4. Strukturní geomorfologie kontinentů

Georeliéf je funkcí struktury, procesu a času. Struktura hraje velkou úlohu ve vývoji georeliéfu. Řešením vztahu mezi strukturou a povrchovými tvary se zabývá strukturní geomorfologie.

Strukturní geomorfologie využívá jako hlavní metody morfostrukturní analýzy. Morfostrukturní analýza je soubor metodických postupů, jejichž cílem je objasnění přímých nebo nepřímých vazeb mezi částmi reliéfu současného povrchu Země a stavbou zemské kůry, jejíž vývoj a charakter je současně závislý na vývoji pláště a jádra (viz 3. kapitola). Mezi vývojem reliéfu a strukturami zemské kůry existuje těsné sepětí. Vycházíme-li z tohoto sepětí, můžeme pomocí morfostrukturní analýzy na základě geomorfologických příznaků zjistit řadu důležitých prvků geologické struktury na zkoumaném území.

Pod pojmem morfostruktura rozumíme strukturně geologický základ reliéfu, který zahrnuje jak horniny, tak i vlivy tektoniky (rozpukání, vrásnění ap.), a na kterém pak vlivem neotektoniky a exogenních pochodů vzniká georeliéf. Rozlišujeme pasivní morfostruktury, do nichž zahrnujeme horniny a vlivy starší tektoniky, a aktivní morfostruktury, při nichž vycházíme z toho, že zemský povrch se neustále tektonicky deformuje prostřednictvím pomalých a rychlých cyklických deformací jak spojitých, tak nespojitých různého tvaru a rozměrů, prostřednictvím zdvihů a poklesů jednotlivých segmentů (ker) zemské kůry omezených zlomy, vznikem a vývojem tektonických poruch různých rozměrů a rovněž horizontálními pohyby jednotlivých částí zemské kůry. Geomorfologicky se všechny tyto deformace projevují především postupným růstem strukturních zdvihových (vysočinných) a poklesových (nížinných) oblastí. Vysočinné oblasti podléhají současně odnosu a nížinné oblasti zaplňování (akumulaci). Morfostrukturní analýza má nejen vědecký, ale i bezprostřední praktický význam při studiu a vyhledávání ložisek užitkových nerostů, katastrofických jevů (např. zemětřesení ap.), stavbě jaderných elektráren, řešení inženýrsko geologických, geodetických a řady dalších úloh.

Celkově tedy můžeme říci, že geologická struktura ovlivňuje georeliéf pevnin čtyřmi základními způsoby:

a) litologickým složením hornin, které ovlivňuje vlastnosti hornin

b) úložnými poměry hornin (vodorovným uložením, zvrásněním, rozlámáním – charakterem zlomových struktur)

c) střídáním hornin; homogenní složení hornin (např. vyvřelých hornin) vede k jednotvárnosti reliéfu, naopak střídání hornin různé odolnosti vede ke vzniku pestrého reliéfu

d) aktivními vertikálními a horizontálními epeirogenetickými a orogenetickými pohyby zemské kůry, které vedou ke zrychlení nebo zpomalení vývoje reliéfu. Pohyby probíhají i v současné době.

V této kapitole se budeme zabývat strukturní geomorfologií pevnin tvořených kontinentální zemskou kůrou.

 4.1 Vlastnosti hornin a jejich úloha při vzniku georeliéfu

Zemská kůra je složena z hornin různé geneze a různého chemického a mineralogického složení (viz 3. kapitola). Tyto rozdíly se odrážejí ve vlastnostech hornin a jako důsledek pak i v odolnosti hornin vůči působení endogenních i exogenních geomorfologických pochodů.

Různé horniny podle svých vlastností odlišně reagují na působení endogenních pochodů. Některé horniny se deformují spojitě. V jiných naopak vznikají nespojité deformace – pukliny, zlomy. V závislosti na chemickém složení hornin má i magma odlišné složení. V závislosti na chemismu pak má láva rozdílnou pohyblivost a tím i různé geomorfologické účinky.

Podobně i jednotlivé genetické skupiny hornin rozdílně reagují na působení vnějších geomorfologických pochodů. V této souvislosti hovoříme o geomorfologické hodnotě hornin. Přitom stále musíme mít na paměti, že – jak si ukážeme dále – geomorfologická hodnota hornin není veličina stálá, nýbrž se podstatně mění v závislosti na podnebí.

Celkově však můžeme říci, že sedimenty jsou poměrně odolné vůči zvětrávání, avšak mnohé snadno podléhají odnosu vlivem působení povrchově tekoucích vod nebo působením větru (viz obr. 4.1). Naopak magmatické a metamorfované horniny jsou poměrně odolné ve vztahu k odnosu tekoucími vodami, ale poměrně snadno zvětrávají. Vysvětlujeme to tím, že hlubinné vyvřelé horniny vznikaly za jiných podmínek, než dnes vládnou na povrchu Země. Jejich formování probíhalo v určité termodynamické a chemické situaci. Na povrch Země se dostaly až vlivem odnosu nadložních hornin. V nových podmínkách se na povrchu Země ocitly v nových termodynamických a chemických podmínkách. Stávají se nestabilní a dochází k jejich rozrušování. Intenzita jejich přizpůsobování se podmínkám na povrchu Země je přirozeně určována fyzikálně chemickými rovnováhami, které jsou závislé na konkrétních fyzickogeografických a v poslední době i socioekonomických podmínkách (např. vliv znečištění ovzduší, kyselé deště ap.). V různých klimatických oblastech má proto typ zvětrávání, odnos a transport své příznačné zvláštnosti.

Jednotlivé typy hornin mají některé vlastnosti, jež určují jejich geomorfologickou hodnotu. U krystalických hornin jsou vůči odnosu odolnější horniny složené z jednoho minerálu, horniny drobnozrnné, horniny světlých barev a horniny s masivní texturou. Např. žula tvořená více nerosty, se rychleji rozrušuje nežli kvarcit složený z jednoho nerostu. Hrubozrnné žuly tmavých barev jsou ve shodných podmínkách méně odolné než světlé drobnozrnné žuly. Rula, hornina mineralogicky shodná se žulou, avšak vyznačující se jinou strukturou (metamorfní břidličnatostí), je většinou geomorfologicky méně odolná než žula s masivní texturou. Není to však obecné pravidlo, protože např. na Českomoravské vrchovině jsou cordieritické ruly geomorfologicky obecně odolnější než žuly centrálního moldanubického plutonu.

Bazické a ultrabazické výlevné horniny se při stejných fyzickogeografických podmínkách jeví jako méně odolné než kyselé výlevné horniny (viz obr. 4.3).

Značný vliv na hodnotu odolnosti hornin mají vlastnosti hornin, jako jsou tepelná vodivost a tepelná jímavost. Např. čím je tepelná vodivost menší, tím větší vznikají tepelné rozdíly v hornině. V důsledku těchto rozdílů (např. mezi povrchem balvanu a jeho jádrem) vznikají v hornině napětí, která mohou vést k jejímu rozrušení.

Významná je rovněž propustnost hornin, zejména pro vodu. Propustné horniny umožňují infiltraci povrchových vod (viz 9. kapitola). Proto části georeliéfu tvořené propustnými horninami mají slabě vyvinuté povrchové tvary vznikající povrchově proudící srážkovou nebo tavnou vodou. Ukloněné povrchy v těchto horninách si proto dlouho uchovávají svůj sklon. Na nepropustných horninách naopak dochází k intenzivnímu povrchovému odtoku srážkových a tavných vod a vznikají odpovídající povrchové tvary (např. strže). Propustnost hornin může být způsobena bud' jejich stavbou (primární pórovitostí), nebo jejich rozpukáním (sekundární pórovitost). Již na tomto místě je třeba uvést, že rozpukání způsobuje založení a vývoj lineárních tvarů (viz obr. 4.2) vznikajících povrchově odtékající vodou. Půdorys těchto lineárních tvarů často opakuje půdorys sítě puklin v horninách.

Dále je významná rozpustnost hornin. Snadno se rozpouštějí kamenná sůl, sádrovec, vápenec, dolomit. V oblastech většího vývoje těchto hornin vznikají specifické povrchové tvary (např. tzv. krasové tvary).

Existuje řada dalších vlastností hornin, které určují geomorfologickou hodnotu hornin a stupeň jejich odolnosti vůči odnosu exogenními pochody. Celkově soubor fyzikálních a chemických vlastností hornin vede k tomu, že geomorfologicky odolnější horniny tvoří vyvýšeniny a méně odolné sníženiny reliéfu. Je třeba však ještě jednou zdůraznit, že geomorfologická hodnota hornin je veličina relativní a nezávisí pouze na vlastnostech hornin podmíněných jejich chemickým a mineralogickým složením a rozpukáním. Ve značné míře je tato hodnota ovlivňována okolím horninového systému. Stejná hornina může být za určitých fyzickogeografických podmínek odolná, za jiných málo odolná. Proto je třeba hodnotit vždy každou z vlastností horniny i celý jejich soubor s přihlédnutím ke konkrétním fyzickogeografickým podmínkám okolí horninového systému.



4.2 Úložné poměry hornin a jim odpovídající typy georeliéfu

Horniny s jejich charakteristickými vlastnostmi jsou v zemské kůře uloženy různým způsobem a v nejrůznějších vzájemných vztazích. Tyto úložné poměry a vzájemné vztahy hornin určují strukturu jednotlivých částí zemské kůry. Hovoříme o strukturních tvarech, strukturním georeliéfu ap. Je obtížné přesně určit hodnotu této závislosti, protože všechny části georeliéfu jsou více nebo méně ovlivněny strukturou. V tom spočívá úloha struktury jako jednoho z důležitých činitelů vývoje georeliéfu.

 Vzhled strukturního georeliéfu - rozměry jednotlivých strukturních tvarů - závisejí rovněž na povaze a intenzitě působení vnějších geomorfologických pochodů, na geomorfologické hodnotě hornin a vzájemných vztazích hornin.

Příčinou různých úložných poměrů hornin jsou tektonické reliéfotvorné pohyby.

 Tektonické reliéfotvorné pochody jsou geologické - tektonické pohyby zemské kůry vertikálního nebo horizontálního směru. Jsou vyvolávány pochody, které působí v zemské kůře a v zemském plášti (viz 3. kapitola). V reliéfu se projevují deformacemi povrchu, změnami nadmořské výšky (zdvihy, úklony nebo poklesy krajiny) a změnami geografické polohy. Tyto pochody zpravidla také způsobují změny chemického složení, fázového stavu (mineralogického složení) a vnitřní struktury hornin (např. kataklázu, mylonitizaci), které jsou jimi deformovány.

 Geodetická měření ukazují, že prakticky celý povrch litosféry se nachází neustále v pohybu (např. obr. 3.10). Rychlost těchto pohybů je velmi proměnlivá a pohybuje se řádově od setin milimetrů do desítek centimetrů za rok. Existence těchto pohybů po geologicky dlouhá časová období vede ke značným deformacím povrchu naší planety.

 Tektonické reliéfotvorné (geomorfologické) pochody můžeme dále dělit na

 a) pohyby, které se projevují v pomalých dlouhodobých zdvizích, úklonech a poklesech velkých částí zemské kůry (tzv. megamorfostruktur) a které nevyvolávají změny struktury hornin

 b) pohyby, které se projevují v určitých oblastech (zónách) zemského povrchu v časově omezených obdobích (tzv. orogenních fázích) a projevují se vznikem zlomů, vrás a příkrovů; tyto tzv. orogenní pochody vedou ke vzniku horských pásem a změnám struktury hornin.

Podle projevu v georeliéfu rozlišujeme:

 a) vrásové reliéfotvorné pochody, které se projevují v georeliéfu vznikem vrás; vrásy jsou vlnovitá zprohýbání hornin zemské kůry, která se v krajině projevují vznikem protáhlých hřbetů a korytovitých sníženin, příp. vznikem terénních stupňů (flexury),

 b) příkrovové reliéfotvorné pochody, které se projevují vznikem příkrovů a změnou celého vzhledu georeliéfu,

 c) zlomové reliéfotvorné pochody, které se projevují vznikem ker zemské kůry, jež jsou omezeny svahy vázanými na zlomy.



Podle směru tektonických reliéfotvorných pochodů rozlišujeme:

 a) vertikální pohyby zemské kůry, které vedou ke změnám nadmořské výšky georeliéfu a s tím spojenému odnosu nebo akumulaci,

 b) horizontální pohyby zemské kůry, které vedou ke změnám topografické polohy georeliéfu, příkladem mohou být horizontální pohyby podél zlomů San Andreas, které vedou ke změnám říční sítě (obr. 4.4),

 c) kombinované pohyby zemské kůry, u nichž dochází k vektorovému součtu obou předchozích pohybů.

Dále můžeme rozlišit pohyby:

 a) probíhající dlouhodobě jedním směrem (tj. např. přesmyky, nebo poklesy, směrné posuny atp.)

 b) kolísavé (oscilační) pohyby, u nichž se střídají období zdvihů s obdobími poklesů; tyto pohyby jsou na pobřeží častou příčinou mořských transgresí a regresí, ve vnitrozemských krajinách vedou ke střídání odnosu a akumulace

Podle stáří pohybů můžeme rozlišit zejména:

 a) neotektonické pohyby, tj. pohyby, které se projevují ve struktuře současného georeliéfu; u nás sem náleží tektonické pohyby od oligocénu

 b) recentní pohyby, které probíhají v současné době a jsou zjistitelné geodetickými měřeními, geomorfologickým pozorováním ap.

4.2.1 Georeliéf na horizontálně nebo subhorizontálně uložených horninách

Georeliéf na horizontálně nebo subhorizontálně uložených nezpevněných sedimentech (jílech, píscích, štěrcích ap.) je málo členitý a mívá zaoblené tvary. Bývá to georeliéf zpravidla nížinný nebo reliéf nížinných pahorkatin.

Obr. 4.6 Panoramatický snímek Hornomoravského úvalu se zlomově vymezenými svahy Nízkého Jeseníku v pozadí je příkladem nížinného plochého georeliéfu na subhorizontálně uložených, převážně fluviálních nezpevněných sedimentech. Foto R. Grygar

 Georeliéf na horizontálně nebo subhorizontálně uložených zpevněných sedimentech nebo výlevných vulkanických horninách se vyznačuje:

 a) velmi plochými povrchy na rozvodích, tvořených strukturními plošinami vázanými na výskyt odolnějších vrstev na povrchu (tzv. pancéřovaný povrch);

 b) kaňonovitými údolími se stupni na svazích, které označujeme jako strukturní terasy (obr. 4.6); strukturní terasy jsou přírodní stupně na svazích, které jsou vázány na odolnější vrstvy; svah nad nimi ustupuje, a tak vzniká stupeň probíhající často na velké vzdálenosti na svazích;

c) ostrými a hranatými tvary okrajů údolí i strukturních teras a plošin, tvořenými vrstvami geomorfologicky odolných hornin.

Obr. 4.7 Model vzniku skalního města v sedimentární tabuli podle A. Schoua in R. W. Fairbridge (1968 in Demek 1987). Římské číslice označují jednotlivé etapy vývoje modelu. Vysvětlivky: 1- strukturní plošina, 2 - osypy přikrývající strukturní terasu vytvořenou na odolnějších křemencích, 3 - ostrá hrana strukturní plošiny, 4 - amfiteatrální výklenky na příkrých stěnách kaňonů, nezřídka související s vývěry podzemních vod, 5 - strukturní terasa na odolnější vrstvě křemenců a výrazný stupeň v profilu svahu, 6 - svědecká hora, 7 - skalní útvary skalního města (skalní pilíře ap.), 8 - vodni tok, který vzniká, když dno kaňonu skalního města dosáhne hladiny podzemní vody nadržené na propustných horninách. Geologická struktura: A - zvrásněné podloží (fundament platformy), B - vápence, C - křemence, D - jílovce (málo odolné), E - pískovce (odolné).

 

Obr. 4.8 Typická geomorfologie na subhorizontálně uložených, různě erozně odolných sedimentárních vrstvách, spojená s vytvářením kaňonovitých údolí, strukturních teras, osypů atd. Oblast Grand Canyon - foto J. Ptáček.

 

Obr. 4.9 Digitální model georeliéfu oblasti české křídové tabule je jedním z typických příkladů utváření reliéfu na převážně subhorizontálně uložených sedimentech svrchní křídy, kontrastující s okolním georeliéfem převážně krystalinických pohoří a vulkanickým georeliéfem Českého středohoří v sz. části modelu. Original sestavený v prostředí GIS ArcMap 9.3 na základě výškopisné databáze GTOPO30.

 

Obr. 4.10 Panoramatický snímek české křídové tabule v pohledu z vrcholu Kozákova k jihu. Foto R. Grygar

 

Obr. 4.11 Typická geomorfologie skalních měst v subhorizontálně uložených svrchně křídových pískovcích české křídové tabule kontrastuje s vulkanickou morfologií vrchu Trosky v pozadí. Hruboskalsko - foto R. Grygar.

Takovýto georeliéf označujeme jako reliéf tabulí. V částech tabulí, kde jsou strukturní plošiny vyvinuty ve více úrovních, vzniká tzv. stupňovina. Okraje strukturních plošin tvoří strukturní stupně. Vlivem podkopávání úpatí strukturní stupně rovnoběžně ustupují. Před jejich čelem nezřídka zůstávají tabulové svědecké vrchy a hory, které mají stejnou výšku jako povrch tabule a svědčí o původní úrovni topografického povrchu. Svědecké vrchy s příkrými svahy a plochým vrcholem se mohou zvedat i nad strukturními plošinami. Na jejich vrcholu je odolná vrstva, která je uchránila před odnosem. Část tabulí tvořená masivními horninami (např. tzv. kvádrovými pískovci) a značně rozřezaná kaňony a soutěskami, probíhajícími po systémech puklin má nezřídka ráz skalních měst (obr. 4.11).

4.2.2 Georeliéf na ukloněných - monoklinálně uložených horninách

Na mírně ukloněných horninách (tj. do 6-7°), které jsou stejně odolné, vznikají mírně ukloněné strukturní povrchy. Výraznější jsou tvary na mírně ukloněných vrstvách hornin, které mají různou odolnost. V těchto případech se vytvářejí nesouměrné hřbety nebo soustavy nesouměrných hřbetů, zvaných kuesty. Termín kuesta označuje pahorek nebo hřbet, který je v příčném profitu nesouměrný a jejichž tvar úzce souvisí s úklonem vrstev usazených sedimentů nebo s úklonem výlevných vyvřelých hornin. Kuesty mají příkrý čelní svah, který vznikl odnosem na čele ukloněných hornin. Dále mají týlový strukturní svah, jehož sklon odpovídá úklonu vrstev (obr. 4.13). U čelního svahu rozlišujeme horní hranu a úpatí. Místy je horní hrana současně nejvyšším místem kuesty, v jiných případech však rozlišujeme ještě vyšší hřbetnici kuesty. Horní hranice čelního svahu může být ostrá nebo zaoblená. Čelní svah může být v půdorysu přímý nebo zvlněný. Týlový strukturní svah buď plynule přechází do sousedního geneticky stejnorodého povrchu, nebo končí příkřejším týlovým stupněm. výraznost kuest závisí na geomorfologické odolnosti hornin. Odolnější, např. propustné horniny (vápence, pískovce ap.) vytvářejí srázné stupně až útesy v horní části čelního svahu. Méně odolné, např. pro vodu nepropustné horniny (slíny, jíly, jílovité břidlice ap.) vytvářejí mírněji ukloněné úpatí.

Kuesty se často vyskytují ve skupinách jako soustavy zhruba rovnoběžných hřbetů. Kuest zpravidla bývá tolik, kolik je odolných vrstev. Vzdálenost mezi kuestami závisí na:

 a) mocnosti méně odolných vrstev mezi vrstvami odolnějšími, při větší mocnosti je i větší vzdálenost mezi kuestami;

 b) na sklonu vrstev, při malém sklonu (např. 1°) jsou vzdálenosti větší než při větším sklonu (např. 7°);

 c) stupni geomorfologické odolnosti hornin, které tvoří kuesty.

Kuesty vznikají posloupností vnějších geomorfologických pochodů, jejichž průběh je silně ovlivňován strukturou. Navíc se soubory těchto pochodů liší v závislosti na podnebí, a proto mají kuesty jednotlivých klimatomorfogenetických oblastí částečně odlišné tvary.

Obr. 4.15 Panoramatický snímek hlavního hřbetu Moravskoslezských Beskyd v pohledu od ZJZ k VSV s typickou morfologií kuest, podmíněnou vyšší erozní odolností masivních lavicovitých pískovci godulských vrstev slezského příkrovu. V popředí nevýrazná morfologie měkkých sedimentů podslezského příkrovu Podbeskydské pahorkatiny. Foto R. Grygar

Při sklonu vrstev od 7 do 40° vznikají rovněž asymetrické hřbety - homoklinální hřbety. Od kuest se obvykle liší větší výrazností a menším rozdílem mezi čelním a týlovým svahem. Při sklonu hornin nad 40° vznikají kozí hřbety. Na rozdíl od kuest jsou zpravidla úzké a při sklonu hornin přes 50° má čelní odnosový i týlový strukturní svah zhruba stejný sklon a hřbety jsou v příčném profilu symetrické. Zejména kozí hřbety, tvořené odolnými propustnými horninami (např. vápenci), jsou často velmi stabilní tvary georeliéfu.

Obr. 4.16 Nevýrazná kuesta vyvinutá v monoklinálně uložených křídových pískovcích na severním okraji české křídové tabule - Měsíční údolí pod vrchem Kozákov. V pozadí, na vzdáleném horizontu v centru snímku, je patrný výrazný plochý hřbet tvořený horizontálně uloženými pískovci centrální části české křídové tabule. Foto R. Grygar

Tvary vznikající na ukloněných horninách mohou mít různé rozměry. Vyskytují se málo výrazné hřbety, vysoké 10-20 m, ale rovněž i vysoké horské hřbety.

Obr. 4.17 Kuesty vyvinuté v monoklinálně uložených křídových pískovcích na sv. okraji české křídové tabule v důsledku výzdvihu podmíněného tektonickou inverzí poorlické brázdy (viz červeně zbarvené sedimenty její výplně v popředí). Hřebečský hřbet na východním okraji Svitavské pahorkatiny. Srovnej s obr. 4.36. Foto R. Grygar

4.2.3 Georeliéf na zvrásněných horninách

Při spojité (vrásové) deformaci hornin dochází k prohnutí nebo vyklenutí hornin a vznikají pánve, klenby, vrásy, flexury atd. Při tom vznikají nejrůznější vazby mezi strukturou a povrchovými tvary. V některých případech pozorujeme bezprostřední vazbu mezi typem geologické struktury a tvarem reliéfu (tzv. přímá morfostruktura). V některých oblastech tvoří antiklinály vyvýšeniny georeliéfu (např. horské hřbety) a synklinály sníženiny georeliéfu (např. horská údolí). Ve většině případů však spíše než původní tektonické tvary ovlivňuje současný reliéf sklon vrstev v závislosti na tvaru deformací, složení hornin postižených spojitými deformacemi (tzv. nepřímá morfostruktura). Deformace jsou důsledkem tektonických napětí, při němž se vytvořily i soustavy puklin a zlomů, které rovněž ovlivňují tvary georeliéfu. Spojitá deformace hornin je často lokalizována v zónách (doménách) koncentrace maximálních tektonických napětí a je obvykla doprovázena i vznikem nespojitých deformací (především násuny, příkrovy atp. - viz dále), takže vznikají složité vrásovo-násunové struktury, obvyklé především v alpinotypních vrásovo-příkrovových pásemných pohořích (Alpy, Karpaty, Himaláje atd.).

V této části se budeme zabývat tvary vznikajícími přímo vrásovými reliéfotvornými pohyby.

Pánve jsou sníženiny charakterizované synklinálním uložením hornin. Zpravidla mají kruhovitý nebo oválný půdorys. Sklon vrstev je do středu pánve obvykle malý, pokud není zlomově ovlivněn. Geomorfologická výraznost pánve závisí na velikosti prohnutí vrstev a na míře zaplnění pánve mladšími sedimenty. Příkladem pánve je Pařížská pánev, nebo dolnoslezské pánev (viz obr. 4.19). Na okrajích pánví se zpravidla vyskytují kuesty (viz obr. 4.15, 4.16 atd.).

 Klenbami nazýváme velké izometrické nebo oválně kupovité struktury, které vznikají vyklenutím hornin. Rozlišujeme několik typů kleneb: 

    a) klenby s jádrem ze starých magmatických vyvřelých hornin nebo lakolitické klenby, které vznikly intruzí magmatu mezi vrstevní plochy,

    b) klenby tvořené pouze vyklenutými usazenými horninami,

    c) solné klenby vytvořené vyklenutím hornin vlivem intruze soli (solných diapirů) pod vlivem hydrostatických nebo tektonických tlaků,

   d) exfoliační klenby vznikající bud' aktivně vlivem diapirických pohybů pňů vyvřelých hornin, nebo pasivně odlehčením při obnažení masivních hornin vlivem odnosu nadložních hornin; k diapirickým pohybům dochází v důsledku nestejného zatížení plastických hornin, kdy lehčí plastický materiál může pronikat okolními horninami pod vlivem hydrostatických sil; exfoliací pak nazýváme pochod vzniku puklin rovnoběžných s povrchem terénu vlivem odlehčení hornin.

Na družicových snímcích se projevují klenby jako kruhovité struktury o různém průměru, řádu většinou desítek kilometrů. Vyznačují se často centrálním žulovým plutonem, případně rulovým jádrem a cibulovitě probíhajícími puklinami, žílami a dalšími strukturními tvary (kuestami, kozími hřbety ap.).

Nejvýznamnějšími spojitými deformacemi hornin jsou vrásy, které vytvářejí vrásová pohoří. Elementárními částmi vrás jsou antiklinály a synklinály. V nejjednodušším případě vzniká na místě antiklinály hřbet a na místě synklinály sníženina. Jejich tvar závisí na typu vrás. Obvykle je však vztah vrásových struktur a reliéfu složitější a závisí nejen na typu vrás a jejich tvaru v profilu a půdorysu, ale i na složení a homogennosti zvrásněných hornin, typu, intenzitě a délce působení endogenních sil a na tektonickém režimu území. Vrásy mají různé rozměry. Od malých vrás až po rozsáhlé soustavy - antiklinoria a synklinoria.

Vrásová pohoří dělíme na:

    a) jednoduchá vrásová pohoří v oblastech s vrásami s horizontálními nebo slabě zvlněnými osami; vrásnění tak vytváří soustavu antiklinálních hřbetů a synklinálních údolí; příkladem je pohoří Zagros v Íránu (obr. 4.22) 

    b) složitá vrásová pohoří, z nichž osy vrás jsou značně zvlněny a vzniká soustava brachyantiklinálních vyvýšenin a brachysynklinálních sníženin, příkladem je část Apalačského pohoří v USA (obr. 4.20).

Složité vztahy mezi strukturou a georeliéfem vznikají u složitých tektonických struktur, jako jsou vrásovo-příkrovová pohoří. Příkrovy jsou rozsáhlé ploché násunovo-přesmykové struktury. Mohou vytvářet rozlehlá příkrovová pohoří (např. Alpy, Himálaje). Mnohá pohoří pokládaná za vrásová nebo příkrovová jsou však porušena nespojitými deformacemi (zlomy), a proto náležejí k vrásovo-násunovým pohořím, tvořícím přechod k dalšímu strukturně geomorfologickému typu pohoří. Vrásová a vrásovo-příkrovová pohoří vznikají především v kolizních (divergentních) zónách styku litosférických desek (viz 3. kapitola) ve finálním stádiu vývoje orogénu.

Složitý je rovněž vztah mezi spojitými deformacemi hornin a odnosem. Úloha geomorfologických pochodů, zejména odnosu mezi dvěma tektonickými fázemi vývoje reliéfu může být velmi významná. Odnos zarovnává reliéf v oblasti antiklinálních vyvýšenin a zmenšuje tím odolnost vůči působení síly tíže při obnovení pohybů. Navíc může odnos natolik zmenšit mocnost sedimentů, že pro deformaci hornin je třeba mnohem menšího napětí. Dokonce málo vyvinuté vrásy zarovnané odnosem pak mohou být liniemi slabosti, tedy místy, do nichž se soustřeďují deformace v další etapě deformací hornin. Můžeme proto právem konstatovat těsnou vazbu mezi tektonickými a geomorfologickými pochody.

4.2.4 Georeliéf na zlomově porušených horninách

Morfostruktury tohoto typu vznikají při zvyšujícím se napětí, které způsobuje porušení celistvosti hornin, tj. jejich křehké porušení - fragmentaci. U těchto nespojitých struktur lze rozlišit především pukliny a zlomy. Geomorfologicky významnější jsou zlomy, protože u nich dochází k významnému vzájemnému posunu částí zemské kůry. Části zemské kůry omezené zlomy nazýváme kry (bloky). Kry bývají zpravidla omezeny několika zlomovými systémy.

 V zemské kůře lze rozlišit základní typy pohybů podél zlomů, a to vertikální pohyby podél radiálních (strmě ukloněných) zlomů, dále poklesy, přesmyky a směrné (horizontální) posuny. V závislosti na těchto pohybech můžeme rozlišit tektonicky vyzdvižené (vysoké) kry, pokleslé (nízké) kry, kry ukloněné jedním směrem a klínové kry, u nichž je povrch ukloněn dvěma směry. Zvláštní případ představují vodorovně (horizontálně) posunuté kry. Kry se při těchto pohybech chovají jako víceméně tuhé bloku zemské kůry.

Vznik zlomů se ve větší nebo menší míře projevuje v georeliéfu (viz obr. 4.27), protože rozlámání může:

    a) zvednout, snížit, uklonit nebo vodorovně posunout kry zemské kůry s jejich povrchovými tvary,

    b) vytvořit drcené zóny, které snadněji podléhají odnosu,

    c) dostat do vzájemného kontaktu odolné a méně odolné horniny, což vede k diferenciovanému odnosu.

 Při pohybech jednotlivých ker zemské kůry vznikají zlomové svahy. Jsou to terénní stupně vytvořené přímo pohyby podél zlomů. Jen zřídka nacházíme plochu vyhlazenou vzájemným třením (tzv. tektonické zrcadlo, tektonické ohlazy). V terénu na zlomových svazích zpravidla pozorujeme lichoběžníkové nebo trojúhelníkové plochy, které jsou již změněné odnosem a jejich sklon je menší než původní sklon zlomové plochy. Lichoběžníkové nebo trojúhelníkové plochy jsou označovány jako facety a jejich sklon je asi 34°.

Zlomy mají při úpatí tyto terénní stupně:

    a) zlomové svahy vzniklé přímo tektonickými pohyby ker,

    b) svahy na zlomové čáře; vznikají v místech, kde se vlivem tektonických pohybů stýkají na jedné straně zlomové plochy horniny vůči odnosu odolnější než na straně druhé; původní zlomový svah může být rozrušen a zarovnán; v průběhu vývoje však odnos rychleji postupuje v méně odolných horninách a může obnažit původně zakrytou část zlomové plochy v odolnější hornině; odnosem obnaženou zlomovou plochu nazýváme pak svahem na zlomové čáře rozlišujeme:

    a) resekventní svah na zlomové čáře, který je obrácen ve stejném směru jako původní zlomový svah,

    b) obsekventní svah na zlomové čáře, který má opačný sklon, než měl původní zlomový svah, a je obrácen směrem k původně zdvižené kře,

    c) složené zlomové svahy; jsou to svahy, jejichž jedna část je zlomovým svahem a druhá část svahem na zlomové čáře .

Rozlišení jednotlivých typů svahů vázaných na zlomy bývá často obtížné.

Rysy vyskytující se u všech svahů vázaných na zlomy:

    1. poměrně značný sklon svahu; je však třeba připomenout, že tento rys se může vyskytnout i u strukturních svahů, tj. terénních stupňů vázaných na odolnější horniny,

    2. zlom při úpatí,

    3. lichoběžníkové nebo trojúhelníkové facety na konci rozsoch mezi údolími rozřezávajícími svah; jak již bylo zdůrazněno, facety nejsou zbytky původní zlomové plochy,

    4. poměrně přímý průběh svahu v půdorysu; zlomové svahy mohou být přirozeně i zvlněné, ale zpravidla probíhají přímočařeji než svahy strukturní nebo svahy vytvořené exogenními geomorfologickými pochody,

    5. hluboko zaříznutá údolí tvaru V se skalními dny, které sahají až ke zlomu,

    6. zvětšení sklonu dna údolí poblíž zlomu; zejména u aktivních zlomových svahů se zvětšuje spád vodního toku a údolí se zužují,

    7. údolí, která nesahají až k úpatí svahu, nýbrž jejich dna končí stupňovitě neboli visutě nad úpatím svahu (tzv. visutá údolí),

    8. řady pramenů při úpatí svahů,

    9. výlevy lávy podél zlomů při úpatí.

Další rysy, které se často vyskytují u svahů vázaných na zlomy, i když nejsou přímo dokladem zlomů, jsou tyto:

    1. časté sesuvy; sesuvy jsou relativně rychlé, krátkodobé klouzavé pohyby hmot na svahu podle jedné nebo více smykových ploch, které jsou vyvolány působením zemské tíže,

    2. výskyt výklenků, sedel a lomů spádu ve hřbetech bez zřetelné strukturní kontroly, tj. bez zřetelné závislosti na odolnosti hornin,

    3. dlouhé, přímé a rovnoběžné úseky vodních toků, které probíhají přes horniny různé odolnosti,

    4. pravoúhlé ohyby vodních toků; v místech ohybu vodní tok nezřídka přibírá přítok tekoucí v původním směru hlavního toku, jindy za rozvodím vzniká nový vodní tok, tekoucí ve směru hlavního vodního toku v sousedním povodí.

Pouze u zlomových svahů se pak vyskytují tyto rysy:

    1. nezávislost svahu na geomorfologické odolnosti hornin; např. jestliže jsou na svahu méně odolné horniny než v nižším terénu nebo jsou-li jak na svahu, tak i v nižším terénu nekonsolidované horniny, můžeme plným právem pokládat terénní stupeň za zlomový svah,

    2. výskyt malých pro lomů při úpatí svahu; prolomy jsou tektonické sníženiny omezené zlomy,

    3. výskyt jezer v místech, kde zlomový svah protíná údolí,

    4. častá silná zemětřesení,

    5. rozlámání staršího topografického povrchu, zejména můžeme-li dokázat, že stupeň porušil tvary nacházející se jak na vyzdviženém, tak i na pokleslém území, takže vznikla např. opuštěná údolí bez vodních toků, 

    6. rozlámání a deformace říčních teras (viz kapitolu Fluviální pochody).

Rysy vyskytující se u svahů na zlomové čáře:

    1. svah situovaný na pokleslé kře; zjištění této situace je dokladem pro obsekventní svah na zlomové čáře,

    2. strukturní (zejména litologická) kontrola svahu; znamená to úzký vztah mezi svahem a geomorfologickou odolností hornin,

    3. vodní toky probíhající napříč přes svah a vzniklé pravděpodobně v horninách již dnes odnesených vnějšími geomorfologickými pochody (tzv. epigenetická říční síť).

Opakováním pohybů po rovnoběžných zlomových plochách vznikají stupňovité zlomy. Je to systém zlomů, jejichž zlomové plochy mají přibližně stejný směr a stejný sklon, podle nichž jednotlivé kry klesají ve stejném smyslu. Příznačnými tvary spojenými se stupňovitými zlomy jsou příkopové propadliny, prolomy a hrástě.

Příkopová propadlina je protáhlá sníženina vzniklá poklesem ker a omezená na křídlech vyšším terénem (viz obr. 4.27 a 4.31). Může být jednoduchá, tj. omezená na vůči vyššímu terénu pouze jedním zlomovým svahem, nebo složitá, tj. omezená na bocích více stupňovitě uspořádanými zlomovými svahy nebo složenými zlomovými svahy. Ve stavbě příkopové propadliny se mohou uplatňovat i příčné zlomy, které vedou na bocích k zazubení okrajových svahů a ke vzniku zlomových výklenků. Na bocích můžeme pozorovat zlomové svahy en echelon. Na dně příkopové propadliny může být starý pokleslý topografický povrch nebo mladší akumulační povrch na sedimentech usazených již po vzniku příkopové propadliny na jejím dně (např. na jezerních nebo eolických usazeninách). Příkopové propadliny mívají délku až stovek kilometrů a šířku několik desítek kilometrů.

Úzké protáhlé sníženiny vzniklé poklesem ker a omezené na podélných stranách zlomovými svahy nebo složenými zlomovými svahy označujeme jako prolomy. Mají délku od několika kilometrů do několika desítek kilometrů a šířku od stovek metrů do 1-2 km.

Nezřídka pod mladými sedimenty bývá zachován topografický povrch se zvětralinami, které ve vyšším terénu v okolí jsou již rozrušeny. Studium těchto tzv. pohřbených povrchů má značný význam pro paleogeomorfologické studie.

Se systémy poklesových zlomů hlubšího (podkorového - plášťového) dosahu na divergentních zónách souvisí vznik a vývoj riftů. Jsou to protáhlé sníženiny, vázané na systémy poklesových zlomů. Mají délku více stovek kilometrů (nezřídka i přes 1 000 km). Šířka riftů je rozdílná a sahá od 5 až 20 km (např. rift Mrtvého moře) až do 200 až 400 km (rift Rudého moře). Pro rifty je příznačný vulkanismus.

Hrást je protáhlá vyvýšenina, která vznikla pohyby ker a je na všech stranách omezena nižším terénem. Střední kra zaujímá relativně nejvyšší polohu, okolní kry tedy zaujímají nižší polohu. Mezi krami jsou zlomové svahy nebo složené zlomové svahy. Podle pohybů, které podmínily vznik hrástí, dělíme hrástě na:

a) automorfní hrástě, které vznikly přesmyky, jejichž dislokační plochy zapadají směrem pod střední kru,

b) xenomorfní, které vznikly poklesy, jejichž dislokační plochy zapadají směrem od střední kry.

Na povrchu ker bývá zachován rozlámaný starý topografický povrch. Často se vyskytuje soustava hrástí a prolomů na jedné linii.

Puklinová pásma a zlomy mají rovněž pasivní úlohu při vývoji reliéfu. Jsou to zóny snížené odolnosti, podle nichž snadněji probíhají exogenní geomorfologické pochody. Odnosové tvary, které jsou vázány na pukliny a zlomy, často v půdorysu opakují jejich směr a na leteckých a družicových snímcích se pak jeví jako tzv. lineamenty. Na zlomech jsou rovněž četné sopky nebo vývěry pramenů. V monotónních horninách mohou tvary reliéfu vytvořené exogenními pochody sloužit jako příznak pro mapování dislokací.

Podle některých zlomů dochází k horizontálním - směrným pohybům ker. Je to např. zlom San Andreas (obr 4.32) v Kalifornii (USA), alpínský zlom na Novém Zélandu, anatolský zlom v Turecku, zlom Great Glen (obr. 4.2)ve Skotsku (Velká Británie) a další.

Uvedené zlomové systémy jsou seizmicky aktivní. Ohniska zemětřesení leží v hloubce kolem 20 km a méně. Na povrchu jsou zlomy patrné jako porušená pásma široká stovky metrů. Průměrný roční horizontální pohyb na těchto zlomech je 1-10 cm . rok^-1. Někteří autoři předpokládají značné horizontální pohyby podél těchto zlomů. Např. u zlomu San Andreas se předpokládá pohyb asi 300 km pro oblast jižně od hřbetu Transverse Range a ~500 km severně od něho. Geomorfologicky se horizontální posuny boků projevují stáčením říční sítě, posouváním údolí po obou stranách zlomů, zejícími dislokacemi ap. Příkladem zlomu s horizontálními pohyby je zlom Great Glen ve Skotsku, kde hodnota horizontálního pohybu činí 105 km. Velikost pohybu byla stanovena na základě posunu žulových masívů, které původně tvořily jeden celek. Stáří pohybů je mladší než střední devon a starší než svrchní karbon. Pohyby však pokračovaly po juře a v současné době je zlom stále seizmicky aktivní.

Určení stáří pohybů po zlomech je značně obtížné. Přirozeně zlom je mladší než horniny nebo tvary reliéfu, které jsou jím porušeny. Dobu pohybu lze snadněji určit, jestliže na pokleslé kře dochází k akumulaci. Jestliže je stáří zlomu známo, často pozorujeme, že k pohybům ker docházelo několikrát v různých geologických obdobích. Vazby mezi pohyby po zlomech a akumulací ukazují, že pohyby zpravidla trvají dlouhou dobu. Nezřídka dochází i k přerušení pohybů, a to i na poměrně dlouhou dobu. Nelze předpokládat, že by 100 m vysoký zlomový svah vznikl během jedné tektonické fáze. To je také důvod, proč na zlomových svazích jen zřídka nacházíme tektonická zrcadla. Zřejmě zlomové svahy vznikají v důsledku krátkodobých silných pohybů, které následují v sériích za sebou. Z nich však každý pohyb má jen malou amplitudu. Je známo, že tektonická zrcadla vznikají při pohybech o malé amplitudě (řádově kolem 1 m, ale i méně) a odnos na svahu je stačí přeměnit ve facety.

Někdy mívá zlom podobu otevřené (zející) pukliny, která odděluje kry hornin. Jindy bývají zející pukliny zaplněny úlomky hornin rozdrobených při pohybu zlomu. Nejčastěji bývají zpevněny po pohybu a tvoří tektonickou brekcii pro niž je příznačná ostrohrannost a nevytříděnost úlomků a jejich pozdější zpevnění. Nezřídka bývá tektonická brekcie zpevněna kalcitem nebo křemenem, které přinášejí podzemní vody obíhající po zlomu.

Rozevřené zlomy často využívají podzemní vody. Výchozy zlomů na povrchu jsou často místy vývěrů silných pramenů nebo dokonce řad pramenů.

Zlomy se v georeliéfu projevují různým způsobem. V některých případech jsou druhotně zpevněné tektonické brekcie odolnější než horniny postižené zlomem. V takových případech jsou okolní horniny rychleji odnášeny a brekcie tvoří strukturní hřbítky. Častěji však jsou tektonické brekcie i celé okolí zlomů méně odolné než okolní horniny a potom na nich vzniká sníženina.