Univerzita Karlova v Praze Přírodovědecká fakulta

Katedra fyzické geografie a geoekologie

Studijní program: Geografie Studijní obor: Fyzická geografie a geoekologie

Bc. Anna Juřicová

Analýza zóny recentního ústupu zalednění, pohoří Cordillera Blanca, Peru

Analysis of the zone of recent deglaciation, Cordillera Blanca, Peru

Diplomová práce

Školitel: doc. RNDr. Vít Vilímek, CSc.

Praha 2016

Prohlášení:

Prohlašuji, že jsem závěrečnou práci zpracovala samostatně a že jsem uvedla všechny použité informační zdroje a literaturu. Tato práce ani její podstatná část nebyla předložena k získání jiného nebo stejného akademického titulu.

V Praze 21. 4. 2016 Podpis

Anna Juřicová Poděkování

Na tomto místě bych ráda poděkovala svému vedoucímu práce a školiteli Doc. RNDr. Vítu Vilímkovi, CSc. za cenné rady a připomínky, které mi při vypracování práce poskytl. Také děkuji Adamu Emmerovi za pomoc při sběru dat, poskytnutí materiálů a hlavně také za podporu a trefné poznámky a připomínky. Zadání práce

Název práce: Analýza zóny recentního ústupu zalednění, pohoří Cordillera Blanca, Peru

Hlavní cíl práce: Geomorfologická analýza zóny recentního ústupu zalednění v pohoří Cordillera Blanca, Peru

Vedlejší cíle práce: Analýza změn polohy čel ledovců od 50. let na vybraném území pohoří Cordillera Blanca Hodnocení relativní míry zvětrání na základě Schmidt Hammer testu a validace se snímky DPZ

Metody: rešerše literatury, analýza leteckých snímků a satelitních snímků, geomorfologické mapování, terénní práce

Zájmové území: Pohoří Cordillera Blanca, Peru

část geomorfologické mapování -jižní oblast (údolí Quilcayhuanca a Cayesh, východní úbočí masivů Yanarangra, Puntancuerno, Tullparaju (údolí Yanamayo a Bezejmenná údolí)) -severní oblast (údolí Artizon a Santa Cruz)

část analýza změn polohy čel ledovců -východní oblast (údolí jezera Allicocha, údolí Huichajanca, údolí Rajuarushca) -západní oblast (údolí Quilcayhuanca, údolí Ishinca, údolí Artizon)

část hodnocení míry zvětrání -údolí Churup Datové zdroje: 1) odborná literatura (vědecké články, monografie a výzkumné zprávy) 2) data DPZ (letecké a družicové snímky) 3) data získaná při terénních pracích

Datum zadání: 18. prosince 2014

Jméno studenta: Bc. Anna Juřicová Podpis studenta:

Jméno vedoucího práce: Doc. RNDr. Vít Vilímek, CSc. Podpis vedoucího práce:

Abstrakt

Předkládaná diplomová práce se zabývá analýzou zóny recentního ústupu zalednění v pohoří Cordillera Blanca, Peru. Geomorfologické mapování, které bylo provedeno na základě interpretace satelitních snímků a lokálně ověřeno v terénu, umožnilo interpretovat hlavní tvary reliéfu a poté charakterizovat hlavní geomorfologické procesy. Reliéf mapovaného území je v současné době modelován hlavně glaciofluviální činností a svahovými pohyby, což dokládá množství identifikovaných geomorfologických tvarů. Množství identifikovaných tvarů naznačuje, že v zóně recentního ústupu zalednění dochází k postupné destabilizaci údolních svahů, která nakonec může vést ke vzniku různých typů přírodních katastrof. Mezi studovanými údolími byly navíc zjištěny značné rozdíly. Jedná se především o přítomnost množství typů sedimentů. Tyto rozdíly jsou hlavně mezi údolími západní a východní strany pohoří. Na západní straně bylo identifikováno množství sedimentů různé geneze, kdežto na východní straně pohoří nikoliv. Tento rozdíl je zřejmě způsoben odlišnými typy hornin a klimatickými podmínkami. Na základě informací získaných při geomorfologické analýze území byl také vytvořen obecný kvalitativní model hlavních toků sedimentů, který umožňuje náhled do prostorového rozmístění vlivů geomorfologických procesů a jejich tvarů. Při analýze satelitních snímků byl také v zájmovém území zjištěn vizuálně jiný charakter mezi skalními stěnami, které byly následně při terénních pracích testovány pomocí Schmidt Hammer testu. Výsledky naznačují, že skalní stěny, které jsou déle obnažené po ústupu ledovců, jsou více zvětralé, a proto se na satelitních snímcích od ostatních skalních stěn vizuálně odlišují. Dostupnost leteckých snímků od 50. let minulého století, umožnilo také ve studovaném území charakterizovat změny v polohách vybraných čel ledovců ve třech obdobích: 1948-1962, 1962-1970 a 1970-2012. Analýza naznačuje všeobecný ústup čel ledovců skrz celé sledované období, který byl nakrátko přerušen zpomalením ústupu a někde dokonce postupem čel ledovců ve druhém období. Největší změny v poloze čel ledovců byly zaznamenány u údolních ledovcových splazů. Tyto změny jsou pravděpodobně důsledkem klimatických změn, které jsou v pohoří CordilleraBlanca dobře dokumentovány.

Klíčová slova: geomorfologie, ústup zalednění, klimatické změny, Cordillera Blanca Abstract

The master thesis is focused on analysis of the zone of recent deglaciation in the Cordillera Blanca, Peru. Geomorphological mapping that had been realized based on interpretation of the satellite data and field reconnaissance was used for interpretation of main geomorphological features and processes of the selected glacial valleys. Glaciofluvial processes and mass movements are the main processes that affected the relief in the recent period. Major differences in landforms presence and distribution have been found between the studied valleys. The main differences are between valleys located on the western side and eastern side of the mountains. Number of different sediments of different types have been identified on the western side, whereas no evidence of such sediments was found on the eastern side. These differences are probably caused by differences in geology and climatic conditions. Finally, a general sediment flux model on the information gained from the geomorfologic analysis has been created and shows space distribution of geomorphological features and processes. The analyses of the satellite data show different visual characteristics of the rocks, which has been confirmed during field works using Schmidt Hammer method. The results suggest that the rocks that have been exposed for longer time due to their earlier deglacitation suffer more from the effects of erosion, hence their visual appearance is different to other rocks in the area. The accesibility of airborne photos made the interpretation of changes in position of selected glacier terminus possible since 1950 in three periods: 1948-1962, 1962-1970 and 1970-2012. The analysis shows general glacier recession through all periods. The recession was slowed down and, at some glaciers even reversed, for brief period of time between 1962 and 1970. The biggest changes have been found in outlet glaciers. These changes are probably caused by by the climate changes in Cordillera Blanca during 20th century which have been already well documented.

Key words: geomorphology, deglaciation, climate changes, Cordillera Blanca

OBSAH

SEZNAM OBRÁZKŮ ...... - 2 - SEZNAM TABULEK ...... - 5 - 1. ÚVOD ...... - 6 - 1.1. Cíle práce ...... - 7 - 1.2. Výběr a poloha zájmových území ...... - 8 - 2. Metodika práce a zdroje dat ...... - 10 - 2.1. Zdroje dat ...... - 10 - 2.1.1. Literatura ...... - 10 -

2.1.2. Data dálkového průzkumu Země (DPZ) ...... - 11 -

2.1.3. Sběr dat v terénu ...... - 11 -

2.2. Metodika práce ...... - 12 - 2.2.1. Geomorfologické mapování ...... - 12 -

2.2.2. Analýza změn polohy čel ledovců...... - 14 -

2.2.3. Dílčí metody použité při terénních pracích ...... - 15 -

3. Charakteristika území ...... - 17 - 3.1. Geologie a geomorfologie ...... - 17 - 3.2. Klima ...... - 19 - 3.3. Faktory ovlivňující hmotovou bilanci ledovce ...... - 24 - 3.4. Charakteristika ledovců ...... - 26 - 3.5. Vývoj zalednění a polohy sněžné čáry ...... - 28 - 3.5.1. Vývoj zalednění v pohoří Cordillera Blanca ...... - 28 -

3.5.2. Vývoj polohy sněžné čáry ...... - 31 -

3.6. Přírodní ohrožení v pohoří Cordillera Blanca ...... - 31 - 3.7. Regionální specifika vybraných lokalit ...... - 33 - 3.7.1. Severní oblast ...... - 33 -

3.7.2. Jižní oblast ...... - 34 -

4. Výsledky ...... - 37 - 4.1. Reliéf recentně odledněné zóny v pohoří Cordillera Blanca ...... - 37 - 4.1.1. Glaciální činnost ...... - 37 - 4.1.2. Glaciofluviální a fluviální činnost ...... - 42 -

4.1.3. Svahové pohyby ...... - 44 -

4.1.4. Prostorové rozložení geomorfologických tvarů a procesů v zóně recentního ústupu zalednění ...... - 50 -

4.2. Míra zvětrání skalních stěn v údolí Churup ...... - 53 - 4.3. Změny polohy čel ledovců ...... - 57 - 4.3.1. Změny polohy čel ledovců v nadmořské výšce...... - 57 -

4.3.2. Změny polohy čel ledovců v horizontální rovině ...... - 59 -

4.3.3. Západní strana pohoří ...... - 61 -

4.3.4. Východní strana ...... - 69 -

5. Diskuze ...... - 77 - 5.1. Omezení spojené s využitím snímků DPZ ...... - 77 - 5.2. Prostorové rozložení geomorfologických tvarů a procesů v zóně recentního ústupu zalednění ...... - 78 - 5.3. Stáří morén mapovaného území ...... - 79 - 5.4. Změny rozsahu zalednění v pohoří Cordillera Blanca ...... - 80 - 5.4.1. Období mezi lety 1962 a 1970 ...... - 81 -

6. Závěr ...... - 82 - 6.1. Geomorfologické tvary a procesy zóny recentního ústupu zalednění ...... - 82 - 6.2. Hodnocení míry zvětrání skalních stěn ...... - 83 - 6.3. Klimatické změny a vývoj vybraných čel ledovců ...... - 83 - 7. Literatura ...... - 85 -

PŘÍLOHA SEZNAM OBRÁZKŮ

Obr. 1.1. Vertikální členění hlavních holocenních geomorfologických tvarů a procesů v pohoří Coast Mountain v provincii Britská Kolumbie, Kanada (upraveno dle Slaymaker 1993). (7) Obr. 1.2. Poloha a vymezení studovaných lokalit. Červené linie označují Severní a Jižní oblast, tedy místa pro geomorfologické mapování a modré hvězdy jsou lokality, kde byl analyzován vývoj zalednění. 1-Artizon, 2-Quilcayhuanca, 3-Ishinca, 4- Rajuarushca, 5- Allicocha, 6- Huichajanca. (zdroj mapového podkladu: Google Earth Pro). Detailnější informace jsou uvedeny v kapitole 3.7. (9) Obr. 3.1. Měsíční srážkové úhrny a průměrné teploty vzduchu v pohoří Cordillera Blanca (upraveno dle Schauwecker et al. (2014)). (20) Obr. 3.2. Klouzavé 30ti-leté roční teplotní trendy mezi lety 1964 a 2012 pro referenční stanici Recuay pro roční maximální, minimální a průměrnou teplotu vzduchu. Černé křížky ukazují signifikantní trend na 5% hladině významnosti (upraveno dle Schauwecker et al. 2014). (22) Obr. 3.3. Roční srážkové úhrny referenční stanici Recuay (3 444 m), (upraveno dle Schauwecker et al. 2014). (24) Obr. 3.4. Hlavní faktory ovlivňující hmotovou bilanci ledovců v tropických pohořích. Diagram byl vytvořen na základě informací získaných při rešerši. Zdroje jsou uvedeny v textu. (26) Obr. 3.5. Typický svahový ledovec v pohoří Cordillera Blanca. Vrchol Alpamayo (5 947 m), (Juřicová A.). (27) Obr. 3.6. Celkový rozsah zalednění v pohoří Cordillera Blanca mezi lety 1930 a 2003, sestaveno na základě Georges (2004), Silverio a Jacquet (2005), Racovineatu et al. (2008) a ANA (2010). Upraveno dle Schauwecker et al. (2014). (29) Obr. 3.7. Údolí Santa Cruz a Artizon. Modré linie vyznačují mapovanou oblast (zdroj mapového podkladu: Google Earth Pro). (34) Obr. 3.8. Údolí Quilcayhuanca a Cayesh (zdroj mapového podkladu: Google Earth Pro). (35) Obr. 3.9. Údolí Yanamayo a Bezejmenná údolí (zdroj mapového podkladu: Google Earth Pro). (36)

- 2 -

Obr. 4.1. Typická ukázka ledovcem modelovaného údolí ve tvaru U (A) a ledovcové ohlazy skalního výchozu (Emmer A.). (38) Obr. 4.2. Kar s několika ledovcovými jezery v údolí Quilcayhuanca (zdroj: Google Earth Pro). (38) Obr. 4.3. Morénou hrazené jezero Tullpacocha. Foceno z pravé boční morény (Emmer A.). (39) Obr. 4.4. Příčný profil vedený přes boční morény jezera Tullpacocha. Hodnota 0 je místem, odkud byl profil měřen. (40) Obr. 4.5. Erozní rýhy identifikované na vnitřní straně morény (jezero Tullpacocha), (Juřicová A.). (43) Obr. 4.6. Dejekční (výplavové) kužele hradící jezero Jatuncocha (nalevo) a Ichiccocha (napravo, již skoro zazemněné) v údolí Santa Cruz (zdroj: Google Earth Pro). (44) Obr. 4.7. Průměrná nadmořská výška odlučných zón jednotlivých typů svahových pohybů. (46) Obr. 4.8. Několik generací debris flows nad jezerem Artizon Bajo (Juřicová A.). Jezero má délku přibližně 250 m. (49) Obr. 4.9. Obecný kvalitativní model hlavních toků sedimentů vytvořený dle Slaymaker (1993) pro údolí v pohoří Cordillera Blanca. (51) Obr. 4.10. Poloha testovaných lokalit v údolí Churup. Červená linie zobrazuje hranici mezi rozdílnými strukturami na skalním masivu a předpokládanou hranici rozsahu zalednění v Malé době ledové. Modrá linie označuje hranici čela svahového ledovce v roce 1970. (54) Obr. 4.11. Průměrné R hodnoty na jednotlivých testovaných lokalitách. Vertikální sloupce zobrazují 95% interval spolehlivosti. (55) Obr. 4.12. Graf vývoje nadmořské výšky čel ledovců na všech lokalitách v letech 1948, 1962, 1970 a 2012. (58) Obr. 4.13. Maximální, minimální a průměrná nadmořská čel ledovců na západní (modrá) a východní (červená) straně pohoří. (59) Obr. 4.14. Graf znázorňující ústup čel ledovců. Měření této vzdálenosti bylo oproti pozici čela ledovce v roce 2012, které má hodnotu 0. U jezera Tullpacocha, v údolí Huichajanca 2 a u jezera Maparaju byl také zaznamenán postup čela ledovce mezi lety 1948 a 1962. (60)

- 3 -

Obr. 4.15. Změna polohy čela ledovce v letech 1948, 1962, 1970a 2012 (červená linie). Zeleně jsou označena nově vznikající jezera Artizon Alto a Artizon Bajo a již neexistující jezero, jehož hráz byla zřejmě v 2. polovině 20. století protržena. (62) Obr. 4.16. Změna polohy čela ledovce v údolí Quilcayhuanca v letech 1948, 1962, 1970 a v roce 2012 (červená linie). Měření na snímcích byly uskutečněny u jezera Tullpacocha (1) a nad jezerem Cuchillacocha (2). (65) Obr. 4.17. Změna polohy čela ledovce (červená linie) v údolí Ishinca v letech 1948, 1962, 1970 a v roce 2012. Jezero Tocila je vyznačeno zeleným kruhem. Vývoj byl měřen v místě jezera č. 95 (1) a nad horním jezerem (2). (68) Obr. 4.18. Změna polohy čela ledovce (červená linie) v údolí Rajuarushca v letech 1948, 1962, 1970 (A) a v roce 2012 (B). Modrým kruhem jsou označena jezera Maparaju a Tumagarañon. (71) Obr. 4.19. Změna polohy čela ledovce (červená linie) v údolí jezera Allicocha v letech 1948, 1962, 1970 a v roce 2012. (73) Obr. 4. 20. Změna polohy čela ledovce (červená linie) v údolí Huichajanca v letech 1948, 1962, 1970 a v roce 2012. Opět zde byly měřeny dvě lokality, a to nad jezerem 332 (1) a nad jezerem 330 (2). (76) Obr. 5.1. Chyba reliéfu v DMT Google Earth v údolí Artizon (zdroj: Google Earth Pro). (77)

- 4 -

SEZNAM TABULEK

Tab. 2.1. Charakteristika mapovaných tvarů. (13) Tab 3.1. Teplotní trendy (°C/dekáda) pro jednotlivá období a nadmořské výšky (upraveno dle Vuille a Bradley 2000). (21) Tab. 3.2. Rozloha ledovců pro jednotlivá povodí v pohoří Cordillera Blanca. Poslední sloupec ukazuje celkový úbytek rozlohy mezi lety 1987 a 2010 (upraveno dle Burns a Nolin 2014). (30) Tab. 4.1. Charakteristika čelních morén identifikovaných ve studovaném území. Hodnoty sklonu jsou vztaženy ke svahu, na kterém byla moréna identifikována. (41) Tab. 4.2. Charakteristika zjištěných svahových pohybů. (47) Tab. 4.3. Charakteristiky a základní míry středu a rozptýlenosti naměřených R hodnot na skalní stěně v údolí Churup. (55) Tab. 4.4. Hodnoty pohybu čela ledovcového splazu v údolí Artizon. (61) Tab. 4.5. Hodnoty pohybů čel ledovců u jezera Tullpacocha (1.) a nad jezerem Cuchillacocha (2.) v závěru údolí Quilcayhuanca. (63) Tab. 4.6. Hodnoty pohybu čela ledovcového splazu (1.) a svahového ledovce (2.) v údolí Ishinca. (66) Tab. 4.7. Hodnoty pohybu čel ledovců nad jezery Maparaju (1.) a Tumagarañon (2.) v údolí Rajuarushca. (69) Tab. 4.8. Hodnoty pohybu čela ledovcového splazu v údolí jezera Allicocha. (72) Tab. 4.9. Hodnoty pohybu čel ledovců v údolí Huichajanca. Tabulka 1. zobrazuje měření nad jezerem 332 a dolní tabulka 2. měření nad jezerem 330. (74)

- 5 -

1. ÚVOD

Horské ledovce a permafrost jsou jedním z nejcitlivějších indikátorů globálních klimatických změn (např. Kaser 1999; Kaser a Osmaston 2002). Většina ledovců na globální změny klimatu reagují zmenšováním mocnosti a ústupem ledovcových čel (např. Georges 2004) a v případě permafrostu dochází k jeho degradaci (tání), (Ballantynes 2002). Tento trend je pozorován i v nejvíce zaledněném tropickém pohoří Cordillera Blanca (Kaser 1999), které se navíc vůči těmto změnám zdají být citlivější než ledovce středních a vysokých zeměpisných šířek (Wagnon et al. 1999; Kaser, 2001; Kaser a Osmaston 2002; Francou et al. 2003). Ústup ledovců v pohoří Cordillera Blanca má značný rozsah a během 2. poloviny 20. století došlo ke značné akceleraci tohoto trendu. Dle Georges (2004) se od konce Malé doby Ledové (angl. Little Ice Age, LIA), kdy byla rozloha zalednění v pohoří Cordillera Blanca odhadem 900-850 km2, zmenšila do konce 20. století na 600 km2. Tento dlouhodobý ústup byl ve 20. století několikrát přerušen obdobím stability či dokonce postupu ledovcových čel, nicméně tato období byla natolik krátká, že nedokázala vyrovnat celkový trend ústupu (Kaser 1999; Kaser a Georges 1999; Georges 2004). Výsledkem tohoto dlouhodobého trendu je rozsáhlá deglaciace oblasti a degradace permafrostu (např. Kaser 1999; Georges 2004; Racovineatu et al. 2008), která je úzce spojena s významnými morfologickými změnami v krajině (Clague a Evans 1994), které jsou často doprovázeny dynamickými procesy, které jsou charakterizovány jako přírodní ohrožení (Haeberli et al. 2013; Vilímek et al. 2014). Ve snaze začlenit procesy, probíhající v horském prostředí byl Slaymakerem (1993) vytvořen obecný model (obr. 1.1.), který rozděluje geomorfologické procesy dle jejich výskytu ve výškovém i horizontálním profilu. Pro horské prostředí mírného pásma, jsou nejvyšší polohy charakterizovány procesy soliflukce, nivace, vznikem osypů a samozřejmě také zaledněním, kde se vyskytují další procesy pro ledovce typické. Ve střední poloze se potom objevují rychlejší svahové pohyby (sesuvy, laviny, debris flows) a v nejnižších polohách dochází především k ukládání sedimentů. Horizontální rozdělení je potom na lokální úrovni řízeno hlavně erozní činností, svahovými pohyby, fluviální činností a jinými charakteristikami jako je například sklon či orientace svahu. Kombinace výškového a horizontálního dělení horské krajiny vede - 6 - k jejímu rozdělení na jednotlivé oblasti, které často bývají více či méně ohraničeny. V horizontálním směru hlavně čárou věčného sněhu a hranicí lesa, permafrostem či periglaciální aktivitou, po stranách pak korytama řek či drahami svahových pohybů.

Obr. 1.1. Vertikální členění hlavních holocenních geomorfologických tvarů a procesů v pohoří Coast Mountain v provincii Britská Kolumbie, Kanada (upraveno dle Slaymaker 1993).

1.1. Cíle práce

Hlavním cílem této diplomové práce je na základě geomorfologického mapování identifikovat hlavní tvary recentně odledněné zóny a následně charakterizovat základní geomorfologické procesy, které tuto zónu v pohoří Cordillera Blanca formují. Tomuto cíli byla také přizpůsobena metodika práce, která obsahuje analýzu satelitních snímků, na základě které bylo geomorfologické mapování provedeno a poté lokálně ověřeno v terénu (viz kapitola 2). Bylo také ustanoveno několik cílů vedlejších. V prvé řadě se jednalo o vypracování rešerše, která má shrnovat dosavadní poznatky o klimatických změnách a vývoji zalednění od konce období LIA, které mělo v pohoří Cordillera Blanca dvě fáze. Hlavní fáze proběhla mezi lety 1590 a 1720, vedlejší a méně výrazná fáze pak byla mezi lety 1780 a 1880 (Solomina et al. 2007). Informace získané z této rešerše byly také použity při výběru zájmových území pro vlastní výzkum. Vedlejšími

- 7 - cíli bylo na základě analýzy leteckých snímků pořízených během posledních 70ti let, charakterizovat pohyby ledovcových čel ve vybraných údolích a porovnat tyto informace s dosavadními výsledky, které byly získané při rešeršní práci a zhodnotit míru zvětrání skalních stěn pomocí metody Schmidt Hammer testu.

1.2. Výběr a poloha zájmových území

Jak už bylo řečeno v předchozím odstavci, jedno z kritérií při výběru vhodných území pro vlastní výzkum, bylo vyhotovení rešeršní části této práce. Dalším kritériem byla dostupnost satelitních snímků, tak aby pro geomorfologické mapování, snímek z jednoho roku pokrýval všechna zájmová území. Nakonec bylo vybráno několik údolí, jak v severní části pohoří, tak i v jižní (obr. 1.2.). Severní oblast zahrnuje údolí Artizon a horní část údolí Santa Cruz. Jižní oblast potom zahrnuje údolí Quilcayhuanca, Cayesh, Yanamayo a Bezejmenné údolí. Jejich přesné polohy a základní charakteristika jsou uvedeny v kapitole 3.5. Pro analýzu vývoje zalednění byla po výběru kompletní sady snímků z jednotlivých vybrána údolí tak (na základě informací získaných při rešerši), aby se nacházela jak na východní straně pohoří (údolí Huichajanca, údolí Rajuarushca a údolí jezera Allicocha), tak i na západní straně (údolí Artizon, údolí Ishinca, údolí Quilcayhuanca).

- 8 -

Obr. 1.2. Poloha a vymezení studovaných lokalit. Červené linie označují Severní a Jižní oblast, tedy místa pro geomorfologické mapování a modré hvězdy jsou lokality, kde byl analyzován vývoj zalednění. 1-Artizon, 2-Quilcayhuanca, 3-Ishinca, 4- Rajuarushca, 5- Allicocha, 6- Huichajanca. (zdroj mapového podkladu: Google Earth Pro). Detailnější informace jsou uvedeny v kapitole 3.7.

- 9 -

2. METODIKA PRÁCE A ZDROJE DAT

Před zahájením vlastního výzkumu byla prozkoumána dostupná literatura týkající se klimatických změn a vývoje zalednění od konce Malé doby ledové. Na základě této rešerše byla vybrána nejvhodnější údolí pro praktikou část práce. Pro dosažení stanovených cílů této práce bylo použito následujících metod. Prvním krokem bylo geomorfologické mapování, díky němuž bylo poté možné identifikovat hlavní povrchové tvary recentně odledněné zóny a jejich prostorové rozložení. Zjištění informace bylo poté možné lokálně ověřit při terénních pracích uskutečněných na jaře roku 2015. Další částí bylo, na základě interpretace leteckých snímků (viz kapitola 2.1. Zdroje dat), charakterizovat vývoj zalednění od poloviny 20. století. Všechny geomorfologické mapy byly vytvořeny v programu ArcMap společnosti ESRI v prostředí ArcGis 10.3. Data získaná při terénních pracích, mapování a analýze vývoje čel ledovců byla zpracována v programu Microsoft Office Excel 2007. Všechny obrázky zde použité byly editovány v prostředí programu Gimp 2.0. Pro tvorbu diagramů pak byl použit online program dostupný na adrese: www.draw.io.

2.1. Zdroje dat

2.1.1. Literatura

Tato práce by nemoha vzniknout bez kompilace prací a podkladových dat z několika různých zdrojů. Jako první byly vyhledány odborné vědecké články a monografie, které byly použity především pro rešeršní část práce. Jedná se o práce publikované hlavně v zahraničních časopisech. Jedná se například o vydavatelství Elsevier (Earth Science Reviews, Geomorphology, Quaternary Science Reviews, Global and Planetary Change, apod.), Springer (Natural Hazards, Landslides), dále pak samostatně vycházející periodika či periodika vydávaná národními službami, např. Journal of Maps, Journal of Glaciology, Annals of Glaciology. Citována jsou také vybraná domácí periodika, jako například univerzitní AUC Geographica. - 10 -

2.1.2. Data dálkového průzkumu Země (DPZ)

K získání vlastních dat byla použita především data dálkového průzkumu Země (DPZ). Pro geomorfologické mapování byly použity satelitní snímky poskytované společností Google, inc. a dostupné na serveru Google Earth Pro. Každý uživatel má možnost výběru snímku mezi lety 1970 a nejnovějšími snímky z roku 2015, které nicméně stále nepokrývají celou oblast pohoří Cordillera Blanca. Po prozkoumání snímků z jednotlivých let, byly nakonec použity snímky z května roku 2012, které obsahují malé množství oblak a chyb vzniklých u překryvů jednotlivých snímků. Pro analýzu časového vývoje geomorfologických procesů byly použity letecké snímky získané z archivu ANA (Autoridad National del Agua) v Peru. Tyto snímky byly pořízeny ve třech obdobích. První z nich byly uskutečněny mezi lety 1948 a 1952, další pak v roce 1962. Poslední letecké snímkování bylo v roce 1970. Od dalšího pořizování leteckých snímků bylo z důvodu rozvoje satelitního snímkování upuštěno.

2.1.3. Sběr dat v terénu

V červnu/červenci roku 2015 byly také realizovány terénní práce a sběr dat. Tyto práce zahrnovaly vyhotovení profilu přes boční morény u jezera Tullpacocha v údolí Quilcayhuanca. Dále byl proveden Schmidt Hammer test v údolí Churup, díky čemuž bylo možné určit stupně zvětrání na skalních stěnách, které byly v různých časových obdobích vystaveny působení ledovce.

- 11 -

2.2. Metodika práce

2.2.1. Geomorfologické mapování

Na základě interpretace satelitních snímků bylo provedeno geomorfologické mapování vybraných údolí v pohoří Cordillera Blanca, které bylo posléze lokálně ověřeno v terénu. Ještě před zahájením mapování byla zhotovena legenda geomorfologické mapy podle Klimeše (2009). Při vlastním mapování byl jako první vymezen rozsah zalednění. Bylo rozlišeno mezi samotným ledovcem a sněhovým polem, které bylo vymezeno na základě srovnání použitého snímku, tj. 5/2012 se snímkem z 7/2012 a 7/2013. Pokud se na těchto snímcích část, původně považovaná za ledovec už neobjevila, byla považována za sněhové pole. Poté byly identifikovány rozličné glaciální, glaciofluviální (fluviální) či tvary spojené se svahovou modelací. Sedimenty pokrývající údolní svahy, které nebyly zařazeny do kategorie osyp, dejekční kužel nebo glaciofluviální či glaciolakustrinní sediment, byly považovány za koluvium. Všechny mapované geomorfologické tvary a jejich charakteristiky jsou uvedeny dále v tabulce 2.1.

- 12 -

proces název popis citace Rubín a akumulace špatně tříděného materiálu, glaciální moréna Balatka vzniklá činností ledovce (1986) glaciofluviální dejekční akumulační těleso na úpatích svahů tvořená Summerfield fluviální kužel fluviálními nebo glaciofluviálními sedimenty (2013)

více nebo méně hluboká rýha v povrchu svažitého Rubín a glaciofluviální erozní terénu, vzniklá erozní činností vody, má Balatka fluviální rýha charakteristický příčný profil písmene "V" (1986)

svahová deformace, vzniklá následkem rychlého Rubín a svahový debris flow stékání (km/h) horninových hmot ve viskózním Balatka stavu, výslednou formou je proud (1986)

svahová deformace, vzniklá krátkodobě klouzavým Nemčok, pohybem horninových hmot na svahu podél jedné Pašek, svahový sesuv nebo více smykových ploch, výslednou formou je Rybář sesuv (1974)

krátkodobý (řádově sekundy) rychlý pohyb Nemčok, skalní horninových hmot na strmých svazích, přičemž se Pašek, svahový řícení postižené hmoty rozvolní a ztrácejí krátkodobě Rybář kontakt s podložím (1974)

suťové těleso protáhlé podél úpatí skalní stěny nebo Rubín a svahový osyp srázu, odkud pochází suťový materiál přemístěný Balatka gravitací z vyšších poloh (1986)

Tab. 2.1. Charakteristika mapovaných tvarů.

Na základně analýzy geomorfologických map byly charakterizovány hlavní geomorfologické procesy formující zónu recentního ústupu zalednění v pohoří Cordillera Blanca. Byly také zaznamenány vybrané charakteristiky jednotlivých tvarů: nadmořská výška, vzdálenost od čela ledovce, sklon svahu a jeho orientace. U vybraných tvarů byly navíc zaznamenány další charakteristiky, například přítomnost jezera za morénou. Tyto údaje byly nakonec zpracovány do přehledových tabulek a grafů, popřípadě spočtena základní statistika. Na závěr byl, za účelem komplexní interpretace procesů formující reliéf této zóny, vytvořen obecný kvalitativní model

- 13 - transportu sedimentů, který představuje ledovcové údolí jakožto systém, ve kterém různé části reliéfu slouží buď jako zdroj sedimentů nebo k jejich ukládání a nakonec také k transportu.

2.2.2. Analýza změn polohy čel ledovců

U vybraných údolí byly dále analyzovány letecké snímky z let 1948, 1962 a 1970, kde byl pro každý zmíněný rok identifikovány pozice čel ledovců. Výsledné údaje byly poté porovnány se situací z roku 2012. Pro tuto analýzu byla vybrána údolí Artizon, údolí Ishinca a údolí Quilcayhuanca na západní straně pohoří a údolí Huicajanca, údolí Rajuarushca a bezejmenné údolí jezera Allicocha na východní straně pohoří. Z důvodu co největší přesnosti bylo čelo ledovce měřeno nad nejbližším jezerem. Na některých lokalitách bylo nutné identifikovat pozice čela ledovce na více místech. Bylo tomu tak v údolí Ishinca, kde došlo k výrazně odlišnému pohybu čela ledovce při horní a dolní části údolí. Dále pak v údolí Huichajanca ze stejného důvodu. Celkem bylo měřeno 10 lokalit. Při měření na snímcích z jednotlivých let byly zaznamenávány nadmořské výšky čel ledovců, a jejich vzdálenost od čela ledovce v roce 2012. Vzdálenost v roce 2012 má tedy hodnotu 0. Měření obou parametrů bylo vždy 5x opakováno a poté byl vypočten průměr, se kterým se pak dále pracovalo. Aby bylo možné porovnat pohyby čel ledovců mezi jednotlivými obdobími, byla vypočtena průměrná rychlost pohybu čela ledovce za rok. Na základě této analýzy bylo posléze možné charakterizovat pohyby (ať už to byl ústup čela ledovce či jeho postup) jednotlivých čel ledovců a porovnat jejich vývoj mezi sebou. Měření všech parametrů bylo provedeno pomocí nástrojů aplikace Google Earth Pro.

- 14 -

2.2.3. Dílčí metody použité při terénních pracích

Analýza příčného profilu v údolí Quilcayhuanca Při terénních pracích realizovaných v červnu a červenci 2015 v údolí Quilcayhuanca, kde se nachází proglaciální jezero Tullpacocha hrazené morénou, byl vyhotoven příčný profil přes boční morény hradící toto jezero. Profil byl veden přibližně ve směru S-J a byl měřen z levé morény (v grafu je místo odkud byl profil měřen označeno hodnotou 0). Profil byl vyhotoven pomocí příručního sklonoměru/dálkoměru Laser Ace 1000. Geografická poloha byla zaznamenána pomocí přístroje Garmin GPSmap 60CS.

Schmidt Hammer test v údolí Churup Schmidt Hammer (SH) test je metoda, která je založena na určení stupně zvětrání testovaného povrchu, v tomto případě skalní stěny modelované ledovcem. Při použití přístroje dostáváme informaci o stupni zvětrání v podobě R hodnoty (angl. rebound value) na škále od 10-100, na více zvětralém povrchu jsou zaznamenané hodnoty nižší. Za předpokladu existence vztahu mezi stupněm zvětrání a délkou odkryvu testovaného povrchu lze tuto metodu použít jako nástroj relativního datování, kdy jsou porovnávány hodnoty z jednotlivých povrchů na dané lokalitě. Protože rychlost zvětrávání není v čase konstantní, není jednoduché tento vztah jednoznačně určit. Nicméně se jedná o metodu, která díky jednoduchému použití a získání velkého množství dat za relativně krátký čas strávený v terénu, umožňuje získání informace o době vzniku určité formy reliéfu ve vztahu k ostatním formám reliéfu nacházející se na studované lokalitě. Pomocí SH testu byly určeny stupně zvětrání na skalních stěnách nad jezerem Churup. Na základě předchozí vizuální analýzy leteckých a satelitních snímků, kde byla zjištěna přibližná poloha svahového ledovce v Malé Době Ledové a v roce 1970, byla vybrána přibližná místa, kde bude test proveden. V terénu pak byla vybrána konečná místa pro test, které splňovaly zásady a doporučení pro minimalizace nežádoucích vlivů při měření (převzato z Goudie 2006). Testované horniny jednoho měření, tomto případě žula, odpovídaly stejnému typu hornin z petrologického i litologického hlediska. Jednotlivá místa byla pevně ukotvena a vždy se jednalo a samotnou skalní stěnu. Pro měření byly vybrány hladké povrchy, neporušené puklinami a bez vegetačního pokryvu.

- 15 -

Pro jednotlivá měření byl použit Schmidt Hammer typu N. Měření na skalní stěně proběhlo v souladu s doporučeným postupem (dle Hubbard a Glasser 2005). Schmidt Hammer byl aplikován kolmo k testovanému povrchu, měření bylo prováděno v dostatečné vzdálenosti (min 6 cm) od hran a puklin. Na každé lokalitě byly nakonec pomocí přístroje Garmin GPSmap 60CS zaznamenány geografické souřadnice. Pro výpočet výsledné R hodnoty byla použita metodika Engela (2007), který na každém testovaném povrchu měří 25 R hodnot, ze kterých se vypočítá průměr. Pět hodnot s největší odchylkou od průměru byly poté odstraněny a výsledná R hodnota spočtena jako průměr zbylých (tedy 20) hodnot. Z dat byla nakonec vypočtena směrodatná odchylka a 95% interval spolehlivosti.

- 16 -

3. CHARAKTERISTIKA ÚZEMÍ

Pohoří Cordillera Blanca tvoří poměrně úzké (30 km) a více než 180 km dlouhé horské pásmo, přibližně ve směru SZ-JV (mezi 8° a 10° j. š.). Nachází se ve státě Peru v departmentu Ancash asi 400 km severně od hlavního města Lima. Jedná se o nejvíce zaledněné pohoří nacházející se v tropickém pásmu. Přibližně 71 % všech tropických ledovců se vyskytuje právě zde (Kaser 1999; Vuille et al. 2008a). Je zde více než 200 vrcholů přesahující nadmořskou výšku 5000 m, z nichž 27 přesahuje výšku 6000 m. Jedním z nich je i Huascaran Sur (6 768 m), jeden z vrcholů nejvyšší hory pohoří Cordillera Blanca i celého Peru. I přes nepoměr vzdáleností k Tichému a Atlantskému oceánu, je pohoří Cordillera Blanca součástí hlavního rozvodí Jižní Ameriky. Většina území pohoří Cordillera Blanca spadá do povodí řeky Santa, která ústí do Tichého oceánu. Východní svahy potom odvodňuje řeka Marañón do Atlantického oceánu. Nejjižnější část pohoří Cordillera Blanca spadá do povodí řeky Pativilca (Tichý oceán). Pravé přítoky řeky Santa prořezávají masív horského pásma, a tvoří hluboce zaříznutá údolí, které pohoří rozdělují na 12 horských skupin (Iturrrizaga 2014). Je také značnou bariérou pro masy vzduchu vanoucí z východu a odděluje tak vlhký vzduch pocházející s Amazonské nížiny od suchého vzduchu z pobřeží táhnoucího se podél Tichého oceánu (Schauwecker et al. 2014).

3.1. Geologie a geomorfologie

Pohoří Cordillera Blanca dosáhlo velehorských výšek teprve na přelomu pliocénu a pleistocénu, orogenezí spojenou se subdukcí na konvergentním rozhraní mezi oceánskou deskou Nazca a pevninskou Jihoamerickou deskou (Vilímek 2002). Tato subdukce byla započata zřejmě ve svrchním Triasu nebo v Křídě a trvá s různou intenzitou až do dnešní doby (Vilímek 2002). Pro oblast pohoří je typická subdukce pod velmi malým úhlem, proto se zde poslední vulkanická aktivita vyskytovala před přibližně 3-4 mil. lety. Během vývoje regionu docházelo ke střídání kompresních a extenzních fází (Vilímek 2002). Pro kompresní etapy bylo charakteristické vrásnění

- 17 - mezozoických vrstev, zatímco extenzní fáze se projevují extruzivním a intruzivním vulkanismem (Garay et al. 1998). Vlastní masiv Cordillera Blanca je batolit o délce 200 km a šířce 25 km. K intruzi plutonického tělesa došlo během extenzního období ve středním až mladším Miocénu, rozmezí 5-12 Ma BP (Vilímek 2002). Jedná se tedy o pohoří vráso- zlomového typu, které tvoří kromě výše zmíněného i erozní zbytky druhohorních vulkanických (andezity, tufy) a sedimentárních (pískovce, břidlice) hornin. Na JZ straně je pohoří vymezeno zlomem v délce 210 km, jenž ho odděluje od příkopové propadliny Callejón de Huaylas, kterou protéká řeka Santa (Vilímek 2002). Zásadní vliv na dnešní vzhled pohoří Cordillera Blanca mělo především střídání glaciálů a interglaciálů během kvartéru (Vilímek 2002). V reliéfu je možné identifikovat důkazy několika posledních postupů zalednění. Jedná se především o masivní morénové valy, trogy, kary, či ledovcové ohlazy v místech výstupu částí horninového masivu. Tyto důkazy jsou často vzdálené kilometry od úrovně současného zalednění. Nejstarší důkazy zalednění spadají do středního pleistocénu (datování morén na západních svazích masivu Hualcán), (Giraldez 2012). Giraldez (2012), která se ve své diplomové práci zabývala rozsahem zalednění z různých období na základě studie poloh morén na sz svazích masivu Hualcán (6 122 m), uvádí průměrné nadmořské výšky morén z období Mladšího Dryasu (12,5-12,4 ka BP, Glasser et al. 2009), z období LIA, jejíž hlavní fáze zde vrcholila (dle datování ledovcových jader z masivu Huascarán a lichenometrického datování vybraných morén) mezi lety 1590 a 1720, vedlejší a méně výrazná fáze pak mezi lety 1780 a 1880 (Thompson et al. 1995; Solomina et al. 2007) a morény vzniklé po období LIA (1920-1970, Kaser 1999). Pro morény z období Mladšího Dryasu uvádí nadmořskou výšku 3 460-4 480 m n. m., pro morény z období LIA pak 4 050-4 800 m n. m. Nejmladší morény, které byly formovány během fluktuace ledovcových čel během 20. století, se potom nacházely mezi 4 070-4 900 m n. m. V pohoří Cordillera Blanca se samozřejmě nacházejí i morény, jejichž vznik je datován až do posledního lokálního glaciálního maxima, které je datováno do období mezi 34 a 21 ka BP (Glasser et al. 2009), nicméně nadmořská výška těchto morén se nachází nížeji než je studovaná oblast. Za morénami posledního výrazného postupu zalednění z období LIA jsou často zadržována jezera, jejichž počet se vzhledem ke stálému ústupu ledovců neustále zvyšuje. Zatímco v 50. letech byl celkový počet „velikostně významných“ jezer 230 (z

- 18 - toho 119 hrazených morénami) (Concha 1951 v Emmer 2012), v 70. letech to již bylo celkem 267 jezer, z toho 148 hrazených morénami. Současný stav shrnují na základě rozboru satelitních snímků dvě nezávislé inventarizace (ANA 2011; Vilímek et al. 2015). Celková plocha jezer byla spočtena přibližně na 59,7 km2 (ANA 2011). Většina z nich je ledovcového původu, zbytek pak hradí akumulace svahových pohybů (Iturrizaga 2014; Vilímek et al. 2015).

3.2. Klima

Pohoří svou polohou vzhledem k zeměpisné šířce spadá do pásma vnějších tropů. Vlivem pravidelné oscilace intertropické zóny konvergence (ITCZ) je zde hlavní charakteristikou střídání období dešťů (říjen-duben) a sucha (květen-září;), (Kaser et al. 1999). ITCZ přináší z Amazononské nížiny od východu velmi vlhký vzduch, který je zachycen vrcholky hor. Díky výsledným návětrným a závětrným efektům vykazuje pohoří Cordillera Blanca značný nepoměr v úhrnech srážek mezi svahem východním (3 000 mm/rok) a západním (1 200 mm/rok), v údolí Callejón de Huaylas však spadne maximálně 750 mm srážek za rok. Období dešťů obvykle přinese 70-80 % těchto úhrnů (Kaser a Georges 1999). Po odsunu ITCZ na sever se stává rozhodujícím faktorem pasátové proudění, které přináší suchý vzduch.

- 19 -

Obr. 3.1. Měsíční srážkové úhrny a průměrné teploty vzduchu v pohoří Cordillera Blanca (upraveno dle Schauwecker et al. (2014)).

Teplotní režim vykazuje značnou denní amplitudu. Noční teploty často klesají pod bod mrazu, kdežto přes den mohou vystoupat až k 23 °C (obr. 3.1., Schauwecker et al. 2014). V letošním roce je západní pobřeží opět ovlivněno jevem El Niňo. V důsledku tohoto se zde vyskytují nadprůměrné teploty a i v období sucha dochází k přeháňkám, které jsou ovšem krátkodobé (Vuille a Bradley 2000).

3.2.1. Teplotní a srážkové trendy během 2. pol. 20. století

Vývoj některých meteorologických ukazatelů je v pohoří Cordillera Blanca pro 2. pol. 20. století velmi dobře dokumentován (Vuille a Bradley 2000; Vuille et al. 2003; Mark a Seltzer 2005; Vuille a Bradley 2008; Racovineatu et al. 2008; Schauwecker et al.

- 20 -

2014). Ne všechny zmíněné publikace se zaměřují jen na pohoří Cordillera Blanca, ale i na celou oblast tropických And (např. Vuille a Bradley 2000; Vuille et al. 2003). Zde jsou nicméně zařazeny, protože analyzují delší časové období, než práce zabývají se pouze pohořím Cordillera Blanca.

Teplotní trendy První analýza teplotních trendů byla publikována v roce 2000 a byla do ní zahrnuta celá oblast tropických And autory Vuille a Bradley. Pohoří Cordillera Blanca bohužel nebylo analyzováno samostatně, nicméně v analýze jsou data z této oblasti zahrnuta. Data byla sestavena z měsíčních průměrů z 268 stanic, které se nacházely v rozmezí 1°s. š.-23°j. š a mezi 0-5000 m n. v. Data byla analyzována v rámci gridu 2x2 stupně v období let 1939 a 1998. Nakonec byla data z jednotlivých stanic rozdělena do kategorií podle nadmořské výšky a západní či východní strany pohoří (tab. 3.1.).

V Andy Z 0-1000 m 0,00 - 0,39 500-1500 m 0,12 - 0,34 1000-2000 m 0,16 - 0,29 1500-2500 m 0,15 - 0,27 2000-3000 m - 0,21 - 2500-3500 m - 0,19 - 3000-4000 m - 0,19 - 3500-4500 m - 0,19 - 4000-5000 m - 0,16 - 1939-1998 - 0,11 - 1959-98 - 0,20 - 1974-98 - 0,34 -

Tab 3.1. Teplotní trendy (°C/dekáda) pro jednotlivá období a nadmořské výšky (upraveno dle Vuille a Bradley 2000).

Výsledky zobrazené v tabulce 3.1. ukazují signifikantní zvýšení teploty o 0,11°C/desetiletí mezi lety 1939 a 1998. Pokud ovšem trend analyzujeme pro kratší časová období, tak se teplotní odchylka od ročního průměru mezi 1959-1998 téměř

- 21 - zdvojnásobila (0,20°C/desetiletí) a mezi 1974-1998 ztrojnásobila (0,34°C/desetiletí). Určitý teplotní trend můžeme také sledovat ve vertikálním průběhu, kde se ukazuje redukce zvyšování teploty se zvyšující se nadmořskou výškou pro západní stranu. Pro oblast pohoří Cordillera Blanca provedli Schauwecker et al. (2014) analýzu teplotních trendů mezi lety 1964-2012 z měření 25 stanic. Byly vypočteny 30ti-leté průměry pro maximální, minimální a průměrnou teplotu. Pro větší přehled pohoří rozdělili na dvě části nadmořskou výškou 4 000 m. Jak můžeme vidět na obrázku 3.2., pro první oblast (tj. do nadmořské výšky 4 000 m) dochází k redukci zvyšování teploty v posledních 30ti letech ve srovnání s předchozími dekádami. Mezi lety 1969 a 1998 se průměrná roční teplota zvýšila o 0,31°C za jedno desetiletí. Pokud se ovšem podíváme na změnu teploty během let 1983 a 2012 průměrná roční teplota se zvýšila o pouhých 0,13°C za desetiletí. Trendy analyzované pro 30ti-leté periody před rokem 1999 se shodují s výsledky autorů Mark a Seltzer (2005), kteří pozorovali lehkou redukci ve zvyšování teploty u 29 stanic mezi lety 1962 a 1999 ve srovnání s předchozím obdobím 1951 a 1999. Nicméně ve srovnání s předchozí publikací, Mark a Seltzer použili meteorologické stanice nacházející se mezi 20 m a 4 600 m n. m. Z výsledků předchozí publikace navíc vyplývá, že mezi lety 1983 a 2012 se minimální teplota zvýšila o téměř 0,29°C/dekáda, kdežto maximální teplota se snížila o 0,04°C/dekáda (ovšem nevýznamně). K největšímu zvýšení minimální teploty došlo během období sucha.

- 22 -

Obr. 3.2. Klouzavé 30ti-leté roční teplotní trendy mezi lety 1964 a 2012 pro referenční stanici Recuay pro roční maximální, minimální a průměrnou teplotu vzduchu. Černé křížky ukazují signifikantní trend na 5% hladině významnosti (upraveno dle Schauwecker et al. 2014).

Srážkové trendy Vzhledem k nedostatečnému počtu meteorologických stanic se změny ve srážkách oproti teplotním trendům hůře analyzují (Vuille et al. 2008a). Dle Schauwecker et al. (2014) se úhrn průměrných ročních srážkek mezi 1983-2012 zvýšil na stanici Recuay (3 444 m n. m.) okolo 60 mm/desetiletí (obr. 3.3.). I na ostatních dostupných stanicích bylo zaznamenáno zvýšení ročního úhrnu srážek o více než 200 m mezi lety 1980 a 1990. Největší roční úhrn byl zaznamenán v roce 1993. Tento posun byl pozorován pro období dešťů (tj. říjen-duben), kdežto pro období sucha bylo pozorováno snížení ročního úhrnu srážek. Pro období sucha, bylo mezi lety 1993-2002 zaznamenán nejmenší úhrn srážek za celé pozorované období. Pro oblast tropických And se za posledních 60. let neukazuje žádný jasný vzor ve změnách ročních úhrnů srážek (Vuille et al. 2003). Ze záznamů 42 stanic, analyzovaných pro období 1950 až 1994 pouze 5 vykazovalo růst srážek a dvě naopak pokles (nevýznamně). Pro oblast severní části Peru (mezi 5°a 11°j. š.) byla pozorována slabá tendence v růstu srážek (Vuille et al. 2003). - 23 -

1200

1000

800

600

400 Roční srážky (mm)

200

0

Obr. 3.3. Roční srážkové úhrny referenční stanici Recuay (3 444 m), (upraveno dle Schauwecker et al. 2014).

3.3. Faktory ovlivňující hmotovou bilanci ledovce

Vlivy klimatických podmínek na hmotovou bilanci ledovce, jejíž negativní hodnoty mají za následek tání ledovce, nejsou do současné chvíle uspokojivě vysvětleny (Racovineatu et al. 2008; Schauwecker et al. 2014). Pro pozitivní hmotovou bilanci jsou důležité dva hlavní faktory dostatečně nízká teplota a dostatek srážek (Benn a Evans 2014). Pro tropické ledovce je známo, že teplota hmotovou bilanci ledovce ovlivňuje skrze dvě cesty: 1. tím, že má zásadní vliv na hodnotu albeda a 2. tím, že ovlivňuje to, zda vypadávající srážky budou pevné nebo kapalné (Kaser 1999; Racovineatu et al. 2008), (obr. 3.4.). V pohoří Cordillera Blanca probíhá akumulace pouze v období dešťů, kdy zvýšené množství srážek vede díky dostatku pevných srážek k pozitivnější roční hmotové bilanci v akumulační zóně ledovců. Během období sucha se zde naopak ablace ani akumulace téměř neprojevují, a to díky suchému vzduchu, při němž je většina dostupné energie spotřebována pro sublimaci, a tím pádem je nedostatek energie, která by byla potřebná pro ablaci (Wagnon et al. 1999; Kaser 2001). Zvýšení množství srážek, které bylo pozorováno během období dešťů (Vuille et al. 2003; Schauwecker et - 24 - al. 2014) by tedy mohlo vést k více pozitivní roční hmotové bilanci. Nicméně je pravděpodobné, že tento nárůst v množství srážek nedokáže vykompenzovat negativní hmotovou bilanci, která je způsobena značným zvýšením teploty vzduchu (Schauwecker et al. 2014). Tání ledovce krom jiného značně závisí na albedu povrchu ledovce a citlivost ledovců na změny v hodnotách albeda je velmi vysoká (Rabatel et al. 2013). Albedo ledovce je značně závislé na stádiu srážek a to zda budou srážky pevné či kapalné zase závisí na teplotě vzduchu. Díky zvyšující se teplotě se tato hranice posouvá stále výše (Schauwecker et al. 2014). V důsledku toho se hodnota albeda povrchu snižuje, a tím pádem je díky větší absorpci sluneční radiace dostatek energie dostupné pro tání. Dle Kaser et al. (1997), je pro pohoří Cordillera Blanca navrhováno, že pouze 1/3 ústupu ledovců je způsobena změnami v teplotě vzduchu a za 2/3 je potom odpovědné snižování vlhkosti vzduchu. Avšak Schauwecker et al (2014) uvádí, že role vlhkosti vzduchu a množství oblak je v tomto případě stále neznámá a data, která by toto mohla objasnit, se získávají jen na velmi malém počtu stanic, navíc jsou dostupná jen za posledních několik let. Nicméně teoreticky vzato, snížení denní teplotní amplitudy, ke které v posledních několika dekádách dochází, může vést ke zvýšení vzdušné vlhkosti a množství oblak. Zvýšené množství oblak pak má za následek snížení intenzity krátkovlnného slunečního záření a naopak zvýšení intenzity příchozího dlouhovlnného záření (Sicart et al. 2010 v Schauwecker et al. 2014). Specifická vlhkost je pak velmi důležitá v procesu výměny latentního tepla, které je součástí procesu sublimace. V pohoří Cordillera Blanca, sublimace spotřebuje mezi 60-90% celkové energie, která je dostupná během období sucha (Sicart et al. 2010 v Schauwecker et al. 2014) a protože sublimace ledu spotřebuje 8,5 krát více energie než tání, snížení vzdušné vlhkosti by mohlo vést ke značnému zvýšení míry tání (Schauwecker et al. 2014).

- 25 -

Obr. 3.4. Hlavní faktory ovlivňující hmotovou bilanci ledovců v tropických pohořích. Diagram byl vytvořen na základě informací získaných při rešerši. Zdroje jsou uvedeny v textu.

3.4. Charakteristika ledovců

Racovineatu et al. (2008), představují základní charakteristiky ledovců nacházejících se v pohoří Cordillera Blanca. Pro rok 2003, bylo v pohoří lokalizováno 485 ledovců pokrývající území o rozloze 569,6 km2. Naprostá většina z nich se nacházela na velmi strmých svazích bez ledovcových splazů (Georges 2004 a obr. 3.5.). Průměrný sklon svahu ledovce je 32° (Ames 1998; Racovineatu et al. 2008). Je zde i několik údolních ledovců, které jsou nicméně pokryty vrstvou suti. Ty pokrývají rozlohu 14,9 km2, což představuje pouhé 3% z celé oblasti (Racovineatu et al. 2008). Pro pohoří jsou typické ledovce menšího rozsahu. Průměrná velikost ledovce je 1,07 km2 a nejmenší ledovec má pouhých 0,006 km2. Orientace vůči světovým stranám je primárně určena strukturou Andského horského pásma a odráží tak regionální aspekty v množství srážek a dopadajícího slunečního záření (Ames 1998). Průměrná orientace ledovců je 193° (JZ) a 32% ledovců je právě orientováno buď jižním anebo jihozápadním směrem (Ames

- 26 -

1998; Racovineatu et al. 2008). Ve vnějších tropech, kde se pohoří Cordillera Blanca nachází, jsou tyto svahy více stíněné během období dešťů (Mark a Seltzer 2005). Nadmořská výška čel ledovců se nachází mezi 4204 m a 5369 m a na západní straně (4914 m) se čela ledovců nacházejí o 102 m výše než na východní straně (4812 m). Střední nadmořská výška ledovců se potom snižuje od jihozápadu na severovýchod. Tento JV-SZ trend v nadmořské výšce čel ledovců odráží orografický efekt pohoří (Kaser a Georges 1997), což ledovcům na východní straně umožňuje mít o něco větší rozsah a být nížeji položené ve srovnání se západní stranou pohoří.

Obr. 3.5. Typický svahový ledovec v pohoří Cordillera Blanca. Vrchol Alpamayo (5 947 m), (Juřicová A.).

- 27 -

3.5. Vývoj zalednění a polohy sněžné čáry

Jak už bylo řečeno v předchozí kapitole, ledovce v pohoří Cordillera Blanca dosáhly svého posledního glaciálního maxima během chladného období Holocénu, zvaném Malá doba ledová. Od této doby čela ledovce vykazují všeobecný ústup přerušovaný kratšími obdobími stability či dokonce mírného postupu (Georges 2004). Avšak, tato období nejsou natolik dlouhá, aby dokázala vyrovnat hlavní trend ústupu (Georges 2004; Kaser 1999).

3.5.1. Vývoj zalednění v pohoří Cordillera Blanca

Obecný charakter fluktuace ledovců je velmi dobře dokumentován pro hlavní fáze ústupu a postupu (Kaser 1999; Georges 2004). Jako první se o ústupu ledovců, jakožto o obecném trendu, zmiňuje Broggi (1943 in Kaser 1999), který cituje A. Raimondi, podle kterého tento trend začal již v roce 1862. Což přibližně odpovídá době, kdy končí druhý vrchol Malé doby ledové (Solomina et al. 2007). Během svých výprav, uskutečněných v roce 1909, si tohoto trendu všiml i Sievers (1943 v Kaser 1999). Všeobecný ústup pokračuje až do roku 1920. Z tohoto období není žádná informace, která by mluvila o nějakém postupu ledovců (Kaser 1999). V roce 1920 přichází první postup, který téměř dosáhl rozsahu z konce Malé doby ledové. Z informací získaných z leteckých snímků vyplývá, že během 20. století došlo k největšímu úbytku ledovců během let 1930 a 1950 a v 2. polovině 70. let, kdy bylo zaznamenáno výrazné zvýšení polohy sněžné čáry (Kaser 1999; Georges 2004; Vuille et al. 2008a). Od 70. let se začíná s měřením změn hmotové bilance přímo na konkrétních ledovcích (například Kaser 1990; Hastenrath 1995), což výrazně zpřesňuje informace o vývoji zalednění. V první polovině 70. let přichází další fáze stagnace a některé ledovce dokonce lehce postoupily (Kaser 2003). To samé se opakuje i na konci 20. století (Georges 2004).

- 28 -

Obr. 3.6. Celkový rozsah zalednění v pohoří Cordillera Blanca mezi lety 1930 a 2003, sestaveno na základě Georges (2004), Silverio a Jacquet (2005), Racovineatu et al. (2008) a ANA (2010). Upraveno dle Schauwecker et al. (2014).

Díky terénním měřením je vývoj některých ledovců velmi dobře zdokumentován. Například rozsah ledovce masivu Huascaran-Chopicalqui, který měl v roce 1920 rozlohu 71 km2, se do roku 1970 zmenšil na 58 km2 a poloha sněžné čáry stoupla o 95 m (Kaser et al. 1996). Existují také záznamy o měření ledovce Artesonraju, který mezi lety 1932 a 1987 ustoupil o 1140 m (Ames 1998). Další ledovec Broggi, nacházející se blízko ledovce Artesonraju, ustoupil mezi lety 1932 a 1994 o 1097 m, navzdory lehkému postupu okolo roku 1977 (Ames 1998). Dokumentace a analýz jednotlivých ledovců je celá řada (například Hastenrath a Ames 1995; Mark a Seltzer 2005). Bylo také uskutečněno několik inventarizací, které popisují vývoj zalednění celého (nebo většiny) pohoří Cordillera Blanca od konce Malé doby ledové. Záznam o zřejmě jedné z prvních inventarizací pochází z roku 1970 (Hidrandina 1988), kdy rozsah zalednění dosahoval rozlohy 721 km2. Komplexní přehled o celkovém vývoji zaledněné plochy přinesl v roce 2004 Christian Georges. Na základě analýzy SPOT (Système Probatoire d’Observation de la Terre) satelitních snímků a digitalizovaných mapových souborů tvrdí, že během období Malé doby ledové byla celková oblast zalednění v pohoří Cordillera Blanca 850-900 km2, celková rozloha pak v roce 1930 klesla na 800-850 km2, v roce 1970 na 660-680 km2 a nakonec rozloha

- 29 -

činila 620 km2 v roce 1990. Podobné hodnoty ve své práci potvrzují i Silverio a Jaquet (2005). Podrobnější studii potom přináší Burns a Nolin (2014). Ty opět na základě detailní analýzy satelitním snímků změřily změny v rozsahu zalednění v západní části pohoří Cordillera Blanca mezi lety 1987 a 2010. Studovaná oblast byla rozdělena na jednotlivá povodí, kde byly následně změny v rozloze zalednění měřeny. Během tohoto období se rozsah zalednění zmenšil o 161 km2 a ztratil 25% ze své rozlohy v roce 1987. Práce také odhaduje rozlohy pro vybrané roky pro celé území pohoří. Odhad rozlohy pro celé pohoří činí 643,5 km2 pro rok 1987 a 482,4 km2 pro rok 2010. Práce se také zabývala změnou v rozloze zalednění v závislosti na nadmořské výšce ledovců a jejich orientaci vůči světovým stranám. Pokud rozdělíme odhad ústupu rozlohy pro východní a západní stranu pohoří, pak ledovce na východní straně ztratily 27% ze své rozlohy v roce 1987 a ledovce na západní straně 25%. K podobnému výsledku došli i Racovineatu et al (2008), kteří navíc uvádí, že tento rozdíl je zřejmě způsoben odlišnou citlivostí ledovců ke klimatickým změnám. Největší úbytek byl zaznamenán v povodí s nejnižší nadmořskou výškou ledovců. Vůbec největší úbytek v povodí Querococha, které je právě nejnížeji položeným údolím ve studované oblasti. Údaje pro jednotlivá povodí a celkové úbytky zalednění jsou uvedeny v tabulce 3.2.

Povodí Rozloha (km2) Celkem 2 1987 1996 2004 2010 (km ) Paron 18.7 17.9 17.3 16.1 -2.5 Llanganuco 33.1 31.8 31.1 26.7 -6.5 Marcara (Chancos) 66.9 59.5 60.5 51.4 -15.5 Cedros 20.6 18.3 18.0 14.0 -6.6 Colcas 41.1 37.7 37.6 32.6 -8.5 Quilcay 44.1 39.8 39.2 32.7 -11.5 Pachacoto 15.8 13.7 12.4 9.9 -5.9 Olleros 20.6 16.8 16.0 12.2 -8.4 Santa (La Balsa) 394.4 362.9 352.2 302.9 -58.7 Quitrasca 27.9 24.6 23.2 18.8 -9.1 Querococha 3.5 2.1 2.1 0.9 -2.5 Cordillera Blanca 643.5 584.0 569.4 482.4 -161

Tab. 3.2. Rozloha ledovců pro jednotlivá povodí v pohoří Cordillera Blanca. Poslední sloupec ukazuje celkový úbytek rozlohy mezi lety 1987 a 2010 (upraveno dle Burns a Nolin 2014).

- 30 -

3.5.2. Vývoj polohy sněžné čáry

Pozorované změny v rozloze zalednění umožňují také odhad změn polohy sněžné čáry (ELA, angl. equilibrium line altitude). V Peru je pro rekonstrukce změn ELA založena na GPS průzkumu jednotlivých morén v kombinaci s analýzami leteckých a terestrických snímků, historických dokumentů a starých topografických map. Historické dokumenty z 2. pol. 19. století, které by obsahovaly záznam o poloze sněžné čáry, jsou bohužel vzácné (Jomelli et al. 2009). Nicméně, od konce Malé doby ledové do konce 19. století se ELA zvýšila přibližně o 108±30 m (Jomelli et al. 2009). Na základě analýzy leteckých snímků byla určena poloha ELA mezi lety 1930 a 1950 na masívu Santa Cruz-Alpamayo-Pucahirca, který se nachází v severní části pohoří. Z výsledků vyplývá, že mezi lety 1930 a 1950 došlo ke značnému zvýšení polohy ELA (až o 71 m), (Kaser a Georges 1997). Dle Jomelli et al. (2009) se během 20. století ELA zvýšila v některých případech i o 150 m. Podobné výsledky potvrzuje i Schauwecker et al. (2014).

3.6. Přírodní ohrožení v pohoří Cordillera Blanca

Geomorfologické procesy jsou v horském prostředí o dost intenzivnější, než je tomu jinde. Svou roli zde hraje značná nadmořská výška, členitý reliéf, variabilní klimatické podmínky a podobně (Caine 1974 v Otto a Dikau 2004). Pohoří Cordillera Blanca se tyto charakteristiky navíc kombinují s aktivní seismickou činností a přítomností ledovců. V důsledku toho je značně ohrožena přírodními katastrofami (Klimeš et al. 2009). Také v důsledku stálého zmenšování rozlohy ledovců dochází k určité destabilizaci v důsledku změn, které tání ledovců a degradace permafrostu přináší (Ballantyne 2002). Ústup ledovců je úzce spojen s rozsáhlou škálou typů přírodních ohrožení, které jsou často příčinou značných škod (Emmer et al. 2014). To zahrnuje dynamické svahové pohyby (Richardson a Reynolds 2000), katastrofické povodně, jejichž příčinou je náhlé uvolnění značného objemu vody z jakéhokoliv typu vysokohorských jezer (např. Vilímek et al. 2005; Emmer et al. 2014) a také změny v odtokových režimech, které jsou doprovázeny suchem (Mark 2002). Tyto na první pohled odlišné přírodní procesy jsou ve skutečnosti značně propojené. Několik z nich - 31 - uvádí Emmer et al. (2014). Jedná se především o spojení mezi svahovými pohyby a povodněmi. Richardson a Reynolds (2000) rozlišují mezi tzv. přímými a nepřímými svahovými pohyby, které jsou s ústupem ledovců spojeny. Přímé svahové pohyby jsou především laviny ledu či sněhu, kdežto nepřímé svahové pohyby jsou spojeny s reorganizováním hmoty paraglaciálními procesy, které ovlivňují strmé údolní svahy a které jsou příčinou pro skalní řícení/laviny nebo sesuvy. Tento fenomén nepřímých svahových pohybů, který je spojen s deglaciací je také zván jako „landslide response to post-Little Ice Age glacier retreat and thinning“ (Holm et al. 2004). Společně tyto dynamické svahové pohyby představují nejčastější příčinu náhlého a často katastrofického uvolnění značného objemu vody z ledovcových jezer v pohoří Cordillera Blanca – celkově se jedná o 80% všech příčin, z nichž 45% jsou přímé a 35% nepřímé svahové pohyby. Zbylých 20% je způsobeno zemětřesením anebo povodňovou vlnou z jezera nacházejícího se výše na vodním toku (Emmer a Cochachin 2013). Pro náhlé uvolnění akumulované vody z ledovcového jezera (jezero hrazené ledovcem, morénou či skalním stupněm) bez ohledu na příčinu se používá termín „GLOF“ neboli glacial lake outburst flood (Richardson a Reynolds 2000). Tento fenomén začíná být v posledních několika desetiletích zcela významný, vzhledem k pokračujícímu tání ledovců, kdy dochází k nárůstu jak počtu, tak i velikosti ledovcových jezer. V pohoří Cordillera Blanca byly zaznamenány desítky případů těchto povodní zaznamenány desítky případů, jako příklad lze uvést protržení morénové hráze jezera Palcacocha v letech 1941 (Lliboutry et al. 1977), přelití hráze jezera No. 513 v roce 2010 (Emmer et al. 2014) nebo nejnovější událost z roku 2012, kdy se protrhla hráz jezera Artizon Bajo (Emmer et al. 2014). Ačkoliv přírodní ohrožení v pohoří Cordillera Blanca je nejčastěji spojováno s deglaciací území, není to jediná příčina. Vzhledem k tomu, že se pohoří nachází v seismicky aktivní oblasti, část přírodních katastrof také spojena se zemětřesením. Asi nejznámější historickou událostí je silné zemětřesení (M 7.7) v roce 1970, které způsobilo uvolnění bloků kamení a ledu ze západní stěny vrcholu Huascarán. Následná lavina zcela zničila vesnici Yungay, která leží pod vrcholem v údolí Callejón de Huyallas (např. Klimeš et al. 2009). Další příčinou také mohou být buď sezónní deště, které v pohoří Cordillera Blanca trvají od listopadu do dubna, přičemž nejvíce srážek spadne v březnu (Mark 2002) anebo srážky, které jsou ovlivněny jevem El Niňo

- 32 -

(Vilímek et al. 2000), které jsou mnohdy příčinou vzniku debris flows (Vilímek et al. 2000). Přírodnímu ohrožení v pohoří Cordillera Blanca, které je spojeno se současným ústupem ledovců se věnují práce například Vilímek et al. (2005; 2013; 2014; 2015), Klimeš (2012), Klimeš et al (2009; 2014; 2015), Emmer et al. (2014), Hegglin a Huggel (2008) a další.

3.7. Regionální specifika vybraných lokalit

3.7.1. Severní oblast

Lokalita se nachází v severní části pohoří (obr. 3.7.) přibližně mezi 8°55´-8°57´j. š. a 77°40´-77°57´ z. d. Zahrnuje údolí Artizon a horní část údolí Santa Cruz. Obě údolí patří do povodí řeky Santa. Celková rozloha studované oblasti je přibližně 34 km2. Hlavní údolí Santa Cruz má vs-sj směr a měří 23 km. V jeho horní části se ve výšce 4 450 m n. m. se pod vrcholem Taulliraju (5 850 m) nachází morénou hrazené jezero Taullicocha. Údolí patří do povodí řeky Yuraqmayu, která je pravým přítokem řeky Santa. Studovaná oblast se nachází v horní části údolí mezi mezi 4 km a 13 km. Údolí Artizon je situováno po levé straně údolí Santa Cruz (po směru toku). Je orientováno téměř S-J směrem a je 3,5 km dlouhé. V jeho horní části se nachází dvě jezera, Artizon Alto a pod ním Artizon Bajo, jehož hráz byla v roce 2012 protržena vlnou vzniklou mohutným sesuvem do jezera Artizon Alto, která se následně přelila do spodního jezera Artizon Bajo. Údolí se nachází pod vrcholy Paria (5 600 m) a Artesonraju (6 025 m). Ústí údolí je v nadmořské výšce 4 162 m.

- 33 -

Obr. 3.7. Údolí Santa Cruz a Artizon. Modré linie vyznačují mapovanou oblast (zdroj mapového podkladu: Google Earth Pro).

3.7.2. Jižní oblast

Lokalita se nachází v jižní části pohoří přibližně mezi 9°26´-9°27´j. š. a 77°24´-77°16´z. d. Patří do ní celkem 5 ledovcových údolí. Quilcayhuanca a Cayesh se nacházející se na západní straně pohoří patřící tedy do povodí řeky Santa. Údolí Yanamayo a Bezejmenná údolí 1 jsou na východní straně, jež spadá do povodí řeky Marañón. Celková rozloha studované oblasti je přibližně 140 km2.

Údolí Quilcayhuanca a Cayesh Studované údolí Quilcayhuanca se táhne přibližně v sv-jz směru a je 16,5 km dlouhé (obr. 3.8.). V jeho závěru se nachází proglaciální jezero Tullpacocha. Zde je údolí ohraničeno úbočím vrcholů Pucaranra (6 156 m), Chinchey (6 222 m), Tullparaju (5 787 m) a Andavite (5 518 m). Jezero je zdrojnicí řeky Quilcay, která je pravým přítokem řeky Santa. Ústí údolí Quilcayhuanca se nachází v nadmořské výšce 3 882 m. Přibližně na třetím kilometru se k řece Quilcay připojuje levostranný přítok z údolí

- 34 -

Cayesh, které je ohraničeno valem morény. Údolí je 4 km dlouhé a má SZZ-JVV směr. V závěru je údolí obklopeno vrcholy Cayesh (5 721 m), Maparaju (5 326 m) a vrcholem San Juan (5 843 m). Ústí údolí Cayesh se nachází v nadmořské výšce 4 044 m.

Obr. 3.8. Údolí Quilcayhuanca a Cayesh (zdroj mapového podkladu: Google Earth Pro).

Údolí Yanamayo a Bezejmenná údolí Tato tři studovaná údolí se nachází pod východními svahy pohoří Cordillera Blanca a jsou situována přímo naproti údolí Quilcayhuanca a Cayesh (obr. 3.9.). První z nich je údolí Yanamayo, které měří 5 km a má jv-sz směr. V jeho závěru jsou pod vrcholem Copap (5 566 m) v nadmořské výšce 4 511 m situována dvě jezera Rurichinchay. Údolí patří do povodí řeky Yanamayo. Ústí údolí se nachází v nadmořské výšce 3 886 m. Bezejmenná údolí se nacházejí pod vrcholy Chinchey (6 222 m) a Tullparaju (5 787 m). Kratší údolí měří 2,5 km a je v něm situováno jezero Challhuacocha (4 278 m n. m.). Údolí patří do povodí řeky Yanamayo. Ústí údolí je v nadmořské výšce 3 847 m. Rovnoběžně vedle něj se nachází druhé údolí, jehož studovaná horní část měří 2 km.

- 35 -

V jeho závěru se nacházejí bezejmenné jezero (4 522 m n. m.). Povodí údolí patří k řece Rima. Obě údolí mají téměř vz směr.

Obr. 3.9. Údolí Yanamayo a Bezejmenná údolí (zdroj mapového podkladu: Google Earth Pro).

- 36 -

4. VÝSLEDKY

4.1. Reliéf recentně odledněné zóny v pohoří Cordillera Blanca

Geomorfologický průzkum v pohoří Cordillera Blanca byl uskutečněn formou analýzy a interpretace satelitních snímků. Získané informace byly poté lokálně ověřeny v terénu. Celkem bylo mapováno sedm ledovcových údolí. Díky mapování byly zjištěny hlavní geomorfologické tvary, na jejichž základě bylo poté možné určit převládající geomorfologické procesy, které zónu recentního ústupu zalednění formují. Výsledným výstupem mapování jsou čtyři mapy (viz příloha), v nichž jsou všechny zjištěné tvary reliéfu zachyceny. Celkem bylo mapováno území o rozloze 175 km2.

4.1.1. Glaciální činnost

Z množství glaciální tvarů (čelní, ústupové a boční morény) a z celkového vzhledu krajiny (tvar údolí, přítomnost karů a ledovcových ohlazů na skalních výchozech) je zřejmé, že v minulosti byla krajina nejvíce formována právě činností ledovců. Rozsah ledovců se v současné době omezuje pouze na horní partie údolí a na horní části svahů, čímž se na tato místa omezena i glaciální činnost. Ve studovaném území se nadmořská výška čel ledovců pohybuje mezi 4 700-5 200 m n. m., přičemž v nejvyšší nadmořské výšce se čelo ledovce nachází v údolí Quilcayhuanca (5 191 m) a nejníže v údolí Yanamayo (4 689 m). Doklady této činnosti jsou v současné době zachovány v podobě různých erozních a akumulačních tvarů

Erozní tvary Erozní činnost ledovců vedla z hlediska makroforem reliéfu ke vzniku karů a ledovcových údolí - trogů. Účinky této činnosti jsou patrné v prohloubení a rozšíření údolí, jejichž tvar připomíná písmeno U (obr. 4.1., A). Tento fakt také dokládá přítomnost příkrých svahů, které často překračují hranici sklonu 50°. V pohoří Cordillera Blanca se kromě hlavních ledovcových údolí nachází také údolí visutá. Ta se většinou nacházejí v horních částech svahů hlavních údolí a byla identifikována v údolí - 37 -

Quilcayhuanca a Santa Cruz. Další erozní tvary se nacházejí také v horních částech svahů. Jedná se o místa, kde došlo, díky ledovcové činnosti k výraznému prohloubení a vzniku depresí na skalních masívech. Některé z pánví byly po ústupu čela ledovce zatopeny vodou a došlo ke vzniku menších jezer, která byla identifikována například v údolí Quilcayhuanca (viz příloha a obr. 4.2.). Glaciální erozní činnost také dokládají zřetelné ohlazy na skalních stěnách (obr. 4.1., B).

Obr. 4.1. Typická ukázka ledovcem modelovaného údolí ve tvaru U (A) a ledovcové ohlazy skalního výchozu (Emmer A.).

Obr. 4.2. Kar s několika ledovcovými jezery v údolí Quilcayhuanca (zdroj: Google Earth Pro). - 38 -

Akumulační tvary Nejhojněji zastoupenou glaciální akumulací jsou morény (obr. 4.3.). Vzhledem k absenci datování nebylo možné rozlišit dobu vzniku jednotlivých morén, nicméně na základě přítomnosti značného vlivu erozních procesů a odlišné vzdálenosti jednotlivých morén od současných pozic čel ledovců se dá usuzovat, že doba vzniku těchto akumulací je různého stáří. Předpokládáme, že výraznější čelní a boční morény nacházející se nejblíže čelu ledovce byly zformovány v období Malé doby ledové. Zbylé morénové valy jsou zřejmě holocenního stáří.

Obr. 4.3. Morénou hrazené jezero Tullpacocha. Foceno z pravé boční morény (Emmer A.).

Celkově bylo v sedmi údolích zjištěno 45 morén. V naprosté většině případů se jedná o čelní a boční morény. Ve studovaném území se také nachází množství morén ústupových. Průměrná nadmořská výška čelních morén činí 4 585 m, přičemž nejvýše - 39 - položená moréna se nachází v údolí Quilcayhuanca v 5 029 m n. m. Naopak nejnížeji položená moréna byla identifikována v údolí Cayesh (Quilcayhuanca) v 4 108 m n. m. Výše položené morény byly spíše formovány svahovými ledovci, které se právě nacházejí v horních částech svahů, kdežto morény s nižší nadmořskou výškou byly formovány údolními ledovci, jako je tomu v případě morény hradící jezero Tullpacocha. Sklon svahů, na kterých byly morény identifikovány, byl v rozmezí 15°až 36°. Samozřejmě zde jsou i morény ležící na svahu s menším sklonem. Tyto morény byly většinou identifikovány na dnech údolí (například ID 7 a 18, tab. 4.1). Při terénních pracích byl také vyhotoven příčný profil přes boční morény u jezera Tullpacocha (obr. 4.4.). Z profilu je patrné, že vnitřní strana morén je značně strmá. Nicméně se oba svahy liší. Levá moréna má sklon vnitřního svahu 45°, a tato hodnota se v celé délce příliš nemění. Pravá strana morény je v horní části také strmější (47°), ale poté sklon pozvolna klesá. V dolní části má svah sklon 35°. Tento rozdíl je způsoben přítomností akumulací sesuvů v dolní části svahu na pravé boční moréně. Strmější sklon vnitřních svahů boční morény byl také naměřen nad jezerem Artizon Alto, kde také dosahoval hodnot okolo 45°.

140 120 P hřbet morény L hřbet morény 100 80 60 40 20 j. Tullpacocha 0

vertikální vertikální vzdálenost (m) -20 -40 184 157 95 46 0 8 17 45 150 255 361 418 480

horizontální vzdálenost (m) S JS

Obr. 4.4. Příčný profil vedený přes boční morény jezera Tullpacocha. Hodnota 0 je místem, odkud byl profil měřen.

- 40 -

U 10/25 případů bylo za čelní morénou také identifikováno jezero, které je morénou alespoň z části hrazeno. Dvě z těchto jezer se nacházejí v závěru údolí Quilcayhuanca a tato jezera mají v průměru 0,5 km2. Jedná se o jezera Cuchillacocha (4 633 m n. m.) a Tullpacocha (4 294 m n. m). Mnohem častějším případem, zvlášť v údolí Quilcayhuanca a Santa Cruz, jsou menší jezera nacházející se v horních částech svahů, průměrně v nadmořské výšce 4 844 m n. m. Jejich maximální velikost nepřesahuje 220 m, ale většinou se pohybuje kolem 70-80 m. Bylo také identifikováno několik jezer nacházejících se v horních částech svahů, které nejsou hrazeny morénou. Nejčastěji se jedná o vodou vyplněné deprese či části karů (viz výše).

sklon nadm. v. svahu vzd. od čela čelo ledovce přítomnost místo ID (m n. m.) (°) ledovce (m) (m n. m.) jezera 1 4968 19 311 5052 x Quilcayhuanca 2 5029 22 411 5191 Quilcayhuanca 3 4987 28 195 5078 Quilcayhuanca 4 4948 28 461 5098 x Quilcayhuanca 5 4918 15 506 5079 x Quilcayhuanca 6 4633 12 1150 4873 x Quilcayhuanca 7 4294 10 2150 4716 x Quilcayhuanca 8 4542 14 1360 4883 x Quilcayhuanca 9 4361 14 1370 4744 Quilcayhuanca 10 4862 9 337 5024 Quilcayhuanca 11 4759 21 484 4933 x Quilcayhuanca 12 4850 21 488 5025 Quilcayhuanca 13 4405 17 1260 4969 Quilcayhuanca 14 4623 28 1150 5076 Quilcayhuanca 15 4333 29 1700 5080 Quilcayhuanca 16 4521 28 1410 5097 Quilcayhuanca 17 4353 30 1840 5091 Quilcayhuanca 18 4108 8 4860 4761 Quilcayhuanca 19 4807 29 801 5037 x Santa Cruz 20 4919 34 361 5049 Santa Cruz 21 4919 27 481 5103 Santa Cruz 22 4516 20 1320 5003 x Santa Cruz 23 4365 12 2120 4823 x Santa Cruz 24 4822 25 544 5063 Santa Cruz 25 4959 20 465 5127 Santa Cruz

Tab. 4.1. Charakteristika čelních morén identifikovaných ve studovaném území. Hodnoty sklonu jsou vztaženy ke svahu, na kterém byla moréna identifikována.

- 41 -

4.1.2. Glaciofluviální a fluviální činnost

V současné době je reliéf mapovaného území formován glaciofluviálními procesy, jejichž činnost prostupuje skrz celou recentně odledněnou zónu. Některé z tvarů mohou být také formovány pouze fluviální činností. Může tomu být tak v případech kdy se v části údolí již nenachází ledovec. Nicméně vzhledem k tomu, že se ledovce v pohoří Cordillera Blanca rychle zmenšují a na některých místech dokonce zmizely a také chybějících informací o době vzniku jednotlivých tvarů, nelze s jistotou říci, zda se jedná o tvar glaciofluviální nebo fluviální. Ledovcové toky jsou zásadním transportním médiem a díky množství unášeného materiálu a rychlosti, představují procesy s vysokou erozivní schopností. To je dobře vidět například v případě morénových valů v údolí Quilcayhuanca a Santa Cruz, především v horních částech svahů, kde čelní části morén nejsou téměř zachovány a zůstaly pouze boční morény. Materiál, který je vodními toky dopravován po gravitačním spádu do nižších poloh, eroduje části svahů a tím vytváří četné erozní rýhy. Při úpatí svahů, se poté díky rychle se měnícímu sklonu svahů materiál částečně ukládá ve formě dejekčních kuželů, jako je tomu v údolích Santa Cruz a Quilcayhuanca. Největší množství glaciofluviálních sedimentů bylo identifikováno právě na dnech všech mapovaných údolí. Zde nebylo z důvodu větších měřítek map možné identifikovat množství menších glaciofluviálních a fluviálních tvarů. Nicméně hlavní akumulační a erozní tvary spojené s glaciofluviální a fluviální činností identifikovány byly.

Erozní tvary Erozní tvary spojené s glaciofluviální činnosti se omezují na místa, kde se buď nacházel anebo stále ještě nachází vodní tok. Na svazích se jedná především o erozní rýhy (obr. 4.5.). Mají charakteristický profil ve tvaru písmene „V“. Široce se zde uplatňuje hloubková eroze a objevují se především v místech výraznějších změn sklonů svahů, kde vznikají ideální podmínky pro intenzivní erozní činnost vody. Tyto erozní tvary byly identifikovány hlavně na vnitřní straně bočních morén hradící jezero Tullpacocha a Artizon Alto. Dále ve spodních částech údolí Quilcayhuanca a Santa Cruz, kde jsou často stále prohlubovány činností vody nebo jsou již pozůstatkem její nedávné činnosti.

- 42 -

Obr. 4.5. Erozní rýhy identifikované na vnitřní straně morény (jezero Tullpacocha), (Juřicová A.).

Akumulační tvary Akumulační tvary spojené s glaciofluviální a fluviální činností jsou v pohoří Cordillera Blanca zastoupeny hlavně dejekčními kužely (obr. 4.6.). Jejich množství i velikost naznačuje, že v horních částech svahů probíhá intenzivní glaciofluviální, popřípadě fluviální eroze. Tyto tvary se vyskytují pouze v údolí Santa Cruz a Quilcayhuanca, kde jich bylo dohromady identifikováno 13. V ostatních údolích tyto akumulační tvary nebyly zaznamenány. Průměrná velikost dejekčního kuželu dosahuje 0,21 km2. Avšak v údolí Santa Cruz byly identifikovány i dejekční kužely s rozměry více než 1 km2. Zde také velmi často dochází k přehrazení hlavního toku údolí a vytvoření jezera, jako je tomu v případě jezer Jatuncocha a Ichiccocha, která jsou zachycena na obrázku 4.6.

- 43 -

Obr. 4.6. Dejekční (výplavové) kužele hradící jezero Jatuncocha (nalevo) a Ichiccocha (napravo, již skoro zazemněné) v údolí Santa Cruz (zdroj: Google Earth Pro).

4.1.3. Svahové pohyby

Dalšími reliéfotvornými procesy, které formují současný vzhled recentně odledněné zóny, jsou svahové pohyby. V pohoří Cordillera Blanca jsou ve studovém území zastoupeny třemi základními typy: sesuvy, debris flows a skalním řícením. Svahové pohyby mají oproti glaciofluviálním a fluviálním procesům vliv spíše na lokální úrovni a nejvíce modelují reliéf svahů a částečně také dna údolí, kde se nachází část uvolněného materiálu. Příčinu svahových pohybů lze v případě skalních řícení hledat hlavně ve změnách napěťových charakteristik v důsledku obnažení skalní stěny po ústupu ledovce. Navíc se pohoří nachází v seismicky aktivní oblasti, a proto je také v některých případech příčinou zemětřesení. Sesuvy nezpevněného materiálů jsou nejčastěji důsledkem: 1) destabilizace vnitřních stran morén po ústupu ledovce, 2) existence mladých nekonsolidovaných svahovin pod skalními stěnami, 3) intenzivní glaciofluviální či fluviální činností v údolích, jenž mají za následek podemílání bočních svahů při boční erozi toků. Debris flows nejčastěji vznikají po nasycení svahů vodou,

- 44 - jenž má v pohoří Cordillera Blanca několik zdrojů, ať už to jsou intenzivní srážky, které jsou někdy ovlivněny i jevem El Niňo (Vilímek et al. 2000) anebo náhlé povodně typu GLOFs. Vzhledem k umístění zjištěných proudů je zřejmé, že byly iniciovány pouze srážkami, které vypadávají hlavně v období dešťů (např. Kaser a Georges 1999). Pokud jednotlivé typy porovnáme, zjistíme, že se zde nacházejí určité rozdíly v umístění jejich odlučných zón. Například co se týče nadmořské výšky, sklonu svahu, orientace apod. Akumulační oblasti jednotlivých typů svahových deformací porovnávány nebyly, neboť jsou spíše závislé na konkrétních podmínkách při průběhu svahovém pohybu (jako je velikost uvolněného materiálu, sklon svahu pod odlučnou hranou, apod.) a jsou komentovány dále u jednotlivých typů svahových deformací. Při porovnání průměrné nadmořské výšky odlučné zóny bylo zjištěno, že odlučné zóny sesuvů a debris flows se nacházejí přibližně ve stejné nadmořské výšce a průměrná nadmořská výška skalního řícení je o necelých 150 m výše (obr. 4.7.), což je vzhledem k charakteru horninového materiálu, který se skalního řícení účastní logické, protože skalní výchozy se nacházejí relativně výše než třeba koluvium nebo boční morény, kde byly nejčastěji identifikovány zbylé dva typy. Průměrný sklon svahů v místě odlučné zóny je opět nejvyšší u odlučné plochy skalního řícení (51°), naopak průměrné sklony u odlučných ploch sesuvů (36°) a debris flows (31°) jsou si relativně podobné. Co měly všechny tři typy naopak podobné je orientace svahů, na kterých byly identifikovány. Všechny se nacházely na svazích, jež měly přibližně jihozápadní směr, přičemž západněji jsou orientovány svahy, kde byly identifikovány sesuvy a jižněji tvary skalního řícení.

- 45 -

debris flows sesuvy skalní řícení 4900

4800

4700

4600

4500

4400

4300

4200

4100 nadmořská výška odlučné zóny(m n.m.) 4000

Obr. 4.7. Průměrná nadmořská výška odlučných zón jednotlivých typů svahových pohybů.

Velikost svahových deformací je v pohoří Cordillera Blanca velmi různorodá. Kromě dvou případů měla většina svahových deformací délku do 1 km. Podrobnější hodnoty jsou uvedeny dále u jednotlivých typů svahových pohybů. Nejvýraznějšími tvary jsou, ve studovaném území, dvě rozsáhlé akumulace skalního řícení a sesuvu ležící na svazích proti sobě, které jsou situovány přibližně v polovině údolí Quilcayhuanca. Obě deformace jsou vzhledem k tomu, že hradí dnes již zazemněné jezero relativně starší než ostatní zjištěné svahové tvary. Nicméně předpokládáme, že jsou holocenního stáří. Umístění dvou takto rozsáhlých akumulací by naznačovalo tektonickou poruchu (Vilímek a Zapata 1998), nicméně dle neotektonické mapy pohoří se v těchto místech žádný zlom nenachází (INGEMMET 2000). V této kapitole samozřejmě nelze opominout osypy, akumulační tvary spojené se zvětráváním a rozpadem skalních masivů na příkrých či strmých svazích. V naprosté většině případů byly osypy identifikovány při úpatí svahů. Největší množství osypů bylo nalezeno v údolí Quilcayhuanca a v údolí Santa Cruz, kde byly ovšem z větší části překryty rozsáhlými dejekčními kužely a také akumulacemi svahových pohybů. V údolí Yanamayo a v Bezejmenném údolí se naopak osypy téměř nevyskytovaly (viz příloha). Při bližším pohledu na zjištěné tvary je zřejmé, že naprostá většina z nich se nachází pod skalními stěnami, které jsou orientovány k severu, a jedná se tedy o nejvíce - 46 - osluněné svahy. V důsledku větší denní teplotní amplitudy potom dochází k intenzivnějšímu rozpadu skalních stěn. Při mapování byly tyto tvary, z důvodu větší přehlednosti mapy, zakreslovány jako celek, tj. nebyla vytyčena zvlášť odlučná a akumulační oblast, proto tato kapitola není rozdělena jako ty předchozí. Ve studovaném území byly identifikovány tři typy svahových deformací: sesuvy, blokovo - bahenní proudy (angl. debris flows), tvary skalního řícení. Celkem bylo identifikováno 24 tvarů (tab. 4.2.).

odlučná sklon orientace typ sv. ID oblast svahu místo (°) pohybu (m n.m.) (°) 1 4653 25 84 debris flow Yanamayo 2 4620 13 328 debris flow Yanamayo 3 4431 39 10 debris flow Yanamayo 4 4270 41 356 debris flow Yanamayo 5 4582 43 17 debris flow Yanamayo 6 4206 37 52 debris flow Bez. údolí 7 4577 29 296 debris flow Artizon 8 4702 33 291 debris flow Artizon 9 4603 24 293 debris flow Artizon 10 4660 31 296 debris flow Artizon 11 4611 28 142 sesuv Quilcayhuanca 12 4048 34 327 sesuv Quilcayhuanca 13 4649 28 179 sesuv Quilcayhuanca 14 4417 34 138 sesuv Quilcayhuanca 15 4420 35 138 sesuv Quilcayhuanca 16 4384 36 333 sesuv Quilcayhuanca 17 4437 28 357 sesuv Yanamayo 18 4849 6 100 sesuv Artizon 19 4734 31 296 sesuv Artizon skalní 20 4665 53 266 řícení Quilcayhuanca skalní 21 4588 32 308 řícení Quilcayhuanca skalní 22 4692 27 10 řícení Yanamayo skalní 23 4850 42 40 řícení Santa Cruz skalní 24 4563 73 347 řícení Santa Cruz

Tab. 4.2. Charakteristika zjištěných svahových pohybů.

- 47 -

Sesuvy Odlučné plochy sesuvů byly nejčastěji identifikovány na vnitřních nestabilních stranách bočních morén, jejichž svahy mají sklon okolo 45°. Zvláště pak boční morény jezer Tullpacocha a Artizon Alto, kde bylo celkem identifikováno 6 sesuvů. Tyto sesuvy jsou spíše menšího rozsahu (do délky 500 m). Avšak vzhledem k tomu, že se odlučné plochy nacházejí nad jezerem, tak je pravděpodobné, že se část uvolněného materiálu nachází pod vodní hladinou. Dalším místem, kde se sesuvy objevují, jsou svahy tvořené převážně nestabilním svahovým sedimentem. Tyto sesuvy byly identifikovány v údolí Yanamayo a v dolní části údolích Quilcayhuanca a Artizon. Délka deformací byla v těchto případech o něco větší (700–1000 m).

Debris flows Všechny blokovo – bahenní proudy identifikované ve studovaném území se nacházely na svazích tvořených koluviem. Tento typ svahového pohybu byl lokalizován v údolí Artizon nad jezerem Artizon Bajo (obr. 4.8.), v údolí Yanamayo a menší proud (200 m dlouhý) byl také identifikován na vnějším svahu boční morény v Bezejmeném údolí. Celkem bylo identifikováno 10 proudů. Jejich velikost je značně závislá na místě vzniku. V údolí Artizon byly identifikovány proudy spíše menšího rozsahu oproti ostatním (200-300 m délky). Avšak tyto proudy se opět nachází nad jezerem, tudíž jejich celkový rozsah může být zkreslen, stejně jako tomu bylo v případě sesuvů. V ostatních případech měly debris flows délku 500–700 m. Je zřejmé, že debris flows se v zóně recentního ústupu pohoří Cordillera Blanca nachází jen na určitých místech, a to tam, kde je dostatečné množství sedimentů, jenž se mohou v případě rychlého nasycení vodou uvolnit. U debris flows, které zde byly identifikovány se odlučné oblasti nacházely přibližně v polovině svahů, které byly tvořeny koluviem.

- 48 -

Obr. 4.8. Několik generací debris flows nad jezerem Artizon Bajo (Juřicová A.). Jezero má délku přibližně 250 m.

Skalní řícení Odlučná zóna skalního řícení se objevuje na velmi strmých svazích (přes 60°) v horních částech svahů na skalních výchozech. Všechna nalezená skalní řícení mají odlučnou zónu v nadmořské výšce mezi 4 500-4 600 m n. m. Těchto svahových deformací bylo ve studovaném území identifikováno nejméně (celkem 5). Byly identifikovány v dolní části údolí Santa Cruz, Yanamayo a v horní části údolí Quilcayhuanca. Co se týče jejich rozsahu, tak je velmi různorodý, protože velmi závisí na místě vzniku odlučné plochy. Pokud se bude nacházet v horní části skalního masivu je zřejmé, že zde bude větší vzdálenost mezi odlučnou a akumulační oblastí. Proto se vzdálenosti v těchto případech pohybují mezi 400–1 200 m. Akumulace skalních řícení se často nacházejí na dnech údolí, kde jsou velmi dobře odlišitelné od glaciofluviálních sedimentů (například tím, že jsou mnohem méně zaoblené), na kterých leží. Některé bloky se také nacházejí mimo hlavní akumulaci, což bylo pozorováno v údolí Santa Cruz.

- 49 -

4.1.4. Prostorové rozložení geomorfologických tvarů a procesů v zóně recentního ústupu zalednění

Z popisu uvedeného v předchozích kapitolách je zřejmé, že reliéf zóny recentní ústupu zalednění v pohoří Cordillera Blanca je velmi dynamickou částí krajiny, která je formována množstvím reliéfotvorných procesů. Pokud se budeme na jednotlivá údolí dívat jako na celek, tak se všechna studovaná údolí podobají v základní vertikální struktuře. V nejsvrchnější části svahů jsou na většině míst stále přítomny svahové ledovce, jejichž čela se nacházejí mezi 4 700 – 5 200 m n. m. Na ledovec potom níže navazují skalní stěny (4 500 – 5 000 m n. m), které jsou pokryty glaciálními sedimenty. Na skalní stěny poté navazuje svah tvořený koluviem, který je mnohdy překryt dalšími mladšími sedimenty (hlavně glaciofluviálními a svahovými). Dna údolí, jsou pokryta hlavně glaciofluviálními sedimenty, popřípadě akumulacemi svahových pohybů. Na základě klasifikace horských geomorfologických systémů, který vytvořil Slaymaker (1993) byl vytvořen obecný kvalitativní model transportu sedimentů, který umožňuje lépe pochopit prostorové rozložení geomorfologických procesů formující zónu recentního ústupu zalednění v pohoří Cordillera Blanca na úrovni údolí. Údolí bylo rozděleno do několika subsystémů. Každý subsystém zahrnuje unikátní soubor zdrojů sedimentů, transportních procesů, popřípadě je místem kde se sedimenty opět ukládají. Na základě zjištěných informací o tvarech a procesech při geomorfologickém mapování bylo údolí rozděleno do 4 subsystémů. 1. závěr údolí, 2. visutá údolí, 3. svahy a 4. dno údolí (obr. 4.9.).

- 50 -

Obr. 4.9. Obecný kvalitativní model hlavních toků sedimentů vytvořený dle Slaymaker (1993) pro údolí v pohoří Cordillera Blanca. - 51 -

Obecný kvalitativní model hlavních toků sedimentů představuje pouze idealizované schéma prostorového rozmístění geomorfologických procesů a vybraných tvarů v údolí pohoří Cordillera Blanca. Je zřejmé, že problematika chování sedimentů ve velehorských prostředích je značně obsáhlá a složitá. Nicméně pro účely této práce bylo vhodné alespoň nastínit základní charakteristiku. Jednotlivá údolí proto mohou mít dílčí odlišnosti. Údolí je rozděleno na čtyři subsystémy, které jsou různě propojené podle toho, jak mezi nimi dochází výměně sedimentů. Subsystém 1 závěr údolí se od ostatních odlišuje, a to hlavně tím, že všechny sedimenty, které jsou v tomto subsystému, jsou různými procesy transportovány pouze na jedno místo, do jezera, které se nachází v závěru údolí. V podstatě v sobě kombinuje subsystémy 2 a 3. Zdroj materiálu pochází převážně z glaciálních sedimentů (hlavně morén) a díky intenzivnímu zvětrávání a rozpadu, také ze skalních stěn. Zvětraliny se jsou poté vlivem gravitace transportovány k úpatí skalní stěny, kde jsou akumulovány ve formě osypů. V méně častých případech pak dochází ke skalnímu řícení. Subsystém 2 představuje visutá údolí, kde v podstatě dochází v menší míře k podobným procesům, jako je tomu v případě závěru údolí. Nicméně sedimenty, jež jsou zde erodovány, jsou vždy transportovány přes subsystém 3 svahy, popřípadě jsou v něm uloženy. Transport sedimentů probíhá převážně glaciofluviální a fluviální činností, popřípadě činností svahových pohybů. Všechny sedimenty, ať už pochází ze subsystémů 1, 2 nebo 3, jsou částečně ukládány na dně údolí. V subsystému 4 se nachází značné množství různých typů akumulací, převážně dejekční kužely a akumulace svahových pohybů. Část sedimentů, která nebyla uložena nebo opět došlo k jejich erozi, jsou dále transportovány vodními toky do dalšího subsystému, kterým je v případě pohoří Cordillera Blanca další údolí.

- 52 -

4.2. Míra zvětrání skalních stěn v údolí Churup

Při analýze satelitních snímků pohoří Cordillera Blanca byl identifikován vizuálně jiný charakter na skalních stěnách (např. údolí Churup, údolí Yanamayo, a další). Z informací o rozsahu zalednění v údolí Churup získaných z leteckého snímku z roku 1970 bylo usouzeno, že tento rozdíl by mohl být způsoben odlišnou délkou působení exogenních procesů na skalní masív. To by znamenalo, že se části skalního masivu budou lišit mírou zvětrání. Předpokládáme, že nejvýraznější linie táhnoucí se přes skalní výchoz (obr. 19) představuje hranici čela ledovce v období Malé doby ledové, protože tato linie představuje výraznou hranici mezi odlišným charakterem na skalní stěně. Celkem bylo pomocí metody Schmidthammer testováno v údolí Churup sedm lokalit, které byly vybrány na základě informací o rozsahu zalednění (obr. 4.10.). Tři lokality se nacházejí za předpokládanou hranicí čela ledovce v období LIA, dvě lokality se nacházejí v místě, kde bylo tělo ledovce v roce 1970 a dvě lokality se nacházejí mezi, tedy v místě, kde se ledovec již v roce 1970 nenacházel, ale jsou před hranicí čela ledovce z období LIA. Testované lokality odpovídají stejnému litologickému složení (granit).

- 53 -

Obr. 4.10. Poloha testovaných lokalit v údolí Churup. Červená linie zobrazuje hranici mezi rozdílnými strukturami na skalním masivu a předpokládanou hranici rozsahu zalednění v Malé době ledové. Modrá linie označuje hranici čela svahového ledovce v roce 1970.

- 54 -

Průměrné R hodnoty testovaných lokalit jsou v rozmezí 46,9 až 65,6 (tab. 4.3., obr. 4.11.). Absolutně nejvyšší R hodnota reprezentuje lokalitu SH06 (R=72), která se nachází v místě, kde je skalní výchoz odkryt nejkratší dobu. Naopak nejmenší absolutní R hodnota (R=36) byla zaznamenána na lokalitě SH04, která se nachází na nejdéle odkrytém skalním výchozu. Hodnoty směrodatných odchylek jsou v rozmezí 2,94-5,96. Jejich hodnoty rostou se snižujícími se R hodnotami. Největší směrodatná odchylka byla zjištěna u lokality SH04, nejmenší u lokality SH05.

R hodnoty Nadm. výška (m n. Orientace Lokalita Max Min Průměr Sm. odchylka m.) (°) SH01 68 58 64 3,19 4 727 JZ SH02 42 56 49,8 4,85 4 815 JZZ SH03 66 50 59,3 4,95 4 816 JZZ SH04 56 36 46,9 5,96 4 824 VZ SH05 68 60 64,3 2,94 4 818 JZ SH06 72 56 65,6 3,21 4 837 VZ SH07 68 58 65,1 3,21 4 838 VZ

Tab. 4.3. Charakteristiky a základní míry středu a rozptýlenosti naměřených R hodnot na skalní stěně v údolí Churup.

Obr. 4.11. Průměrné R hodnoty na jednotlivých testovaných lokalitách. Vertikální sloupce zobrazují 95% interval spolehlivosti. - 55 -

Rozdílné R hodnoty mezi jednotlivými lokalitami naznačují odlišnou míru zvětrání, a tedy odlišnou délku působení exogenních procesů. Nejvyšší průměrné R hodnoty byly naměřeny v místech, kde se ledovec držel nejdelší dobu (SH06, SH07), tj. byl zde stále přítomen ještě v roce 1948. Tyto hodnoty ukazují relativně méně zvětralou horninu. Podobné hodnoty mají i lokality SH01 a SH05. Oproti tomu lokality SH02, SH03 a SH04 vykazují nejnižší průměrné R hodnoty z celého souboru, což znamená, že skalní masív je v těchto místech relativně zvětralejší, než je tomu na ostatních lokalitách. Je vidět, že je zde největší rozdíl mezi lokalitami, které se nacházejí v místech zalednění před a po období LIA. Naopak zde nebyl zaznamenán rozdíl mezi lokalitami, které se nacházejí na místech různého rozsahu zalednění po období LIA. Uvedené výsledky potvrzují prvotní analýzu satelitních snímků, která odlišnosti na skalním výchozu naznačovala. Z důvodu časové i finanční náročnosti nebylo možné testovat i jiné lokality původně identifikované ze snímků. Nicméně je pravděpodobné, že by výsledky měření byly velmi podobné.

- 56 -

4.3. Změny polohy čel ledovců

Na základě informací získaných při geomorfologickém mapování a hlavně pak analýze leteckých snímků byly zjišťovány změny v pozicích čel ledovců. Celkem bylo pomocí nástrojů Google Earth měřeno 10 lokalit. V případě lokalit Allicocha, Artizon, Ishinca 1, Tullpacocha, Maparaju a Tumagarañon se jedná o část ledovce, která je ledovcovým splazem. V případě lokalit Ishinca 2, Cuchillacocha a Huichajanca 1 a 2 se jedná o svahový ledovec. Vývoj pohybů čel ledovců na vybraných lokalitách v pohoří Cordillera Blanca je (až na vyjímky) od poloviny 20. století ve znamení všeobecného ústupu ledovcových čel, jak ukazují grafy na obrázcích 4.12. a 4.14. Ovšem každé místo a každý ledovec je specifický svými lokálními podmínkami, ať už je to nadmořská výška, orientace, znečištění povrchu ledovce sutí či množství dopadajícího slunečního záření apod., a proto se na jednotlivých místech i mezi obdobími objevují určité rozdíly.

4.3.1. Změny polohy čel ledovců v nadmořské výšce

Jeden z měřených parametrů byla nadmořská výška (obr. 4.12.). Absolutně největší rozdíl mezi polohou čela ledovce v roce 1948 a v roce 2012 co se nadmořské výšky týče, je v údolí Artizon, kde tento rozdíl činí 424 výškových metrů. Naopak nejmenší rozdíl v pozicích čel ledovců byl pozorován v horní části údolí Ishinca 2 (9 m). Nicméně tyto absolutní hodnoty jsou jen přibližné, a to hlavně z důvodu nepřesností digitálního modelu terénu, jenž je použit v Google Earth (viz kapitola 5. Diskuze). Z průběhu jednotlivých křivek se zdá, že v některých případech spíše než nadmořská výška zde hraje roli orientace ledovců. Výrazný je především rozdíl mezi údolími, která jsou orientována severovýchodním či jihozápadním směrem a údolími, která jsou orientována jiným směrem. To by mohlo vysvětlovat podobnost průběhu křivek vývoje polohy čela ledovce u jezer Tullpacocha, Allicocha, které jsou přitom v dosti odlišné nadmořské výšce. Navíc jsou to ledovce, kde dochází spíše k menším změnám pozic čel ledovců, co se týče nadmořské výšky. Všechny tyto ledovce jsou orientovány buď na severovýchod (Allicocha), anebo na jihozápad (Tullpacocha, Ishinca). Pohyb čel ledovců je ve sledovaném období charakterizován všeobecným - 57 - trendem ústupu, až na období mezi lety 1962 a 1970. V tomto období ústup některých čel ledovců zpomaluje či zde dokonce dochází k lehkému postupu. Tento trend byl zachycen v údolí Quilcayhuanca u čela ledovcového splazu nad jezerem Tullpacocha, čelo ledovce nad jezerem Maparaju (údolí Rajuarushca) a v údolí Huichajanca. Je ovšem na místě ptát se, zda jsou za to odpovědné změny v klimatu nebo na to má vliv rozdílná délka jednotlivých sledovaných obdobích či odlišná doba pořizování snímků. Navíc zde mohou hrát roli bezpečnostní opatření týkající se nebezpečnosti morénami hrazených jezer, jako je umělé snižování vodní hladiny.

5000 4950 4900 Artizon 4850 4800 Tullpacocha 4750 Cuchillacocha 4700 Ishinca 1-splaz 4650 4600 Ishinca 2 4550 Maparaju 4500 Tumagaranon 4450 Nadmořská výška (m n. m.) 4400 Allicocha 4350 Huichajanca 1 4300

4250 Huichajanca 2

1945 1950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 2010 2015

Obr. 4.12. Graf vývoje nadmořské výšky čel ledovců na všech lokalitách v letech 1948, 1962, 1970 a 2012.

Z obrázku 4.13. jsou vidět změny polohy čel ledovců v nadmořské výšce na západní a východní straně pohoří. K největším změnám došlo v případě maximální hodnoty nadmořské výšky, zvláště pak od roku 1970 na východní straně pohoří a v 2012 i na západní straně pohoří. Tento skok je zřejmě způsoben akcelerací klimatických změn na začátku druhé poloviny 20. století. Průměrná a minimální nadmořská výška čel ledovců se na obou stranách pohoří postupně zvyšuje, ale ne tak markantně, jako je tomu

- 58 - v případě maximálních hodnot. Ve sledovaném období se čela ledovců průměrně nacházejí o něco níže na východní straně pohoří.

5100

5000

4900

4800

4700

4600

4500

Nadmořská výška (mn. m.) 4400

4300

4200 1948 2012 1962 1970

Obr. 4.13. Maximální, minimální a průměrná nadmořská čel ledovců na západní (modrá) a východní (červená) straně pohoří.

4.3.2. Změny polohy čel ledovců v horizontální rovině

Druhý graf na obrázku 4.14. ukazuje pohyb čel ledovců na jednotlivých lokalitách v horizontální rovině. Zde je opět vidět ústup ledovcových čel, tentokrát v postupném zkracování délky ledovce na všech měřených lokalitách. Největší vzdálenost mezi čely ledovce v celém pozorovaném období byl v údolí Artizon, kde čelo ledovce ustoupilo o celé 2 km. Naopak nejkratší vzdálenost urazila čela ledovců v údolí Huichajanca, kde čelo ledovce ustoupila o 300 m. Pokud se podíváme na ústupy čel ledovců mezi jednotlivými měřenými lety, pak mezi lety 1948 a 1962 největší změna byla v údolích Artizon a Tullpacocha. Naopak nejkratší ústup čel ledovců byl u jezera Cuchillacocha. V dalším období mezi lety 1962 a 1970 byl největší ústup čel ledovců u jezera Allicocha a opět v údolí Artizon. I zde je vidět, že na některých místech ledovcová čela oproti pozici čela ledovce v roce 1962 postoupila vpřed. Nejkratší vzdálenost byla zaznamenána opět u jezera Chuchillacocha. V posledním období mezi lety 1970 a 2012 - 59 - byl největší ústup čela ledovce u jezera Maparaju a opět v údolí Artizon, kdežto nejmenší ústup byl v údolí Huichajanca na první měřené lokalitě. Důvodem k tak velkému rozdílu v ústupu čela ledovce mezi jednotlivými lokalitami je mimo jiné také v typu ledovce. Části ledovce, kde byl identifikován nejdelší ústup ledovcového čela, jsou totiž charakterizována jako ledovcové splazy. V tomto případě to hlavně znamená, že se nacházejí v dolních částech svahu a pak pokračují po dně údolí. Jedná se například o ledovec v údolí Artizon, u jezera Allicocha a Tullpacocha. A i když tyto ledovce značně ustoupily v horizontální rovině, tak nadmořská výška čela ledovce se ve sledovaném období příliš nemění, jak již bylo vidět na obrázku 4.12.

2000

1800 Artizon 1600 Tullpacocha 1400 Cuchillacocha 1200 Ishinca 1 splaz 1000 Ishinca 2

800 Maparaju vzdálenost (m) Tumagaranon 600 Allicocha 400 Huichajanca 1 200 Huichajanca 2 0 1948 1962 1970 2012

Obr. 4. 14. Graf znázorňující ústup čel ledovců. Měření této vzdálenosti bylo oproti pozici čela ledovce v roce 2012, které má hodnotu 0. U jezera Tullpacocha, v údolí Huichajanca 2 a u jezera Maparaju byl také zaznamenán postup čela ledovce mezi lety 1948 a 1962.

- 60 -

4.3.3. Západní strana pohoří

Údolí Artizon V současné době (vztaženo k roku 2012) se v údolí Artizon, které je orientováno téměř na sever, nachází dvě jezera, Artizon Alto (horní) a Artizon Bajo (dolní), (obr. 4.15.). Pokud se podíváme na snímek z roku 1948, zjistíme, že se v místě obou jezer nacházel 2 km dlouhý ledovcový splaz, jehož čelo dosahovalo nadmořské výšky 4 399 m. Známky tohoto rozsahu zalednění jsou v reliéfu dodnes patrné (boční levá moréna). Do roku 1962 čelo ledovce ustoupilo o 880 m a je zde již patrná známka dvou nově vznikajících jezer. Jezero nacházející se dál od ledovce již zaniklo, zřejmě z důvodu protržení hráze. Navíc je na snímku z roku 1970 patrné, že mezi rokem 1962 a 1970 minimálně jednou k protržení hráze již došlo a jezero se do roku 1970 opět obnovilo. Nicméně všechny doklady o protržení hráze (o všech událostech v 2. pol. 20. století) tohoto jezera byly překryty sedimenty z povodně roku 2012. Zárodek druhého jezera na snímku u roku 1962 je Artizon Bajo. V této době je pozice čela ledovce v 4 651 m n. m. Na posledním leteckém snímku z roku 1970 už je patrný i kousek horního jezera Artizon Alto. Čelo ledovce je v přibližně stejné nadmořské výšce, jako je tomu v roce 1962.

změna o rychlost období m n.m. m m n.m./rok m/rok 1948-1962 252 880 18 62,86 1962-1970 0 260 0 32,5 1970-2012 173 860 4,12 20,48 1948-2012 425 2 000 7,37 38,61

Tab. 4.4. Hodnoty pohybu čela ledovcového splazu v údolí Artizon.

Jak ukazuje tabulka 4.4. pro pohyb čela ledovce v údolí Artizon je charakteristický ústup skrz celé sledované období. Nejrychlejší je ústup v horizontální rovině, zvláště v prvním období, tj. mezi lety 1948-1962, kdy čelo ledovce ustupovalo téměř dvojnásobnou rychlostí (63 m/rok) než je tomu v dalším období. Rychlost ústupu čela ledovce potom dále zpomalovala až na 20 m/rok v období 1970-2012. Poněkud odlišný trend byl zaznamenán ve vertikální rovině, kdy čelo ledovce nejdříve ustupovalo 18 - 61 - výškových m/rok v prvním období a poté se pohyb zastavil. V posledním období čelo ledovce opět ustupovalo, nicméně mnohem pomaleji než tomu bylo předtím.

Obr. 4.15. Změna polohy čela ledovce v letech 1948, 1962, 1970a 2012 (červená linie). Zeleně jsou označena nově vznikající jezera Artizon Alto a Artizon Bajo a již neexistující jezero, jehož hráz byla zřejmě v 2. polovině 20. století protržena.

- 62 -

Údolí Quilcayhuanca V údolí Quilcayhuanca byly měřeny dvě lokality, nad jezerem Tullpacocha (jz orientace), (tab. 4.5, 1.) a nad jezerem Cuchillacocha (jižní orientace), (tab. 4.5, 2.), (obr. 4.16.). Na obou místech byl pohyb čela ledovce naprosto odlišný. V roce 1948 se zde ve stejné podobě nachází pouze jezero Cuchillacocha. Čelo ledovce se v tomto místě nachází v nadmořské výšce 4 652 m n. m. a o 310 m dále od současné pozice čela ledovce. Již v této době není čelo ledovce v kontaktu s vodní plochou. Až do roku 2012 se pozice čela ledovce mění jen málo a v současné době je v nadmořské výšce 4 337 m n. m. V místě jezera Tullpacocha leží v roce 1948 ledovcový splaz, který je ve spodních 2/3 silně pokrytý sutí. V té době se jezero Tullpacocha teprve formuje. Nadmořská výška čela splazu je 4 292 m n. m. Oproti ledovci nad jezerem Cuchillacocha prošel splaz v místě jezera Tullpacocha vcelku zajímavým vývojem. V roce 1962 se nacházel pouze 500 m od současné pozice, do roku 1970 se ovšem opět posunul do vzdálenosti 670 m. Podobný vývoj je vidět i ve vyšších partiích zalednění. Avšak, jak už bylo řečeno na začátku této kapitoly, příčinou v postupu čela ledovcového splazu v místě jezera Tullpacocha nemusí nutně být změna v klimatu.

1.

změna o rychlost období m n.m. m m n.m./rok m/rok 1948-1962 0 760 0 54,29 1962-1970 0 -170 0 -21,25 1970-2012 45 670 1,07 15,95 1948-2012 45 1260 0,36 16,33

2.

změna o rychlost období m n.m. m m n.m./rok m/rok 1948-1962 20 80 7,86 5,71 1962-1970 0 0 0 0 1970-2012 12 230 2,67 5,48 1948-2012 32 310 3,51 3,73

Tab. 4.5. Hodnoty pohybů čel ledovců u jezera Tullpacocha (1.) a nad jezerem Cuchillacocha (2.) v závěru údolí Quilcayhuanca. Mínusová hodnota znamená postup.

- 63 -

V závěru údolí Quilcayhuanca je opět pro ledovce typický obecný ústup jejich čela, který je nicméně mezi lety 1962 a 1970 v případě jezera Tullpacocha přerušen postupem čela ledovce. V případě druhé lokality nebyla v tomto období zaznamenána jakákoliv změna v pohybu čela ledovce. Pokud sledujeme ústup čela ledovce, tak v prvním případě rychlost ústupu postupně zpomaluje skrz celé sledované období (v horizontální rovině). Nadmořská výška čela ledovce se opět v případě ledovcového splazu příliš nemění. V případě ledovce nad jezerem Cuchillacocha rychlost ústupu čela ledovce zůstává, až na druhé období, v horizontální rovině téměř totožná. Rychlost ústupu ve vertikálním směru postupně zpomaluje. Tento malý rozdíl v pozicích čela ledovce nad jezerem Cuchillacocha by mohl být způsoben ledopádem, který by teoreticky mohl zkreslovat rozsah zalednění a čelo ledovce by se mohlo nacházet v jiném místě (Vilímek, osobní komunikace).

- 64 -

Obr. 4.16. Změna polohy čela ledovce v údolí Quilcayhuanca v letech 1948, 1962, 1970 a v roce 2012 (červená linie). Měření na snímcích byly uskutečněny u jezera Tullpacocha (1) a nad jezerem Cuchillacocha (2).

- 65 -

Údolí Ishinca V údolí Ishinca, které je orientováno jz směrem, byly na snímku opět měřeny dvě lokality (obr. 4.17., čísla 1, 2). Jako první byly zaznamenány pozice čela ledovcového splazu, který se nachází v dolní části údolí (tab. 4.6., 1.). V roce 1948 čelo ledovce dosahovalo nadmořské výšky 4 590 m n. m. a bylo o 1 000 m dále od současné pozice čela ledovce. Již v tomto roce jsou první 2/3 ledovcového splazu pokryty vrstvou suti. V tomto roce se již před čelem ledovce nacházelo jezero Tocila, jehož hráz byla nicméně do roku 1962 protržena. Na dalším snímku z roku 1962 je vidět, že se jezero opět formuje. Do tohoto roku čelo ledovce ustoupilo jen lehce, co se nadmořské výšky týče. Čelo tohoto ledovcového splazu nejvýrazněji ustoupilo až v posledním období mezi lety 1970 a 2012. Ústup čela ledovce v horizontální rovině je oproti tomuto trendu mnohem plynulejší skrz celé sledované období. V roce 2012 se čelo ledovce nachází v nadmořské výšce 4 795 m n. m. a ledovcový splaz zcela zmizel. Místo něho se zde nachází téměř 1 000 m dlouhé jezero Tocila. V horní části údolí, na druhé měřené lokalitě, již změna v zalednění není tak výrazná. V roce 1948 se čelo ledovce nacházelo v nadmořské výšce 4 643 m n. m. a 370 m dále od současné pozice čela ledovce (tab. 4.6., 2.). V roce 2012 čelo ledovce dosahovalo nadmořské výšky 4 652 m n. m., což znamená změnu jen o necelých 10 m.

1.

změna o rychlost období m n.m. m m n.m./rok m/rok 1948-1962 2 200 0,14 14,29 1962-1970 0 0 0 0 1970-2012 206 570 4,9 13,57 1948-2012 208 770 1,68 9,29 2.

změna o rychlost období m n.m. m m n.m./rok m/rok 1948-1962 9 370 0,64 26,43 1962-1970 0 0 0 0 1970-2012 0 0 0 0 1948-2012 9 370 0,21 8,81

Tab. 4.6. Hodnoty pohybu čela ledovcového splazu (1.) a svahového ledovce (2.) v údolí Ishinca.

- 66 -

V údolí Ishinca je pohyb čela ledovce na různých místech zcela odlišný. V horní části údolí, kromě prvního období, kdy čelo ledovce ustupovalo 26 m/rok, se pozice čela ledovce téměř nezměnila od roku 1962 do současnosti. Odlišná situace byla u čela ledovcového splazu, kde kromě druhého období ledovec postupně ustupoval rychlostí okolo 14 m za rok. V případě nadmořské výšky se pozice čela ledovce téměř nezměnila a v posledním období čelo ledovce ustupovalo 5 výškových m/rok. Rozdílné hodnoty v rychlosti pohybu čel ledovců ve sledovaném období mohou být způsobeny jednak tím, že se nacházejí v rozdílné nadmořské výšce (v roce 1948 se ledovcový splaz (1) nacházel téměř o 60 m níže než čelo ledovce v horní části údolí (2)), a také odlišnou částí ledovce.

5

- 67 -

Obr. 4.17. Změna polohy čela ledovce (červená linie) v údolí Ishinca v letech 1948, 1962, 1970 a v roce 2012. Jezero Tocila je vyznačeno zeleným kruhem. Vývoj byl měřen v místě jezera č. 95 (1) a nad horním jezerem (2).

- 68 -

4.3.4. Východní strana

Údolí Rajuarushca Snímky horní části údolí Rajuarushca, které má přibližně severovýchodní směr, zachycují dvě jezera Maparaju a Tumagarañon (obr. 4.18.). Největší změny v pozicích čel ledovců nad oběma jezery probíhaly mezi lety 1970 a 2012 (tab. 4.7.), kdy bylo čelo ledovce na obou místech na ústupu. Nicméně v prvních dvou obdobích zde jsou značné odlišnosti, zvláště mezi lety 1948 a 1970, kdy čelo ledovce u jezera Maparaju postoupilo o přibližně 160 m dále od pozice čela ledovce v roce 1962, kdežto u jezera Tumagarañon je pozorován v tomto období ústup čela ledovce (přibližně o 100 m). Od roku 1970, kdy bylo čelo ledovce u jezera Maparaju v nadmořské výšce 4 524 m n. m., ledovec ustoupil o 1 500 m do nadmořské výšky 4 975 m n. m. Tato změna měla za následek vznik nového jezera, které svým rozsahem výrazně přesahuje rozsah jezera Maparaju (nové jezero: 770 x 370 m versus Maparaju: 460 x 270 m). Nad jezerem Tumagarañon nebyl v tomto období trend ústupu tak výrazný, čelo ledovce ustoupilo o „pouhých“ 510 m a v místě konce splazu se v současné době nachází nově vznikající jezero s rozměry 160 x 200 m. Výrazný ústup čela ledovce lze pozorovat i v horních částech svahu.

1.

změna o rychlost období m n.m. m m n.m./rok m/rok 1948-1962 0 0 0 0 1962-1970 -58 -170 -7,25 -21,25 1970-2012 451 1460 10,74 34,76 1948-2012 393 1290 6,14 20,16 2.

změna o rychlost období m n.m. m m n.m./rok m/rok 1948-1962 26 100 1,86 7,14 1962-1970 67 50 8,38 6,25 1970-2012 272 510 6,48 12,14 1948-2012 365 660 5,57 8,51

Tab. 4.7. Hodnoty pohybu čel ledovců nad jezery Maparaju (1.) a Tumagarañon (2.) v údolí Rajuarushca. Mínusová hodnota znamená postup.

- 69 -

Pohyb čel ledovce v údolí Rajuarushca je opět charakterizován výrazným ústupem v celém sledovaném období. Nicméně oproti předchozím lokalitám, kdy rychlost ústupu čel ledovců postupně zpomalovala nebo se příliš neměnila (ať už se jednalo o ústup ve vertikálním či horizontálním směru) v údolí Rajuarushca je tomu naopak. Nad jezerem Tumagarañon se v celém sledovaném období rychlost ústupu čela ledovce v horizontálním směru téměř zdvojnásobila. Poloha čela ledovce nad jezerem Maparaju se do roku 1962 nezměnila a navíc zde byl identifikován postup čela ledovce mezi lety 1962 a 1970. V posledním období čelo ledovce ustupovalo rychlostí 35 m/rok a 11 výškových m/rok. Protože mají obě místa stejnou orientace je rozdíl v pohybu čela ledovce mezi oběma lokalitami zřejmě způsoben odlišnou nadmořskou výškou čel ledovců. V roce 1962 se čelo ledovce nad jezerem Maparaju nacházelo o téměř 100 m výše než nad jezerem Tumagarañon. Na druhou stranu, ačkoliv se čelo ledovce nad jezerem Maparaju nachází výše, tak ustoupilo výrazně více než je tomu na druhé lokalitě. Je nicméně možné že část ledovce nad jezerem Tumagarañon, který je silně pokrytý sutí (jak je vidět na snímku z roku 2012), již není aktivní, a proto by se skutečné čelo ledovce nacházelo výše a výsledný rozdíl by nebyl tak markantní.

- 70 -

Obr. 4.18. Změna polohy čela ledovce (červená linie) v údolí Rajuarushca v letech 1948, 1962, 1970 (A) a v roce 2012 (B). Modrým kruhem jsou označena jezera Maparaju a Tumagarañon.

- 71 -

Údolí jezera Allicocha V současné době se v závěru bezejmenného údolí (sv směr) nachází 1,3 km dlouhé jezero Allicocha (obr. 4.19.). Jeho vznik byl zahájen již před rokem 1948, kdy se ledovec nacházel přibližně v horních 2/3 současného jezera. Čelo ledovce se v tomto roce nacházelo v nadmořské výšce 4 559 m n. m., což se do roku 1962 nezměnilo. Nicméně v tomto období čelo ledovce ustoupilo o 390 m oproti stavu v roce 1948. V dalším období byl ústup čela ledovce téměř totožný. Od roku 1970 do roku 2012 čelo ledovce ustoupilo o 540 m a posunulo se o téměř 65 metrů výše. Tento vývoj je opět způsoben tím, že tato část ledovce je ledovcový splaz, který se nachází na dně údolí. Proto se nejdříve příliš nemění nadmořská výška čela ledovce, ale značně ustupuje v horizontální rovině, kdežto v pozdějším období, kdy se čelo ledovce dostává na úpatí svahu, se naopak začíná značně měnit nadmořská výška čela ledovce.

změna o rychlost období m n.m. m m n.m./rok m/rok 1948-1962 0 390 0 27,86 1962-1970 3 390 0,5 48,75 1970-2012 64 540 1,52 12,86 1948-2012 67 1320 1,04 20,63

Tab. 4.8. Hodnoty pohybu čela ledovcového splazu v údolí jezera Allicocha.

Ačkoliv se z jednotlivých snímků zdá, že ústup čela ledovce v tomto údolí probíhal rovnoměrně skrz celé sledované období, hodnoty v tabulce 4.8. naznačují opak. V horizontálním směru se rychlost ústupu čela ledovce nejdříve zvyšovala z 28 m/rok v prvním období na 49 m/rok v druhém období. Mezi lety 1970 a 2012 rychlost ústupu ledovce opět klesla, a to až na 13 m/rok, což je dvakrát méně než je tomu mezi lety 1948-1962. Vývoj polohy čela ledovce je podobný tomu v údolí Ishinca (1), kde se také rychlost ústupu nejdříve zvyšovala a pak opět klesla. Podobné jsou i změny v nadmořské výšce, kdy byla největší změna zaznamenána až v posledním období.

- 72 -

Obr. 4.19. Změna polohy čela ledovce (červená linie) v údolí jezera Allicocha v letech 1948, 1962, 1970 a v roce 2012.

- 73 -

Údolí Huichajanca Protože se jedná o část údolí, jehož svahy jsou orientovány různým směrem, vývoj polohy čela ledovce byl měřen na dvou místech (obr. 4.20.), a to nad jezerem číslo 332 (1) a 330 (2), jejichž svahy mají orientaci 103° (JVV) a 176° (J). Z tabulky 4.9. je patrné, že vývoj svahového ledovce na obou místech probíhal odlišně. Už v roce 1948 se čelo ledovce nacházelo v rozdílné nadmořské výšce. Na prvním místě, tj. nad jezerem 332 se čelo ledovce nacházelo o 137 metrů výše. Nad jezerem 332 se stejná pozice čela ledovce jako v roce 1948 držela do roku 1962. Následně čelo ledovce ustoupilo o dalších 160 m a tento ústup pokračoval až do roku 2012, kdy se čelo ledovce nacházelo v nadmořské výšce 4 896 m n. m. Oproti tomu část ledovce nad jezerem 330 nejprve ustoupila o 210 m, a poté do roku 1970 opět postoupila o 100 m níže. Od roku 1970 mají obě místa vývoj podobný a to ústup. Při bližším pohledu na obr. 4.20. je také dobře patrný vývoj jezera č. 332, jehož hráz se mezi lety 1962 a 1970 protrhla a jezero zcela zmizelo, což dokládá nejen zmizení jezera (jezero na snímku nelze identifikovat, což ale může být způsobeno špatnou kvalitou snímku a přítomností oblak), ale i množství glaciofluviálního sedimentu pokrývajícího skalní výchoz nad jezerem 329. Při pohledu na snímek z roku 2012 je zřejmé, že se jezero opět obnovilo do své původní velikosti.

1.

změna o rychlost období m n.m. m m n.m./rok m/rok 1948-1962 0 0 0 0 1962-1970 110 160 13,75 20 1970-2012 64 140 1,52 3,33 1948-2012 174 300 5,09 4,68 2.

změna o rychlost období m n.m. m m n.m./rok m/rok 1948-1962 108 220 7,71 15,71 1962-1970 -56 -100 -7 -12,5 1970-2012 140 310 3,33 7,38 1948-2012 192 430 3 6,71

Tab. 4.9. Hodnoty pohybu čel ledovců v údolí Huichajanca. Tabulka 1. zobrazuje měření nad jezerem 332 a dolní tabulka 2. měření nad jezerem 330.

- 74 -

Vývoj zalednění v údolí Huichajanca je také charakterizován obecným ústupem čel ledovce. Na první lokalitě se pozice čela ledovce v prvním období nezměnila, avšak v dalším období byla již rychlost ústupu 14 výškových m/rok a 20 m/rok. V posledním období rychlost ústupu čela ledovce zpomalila na pouhé 3 m/rok a 1,5 výškových m/rok. Jak je již popsáno výše, situace je v případě druhé lokality odlišná. Čelo ledovce nejdříve ustupovalo 15 m/rok v prvním období načež se mezi lety 1962 a 1970 zastavilo a začalo postupovat směrem dolů a to téměř stejnou rychlostí, jako tomu bylo v prvním období. Avšak toto období bylo natolik krátké, že čelo ledovce nedosáhlo polohy z roku 1948. Poslední období je opět charakteristické ústupem čela ledovce, nicméně poloviční rychlostí než mezi lety 1948 a 1962. Odlišný vývoj čela ledovce v tomto údolí je zřejmě jednak způsoben rozdíl orientací svahů, značným rozdílem v nadmořské výšce čela ledovce.

- 75 -

Obr. 4. 20. Změna polohy čela ledovce (červená linie) v údolí Huichajanca v letech 1948, 1962, 1970 a v roce 2012. Opět zde byly měřeny dvě lokality, a to nad jezerem 332 (1) a nad jezerem 330 (2). - 76 -

5. DISKUZE

5.1. Omezení spojené s využitím snímků DPZ

Vzhledem k omezené dostupnosti pohoří Cordillera Blanca představují letecké a satelitní snímky jeden z nejlepších prostředků, skrze které lze tuto lokalitu studovat. Nicméně v průběhu jejich užívání byly zjištěny určité nedostatky a chyby. První nedostatky byly shledány již u rozlišení a kvality jednotlivých satelitních snímků. Potere (2008) uvádí na základě porovnání přesnosti Google Earth a Landsat GeoCover průměrnou střední kvadratickou chybu 89,7 m pro Google Earth. Nicméně z rozlišení snímků z jednotlivých let ve studovaném území je zřejmé že, tato hodnota platí až pro snímky pořízené po roce 2011. Dále se tu objevují chyby reliéfu v používaném digitálním modelu terénu, který velmi často v případě ostrých vertikálních přechodů nedokáže respektovat skutečný reliéf. Tato chyba byla zjištěna například v údolí Artizon (obr. 5.1., 8°56´16,66´´ j. š., 77°37´02,17´´ z. d.) a na levém svahu v údolí Quilcayhuanca (9°27´32,07´´ j. š., 77°21´06,42´´ z. d.). Tyto chyby se pak mohou v konečném důsledku značně (spolu s rozlišením snímků) ovlivňovat měřené parametry i vlastní geomorfologické mapování.

Obr. 5.1. Chyba reliéfu v DMT Google Earth v údolí Artizon (zdroj: Google Earth Pro). - 77 -

5.2. Prostorové rozložení geomorfologických tvarů a procesů v zóně recentního ústupu zalednění

Zóna recentního ústupu zalednění je charakteristická množstvím rozličných tvarů odlišné geneze, z nichž převládají tvary glaciálních a glaciofluviálních procesů, spolu s tvary svahové modelace. K podobným výsledkům došli i Klimeš (2012) a Vilímek et al. (2005). První ze jmenovaných provedl geomorfologický průzkum pro údolí Rajucolta a Pumahuaganga, které se nacházejí na západní straně pohoří jižně od údolí Quilcayhuanca. Geomorfologické mapování v tomto případě ukázalo přítomnost morénových valů a jezer ve visutých údolích v horních částech svahů v údolí Rajucolta. Dále pak množství dejekčních kuželů nacházející se při úpatí svahů. To je také v souladu s tím, co prezentoval Vilímek et al. (2005) pro údolí Cojup. Detailnější analýza jednotlivých lokalit nicméně ukazuje, že se některá údolí odlišují, co se množství identifikovaných sedimentů a mapovaných tvarů týče. Jedná se o údolí Yanamayo a Bezejmenná údolí na východní straně pohoří, kde nebyly identifikovány žádné dejekční kužely a pokud byly zjištěny morénové valy, vždy se jednalo buď o velmi erodované útvary, anebo pouze o jejich části. Také zde byly identifikovány jen malé akumulace suťového materiálu (osypů). Podobný rozdíl mezi údolími našel i Klimeš (2012). Důvodů pro tento markantní rozdíl by mohlo být několik a zřejmě je to kombinace několika příčin. Údolí na západní a východní straně se nacházejí na odlišných horninách. Zatímco v prvním případě jde o žulu, tak v druhém hlavně o sedimenty (břidlice a pískovce), (INGEMMET 2000; Clemens et al. 2011). Avšak tento rozdíl naznačuje, že by situace měla být obráceně, vzhledem k tomu, že sedimenty mnohem snadněji podléhají erozi. Na druhou stranu se tento rozdíl nachází na západní a východní straně, což znamená, že jsou zde velké rozdíly v klimatických podmínkách, hlavně co se týče srážek. Průměrný roční úhrn srážek na západní straně pohoří se pohybuje okolo 750 mm (dlouhodobý roční průměr na stanici Ticapampa (3 480 m n. m.), Niedertschneider 1990 v Kaser a Georges 1997). Na východní straně pohoří oproti tomu spadne ročně až 3 000 mm (Johnson 1976 v Kaser a Georges 1997). Autor bohužel neuvádí stanici, na které byla tato hodnota naměřena (a původní starší publikace není dohledatelná) a chybějící údaje z těch mála stanic, které se na východní straně pohoří nalézají a které uvádí meteorologická služba SENAMHI

- 78 -

(http://www.senamhi.gob.pe/) neumožňují najít detailnější hodnoty. Tento markantní rozdíl v prostorovém rozložení srážek naznačuje, že na východní straně pohoří bude eroze o dost intenzivnější, než je tomu na západní straně pohoří. V důsledku toho je možné, že většina sedimentů již je odtransportována.

5.3. Stáří morén mapovaného území

Ve studovaném území bylo identifikováno značné množství různých typů morén. Jak už bylo řečeno v kapitole 4. Výsledky, z důvodu absence jakéhokoliv datování nebylo v této práci možné stanovit relativní stáří mapovaných morén. Avšak odlišná vzdálenost od současné pozice čel ledovců a rozdílná nadmořská výška poukazuje na několik období vzniku těchto morén. Giraldez (2012), která se zabývala rozsahem zalednění z různých období na základě studie poloh morén na sz svazích masivu Hualcán (6 122 m), uvádí průměrné nadmořské výšky morén z několika období. Pro morény z období Mladšího Dryasu uvádí nadmořskou výšku 3 460-4 480 m n. m., pro morény z období LIA pak 4 050-4 800 m n. m. Nejmladší morény, které byly formovány během fluktuace ledovcových čel během 20. století, se potom nacházely mezi 4 070-4 900 m n. m. Ačkoliv výsledky publikované v práci Giraldez naznačují, že je zde značná varialibita nadmořských výšek morén z různých období, je pravděpodobné, že většina čelních a bočních morén identifikovaných ve studovaném území pochází z období Malé Doby ledové a to z toho důvodu, že se nacházejí nejblíže k čelu ledovce. Nicméně některé z těchto morén by mohly být i z 20. století, neboť se nacházejí ve značné nadmořské výšce (okolo 5 000 m n. m.) a několik desítek metrů pod nimi se nachází další hlavně čelní morény. Tato situace je na jv svazích v dolní části údolí Quilcayhuanca. Zbylé morény, které se nacházejí pod těmito morénami, pak zřejmě pochází z období Mladšího Dryasu (například moréna nacházející se při ústí údolí Cayesh, jenž je v nadmořské výšce 4 108 m n. m.).

- 79 -

5.4. Změny rozsahu zalednění v pohoří Cordillera Blanca

Všeobecný trend ústupu, který byl zjištěn na všech studovaných lokalitách a o kterém se zmiňují i práce věnující se změnám rozsahu zalednění v celém pohoří Cordillera Blanca, naznačuje, že hlavní příčinou těchto změn jsou klimatické změny (hlavně změny teploty vzduchu a srážkách), které jsou v pohoří Cordillera Blanca pro období 20. století dobře zdokumentovány. Nicméně, tento vztah mezi klimatickými změnami a chováním ledovců není do současné chvíle plně vysvětlen. Navíc rozdíly zjištěné ve studovaném území naznačují, že zde určitou roli hrají i jiné, spíše lokální faktory. Mezi nejdůležitější jistě patří nadmořská výška ledovce a jeho orientace, s tím, že se nedá přesně určit, který z těchto parametrů má větší vliv. Například: nejvýraznější ústup byl zaznamenán v případě čela ledovce v údolí Artizon mezi lety 1948 a 1962, kdy ledovec ustupoval 63 m/rok a 18 výškových m/rok (celkově ledovec ustoupil o 2 km a 424 výškových m, což jsou nejvyšší hodnoty ze všech pozorovaných ledovců). Čelo tohoto ledovce se v roce 1948 nacházelo v nadmořské výšce 4 399 m n. m. V tomto případě zde mají vliv určitě oba parametry, neboť ledovec je orientován téměř na sever a navíc se nachází v relativně nízké nadmořské výšce ve srovnání s ostatními ledovci. Dalším důležitým parametrem je jistě sklon ledovce, který je v těchto případech primárně ovlivněn tím, že části studovaných ledovců byla na počátku pozorování ledovcovými splazy. Tím se do značné míry vysvětluje velmi podobný ústup čel ledovců u jezer Tullpacocha a Allicocha a Ishinca, kde část ledovců byla ještě v roce 1970 ledovcovými splazy. Přitom se čela ledovců značně liší v nadmořské výšce a orientaci. Čelo ledovce Tullpacocha se nacházelo v roce 1948 o necelých 300 m nížeji než čelo ledovce u jezera Allicocha. U těchto ledovců navíc dochází jen k malým změnám poloh v nadmořské výšce, kdežto co se týče změn v horizontálním směru, tak zde naopak dochází ke značnému ústupu Zcela jistě zde svou roli hraje i umístění ledovce v pohoří, a to tím zda se nachází na jeho východní či západní straně. Racovineatu et al. (2008) uvádí že, nadmořská výška čel ledovců se nachází mezi 4204 m a 5369 m a na západní straně (Ø 4914 m) se čela ledovců nacházejí o 102 m výše než na východní straně (Ø 4812 m). Tento rozdíl je patrně způsoben orografických efektem pohoří (Kaser a Georges 1997), což ledovcům na východní straně umožňuje mít o něco větší rozsah a být nížeji

- 80 - položené ve srovnání se západní stranou pohoří. Zde prezentované výsledky ukazují podobnou situaci v případě průměrné nadmořské výšky.

5.4.1. Období mezi lety 1962 a 1970

Na některých lokalitách bylo identifikováno zpomalení ústupu čela ledovce či byl dokonce zaznamenán jeho postup. Důvodů pro to může být několik. Na první místo by se samozřejmě mohly dát klimatické změny, zvláště proto, že zpomalení ústupu (a někdy i postupu) čel ledovců bylo pozorováno na více místech v pohoří Cordillera Blanca (Georges 2004; Kaser 1999). Kaser (1999) jako příčinu tohoto krátkodobého trendu v 70. letech uvádí zvýšení vlhkosti vzduchu. Nicméně jak je uvedeno výše, tato problematika stále není uspokojivě objasněna. Dalším faktorem můžou být jak použitá data, tak i metodika. Oba roky byly použity letecké snímky a na základě nich byly získány pouze přibližné hodnoty měřených parametrů. Navíc kvalita leteckých snímků je, zvlášť z roku 1962 velmi špatná, proto rozpoznání skutečné polohy čela ledovce bylo mnohdy obtížné. Svou roli zde hraje hlavně množství oblak a samotné rozlišení leteckého snímku. Dalším důležitým faktorem je také roční období, ve kterém byly letecké snímky pořízeny, protože kromě všeobecného trendu dochází jednak k meziročním změnám v rozsahu zalednění a navíc rozsah skutečného zalednění může zkreslovat i dočasná vrstva sněhu, zvlášť pokud byl snímek pořízen v nebo po období dešťů. V pohoří Cordillera Blanca dochází navíc od 50. let k bezpečnostním opatřením týkající se neustálého zvyšování hladiny nově vznikajících ledovcových jezer, které, pokud jsou alespoň částečně hrazeny morénou, jsou značně náchylné k protržení (Emmer 2012). Toto bezpečnostní opatření bylo použito v případě jezera Tullpacocha (Concha 1954), kde byl v roce 1951 vytvořen umělý 6 m dlouhý tunel, díky němuž se hladina jezera snížila o 18 m v 1953 a o 14 m v 1964 (Concha 1954). Snížení hladiny jezera se v tomto případě může jevit jako další z možných příčin postupu čela ledovce mezi lety 1962 a 1970.

- 81 -

6. ZÁVĚR

6.1. Geomorfologické tvary a procesy zóny recentního ústupu zalednění

Geomorfologické mapování na základě analýzy satelitních snímků spolu s terénními pracemi umožnilo charakterizovat geomorfologické tvary a procesy zóny recentního ústupu zalednění v pohoří Cordillera Blanca. Reliéf mapovaného území byl dříve formován spíše glaciální činností, což je doloženo nejen celkovým vzhledem reliéfu, ale také hojným množstvím různých typů morén. Terminální a boční morény nacházející se v závěru údolí jsou výsledkem činnosti ledovcových splazů. Za nimi jsou často situována ledovcová jezera. Největší z nich je jezero Tullpacocha, které má délku necelých 1 300 m. Dále zde byly identifikovány převážně terminální morény v horních částech svahů nad 4 650 m n. m., které jsou pozůstatkem činnosti svahových ledovců. V současné době je reliéf mapovaného území formován spíše glaciofluviální (fluviální) činností a svahovými pohyby. Svahové pohyby formují reliéf spíše na lokální úrovni. Bylo zjištěno několik typů svahových pohybů. Jedná se především o sesuvy a debris flows. Sesuvy se necházejí převážně na vnitřních stranách bočních morén, kde jsou důsledkem destabilizace po ústupu ledovce. Debris flows byly identifikovány převážně ve středních částech svahů, které jsou tvořeny koluviem, jejich příčinou jsou hlavně intenzívní srážky. Množství identifikovaných tvarů naznačuje, že v zóně recentního ústupu zalednění dochází k postupné destabilizaci údolních svahů, která nakonec může vést ke vzniku různých typů přírodních katastrof. Mezi studovanými lokalitami byly navíc zjištěny určité odlišnosti, které se nejvíce projevují při srovnání údolí Quilcayhuanca, Santa Cruz, které se nachází na západní straně pohoří a údolí Yanamayo a Bezejmenná údolí nacházející se na východní straně pohoří. Tyto odlišnosti se týkají hlavně množství identifikovaného sedimentu a mapovaných tvarů. Na západní straně bylo identifikováno množství sedimentů různé geneze, kdežto na východní straně pohoří nikoliv. Je možné, že tento rozdíl je způsoben kombinací odlišných typů hornin a odlišných klimatických podmínek, které způsobily, že sedimenty na východní straně pohoří jsou již odneseny.

- 82 -

Díky značné intenzitě geomorfologických procesů dochází k transportu množství sedimentů a prostorové rozmístění geomorfologických procesů a tvarů naznačuje, že se v zóně recentního ústupu zalednění vyskytují určité zákonitosti. Zkonstruovaný obecný kvalitativní model hlavních toků sedimentů naznačuje, že hlavním zdrojem sedimentů jsou morény a zvětraliny nacházející se v horních částech svahů. Ty jsou pak převážně vodními toky a gravitací dopravovány a částečně opět ukládány na údolních svazích a nakonec také na dnu údolí, které je pokryto převážně glaciofluviálními sedimenty, popřípadě akumulacemi svahových pohybů, které se sem dostaly z údolních svahů.

6.2. Hodnocení míry zvětrání skalních stěn

Výsledky Schmidt Hammer testu v údolí Churup potvrdily prvotní analýzu satelitních snímků.Rozdílné R hodnoty mezi jednotlivými lokalitami naznačují odlišnou míru zvětrání, a tedy odlišnou délku oblažení skalních stěn po ústupu ledovce. Nejvyšší průměrné R hodnoty byly naměřeny v místech, kde je skalní stěna obnažena nejkratší dobu. Oproti tomu skalní stěna, která se nachází v místě, kde již ledovec nebyl v období Malé Doby ledové, vykazují nejnižší průměrné R hodnoty z celého souboru, což znamená, že skalní stěna je v těchto místech relativně více zvětralá, než je tomu na ostatních lokalitách. To způsobilo i vizuálně jiný charakter skalních stěn, který byl původně identifikován na satelitním snímku.

6.3. Klimatické změny a vývoj vybraných čel ledovců

Během 20. století došlo k významným klimatickým změnám, které jsou v pohoří Cordillera Blanca dobře dokumentovány. Teplotní trendy v pohoří Cordillera Blanca ukazují, že ačkoliv se ve 20. století průměrná teplota zvyšovala, v posledních 30-ti letech dochází ke zpomalování tohoto trendu. Důležité je také zjištění, že teplotní změny se týkají i denní maximální a denní minimální teploty, protože minimální teplota se zvýšila o téměř 0,29°C/dekáda, kdežto maximální teplota se snížila o 0,04°C/dekáda. Což znamená, že se postupně zmenšuje denní amplituda teplot. Také se snižuje procento extrémně chladných nocí, a naopak procento extrémně teplých nocí se zvyšuje.

- 83 -

Analýza srážkových trendů ukazuje zvyšování množství průměrných ročních srážek mezi lety 1983 a 2012 o 60 mm/dekáda. Tento posun je zaznamenán hlavně pro období dešťů, tj. říjen-květen. Analýza změn polohy čel ledovců ukázala, že během sledovaného období u většiny ledovců došlo ke značnému ústupu jejich čel. K nejvýraznějším změnám docházelo v případě údolních ledovcových splazů. Nejvýraznější změna byla zaznamenána v případě ledovcového splazu v údolí Artizon, a to jak v horizontálním, tak i vertikálním směru, jehož hlavní příčinou je zřejmě jeho téměř severní orientace a tudíž se zde projevuje značný vliv slunečního záření. Výrazný ústup čela ledovce byl také zaznamenán v údolí Quilcahuanca u jezera Tullpacocha (jen v horizontálním směru). Při srovnání západní a východní strany pohoří bylo zjištěno, že průměrně se čela ledovců se nacházejí v nižší nadmořské výšce na východní straně v celém sledovaném období. K nejrychlejšímu ústupu čela ledovce došlo v prvním období v údolí Artizon, kdy čelo ustupovalo přibližně 63 m/rok, podobně tomu bylo i u čela ledovcového splazu u jezera Tullpacocha. Mezi lety 1962 a 1970 došlo u jezera Tullpacocha (západní strana pohoří) a Maparaju (východní strana pohoří) k menšímu postupu jejich čel ledovců. Ačkoliv je množství charakteristik, které postupy či ústupy čel ledovců ovlivňují, obecný trend ústupu na všech lokalitách naznačuje, že hlavní příčinou jsou změny v klimatu (především v postupném zvyšování teploty vzduchu). Lokální odchylky jsou potom důsledkem odlišné nadmořské výšky a orientace.

- 84 -

7. LITERATURA

AMES, A. (1998): A documentation of glacier tongue variations and lake development in the Cordillera Blanca, Peru. With 8 figures and 32 photographs. Zeitschrift fur Gletscherkunde und Glazialgeologie, 34(1), s. 1-36.

AUTORIDAD NACIONAL DEL AGUA (ANA) (2011): Inventario de Lagunas de la Cordillera Blanca. Unidad de Glaciología y Recursos Hídricos, Huaraz, 83 s.

BALLANTYNE, C. K. (2002): Paraglacial geomorphology. Quaternary Science Reviews, 21(18), s. 1935-2017.

BENN, D. I., EVANS, J. A. (2014): Glaciers and Glaciations. 2nd edition, Routledge, 732 s.

BURNS, P., NOLIN, A. (2014): Using atmospherically-corrected Landsat imagery to measure glacier area change in the Cordillera Blanca, Peru from 1987 to 2010. Remote Sensing of Environment, 140, s. 165-178.

CLAGUE, J. J., EVANS, S. G. (1993): Historic catastrophic retreat of Grand Pacific and Melbern glaciers, St. Elias Mountains: an analogue for late Pleistocene decay of the Cordilleran Ice Sheet. Journal of Glaciology, 39, s. 619-624.

CLEMENS, J., COLDWELL, B., PETFORD, N. (2011): Deep crustal melting in the Peruvian Andes: Felsic magma generation during delamination and uplift. Lithos, 125, 2011, s. 272–286.

CONCHA, J.F. (1954): Laguna Tullparaju. Ministerid de Fomento, Comision de Control de las Lagunas de la Cordillera Blanca, Lima, 5 s.

- 85 -

EMMER, A. (2012): Potenciální nebezpečnost vybraných morénami hrazených jezer v pohoří Cordillera Blanca, Peru. Diplomová práce, Univerzita Karlova v Praze, 81 s.

EMMER, A., VILÍMEK, V., KLIMEŠ, J., COCHACHIN, A. (2014): Glacier retreat, lakes development and associated natural hazards in Cordilera Blanca, Peru. In Landslides in cold regions in the context of climate change. Springer International Publishing, s. 231-252.

ENGEL, Z., JANKOVSKÁ, V., KŘÍŽEK, M., TREML, V. (2007): Doklady vývoje Labského dolu v pozdním glaciálu a holocénu. In: ŠTRUSA, J & KNAPIK, R. (eds.), Geoekologické problem Krkonoš. Sborník Mez. Věd. Konf., říjen 2006, Svoboda nad Úpou. Opera Corcontica, 44/1, s. 89-93.

EVANS, S., CLAGUE, J. (1994): Recent Climatic-Change and Catastrophic Geomorphic Processes in Mountain Environments. Geomorphology, 10(1-4), s. 107– 128.

FALVEY, M., GARREAUD, R. D. (2009): Regional cooling in a warming world: Recent temperature trends in the southeast Pacific and along the west coast of subtropical South America (1979–2006). Journal of Geophysical Research: Atmospheres (1984–2012), 114(D4), s. 1-5.

FRANCOU, B., VUILLE, M., WAGNON, P., MENDOZA, J., SICART, J. E. (2003): Tropical climate change recorded by a glacier in the central Andes during the last decades of the twentieth century: Chacaltaya, Bolivia, 16 S. Journal of Geophysical Research: Atmospheres (1984–2012), 108(D5), s. 1-12.

GARAY, M. E., McEWAN, C. J. A., VOLKERT, D. F. (1998): Pierna Au-Ag deposit, Cordillera Negra, north-central Peru. In: Walton, G., Jambor, J.L. (Eds.): Pathways ’98 Extended Abstracts Volume. British Columbia and Yukon Chamber of Mines – Society of Economic Geologists, Vancouver, Canada, s. 33–35.

- 86 -

GEORGES, C. (2004): 20th-century glacier fluctuations in the tropical Cordillera Blanca, Peru. Arctic, Antarctic, and Alpine Research, 36(1), s. 100-107.

GIRÁLDEZ, C.M. (2011): Glacier evolution in the South West slope of Nevado Hualcán (Cordillera Blanca, Peru). Master project, Universidad Complutense de Madrid, 61 s.

GLASSER, N. F., CLEMMENS, S., SCHNABEL, C., FENTON, C. R., MCHARGUE, L. (2009). Tropical glacier fluctuations in the Cordillera Blanca, Peru between 12.5 and 7.6 ka from cosmogenic 10 Be dating. Quaternary Science Reviews, 28(27), s. 3448- 3458.

GOUDIE, A. S. (2006): The Schmidt Hammer in geomorphological research. Progress in Physical Geography, 30, 6, s. 703-718.

HAEBERLI W., HUGGEL C., PAUL F., ZEMP M. (2013): Glacial Responses to Climate Change. In: John F. Shroder (Editor-in-chief), James, L.A., Harden, C.P., and Clague, J.J. (Volume Editors). Treatise on Geomorphology, Vol 13, Geomorphology of Human Disturbances, Climate Change, and Natural Hazards, San Diego: Academic Press, s. 152-175.

HASTENRATH, S., AMES, A. (1995): Recession of Yamanarey Glacier in Cordillera Blanca, Peru, during the 20th century. Journal of Glaciology, 41, s. 191-196.

HEGGLIN, E. HUGGEL, C. (2008): An integrated assessment of vulnerability to glacial hazards - a case study in the Cordillera Blanca, Peru. Mountain Research and Development, 28, s. 299-309.

HIDRANDINA, S. A. (1988): Glacier inventory of Peru. Consejo Nacional de Ciencia y Technologıa, Perú.

- 87 -

HOLM C., BOVIS M., JACOB M. (2004): The landslide response of alpine basins to post-little Ice Age glacial thinning and retreat in southwestern British Columbia. Geomorphology 57, s. 201–216.

HUBBARD, B., GLASSER, N (2005): Field techniques in glaciology and glacial geomorphology. 1. ed. Chichester, John Wiley and Sons Ltd., 400 s.

HUGGEL, C., CLAGUE, J. J., KORUP, O. (2012): Is climate change responsible for changing landslide activity in high mountains? Earth Surface Processes and Landforms, 37(1), s. 77-91.

ITURRIZAGA, L. (2014): Glacial and glacially conditioned lake types in the Cordillera Blanca: A spatiotemporal conceptual approach. Progress in Physical Geography, 38, 5, s. 602-636.

JOMELLI, V., GRANCHER, D., BRUNSTEIN, D., SOLOMINA, O. (2008): Recalibration of the yellow Rhizocarpon growth curve in the Cordillera Blanca (Peru) and implications for LIA chronology. Geomorphology, 93(3), s. 201-212.

KASER, G. (1999): A review of the modern fluctuations of tropical glaciers. Global and Planetary Change, s. 93-103.

KASER, G. (2001): Glacier-climate interaction at low latitudes. Journal of Glaciology, 47(157), s. 195-204.

KASER, G., GEORGES, C. (1997): Changes of the equilibrium-line altitude in the tropical Cordillera Bianca, Peru, 1930 50, and their spatial variations. Annals of Glaciology, 24, s. 344-349.

KASER, G., GEORGES, C. (1999): On the mass balance of low latitude glaciers with particular consideration of the Peruvian Cordillera Blanca. Geografiska Annaler: Series A, Physical Geography, 81(4), s. 643-651.

- 88 -

KASER, G., GEORGES, C., AMES, A. (1996): Modern glacier fluctuations in the Huascaran–Chopicalqui–massif of the Cordillera Blanca, Peru. Zeitschrift für Gletscherkunde und Glazialgeologie, 32, s. 91-99.

KASER, G., OSMASTON, H. (2002): Tropical glaciers. Cambridge University Press, 209 s.

KLIMEŠ, J. (2012): Geomorphology and Natural Hazards of the Selected Glacial Valleys, Cordillera Blanca, Peru. AUC Geographica, 47, 2, s. 25-31.

KLIMEŠ, J., VILÍMEK, V., BENEŠOVÁ, M. (2015). Landslide and glacial lake outburst flood hazard in the Chucchún river basin, Cordillera Blanca, Peru. Auc Geographica, 50(2), s. 173-180.

KLIMEŠ, J., VILÍMEK, V., OMELKA, M. (2009): Implications of geomorphological research for recent and prehistoric avalanches and related hazards at Huascaran, Peru. Natural Hazards, 50(1), s. 193–209.

LLIBOUTRY, L., ARNO, B. M., PAUTRE, A., SCHNEIDER, B. (1977): Glaciological problems set by the control of dangerous lakes in Cordillera Blanca, Peru. I. Historical failures of morainic dams, their causes and prevention. Journal of Glaciology, 18, 79, s. 239-254.

MARK B. G. (2002): Observations of modern deglaciation and hydrology in the Cordillera Blanca. Acta Montana, ser. A Geodyn 19(123), s. 23–36.

MARK, B. G., SELTZER, G. O. (2005): Evaluation of recent glacier recession in the Cordillera Blanca, Peru (AD 1962–1999): spatial distribution of mass loss and climatic forcing. Quaternary Science Reviews, 24(20), s. 2265-2280.

NEMČOK, A., PAŠEK, J., RYBÁŘ, J. (1974): Dělení svahových pohybů. Sbor. geol. Věd, Hydrogeol. inž. Geol, 11, s. 77-80.

- 89 -

OTTO, J. C., DIKAU, R. (2004): Geomorphologic system analysis of a high mountain valley in the Swiss Alps. Zeitschrift für Geomorphologie, NF, s. 323-341.

POTERE, D. (2008): Horizontal Positional Accuracy of Google Earth's High- Resolution Imagery Archive. Sensors, 8, s. 7973-7981.

RABATEL, A., FRANCOU, B., SORUCO, A., GOMEZ, J., CÁRECES, B., CEBALLOS, J. L., BASANTES, R., VUILLE, M., SICART, J. E., HUGGEL, C., et al. (2013): Current state of glaciers in the tropical Andes: a multi-century perspective on glacier evolution and climate change. The Cryosphere, 7(1), s. 81-102.

RACOVITEANU, A. E., ARNAUD, Y., WILLIAMS, M. W., ORDONEZ, J. (2008): Decadal changes in glacier parameters in the Cordillera Blanca, Peru, derived from remote sensing. Journal of Glaciology, 54(186), s. 499-510.

RICHARDSON, S. D., REYNOLDS, J. M. (2000): An overview of glacial hazards in the Himalayas. Quaternary International, 65, s. 31-47.

RUBÍN, J., BALATKA, B. (1986): Atlas skalních, zemních a půdních tvarů. Academia- nakladatelství Československé akademie, 388 s.

SCHAUWECKER, S., ROHRER, M., ACUŇA, D., COCHACHIN, A., DÁVILA, L., FREY, H., GIRÁLDEZ, C., GÓMEZ, J., HUGGEL, C., JACQUES-COPER, M., LOARTE, E., SALZMANN, N., VUILLE, M. (2014): Climate trends and glacier retreat in the Cordillera Blanca, Peru, revisited. Global and Planetary Change, 119, s. 85-97.

SILVERIO, W., JAQUET, J. M. (2005): Glacial cover mapping (1987–1996) of the Cordillera Blanca (Peru) using satellite imagery. Remote Sensing of Environment, 95(3), s. 342-350.

SLAYMAKER, O. (1993): The sediment budget of the Lillooet River basin, British Columbia. Physical Geography, 14(3), s. 304-320.

- 90 -

SOLOMINA, O., JOMELLI, V., KASER, G., AMES, A., BERGER, B., POUYAUD, B. (2007): Lichenometry in the Cordillera Blanca, Peru: “Little Ice Age” moraine chronology. Global and Planetary Change, 59(1), s. 225-235.

SUMMERFIELD, M. A. (2013): Global geomorphology. Routledge, 536 s.

THOMPSON, L. G., MOSLEY-THOMPSON E., DAVIS M. E., LIN P.-N., HENDERSON K.A., COLE-DAI J., BOLZAN J. F., LIU K.-B. (1995): Late glacial stage and Holocene tropical ice core records from Huascaran, Peru. Science, 269(5220), s. 46-50.

VILÍMEK, V. (2002): Paleogeographical evolution of Central Andes. Acta Montana ÚSMH AV ČR, série A, 123, 19, s. 7-21.

VILÍMEK, V., ZAPATA, M. L., STEMBERK, J. (2000): Slope movements in Callejón de Huaylas, Peru. Acta Universitatis Carolinae, Geographica, 35, s. 39-51.

VILÍMEK, V., KLIMEŠ, J., EMMER, A., NOVOTNÝ, J. (2014): Natural hazards in the Cordillera Blanca of Peru during the time of global climate change. In Landslide Science for a Safer Geoenvironment. Springer International Publishing, s. 261-266.

VILÍMEK V., KLIMEŠ J, EMMER A., BENEŠOVÁ M. (2015): Geomorphologic impacts of the glacial lake outburst flood from Lake No. 513 (Peru). Environmental Earth Science, 73/9), s. 5233-5244.

VILÍMEK V., KLIMEŠ J. ČERVENÁ L. (2016): Glacier-related landforms and glacial lakes in Huascarán National Park, Peru. Journal of Maps, 12, 1, s. 193-202.

VILÍMEK, V., HANZLÍK, J., SLÁDEK, I., ŠANDOV, M., SANTILLÁN, N. (2013): The share of landslides in the occurrence of natural hazards and the significance of El Niño in the Cordillera Blanca and Cordillera Negra Mountains, Peru. In Landslides: Global Risk Preparedness. Springer Berlin Heidelberg, s. 133-148.

- 91 -

VILÍMEK, V., ZAPATA, M. L., KLIMEŠ, J., PATZELT, Z., SANTILLÁN, N. (2005): Influence of glacial retreat on natural hazards of the Palcacocha Lake area, Peru. Landslides, 2(2), s. 107-115.

VILÍMEK, V., ZAPATA M. L., STEMBERK, J. (2000): Slope movements in Callejón de Huaylas, Peru. Acta Univ. Carol., Geographica, 35, Supplementum, s. 39-51.

VUILLE, M., BRADLEY, R. (2000): Mean annual temperature trends and their vertical structure in the tropical Andes. Geophysical Research Letters, s. 3885-3888.

VUILLE, M., BRADLEY, R. S., WERNER, M., KEIMIG, F. (2003): 20th century climate change in the tropical Andes: observations and model results. Climate Variability and Change in High Elevation Regions: Past, Present & Future. Springer Netherlands, s. 75-99.

VUILLE, M., FRANCOU, B., WAGNON, P., JUEN, I., KASER, G., MARK, B. G., BRADLEY, R. S. (2008a): Climate change and tropical Andean glaciers: Past, present and future. Earth-science reviews, 89(3), s. 79-96.

VUILLE, M., KASER, G., JUEN, I. (2008b): Glacier mass balance variability in the Cordillera Blanca, Peru and its relationship with climate and the large-scale circulation. Global and Planetary Change, 62(1), s. 14-28.

WAGNON, P., RIBSTEIN, P., KASER, G., BERTON, P. (1999): Energy balance and runoff seasonality of a Bolivian glacier. Global and planetary change, 22(1), s. 49-58.

- 92 -