3

3.           Faktory podmiňující svahové pohyby a deformace

Faktory způsobující svahové pohyby (deformace) představují jak přírodní anomální procesy, tak umělé zásahy do ustáleného dlouhodobého režimu vývoje svahu (Nemčok, 1982).

Tyto faktory nelze zařadit pouze do jedné obecné skupiny. Z hlediska charakteru působení a doby trvání se dají rozdělit na permanentní (dlouhodobé) a epizodické (krátkodobé). Z hlediska geneze pak na přirozené a umělé (antropogenní činnost - násypy, zářezy atd.). Terzaghi (1950) jako faktory označil příčiny svahových pohybů a rozdělil je na vnější a na vnitřní. Vnější příčiny zvyšují smykové síly v prostředí a řadí se k nim zvětšení sklonu a výšky svahu v důsledku říční eroze, zatížení svahu a seizmické otřesy. K vnitřním, které snižují odpor hornin proti smyku, náleží zvyšování pórového tlaku vody, rychlý pokles vodní hladiny, mechanická sufóze. Obdobně vyčlenil a doplnil faktory i Varnes (1958, 1978), za příčinu svahového pohybu označil konečný faktor, chápaný jako impuls, který uvede sesuv do pohybu. Jemeljanová (1953) rozdělila faktory na vratné (periodické i neperiodické) a nevratné ve stupni stability svahu. Matula et al. (1965) blíže specifikoval faktory, které způsobují vzrůst smykových sil, jako aktivní a ty, které snižují smykovou pevnost, jako pasivní. Popov (1951) udává jako hlavní příčinu svahových pohybů růst sklonu svahu zapříčiněný podemletím jeho dolní části řekou, přitížením svahu haldami a odvaly a zmenšování pevnosti hornin. Radbruch-Hall, Varnes  (1976) a Saul (1971) vznik sesuvů připisují zemětřesení, vulkanické aktivitě, odlesnění a ničivým mořským přívalům (large wales).

 K nejdůležitějším faktorům podmiňujícím svahové pohyby a deformace patří podle Záruby (1987), bez ohledu na to, zda způsobují růst smykových sil anebo snižují smykovou pevnost, zejména změny sklonu svahu, zvětšení výšky svahu, přitížení násypy, haldami nebo skládkami, otřesy a vibrace, změny obsahu vody, působení podzemní vody, činnost mrazu, zvětrávání hornin, změny vegetačního pokryvu.

Pašek (1974) rozděluje tyto faktory podle původu na přírodní a antropogenní a uvádí podrobnější členění přírodních faktorů na geologické poměry - litologická a strukturní anizotropie, geomorfologické poměry - výška, sklon, tvar svahů, hydrogeologické poměry -režim podzemních vod, anizotropie a variabilita hydraulických vlastností horninového prostředí, klimatické poměry - srážky, teplota, výpar, expozice svahu, rychlé tání sněhu.

Varnes (1996) rozděluje faktory podmiňující vznik a reaktivaci svahových pohybů do 4 základních skupin (popsány jsou v následujících kapitolách 3.1 až 3.4):

·         morfologické poměry (změna sklonu a výšky svahu, viz kap. 3.1),

·         geologická stavba (litologická a strukturní anizotropie, viz kap. 3.2),

·         fyzikální faktory (příklad video 3.1a, video 3.1b a video 3.1c – Řečice) - teplota, srážky, expozice svahu, rychlé tání sněhu - viz kap. 3.3.1 Klimatické poměry; působení podzemní vody, zvětrávání, promrzání, vulkanické erupce, zemětřesení, viz kap. 3.3.2 Ostatní fyzikální faktory,

·         antropogenní faktory (stavební činnost, odstranění vegetace, hornická činnost, viz. kap. 3.4).         

Správná identifikace faktorů způsobujících svahový pohyb má velký význam pro výběr účinné sanační metody a je to jeden ze základních úkolů inženýrskogeologického průzkumu svahových deformací. Mohou se však vyskytovat nejrůznější kombinace.

3.1        Morfologické poměry

Změna výšky a sklonu svahu představuje jeden z hlavních faktorů způsobujících vznik sesuvných pohybů. častou příčinou změny sklonu svahu je odnos materiálu z paty svahu např. vlivem fluviální eroze (obr. 3.1.1).

Prohlubování údolí převážně erozní činností vede ke zvětšení výšky svahu a k uvolňování bočních napětí ve svazích. Vznikají pukliny rovnoběžné s povrchem, do kterých snadno vniká voda a napomáhá svah rozrušovat.

3.2        Geologická stavba

Přírodní podmínky, ve kterých se svahové pohyby vyvíjí, představují soubor geologických, morfologických, hydrogeologických a klimatických poměrů. Geologicko-tektonická stavba ovlivňuje geomorfologické a hydrogeologické poměry daného svahu, a může být proto určující podmínkou pro vznik sesuvu (Hulla et al., 2002).

Nemčok (1982) vymezuje základní geologicko-tektonické struktury příznivé pro vznik svahových pohybů v podmínkách Západních Karpat.

V povrchových zónách je to geologická struktura, vytvořená zvětrávacími, erozními a akumulačními procesy v období kvartéru, na kterou působí sezónní klimatické vlivy. Nejrozšířenějším typem je hluboce zvětralý svah nebo svahová deprese, zatížená suťovými akumulacemi. Nezvětralý, ukloněný podklad předurčuje smykovou plochu (obr. 3.2.1).

V podpovrchových zónách jsou to takové geologické struktury, u nichž byly při vzniku svahu nařezány oslabené zóny v masivu. Nemčok rozlišuje tři hlavní typy těchto struktur.

Na plastickém, nepropustném podkladu (jílovce, slínovce) leží rigidní komplex nadložních hornin (vápence, pískovce, neovulkanity). Postupnou erozí dochází k rozčlenění svrchního komplexu a vytváření tahových puklin lemujících údolí. Voda proniká přes pukliny až na nepropustné podloží a snižuje jeho smykovou pevnost. Výsledkem je pohyb bloků rigidního komplexu po plastickém podkladu směrem do údolí (obr. 3.2.2a,b). Příkladem takové struktury jsou např. neovulkanity Českého středohoří.

Dalším typem jsou svahy s mnohonásobným střídáním vrstev nebo poloh hornin pevnějších a méně odolných s rozdílnou propustností (např. pískovce, jílovce). Smykovou plochu často předurčují vrstevní plochy ve směru svahu. Geologickou jednotkou, pro kterou jsou zmiňované poměry typické, je flyšové pásmo (obr. 3.2.3). V tabulce 3.2.1 je uveden výskyt sesuvů podle bývalých okresů během povodní v roce 1997. Je z ní zřejmé, že jednoznačně dominuje četnost sesuvů v okresech, které zasahují z geologického hlediska do karpatského flyše (Hladný et al., 1998).

Tab. 3.2.1  Četnost sesuvů a jejich riziková kategorizace po vysoce anomálních srážkách v červenci 1997 (Hladný et al., 1998)

Pozn. Barevně jsou označeny okresy, které jsou ve flyšovém pásmu

 

Okresy (bývalé)

Sesuvy kategorie III.

Sesuvy kategorie I., II., III. celkem

Blansko

0

1

Brno - město

0

1

Bruntál

1

5

Břeclav

0

0

Frýdek - Místek

11

31

Hodonín

0

12

Chrudim

0

1

Jeseník

3

14

Karviná

3

6

Kroměříž

9

17

Náchod

0

3

Nový Jičín

5

12

Olomouc

0

0

Opava

1

5

Ostrava - město

1

3

Přerov

0

10

Rychnov n/Kn.

0

0

Semily

0

2

Žďár n/S

0

0

Svitavy

0

2

Šumperk

3

11

Trutnov

2

12

Uherské Hradiště

5

17

Ústí n/Orlicí

0

2

Vsetín

74

161

Vyškov

1

1

Zlín

12

76

Součet

131

405

Na vysokých svazích a horských hřbetech vzniká četné množství svahových pohybů v důsledku tektonického porušení (obr. 3.2.4), kolem kterého se mobilizují smykové síly. Důležitá je orientace zlomových systémů vůči sklonu svahu.

Oslabenou zónou mohou být i systémy prototektonických puklin a foliační plochy, příkladem je sesuv Řečice (obr. 3.2.5) ověřený inženýrskogeologickým průzkumem prováděným na VD Šance. Představuje planární sesuv pískovcových vrstev (střední oddíl godulských vrstev) s podružnými jílovcovými vložkami (jílovce a deskovité pískovce) po významnější jílovcové poloze, ukloněné zhruba paralelně se sklonem svahu. Jílovcová poloha představuje 0,5 - 1,5 m mocnou smykovou zónu (Novosad, 1998).

 

 

Ve vrásových komplexech predispozici k sesouvání vytvářejí křídla vrás a násunové plochy příkrovů. Na obr. 3.2.6 je uveden příklad gravitačního rozrušování masivu, kde se pevné souvrství pískovců (oligocen) posouvalo po vrstvě pestrých jílů malmského stáří.

3.3        Fyzikální faktory

3.3.1       Klimatické poměry

Klimatické poměry mají často rozhodující úlohu při vzniku gravitačních svahových pohybů. Podle Alisovy genetické klasifikace (Buzek et al., 1986) leží území ČR v mírném pásmu na hranicích mezi oblastí atlanticko-kontinentální a oblastí evropsko-kontinentální, tedy na hranici mezi přímořským a kontinentálním klimatem. Rozložení atmosférických srážek je  velmi proměnlivé, průměrný roční úhrn se pohybuje v rozmezí od 500 do 1200 mm . Množství srážek je dáno nejen polohou cyklón a anticyklón, ale také nadmořskou výškou (obr 3.3.1.1), orientací a expozicí svahu. Nejvíce srážek spadne na SZ svahy a hřebenové polohy, méně na JZ svahy při stejné nadmořské výšce (do 1000 m n.m.).

Důležité jsou extremní srážky, zejména ty, které vyvolávají přívalové deště, neboť značně urychlují krajinotvorné pochody (erozí půdy, sesuvy apod.) a vyvolávají extrémní průtoky na vodních tocích. Voda infiltrující do horninového prostředí sytí zeminy a tíha zvodněné vrstvy narůstá. Dočasně se zvyšuje pórový tlak a snižuje pevnost ve smyku. Anomálie se nejvíce projevují v již existujících sesuvech a často zapříčiňují reaktivaci pohybu. V roce 1997 anomální srážky způsobily aktivaci velkého množství sesuvů. Z obrázku 3.3.1.2, kde jsou znázorněny měsíční úhrny srážek v červenci 1997 (Hladký at al., 1998), je patrno, že krátkodobé srážky se přibližovaly ročním úhrnům (obr. 3.3.1.3).

Vliv vydatnosti dešťových srážek na četnost sesuvů je všeobecně uznáván. Problémem se zabývali různí autoři, jako například Novosad (1998), Rybář (1999), Fussgänger, Jadroň (2001), Kopecký (2001), Jakubowski (1968), Kirchner, Krejčí (1997) atd.

Příklad závislosti rychlosti sesuvného pohybu na srážkách (lokalita Šance) ukazuje graf na obr. 3.3.1.4 (Novosad, 1998), kde celkový pohyb koresponduje s intenzitou srážek, pouze s minimálním časovým posunem. Tento časový posun může být různý a závisí hlavně na časové retardaci. V grafu je uveden na společné časové ose průběh následujících veličin: srážky - úhrny za 1 hodinový interval (1hint), 8 hodin (8hint) a 10 hodin (10hint); srážky - denní úhrny měřené v 7:00; výška hladiny podzemní vody v K-6 (studna) nad snímačem; celkový pohyb měřený snímačem dráhy na ZTE-21 (Základna tyčové extenzometrie); rychlost v mm/den vypočtena z pohybu během intervalu mezi odečty. Z průběhu sledovaných veličin během povodní v červenci 1997 vyplývá několik důležitých poznatků (Novosad, 1998): intenzita dešťových srážek způsobila nárůst hladiny podzemní vody o cca 3,5 m v období od 6.7.97 (10:00) do 7.7.97 (02:00). Zvýšila se i s malým zpožděním rychlost pohybu sesuvu z hodnoty 1mm/den na 37 mm/den. 7.7.97 (12:00) došlo k poklesu intenzity srážek a tím i k poklesu hladiny podzemní vody ve střední části sesuvu o 1,5 m. Úměrně tomu se snížila i rychlost sesuvu. Druhá vlna srážek, která nastoupila 8.7.97 (0:00), nedosáhla již obdobné intenzity jako 6.7.97, a proto  dosažená maxima jsou nižší než 7.7.97.

Závislost mezi dešťovými srážkami a četností sesuvů je také dobře patrná z obr. 3.3.1.5, na kterém jsou znázorněny tříleté postupné průměry dešťových srážek během období 1898 - 1963 na Trutnovsku. V grafu jsou šrafovaně označeny oblasti s vyššími srážkami než je roční průměr (692 mm), ve kterých byla zaznamenána celá řada sesuvů.

Mělké sesuvy v zeminách a zvětralých horninách se formují zejména na strmých svazích (25-45°) během velmi intenzivních, případně dlouhotrvajících srážek. Hranice kombinované intenzity a doby trvání srážek, která vyvolá svahový pohyb, je pro každou oblast jiná a může být důležitá pro vznik a reaktivaci sesuvu. Např. Brand (1988) uvádí jako prahovou hodnotu pro Hongkong 70 mm/hod, Church a Miles (1987) pro Britskou Kolumbii 50-150 mm/hod a Neary a Swift (1987) pro Jižní Apalače 125 mm/hod. Podle Jibsona (1989) je nejnižší práh intenzity deště v Hongkongu a nejvyšší v Portoriku (in Kopecký, 2001). K opětovné aktivaci sesuvu po již existujících smykových plochách dochází na mírnějších svazích (10- 25°), přičemž mocnost sesouvajících se hmot je větší než u sesuvů prvotních. Prahovou hodnotu je třeba určovat v tomto případě pro každý sesuv zvlášť, a to s přihlédnutím na geologické a geomorfologické poměry. Campbell (1975) v pohoří Santa Monica v jižní Kalifornii zjistil, že příčinou vzniku zničujících frontálních sesuvů bylo překročení srážkového limitu (252 mm/hod) o 6,35 mm/hod (obr. 3.3.1.6).

O tom, jaké množství vody ze srážek (dešťových, sněhových) se dostane do horninového prostředí, rozhodují také procesy, které jsou ovlivněny zejména teplotou vzduchu - tání sněhu, výpar (Kopecký, 2001). Plošné rozdělení teploty vzduchu u nás je velmi rozmanité, díky značným výškovým rozdílům, orientaci svahů, vegetačnímu pokryvu, převládajícímu směru větrů apod.

Obvykle na jaře může docházet po výrazném oteplení k rychlému tání sněhové pokrývky, přičemž se vytváří nové hydrologické podmínky svahu (obr. 3.3.1.7). Proces tání často způsobuje výraznější dlouhodobé zvyšování vlhkosti ve srovnání s běžnými infiltracemi ze srážek.

 Např. v Utahu začala v roce 1983 během oteplení trvajícího od konce května do začátku června tát těžká sněhová pokrývka a stala se příčinou vzniku 150 suťových proudů a dalších typů sesuvů (Pack, 1984, Wieczorek et al., 1989). V Kalifornii poblíž Wrightwoodu způsobilo 40tidenní rozmrzání sněhové pokrývky bahenní proud ze saturovaných zemin (Morton et al., 1979). Hlavní příčinou vzniku sesuvu na lokalitě Bánoš (městská část Banská Bystrica - Rudlová - Sásova, obr. 3.3.1.8) bylo náhlé oteplení v kombinaci s dešťovými srážkami.

Svah u obce Bánoš je budován deluviálním pokryvem proměnlivého charakteru. Pod kvartérními deluviálními sedimenty se nacházejí paleogenní horniny skalního podkladu, které jsou reprezentovány silně písčitým jílovcem až prachovcem. Vrchní partie paleogenního komplexu jsou značně navětralé. V místě sesuvu, hlavně v jeho odlučné oblasti, ležela místy až 1,5 m vysoká vrstva sněhu. Z grafického průběhu výšky sněhové pokrývky a rozdělení srážek a teplot vyplývá, že k aktivaci sesuvu došlo po období tání sněhové pokrývky a nárůstu srážek (obr. 3.3.1.9 - Kopecký, 2001).

Tání sněhové pokrývky se odvíjí od toku energie na rozhraní povrchu sněhu a atmosféry (obr. 3.3.1.10 - Kopecký, 2001).

Další příklad vlivu sněhové pokrývky na svahový pohyb na lokalitě Šance - Řečice je na obr. 3.3.1.11, video 3.3.1.1 – Graf Řečice.

Z obrázku je patrný pravděpodobný vliv přitížení svahu sněhem na rychlost pohybu, která je úměrná změně stupně stability. V období od poloviny listopadu 2001 do 20. ledna 2002, kdy hladina v nádrži byla pod kritickou úrovní (496 - 498 m n. m.) pro oživení sesuvu, zachovával sesuv konstantní rychlost s krátkodobým zrychlením. V té době sněhová pokrývka dosáhla asi 2 metrů, což reprezentuje plošné zatížení rovné asi 180 mm vody.

Po oblevě koncem ledna došlo po 10. únoru ke zvýšení hladiny v nádrži nad kritickou úroveň, což způsobilo zrychlení pohybu trvající až do začátku května, kdy se vlivem snížení hladiny v nádrži pohyb zpomalil. To vedlo ke krátkodobému zvýšení rychlosti jako důsledku zvýšení hladiny podzemní vody po intenzivnějších srážkách.

Obr. 3.3.1.12 detail časového sledu srážek, zvýšení hladiny podzemní vody a zrychlení pohybu a ukazuje zpoždění zrychlení pohybu sesuvu za srážkami a zvýšením hladiny podzemní vody. Zpoždění může být také ovlivněno tím, že pohyb je měřen na okrajové trhlině v odlučné oblasti sesuvu.

3.3.2       Ostatní fyzikální faktory

3.3.2.1              Působení podzemní vody

Svahové pohyby u přehrad (jak u tělesa hráze, tak v zátopové oblasti), přečerpávacích vodních elektráren, kanálů, na březích jezer, řek, podél mořského pobřeží, jsou často aktivovány náhlou změnou hladiny vody.

Během výstavby přehrady Grand Coulee ve státě Washington bylo v rozmezí let 1949 -1953 zaznamenáno více než 500 svahových pohybů. Nejvíce sesuvů se objevovalo v období plnění nádrže a následně během vypouštění při poklesu hladiny (Jones et al., 1961). Ve Fort Henry v Irsku zapříčinilo rychlé snížení hladiny (1,1 m během 10ti dnů) svahové pohyby ve velmi nízce propustných souvkových hlínách (Massarsch et al., 1987). Hladina podzemní vody ve svazích narůstá po období prodloužených anomálních srážek  nebo během změny hladiny řek, nádrží, jezer aj., zvyšuje tak pórový tlak a snižuje efektivní napětí. Z obrázku 3.3.2.1.1 je vidět, jak hladina podzemní vody v piezometrech (VIB-2) na sesuvu Bánoš poměrně rychle a výrazně reagovala na intenzitu srážek, a to zejména v období 7.6. 97 až 27.7. 97.

 

Na hladinu podzemní vody má vliv také evapotranspirace (výpar a spotřeba vody rostlinami), a to hlavně v zóně dosahu kořenů. Z grafu na obr. 3.3.2.1.2 je patrné, že během dne hladina vody klesala a během noci stoupala.

Příklad vlivu výšky hladiny podzemní vody (video 3.3.2.1.1 – Graf Polanka) snížením výparu v pozdně podzimním a zimním období na svahovou deformaci Valašská Polanka u benzínového čerpadla Slovnaft (Novosad, 2003) je uveden na obr. 3.3.2.1.3. V obou vrtech dochází v období od října do dubna k nárůstu průměrné hladiny podzemní vody, naopak v období květen až září se průměrná hladina snižuje, srážky způsobují pouze krátkodobé výkyvy. Snížení výparů je ovlivněno především nižším sytostním doplňkem v zimním období, vytvořením nepropustné vrstvy, zamrznutím a sněhovou pokrývkou. Obdobný účinek může byt způsoben plošně rozsáhlými inženýrskými objekty (komunikace, parkoviště, budovy).

Změna rychlosti a tlaku proudící podzemní vody může vést k vyplavení částic zeminy (sufózi). Vznikají podzemní dutiny a porušuje se stabilita svahu. Velmi náchylná je jemná písčitá a prachovitá frakce při překročení kritické rychlosti proudění vody.

Pokud se v podloží nepropustných vrstev nachází napjatá hladina, působí tato vztlakem.  Typickou geologickou jednotkou, u které se podílí vztlak na aktivaci respektive reaktivaci svahových deformaci, je u nás flyšové pásmo.

3.3.2.2              Zvětrávání

Významným faktorem podmiňujícím velmi nebezpečné gravitační deformace je proces zvětrávání. Má charakter mechanického rozrušování i chemického rozkladu (hydratační pochody, výměna iontů v jílech působením prosakující vody atd.). Silně se porušuje struktura a textura horniny a rozvíjí se oslabené zóny masivu. Intenzita, rychlost a hloubka zvětrávání je závislá na srážkových a teplotních klimatických poměrech, vegetačním pokryvu atd.

Příkladem vlivu zvětrávání na svahové pohyby je lokalita Zárubek, kde dochází k mělkým svahovým pohybům po bázi eluvia (karbonské pískovce). Nacházel se zde rodinný dům, který měl v době výstavby ke svahové hraně cca 7m a v současné době je hrana redukována vlivem cyklických mělkých sesuvů (během 60 let) na pouhých 0,5 m (Kovář, 1996). Na obr. 3.3.2.2.1 je znázorněn geologický řez této svahové deformace.

3.3.2.3              Vliv promrzání

Činnost mrazu má nemalý vliv na aktivitu sesuvů. Voda po zmrznutí v trhlinách mění svůj objem a snižuje soudržnost (po rozmrznutí) horninového materiálu. Např. v jílovitých a jílovito-písčitých zeminách se tvoří ledové vrstvičky. Povrchová vrstva při jejích tání rozbřídá vlivem silně se zvětšujícího objemu vody.

Na obr. 3.3.2.3.1 je znázorněn časový průběh pohybu sesuvu Kamenolom v prostoru nádrže VD Šance kontrolovaný dvěma základnami pro měření pohybu na trhlinách BRMS 1 a 2 (body relativního měření sesuvu). Z měření vyplývají následující závěry, a to zejména pro měření na BRMS-2, kde pohyb dosáhl za 19 let celkem 630 mm. K pohybu dochází  zpravidla v zimním období, zrychlení nemá souvislost s nástupem hladiny v nádrži, pohyb má charakter primárního - tlumeného - creepu oživeného periodickým působením zatím neověřeného faktoru - podzemní led, kondenzovaná voda, (Novosad, 2002).

3.3.2.4              Vulkanické erupce

Sopečné erupce způsobují vyvržení obrovského množství popela, který se následně ukládá na okolní svahy vulkánu. Intenzivní deště mohou vlivem zrychlené eroze na takových svazích zapříčinit rozsáhlé bahenní a suťové proudy (Kadomura et al., 1983). Sopka Irazu v Centrální Kostarice vrhala sopečný popel téměř nepřetržitě od března 1963 do února 1965. Vydatné deště a velký odtok v kombinaci s povrchovou a brázdovou erozí zapříčinily více než 90 bahenních a suťových proudů na svazích tohoto vulkánu (Waldron, 1967). Výbuch Mt. Pinatubo na Filipinách v červnu 1991 a následné monzunové deště vyvolaly velký počet bahenních a suťových proudů, které započaly v tenkých uloženinách vulkanického popela (Pierson, 1992).

Proudy rozžhavených pyroklastik z erupcí mohou postupně roztopit led a sníh na vrcholech sopky. Příkladem je sopka Nevado del Ruiz v Kolumbii. Poměrně krátká erupce roztopila velké množství sněhu a ledu, výsledkem byly bahnité proudy (lahary) na strmých řečištích, které zaplavily více než 23 000 obyvatel Armera a další oblastí poblíž úpatí sopky (Pierson at al 1990).

Francis (1993) rozděluje svahové pohyby vzniklé vulkanickou činností do dvou hlavních skupin podle toho, zda k pohybu dochází za součinnosti vody nebo za sucha. Do první skupiny řadí bahenní proudy, zvané také lahary (obr. 3.3.2.4.1) a do druhé suťové laviny (obr. 3.3.2.4.2)

3.3.2.5              Zemětřesení

Zemské otřesy vyvolávají v horninovém prostředí dočasné změny napětí, které mohou porušit stabilní poměry svahů v širokém i  hlubokém okolí epicentra (Nemčok, 1974). Mezi nejčastější typy sesuvů, které vznikají při zemětřesení, zařazuje Keefer (1999) zejména skalní řícení a sesouvání, zemní  a kamenité proudy. Velikost oblasti postižené sesuvy je závislá na magnitudu, hloubce ohniska, geologických podmínkách, charakteru reliéfu, amplitudě a na délce trvání otřesů.

 Skalní řícení a sesuvy vzniklé zemětřesením se uplatňují na větší vzdálenosti než sesuvy vyvolané jen silou tíže. Už skutečnost samotné vibrace usnadňuje pohyb po svahu. U sypkých, saturovaných, nesoudržných zemin může zemětřesením dojít k náhlému ztekucení. Zemětřesení nabývá na síle i spolupůsobením srážkové činnosti. V jiných případech způsobí trhliny ve svahu, do nichž může pronikat voda a napomáhat k rozrušování.

Zemětřesení se uplatňuje také na dně oceánů, kde dochází k subakvatickým skluzům nezpevnělých sedimentů - např. jílovitých, písčitých, siltových po ukloněném dně. Jejich ekonomický dopad je např. v tom, že mohou porušit vedení podmořských kabelů.

Pravděpodobně jedno z nejkatastrofálnějších zemětřesení na západní polokouli o magnitudu 7,7, při kterém zahynulo 40 000 lidí, proběhlo 31. května 1970 v Peru. Následná obrovská suťová lavina pohřbila město Yungay a část města Ranrahirca s více než 18 000 obyvateli (Plafker et al., 1971). Zemětřesení v Guatemale 4. února 1976 zapříčinilo 10 000 svahových pohybů, převážně typů skalních řícení a suťových sesuvů ze strmých svahů pleistocenních pemzových uloženin (Harp et al., 1981).

3.4        Antropogenní faktory

Pohyb materiálu na svahu je vyvolán řadou přirozených faktorů, ale také antropogenní činností.

3.4.1       Stavební činnost

Mezi hlavní antropogenní příčiny vzniku sesuvů patří změna geometrie svahu vlivem odlehčení jeho dolní části stavebním zářezem (např. výstavbou komunikace obr.3.4.1.1a,b a kanalizací) nebo výkopem jámy. V Spolkové republice Německo byla v letech 1968 - 1972 podřezána pata fosilního sesuvného území v rozsahu cca 45 ha při výstavbě dálnice A81. V důsledku toho docházelo k zavalování dálničních zářezů (Brunner et al., 1990)

Příkladem vlivu výkopu stavební jámy a eluvií. přitížení svahu vytěženou zeminou na aktivaci sesuvu je lokalita Ostrava - Lhotka. V zájmovém území byl ověřen následující geologický profil (viz. obr. 3.4.1.2): navážky - výkopové zeminy, deluvioeluviální hlíny a sutě - místně, glacigenní hlíny a písky, sálský glaciál, glacigenní hlíny, halštrovský glaciál, předkvartérní podloží - miocénní vápnité jíly až jílovce, předkvartérní podloží - svrchní karbon, včetně

Svahovou deformaci v lokalitě je možno klasifikovat jako sesuv s rotační smykovou plochou, resp. soustavou rotačních smykových ploch. Smyková plocha je převážně vyvinuta na rozhraní kvartér a miocén, v nejhlubších částech pak v bazální poloze sálských glacigenních hlín, v JZ části lokality patrně probíhá v miocénních jílech (obr. 3.4.1.3).

Dalším velmi častým případem změny geometrie svahu je přitížení jeho horní části násypem nebo stavební konstrukcí (obr. 3.4.1.4a,b). Vlivem přitížení může dojít k nárůstu napětí v pórech zeminy a posléze ke snížení vnitřního tření. Příkladem je lokalita  Nechranice v sz Čechách.  Nasypání cca 215 m3 zeminy během 6 hodin mělo za následek aktivaci podrobně monitorovaného  potenciálního sesuvu v miocenních jílech (Rybář, 1970).

Světově známým příkladem vlivu stavební činnosti na aktivaci svahového pohybu je výstavba přehrady Vaiont v italských Alpách na řece Piave v letech 1959-1960. Se svou výškou 266 m byla v té době druhou nejvyšší na světě. Přehrada byla situována ve vysokých údolích s velmi strmými svahy (obr. 3.4.1.5).

K obrovské katastrofě, při níž zahynulo 2600 lidí a byly způsobeny rozsáhlé škody, došlo 9. října 1963 . V roce 1960 byla hráz dostavěna a započalo se s plněním nádrže. Na kopci Monte Toc se na povrchu začaly objevovat velké trhliny, když vodní hladina téměř dosáhla plánované úrovně. Byly zde fosilní sesuvy, při jejichž reaktivaci hrozilo sesutí hmot do nádrže a zmenšení její kapacity. V roce 1963 způsobily intenzivní deště na začátku října nárůst hladiny vody v nádrži a tím i úrovně podzemní vody. První pomalá ploužení byla sice zaznamenána již v září, ale den před katastrofou dosáhla alarmující rychlosti 40 cm/den. Následující den se rychlost zvýšila až na hodnotu 80cm/den v celé rozsáhlé oblasti. Na návrh odpovědných inženýrů se přistoupilo k odpouštění přehrady s cílem snížit hladinu vody v nádrži.

Ze severního  svahu masivu Monte Toc (levý svah údolí říčky Piave) se zřítila ve 22:39 hod. obrovská masa jurských a křídových lavicovitých vápenců spolu s kvartérními, detritickými, morénovými a glaciofluviálními sedimenty o objemu 270 mil. m3. Sesuv dosahoval mocnosti až 250 m, délka čela byla 1800 m a pohyboval se rychlostí 20 až 30 m/s (obr. 3.4.1.6a,b). Při sesutí do nádrže došlo k vytvoření obrovské vlny (100 m vysoké), která se přelila přes korunu hráze, a rychlostí 100 km/hod devastovala údolí říčky Piave. Během několika minut zahynuli v městečku Longarone jeho obyvatelé.

3.4.2       Umělé vibrace

Umělé vibrace (technická seismicita) jsou odrazem lidské aktivity a zahrnují např. výstavbu pilot, otřesy v lomech, průjezdy těžké mechanizace atd. Příkladem lokality, ve které se zjišťoval vliv technické seismicity na možnou aktivaci sesuvu, je svahová deformace Hodoňovice. Geologickými pracemi, včetně geofyzikálního měření při pokusném odstřelu a následnými stabilitními výpočty, byl prokázán možný negativní vliv na stabilitu svahů postižených jak fosilními, tak i recentními sesuvy. Výsledkem průzkumných prací bylo stanovení podmínek (maximální přípustná velikost náloží), za jakých je možno střelné práce realizovat, aby nedošlo k aktivizaci sesuvných jevů (Kovář, 1997).

3.4.3       Odstranění vegetace

Odstranění vegetace může nepříznivě ovlivňovat stabilitu svahu. Kořeny udržují stabilitu mechanickým působením a přispívají k vysoušení svahu tím, že část vody spotřebují. Po odstranění rostlinstva se na svahu výraznějším způsobem uplatňuje povrchová eroze a mění se vodní režim v povrchových vrstvách.

Lokalita nacházející se asi 4 km západně od Karviné, nazývaná Doubrava pod Ujalou (obr.3.4.3.1), byla jednou z  těch, kde k rozvoji svahové deformace došlo v roce 1999 vlivem odlesnění. Předkvartérní podloží je v dané lokalitě  budováno miocénními sedimenty charakteru soudržných prachovito-jílovitých zemin s hojnými písčitými laminami. Nesoudržné polohy jsou zastoupeny světle hnědým, jemnozrnným, vlhkým pískem. Směrem do hloubky nabývají miocenní sedimenty charakteru poloskalních hornin. Kvartérní pokryv reprezentují prachovité hlíny pevné konzistence. Na úbočí svahu jsou vyvinuty deluviální hlíny. Povrch území je upraven navážkami, karbonskými propálenými hlušinami a odpady, převážně popelovinami, škvárou, úlomky stavebního odpadu. Smyková plocha prochází navážkami, degradovaným povrchem předkvartérního podloží a vybíhá ve svahovinách (Kovář, 1999).

3.4.4       Hlubinné a povrchové dobývání

Důlní činnost výrazně mění ráz krajiny. Vlastní hlubinná těžba vyvolává již ve svém průběhu nebo dodatečně poklesy nadložních vrstev do prázdných vydobytých prostor. Charakter poklesu, zejména jeho rychlost a rozsah, závisí na hloubce dobývání, na rozměrech vydobytých prostor a na fyzikálně mechanických vlastnostech nadložních hornin. Povrchovým projevem poddolovaných území jsou poklesové kotliny, na jejichž okrajích může docházet k sesuvným pohybům a jejichž základní charakteristiky jsou na obr. 3.4.4.1a,b.

 

Pokles povrchu území (smax - maximální hodnota) se postupně zvětšuje v závislosti na mocnosti vytěžené vrstvy h.

Okraj poklesové kotliny a poloha těžby udává mezní úhel vlivu těžby m. Pro Severočeský revír je to zhruba m = 50°, pro terciérní polohy v Ostravsko-karvinském revíru m = 50 až 55°, pro karbon m = 70 až 80°.

Kružnice o poloměru R tvoří svah poklesové kotliny. V konvexní části vznikají tahová napětí a v konkávní  tlaková.

Poloměr účinné plochy r lze definovat jako poloměr vrstvy v hloubce H, kterou je třeba vytěžit, aby bod na povrchu dosáhl maximální hodnoty poklesu smax.

Sklon svahu poklesové kotliny kolísá od nuly po maximální hodnotu, která se nachází v místě inflexního bodu.

Příkladem vlivu hlubinné těžby na aktivaci, resp. reaktivaci svahového pohybu je lokalita Doubrava - Vrchovec (obr. 3.4.4.2), která se nachází v katastru obce Karviná. Předkvartérní podloží je v dané lokalitě  budováno miocénními sedimenty charakteru vápnitých jílovců a jílů, lokálně s prachovito-písčitými laminami. V povrchových částech nabývají miocénní sedimenty charakteru jílů proměnlivé konzistence (tuhé i měkké). Kvartérní pokryv je zastoupen v pestré škále sedimentů, které jsou v původní pozici  zachovány pouze sporadicky, většinou je jejich uložení narušeno svahovými pohyby. Z důlního hlediska je zájmové území  situováno ve východní části dobývacího prostoru Doubrava, Dolu Doubrava, cca 300 m Z od hranice s dobývacím prostorem Karviná Doly I., Dolu ČSA, v účinné vzdálenosti důlní činnosti obou dobývacích prostorů. Projevy dobývání na povrch jsou zde intenzivního charakteru, včetně možnosti vzniku nespojitých přetvoření terénu, t.j. skupina stavenišť I. ve smyslu ČSN 73 00 39.

Na západním úpatí pohoří Vtáčnik ve středním Slovensku došlo vlivem hlubinné těžby  k poklesu nadloží nad vytěženými prostory. Pokles způsobil odlehčení akumulační oblasti starých sesuvů, což mělo za následek jejich rychlé oživení (Malgot et al., 1986).

Stále častěji se objevují případy, kdy povrchová těžba nerostných surovin vyvolává svahové deformace. Typickou oblastí, kde je tento vliv prokazatelný, je severočeská hnědouhelná pánev. V lomu ČSA došlo v důsledku špatného odvodnění předpolí k sycení kvartérních (svahové kamenité hlíny, zahliněné svahové sutě) a svrchní vrstvy terciérních hornin (jílovce) mělkou podzemní vodou, a následně pak k jejich uvolnění a pohybu směrem do činného lomu (obr. 3.4.4.3).

Kromě změn v morfologii terénu vyvolaných vlastním dobýváním vytváří člověk na zemském povrchu akumulace vytěžených hmot. Jde převážně o jaloviny z dolů, které se mohou stát v případě nevhodného umístění nestabilní, jako tomu bylo 21. října 1966 v Aberfanu ve Walesu. Vytěžená hlušina byla skladována na svahu nad uhelnou slojí a tvořila nadloží vysoce porózních vrstev (brithdírské pískovce) s četným množstvím pramenů. Prameny sytily uložený materiál a vedly k destabilizaci výsypek a ke vzniku svahového pohybu (obr.3.4.4.4).