Zatímco základní geologické struktury vznikly endogenními procesy a působí v zemské kůře, vnější (exogenní) síly neustále na tyto struktury působí ve svrchních částech zemské kůry, vytvářejí a přeměňují zemský povrch. Neustálé změny zemského povrchu jsou způsobovány atmosférou, hydrosférou i biosférou.
Exogenní síly vycházejí hlavně ze sluneční energie, vyvolávají změny v ovzduší i vodstvu a umožňují život. Vnějšími činiteli se rozumí například změny teploty, činnost vody, mrazu, ledovců, větru, organismů. Tyto jsou pak příčinou procesů zvětrávání, svahových pohybů, modelace např. ledovci nebo větrem. Výsledkem se stávají geomorfologické strukturní typy reliéfu, kterými mohou být říční, krasové, větrné, ledovcové nebo antropogenní reliéfy.
Svahové pohyby, geologická činnost vody, ledovců a větru se řadí k nejvýznamnějším exogenním procesům, které se v našich podmínkách uplatňují.
Svahovými pohyby se označuje pohyb pevných hmot po svahu, a to bez ohledu na rychlost pohybu nebo zda k pohybu dochází za sucha či působením vody.
Ke svahovým pohybům dochází následkem porušení rovnováhy hmot na svahu, a to v okamžiku, kdy převažují účinky aktivních sil (gravitace, hydrodynamický tlak,…) nad silami pasivními, které se snaží pohybu zabránit (pevnost hornin, tření). Výsledkem těchto sil jsou svahové deformace.
Jedním ze základních předpokladů svahových pohybů jsou kromě umělých zásahů do přirozeného vývoje svahu přírodní podmínky, dané geologickými, klimatickými, hydrogeologickými a geomorfologickými poměry. Tyto podmínky mohou pohyb hmot po svahu podporovat nebo znemožňovat, a proto je lze označit jako příznivé nebo nepříznivé. Například podle Záruby a Mencla (1987) se mezi faktory podmiňující svahové pohyby a deformace řadí změna sklonu a výšky svahu, změna obsahu vody, působení podzemní vody, činnost mrazu, zvětrávání hornin, změny vegetačního pokryvu, přitížení násypy, haldami, otřesy a vibrace. Rozdělení faktorů na přírodní a antropogenní preferují Pašek, Nemčok a Rybář (1974). Přírodní faktory dále podrobněji člení na geologické, geomorfologické, hydrogeologické a klimatické poměry.
Přehlednou klasifikaci faktorů přináší Varnes (1996). Vznik a reaktivaci svahových pohybů podmiňují morfologické poměry (změna sklonu a výšky svahu), geologická stavba (litologická a strukturní anizotropie), fyzikální faktory (klimatické poměry, teplota, srážky, expozice svahu, rychlé tání sněhu, vliv podzemní vody, zvětrávání, promrzání aj.) a antropogenní faktory.
· Morfologické poměry
Ke vzniku svahových pohybů může dojít vlivem změny výšky a sklonu svahu. Příčinou může být např. fluviální eroze, díky níž je horninový materiál odnášen z paty svahu, nebo erozní prohlubování údolí, které vede ke zvětšení výšky svahu a k uvolnění bočního napětí ve svahu, vzniklými puklinami proniká do svahu voda a napomáhá jej rozrušovat.
· Geologická stavba
Svah se vyvíjí v určitých přírodních podmínkách, které jsou představovány souborem geologických, geomorfologických, hydrogeologických a klimatických poměrů. Tyto poměry jsou dále ovlivňovány geologicko-tektonickou stavbou, která se může stát určující podmínkou pro vznik sesuvu (Hulla a kol., 2002).
Příznivou geologicko-tektonickou strukturou v povrchové zóně pro podmínky Západních Karpat může být taková struktura, která se vytvořila zvětrávacími, erozními a akumulačními procesy během kvartéru (Nemčok, 1982). Např. ukloněný nezvětralý podklad pokrytý suťovou akumulací předurčuje smykovou plochu.
V podpovrchových zónách jsou např., pro vznik svahové deformace příznivé, struktury tvořené rigidním komplexem (vápence, pískovce,…) spočívajícím na plastickém nepropustném podkladu (jílovce, slínovce), mnohonásobným střídáním vrstev pevnějších s méně odolnými horninami s rozdílnou propustností, struktury tektonicky porušené nebo oslabené systémy puklin a foliačních ploch. Predispozici k sesouvání mají také křídla vrás nebo násunové plochy příkrovů.
· Klimatické poměry
Krajinotvorné pochody (eroze půdy, sesuvy aj.) jsou urychlovány především extrémními srážkami během přívalových dešťů. Tíha zvodněné vrstvy vlivem infiltrující vody narůstá, dočasně je zvýšen také pórový tlak, který způsobuje snížení pevnosti ve smyku. Vliv anomálních srážek je nejmarkantnější na již existujících sesuvech.
Množství vody ze srážek, které se do horninového prostředí dostane, je dáno především propustností, dále teplotou vzduchu, táním sněhu a výparem (Kopecký, 2001). Nové hydrogeologické podmínky svahu se mohou vytvořit např. na jaře po výrazném oteplení a rychlém tání sněhové pokrývky.
· Působení podzemní vody
Sesuv může být aktivován např. u přehrad, přečerpávacích vodních elektráren, kanálů, na březích jezer, řek, podél mořského pobřeží při náhlé změně hladiny vody, která režim podzemních vod ovlivní.
Hladina podzemní vody bývá, především v zóně dosahu kořenů rostlin, ovlivněna kromě jiného evapotranspirací (výpar a spotřeba vody rostlinami). Během dne hladina klesá, zatímco během noci narůstá.
Při změnách rychlosti a tlaku proudící vody může v příhodných podmínkách (jemné písčité a prachovité frakce) docházet při překročení kritické rychlosti proudění k vyplavování částic zeminy – sufózi.
· Zvětrávání
Proces zvětrávání má povahu mechanického rozrušování i chemického rozkladu. Intenzita, hloubka a rychlost je ovlivněna srážkovými a teplotními poměry, vegetačním pokryvem aj. Textura i struktura horniny je narušována, oslabené zóny masivu se vlivem zvětrávání rozvíjejí.
· Vliv promrzání
Voda zamrzlá v trhlinách zvětšuje svůj objem a po opětovném rozmrznutí snižuje soudržnost. V jílovitých a jílovito-písčitých zeminách se vytvářejí ledové vrstvičky. Během tání se objem vody zvětšuje a povrchová vrstva rozbřídá.
· Vulkanické erupce
Při vulkanických erupcích je vyvrhováno velké množství popela, který se ukládá na okolních svazích. Na nich se během následných intenzivních dešťů zrychluje eroze a mohou vznikat rozsáhlé bahenní (označované také jako lahary) a suťové proudy (Kodomura a kol., 1983).
Příčinou vzniku bahenních proudů se stávají i rozžhavená pyroklastika postupně roztápějící led a sníh na vrcholcích vulkánu.
Podle Francise (1993) lze vymezit sesuvy vzniklé vulkanickou činností do dvou skupin. Kriteriem se stává voda. První skupinou, ve které voda spolupůsobí, jsou bahenní proudy, druhou pak suťové proudy, k nimž dochází bez účasti vody.
· Zemětřesení
Při zemských otřesech se v horninovém prostředí dočasně mění napětí, porušující stabilitní poměry svahu v hlubokém i širokém okolí epicentra (Nemčok, 1974). Při zemětřesení (obr. 8.1.1.1) se nejčastěji rozvíjejí skalní řícení, sesouvání, zemní a kamenité proudy (Keefer, 1999; viz. video - Příklad sesuvů vzniklých zemětřesením, Doubtfull Sound, Nový Zéland). K narušování stability svahu napomáhají také při zemětřesení vzniklé trhliny a pukliny, do nichž proniká voda.
Na dně oceánů vznikají vlivem zemětřesení na ukloněném dně subakvatické skluzy nezpevněných sedimentů, které mohou porušovat podmořská vedení kabelů.
· Antropogenní faktory
Nejčastější antropogenní příčinou vzniku gravitačních pohybů je změna geometrie svahu způsobená stavebním zářezem nebo výkopem jámy v patě svahu, a také přitížením horní části svahu násypem nebo stavební konstrukcí.
Nepříznivě působí také umělé vibrace (technická seizmicita) např. při zabudovávání pilot, otřesech v lomech, průjezdech těžké mechanizace.
Stabilitu svahu udržují mechanickým působením kořeny rostlin, které také spotřebovávají část vody. Odstranění vegetace může vést ke změně režimu vody v povrchových vrstvách a urychlení eroze, čímž se negativně ovlivní poměry svahu.
K sesuvům dochází i na okrajích poklesových kotlin v území s hlubinnou těžbou užitkových nerostů nebo na akumulacích vytěžených hmot.
Klasifikace svahových pohybů není jednoduchá ani jednoznačná díky rozmanitosti projevů různých typů a rychlostí pohybů. Nadto se ve většině případů jedná o proces komplexní.
Z nepřeberného množství autorů lze pro poměry České republiky jako nejvhodnější uvést klasifikaci sestavenou autory Nemčokem, Paškem a Rybářem (1974), kteří vymezují čtyři hlavní skupiny: ploužení, sesouvání, stékání a řícení. Kriteriem jsou mechanismus pohybu a rychlost pohybu.
· Ploužení
Ploužením (obr. 8.1.2.1 a 8.1.2.2) označují dlouhodobý a obvykle nezrychlující se pohyb, při kterém rychlost pohybu horninových hmot dosahuje hodnot řádově milimetry až centimetry za rok. Hranice mezi pevným podložím a pohybujícími se hmotami bývá nezřetelná. Výsledkem se stávají většinou málo výrazná gravitační rozvolnění, roztrhaní horských masivů, ohýbání vrstev. Výraznější jsou blokové poruchy. Při nich se rigidní komplexy ploužením rozlámou a pohybují po měkkém podloží. Tyto formy se označují jako bloková pole.
Obecně se ploužení rozděluje na povrchové a hlubinné. V případě povrchového ploužení se uplatňuje vliv sezónních změn teploty a vlhkosti. Horninové hmoty se proto pohybují nerovnoměrně a tyto pohyby se projevují slézáním svahových hlín a sutí, hákováním vrstev.
Výsledkem hlubinného ploužení jsou již zmíněná rozvolnění a roztrhání horských masivů, blokové poruchy atd.
Rozvolňování a roztrhání horských masivů je projevem uvolnění napětí po erozi části svahu říční erozí nebo ledovcem. Během takového procesu vznikají pukliny a otevírají se tahové trhliny. K poruchám dochází také ve vysokých pohořích na strmých svazích v krystalinických jádrech.
Hlubinné ohýbání vrstev v kontraktantní zóně s ostře ohraničenou smykovou plochou se rozvíjí v plastických metamorfovaných horninách (svory, fylity, pararuly). Na hřebenech vzniklé poklesy (stupně) mohou být až několik desítek metrů vysoké, ve střední části svahu dochází ke zvlnění.
Oblasti, které jsou tvořeny pevnými horninami na měkkém plastickém podloží, jsou v úsecích geotektonické stavby náchylné ke vzniku blokových poruch. Pevné horniny se podél trhlin a puklin oddělují, zabořují a pohybují po plastických podložních horninách. Výslednými poruchami mohou být blokové posuny, bloková pole nebo rozpadlinová pole.
· Sesouvání
Sesouváním (obr. 8.1.2.3) se rozumí krátkodobý rychlý pohyb. Horninové hmoty se pohybují rychlostí řádově asi v metrech za den podél jedné nebo více smykových ploch. Podle tvaru smykové plochy lze sesuvy rozdělit na rotační s válcovou smykovou plochou, k nimž dochází nejčastěji v homogenních jílovitých horninách, planární s předurčenou smykovou plochu rovinného tvaru danou rozhraním mezi podložím a pokryvnými útvary, tektonickými plochami nebo mezivrstevními plochami. Složenou smykovou plochou se vyznačují sesuvy rotačně – planární, translační sesuvy se rozvíjejí na horizontálně vytvořené smykové ploše.
Sesuvy lze dělit také podle plošného tvaru. Plošné sesuvy jsou typické tím, že jejich délka a šířka je přibližně stejná, rozměr ani hloubka nejsou příliš velké. Dochází k nim na plochých svazích. Délka proudových sesuvů několikanásobně přesahuje šířku. Mohou dosahovat délek až několika kilometrů. Naproti tomu u frontálních sesuvů šířka převyšuje délku. Objevují se u nárazových břehů řek vlivem boční eroze.
Dalším kriteriem rozdělení sesuvů je aktivita. Pro aktivní sesuvy je charakteristický intenzivně rozčleněný povrch se stopami čerstvých pohybů. Potenciální uklidněné sesuvy mají nerovný povrch, čerstvé tvary chybí. K jejich reaktivaci může dojít například vlivem eroze nebo srážek. Povrch stabilizovaných sesuvů je většinou zarovnaný. Jejich identifikace bývá složitá. Reaktivace může být zapříčiněna např. antropogenními zásahy (podřezání paty svahu aj.).
Dělení sesuvů bylo podle Fussgängera (1986; in Hulla, Turček, Baliak, Klepsatel, 2002) rozšířeno o smýkání zemin a skalních hornin, vytláčení (sesouvání podél smykové plochy vlivem vytláčení méně únosné podkladové zeminy), prosedání a vyplavování (sesouvání v důsledku hydrodynamického působení podzemní vody).
· Stékání
Při stékání se horninový materiál většinou ve viskózním stavu pohybuje rychlostí řádově v metrech za hodinu až kilometry za hodinu. Jedná se tedy o jev rychlý a krátkodobý. Stékající hmoty bývají od podloží ostře odděleny.
V místech soustředěného toku povrchové nebo podzemní vody vznikají proudy zemní. Na strmých svazích vysokých pohoří se naopak rozvíjejí proudy kamenité (v Alpách označovány jako mury, obr. 8.1.2.4), při nichž přívalové vody strhávají do údolí produkty zvětrávání, které se hromadí ve žlabech. V údolí pak lze spatřit typický nánosový kužel.
· Řícení
Řícením (obr. 8.1.2.5 a 8.1.2.6) se označuje náhlý krátkodobý pohyb, během kterého alespoň část pohybu probíhá volným pádem. Dochází k němu na strmých svazích.
Při odvalovém řícení nejprve materiál padá volným pádem. Následně se hromadí u paty svahu, odkud může pohyb pokračovat formou skalního proudu do údolí. Trasa skalního proudu mnohonásobně převyšuje dráhu fáze volného pádu.
Planární řícení začíná usmýknutím části skalní stěny po planární ploše až na okraj strmého svahu, odkud následuje volný pád.
Voda představuje jeden z nejdůležitějších geologických činitelů, a to bez ohledu na to, zda se vyskytuje ve stavu plynném, kapalném nebo pevném. Zatímco vodní páry ovlivňují své okolí jen nepatrně a led vyniká účinky mechanickými, voda ve stavu kapalném působí značně mechanicky i chemicky.
Mechanické účinky lze sledovat jak u vod tekoucích, tak i u vodních nádrží (jezera, moře). Chemická činnost vody urychluje zvětrávání hornin, rozpouštění a rozklad hornin.
Kromě přetváření zemského povrchu voda spolupůsobí také při vzniku sedimentárních hornin.
Mechanický účinek lze pozorovat po dešti. Ron dešťové vody hloubí na půdách na svazích rýhy, brázdy, žlábky a stružky. Dopadající dešťové kapky při běžných i extrémních srážkách nebo při prudkém tání sněhu způsobují na svazích erozi:
- plošnou – rozrušování a odnos jemných částic z povrchu půdy na celé ploše svahu,
- stružkovou (obr. 8.2.1.1a) –vytvářejí se rýhy (stružky), do nichž se dešťová voda soustřeďuje,
- výmolovou (obr. 8.2.1.1b) – existující stružky se nadále prohlubují. Tento jev je výrazný převážně v písčitých zeminách a při průtrži mračen.
Eroze způsobená dešťovou vodou a s tím spojený velký úbytek půdy může způsobovat velké škody, a to převážně v oblastech, které jsou zemědělsky využívané.
Příčinou chemického rozkladu hornin je chemický účinek dešťové vody. Může docházet např. k rozpouštění, hydrataci, oxidaci nebo hydrolýze. Chemickému působení dešťové vody se přičítá koroze vápenců, při které srážková voda rozpouští povrch vápenců a vznikají tzv. škrapy.
Na tvorbě reliéfu na kontinentech se největší měrou podílí voda tekoucí ve vodních tocích.
Jedním říčním tokem odtéká povrchová voda z území, které se nazývá povodí. Jedná se o základní územní geomorfologickou jednotku oběhu vody v přírodě. Hřbetnice nad údolím toku vymezuje tzv. geografické povodí, v němž povrchová voda stéká do vodního toku. V případě hydrogeologického povodí je toto území rozšířeno o zvodněné vrstvy vycházející na povrch, protože vodní tok dotuje taktéž voda podzemní. Hydrogeologické povodí může zasahovat i do geografického povodí jiného toku.
Mechanický vliv vody, stékající ve směru největšího spádu, závisí na jejím pohybu. Vlivem gravitace nabývá kinetickou energii, jejíž část je spotřebována na práci, zahrnující přenos materiálu, erozi a akumulaci.
Podle velikosti přenášených částic a rychlosti proudění lze rozlišit rychlost transportační, při které je vodní tok schopen unášet pevné částice ve formě roztoku, suspenze, vlečením po dně nebo zamrznuté v ledu (obr. 8.2.2.1). Sedimentační rychlost je nižší než transportační a nesený materiál se může usazovat. Pokud voda a unášený pevný materiál prohlubuje a rozšiřuje koryto toku, rychlost proudění je vyšší než transportační a lze tak hovořit o rychlosti erozní.
Unášené úlomky hornin narážejí o sebe navzájem, na dno i břehy koryta a zaoblují se tak přirozeně podle jejich odolnosti. K zaoblení pískovců a vápenců dochází přibližně do 1 – 5 km, přičemž objem se zmenší na polovinu po 100 – 300 km transportu. Křemence a krystalické horniny jsou zaobleny do 10 – 20 km (Stejskal, 1949).
Množství neseného materiálu je značné. Například Labe odnáší ročně z české pánve přes 900.000 t pevných částic. Primát má však řeka Chuang-che v Číně, která z pevniny do moře transportuje ročně 472.000.000 m3 (Stejskal, 1926).
Mechanické působení tekoucí vody a nesených pevných částic na dno a břehy koryta toku se označuje jako říční eroze a mívá obvykle dvojí povahu. Hloubkovou (též svislou či vertikální) a boční (též postranní nebo laterální nebo horizontální).
Vertikální eroze postupuje do hloubky, dává vznik údolím, v nichž současné vodní toky tečou. Tato činnost je kromě nosné síly proudu a množství neseného materiálu dána výškovým rozdílem mezi pramenem a spodní erozní bází (ústím), rozhodující je také geologická povaha podloží. Hlavní erozní bází se rozumí hladina oceánu, místní, území nad ním, které představuje každý bod na podélném profilu řeky, dočasnou bází jsou odolné horniny v říčním korytě a antropogenní mohou být např. přehrady (obr. 8.2.2.2).
V pramenním území může docházet k tzv. pirátství řeky (někdy též načepování, obr. 8.2.2.3). Tento jev je výsledkem erozní činnosti jednoho toku. Silnější tok se snaží co nejvíce prohloubit své koryto a prodloužit je zpětnou erozí směrem do pohoří. Proniká do sběrné oblasti toku slabšího a nakonec ho může úplně svést. Místo pirátství se nachází tam, kde se tok náhle ohýbá – tzv. náčepný loket. Příklady pirátství lze spatřit také na českých řekách. Např. nejhořejší úsek Vltavy tekl původně do Dunaje (Kinzl, 1930), Chrudimka do Doubravy, Sázava do Oslavy (Stejskal, 1924), Odra v Moravské bráně do Bečvy (Říkovský, 1926).
Jak již bylo zmíněno, odolné horniny vytvářejí v říčním korytě dočasnou erozní bázi. Na některých místech tak mohou vzniknout vodopády.
K boční erozi dochází v zákrutech řek. Nárazový břeh (obr. 8.2.3.3) je rozrušován, přemisťován, údolí se postupně rozšiřuje a na dolních tocích se vytvářejí meandry (obr. 8.2.2.4). Vymílaný nárazový břeh bývá erodován, zatímco rychlost vody u nánosového břehu je nepatrná a unášený materiál se zde ukládá. Zvýší-li se rychlost proudění v korytě (např. během povodní), může se meandrová šíje protrhnout, řeka si zkrátí tok o délku jednoho meandru a vznikne tzv. mrtvé rameno (obr. 8.2.3.3), které je nejčastěji vyplněno písky nebo prachovitými sedimenty s vysokým obsahem organické hmoty.
Materiál nesený např. horskými potoky vytékajícími do širšího údolí se vlivem náhlého snížení rychlosti při vtoku ukládá jako náplavový kužel (obr. 8.2.2.5).
Vodní toky vytvářejí říční reliéf převážně ve formě říčních údolí, jejichž vývojové stádium je charakterizováno podélným a příčným profilem.
Příčný profil údolí formují procesy, působící již od pramene až po ústí toku. Intenzita procesů se po celé délce toku mění, což způsobuje, že údolí mívají v jednotlivých úsecích rozdílný charakter. Z tohoto hlediska se na toku vymezují úseky horní, střední a dolní.
Na horním toku (obr. 8.2.3.1) bývá značný spád, proudění dosahuje vysoké rychlosti. Unášený materiál je ještě více méně ostrohranný a silně prohlubuje koryto – převažuje vertikální eroze. Průřez údolím má tvar písmene V, údolní niva není vyvinuta.
Úlomky na středním toku (obr. 8.2.3.2) jsou již zaobleny, spád je mírnější, nosná síla proudu se zmenšuje, proto se část unášeného materiálu může začít usazovat za vzniku typické aluviální nivy. Kromě vertikální eroze se začíná projevovat i boční eroze a svahové procesy. Dochází k prohlubování dna a k přemisťování koryta meandrováním. Pokračuje-li meandrování také ve skalním podloží, vznikají tzv. zaklesnuté meandry, které lze spatřit např. na středním toku Váhu.
Pro dolní tok jsou typická široká údolí s plochými, konvexními svahy a velmi mírný spád (obr. 8.2.3.3). Voda unáší pouze nejjemnější suspendovaný materiál a sedimentace tak může dosáhnout značné míry. Vzrůstá boční eroze, takže řeka intenzivně meandruje a hloubí si koryto ve vlastních náplavech, což způsobuje zvyšování koryta. Např. řeka Pád v Itálii zvýšila na dolním toku své koryto od 15. století o 5,5 m (Stejskal, 1949). Aby se voda v obydlených oblastech udržela ve svém řečišti, budují se ochranné hráze, které se však během vysokých vodních stavů mohou protrhnout a způsobit rozsáhlé záplavy.
Podélný profil modeluje především erozní činnost řek. Ty si hledají cestu tím směrem, kde jim horniny kladou nejmenší odpor, např. ve směru zlomů, vrstevnatosti nebo břidličnatosti, synklinál, antiklinál. Pokud si toky hloubí svá koryta napříč zmíněnými geologickými strukturami, lze rozlišit údolí příčná a podélná (obr. 8.2.3.4).
Nejrozšířenějším typem podélných údolí (obr. 8.2.3.4a-e), která probíhají ve směru geologických struktur, jsou synklinální údolí, zařezána do jádra synklinály, antiklinální, která probíhají jádrem antiklinály, monoklinální, sledující směr uložení vrstev, zlomová, využívající rozrušených a oslabených hornin poruchových pásem, a údolí poklesových kotlin.
Příčná údolí, která příčně protínají geologické struktury, se dělí na antecedentní a epigenetická. V antecedentním údolí se řeka hloubkovou erozí zařezala do zvedajícího se úseku, erozní rychlost byla větší než rychlost výzdvihu. Pokud si řeka začne vytvářet koryto v měkkých pokryvných útvarech a nezmění svůj směr ani v okamžiku, kdy narazí na pevné skalní podloží, lze hovořit o tzv. epigenetickém údolí.
Fosilními formami reliéfu se označují starší říční formy, vzniklé za podmínek odlišných od dnešních a v současnosti jsou různě rozrušené. Nejrozšířenějším fosilním tvarem jsou říční terasy (obr. 8.2.3.5 a 8.2.3.6 a video - Aluviální terasa, Glenorchy, Nový Zéland). Každá je dokladem zbytku údolního dna z určitého stadia prohlubování, vytváří morfologicky výrazné stupně souměrné nebo nesouměrné ke stranám údolí a zpravidla ještě obsahují říční sedimenty (štěrky, písky, písčito-jílovité vložky). Má-li vodní tok několik terasových stupňů, které mohou ležet až několik desítek metrů nad současným tokem, pak nejstarší terasou je terasa nejvyšší, zatímco nejspodnější je nejmladší.
Terasy lze rozdělit na erozní a akumulační. Erozní jsou pokryty tenkou vrstvou nánosů (mohou však chybět úplně). Vznikly erozí řeky ve vlastních nánosech. Naproti tomu akumulační vznikají na erozních terasách, které jsou překryty nánosy z dalšího akumulačního cyklu řeky. Akumulační terasy se navíc rozlišují na složené, které vznikají nánosem přímo na erodovaném skalním podkladu, a vložené (obr. 8.2.3.7), jejichž podkladem pro říční nánosy je zarovnaný povrch nánosů starších. Složené terasy jsou v našich podmínkách rozšířené, jejich vznik bývá spojován se střídáním glaciálů a interglaciálů.
Zemský povrch je více než ze dvou třetin pokryt mořskou vodou. Její geologická činnost patří k jedněm z nejvýznamnějších.
Mechanické rušivé účinky se projevují zejména při přílivu a odlivu, příboji a mořských proudech (video - Příklad selektivní eroze). Tyto pohyby mořské vody rušivě působí na pobřeží i na dno. Např. během příboje jsou vodou unášeny úlomky hornin, které narážejí na skalnatý břeh. Během bouře může příboj unášet i několikatunové balvany.
Moře, které nahlodává skalnatý břeh, zanechává přibližně ve výši odlivu obroušenou skalní terasu (obr 8.3.1 a 8.3.2a, b). Tento jev se označuje jako abraze. Plošně se při ní rozrušuje a přetváří pobřeží. Proces přetváření je ovlivněn především sklonem dna. Energie vln obvykle vyznívá v oblastech s dlouhým plochým dnem, zatímco na strmých dnech se vlnění mění v příboj. Právě v těchto oblastech se vytvářejí strmé pobřežní sruby – klify, které během další abraze ustupují až do mírně skloněné plošiny – abrazní terasy. Pokud se abraze pobřeží oživí (např. transgresí moře, neotektonickými pohyby, atd.), formují se abrazní stupně (více abrazních teras nad sebou). Díky rozdílné odolnosti hornin mořského pobřeží lze pozorovat zálivy (v méně odolných horninách) nebo výběžky (v odolných horninách).
Nelze opomenout ani svahové pohyby na mořském dně jako mechanickou rušivou činnost. Při svahových pohybech se jemné bahno rozvíří a pak znovu sedimentuje. Částečně zpevněné sedimenty sjíždějí jako celek a mohou se při pohybu zvlnit. Tvrdší zpevněné horniny bývají roztříštěny.
Akumulační činností se tvoří v pásmu příbojového vlnění pláž. Pod pobřežními sruby je to pláž úpatní, na písčitých pobřežích volná. Se vzdáleností k pobřeží se ukládá stále jemnější materiál (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).
Chemickou tvořivou činností moře vznikají solná ložiska. Mimo těchto ložisek je chemická činnost spojována hlavně s působením organismů a diagenezí sedimentů.
Zatímco u povrchových toků převažuje rušivá činnost vody, u jezer převládá tvořivá za vzniku mechanických, organogenních a chemických sedimentů. Přesto, stejně jako na mořském pobřeží, působí rušivě na břehy jezer příboj – vlnová abraze (obr. 8.4.1a,b), která se stává hlavním modelačním činitelem. Její síla je závislá na velikosti jezera a síle větru. Např. na velkých severoamerických jezerech se tvoří 5 – 6 m vysoké vlny, zatímco na malých jezerech vlny dosahují výšky maximálně jen několik decimetrů. Vodou unášený materiál vyhlodává do skalnatých břehů jezer zářez – tzv. pobřežní čáru. Na břehu jezera se v závislosti na sklonu svahu a geologickém prostředí mohou vytvářet sruby a pláže, jako na pobřeží moří. Kolísání hladiny a hlavně náhlé změny hladiny v nádržích výrazně ovlivňují stabilitu břehů, mohou vznikat i sesuvy.
Kromě toho, že horninové prostředí umožňuje proudění podzemní vody, voda sama toto prostředí přetváří, a to mechanicky a chemicky.
Nejpatrnějším projevem mechanické eroze se stává sufóze – vyplavování jemných částic. Touto činností vznikají v horninovém prostředí dutiny, jejichž přítomnost na povrchu mohou indikovat trychtýřovité deprese – tzv. sufózní kotle.
Zvláštním způsobem denudačního rozrušování je krasovění (obr. 8.5.1). Při tomto procesu se uplatňuje chemická eroze v prostředí, které je budováno horninami rozpustnými ve vodě (vápence, dolomity, sádrovce, soli a horniny, obsahující jmenované nerosty jako podstatné součásti). Nejznámější a nejrozšířenější jsou v našich podmínkách vápencové krasy. Oxid uhličitý obsažený ve vzduchu je pohlcován srážkovou vodou a vzniká tak slabá kyselina uhličitá, která dokáže rozpouštět vápenec a měnit jej na hydrogenuhličitan vápenatý (CaCO3 + H2O + CO2 « Ca(HCO3)2).
Krasové formy, které ve vápencích vznikají, lze rozdělit na povrchové a podzemní.
Povrchové neboli primární formy byly vytvořeny rozpouštěním převážně dešťovou vodou a jsou viditelné na povrchu území. řadí se sem škrapy (obr. 8.5.2), rýhy a prohlubně, které vznikají na holém skalním vápencovém povrchu nepravidelným rozpouštěním. Mají různou velikost i tvar. Povrch území je jimi rozdělen. Tzv. žlábkové škrapy jsou většinou rovnoběžné nebo sbíhavé, mají různou hloubku a tvoří se na skloněných skalách erozí dešťové vody spolu s rozpouštěním.
Dalším povrchovým tvarem jsou závrty. Jedná se o nálevkovitou nebo oble mísovitou prohlubeň. Jejich průměr může být 0,25, ale i 1500 m a může dosahovat hloubek 0,25 až 400 m. Závrty s několikakilometrovými rozměry se označují jako polje (obr. 8.5.3). Kromě obecného okrouhlého tvaru závrtů jsou známy také podlouhlé, nesouměrné, paprsčitě rozvětvené aj.
Pod závrty se mohou jeskynní stropy začít propadat za vzniku tzv. řítivé propasti. Tímto způsobem se vytvořily i moravské propasti Macocha v Moravském krasu a Macůška v krasu Hranickém.
Závrtové komíny začínají na povrchu jako nálevkovité závrty. Jejich průběh nebývá rovný, rozšiřují jej výklenky a odbočky. Obvykle ústí do vodorovných nebo šikmých chodeb nebo do jeskyní.
Nejtypičtější a nejčastější krasovou údolní formou jsou spolu s poloslepými údolí slepá (obr. 8.5.4a,b), nacházející se na okrajích krasových oblastí. Jejich tvar je obdobný jako u běžných údolí, avšak náhle končí vysokou příkrou stěnou. Tok, který slepým údolím protéká, se na úpatí stěny zvané slepá stěna propadá a dále pokračuje podzemními prostorami. Údolí již za slepou stěnou na povrchu nepokračuje.
Závěrová stěna poloslepých údolí bývá nízká, původní údolí za ní ve vyšší poloze pokračuje dále. Je však suché, protože tok se již pod slepou stěnou propadl do podzemí.
Údolí s četnými ponory a závrty mohou vsáknout veškerou povrchovou vodu. Tato údolí se označují jako suchá. Voda jimi protéká jen za vydatných dešťových srážek nebo při tání.
Podzemní formy se vytvářejí podél puklin, trhlin, kudy je umožněno proudění podzemní vody, která prostory rozšiřuje a přetváří a dává vzniknout dutinám a jeskyním (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).
Krasové jeskyně (obr. 8.5.5) mohou být zlomové, sledující zlomy v krasové hornině a mající téměř rovný průběh, nebo puklinové, které jsou tvořeny sítí chodeb zákonitě orientovaných podle puklinových směrů a směrů průtoků hlavních proudů jeskynních toků. Výplní jeskyní se stávají rozličné formy vysráženého CaCO3 s následným mnohočetným krystalickým růstem – krápníky. Podle způsobu vylučování krápníkového vápence je lze rozdělit na dvě skupiny. Krápníky stalaktitové skupiny vznikají při vylučování vápence z visících kapek nebo kapek bočně vyroněných. Do této skupiny náleží například záclony (obr. 8.5.6), třásně, brčka (obr. 8.5.7), štíty a bubny, kulové stalaktity, nepravidelné výrůstky ze stěn.
Vylučuje-li se vápenec z vody tekoucí, skápnuté nebo vzlínající ze dna, náleží takto vzniklé krápníky do skupiny stalagmitové. Krápníky této skupiny narůstají především do šířky, jejich povrch je nepravidelný a ovlivňuje roztékání příp. rozstřikování spadlé vody. Rostoucí stalagmit může dosáhnout až do výše ze stropu rostoucího stalaktitu, jejich srůstem pak vznikne tvar označovaný jako stalagnát (obr. 8.5.1).
Také při působení ledu, specielně ledu ledovcového, lze pozorovat téměř všechny krasové jevy známé z oblastí vápencových (např. škrapy, závrty, ponory, jeskyně, ledové krápníky). Ledové jeskyně (obr. 8.5.8 a 8.5.9) mohou vzniknout i z jeskyní krasových nakupením ledu a ledových krápníků při poklesu teploty pod bod mrazu. Jeskynní led se tvoří z vody skapávající, stojaté i z jeskynních toků. Jinovatka vzniká srážením vodních par v místě, kde se teplejší vzduch potkává s chladnějším (např. při ústí komínů). Skapávající voda formuje ledové krápníky (stalaktity i stalagmity).
V současné době je více než 16 mil. km2 zemského povrchu pokryto ledovci, z čehož až 95% zaujímají kontinentální ledovce Grónska a Antarktidy. Pokud by roztály, zvýšila by se hladina světového oceánu až o 60 m (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).
Za tzv. sněžnou čarou, nadmořskou výškou, kde je trvalá sněhová pokrývka, dochází k postupnému zpevňování sněhu. Sněhové vločky se tlakem mění v jednotlivá krystalická zrna ledu – vzniká firn. Objem se přitom zmenšuje, takže např. 8 m mocná vrstva čerstvého sněhu se dokáže proměnit ve vrstvu firnu o mocnosti 1 m (Stejskal, 1949). Dalším zpevňováním se krystaly ledu spojí ledovým tmelem, který nakonec překrystalizuje, až vznikne dokonale krystalická kompaktní hmota – ledovcový led. Jeho hustota dosahuje hodnoty 0,9 g.cm-3 (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).
Vysokohorské (obr. 8.6.1a, b a video - Ledovec Franz Josef, Nový Zéland), jinak také údolní ledovce nebo ledovce alpského typu, vznikají z firnu ve vyšších pohořích. Sníh se hromadí ve sběrné oblasti, která se označuje jako kar a mívá amfiteatrální tvar. Odtud se začíná ledovec pohybovat směrem do údolí ve formě splazu a končí ledovcovým čelem.
Ve sběrné oblasti nad sněžnou čarou se neustále hromadí sníh a tvoří se firn a led (obr. 8.6.2). Při postupu splazu pod sněžnou čáru se začíná přírůstek rovnat tání a splaz putuje do údolí tak daleko, jak dlouho dokáže odolávat tání. Jestliže terén chrání ledovec před účinky slunečního záření, může splaz sestoupit až do oblasti lesního porostu.
1 - firn, 2 - kar, 3 - névé, 4 - firnová čára, 5 - boční moréna (obr. 8.6.3), 6 - střední moréna, 7 - ablační moréna (obr. 8.6.4), 8 - údolí tvaru U (obr. 8.6.5a, b), 9 - jezero hrazené ledem, 10 - seříznutý ostroh (obr. 8.6.6), 11 - visuté údolí (obr. 8.6.7), 12 – sérak (obr. 8.6.8), 13 - vnitřní moréna, 14 - spodní (základní) moréna, 15 – oblík (obr. 8.6.9), 16 – závrt (obr. 8.6.10), 17 - čelní (koncová) moréna (obr. 8.6.11), 18 - esker, 19 - ledovcový náplavový kužel a vody vytékající z čela ledovce (viz. video - Foxův ledovec, Nový Zéland), 20 - drumliny
Délka ledovcového splazu se mění podle klimatických změn. Ledovec tak může postupovat nebo ustupovat (obr. 8.6.12).
Kontinentální ledovce (obr. 8.6.13) bývají označovány také jako ledovce grónského typu. Pokrývají souvisle rozsáhlé části pevnin v polárních oblastech – Antarktidě a Grónsku. Jejich mocnost v centrálních částech dosahuje 3400 až 4000 m a představují zbytek rozsáhlého ledovcového pokryvu z pleistocénu. Tehdy zasahoval ledovec až do Střední Evropy a Ameriky.
V určité vzdálenosti od okraje ledovce se mohou vyskytovat výčnělky skalního podloží (nunataky, obr. 8.6.21), dále jsou vyvinuty pukliny, vlnité zprohýbání povrchu ledovce a ještě dále od okraje již vliv nerovností podkladu mizí.
Podhorské ledovce vznikají spojením údolních ledovců na okraji pohoří, takže jsou značně rozlehlé. Např. Malaspinský ledovec (obr. 8.6.14) na Aljašce má rozlohu téměř 5000 km2.
Přechodné (fjeldové, plošné nebo ledovce norského typu) se formují nad sněžnou čarou v plochých pohořích. Plošiny jsou pokryty ledovcem podobně jako v případě kontinentálního ledovce. Do okolního údolí vystupují poměrně krátké splazy odpovídající alpskému typu. Typ přechodných ledovců se vyskytuje ve skandinávských zemích. Např. norský ledovec Jostedalsbrä (obr. 8.6.15) zaujímá rozlohu 940 km2.
Pohyb ledovce se řídí množstvím akumulovaného ledu a sněhu. Jakmile v karu dosáhne mocnost akumulace kritické hodnoty, ledovec se začne vlivem gravitační síly pohybovat ve směru sklonu svahu. Samotný pohyb pak může probíhat dvěma způsoby. Prvním je vnitřní tečení a klouzání báze ledovce po skalním podkladu. Druhý způsob probíhá uvnitř ledovce mikropohyby podél plošek mezi krystaly ledu. Přítomnost rozpouštějící se vody umožňuje pohyb ledovce po jeho bázi (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999; viz. video - Foxův ledovec, Nový Zéland).
Pod pohybující se ledovcovou pokrývkou probíhá rušivá glaciální eroze, která je však odhalena až poté, co ledovec ustoupí. Okolní prostředí je erozí nejsilněji postiženo v případě vysokohorských ledovců. Suť, která je uzavřena vespod ledovce, rozrývá skalní podklad, prohlubuje a rozšiřuje údolí, skalní výčnělky jsou obrušovány. Velikost exarace (rozorávání, rýhování skalního podloží, obr. 8.6.16) závisí na hmotnosti ledovce a petrografickém charakteru uzavřené suti i podloží. Odolné horniny jsou ohlazovány (deterze), skalní výstupky olamovány (detrakce). Výsledkem činnosti jsou tvary jako např. oblíky, přeměna roklovitého údolí tvaru V na žlabovité údolí tvaru U (trogy, obr. 8.6.17), fjordy (stará glaciální údolí zatopená mořem, obr. 8.6.18 a video - Doubtfull Sound, Nový Zéland). V horních částech ledovcového údolí se vytvářejí kotlovité deprese označované jako kary. Po ústupu zadních stěn proti sobě založených karů zůstávají karlingy – výrazné skalní štíty (např. Matterhorn). Pokud bylo hlavní ledovcové údolí hloubeno rychleji než boční, jsou tato dvě údolí oddělena strmým stupněm, na němž mohou vznikat vodopády. Těmto údolím se říká visutá (obr. 8.6.19 a video - Milford Sound, Nový Zéland).
S rušivou činností ledovce úzce souvisí i činnost tvořivá – glaciální sedimentace a transport. Morény představují veškerý materiál, který ledovce přemisťují a ukládají. Jejich typickým znakem je nepravidelné uložení a nevytříděnost. Jestliže je morénový materiál nezpevněný, označuje se jako till, je-li zpevněný, jedná se o tillit.
V případě vysokohorských ledovců bývá ve spodních částech uzavřen materiál podloží uvolněný exarací z údolního dna (základní neboli spodní moréna) nebo z boků (boční moréna, obr. 8.6.3 a 8.6.22). Nejmladší materiál spodní morény se hromadí do tzv. drumlinů (obr. 8.6.20) po roztání ledovce. Mají eliptický, čočkovitý nebo vejčitý tvar. Po splynutí dvou ledovcových splazů vytvoří spojené boční morény morénu vnitřní. Pravá střední moréna se táhne od skalnatých ostrovů (nunataků, obr. 8.6.21), nepravá vzniká spojením bočních. Údolí napříč uzavírá čelní moréna (obr. 8.6.11 a 8.6.23), veškerý materiál uvolněný táním ledovce na dolním konci splazu. Pokud nejsou proraženy erozí ledovcových potoků, mohou zahradit údolí a umožnit vznik hrazených glaciálních jezer (např. Štrbské pleso, jezero Garda v Itálii).
Pozůstatkem kontinentálního zalednění se mohou stát eratické (bludné) balvany (obr. 8.6.24a,b), cizorodý materiál na plošně nevelkém území (Čabalová, Baliak, Kopecký, 1999).
Modelace reliéfu větrem může probíhat nepřímo, např. hladina moří, jezer a nádrží je rozvlněna větrem a vlny následně způsobují erozi pobřeží. Přímé působení větru má převážně charakter mechanický. Nejvýrazněji se projevuje na kontinentech, v oblastech bez vegetačního pokryvu, který snižuje přízemní rychlost větru a svým kořenovým systémem zpevňuje povrchové vrstvy.
Eolická eroze mívá dvě podoby – deflaci a korazi. Deflace souvisí s rozpadem hornin a silně působí především v aridních oblastech. Vítr podle své síly třídí produkty rozpadu hornin, odnáší sypkou a zvětralou půdu, jemný prach, písek i menší úlomky hornin, zatímco hrubší frakce zůstává na místě. Ke tvarům, které deflací vznikají, se řadí viklany (obr. 8.7.1) nebo kamenná pouštní dlažba (obr. 8.7.2).
Při korazi rušivě působí drobný a tvrdý materiál (převážně písek) poháněný větrem proti všem překážkám. Částice, na překážky narážející, vyvíjejí obrusnou (korazní) činnost, která je závislá na síle větru, množství unášeného materiálu a na úhlu dopadajícího větru. Korazí vznikají např. hrance (obr. 8.7.3), valouny s větrem vybroušenými rovnými hranami, římsy, skalní hřiby aj.
Transport sedimentů větrem může probíhat několika způsoby a řídí se velikostí přenášených částic a rychlostí větru (obr. 8.7.4). Prachové částice ne větší než 0,06 mm se vznášením mohou přemisťovat do vzdálenosti 100 až 1500 km. Např. prachovité částice ze Saharské pouště lze nalézt na sněhové pokrývce pohoří Sierra Nevada ve Španělsku. Hrubší písčitý materiál se pohybuje saltací (písčitá zrna do velikosti 0,5 mm) a vlečením (větší frakce).
Jakmile klesne rychlost větru, transportované částice se začnou usazovat a lze pak hovořit o eolické tvořivé činnosti. Nejrozšířenějším eolickým sedimentem jsou spraše a váté písky.
Spraše jsou horniny nezvrstvené, sypké, velmi jemné, prostoupeny jsou tenkými kapilárami a trhlinami. Obsahují 10 – 25% rovnoměrně rozptýleného CaCO3. Za sucha lze spraše označit za pevný sediment, který je schopen udržet kolmé stěny. Po nasycení vodou však dochází k narušení struktury tvořené karbonátovými můstky a kolapsu – prosedání spraší.
Váté písky jsou charakteristické větší opracovaností a vytříděností (ve srovnání s říčními písky).
K akumulačním formám navátých písků se řadí např. návěje. Vytvářejí se za nízkými překážkami při poklesu rychlosti větru. Pokud se množství písku dále zvětšuje, začíná se tento ukládat i před překážkou. Takto vznikají duny, setrvávající na místě. Tzv. stěhovavým dunám se říká přesypy, u nichž je písek z návětrné strany duny odnesen na závětrnou.
Základními tvary dun či přesypů (obr. 8.7.5) jsou barchany, příčné, podélné a parabolické přesypy, pyramidální duny aj.
Barchany (obr. 8.7.6a) jsou izolované srpovité útvary. Pohybují se pomalu po větru výběžky napřed. Podélné přesypy (obr. 8.7.6c,d) mají delší osu ve směru větru. Jsou to dlouhé hřbety písku, mezi kterými zůstává obnažená skála. Vyskytují se v oblastech se dvěma převládajícími směry větru. Na pobřežích jsou hojné příčné přesypy s delší osou kolmou ke směru větru. Mohou se formovat také při spojení vedle sebe ležících barchanů. Rozrušením barchanů nebo příčných přesypů, zpevněných v koncové části vegetací, vznikají parabolické přesypy, obloukovitě ohnuté proti směru větru. Nejmohutnějším tvarem jsou pyramidální duny (obr. 8.7.6b), které mohou být vysoké až 300 m. Objevují se v oblastech s různými směry větrů.
ZPĚT NAHORU ZPĚT NA TEXTOVOU MULTIMEDIÁLNÍ ČÁST ZPĚT NA ÚVODNÍ STRANU
