Nové poznatky o charakteru a genezi podzemních krasových forem v Českém krasu a dalších oblastech bez soustředěných ponorů v České republice

New data on character and evolution of underground karst forms in the Bohemian Karst and other areas with diffuse recharge mode in the Czech Republic

Jiří Bruthans, Ondřej Zeman

(Český kras 27; str.21—29; Beroun 2001)

 

0. Abstract

The extensive speleological and hydrogeological research of the Bohemian Karst was carried out in 1994 to 2000. Results of this study were compared with other karst areas in the Czech Republic and also with universal rules of speleogenesis (Ford and Ewers 1978; Palmer 1991, etc.). The results of recent research support the idea, that there are three main processes involved in speleogenesis of Bohemian Karst and other areas with diffuse recharge mode in the Czech Republic: (1) diffuse recharge from superficial streams; (2) diffuse recharge from the Cretaceous deposits (only Bohemian Karst), and (3) flood-flow injections. These processes are still active on some places in the area. Other processes have only minor and/or local importance: (a) corrosion caused by thermal water and mixing waters and (b) concentrated recharge (ponors).

Three types of recharge into karst environment could be recognised in the karst areas, each is connected with certain pattem of sediment transport via recently active cave systems: (1) streams are sinking in blind termination of valleys or large depressions; (2) concentrated recharge into hidden ponors in the riverbed, and (3) water from the streams is diffusely passing across sediments in the riverbed.

Ground water flow and embryonic karstification in the Bohemian Karst and other karst regions in the Czech Republic can reach into depth of several hundred meters below the regional base of erosion. In the case of caves developed by karst processes without carrying the clastic load, there is no rule accounting for the erosion base in speleogenesis. Therefore there is no reason to connect such type of karst with terrace levels or erosion bases.

 

1. Úvod

V průběhu let 1994 až 2000 bylo provedeno v oblasti Českého krasu (dále jen ČK) velké množství terénních prací a pozorování, týkajících se především hydrogeologie a charakteru krasových jevů. Současně probíhalo i zpracování archivních dat, zejména z Geofondu ČR, Českého hydrometeorologického ústavu (ČHMÚ) a ze sekretariátu České speleologické společnosti (ČSS). Závěry hydrogeologického průzkumu již byly z velké části publikovány (Buzek, Kadlecová a Žák 1998; Kadlecová a Žák 1998; Žák a kol. 2001; Šilar a Záhrubský 1999; Bruthans 1999; Zeman 1999; Bruthans a Zeman 2000; Zeman a Bruthans 2001), z nových karsologických výzkumů byly publikovány pouze dílčí výsledky (Bruthans a Filippi 1999; Brom a kol. 2000). V průběhu výzkumu se ukázalo, že některé publikované hypotézy vysvětlující vznik podzemních krasových forem v Českém krasu jsou v nesouladu s nově zjištěnými fakty a též s obecnými principy krasovění (Ford a Ewers 1978; Palmer 1991). Na základě nově zjištěných skutečností, srovnáním s dalšími krasovými oblastmi v České republice (ČR) i v zahraničí a studiem zahraniční karsologické literatury byly vytvořeny nové názory na vznik krasových jevů v ČK a v oblastech bez soustředěných ponorů v ČR, které umožňují vysvětlit příčiny odlišného charakteru těchto oblastí od klasických krasových území s ponory a jeskyněmi protékanými podzemními toky.

 

2. Některé obecné zákonitosti vzniku a vývoje jeskynních systémů

V posledních desetiletích byly v zahraničí publikovány zásadní práce popisující vznik a vývoj jeskynních systémů, ať už vlivem infiltrace vod z povrchových toků, či vlivem chladnoucích termálních roztoků a roztoků obohacených H2S či CO2. Jednotlivé teorie postavené na poznatcích z terénu byly potvrzeny pomocí fyzikálních a matematickými modelů simulujících korozní procesy (Ford a Ewers 1978; Palmer 1991; Dreybrodt a Siemers 1997). K hlavním závěrům patří:

 

3. Vliv sedimentů transportovaných povrchovými a podzemními toky na speleogenezi

Vlivu sedimentů transportovaných povrchovými a podzemními toky na speleogenezi bývá obvykle přikládán pouze okrajový význam, zejména pokud se týká jejich působení na uspořádání základního plánu chodeb.

Ford a Ewers (1978) ukazuje důležitost sedimentů při gradačních jevech: sedimenty hrají roli při paragenezi (koroze probíhá v horní části chodby; spodní, která je zanášena sedimenty je před korozí chráněna). Díky sedimentům dochází i k vytváření zkratek okolo sifonů (bypassing). Nad sifony zanesenými sedimenty se za povodní prudce vzdouvá hladina. Extrémní hydraulické gradienty, které za takových podmínek vznikají v horninovém masivu okolo sifonu umožňují vtlačování vody i do malých puklin a jejich rychlé rozšiřování korozí (Ford a Ewers 1978). White (1988) uvádí důležitou bilanční rovnici zachování sedimentů. Sedimenty vplavené do jeskynního systému mohou být transportovány ze systému pryč, nebo v něm zůstávají usazeny. V karbonátovém krasu je rozšiřování podzemních prostor korozí poměrně velmi pomalé. Pokud se povrchový tok propadá v slepém, nebo poloslepém údolí a vnáší tak do podzemí téměř veškerý transportovaný klastický materiál, musí být tento materiál z jeskynního systému v určitém časovém měřítku podzemním tokem opět odnesen, jinak by došlo k zanesení systému a jeho fosilizaci.

Transport klastického materiálu jeskynními systémy může být snadno prokázán nebo vyvrácen sledováním pramenů. V ČR existuje celá řada krasových pramenů, které se ani po extrémních srážkách nezakalují. Jedná se např. o Rutickou vyvěračku u Chýnova, kde nebylo nikdy pozorováno zakalení (Krejča, ústní sdělení). Dalším příkladem jsou Řimické vyvěračky u Mladče, prameny ve Vápenné v Jeseníkách a mnoho dalších.

V následujícím textu jsou rozlišeny tři typy infiltrace vody z povrchových toků do krasového prostředí, z nichž každý souvisí s určitým charakterem transportu klastického materiálu jeskynním systémem. Každý typ lze jednoduše určit v terénu.

* „Nesoustředěnou infiltrací“ jsou myšleny ztráty v řádech maximálně několika l.s−1 připadající na 1 km dlouhý úsek povrchového toku. Pokud se např. 10 l.s−1 postupně ztrácí během 100 m dlouhého úseku řečiště do náplavů, pak se jedná o soustředěnou infiltraci typu (b).

** „Malým množstvím“ infiltrované vody je myšleno takové množství vody z povrchového toku, že je tok i za průměrných vodních stavů (po většinu času) protékán hluboko do nitra krasového území, nebo je protéká celé.

 

Následující faktory jsou za jinak shodných vnějších podmínek (velikost oblasti, klima, časové měřítko, typ pokryvných útvarů, atd.) rozhodující pro výsledný typ infiltrace v krasovém území:

Při absenci překážek mezi místem infiltrace a drenáže platí, že: čím je vyšší četnost propojených puklin, větší spád mezi místem infiltrace a drenáže a menší velikost klastů transportovaných povrchovými toky, tím roste pravděpodobnost vytvoření infiltrace typu (a).

Při vysoké a střední četnosti puklin se vytvářejí jeskynní systémy umožňující průtok značného množství vody. V poměrně krátkém čase dojde k prudkému poklesu hladiny v krasové zvodni a to včetně oblasti ponorů. Proudění podzemní vody je stahováno k jeskynnímu systému. V obou případech se proto v konečné fázi vytváří dendritický vzor jeskynního systému a povrchové toky se zcela, či z podstatné části propadají do podzemí již nedaleko za svým vstupem do krasového území. Zásadním rozdílem mezi oběma případy je rozdílné množství a zrnitost transportovaných sedimentů.

Vysoká četnost puklin vede ke vzniku jeskynních systémů bez většího výskytu sifonových zón (horizontální a smíšené jeskyně, sensu Ford a Ewers 1978), které umožňují transport klastického materiálu systémem. Po dostatečně dlouhé době dochází díky gradačním jevům k vytvoření infiltrace typu (a). Při střední četnosti puklin se vytvoří typ (b). Tento typ se vyskytuje i v oblastech s vysokou četností puklin, a to tam kde je v povrchových tocích transportováno velké množství rozměrných klastů (horské oblasti v ČR), nebo tam, kde dosud neuplynula dostatečná doba pro odstranění větších sifonových zón překážejících transportu klastického materiálu, nebo kde se vyskytují překážky bránící vytvoření jeskynního systému v mělce freatické a vadózní zóně (ponor Špraňku v Konicko-mladečském krasu). V případě Konicko-mladečského krasu je přitom vysoká četnost puklin doložena existencí fosilní horizontální jeskynní úrovně (svrchní patro Javoříčských jeskyní). Při velmi nízké četnosti puklin, nebo při zavrásnění či zaklesnutí karbonátů mezi zónou infiltrace a drenáže do větších hloubek, je začátek vznikajícího jeskynního systému již v zárodku zanášen klastickým materiálem, který nemůže být díky pomalé rychlosti proudění v batyfreatických podmínkách odnášen z jeskynního systému pryč. Ani po velmi dlouhých časových obdobích proto nedojde k snížení hladiny v krasovém prostředí v oblasti infiltrace z povrchových toků. Voda se z povrchového toku vsakuje na značném množství míst (infiltrace typu (c)). Místa infiltrace se v průběhu času díky ucpávání puklin a změně lokalizace toku mění. Výsledkem je velké množství malých přítoků do krasového prostředí vytvářejících labyrintový vzor jeskynních systémů. Přesto i v tomto prostředí dochází k soustřeďování vody z rozsáhlých území a vytváření podzemních toků, které však netransportují klastický materiál a většinou ani nemají volnou hladinu (batyfreatické kanály). Na soustřeďování podzemního odtoku ukazuje existence velkých pramenů v ČK s povodím, až 10 km2 (Bruthans a Zeman 2000). Tok v Chýnovské jeskyni je také jedním z příkladů.

Obdobný typ infiltrace jako je nesoustředěné vsakování z povrchových toků může vzniknout i v jiných podmínkách:

 

4. Vývoj názorů na speleogenezi Českého krasu

V oblasti se jako první začal genezí jeskyní systematicky zabývat Homola (1947), který předpokládal kvartérní stáří jeskyní a domníval se, že jeskyně vznikaly v souvislosti s vývojem říčních teras. Již Petrbok (1956) však upozornil na neogenní stáří některých jeskyní, a to na základě jejich výplní tvořených pestrými jíly. Mnoho dalších autorů přejímalo vazbu jeskyní na terasy, ať už terasy kvartérní, nebo i vyšší terasy terciérní (Kučera 1985; Tůma 1980; Hromas 1971).

Později byla na základě existence opálové mineralizace (Slačík 1976, 1982; Lysenko a Slačík 1977, 1978) v nejstarších sintrových výplních a představě, že opálová mineralizace tvořila původně v jeskyních celé oblasti jeden dominantní, hladinou kontrolovaný horizont, vytvořena teorie o vzniku největších jeskynních systémů v jednotné výškové úrovni na rozhraní oligocén/miocén. Tato úroveň měla být později rozčleněna neotektonickými pohyby dosahujícími vertikální amplitudy až 200 m (Lysenko 1980; Bosák a Rejl 1982; Bosák 1985).

Komaško (1986) po nálezech opálové mineralizace i v jiných úrovních považuje teorii o jediném horizontu za neudržitelnou. Cílek (1989) analýzou porušení permokarbonských a křídových sedimentů na S od ČK ukazuje na nereálnost tektonických pohybů v řádech stovek metrů (z hlediska zanechání značných následků v současné morfologii), také dokládá, že tektonické pohyby v blízkém okolí ČK dosáhly maximálně prvních desítek metrů. Navrhuje tzv. exhumační model ČK, kdy je vznik jeskyní a hlubokých kapes (např. krasová kapsa vyplněná peruckým souvrstvím o mocnosti minimálně 120 m na Dívčích Hradech – Zelenka 1984) vysvětlován zahloubením Berounky již před křídovou transgresí na úroveň cca 30 m nad dnešní úrovní řeky; pozdějším zanesením a dalším výrazným zahloubením v paleogénu nebo spodním miocénu (Cílek 1989).

V devadesátých letech se objevuje model vývoje Českého krasu směsovou korozí pod úrovní erozní báze ve dvou hlavních obdobích krasovění – v paleogénu a spodní křídě, kdy byly rozsáhlé oblasti ČK protékány řekami. V kvartéru je spíše uvažováno o odnosu výplní, než o významném vzniku jeskyní (Bosák, Cílek a Bednářová 1993). Významným posunem je přijetí faktu, že ke krasovění docházelo i ve větších hloubkách pod úrovní současné erozní báze, ve freatické zóně (Bosák, Cílek a Bednářová 1993). Dřívější práce většinou vázaly krasovění na úroveň řeky (erozní báze), různá výšková pozice větších jeskynních systémů byla vysvětlována složitými a málo podloženými modely (viz výše). Bosák (1996) diskutuje paleohydrologický model v koněpruské synklinále.

V současné době se začíná uvažovat zejména v koněpruském devonu o vlivu hydrotermálních roztoků na krasovění (Zeman, Suchý a Dobeš 1997; Bosák 1998a; Cílek 1998; Zeman a Suchý 1999; Dubljanskij a Bosák 1998b). Otázkou zůstává stáří tohoto procesu a jeho důležitost pro speleogenezi ČK (Žák 1999).

 

5. Popis a charakter krasových jevů v Českém krasu a dalších oblastech bez soustředěných ponorů v ČR

V České republice existuje velká řada krasových oblastí, které se liší jak typem infiltrace, tak i rozdílným charakterem podzemních prostor:

Na jedné straně se jedná o území, kde převládá soustředěná infiltrace z povrchových toků (ponory). Příkladem je Moravský kras, ale i menší karbonátové výskyty nacházející se v dynamičtějším reliéfu (kras Králického Sněžníku, kras série Branné, atd.). V těchto oblastech se běžně vyskytují jeskyně protékané toky transportujícími sedimenty (jeskyně Rokytka I u Liberce, jeskyně Za Hájovnou a U borovice u Vápenné, Tvarožné díry). Speleogeneze v těchto oblastech obecně probíhá podle běžných modelů (např. Ford a Ewers 1978).

Na druhé straně se v ČR nachází řada území, kde ponory a jeskyně protékané podzemními toky transportujícími sediment chybí zcela, nebo se vyskytují velmi vzácně. Mezi tato území patří Český kras a následující krasové výskyty, které byly autory zkoumány: Týnčanský kras, Chýnovský kras, kras u Ledče nad Sázavou, karbonátové čočky odkryté v dolu Loreta u Klatov, u Strakonic, u Horaždovic a v Bližné v Pošumaví a zřejmě mnoho dalších nezkoumaných oblastí, zejména v j. a středních Čechách.

Někteří autoři označují tento typ jako „embryonální zkrasovění“ (Včíslová 1980), jiní jako tzv. kras malých krasových oblastí v krystaliniku (Bosák, Cílek a Bednářová 1993, viz též Cílek 1993). Ve zmíněných oblastech se nevyskytují soustředěné ponory na stálých vodotečích. Výjimkou je ponor Tetínského potoka pod obcí v Tetínské rokli v ČK a dnes již zasypaný ponor toku před Strašínskou jeskyní (Kukla a Skřivánek 1955). U některých toků v ČK dochází sice k úbytkům jejich průtoků (Bubovický potok, Švarcava atd.), ale vždy se jedná o pozvolnou infiltraci do sedimentů (ty však v mnoha případech sytí vodou krasové prostředí). Také soustředěné ponory srážkových vod jsou velmi vzácné. V rokli Propadlé vody u Sv. Jana leží několik závrtů, jež slouží jako hltače vod přitékajících z nekrasových hornin za mimořádných srážkových událostí. Cílek (1992) popisuje hltače srážkových vod v Beranově lomu a v lomu na Chlumu, jedná se však v obou případech o jevy vzniklé antropogenní činností.

U většiny sledovaných pramenů v ČK tvoří převážnou část vydatnosti voda se značnou střední dobou zdržení – v řádu let až desítek let (Šilar a Záhrubský 1999).

Na území ČK nejsou dnes známy žádné volné toky jeskynními prostorami. V podzemních jezerech je až na výjimky voda s neznatelnou rychlostí proudění. K transportu klastického materiálu skrz jeskynní systémy až na výjimky nedochází. Ve výjimečných případech je transportována pouze suspenze (Arnika – pramen Sv. Jan), nikoli hrubší klasty. V ČK neexistují ani průkazné příklady fosilních jeskyní vzniklých činností stálých podzemních toků transportujících sediment (viz kap.8).

Pro ČK a kras malých krasových výskytů jsou naopak typické nepravidelné labyrintovité dutiny, většinou vázané na pukliny, vrstevní nebo zlomové plochy a snadno krasovějící polohy vápenců, zatímco vazba na horizonty rovnoběžné s hladinou podzemní vody prakticky chybí. Mnoho jeskyní vykazuje mimo labyrintových forem, i poměrně dlouhé chodby (Arnoldka, Palachova propast, Buml, Barrandova, Tetínská chodba), které i dnes plní odvodňovací funkci (Arnoldka, Palachova p., atd.). Jeskyně jsou často ukloněny podle směru a sklonu vrstev a příčné tektoniky (Včíslová a kol. 1980). Jsou rozptýleny v širokém rozsahu nadmořských výšek, bez vazby na určitou úroveň (Bosák, Cílek a Bednářová 1993). Jeskyně v ČK mohou končit zcela slepě bez jakéhokoli pokračování, nebo pokračují jen úzkým kanálkem. Po několika metrech se mohou opět rozšiřovat (Bosák, Cílek a Bednářová 1993). Vznikaly jednoznačně ve freatické zóně a v naprosté většině případů nejeví žádné stopy pozdější vadózní remodelace. V některých jeskyních (Arnoldka) dochází sice po extrémních srážkách k tvoření splachových toků o vydatnosti setin až prvních desetin l.s−1, tyto ale transportují pouze sedimentární výplně a vlastní jeskyni prakticky nepřetváří.

Celkově bylo v ČK objeveno téměř 400 jeskyní (dutin od délky 1,5 m), naprostá většina v činných a opuštěných lomech (Hromas a Bílková 1998). Nejrozsáhlejší jeskyně mají celkovou délku chodeb i přes 1000 m (Koněpruské j., j. Ementál, jeskyně Na Chlumu a Netopýrka, jeskyně Arnoldka), denivelace dosahuje i přes 100 m (Arnoldka, Podtraťová jeskyně). Jeskyně zasahují do poměrně velkých hloubek, další postup bývá většinou znemožněn mocnými výplněmi sedimentů nebo vodou (viz kap.7). Míra zaplnění sedimenty, především hlubokých dutin, je značná; na průchodnou jeskyni připadá mnoho kapes vyplněných sedimenty (jak je zřejmé z odkryvů v lomech).

Závrty a další povrchové krasové jevy jsou v ČK a v dalších krasových oblastech bez soustředěných ponorů v porovnání s klasickými krasovými oblastmi velmi vzácné.

V ostatních krasových oblastech bez soustředěných ponorů se oproti ČK poměrně často (vzhledem k počtu jeskyní) vyskytují menší podzemní toky (v Chýnovské jeskyni, v krasových dutinách dolů Bližná a Loreta u Klatov). Naopak v ČK jsou na cca 380 jeskyní pouze 4 kde dochází k intenzivnějšímu proudění podzemní vody (Únorová propast, Podtraťová jeskyně, Tetínská vyvěračka, Arnika). Rozdíly jsou zřejmě i v menším zastoupení krasových kapes v takových krasových oblastech oproti ČK. Také šedé a červené jíly hojně vyplňující jeskyně v ČK jsou v těchto oblastech vzácné.

 

Krasové kapsy a intenzita zkrasovění v závislosti na hloubce pod povrchem v Českém krasu

Zejména povrch vápenců lochkovu a pragu je pod půdním pokryvem silně zkrasovělý a nerovný, jak je zřejmé z odkryvů v lomech a z výsledků vrtné prozkoumanosti. Kapsy mají vazbu na tektonické linie (Bosák 1995). Krasové kapsy se vyskytují zejména ve starém peneplenizovaném povrchu křídového, respektive paleogenního stáří, přitom deprese jsou různě hluboké (K. Žák ústní sdělení). V oblasti vysokoprocentních ložiskových vápenců v Koněpruské synklinále byla míra zkrasovění v závislosti na hloubce zpracována Ovčarovem a kol. (1973). Ovčarov použil metody klouzavých hranolů (detaily viz Ovčarov a kol. 1973, str. 165—171), míra zkrasovění byla určena jako rozdíl mezi průměrným obsahem CaO podle všech vzorků a podle vzorků neporušených (v jednotlivých hranolech). Objemové zastoupení krasových kapes (objem výplní kapes v hranolu / celkový objem hranolu) bylo získáno z hodnot zjištěných Ovčarovem a kol. (1973) vydělením hustotou vápence. Výsledky uvádí tabulka 1. Z tabulky a obrázku 1 je evidentní nepřímá závislost míry zkrasovění s hloubkou pod povrchem. Podle výchozů a vrtné prozkoumanosti je tomu tak i v ostatních oblastech ČK. Z obrázku 1 a tabulky 1 je zřejmé krasové kapsy zabírají u povrchu 3 % horninového prostředí, v hloubce 10—20 m okolo 1 %, a ve větších hloubkách již pouze desetiny % (jedná se však o podceněné hodnoty, protože do této statistiky nejsou zahrnuty volné dutiny).

 

Tabulka 1: Míra zkrasovění s hloubkou.

Table 1: Rate of karstification with the depth.

Hloubka [m] Rozdíly v průměrných obsazích CaO Vypočtený objem krasových výplní [%] Storativita – pórovitost [%]
VLČS Homolák Celek VLČS Homolák Celek Homolák Sv. Jan
0—2 9,18 3,4
2—4 6,6 2,4
4—6 5,94 2,2
6—8 5,6 2,1
8—10 5,1 1,9
—
0—10 5,90 5,13 5,50 2,2 1,9 2,0
10—20 3,66 1,49 2,55 1,4 0,6 0,9 0,4—0,5
20—30 1,74 0,90 1,69 0,6 0,3 0,6
30—40 1,76 0,67 1,08 0,7 0,2 0,4
40—50 0,70 0,40 0,17 0,3 0,1 0,1
50—60 0,35 0,58 0,05 0,1 0,2 0,0
60—70 1,26 1,03 0,43 0,5 0,4 0,2
—
0—70 2,86 1,80 2,18 1,1 0,7 0,8
přes 100 0,1—0,7

Pozn.: Hodnoty v druhém až čtvrtém sloupci jsou převzaty od Ovčarova a kol. (1973). V těchto sloupcích jsou vyneseny rozdíly v průměrném obsahu CaO na základě určení podle všech vzorků a podle vzorků neporušených krasověním. Výsledky jsou zpracovány odděleně pro Velkolom Čertovy schody (VLČS), lom Homolák a též pro celé území. V pátém až sedmém sloupci je uveden objem krasových výplní ku celému objemu bloků (%). Ten byl získán výpočtem ze sloupců 2—4 (vydělením hustotou vápence). Poslední dva sloupce uvádí storativitu (porozitu) zjištěnou z integrace vydatnosti pramene při snižování hladiny na vrtu (detaily viz Bruthans a Zeman 2000).

 

 

6. Kras a typy vápenců

Závislostí krasovění na typech vápenců se první zabýval Homola (1947). Později se jí zabývala Tvrdíková (1986), která navíc přiřadila jednotlivým horninám hydrogeologickou funkci na základě míry zkrasovění. Závěry těchto autorů jsou obdobné výsledkům hodnocení krasovění, popsaných dále.

Jako určitý objektivní ukazatel náchylnosti hornin ke krasovění byla vybrána délka jeskynních chodeb v jednotlivých vápencích. Podklady autoři získali v archivu ČSS a v publikovaných pracích, převážně ve sborníku Český kras.

Protože v jeskyních jsou vyvinuty i vertikální a subvertikální úseky chodeb, nebyl používán parametr délka jeskyně (délka chodeb v horizontálním průmětu), nýbrž tzv. absolutní délka (skutečná délka chodeb ve 3D, respektive délka myšleného polygonu vedeného chodbami). Do srovnání jsou zahrnuty jeskyně celého ČK, vyjma koněpruské synklinály, kde je odlišný litologický vývoj vápenců (zkrasovění vápenců v koněpruské synklinále je uvedeno zvlášť).

U části chodeb (13,6 %, 1540 m) se nepodařilo zjistit v jakých horninách jsou vyvinuty. Dále je délka určených chodeb přepočtena na 100 % (9730 m):

Nejvíce jeskyní je vyvinuto ve vápencích lochkovu a pragu (92,9 %, 9040 m), z toho v pragu (65,8 %, 6405 m), v lochkovu (14,6 %, 1420 m). Zbývajících 12,5 % (1220 m) se nachází v lochkovu anebo pragu (nerozlišeně). Podíl jednotlivých facií pragu je problematické objektivně vyjádřit, neboť mnoho, zejména větších jeskyní je vyvinuto ve více faciích a nepodařilo se většinou zjistit podíl těchto facií na délce chodeb. Neplatí zde často navíc pravidlo, že by lépe měly krasovět vápence s nejnižší příměsí nerozpustných součástí (Tvrdíková 1986 – zmiňuje silné zkrasovění relativně nečistých loděnických vápenců). Např. jeskyně Arnoldka (délka 1260 m) je, podobně jako mnoho jiných jeskyní, z větší části vyvinuta v loděnických vápencích, které mají vyšší příměs nerozpustných složek (Bruthans a Filippi 1999).

Také zlíchovské vápence (2,3 %, 219 m), jsou zkrasověny místy v celém ČK (s maximem u Prahy). Několik jeskyní je i v silurských přídolských vápencích (0,4 %, 40 m).

Místně intenzivně zkrasověné jsou horniny facie Kozla (silur – liteňské souvrství; 3,9 %, 380 m). Tyto horniny (jejichž intenzita zkrasovění se může blížit zkrasovění lochkovu a pragu – Bruthans 1999) jsou však zkrasovělé pouze v okolí Šanova kouta u Berouna a jinde v ČK horniny tohoto stáří nekrasoví. Vápence chotečské (0,16 %, 16 m) jsou zkrasovělé pouze v okolí Srbska a v údolí Propadlých vod u Sv. Jana, kde jsou v nich vyvinuty závrty. Jejich zkrasovění u Srbska je poměrně značné (hlavně neprůlezné kanálky, Bruthans 1999). Malé dutiny se vyskytují také v kopaninském souvrství ve štolách v lomech na Amerikách.

Naopak žádné jeskyně nebyly nalezeny ve vápencích třebotovských (obsah nerozpustných součástí kolem 30 %; Chlupáč a kol. 1992), v souvrství liteňském (mimo facie Kozla), v dalejských břidlicích a srbském souvrství.

Velké množství jeskynních chodeb ve vápencích lochkovu a pragu je poněkud zvýrazněno tím, že je v nich situována většina lomů. Neurčené jeskyně náleží zřejmě horninám lochkovu a pragu, případně blízkému nadloží či podloží a neovlivňují proto významně správnost rozdělení. Podle pozorování na výchozech a v lomech je i zkrasovění v menším měřítku (neprůlezné kanálky) přednostně vázáno na tytéž horniny jako velké jeskyně.

V oblasti koněpruské synklinály se u části chodeb (8 %, 289 m) nepodařilo zjistit v jakých horninách jsou vyvinuty. Dále je délka určených chodeb přepočtena na 100 % (3770 m). Jeskyně jsou zejména situovány v koněpruských vápencích stáří pragu (43 %, 1491 m) a na rozhraní koněpruských a suchomastských vápenců (45 %, 1550 m). Méně zkrasovělé jsou suchomastské vápence (9 %, 299 m), vápence lochkovského stáří (3 %, 111 m) a akantopygové vápence (1 %, 30 m).

V ČK existuje vztah mezi mírou zkrasovění a propustností. Horniny lochkova, pragu ± zlíchova a přídolí tvoří propustný kolektor o mocnosti 120—300 m (Bruthans a Zeman 2000). Propustnost a míra zkrasovění hlavního kolektoru klesá ve směru od SZ k JV, v závislosti na faciálních změnách lochkovského a pražského souvrství (Bruthans a Zeman 2000). Není bez zajímavosti, že relativně čisté chotečské vápence prakticky nezkrasověly, ačkoli vápence lochkova krasovějí velmi silně a to včetně kotýských vápenců s rohovci (oba horninové typy mají přibližně stejný obsah nerozpustných součástí, Chlupáč a kol. 1992). Vznik jeskyní je obecně podmiňován prouděním podzemní vody po propustných puklinách, mezivrstevních plochách atd. Je zřejmé, že čím mocnější je potencionálně krasovějící souvrství, tím větší je pravděpodobnost propojení propustných puklinových systémů v jeden celek, což je podmínka k oběhu vod a krasovění. Je pravděpodobné, že mocnost chotečských vápenců je na rozdíl od hlavního kolektoru příliš malá (20—60 m, Chlupáč a kol. 1992), než aby dovolila propojení puklinových systémů na vzdálenost několika kilometrů a tím krasovění (malou propojenost puklinových systémů ukazují i nízké vydatnosti pramenů z chotečského souvrství – viz Bruthans a Zeman 2000). Jiným vysvětlením mohou být i odlišné mechanické vlastnosti chotečských vápenců (nebo jiné chování při vrásnění) vedoucí k vzniku méně příznivému typu puklinové porózity, než je tomu u hornin hlavního kolektoru.

 

Tabulka 2: Délka jeskynních chodeb v jednotlivých horninách v Českém krasu.

Table 2: The length of cave passages in particular rocks of the Bohemian Karst.

Útvar Stupeň Délka jeskynních chodeb [%] Délka jeskynních chodeb [m] Poznámka
Český kras mimo koněpruskou synklinálu
DEVON givet 0 0  
eifel 0,16 16 jen u Srbska
dalej 0 0  
zlíchov 2,3 219  
prag 65,8 6405  
lochkov 14,6 1420  
prag + lochkov 12,5 1220 nerozlišeno
SILUR přídolí 0,4 40  
ludlow 0,1 10  
wenlock 3,9 380 jen facie Kozla
llandovery 0 0  
Koněpruská synklinála
DEVON eifel 1 30 akantopygové vápence
zlíchov + dalej 9 299 suchomastské vápence
prag 43 1491 koněpruské vápence
lochkov 3 111 lochkovské souvrství
  45 1550 na rozhraní koněpruských a suchomastských vápenců

Pozn.: Do statistiky byly přidány údaje z jeskyně Ementál a dalších jeskyní, proto se výsledky mírně liší od dříve publikovaných (srv. Bruthans a Zeman 2000). Pokud je ignorováno lokální zkrasovění, připadají všechny jeskyně do horninového intervalu přídolí-zlíchov s výrazným maximem v horninách pragu a lochkovu. V koněpruské synklinále sahá zkrasovění až do hornin eifelu.

 

 

7. Hloubkový dosah krasovění

Z modelů simulujících vznik jeskynních systémů (Palmer 1991; Dreybrodt a Siemers 1997) je zřejmé, že neexistuje žádné fyzikální omezení pro vznik jeskyní zasahujících do hloubek mnoha set metrů pod úroveň erozní báze (za předpokladu existence propustných puklin v těchto hloubkách). Modely ukázaly, že ve vzájemném soutěžení zvítězí nakonec nejkratší protokanál (pokud jsou ostatní parametry u protokanálů obdobné). Protokanál je ve skutečných případech většinou situován v hloubkách menších než vyšší desítky metrů pod úrovní erozní báze, kde je vyšší intenzita rozpukání než ve větších hloubkách. Nicméně v půdorysu zasahují protokanály často stovky metrů i více od ideální spojnice mezi ponorem a vývěrem. Proto ani ve vertikálním směru nelze takové výchylky vyloučit. Hlavním důvodem, proč skutečně většina přístupných aktivních jeskyní vede v blízkosti erozní báze, nebo nad ní není samotný korozní proces, ale skutečnost, že soustředěnými ponory se do krasového prostředí dostávají sedimenty, jež musí být podzemní tok schopen z valné části přetransportovat jeskynním systémem. Např. v Dinárském krasu jsou chodby vytvořené autochtonními toky (bez transportu hrubších sedimentů) často zcela freatické, naopak na ponory povrchových toků z nekrasového území bývají vázány mohutné jeskynní úrovně s volnými toky (F. Šusterčič, ústní sdělení 2000). To plně souhlasí se závěry Forda a Ewerse (1978) o důležitosti sedimentů při gradačních jevech (kap.3). Pokud totiž podzemní toky netransportují žádný sediment, nemůže se uplatnit ani parageneze (bez sedimentů bude korodován strop, stěny i počva chodby stejnou rychlostí a nebude tak vznikat dovrchní zářez) ani vytváření zkratek (bypassů) okolo hlubokých sifonů (bez sedimentů ucpávajících sifon nevzniknou při zvýšení průtoku podzemního toku strmé hydraulické gradienty v prostoru sifonu, které jsou pro vznik bypassů nutné). Jeskyně, které nevznikaly prouděním vody nesoucím klastický materiál jsou proto hloubkově jen velmi málo omezené. K hlubokému oběhu vod a krasovění bude docházet zejména tam, kde jsou dobře krasovějící horniny zavrásněny mezi zónou infiltrace a drenáže do značných hloubek (např. v mnohých synklinálách ČK), nebo v oblastech kde jsou vápence strmě ukloněné (mezivrstevní spáry tvoří propustnou porózitu s velkým dosahem – Ford a Ewers 1978). Hloubka freatických kolen roste též se snižující se četností propustných puklin (Ford a Ewers 1978).

Vývoj jeskyní v ČK probíhal a i v současnosti probíhá často velmi hluboko pod úrovní erozní báze. Jednoznačným důkazem je Podtraťová jeskyně, která dosahuje do hloubky 67 m pod současný tok Berounky a 57 m pod největší zahloubení řeky (tj. pod skalní dno) za würmského glaciálu (Zapletal 1989). Další dutiny pod úrovní řeky byly nalezeny vrty v hloubkách až 46 m (Včíslová a kol. 1980). Drobné krasové dutinky u lomu Hvížďalka popisuje Brunerová a kol. (1986) z vrtu Ko 3 u Kosoře i z hloubky 180 m p.t., tj. z úrovně 160 m n.m. Je zde nutné připomenout, že vrtný průzkum zasahující do těchto hloubkových úrovní je již velmi řídký. Další jeskyní dokumentující hluboký dosah krasovění je jeskyně Arnoldka, která má denivelaci více než 111 m, a je velmi pravděpodobné že základní plán jejích prostor vznikal současně a to ve freatické zóně (Bruthans a Filippi 1999). Hloubka dosahu drobného krasovění v ČK bude pravděpodobně obdobná hloubkovému dosahu hlavního kolektoru (lochkov, prag ± zlíchov, přídolí) a hloubce oběhu vody v něm, tj. až 500—700 m p.t. (Bruthans a Zeman 2000). Velmi zajímavá je existence hluboké krasové deprese vyplněné peruckým souvrstvím na Dívčích Hradech, kde nebyla navrtána báze peruckého souvrství ani v hloubce 120 m, tj. 195 m n.m. (Klein a Zelenka 1991). Také pod Barrandovským mostem narazily dva vrty pod řekou a würmskou terasou na intergranulární korozí postižené vápence a snad až 30 m mocné souvrství jemných písků a jílů (Habrnál 1977). Vzhledem k nejasnostem v dokumentaci však nelze vyloučit, že se ve skutečnosti jedná jen o sled bílých vrstev, bez sedimentů. Cílek, Bosák a Tipková (1995) uvádějí přítomnost intergranulární korozí postižených vápenců ve vrtech v koněpruské synklinále až z hloubky 320 m p.t. (tj. 133 m n.m.). Všechna výše uvedená fakta hovoří o existenci propustných zón zasahujících do značných hloubek, dovolujících hluboký oběh vod a krasovění.

Proudění vody hluboko pod erozní bází přitom existuje i ve strukturách, kde je rozvinuta relativně hustá síť kanálů a chodeb při hladině podzemní vody. Např. v Moravském krasu zachytil vrt HV 1 (Taraba 1974) proudění v hloubkách i 500 m p.t., přitom v jeho blízkosti se vyskytuje rozsáhlý drenážní systém Amatérské jeskyně, jehož existenci lze datovat již do miocénu (Panoš 1963; Kadlec a Kadlecová 1995; Dvořák 1998). Také v čočkách krystalických vápenců v oblasti Č.Krumlova bylo dokumentováno proudění v hloubkách mnoha set metrů pod terénem, zřejmě spojené s embryonálním krasověním (Vašta 1984).

 

Obrázek 1: Průběh objemu krasových výplní ku celému objemu hranolů (%) v závislosti na hloubce (viz tab.1, sloupec 5—7).

Figure 1: Volume of karst pockets vs. total volume of rock environment (%) depending on the depth below ground surface (m).

 

 

8. Otázka speleogeneze Českého krasu

Charakter převážné většiny jeskyní (viz kap.2 – především častá přítomnost sítí chodeb s mnoha propojeními – „labyrintů“) ukazuje, že jeskyně vznikly ve freatické zóně s pomalým prouděním vody; korozí z mnoha menších nesoustředěných přítoků, nikoli korozí jediným větším tokem (viz. Palmer 1991). Na vzniku jeskyní se v určité míře mohla podílet i směsová koroze. Na nesoustředěnost přítoků formujících jeskyně jasně ukazuje i nepřítomnost vadózní remodelace jeskyní. Kdyby byly jeskyně tvořeny v návaznosti na ponory povrchových vodotečí (i s průtokem pouze v prvních l.s−1), musely by být alespoň v některých jeskyních zachovány výrazné stropy vadózní remodelace, kterou by takový tok při poklesu hladiny podzemních vod způsobil.

ČK a další krasová území bez soustředěných ponorů jsou protékána mnoha povrchovými toky, z nichž zejména ty menší a výše položené umožňují nesoustředěnou infiltraci vody do krasového prostředí. Je přitom zřejmé, že podle výsledků matematických a fyzikálních modelů (Palmer 1991; Ford a Ewers 1978) by mělo postupně dojít k vytvoření propojeného podzemního systému a stažení celého povrchového toku do podzemí. Musí tedy existovat faktory bránící ponáření povrchových toků v těchto oblastech. Podle výsledků výzkumů se nejdůležitějším faktorem zdá být příliš nízká četnost propojených puklinových zón a zavrásnění či zaklesnutí karbonátů mezi zónou infiltrace a drenáže do větších hloubek, které spolu s nepříliš výrazným reliéfem v těchto oblastech neumožňuje transport žádného klastického materiálu (ani suspenze) krasovým prostředím (kap.3). Pro nízkou četnost propojených puklinových systémů v ČK svědčí několik nezávislých důkazů:

Jeskyně v oblastech bez soustředěných ponorů v ČR (kap.5) vznikají nesoustředěnou infiltrací z poměrně koncentrovaných zdrojů, (z povrchových toků – v případě prostředí s velmi nízkou četností puklin, z podzemního koncentrovaného proudění z okolního nekrasového prostředí, případně infiltrací z nadložních pískovců a jiných propustných a polopropustných uloženin pokrývající krasová území za podmínek batyfreatického proudění (kap.3). Při tvorbě nepravidelných profilů a některých labyrintovitých forem se zřejmě uplatňuje rapidní infiltrace povodňových vod do sítě puklin, ucpávání kanálů a vstupů (změny místa infiltrace do krasového prostředí) a směsová koroze.

K intenzivnějšímu rozvoji krasovění v ČK mohlo dojít teprve po vytvoření určitého hydraulického gradientu (vyšší ‰ až první %), nutného pro hluboký pohyb podzemních vod.

V období po křídové transgresi mohlo k vzniku jeskyní dojít teprve po vytvoření dostatečné povrchové morfologie s rozdíly v nadmořské výšce mezi oblastmi infiltrace a drenáže několik desítek metrů na vzdálenost prvních kilometrů. Nejpozději v období klíneckého stadia (spodní miocén) byla již povrchová morfologie dostatečná pro hluboký oběh vod a krasovění, jak je zřejmé z existence nejméně 100 m hlubokých údolních systémů v tomto období (Cílek 2000). V Českém krasu se jeskynní systémy vytvářely několika odlišnými procesy. Postupně budou diskutovány jednotlivé procesy a důkazy pro ně svědčící:

 

Směsová koroze pod rozsáhlými aluviálními plošinami

Bosák, Cílek a Bednářová (1993), váže vznik jeskyní na období, kdy byly rozsáhlé oblasti Českého krasu protékány řekami (období s rozvojem aluviálních plošin; Bosák 1996). Jeskyně tehdy měly vznikat směsovou korozí pod úrovní erozní báze, míšením podzemních vod s infiltrovanou říční vodou (Bosák, Cílek a Bednářová 1993). Nedostatkem této teorie je nepatrný hydraulický gradient vyplývající z plochého území (sklon aluviálních plošin se pohybuje pod 1 ‰, i v současnosti má Berounka sklon v Českém krasu jen mírně vyšší). Při tak nízkém gradientu si lze intenzivní proudění podzemní vody a vznik jeskyní jen ztěží představit. Díky nízkému gradientu se bude voda ve vápencích obklopujících říční tok pohybovat pouze v silně propustné připovrchové zóně rozvětrání puklin, případná zóna míšení bude pouze mělká a vázaná pouze na úzký okraj (břeh) rozsáhlé aluviální plošiny. Míšení říčních vod s vodou hlubšího oběhu z vápenců dále pod rozsáhlými aluviálními plošinami, navíc ve značných hloubkách je prakticky nemožné. Proti této teorii hovoří velký vertikální a plošný rozsah zkrasovění a velký hloubkový dosah některých krasových jevů.

V průběhu hydrogeologických prací v Českém krasu byly zjišťovány minimální hydraulické gradienty v regionálním měřítku a to jak z hladin ve vrtech a jeskyních, tak z existence velkých pramenů a jejich vzdálenosti od hlavních vodotečí. Protože prameny odvodňují rozsáhlá povodí, minimální gradienty mezi prameny a většími vodotečemi dokazují platnost minimálního gradientu i pro regionální proudění a preferované cesty. Ukázalo se, že nejnižší gradienty podzemní vody dosahují 0,7 až 2,5 % (Bruthans 1999). Minimální sklon hladiny podzemní vody je tedy o řád vyšší, než sklon řeky Berounky. S výjimkou povodňových stavů řeky proto k větší infiltraci říčních vod do vápencového masivu docházet nemůže. Tento závěr potvrzují i výsledky současného hydrogeologického průzkumu jeskynních jezer v těsném okolí Berounky, z nichž vyplývá, že za průměrných a nízkých stavů řeky se v jeskynních jezerech vyskytuje voda původem z vápencového prostředí, nikoli z řeky. V Tomáškově propasti, v j. Ementál, Menglerově a Dynamitce, a zřejmě i zatopených komínech v Kruhovém lomu jsou jezera s vodou, převážně skapového původu z blízkého okolí (teplota vody rovná průměrné teplotě okolního prostředí, nízká koncentrace chloridů, nízká mineralizace). V Tetínské vyvěračce a Podtraťové propasti se jedná o významnější vývěry vod s hlubším oběhem a větší sběrnou oblastí (vyšší teplota, vyšší mineralizace a obsah chloridů). Nikde přitom nebyla zaznamenána voda typická pro Berounku (nízká mineralizace a přitom vysoký obsah chloridů). Je tedy zřejmé, že za průměrných nebo nižších stavů řeky dochází k proudění z vápencového masivu do řeky a k mísení s říční vodou ve vzdálenosti větší než první desítky metrů od řeky již nedochází. Pouze za povodní dochází k intenzivní infiltraci říčních vod do podzemí, za takových okolností však převládají jiné procesy než směsová koroze (rapidní infiltrace za povodní – viz níže). Po skončení povodně říční voda z masivu odtéká zpět do řeky.

Jak je z výše uvedeného zřejmé, směsová koroze pod aluviálními plošinami měla pro vznik jeskyní v ČK pravděpodobně zcela minimální význam. V této stati je nicméně diskutována pouze jediná z mnoha variant směsové koroze (míšení infiltrované říční vody s podzemní vodou z vápenců). Speleogenezi podmíněnou jiným typem směsové koroze výše uvedené poznámky nevylučují.

 

Vliv termálních roztoků na krasovění

Pokud jde o hydrotermální kras, zásadní otázkou je definování od jaké teploty je voda považována za termální (nebo o kolik °C musí být voda teplejší oproti průměrné teplotě vzduchu v dané oblasti). Scholler (1962) např. považuje za termální již vodu o teplotě o 4 °C vyšší než je průměrná teplota vzduchu v dané oblasti. V takovém případě by se v současnosti v Českém a Moravském krasu a zřejmě i ve většině dalších oblastí v ČR vyskytovaly termální vody. Bublák u Chotče by mohl být dokonce považován za termální pramen a velká část krasových jevů v Českém krasu by mohla být považována za hydrotermální. Tento přístup tak víceméně zařazuje jakýkoliv hlubší oběh vod (který lze předpokládat prakticky v každé krasové oblasti, kde vápence zasahují do hloubek alespoň 300 m pod povrch) pod termální vody. V tomto článku je za termální považována voda o teplotě alespoň 20 °C, což je definice uváděná v rozsáhlé mezinárodní publikaci týkající se speleogeneze (Dublyansky in Klimchouk et al. 2000). Termální vody se nevyskytují ani v nejhlubších současných prouděních zasahujících do hloubek 500—700 m p.t. V třetihorním období s vyšší průměrnou teplotou a vyšším teplotním gradientem (Bosák 1998a; Medaris a kol. 1999) však vody obíhající do této hloubky mohly přesáhnout 30 °C, lze je tak považovat za termální a výsledek jejich korozní činnosti za hydrotermální kras. Za těchto podmínek, lze považovat přítomnost hydrotermálních krasových jevů v cestách hlubokého oběhu a v oblastech tehdejší drenáže hlubšího oběhu za velmi pravděpodobnou a lze uvažovat i krasovění míšením těchto vod hlubokého oběhu s mělčím oběhem ve vápencích (srov. Bosák 1998a; viz též Žák 1999), s tím, že k tomu docházelo za alespoň mírně zvlněného reliéfu, nutného pro oběh vod a krasovění. Hluboký oběh byl dotován vodou infiltrovanou z křídových hornin zakrývajících vápence, z vápenců a z nesoustředěné infiltrace z povrchových toků.

Tímto způsobem však nelze vysvětlovat vznik hydrotermálních krystalů kalcitu s výrazně vyššími teplotami vzniku dosahujícími 60 až 80 °C pokrývajících stěny některých jeskyní ve VLČS (srovnej Bosák 1998b). Bosák (1998b) uvádí vznik těchto hydrotermálních dutin pod až 200 m mocným pokryvem křídy v paleogénu-miocénu. Tím by snad bylo možné vysvětlit vysokou teplotu roztoků srážejících kalcity, roztoky by však musely cirkulovat konvekcí v uzavřeném systému pod nepropustným spodnoturonským izolátorem (srov. Bosák 1998b). Zařazení vzniku těchto hydrotermálních dutin do terciéru nebylo dosud věrohodně prokázáno (Žák 1999; Žák ústní sdělení 2000; srovnej Bosák 1998b). Nehledě na stáří hydrotermálních dutin pokrytých krystaly kalcitu je jejich zastoupení zanedbatelné vůči ostatním jeskyním a větší dutiny byly zatím zjištěny pouze v koněpruské synklinále.

Jedním z méně známých příkladů hydrotermálních jeskyní je Krystalová propástka v odbočce z hlavní dopravní štoly k Deštivému lomu u Mořiny (Mexiko). Stěny jeskyně jsou pokryty skalenoedry kalcitu na něž nasedají poloviční klence kalcitu. Dutina je vznikem vázána na hydrotermální žíly vzniklé pravděpodobně někdy během karbonu až triasu (Žák, ústní sdělení 2000).

Z pozorování v mnoha krasových oblastech vyplývá, že sférické kapsy nelze považovat za jednoznačný důkaz přítomnosti hydrotermálních roztoků při krasovění (jak se to domnívají Suchý a Zeman ve svých četných sděleních, viz jejich práci z roku 1999), v mnoha případech jde o jasné freatické speleogeny. Müller (in Bosák a kol. 1989) m.j. uvádí, že v hydrotermálním krasu jsou tyto formy mnohem častější než v jiných oblastech (nikoli, že v jiných oblastech chybějí).

 

Obrázek 2: Vývoj jeskyní nesoustředěnou infiltrací z křídových hornin Českého krasu.

Figure 2: Speleogenesis caused by diffuse recharge from Cretaceous deposits in the Bohemian Karst. 1 – regional aquifer, 2 – aquitard, 3 – Cretaceous deposits, 4 – spring, 5 – cave (section), 6 – cave (extended out of section), 7 – groundwater flow direction, 8 – water.

 

 

Krasovění nesoustředěnými přítoky z křídových uloženin

Křídovým uloženinám v nadloží vápenců byla nejprve přisuzována funkce izolátoru (Bosák, Cílek a Bednářová 1993). Krasovění pod křídovými uloženinami v oblasti koněpruského devonu popisuje již Bosák (1996, 1998b).

Většina toků v oblasti Českého krasu jsou toky epigenetické, je zřejmé, že se zařezávaly do křídového pokryvu, který v té době pokrýval naprostou většinu území. Křídový pokryv je přitom místy dostatečně propustný a umožňuje tak úplnou infiltraci vody do podložních vápenců (viz níže).

Z těchto skutečností a práce Palmera (1991) lze odvodit hydrogeologicky přijatelný model vzniku jeskyní situovaných ve vyšších nadmořských výškách, nehluboko pod úrovní báze křídy v ČK (srov. Bosák 1996): v paleogénu, se postupně zařezávaly toky do křídového pokryvu a pod něj do hornin paleozoika. S přibývající hloubkou údolí (a tím spojeným zvyšováním hydraulického gradientu) se zvyšovala intenzita proudění vody v hlavním kolektoru (prag, lochkov ± zlíchov, přídolí). V důsledku vyšších srážek byla voda v křídovém pokryvu blízko pod povrchem a přetékala prameny na bázi křídového pokryvu do údolí (obr.2). Značná část vody z křídových hornin však infiltrovala do hlavního kolektoru, který vodu odváděl do pramenů ve dnech údolí zařízlých do vápenců, do vzdálenosti až několika kilometrů, často velmi hlubokými cestami ve vápencích zavrásněných v jádrech synklinál. K infiltraci do hlavního kolektoru docházelo z širokého okolí, i z nadloží okolních hornin, v důsledku deprese v hladině podzemní vody nad hlavním kolektorem. Křídový pokryv chránil vznikající jeskyně před přínosem sedimentů z povrchu. S hloubkou zařezávání toků klesala hladina podzemní vody, vyšší dutiny se dostávaly do vadózní zóny. Protože přítoky do hlavního kolektoru nebyly soustředěné, nedošlo k výrazné remodelaci jeskyní ve vadózní zóně. Postupně se povrchovou erozí ztenčovala mocnost křídového pokryvu. Po jeho denudaci byly jeskyně zanášeny sedimenty a ve svých vodou nezaplavených částech „fosilizovány“.

Výše popsané procesy měly pro vznik jeskyní k dispozici období milionů až desítek milionů let, od paleogénu po miocén až kvartér (v některých oblastech do současnosti). Infiltrací vod z křídových uloženin vznikly pravděpodobně jeskyně v lomu Čeřinka (jeskyně Arnoldka, Palachova propast a další), na Amerikách (j. Amerika I a II, komíny ve štolách, atd.), na Parapleti (j. Stará a Nová Aragonitová a další), na Branžovech (j. Čtrnácti pomocníků), u Trněného Újezda, atd. V těchto oblastech, kde se nejvyšší jeskynní prostory nachází pouze nehluboko pod úrovní báze křídových sedimentů si lze jiný způsob vzniku jeskyní jen ztěží představit. Po zaříznutí povrchových vodotečí do hornin paleozoika dále zůstávala okolní krajina pokryta křídovými uloženinami a k jejich úplnému odnosu došlo teprve v době, kdy již byly povrchové toky zahloubeny několik desítek metrů pod úroveň báze křídy a hladina podzemní vody v okolních vápencích též zaklesla, čímž se svrchní část vápenců dostala do neaktivní vadózní zóny. Proti teorii, že tyto jeskyně byly vytvářeny prouděním vod vystupujících z hlubokého oběhu (Bosák, ústní sdělení) svědčí skutečnost, že jeskyně (jejich nejvyšší části) jsou rozesety v mnoha oblastech v nepříliš rozdílných nadmořských výškách, takže případná oblast drenáže je nereálně rozsáhlá (Bruthans a Filippi 1999). Navíc hydraulický gradient by byl za takových podmínek velmi nízký a není ani zřejmá oblast infiltrace vod. Také v koněpruské oblasti může tento typ krasovění hrát významnou úlohu (srov. Bosák 1996).

Pramen č.46A nad Chýnicí (viz Kadlecová a Žák 1998) je dodnes existujícím svědkem takového procesu. Mohutný pramen odvodňuje horniny lochkovu a pragu, prakticky celé jeho povodí je překryto křídovými uloženinami. V jeho povodí nepřesahuje převýšení 60 m. Existence tohoto a dalších pramenů (v Zadní Kopanině atd.) dokazuje, že vertikální propustnost křídového pokryvu je dostatečná, aby mohlo docházet k infiltraci veškeré vody z křídového pokryvu do podložních hornin. Krasovění pod křídovými uloženinami v této oblasti zřejmě stále probíhá.

Podobným způsobem jako křídové uloženiny se mohly uplatnit i mocnější a rozsáhlejší tělesa terciérních sedimentů.

 

Krasovění nesoustředěnou infiltrací z toků a okolních oblastí budovaných nekrasovými horninami

V ČK dochází v současnosti na mnoha místech k nesoustředěné infiltraci vody z menších povrchových vodotečí přes náplavy do vápencového komplexu (kap.3, typ (c)). V případě horní části povodí Bubovického potoka (mezi Bubovicemi a vodopády) byly z detailního hydrometrování odhadnuty průměrné ztráty vody na 2—4 l.s−1 (Bruthans 1999), což odpovídá průměrnému podzemnímu odtoku ze srážek z 1 km2 v této oblasti (Včíslová a kol. 1980). Intenzita infiltrace je proto pod influentními toky řádově vyšší než infiltrace ze srážek. Voda z influentních toků odtéká často podzemím do jiného povrchového toku vzdáleného až několik kilometrů. Vody z horní části povodí Bubovického potoka pod Bubovicemi odtékají do povodí Loděnice, případně do Berounky. Vody z horního povodí Švarcavy (pod Kuchaříkem) odtékají do povodí Radotínského potoka (Bruthans a Zeman 2000). Je velmi pravděpodobné, že k nesoustředěné infiltraci z povrchových toků docházelo i v geologické minulosti.

Tento proces se mohl uplatňovat po dlouhá období na řadě míst v Českém krasu a může tak být vedle krasovění pod křídovým pokryvem nejpodstatnějším procesem z hlediska speleogeneze ČK a mohla jím vzniknout značná část jeskyní. Vznik jeskyní přitom není vázán jen na zónu infiltrace, ale na celou oblast proudění včetně zóny drenáže a to v hloubkách až několika stovek metrů pod povrchem (totéž platí i pro infiltraci z křídových uloženin). Je pravděpodobné, že části některých jeskyní v blízkosti Berounky vznikly tímto procesem a teprve později byly remodelovány a rozšířeny rychlou infiltrací povodňových vod řeky (j. Ementál, atd.).

Krasovění přítokem podzemních vod z připovrchových rozvětralých zón izolátorů do hlavního kolektoru se v Českém krasu jeví jako nepravděpodobné. Vzhledem k tomu, že horniny izolátorů mají v ČK většinou poměrně vysoké obsahy CaCO3, budou vody z izolátorů při vstupu do hlavního kolektoru již nasycené. Zcela jiná je situace v ostatních územích bez soustředěných ponorů v ČR. Zejména v krystaliniku, kde horniny obklopující vápence obsahují jen minimální množství CaCO3, vznikla tímto procesem zřejmě převážná část jeskyní (srov. Cícha 1999).

 

Krasovění vlivem rapidní infiltrace za povodní

Při povodních, ať už na povrchových či podzemních tocích dochází k vytváření krátkodobých extrémních hydraulických gradientů mezi zvýšenou hladinou v toku a hladinou v puklinovém prostředí. Voda je prudce vtlačována do sítě puklin nebo do starších dutin. Po skončení povodně odtéká voda zpět do řeky. Během relativně velmi krátké doby (desítky tisíc let) tyto procesy vytváří jeskynní labyrint (obr.3). Jedná se o zcela běžný typ krasovění (Palmer 1991). Povodňové labyrinty často bývají vložené do již dříve existujících jeskyní. Jedním z podzemních příkladů je bezesporu i Bludiště v Amatérské jeskyni, které je výsledkem vtlačování vody do husté sítě puklin za povodní, kdy zóny se sníženou propustností ležící ve směru odtoku neumožňují dostatečný průtok povodňových vod a hladina se vzdouvá téměř o 20 m (srov. Motyčka a kol. 2000). Jeskyně Ementál v ČK je vynikajícím příkladem labyrintu vázaného na rapidní infiltraci řeky Berounky za povodní (Brom a kol. 2000). Protokostra chodeb byla po zaříznutí řeky do dnešní úrovně (tj. během posledních cca 100—400 ka intenzivně remodelována korozí povodňových vod řeky Berounky; stáří jednotlivých teras viz Tyráček a Kovanda 1991). Sedimentární textury ve štěrcích a povodňových hlínách v jeskyni ukazují na transport štěrků v jeskyni během povodní (Brom a kol. 2000). Za poslední významné povodně v roce 1981, kdy se hladina v řece zvedla o více než 5 m nad normál, docházelo k intenzivnímu vcezování vody do jeskyně po celou dobu povodně (Mengler a kol. 1990).

Je velmi pravděpodobné, že mnoho dalších jeskyní v kaňonu Berounky (Dynamitka, Barrandova j., Myší díry, Patrová j., Terasová j., atd.) vzniklo, nebo bylo remodelováno tímto procesem. K tomu docházelo zejména v mladším kvartéru, kdy se řeka zařízla do úzkého kaňonu a kdy byly změny hladiny Berounky během povodní značné. Nicméně v menší míře se tento proces mohl uplatňovat již v terciéru v prostoru celého širokého údolí řeky a též v okolí menších povrchových toků. Ve spodní chodbě Barrandovy jeskyně se nacházejí vrstvy proudově uložených písků a štěrků s úklonem až 30°, tj. se stejným sklonem jako je sklon chodby. Velmi pravděpodobně se jedná o sedimenty transportované v jeskyni vlivem prudkých změn hladiny v řece za povodní. Pro jeskyně vzniklé, či remodelované infiltrací vody z řeky za povodní je typický hojný výskyt vykroužených kapes a kanálků ve stropech (Ementál, Barrandova j., Dynamitka, atd.), vznikajících buď korozí vodou vtlačovanou do puklin, nebo kondenzační korozí ve zbytkových vzduchových kapsách za povodní (Cícha 1999). Charakteristické kapsy se zdají být (vedle labyrintovité formy a sedimentárních textur) dobrým vodítkem pro prokázání tohoto procesu na vzniku jeskyní. Jiným důležitým znakem je hojná přítomnost říčních povodňových hlín v jeskyních.

 

Jeskyně vytvořené v návaznosti na soustředěné ponory občasných toků po srážkách

Na kvartérní období je pravděpodobně vázán vznik krasového systému Arnika – Sv. Jan, který je jediným prokazatelně propojeným jeskynním systémem v Českém krasu. V tomto systému dochází po srážkách k turbulentnímu proudění vody a transportu sedimentů ve formě suspenze (Žák a kol. 1996). Zdánlivá rychlost proudění vody mezi Arnikou a Sv. Janem zjištěná ze stopovací zkoušky (Žák a kol. 1996) je poměrně vysoká (1,1 cm.s−1) a odpovídá rychlosti proudění v krasových kanálech (Bruthans 1999). Vývoj jeskyně probíhá v současné době, je vázán na krátká období po mimořádných srážkách, kdy voda do systému proniká ve formě soustředěných toků. Podle morfologie jeskyně se jedná o invazní vadózní jeskyni (sensu Ford a Ewers 1978), vznikající vysoko nad již dříve existující hladinou vody v hlavním kolektoru. Jeskynní systém se vyvinul v s. karbonátovém pruhu, který vykazuje nejvyšší rozsah propojených puklinových systémů v celém ČK (Bruthans a Zeman 2000).

V geologické minulosti mohly ojediněle rovněž vznikat kratší systémy vázané na soustředěné ponory i v jiných oblastech. Zejména tam, kde se nacházely dostatečně četné puklinové systémy, příhodně situované mezi ponor a vývěr, umožňující transport klastického materiálu vznikajícím krasovým kanálem. Příkladem takového systému může být jeskynní relikt Suchomasty 3, kde Bosák, Horáček a Panoš (in Bosák a kol. 1989) uvádějí existenci miocénního (sarmatského) toku, a snad i další jeskyně. Naprostá většina jeskynních výplní usazených proudící vodou v Českém krasu nese však spíše znaky usazování z krátkých epizodických splachových toků, případně transport povodňovou infiltrací, než na usazování ze stálých toků vázaných na soustředěné ponory.

 

Krasovění v současnosti

Krasové procesy probíhají v ČK většinou skrytě. Ve freatické zóně probíhá krasovění vlivem nesoustředěné infiltrace z povrchových toků (např. Bubovický potok a Švarcava), přítoky ze zbytků křídového pokryvu (např. východní část ČK pokrytá křídovými sedimenty) a povodňovou infiltrací (např. jeskyně Ementál). Ve vadózní zóně probíhá zejména rozšiřování krasových kapes.

V kvartéru došlo především k vzniku jeskyní vázaných na rychlou infiltraci za povodní. Pro ostatní procesy je kvartér jen malým zlomkem celého období, kdy ke krasovění docházelo.

 

Obrázek 3: Schematizovaný vývoj některých jeskyní v kaňonu Berounky: a) v terciéru a kvartéru dochází prouděním podzemní vody z nesoustředěné infiltrace k vývoji batyfreatických jeskyní; b) Po vytvoření kaňonu Berounky v mladším kvartéru dochází během povodní k intenzivnímu vcezování říčních vod do starších jeskyní a puklinové sítě. Díky extrémním hydraulickým gradientům se nenasycená říční voda dostává i do drobných puklin, rychle se rozšiřuje a vytváří povodňové labyrinty; c) Situace po vytvoření povodňových labyrintů (stromy jsou znázorněny pro měřítko, nemají vztah k tehdejšímu typu vegetace).

Figure 3: Development of caves by rapid injection in the entrenchment of the Berounka river. 1 – joints and bedding planes, 2 – river deposits, 3 – flooded cave passages, 4 – water table, 5 – groundwater flow direction.

 

 

9. Závěr

V letech 1994 až 2000 byl proveden rozsáhlý hydrogeologický průzkum ČK a studium charakteru a geneze krasovění, založené na zpracování dostupných archivních dat a rozsáhlých terénních pracích. Charakter krasovění byl srovnán s dalšími krasovými oblastmi v ČR i zahraničí a s obecnými zákonitostmi speleogeneze publikovanými zahraničními autory. Mezi nejvýznamnější závěry patří:

 


Literatura:
Poděkování:

Práce vznikla za podpory firmy Českomoravský cement a.s. Autoři děkují S. Leél-Őssy za velmi inspirativní exkurzi do hydrotermálního krasu v Buda Hills. V Českém krasu, sv.26 jsme při závěrečném shonu zapomněli připojit poděkování J. Krásnému, R. Kadlecové, K. Žákovi a v neposlední řadě též P. Bosákovi. Všem výše uvedeným a mnoha dalším vděčíme za pomoc a cenné rady při vypracovávání našich diplomových prací z nichž byly použity mnohé informace do článků v minulém a tomto Českém krasu. Všem děkujeme a omlouváme se za toto nedopatření. P Bosákovi a K. Žákovi děkujeme za cenné poznámky a kritické připomínky k rukopisu.