanou k zemskému povrchu většina z nich

shoří. Takové vesmírné těleso označujeme za meteory. Denně je Země vystavena až 40

milionům takovýchto "útoků". Tělesa, která jsou větší, nemusí celá shořet v atmosféře a

jejich zbytek dopadne na zemský povrch. Takováto těleso označujeme za meteorit.

Odhaduje se, že na Zemi spadne denně až 400 tun tohoto materiálu. Většina těles je

velmi malá a spadne do oceánů nebo odlehlých částí Země.

Ročně na Zemi dopadne až 500 několik gramů těžkých meteoritů (z toho 150 na souši

zbytek do oceánu). Půltunový meteorit spadne na Zemi průměrně jednou za měsíc,

padesátitunový jednou za 30 let, 250ti tunový jednou za 150 let a meteorit o váze 50 000

tun jednou za 100 000 let. Větší tělesa označujeme za asteroidy. Malé asteroidy o

průměru několika kilometrů dopadnou na Zemi jednou za 20 až 50 milionů let.

Předpokládá se, že za vyhynutím dinosaurů před 65 miliony let stojí dopad asteroidu. Byl

nalezen meteoritický kráter zvaný Chichulub v Yucatanu (obr. 10-3), který by tomuto stáří odpovídal.

K předposlednímu velkému dopadu došlo přibližně před 15 miliony let, kdy do oblasti

mezi Norimberkem a Stuttgartem dopadl několikakilometrový meteorit, který vyhloubil

kráter Ries. S jeho dopadem souvisí vznik vltavínů, kdy dopadem vymrštěný materiál

okolních hornin se při průletu atmosférou roztavil a na zem padal do oblasti dnešních

jižních Čech a západní Moravy jako sklo (obr. 10-4). Obr. 10-3: Tíhový obraz Yucatánského (Chichulub) kráteru. Obr. 10-4: Jihočeské vltavíny. Při dopadu většího vesmírného tělesa (meteorit o velikosti 2 km) dochází k uvolnění značného množství energie v místě dopadu. Vzniká rázová vlna, která je schopna ničit překážky do značné

vzdálenosti. Část energie se absorbuje a přemění na teplo. V místě dopadu se zemská kůra zdeformuje (obr. 10-2), vytvoří se kráter (obr. 10-5) a horniny v kráteru se metamorfují. Část energie

tělesa se předá částicím okolní horniny v místě dopadu, které obrovskou rychlostí prolétají atmosférou.

Do atmosféry se dostává značné množství pevných částic. Těžší částice se při průletu atmosférou taví a jako sklo dopadají zpět na zem. Malé částice zůstávají ve vznosu a velmi pomalu (až

několik let) klesají k zemskému povrchu. Prachové částice v atmosféře odrážejí intenzivněji dopadající sluneční záření, což způsobí globální dlouhodobou zimu. Rozsah katastrofy je závislý na

velikosti asteroidu a na místě dopadu. Při dopadu do oceánu dochází ke vzniku vln tsunami.

Obr. 10-5: Meteorický kráter Barringer v 3D (anaglif).

Obr. 10-6: Mapa epicenter zemětřesení. Modrá čára je hranicí mezi litosférickými deskami. Zemětřesení chápeme jako náhlé uvolnění kumulované energie v litosféře, související s přemístěním horninových

hmot. Ničivý účinek zemětřesení je způsoben vibracemi (seizmickými vlnami), vyvolanými otřesem. Podrobněji viz

kapitola 2 - Princip seismických metod. Během krátkého okamžiku seismické vlny otřesou územím v nejbližším okolí.

Přímé ohrožení zdraví a života lidí vlastními otřesy je minimální. Smrt a zranění jsou zapříčiněny nečastěji zřícením

budov, vzniklými sesuvy, pádem lavin a vlnami tsunami. Zemětřesení může mimo to způsobit trhliny v zemi, vyvolat

změny v reliéfu zemského povrchu, obrátit toky řek a potoků.

Prostor v litosféře, kde dojde k uvolnění napětí a vzniku zemětřesení se označuje jako ohnisko zemětřesení.

Těžiště ohniska se označuje za hypocentrum (obr. 10-7).

Podle hloubky hypocentra rozlišujeme ohniska: • mělká - do 60 km; • středně hluboká - 60 až 300 km; • hluboká – do 650 km pod povrchem. Kolmý průmět hypocentra na zemský povrch se označuje za epicentrum. Je to místo s největším postižením. Celá

postižená oblast zemětřesením se označuje za pleistoseistní oblast. Hloubka ohniska je vzdálenost mezi

hypocentrem a epicentrem. Epicentrální vzdálenost je vzdálenost epicentra od místa pozorování. Zemětřesení nikdy

nebývá ojedinělé. Pokud je registrována skupina otřesů o stejné intenzitě jsou označovány za zemětřesný roj.

Zemětřesení se obvykle vyskytují ve skupinách (tzv. zemětřesné posloupnosti). Zemětřesné posloupnosti se

většinou skládají z několika slabších předtřesů, následuje hlavní otřes a následné slabší dotřesy. Předtřesy předchází

hlavnímu otřesu obvykle jen několik dnů. Doba dotřesů může trvat několik měsíců i let. Není to ale jediná forma

zemětřesení.

Obr. 10-7: Schéma znázorňující zemětřesení na zlomu San Andreas. Intenzita zemětřesení Intenzita neboli síla zemětřesení se vyjadřuje pomocí veličiny MAGNITUO. Magnitudo je jednotkou objektivní,

měřitelnou a srovnatelnou. Každé zemětřesení charakterizujeme jedinou hodnotou magnituda. Pomocí seismografů

(obr. 2-10) umístněných na seismických stanicích se pořizuje kontinuální záznam - seismogram (obr. 2-6), kde jsou

zachyceny přicházející seismické vlny z různých oblastí. Pomocí záznamů ze tří stanic jsme schopni určit hypocentrum

zemětřesení. Dále se z těchto záznamů vypočítá magnitůdo, což je dekadický logaritmus amplitudy výchylky

zemského povrchu. Následně se vypočte intenzita zemětřesení v epicenrální vzdálenosti. Ta byla stanovena na 100 km

od epicentra.

Tab. 10-2: Zjednodušená Richterova stupnice. Intenzita zemětřesení vyjádřena

magnitudem se používá u Richterovy

stupnice (tab. 10-2). Tato stupnice má

logaritmický charakter. To znamená, že

zvýší-li se magnitudo o jednotku, je jeho

amplituda na záznamu 10krát větší a

uvolněná energie 32krát větší. Pro

člověka je ovšem důležité určit ničivý

účinek zemětřesení. Podle

makroskopického pozorování souboru více či méně katastrofických projevů v přírodě

a na člověka (praskliny, sesuvy, posuny

bloků, změny řečišť, zvukové efekty aj.)

se určují makroseismické účinky. Proto

bylo vytvořeno hned několik

makroseismických stupnic. V minulosti se

používala Mercalliho stupnice, kterou

později nahradila stupnice MSK-64. Dnes

se používá Evropská makroseizmické

stupnice EMS-98. Nicméně občas se

setkáme se zjednodušenou stupnicí MSK-

64 (tab. 10-2).

Tab. 10-3: Zjednodušená charakteristika stupňů intenzity zemětřesení – Podle stupnice MSK-64.

Makroseismické dopady zemětřesení na zemském povrchu jsou závislé na řadě faktorů. Důležitá je intenzita

zemětřesení, rozměr a hloubka zemětřesení a vzdálenosti místa pozorování od epicentra zemětřesení. Pokud jsou

zemětřesení slabá, horninové prostředí je výrazně pohltí. Vliv petrografického složení horninového prostředí jeho

nasycení vodou a fyzický stav byl vysvětlen v kapitole 2 - Rychlost šíření seismických vln. Kromě těchto faktorů je

důležitý stav a konstrukce staveb, jejich rezonanční vlastnosti a ukotvení do horninového prostředí. Zemětřesení

může vyvolat ztekucení zemin v podloží objektů (10-8), porušení stability svahů, na kterých jsou objekty umístěny,

dodatečné sedání podloží pod objekty.

Obr. 10-8: Zřícené budovy v důsledku zemětřesení.

Zemětřesení Zemětřesení patří k nejničivějším katastrofám. Působí na velkém území

a jeho příchod nelze dostatečně dopředu předpovědět. Zemětřesení vzniká

vyrovnáním napětí v litosféře. Přirozená zemětřesení mají trojí původ

vzniku. Nejméně častá jsou zemětřesení vyvolaná zřícením podzemních

prostor tzv. řítivá. Tvoří pouhé 3 % z celkového počtu zemětřesení. 7 %

zemětřesení vzniká v důsledků vulkanických erupcí. Zbylých 90 % je

způsobeno pohybem horninových bloků. Můžeme tedy říci, že poslední dva

jmenované faktory vznikají v důsledku pohybu litosférických desek (viz

kapitola 3). Veškeré deformace, zemětřesení a vulkanizmus jsou vázány na

okraje litosférických desek (obr. 10-6). Bohužel celá polovina lidstva však

žije v těchto seizmicky aktivních oblastech.

V důsledku pohybu litosférických desek dochází na okrajích ke značnému

tření a deformacím, přičemž vzniká ohromné napětí. Čas od času se takto

nahromaděná energie uvolňuje. Výsledkem jsou náhlé prudké otřesy půdy,

které mohou mít vysoce ničivý účinek na zemském povrchu. Pohyb

litosférických desek není z lidského pohledu souvislý, ale epizodální. Děje se

pouze při uvolnění nahromaděného napětí. Podrobněji viz kapitola 3 - Pohyb

litosférických desek.

Sopečné erupce Katastrofické projevy vulkanické činnosti jsou spojeny především s erupcemi stratovulkánů a explozivních vulkánů. Podrobný popis a členění vulkánů je v kapitole 5 - vulkanická tělesa.

Mezi základní nebezpečí související s vulkanickou erupcí řadíme (obr. 10-9):  lávové proudy;  spad pyroklastik;  žhavá mračna;  exhalace plynných látek;  laharové proudy (tj. sopečné bahnotoky);  sesuvy svahů vulkánů;  sopečná zemětřesení;  tsunami. Nyní bude vysvětleno prvních pět bodu, které jsou typické pro vulkanickou činnost. Ostatní body budou

vysvětleny samostatně.

Obr. 10-9: Schéma možných vulkanických katastrofických jevů. Lávové proudy Lávový proud je proud magmatu, který

přetekl přes okraj kráteru. Jeho teplota při

výstupu je 900 - 1100°C. Rychlost pohybu

lávového proudu je závislá na složení a viskozitě

magmatu, sklonu svahu daného vulkánu, na

charakteristice okolního prostředí (volné

prostranství, údolí, lávové tunely) a na množství

zdrojového magmatu. Viskózní kyselé lávy tečou

zpravidla velmi pomalu (cm/h - m/h). Havajské

sopky uvolňují proudy o rychlostech 300 m/h - 3

km/h. Nejrychlejší jsou bazické taveniny, které

na velmi strmých svazích mohou dosahovat

rychlosti až desítek km/h. Více v kapitole 5 –

lávový proud.

Obr. 10-10a: Lávový proud. Spad pyroklastik Při sopečném výbuchu stratovulkánů či explozivních vulkánů se do atmosféry dostává

obrovské množství pyroklastického materiálu. Podrobný popis pyroklastik je v kapitole 5 -

Pyroklastika. Směs pyroklastik, která je při explozi vyvrhováná z jícnu sopky se označuje za

tefru. Větší kusy tefry většinou dopadají zpět v blízkosti vulkánu (tvoří kužel vulkánu),

jemnější částice bývají horkým prouděním vytaženy do velkých výšek a v závislosti na

povětrnostním podmínkách se mohou dostávat stovky km daleko od místa vzniku. Při silných

erupcích může tefra proniknout až nad hranici troposféry a ovlivnit tak klimatickou situaci.

Při explozi vulkánu Tambora v roce 1815 bylo vyvrženo až 100 km² pyroklastik, které v

následujícím roce v důsledku zastínění a oslabení slunečního záření snížily globální teplotu o

0,3°C. Následovala neúroda provázená hladomory a zmíněný rok byl nazván "rokem bez

léta". V místech nadměrného spadu tefry mohou velké nánosy pyroklastického materiálu na

střechách budov způsobit jejich kolaps a zával obyvatel. V důsledku spadu sopečného popela

klesá viditelnost. Navíc se popel stále víří, což se sníženou viditelností (obr. 10-11) a

průjezdností, vede ke kolapsu dopravy. V důsledku vysoké teploty částic odumírá vegetace.

Půda i podzemní voda může být kontaminována toxickými chemikáliemi obsaženými ve

spadeném materiálu. Při vyšších koncentracích může tefra způsobovat otravy a udušení

inhalací prachových částic. Nebezpečnost vulkanického popela spočívá ve tvaru prachových

částic. Jedná se totiž o ztuhlé vulkanické porézní sklo, které je velmi ostré a zabodává se do

sliznic.

Obr. 10-11: Víření spadlé tefry dopravou. Žhavá mračna Žhavá sopečná mračna jsou tvořena směsí horkých plynů a parklastického materiálu. Teplota mračna bývá okolo 200 až 700°C, vynímečně až 1000°C. Vznikají dvojím způsobem. Zaprvé mohou vzniknout kolapsem čerstvě uložených žhavých pyroklastik na svah vulkánu. Pokud úhel volně sypaných pyroklastik překročí úhel vnitřního tření částic, materiál se dá do pohybu. Vzniká sesuv, kde se ovšem částice dostávají do vznosu a pohybují se vířivě po svahu dolů. Při bázi se pohybují větší částice (lapili a pumy) ve vyšších sférách se pohybuje žhavý sopečný popel. Tyto žhavá mračna mají většinou menší teplotu. Druhý typ je mnohem rozsáhlejší a mračno dosahuje vyšších teplot. Vzniká při závěru vulkanické erupce, kdy náhle dojde k ukončení

výstupu tepelného toku, který hnal částice vzhůru do atmosféry. Dojde ke gravitačnímu kolapsu a částice ve vulkanickém sloupu mračna

začnou padat na zem. Dopadají na svahy vulkánu, po kterých se řítí rychlostí až několik stovek km/h.

Exhalace plynných látek Při vulkanické erupci, ale i po ní se uvolňují sopečné plyny a páry viz kapitola 5 - Doprovodná vulkanická činnost. Sopečné exhaláty

se uvolňují nejen přímo z kráterů, ale také z lávových proudů, tefry a různých mofet, solfatarů a gejzírů. Vulkanické exhalace svým

složením jsou pro člověka toxické. Většina těchto látek je těžších než vzduch. Drží se v depresích reliéfu, kde může vzrůst jejich

koncentrace na nebezpečnou úroveň. Někdy se stává, že rozhraní dýchatelného a nedýchatelného vzduchu je tak výrazné, že stojícímu

člověku neublíží, ale zvířatům už ano (obr. 5-22). Lahary Lahar nebo také sopečný bahnotok je rychlý svahový pohyb tefry saturované vodou. V důsledku spadu tefry při erupci (i starší) se na

svazích sopky hromadí silné vrstvy nezpevněného pyroklastického materiálu. Při jeho saturaci vodou, vzniká ničivý laharový proud.

Saturace je nejčastěji způsobena nadměrnými srážkami. Při sopečné činnosti může vzniknout bouřková činnost spojená s vypadáváním

značného množství srážek. U vulkánů pokrytých ledovcem může saturace vzniknou v souvislosti náhlým táním ledovcové hmoty, která

následně sytí vrstvy tefry. Další variantou je voda uvolněná při přetečení nebo protržení kráterových jezer. Bahnotoky mají obrovskou

unášecí sílu v důsledku nesení množství pevných jemných částic. Na strmých svazích vulkánu dosahují rychlostí i přes 100 km/h. Lahary

v důsledku nadměrných dešťových srážek mohou vzniknout i mnoho let po erupci.

Jedná se o nejnebezpečnější projev vulkanizmu. Nebezpečí spočívá v drtivém dopadu na vše živé. Před postupujícím mrakem je

vzduch zahříván na teplotu několika set stupňů. To způsobí okamžité úmrtí v důsledku kompletního vypaření tělních tekutin. Takto

například zahynula část lidí v římském městě Herculaneum při erupci Vesuvu v roce 79 (obr. 10-12b). Celkovou zkázu dokončí četné

požáry a nánosy tefry. Obr. 10-12b: Těla pohřbených žhavým mračnem ve městě Herculaneum při erupci Vesuvu v roce 79. Obr. 10-13: Vesnice postižená laharem.

Svahové pohyby

Svahové pohyby či svahové deformace jsou jedny z nejrozšířenějších katastrof vyskytující se na světě. Následky sesuvů jsou lokální, ale zcela devastující. Způsobují především ekonomické ztráty – poškozují komunikace, obydlí, tunely, inženýrské sítě a snižují objem vodních nádrží. V 2004 bylo na území ČR registrováno celkem 7410 svahových deformací z toho 2532 aktivních sesuvů, 24 pohřbených, 4536 potenciálních, 294 stabilizovaných a 24 ostatních. Svahový pohyb či sesuv je geologický proces, patřící do kategorie gravitačních exogenních procesů zvětrávání. Účinkem gravitace se dostává do pohybu horninový materiál, který se sesouvá různou rychlostí se svahu dolů (obr. 10-14). Podrobný popis a klasifikace svahových pohybů je uvedena v kapitole 6 – svahové pohyby. Sesouvaný materiál můžeme rozdělit do

dvou skupin - zvětralinový plášť (deluvia) a

zpevněný skalní materiál. Zvětralinový plášť

je tvořen rozvětralou matečnou horninou.

Kromě různě velkých úlomků je tvořen

půdou. Tento materiál snadno nasáká.

Materiál není kompaktní. Skalní materiál je

nehomogenní a je narušen plochami

nespojitosti (puklinové systémy, zlomy,

kliváž). Navíc jedná-li se o sedimentární

horninu zónami oslabení jsou i vrstevní

plochy. Ve skalním materiálu tedy existují

dílčí bloky, které jsou od sebe odděleny

plochami nespojitosti. Jednotlivé bloky

můžeme označit za kvazihomogenní. Sesutí

takovýchto bloků mimo jiné, závisí na

orientaci a úklonu svahu vůči směru a úklonu

ploch oslabení. Pokud je svah vůči zónám

oslabení protiklonný, míra nebezpečí sesutí

je malá. Naopak pokud je svah souklonný, je

nutné posoudit poměr aktivních složek vůči

pasivním.

Obr. 10-14: Sesuv Materiál se dá do pohybu pokud začne dominovat pohybová složka (je ovlivněna sklonem svahu a přítomností vody ve zvětralinovém plášti) nad pasivní složkou (je ovlivněna úhlem vnitřního tření, pevností materiálu a kohezními silami). Podle poměru těchto sil se svahy rozdělují do tří kategorií: • svahy stabilní (s < o) • svahy aktivně nestabilní (s > o) • svahy podmínečně nestabilní (s < o nebo s > o) Kde s je smykové napětí a o je smykový odpor. Ke vzniku svahových pohybů nejčastěji dochází náhlou změnou sklonu svahu, nevhodným zatížením svahu, vlivem zemětřesení nebo jinými otřesy, nasycením horninového prostředí vodou, změnou hydrodynamických podmínek uvnitř svahu, náhlými klimatickými změnami, atd. Tyto jevy mohou být vyvolány čistě přírodními silami, ovšem často jsou zapříčiněny lidskou činností. Nejčastější příčiny vzniku svahů shrnuje tabulka 10-4. Tab. 10-4: Faktory podmiňující stabilitu svahu (upraveno podle: SUMMERFIELD, M. A., 1991, 168).

Svahové deformace se dále dělí podle velikosti rizika: 1. kategorie – malé riziko – dočasně uklidněné, příčiny trvají, mohou se obnovit, okamžitá technická sanace není nezbytná; 2. kategorie – střední riziko – stále aktivní, příčiny trvají, hlavní příčina není odstraněna, nebezpečí však není bezprostřední, sanace nutné na základě projektu; 3. kategorie – vysoké riziko – stále aktivní, stopy čerstvých pohybů, hlavní sanační práce nutné, okamžitě (povrchové odvodnění, zemní úpravy). Obr. 10-15: Mapa sesuvů. Mezi základní postupy ochrany proti svahovým procesům je prevence. Mezi první a důležitá rozhodnutí patří určení postižených území. Pro ČR byla vytvořena mapa rizika vzniku sesuvů (obr. 10-15). Nejvíce ohroženými oblastmi jsou Beskydy, křídové oblasti České tabule a oblast neovulkanitů v oháreckém riftu. Kromě volby vhodné oblasti k aktivní ochraně patří správná volba umístnění stavby na svahu, úprava svahu, odvodnění a zpevnění svahu. Hlavní metody sanací (obr. 10-6) svahových deformací: • prevence – nestavět na potenciálních sesuvných územích; • zachycení a odvedení povrchové vody, odčerpání vody ze studní, odvodnění drenážemi; • úpravy terénu – odlehčení horních částí; • kotvení, injektování, zajišťování pilotami, opěrnými zdmi,… Obr. 10-16: Základní postupy prevence vzniku sesuvů.

Tsunami

Tsunami jsou vlny vzniklé geodynamickými vlivy. Nejčastěji vznikají v důsledku zemětřesení, výbuchu

vulkánů nebo zhroucením horninových hmot, či pádem meteoritu do oceánu. Zpravidla se jedná o několik po

sobě jdoucích vln, které se šíří po hladině oceánů obrovskou rychlostí a mají ničivý dopad na pobřeží.

Podrobný popis tsunami je v kapitole 9 - Vlnění.

Nebezpečí vlny spočívá v její rychlosti šíření a nástupu na pobřeží. V oblastech šelfů a mělkých moří

dochází k rychlému vzedmutí čela vlny. Vlna velmi rychle stáhne vodu z pobřeží , někdy tak rychle, že ryby

nestačí uplavat. Z pohledu pozorovatele se zdá, že moře ustoupilo. Mnohé zvědavce tento jev láká a jdou se

podívat k pobřeží. Ovšem v zápětí vlna udeří na pobřeží. Zde je už patrné čelo přicházející vlny (obr. 10-17).

Narazí-li vlna na překážku prudce voda vyletí do výšky. Následné děje z pohledu pozorovatele připomínají

mořskou záplavu. Je to důsledek dlouhé vlnové délky (až n.km) vlny.

Ochrana před vlnami tsunami neexistuje. Pouze byly

vybudovány varovné systémy, které mohou zaregistrovat

vzniklou vlnu a poslat varovný signál. Takový varovný

systém byl vybudován v Pacifiku, kde hrozí nebezpečí od

subdukčních zón v blízkosti Japonska. Pokud zde vznikne

vlna tsunami, trvá ji 18 hodin než dorazí k pobřeží USA.

Po roce 2004 byl vybudován podobný varovný systém i v

Indickém oceánu. Jeho zřízení započalo až po

nejtragičtější události v této oblasti. Vlnou tsunami

tehdy zemřelo přibližně 170 tisíc lidí. Vlna byla tak silná,

že se postupně rozšířila do celého světového oceánu

(obr. 10-18).

Obr. 10-17: Základní postupy prevence vzniku sesuvů. Obr. 10-18: Animace vlny tsunami. Historie zná mnoho katastrofických vln tsunami. V roce 1755 po velkém zemětřesení v Lisabonu následná vlna dokončila zkázu a způsobila

smrt tisícům Portugalců. V roce 1883 explodoval sopečný ostrov Krakatoa v Indonésii. Série velkých tsunami o výšce přes 40 m (u pobřeží)

ničily pobřeží nejen okolních ostrovů. V roce 1896 na japonském ostrově Honšú vlna zabila 28 tisíc lidí. V roce 1908 desetimetrová vlna v okolí

italské Messiny zabila 200 tisíc lidí. Poslední nejtragičtější byla již vzpomínaná vlna tsunami v Indickém oceánu se 170 tisíci mrtvými.

Povodně

Povodeň je přírodní jev, kdy dojde v důsledku náhlého zvětšení průtoku v korytě toku k výraznému přechodnému zvýšení hladiny (obr. 10-19). Toto zvýšení hladiny je nejčastěji způsobeno nadměrným spadem dešťových srážek do malého prostoru nebo náhlým táním sněhu. Zvýšení hladiny v toku, může být způsobeno také náhlým zmenšením průtočnosti koryta v důsledku nahromaděných ledových ker, či splaveného dřeva mezi mostními pilíři. Vynímečně může být koryto přehrazeno sesuvem a pak dochází ke vzniku jezera, které způsobí zatopení okolí. Pokud se voda díky povodni vylije z koryta, mluvíme o záplavě. K povodni může také dojít technickou poruchou vodního díla, např. protržením hráze přehrady či rybníku. Pojišťovny celou problematiku vidí jinak. Podle jejich pojetí je povodeň záplava území vodou, která se vylila ze břehů vodních toků nebo vodních nádrží, nebo která tyto břehy a hráze protrhla. Záplava je souvislá vodní plocha, která po určitou dobu stojí nebo proudí a může být způsobena i z jiných zdrojů než vodních toků, např. dešťovými srážkami, táním sněhu, z vodovodních zařízení a nádrží apod. Povodně ohrožují až 3/4 zemského povrchu. Přitom řada povodní je zčásti způsobena lidskou činností (vymýcení lesních porostů, neodstraňování náletů na březích potoků a řek, nedůsledné čištění říčních koryt, snížení retenční schopnosti krajiny, osídlování povodňových niv, apod.). Naše pozornost se zaměří na říční povodně, které Českou republiku ohrožují nejvíce. Obr. 10-19: Zátaras mezi pilíři Karlova mostu.

Říční povodně a zátopy

Říční povodně jsou u nás způsobeny především nadměrnými srážkami. Jarní povodně bývají způsobeny nadměrným táním sněhové pokrývky. Nebezpečí narůstá, jestliže toto tání je doprovázeno teplým deštěm, který tání urychluje. Navíc půda je stále zmrzlá a nedovoluje infiltraci. Proto velké množství povrchové sněhové a srážkové vody odtéká do vodotečí. Vzniklé povodňové vlny mají největší objem, plochý tvar a dlouhou dobu trvání. Letní povodně vznikají především na horních tocích v důsledku intenzivních dešťů, trvajících desítky hodin až dnů. Tyto povodně mají menší objem, ovšem povodňová vlna je strmější, s několika vrcholy kulminace v důsledku členitosti říční sítě a nerovnoměrného plošného rozložení srážek. Povodně vyvolané prudkými bouřkovými lijáky mají strmý průběh, krátkou dobu trvání. Jsou vyvolány velmi intenzivními srážkami (až 44 mm.h-1). Kulminace je 5÷6 hodin po počátku povodně. Povodně lze charakterizovat kulminačním průtokem, to je největší vrcholový průtok u průtokové vlny. Z hodnot

kulminačních průtoků při jednotlivých povodních se poté stanovuje N-letý maximální průtok (N-letý půtok) QN ,

který je v profilu dosažen, nebo překročen průměrně jednou za N-let. Například, jestli je na daném toku v určitém

profilu Q100 = 230 m³/s znamená to, že v průměru jednou za sto let bude tento kulminační průtok dosažen, nebo

překročen. Takovýto průtok se může vyskytnout i vícekrát, než jednou za sto let, nebo dokonce i vícekrát, než

jednou v daném roce.

Tvar povodňové vlny je závislý především na množství srážek, ploše povodí a době, po kterou srážky vypadávaly. Pokud se jedná o dlouhotrvající, ale málo intenzivní déšť, velké množství vody se infiltruje do horninového

prostředí. Pokud jsou srážky intenzivnější, horninové prostředí nestíhá vodu infiltrovat a tak větší část odtéká.

Velikost infiltrace je závislá na propustnosti horniny viz kapitola 5 - Podpovrchová voda. Rychlost infiltrace v mírném klimatickém pásmu do nepropustných jílovitých hornin je 0 u polopropustných prachovitých hornin do 1,4 mm za

hodinu. Rychlost infiltrace do propustných písčitých až štěrkovitých hornin je až 7 m za hodinu. V lesních písčitých

půdách je průměrná rychlost nad 8 cm za hodinu. Nejlepší retenční potenciál je u pískovců, dále pak u karbonátů

postižených krasovou činností a částečně u velmi intenzivně rozpukaných krystalických hornin. Velmi malou retenční

schopnost mají masivní neporušené krystalické horniny a jílovité horniny. Záleží ovšem také na nasycení horninového prostředí. Pokud jsou kolektory nasyceny, k infiltraci již nedochází a voda po povrchu odtéká. Důležitá je také

mocnost půdy a obsah humusu v půdě.

Důležitý je také úklon svahu. Pokud je úklon strmý voda se nezdržuje na místě a odtéká v důsledku gravitace.

Mezi další faktory ovlivňující tvar povodňové vlny je výšková členitost povodí, tvar říční sítě (v užších místech

říčního koryta dochází k zvednutí hladiny), spád otoku (čím větší spád tím rychlejší povrchový odtok), členitost

povrchu (čím více depresí tím více akumulace a infiltrace) a charakter vegetace. Mnohé z těchto faktorů jsou faktory retenční. Faktory, které ovlivňují schopnost krajiny zadržet vodu, tedy brání

povrchovému odtoku a vzniku povodně. Jedním z důležitých faktorů, který dosud nebyl vzpomenut je charakter

vegetace. Vegetace s větší plochou listů je schopna zadržet více vody. Například les má mnohem větší retenční

schopnost než pole oseté kukuřicí. Obr. 10-20: Říční povodeň. Ochrana před povodněmi Obr. 10-21: Suchá přehrada - poldr. Jednoznačná ochrana před povodněmi neexistuje. Nicméně se před povodněmi můžeme chránit. Mezi pasivní

ochranu řadíme určení záplavových území a zabránění jejich osidlování. Základ všech protipovodňových opatření tvoří

zvýšení retenčního potenciálu krajiny. Retenční schopnost krajiny můžeme zvýšit zlepšení struktury půdy (hlubokou

orbou po vrstevnici se zachytí více vody než vláčením nebo orbou po úpadnici), zvýšením humusu v půdě (používat

přírodní hnojiva), zlepšení stavu lesa (zalesňovat mýtiny a k povodním náchylných oblastech vysazovat nové lesy),

budování malých vodních nádrží a mokřadů, budování suchých poldrů (území omezené hrázemi, které je předurčené

při velkých povodních k zaplavení), snížit sklon svahů (na mírnějších svazích je vyšší infiltrace), významná role přehrad

a správné manipulace s vodou v nich, vysoká retenční schopnost některých přírodní ekosystémů (lužní lesy, břehové

porosty, rašeliniště, remízy a louky), schopnost zadržet vodu v krajině a zmenšit povodňovou vlnu.

Snížení rizika povodní a jejich následků je možné návratem k přirozenému rázu koryt vodních toků a niv. Úkolem

snížení rizika je zpomalení postupu povodňové vlny, způsobit její zploštění, snížení úrovně její kulminace. K tomu

přispívá zmenšení kapacity koryta a zvětšení rozlivu po nivě. Napřímená říční koryta se přetvářejí do původního stavu,

aby se obnovila retence povodňových vod ve sníženinách v nivě. Budují se i napodobeniny přirozených forem, jako jsou

stará ramena a tůně. Zvětšuje se průtočná kapacita koryta nebo nivy uvnitř zástavby nebo těsně pod ní. Budují se i

polosuché poldry - suché přehrady (obr. 10-21).

Atmosférické katastrofy

Mezi nejčastěji zmiňované v médiích a nesoucí největší zkázu jsou tropické cyklóny, tornáda a

písečné bouře. Tropická cyklóna

Tropické cyklóny jsou bouře o průměru x.100 km, doprovázené vichřicemi a lijáky. Jsou považovány za nejničivější

přírodní katastrofy. Podle místa výskytu mají různá pojmenování. Hurikán či uragán vzniká nad Atlantickým oceánem.

Postupuje ke Karibské oblasti a na severoamerické pobřeží. Název pochází od domorodých ostrovanů v Karibském moři a označuje ďábla. Tajfun vzniká v Tichomoří. Název je místním pojmenováním silného větru. Cyklón vzniká nad Indickým

oceánem. V Austrálii je tropický cyklón označen slovem Willy-willy.

Tropickou cyklónou označujeme atmosférický útvar charakteru tlakové níže (viz kapitola 5 - Tlaková níže) v podobě

obrovského víru s charakteristickým okem ve středu (obr. 10-22, 10-22b). Tropické cyklóny vznikají v subtropické oblasti, ne v oblasti rovníku. Vyskytují se v pozdním letním období (severní Atlantik - období srpen až říjen, severní Austrálie - leden až březen) mezi 5 až 20° zeměpisné šířky obou polokoulí, když teplota povrchu oceánu překročí 27°C. Energii získává z teplého a vlhkého výparu. Teplý vlhký vzduch stoupá vzhůru, kde se ochlazuje. Vzniká oblast nízkého tlaku vzduchu, kam ze stran proudí další teplý vlhký vzduch, který také stoupá. Nad kondenzační hladinou vzniká kupovitá bouřková oblačnost (mraky typu cumulonimbus vystupují až do výšky 16 km). Dochází ke kondenzaci vodních par, což uvolní značné množství tepla, které podněcuje opětovný vzestupný pohyb vzduchu. Suchý chladný vzduch klesá okem dolů k hladině. Vznik spirálových pásů oblaků v důsledku rotace Země (obr. 10-23). Průměr celého bouřkového systému může dosahovat až 800 km. Nejsilnější vítr vane u středu spirály směrem dolů (až 240 km.h-1). Vytváří se stěna oka a kolem spirálové dešťové pásy. V samotném oku cyklony o průměru až 25 km je nízký tlak. Platí, že čím je užší oko cyklony, tím silnější vítr vane. Obr. 10-22: Tropická cyklóna. Ničivý účinek cyklón na kontinentu spočívá v síle větru. Kolem oka rychlost větru dosahuje až 320 km/h. V centru

oka je obloha bez mraků a vítr se utiší. Jakmile oko přejde, opět působí silný vítr ovšem opačného směru, což

znásobuje negativní účinek. Nízký tlak v oku vyvolává podtlak a na otevřeném moři vznik velkých vln. Výška vln je 10

m (maximum dosud zaznamenané 30 m), které průnikají hluboko na pevninu. Při nástupu cyklóny na kontinent dojde k vzedmutí hladiny moře a k mořským záplavám. Intenzita doprovodných lijáků bývá 15 cm srážek (průměrně 25 až 38

cm). Jakmile cyklóna nastoupí na kontinent, ztrácí energii a zaniká. Životnost tropických cyklón je 1-2 týdny a rychlost

pohybu cca 25 km/h.

Obr. 10-23: Schéma proudění větru v tropické cyklóně.

Tromba a tornáda Obr. 10-24: Trombo spouštějící se z cumulonimbu. Za trombo označujeme vítr, který má jinou, než horizontální osu s průměrem řádově jednotek, desítek, výjimečně i

stovek metrů. Malé tromby se tvoří od země vzhůru v přehřátém vzduchu nad pevninou. Vyskytují se v létě i v mírných

zeměpisných šířkách. Projevují se jako písečné, nebo prachové víry (tzv. rarášek). Velké tromby vznikají při labilním

teplotním zvrstvení, vážou se na cumulonimby, ze kterých se spouštějí směrem k zemskému povrchu (obr. 10-24). Pokud

nebyl prokázán dotek chobotu se zemským povrchem, jedná se o pseudotornádickou trombu.

Tornádo je katastrofální vířivý proud vzduchu se zhruba vertikální osou ve tvaru nálevky o průměru 10 m až 1 km.

Rychlost větru je dvakrát větší než u tropických cyklón, tedy 320 až 800 km/h. Směr rotace vzduchu nejčastěji na

severní polokouli při pohledu ze zemského povrchu zleva doprava. Ničivá síla tornád spočívá v propojení silných větrů s

nízkým tlakem (až podtlakem), který je v oku tornáda. Životnost tornád bývá desítky sekund až desítky minut. Tornáda vznikají nad pevninou v subtropech na jaře či počátkem léta. Mohou vzniknout také nenadále pod

vertikálně mohutnou bouřkovou oblačností konvektivních bouří. Účinkem Coriolisovy síly dochází k spirálovitému otáčení vzduchu ve vzestupném víru nejprve v oblaku, postupně ve svém středu. Úzký silně rotující vítr sahající až k zemi (obr.

10-25).

Tornádo je zviditelněno díky kondenzaci vodních par, což je důsledek poklesu tlaku uvnitř tornáda. Délka dráhy

tornád bývá první kilometry až stovky kilometrů. Šířka postiženého pruhu pevniny je přibližně od 300 m do 1500 m. Obr. 10-25: Tornádo. Písečné a prachové bouře