Dynamická geomorfologie pevnin

Dynamická geomorfologie se zabývá studiem jednotlivých geomorfologických pochodů a tvarů jimi vytvořených. Studiu geomorfologických pochodů je v současné době věnována značná pozornost. Současně se ukazuje, že o průběhu geomorfologických pochodů a jejich proměnách v čase víme poměrně málo, a to zejména proto, že geomorfologické pochody působí většinou v souborech, v nichž jsou značně složité vztahy. Intenzita geomorfologických pochodů je proměnlivá v čase v závislosti na morfostrukturních i klimatických podmínkách. V této kapitole se budeme zabývat převážně exogenními pochody na pevninách a tvary, které vznikají jejich působením. Budeme analyzovat i korelátní sedimenty vznikající při působení těchto pochodů.
Pro exogenní pochody je příznačná skutečnost, že jejich působení závisí na prazích. Právě při překročení prahu se jejich působení výrazně projeví ve vývoji reliéfu (např. vznikem sesuvů, stružkovou nebo stržovou erozí atp.). Dále probereme jednotlivé exogenní geomorfologické pochody a tvary jimi vznikající.

8.1 Zvětrávací procesy

Zemská kůra je ze ~82 % složena z vyvřelých a metamorfovaných hornin. Pouze ~8 % jejího objemu tvoří sedimenty (viz obr. 3.8). Přesto však usazeniny různého původu a vlastností tvoří tři čtvrtiny povrchu pevnin. Pouze zřídka se však na povrchu Země setkáváme s horninami v jejich původním fyzikálním a chemickém stavu. Ve většině případů ihned po obnažení hornin dochází v krajině ke změnám stavu hornin a vzniká tzv. zvětralinová kůra. Pochody, které rozrušují horniny a vytvářejí na nich zvětralinovou kůru, označujeme jako zvětrávací procesy. Tyto pochody rozrušují a mění horniny na povrchu zemské kůry na produkty zvětrávání, které jsou s fyzikálně chemickými podmínkami vládnoucími v krajině více v rovnováze, než byly původní horniny. Je třeba si uvědomit, že zejména vyvřelé a metamorfované horniny vznikaly v teplotních a tlakových podmínkách, které se výrazně odlišují od podmínek vládnoucích na povrchu. Zvětrávání je tak reakce hornin, který byly v rovnováze v zemské kůře, na povrchové podmínky na styku hornin s atmosférou, hydrosférou, kryosférou a biogeosférou (viz horninový cyklus - 3. kapitola, obr. 3.14). Zvětrávání ve značné míře závisí na podnebí. Intenzita a druh zvětrávacích pochodů se tedy podřizuje zákonitostem šířkové pásmovitosti a výškové stupňovitosti.

je rozrušování hornin mechanickými a fyzikálními způsoby, zejména tepelnými změnami, odlehčením, růstem krystalů a jejich objemovými změnami, prouděním v atmosféře a hydrosféře a mechanickým působením rostlin a živočichů.

Horniny jsou špatnými vodiči tepla, a proto vzniká na plochách vystavených slunečnímu záření nebo naopak při ochlazení napětí. Toto napětí je důsledkem lineárních nebo objemových změn minerálů nebo vody v pórech nebo trhlinách horniny, k nimž dochází při zahřátí nebo ochlazení horniny. Napětí v hornině vede k odlučování tenkých slupek hornin nebo jednotlivých minerálních zrn. Při značném zahřátí nebo naopak při ochlazení hornina puká. Rozlišujeme dva typy pukání, a to:

Vlivem odlehčení dochází k odlučování horninových slupek zhruba rovnoběžných s povrchem horniny - fyzikálnímu zvětráváni vlivem odlehčeni - tzv. exfoliaci (obr. 8.2). Pukliny mohou být rovné, většinou jsou však cibulovitě prohnuté. Proces označujeme názvem exfoliace.

- mikroexfoliaci, tj. odlučování slupek o síle několika milimetrů a centimetrů a o plošném rozsahu do několika decimetrů čtverečních,

- makroexfoliaci, tj. odlučování slupek o síle několika decimetrů až do síly několika desítek metrů a o plošném rozsahu od několika metrů čtverečních do několika set metrů čtverečních.

K exfoliaci dochází především v masívních a málo rozpukaných horninách. V krystalických horninách exfoliační pukliny probíhají zpravidla bez ohledu na zrna horniny. Naproti tomu v sedimentech probíhají pukliny většinou mezi zrny horniny. Pukliny vyvolané odlehčením byly zjištěny až v hloubce několika desítek metrů pod povrchem terénu. Častěji však leží při povrchu. Exfoliace má velký vliv na tvary reliéfu krajin tvořených masívními horninami (např. žulami), protože jí vznikají typické tvary (např. nízké nebo vysoké exfoliační klenby).

Objemové změny vlivem růstu krystalů vyvolávají tlaky v horninách, které vedou k jejich rozrušení. Rozlišujeme tři typy fyzikálního zvětrávání vlivem růstu krystalů:

- mrazové tříštění - gelivace, které je vyvoláno zvětšením objemu mrznoucí vody při vzniku ledových krystalů o ~ 9%. V trhlinách vznikající ledové krystaly se spojují v ledové klíny a žíly, které tříští horninu na bloky, úlomky a jednotlivá minerální zrna. Gelivace je schopná rozrušit i masivní horniny, protože při růstu ledových krystalů vzniká značný tlak.

- solné tříštění, které je vyvoláno růstem krystalů soli z roztoků a má podobný účinek v puklinách jako gelivace. Solné tříštění se však zpravidla vyskytuje v pórovitých horninách (např. v pískovcích, kde vede k oddělování jednotlivých minerálních zrn. Solné tříštění je příznačné pro suché oblasti (chladné i teplé) a pro pobřežní území;

- zvětrávání vlivem objemových změn krystalů; některé chemické změny v krystalech (jako např. hydratace, dehydratace, oxidace ap.) způsobují změny objemu krystalů, které vedou k mechanickému rozrušení horniny. Hydratace je proces vazby vody v minerálech, dehydratace je proces od štěpení vody. Hydratace vede zpravidla ke zvětšení objemu krystalů, zatímco dehydratace ke zmenšení objemu a vzniku kontrakčních trhlin.

Fyzikální zvětrávání vlivem bobtnání se uplatňuje v krajinách s velkou vlhkostí, kde může absorpce vody horninami vyvolat změny objemu hornin, které mohou vést k jejich rozrušení.

Fyzikální zvětrávání vlivem tlaků kořenů rostlin je proces kdy kořeny rostlin pronikají do trhlin a puklin, mechanicky je rozšiřují a tak rozvolňují horniny.

Hlavní chemické reakce, které se vyskytují při chemickém zvětrávání, jsou:

Při chemickém zvětrávání na sebe především působí jak silikáty a alumosilikáty, tak voda a četné kyseliny rozpuštěné ve vodě (H₂C0₃, HN0₃, H₃P0₄, H₂S0₄ a různé organické kyseliny). Produkty chemického zvětrávání jsou jednak jílové minerály, hydroxidy, karbonáty a slabě rozpustné soli, jednak oxidy a zásady a velmi rozpustné soli. Jílové minerály a další nerozpustné sloučeniny se hromadí ve zvětralinové kůře, zatímco více rozpustné zásady a soli jsou odnášeny z místa vzniku vodou, která prosakuje zvětralinami. Hlavním činitelem při chemických zvětrávacích pochodech je voda. Bez vody nemůže (s výjimkou oxidace) dojít k chemickému zvětrávání. Rychlost chemického zvětrávání je přímo úměrná maximální vodní kapacitě horniny. Maximální vodní kapacita horniny je hodnota vlhkosti při úplném zaplnění pórů horniny vodou. Význam vody pro chemické zvětrávání vyplývá z její schopnosti jako přírodního rozpouštědla. Tato schopnost vyplývá z její bipolární stavby a velké molekulární polarity, v kyselých nebo zásaditých roztocích pak ze schopnosti iontů H⁺ nebo OH^- tvořit komplexy s rozpuštěnými látkami. Dielektrická konstanta vody je mírou spojeného efektu jejího bipolárního a polarizačního charakteru a je vyšší než táž konstanta jakékoli jiné anorganické kapaliny.
Četné minerály - včetně živců a karbonátů - jsou solemi slabých kyselin a silných zásad. Při styku s vodou produkují kationty, ionty OH^- a jiné látky. Jsou tedy nejrozpustnější v kyselých podmínkách. Naopak rozpustnost oxidu křemičitého, který hydrolyzuje ve slabou kyselinu H₄Si0₄, vzrůstá v zásaditých podmínkách.

Dešťová nebo tavná sněhová voda obsahuje minimum rozpuštěných látek, hlavně Na⁺, Ca²⁺, Cl^- a SO₄^2- a má vlivem obsahu kyseliny uhličité vzniklé rozpuštěním CO₂ obsaženého ve vzduchu pH asi 5,5. V oblastech se silným antropogenním znečištěním ovzduší může být kyselost dešťové a tavné sněhové vody značně vyšší (např. pH 2 atp.). Vápník Ca²⁺ a HC0₃^- jsou hlavními ionty ve většině povrchových a mělkých podpovrchových vod. U většiny přírodních vod se pH pohybuje mezi 6 a 8.

Vztah vody a nerostů může být různého druhu. Tři základní typy tohoto vztahu lze vyjádřit následujícími rovnicemi:

nerost se při tomto vztahu zcela rozpouští a nezanechává žádný zbytek (např. halit NaCl);

2. nerost (složení 1) + roztok (složení A) = nerost (složení 2) + roztok (složení B);

při této reakci dochází k výměně kationtů (zejména Na⁺, Ca²⁺, K⁺), výměnné reakce jsou reverzibilní a různé ionty se mohou vzájemně vyměňovat v závislosti na složení, výměnné kapacitě, druhu iontů a koncentraci roztoku obsahujícího výměnný iont.

Při hydrolýze se ionty vody (H⁺ a OH^-) stávají součástí strukturní mřížky nerostů. Pro úplné rozpouštění nerostů hydrolýzou však musí současně dojít k vzájemné výměně, při níž iont H⁺ absorbovaný na povrchu krystalů proniká do jejich nitra a naopak jiný kationt z nitra krystalů se pohybuje k jejich povrchu a zabírá pozici kationtu, který byl nahrazen iontem H⁺. Hydrolýza a výměnná reakce probíhají až do úplného rozrušení nerostu podle výše uvedené rovnice 3. (např. živec + voda = jílový materiál + roztok). Např. u ortoklasu se strukturním vzorcem K(AlSi₃O₈) lze uvézt následující častý příklad hydrolýzy.

Některé z těchto produktů vznikajících hydrolýzou a výměnnou reakcí dále navzájem reagují a vytvářejí jílové minerály. Jiné zůstávají ve zvětralinovém plášti jako oxidy, hydroxidy a karbonáty. Některé produkty tohoto typu chemického zvětrávání jsou odnášeny vodou prosakující zvětralinami. Pohyblivost produktů a typ zvětralinového pláště závisí na matečné hornině, reliéfu, podnebí, geobiocenózách a na době trvání reakce.

Výměna kationtů je reakce, při níž jsou kationty na povrchu nerostů nahrazeny jinými kationty z roztoků. Tato reakce je podobná hydrolýze s H⁺ iontem nahrazujícím kation. Probíhá však odlišně, protože kationty v roztoku jsou jiné než H⁺ (H₃O⁺).

Přítomnost iontu H⁺ v roztoku je zčásti způsobena rozpouštěním atmosférického CO₂ vodou, zčásti vyluhováním CO₂ ze zvětralin a zčásti absorpcí CO² vzniklého biologickou činností v obězích uhlíku, dusíku a síry (viz dále). Tyto oběhy dodávají roztoku nejen kyselinu uhličitou, ale i kyselinu dusičnou, sírovou, fosforečnou a různé organické kyseliny. Tyto oběhy jsou rovněž odpovědné za složení jiných kationtů v roztoku než H⁺ vlivem jejich absorpce rostlinami a jejich pozdějšího uvolnění do roztoků vlivem rozkladu organické hmoty. Vliv výměny povrchových kationtů a jejich záměny za ionty H⁺ na minerály je stejný jako u výše uvedené hydrolýzy. Intenzita záměny povrchových kationtů jinými kationty než ionty H⁺ však závisí na typu těchto kationtů a na vlastních nerostech. Např. slída zvětrává pomalu, jestliže kationty v roztoku jsou bohaté na K⁺, protože kationty absorbované na povrchu jsou rovněž K⁺.

Chemické složení roztoků na kontaktu s nerosty má vliv na druh a rychlost chemického zvětrávání. Existují proto rozdíly ve zvětrávání nerostů v závislosti jak na poloze ve zvětralinovém plášti, tak i na ostatních nerostech, které jej obklopují. Např. slída v hlubších polohách zvětralinového pláště déle odolává zvětrávání než slída na povrchu terénu, protože K⁺ uvolněné na povrchu hydrolýzou nebo výměnou je vyplavováno do větší hloubky, kde obohacuje roztoky. Vlivem tohoto pochodu je nahrazování K⁺ ve slídě ležící v hlubších polohách zvětralinového pláště omezeno nebo eliminováno, a proto slída nezvětrává. Podobně bylo zjištěno, že slídové minerály, které se vyskytují v žulách v kombinaci s ortoklasy, zvětrávají méně než slídy nacházející se v granodioritech a dioritech, kde se vyskytují spolu s plagioklasy.

Pochody okysličování hrají významnou úlohu u nerostů obsahujících Fe²⁺, jako jsou olivíny, pyroxeny, amfibolity a biotit. Během oxidace, která způsobuje vzrůst kladného elektrického náboje ve struktuře krystalů, se olivíny, pyroxeny a amfiboly zcela rozkládají. Biotit zvětrává jen částečně.

Jako příklad oxidačního zvětrávání si uveďme tzv. kyzové zvětrávání zvětrávání sulfidů:

Výsledkem zvětrávání je vznik zvětralinových plášťů, tj. komplexu v různém stupni rozrušených hornin následkem zvětrání na kontaktu zemské kůry s atmosférou, hydrosférou, kryosférou, pedosférou a biogeosférou. Zvětralinové pláště vznikají především v zóně provzdušnění, tj. v části půdního nebo horninového prostředí, ve kterém je jedna část pórů vyplněna vodou a druhá vzduchem. Pouze v podmínkách příznivých pro zvětrávání, jako jsou značně rozpukané horniny, zasahují kontakty hornin různého složení zvětralinového pláště do větší hloubky.

- eluvium, tj. zvětraliny, které nebyly v průběhu zvětrávání přemístěny a uchovaly si alespoň zčásti strukturní znaky původních hornin

- zvětraliny, které v průběhu zvětrávání ztratily původní strukturní znaky matečných hornin následkem přemísťování (např. deluvia), rozpouštění, ap.

Dále dělíme zvětralinové pláště podle typu zvětrávání. Můžeme proto rozlišit

- zvětralinové pláště vzniklé fyzikálním (mechanickým) zvětráváním,

Typy zvětralinových plášťů vzniklých fyzikálním (mechanickým) zvětráváním zpravidla zpravidla klasifikujeme podle zrnitosti na:

a) zvětraliny kamenité, které jsou složeny různě velkými úlomky hornin.
Tento typ zvětralinových plášťů vzniká především ve skalních horninách (křemencích, čedičích, amfibolitech ap.). Zvláštní typ tvoří kamenná moře, tj. území, u nichž je více než 50 % povrchu pokryto kamenitými zvětralinami. Nezřídka jsou kamenité zvětraliny pouze počátečním stadiem dalšího zvětrávání;

b) zvětraliny střípkovitě kamenité, které jsou tvořeny drobnými úlomky (střípky), mezi nimiž se nachází jemné částice (hlíny, jílu). Střípkovitě kamenité zvětraliny vznikají např. v jílovitých břidlicích, porcelanitech;

c) zvětraliny písčitohlinité a hlinité, které vznikají např. v opukách, vápencích ap.;

d) zvětraliny písčitojílovité, které vznikají např. v jílovitých pískovcích, lupcích, písčitých jílech;

e) zvětraliny jílovité, které vznikají zvětráváním jílů, slínů apod.

Typy zvětralinových plášťů vzniklých chemickým zvětráváním se vyznačují značným rozrušením hornin a značnou hloubkou. Na konci chemického zvětrávání zůstávají ve zvětralinovém plášti nerosty odolné proti tomuto typu zvětrávání, jako jsou např. křemen, zirkon, turmalín, amfibol, apatit, magnetit, ilmenit a zlato. Ve zvětralinových pláštích vzniklých chemickým zvětráváním můžeme zpravidla rozlišit několik zón podle stupně rozrušení hornin. Nejčastěji můžeme rozlišit tyto zóny:

b) zvětralinu bez znaků původní matečné horniny, v této zóně jsou minerály málo odolné vůči zvětrávání zpravidla zcela rozloženy, křemen je silně korodovaný,

c) zvětralinu se zachovalou strukturou matečné horniny, v této zóně se obvykle z minerálů málo odolných vůči chemickému zvětrávání uchovávají jádra, křemen je slabě korodovaný,

Kontakt mezi zvětralinami a matečnou horninou nazýváme bazální zvětrávací plocha. Tato plocha má značný geomorfologický význam, např. při vzniku etchplénu (viz dále). Poloha bazální zvětrávací plochy závisí na četných činitelích, jako jsou intenzita zvětrávání, délka zvětrávání, typ hornin a jejich strukturní vlastnosti (např. rozpukání), poloha hladiny podzemní vody, typ reliéfu, podnebí a jeho změny a další. V podmínkách příhodných pro chemické zvětrávání může bazální zvětrávací plocha ležet v hloubce až 1000-1500 m. Na našem území dosahují zbytky tropických zvětralinových plášťů vzniklých chemickým zvětráváním v druhohorách a třetihorách mocnosti až více než 100 m (J. Demek 1964). Na povrchu zvětralinových plášťů nezřídka nacházíme odolné kůry, které mají značný význam pro vývoj tropických krajin. V našich krajinách se setkáváme se zbytky druhohorních a třetihorních odolných kůr v podobě tzv. sluňáků.

Chemickým zvětráváním a poté odnosem zvětralinových plášťů vznikají v krajině některé typické povrchové tvary, např.:

a) žokovité balvany, skupiny balvanů a balvanová moře tvořená těmito zaoblenými žokovitými balvany; tyto tvary vznikají zejména v masívních horninách,jako např. žulách;

b) izolovaná skaliska a skalní hradby; odolnější části hornin (např. méně rozpukané části hornin) tvoří vyvýšené části bazální zvětrávací plochy, které mají tvar věží, sloupů, hradeb a po částečném nebo úplném odnosu zvětralin se dostávají na povrch a tvoří výrazné tvary georeliéfu, zejména v oblastech masivních hornin; v anglicky psané literatuře jsou označovány jako tory (tors),

c) ruwary. tj. ploché nízké klenbovité vyvýšeniny bazální zvětrávací plochy; většinou vznikají exfoliací masivních hornin,

d) vysoké exfoliační klenby, které jsou masivními klenbovitými vyvýšeninami bazální zvětrávací plochy a tvoří ostrovní hory s příkrými svahy, zvedajícími se nad okolní plochý terén, většinou tvořený obnaženou bazální zvětrávací plochou,

e) mogoty, tj. štíhlé izolované vrchy s příkrými skalními stěnami a oblými vrcholy, které vznikají v tropickém, tzv. kuželovém krasu,

f) krasové věže, tj. krasové vyvýšeniny vysoké až několik set metrů, mající tvar věží (tzv. tropický věžovitý kras).

Na těchto příznačných tvarech pak nacházíme drobné tvary zvětrávání a odnosu, jako jsou např. žlábkové škrapy, voštiny, tafone, skalní mísy a další. Žlábkové škrapy jsou rýhy, které probíhají ve směru sklonu skalních ploch a jsou oddělené hřbítky různého tvaru. Vznikají společným působením mechanického odnosu srážkové vody stékající po povrchu skalních ploch a chemického zvětrávání. Zřejmě jsou však vázány i na mikroskopické pukliny v hornině.

Tafone (množ. č. tafoni) je dutina ve skalní hornině, která vzniká na balvanech a skaliskách chráněných odolnější ochrannou kůrou. Vnitřní části balvanů a skalisek proto zvětrávají, zatímco na bocích přečnívají lemy odolnější kůry. Proto otvor na povrchu skaliska nebo balvanu je menší a dovnitř se dutina rozšiřuje. Tafoni vznikají především v hraničním pásmu mezi aridní oblastí a oblastí střídavě vlhkých tropů s některými suchými ročními obdobími, v němž převládá pohyb roztoků nasycených solemi z nitra balvanů a skalisek k jejich povrchu. Voštinami nazýváme více nebo méně hustou síť skalních prohlubní, oddělených od sebe zpravidla ostrými a úzkými mezistěnami. Skalní výklenky jsou pak vhloubené tvary na víceméně svislých až převislých skalních stěnách bez ochranné kůry, a to takové, u nichž převládá šířka nad hloubkou. Skalními dutinami pak označujeme takové vhloubené tvary na skalních stěnách, u nichž převládá hloubka nad šířkou. Skalní dutiny se na rozdíl od tafoni do nitra skály zužují. Jako skalní mísy označujeme vhloubené tvary na vodorovných nebo mírně skloněných skalních plochách bez ochranné kůry. Skalní mísy mají zpravidla víceméně oválný půdorys a často svislé až převislé stěny. Zpravidla u nich převládá šířka nad hloubkou. Vznikají spojenou činností chemického zvětrávání v teplém ročním období (např. změnami pH vody nadržené v míse vlivem činnosti organismů) a fyzikálního zvětrávání v chladném nebo suchém ročním období (u nás např. mrazového tříštění v zimě). Odtokovými járky nazýváme žlábky, jimiž při dešti odtéká voda nahromaděná ve skalních mísách. Mohou být vázány i na mikroskopické pukliny. Kamenice jsou skalní mísy ve vápencích.

8.2 Půdotvorné procesy

Půdotvorné pochody vytvářejí ve svrchní části zvětralinového pláště složitý hybridní disperzní systém, který nazýváme půda. Vznik půdy je složitý a většinou dlouhotrvající pochod. V průběhu vývoje půdy je matečná hornina rozčleněna na půdní horizonty, které tvoří půdní profil (viz obr. 8.12). V povrchových horizontech se hromadí organická hmota, sloučeniny dusíku, sloučeniny fosforu a sloučeniny hliníku, hořčíku, vápníku, draslíku a sodíku. V četných případech dochází k odnosu křemičitanů, s výjimkou různých forem SiO₂. Pod vlivem půdotvorných činitelů probíhají v půdě různé pochody, jež je možné rozdělit na tři hlavní skupiny.

První skupinu tvoří pochody výměny hmoty a energie mezi půdou a jejím prostředím:

- mnohostranná výměna plynů, vláhy a pevných částí v subsystému atmosféra - půda - rostlinstvo (nadzemní orgány)

- dvoustranná výměna plynů a vodních roztoků v subsystému půda a nižší části zemské kůry,

- výměny krátkovlnné a dlouhovlnné radiace v subsystému Slunce - rostlinstvo - půda - atmosféra - kosmický prostor,

- mnohostranná výměna tepelné energie v subsystému atmosféra - rostlinstvo - půda - svrchní části zemské kůry,

- dvoustranná výměna koloidních roztoků, sloučenin dusíku, oxidu uhličitého a kyslíku v subsystému půda - vyšší rostlinstvo,

- pohyb vody a půdy prostřednictvím kořenů do rostlin,

- jednostranný pohyb organické hmoty, vytvořené vyššími rostlinami, schopnými akumulovat energii směrem do půdy.

Druhou skupinu tvoří pochody přeměny hmoty a energie, které probíhají jen v samotné půdě bez migrace látek. Náleží sem velký počet pochodů, zejména:

- humifikace, tj. soubor mikrobiálních, fermentativních a chemických pochodů, který vede k tvorbě a hromadění humusu v povrchových horizontech půdního profilu,

- syntéza a rozpad mikrobních asociací (rozvoj a odumírání mikrobních asociací),

- vznik a rozpad organicko-minerálních sloučenin, tj. pochody související s oběhem uhlíku (rozklad glycidů, ligninu ap.),

- většinou mikrobiální pochody související s oběhem dusíku - amonizace,nitrifikace, denitrifikace a procesy poutání vzdušného dusíku,

- rozklad a přeměna prvotních v druhotné minerály,

- pochody okysličování,

- pochody kondenzace vodních par,

- kryogenní jevy v půdách (vznik půdního ledu, mrazového vzdouvání, ap.).

Třetí skupinu tvoří pochody migrace hmoty a energie v půdě:

- pohyb půdního plynu pod vlivem měnícího se atmosférického tlaku a teploty,

- difúzní pohyb plynů a vodních par,

- pohyb půdních roztoků pod vlivem gravitace, kapilárních, osmotických a sorpčních sil,

- translokace, tj. ochuzení nebo obohacení půdních horizontů vymýváním rozpustných látek ve směru a proti směru působení gravitace, a to zejména

a) vyluhování, které znamená ochuzení povrchových horizontů o rozpustné soli draslíku a sodíku,

b) degradace, při níž dochází k úplnému vyluhování a též posunu uhličitanu vápenatého; se snížením obsahu CaC0₃ se v koloidním komplexu sorbované kationty Ca⁺⁺ částečně nahrazují ionty

c) ilimerizace, tj. translokace koloidů bez podstatné destrukce, která probíhá při neutrální až slabě kyselé reakci půdy; íntenzita přemísťování peptizovaných organických a minerálních koloidů je velká a projevuje se i v půdním profilu vznikem samostatného eluviálního (obohaceného) horizontu

d) podzolizace, tj. půdotvorný pochod, který vede k destrukci minerálů za silně kyselé reakce a k posunu sesquioxidů (především AC') ve formě kom¬plexů nebo chelátů s nízkomolekulárními organickými látkami;
e) iluviování, tj. proces hromadění přemísťovaných látek v určité části půdního profilu; specifickým případem je zasolování půd, kdy dochází k hromadění lehce rozpustných solí vzlínáním nebo vzdutím hladiny podzemních vod;

f) oglejení, tj. pochod související s redukčními pochody v půdách s vysokou hladinou podzemní vody; dochází k přemísťování produktů rozkladu směrem nahoru i dolů, které se pak hromadí v podobě glejového horizontu.

Obr. 8.11 Vybrané příklady zvětralinových plášťů s nejrozšířenějšími půdními profily vytvářejícími se v závislosti na klimatických podmínkách. Podle Jakeše 1984.

Rychlost půdotvorných pochodů je různá a závisí na kombinaci bioklimatických, litologických a geomorfologických činitelů. Hlavní úlohu zde mají vztahy tepla a vláhy, ráz geobiocenóz, litologické složení matečních hornin a stáří zvětralin na nich, sklon svahů a s tím související migrace nebo akumulace produktů zvětrávání. Půda vzniká za podmínek, kdy půdotvorné pochody bud' jsou v rovnováze, nebo mají převahu nad odnosem.

Výsledkem půdotvorných pochodů je půdní typ, který odráží soubor podmínek krajiny. Půdní typ je skupina půd, která se vyvíjí při shodných geobiocenózách v kvalitativně stejnorodých krajinných podmínkách a je charakterizována výrazným vnitřním projevem základních půdotvorných pochodů. Půdy patřící k určitému genetickému typu se v důsledku toho vyznačují stejným charakterem produkce, ukládání a přeměny organických látek, specifickým průběhem zvětrávacích pochodů a typem syntézy minerálních a organominerálních sloučenin, stejným rázem migrace a akumulace látek, stejnorodou strukturou půdního profilu a v zásadě stejnými možnostmi hospodářského využívání.

Obr. 8.12 Modelový půdní profil. Mocnost půdního profilu závisí na klimatu, času po který se vytvářel, a složení matiční horníny. Přechod z jednoho do druhého horizontu je prakticky vždy pozvolný. Podle Presse & Sievera, 1998.

Mezi georeliéfem a půdami existuje úzká vazba. Na pevninách půdy na většině plochy prakticky tvoří povrch georeliéfu a celá řada geomorfologických pochodů probíhá ve zvětralinách skalních hornin a v půdě. Naopak vznik a vývoj půd je podstatně ovlivňován georeliéfem. Určité tvary georeliéfu jsou téměř vždy spojeny s určitým typem půd.

Určení základních půdních typů v krajině má proto značný význam pro stanovení vývoje georeliéfu (denudační chronologii). Vedle současných půd můžeme totiž najít i půdy subrecentní a půdy fosilní, které vznikly ve zcela jiných klimatických a geomorfologických podmínkách (viz dále v 13. kapitole věnované klimatogenetické geomorfologii). Zbytky starých půd jsou např. velmi důležité při stanovení stáří a vývoje zarovnaných povrchů. Pomocí fosilních pohřbených půd ve spraších datujeme říční terasy v jejich podloží. Půdy jsou rovněž indikátorem intenzity současných zvětrávacích a odnosových pochodů. Při nálezu plně vyvinuté půdy s výraznými půdními horizonty lze usoudit, že odnos probíhá pomaleji než půdotvorné pochody. Rozbor půd tak umožňuje stanovit fáze stability a instability ve vývoji georeliéfu.

8.3 Svahové pochody a vývoj svahů

Svahy jsou nejrozšířenější a současně nejdynamičtější prvek reliéfu krajiny. Zabírají zhruba 90 % povrchu souše, z čehož asi 60 % jsou svahy se sklonem menším než 10°. Rychlost a způsob vývoje svahů má podstatný vliv na vývoj celé krajiny. Úvodem ke kapitole o svahových pochodech a vývoji svahů lze formulovat některé výchozí zásady, a to:

a) svahy jsou otevřené dynamické geosystémy, které se vyvíjejí v interakci zemské kůry s atmosférou, případně i s kryosférou v oblastech chladného podnebí;
b) svahy se vyvíjejí působením svahových pochodů, přičemž podstata vývoje svahů spočívá v přemísťování materiálu po svahu ve směru tíže s cílem dosažení rovnovážného stavu ve svahovém geosystému
c) energie a hmota mohou vstupovat do svahového geosystému, procházet geosystémem a vycházet z něho;
d) prvotními zdroji energie ve svahovém geosystému jsou sluneční radiace a zemská gravitace; síla gravitace působí na částice neustále, ale může se projevit jen za určitých podmínek, kdy je schopná překonat sílu udržující částici v původní poloze; dále na svah dopadá přímá sluneční radiace a rozptýlená radiace ze vzduchu; současně svahový geosystém ztrácí energii vyzařováním, vedením tepla a evaporací;
e) prvotními zdroji materiálu jsou srážky, minerální a organické částice ze vzduchu, skalní podloží a produkty jeho zvětrávání a vegetace; geosystém tak dostává materiál prostřednictvím své horní hranice nebo povrchu ze vzduchu, tj. vodní anebo sněhové srážky a další minerální nebo organické látky usazující se ze suspenzí ve vzduchu; rostliny na svahu produkují fotosyntézou organickou hmotu, která vstupuje do geosystému a ochraňuje svah před odnosem;
f) k odnosu na svahu dochází, když svahové pochody působící na svahu překonávají síly, která vážou částice na svahu (tj. vnitřní tření, kohezi a další); na příkrých svazích o sklonu více než 15° jsou zejména činné rychle působící pochody (řícení, sesouvání, laviny, bahenní proudy); na mírných svazích působí většinou pomalé svahové pochody (plížení, mrazové vzdouvání, soliflukce a další); materiál je po svazích dopravován na vzdálenost několika set metrů až kilometrů, kdy při dolní hranici svahu vystupuje ze svahového geosystému a postupuje do dalšího geosystému - zejména do geosystému vodních toků;
g) svah bud' může být ve stálém stavu, a tím i měnit svoji polohu v prostoru při nezměněném tvaru, anebo může být v nerovnovážném stavu a měnit svůj tvar i polohu s cílem dosáhnout rovnováhy v geosystému (Demek, Quitt, Raušer 1976).

Je značně obtížné popsat tvar svahu, protože svahy jsou zpravidla nerovné, skládají se z více částí a nelze je vyjádřit jednoduchým geometrickým způsobem. Charakteristika vnějších vlastností svahu - jeho sklonu, délky, tvaru profilu, příznačných drobných tvarů - vyjadřuje současně genezi svahu a jeho vývoj. Pro poznání vývoje svahů se však nelze omezit jen na studium jejich vnějšího vzhledu, ale je třeba na nich studovat i svahové sedimenty a při úpatí svahů a v přilehlých sníženinách i korelátní sedimenty. Nezbytně nutné jsou i kvantitativní údaje o intenzitě a rychlosti svahových pochodů. Geneticky vznikají svahy třemi základními způsoby, a to:

a) endogenními pochody (např. zlomovým porušením, ohnutím, vrásněním atp.);
b) erozně denudačními pochody (např. erozí vodních toků);
c) akumulačními pochody ( (např. akumulací eolických nebo glacigenních sedimentů).

8.3.1 Základní prvky svahu

Tvar svahu je určen vztahem mezi rychlostí rozrušování hornin tvořících svah a rychlostí odnosu zvětralin se svahu. Jahn (1969) vytvořil pojem denudační bilance svahu a došel ke třem alternativám poměru mezi svahovými činiteli, které lze vyjádřit takto:

A = S + M (rovnovážná bilance),

A < S + M (negativní bilance),

A > S + M (pozitivní bilance),
kdy A je akumulace svahového materiálu, S je snos (např. splach a deflace), M jsou pohyby hmot.

Vazby mezi složkami jsou velmi složité, a proto nacházíme značné rozdíly ve tvaru svahů. U většiny svahů můžeme rozlišit horní konvexní část a dolní konkávní část. Mnohdy se obě části bezprostředně spojují v konvexně konkávní svah. Jindy se však mezi obě části vkládají ještě další části svahů.
Podle Demka (1987) můžeme rozlišil tyto části svahu (viz obr. 8.13):

a) horní konvexní část svahu;
b) srub - příkrá, většinou přímá část svahu, často s výstupy skalního podloží;
c) akumulační konkávní část svahu;
d) erozní konkávní část svahu (pediment);

Dalryple, Blong a Cobacher (1968, in Demek 1987) rozlišili následující části svahu:

a) rozvodní část svahu o sklonu 0-1°,,
b) konvexní infiltrační část svahu o sklonu 2-4° ,
c) konvexní část svahu plíživého pohybu materiálu,
d) srub se sklonem minimálně 45°, obvykle přes 65°,
e) konkávní erozně denudační část svahu se sklonem zpravidla 26-35°, po které probíhá transport materiálu,
f) konkávní akumulační část svahu,
g) fluviální část svahu v dosahu říční činnosti.

Autoři počítají ke svahu i říční koryto, avšak to náleží již do další skupiny tvarů.

Obr. 8.13 Základní prvky svahu podle. Demek 1987

8.3.2 Pochody působící na svahu

Na svazích působí soubor svahových pochodů. Druh a význam jednotlivých svahových pochodů se mění v závislosti na jednotlivých částech svahů vymezených v kap. 8.3.1, a to v závislosti na podnebí a ve vztahu k etapám vývoje svahů v rámci vývoje celé krajiny.

Zvětrávání

Zvětrávání bylo podrobně popsáno v kapitole 8.1. Působí po celém svahu, velký význam však má při vývoji srubu, kdy druh zvětrávání může určovat typ vývoje celého svahu. Vzhledem k závislosti zvětrávání na podnebí působí v suchých (teplých i chladných) podnebích fyzikální zvětrávání. Ve vlhkém podnebí na svazích převládá chemické zvětrávání. Druh a zrnitostní složení zvětralin pak ovlivňuje působení dalších svahových pochodů.

Fluviální svahové pochody

Pro působení naprosté většiny svahových pochodů je rozhodující přítomnost vody. Do fluviálních svahových pochodů zahrnujeme povrchový odtok srážkové a tavné vody, který označujeme jako povrchový ron. Povrchový ron je nesoustředěné stékání srážkové nebo tavné vody po svahu. Dešťová voda dopadající na nerovný povrch se na něm rozptyluje různými způsoby a různou měrou modeluje jeho povrch. Jestliže půda není nasycena, bude voda infiltrovat rychlostí určenou sklonem svahu, texturou půdy, vegetační pokrývkou a stupněm nasycení půdy vodou. Při větším dešti, intenzívním tání sněhu nebo při vodou nasycené půdě začíná voda, hromadící se nejprve v mělkých sníženinách na povrchu svahu, pozvolna přetékat ve směru jeho sklonu. Jakmile mocnost tekoucí vody dosáhne určité výšky, tvoří se na povrchu svahu laminárně tekoucí vrstva vody, která vyvolává odnos drobných částic půdy. Nejnižší lamina vytvoří vodní film na povrchu minerálních a organických částic, po kterém se pohybují nad ložní vrstvičky vody. Tento pochod nazýváme plošný splach. Plošný splach je známý zejména z aridních a semiaridních svahů, kde vegetace nebrání laminárnímu toku vody.

Většinou se však na svahu objevují nerovnosti, které rozdělují souvislý laminární vodní pokryv na jednotlivé stružky s turbulentním tokem. Jejich činností vzniká na svazích soustava různě hlubokých stružek, které rozrušují povrch svahu. Tento proces označujeme jako stružkovou erozi. Začíná na svahu, když síla vodního proudu je větší než síly, které udržují částice na povrchu.

Povrchový ron tedy modeluje povrch svahu v závislosti na:
a) intenzitě atmosférických srážek nebo množství tavné vody,
b) infiltrační kapacitě půdy,
c) délce svahu,
d) tvaru svahu,
e) drsnosti povrchu půdy,
f) fyzikálních a chemických vlastnostech hornin, které kontrolují jejich zvětrávání a určují kohezi půdy a zvětralinového pláště,
g) vegetaci, která přímo ovlivňuje stabilitu a infiltrační kapacitu půdy,

h) typu povrchového odtoku (laminární nebo turbulentní),

ch) typu hospodářského využití svahu.

Důležité pro modelaci svahů jsou vydatné srážky nebo náhlá tání sněhu, kdy svahovým geosystémem postupuje značné množství vody. Povrchový ron na svahu je nejen důležitý modelačním, ale současně i transportačním činitelem.

Svahové pochody vznikající spolupůsobením podpovrchových vod

Část srážkové a tavné vody infiltruje do půdy, sypkých usazenin, zvětralin ap. Část této vody se opětně pohybuje rovnoběžně s povrchem svahu v půdě, sedimentech a zvětralinovém plášti. Tato voda působí na svahu mechanicky a chemicky. Rozlišujeme tyto svahové pochody vznikající spolupůsobením podpovrchových vod:

a) Sufoze (z lat. suffodio - podkopávat, podrývat); je to mechanický od¬nos drobných částic hornin podpovrchovou vodou, který se projevuje na svahu sesedáním povrchu, vznikem podzemních dutin a tzv. sufózních studní, které jsou trychtýřovitými sníženinami, připomínajícími krasové závrty. Ploché sníženiny na mírných svazích, zvané pody, mohou mít průměr až 500 m.
b) Soliflukce je plastický pohyb vodou nasyceného materiálu ve směru sklonu svahu. Rozlišujeme:

- pomalou soliflukci, která je velmi pomalým pohybem zemin nasycených vodou; vyskytuje se na vlhkých svazích, kde je dostatek jemnozrnného materiálu; často ani neporušuje drnový pokryv; pomalé pohyby lze identifikovat zejména prostřednictvím ohybů dolních částí stromů (tzv. opilý les - viz obr. 8.14);

- rychlou soliflukci, která je rychlým pohybem vodou značně nasycených zemin ve směru sklonu svahu; na svazích se tvoří soliflukční jazyky, které se rychle pohybují po svahu; místy při ní dochází ke střídání vlastní soliflukce s plošných splachem na holé půdě;

- bahenní proudy, jimiž rozumíme tekoucí hmotu, tvořenou převážně jemnozrnným materiálem a přesycenou vodou; množství vody v bahenních proudech se pohybuje mezi 10-60 %, takže každá minerální částice je obklopena vodním obalem (Demek, Pašek, Rybář, 1975);

- blokovobahenní proudy (zvané též mury) jsou proudy tekoucí hmoty, v níž se vedle jemnozrnného podílu nacházejí i úlomky skalních hornin; bloky skalních hornin mohou mít značné rozměry; pohyb proudů je rychlý a způsobuje značné změny georeliéfu. Rychlost se pohybuje ve značných mezích, asi od 1 km. hod^-1 až do cca 100 km. hod^-1.

Můžeme tedy pozorovat následující paragenetickou řadu tohoto typu svahových pochodů:

slabé nasycení	→	nasycení	→	vyšší nasycení	→	přesycení
↓		↓		↓		↓
plošný splach		pomalá soliflukce		rychlá soliflukce		bahenní proudy
						↓
						blokovobahenní proudy

c) Tečení. Za jistých podmínek (otřes, zvětšení obsahu vody) může dojít ke ztekucení jílů (tzv. quick clay), jež se potom velmi rychle přemísťují ve směru sklonu svahu. Pohyb zpravidla začíná jako sesuv, avšak již po několika minutách se mění v tečení rozbředlých jílů.

d) Plíživý pohyb zvětralin. Rozumíme jím velmi pomalý pohyb hmoty po svahu, který je způsoben různými příčinami, a to především objemovými změnami jako odrazem střídavého oteplování a ochlazování půdy nebo bobtnání a vysýchání, tlakem kořenů ap. Drobné pohyby způsobené těmito pochody bud' se dějí přímo na povrchu, nebo sahají jen do poměrně malé hloubky pod povrch.
Rozlišujeme tyto subtypy:
- plíživý pohyb půdy; je to pomalý gravitační pohyb svrchních částí půdy, vyvolaný zvětšením vlhkosti půdy do hloubky asi I m pod povrchem; s půdou se pohybují i úlomky hornin; plížení půdy tedy vyžaduje přítomnost jemného materiálu;
- plíživý pohyb sutí; plížení sutí je pomalý gravitační pohyb úlomků, které spočívají volně na sobě; vyvolává je gravitace v místech, kde se sklon svahu blíží úhlu vnitřního tření sutí.

Gravitační svahové pochody

Gravitační svahové pochody jsou skupinou svahových pochodů, při nichž se gravitace účastní přímo jako síla způsobující pohyb. Na každém svahu existují napětí vyvolaná gravitací, tj. tíhou horniny a vody ve svahu. Tato napětí nejsou neměnná, nýbrž se mění v závislosti na vývoji svahu (změně jeho výšky, sklonu), odlehčení a režimu podpovrchových vod. Gravitační síly způsobují na svahu namáhání smykem (tzv. smykové napětí). Proti němu působí pevnost horniny a zvětralinového pláště. Tyto hodnoty se rovněž mění v čase. Každé napětí vyvolává deformaci. Pokud se však velikost napětí ve smyku neblíží k mezním hodnotám pevnosti, neprojevuje se namáhání tvořením smykových ploch. Hornina nebo zemina se však deformuje, aniž se vytvářejí plochy porušené smykem. V hornině nebo zemině probíhá tečení hmoty, tzv. kríp (creep) čili ploužení. Překročí-li napětí ve smyku mez pevnosti horniny, dojde k jejímu porušení, vznikají v ní smykové plochy, podél nichž nastává posunutí. Na příkrých svazích a skalních stěnách dochází k úplnému uvolnění hmot a k jejich řícení (Demek, Pašek, Rybář 1975). V této skupině svahových pochodů dále rozlišujeme:

Ploužení (kríp)

Ploužení (kríp) je pomalé tečení hmoty, kdy napětí v hornině nebo zemině nepřekročí mez pevnosti, ale přesto dochází k deformacím. Čím měkčí je hornina nebo zemina, tím menší namáhání stačí k tomu, aby se projevily známky ploužení. Z mechanického hlediska jde o velmi pomalý, dlouhodobý, zpravidla se nezrychlující pohyb hmot ve svahu, přičemž velikost posunu bývá velmi malá. Ploužení je zpravidla přípravnou fází ostatních druhů gravitačních pohybů. Může se však uplatnit i jako závěrečná fáze po odeznění krátkodobého svahového pohybu.

Podle hloubky ploužení rozlišujeme:

- povrchové ploužení, které se projevuje téměř neznatelným pohybem povrchových vrstev zvětralin a svahových sedimentů; jeho důsledkem je vyvlečení nebo hákování vrstev, popolézání sutí; hákování je ohnutí vrstev hornin směrem po svahu (obr. 8.15)

- pod povrchové (hlubinné) ploužení, které je pomalou viskózně-plastickou deformací hornin v hloubce svahu, která se projevuje (Demek, Pašek, Rybář 1975):

1. rozvolňováním svahů, a to:
- rozvolňováním skalních svahů se vznikem puklin rovnoběžných s povrchem svahu,
- rozvolňováním svahů otevíráním tahových trhlin v jeho horní části,
- deformací vysokých svahů provázených roztrháním rozvodních částí reliéfu a stupňovitými poklesy svahů; vznikají zejména tzv. zdvojené hřebeny, tj. dva rovnoběžné skalní hřebeny oddělené sníženinou;

2. gravitačním vrásněním, které se projevuje vazkoplastickým pohybem po svahu a vytlačováním měkkých hornin na dně údolí nebo přilehlé sníženiny;

3. blokovými pohyby, které se projevují

- pohyby bloků po plastických podložích,

- blokovými pohyby podél předurčené plochy.

Obr. 8.14 Ohýbání stromů (opilý les) v důsledku gravitačních svahových pohybů - soliflukce. Foto R. Grygar

Sesouvání

V případě, že napětí na svahu poruší pevnost horniny nebo zeminy, dochází k náhlé deformaci svahu. Napětí se vyrovnává krátkodobým svahovým pochodem, který nazýváme sesouvání. Sesouvání je tedy rychlý krátkodobý klouzavý pohyb hmot na svahu podél jedné nebo více smykových ploch. Mohou se při něm současně uplatňovat i pomalé pohyby typu krípu (ploužení).

Rozlišujeme tyto typy sesouvání (Demek, Pašek, Rybář 1975):

- sesouvání podél rotační smykové plochy, kdy vznikají rotační sesuvy (obr. 8.18);

- sesouvání podél rovinné smykové plochy, před určené zpravidla některou z ploch diskontinuity (vrstevní plocha, trhlina, puklina ap.); sesouvání tohoto typu označujeme ve skalních horninách jako skalní sjíždění;

- sesouvání podél složité smykové plochy, které můžeme dále dělit na sesouvání podél složité smykové plochy, kdy vznikají rotačně planární sesuvy, sesouvání po horizontální nebo mírně ukloněné smykové ploše, kdy vznikají laterální sesuvy.

Obr. 8.15 Hákování vrstev (ohýbání po svahu) je dokladem plouživého pohybu (krípu) svrchní vrstvy svahu. Podle Presse & Sievera, 1998.

Řícení
Je to náhlý krátkodobý pohyb horninových hmot na strmých svazích, přičemž se pohybující se hmoty rozvolní a krátkodobě ztrácejí kontakt s masivní horninou. Při pohybu převládá volný pád, který se po ukončení mění ve složitý pohyb.

Rozlišujeme tyto typy řícení:

- sesypávání, tj. přemísťování drobných úlomků hornin kutálením a válením po svahu,

- opadávání úlomků, tj. náhlé přemístění úlomků hornin volným pádem, potom válením a posouváním po svahu,

- odvalové řícení, tj. náhlé přemístění částí hornin, které ztrácejí kontakt s podložím a volným pádem padají ve směru sklonu svahu,

- planární řícení, tj. náhlé přemístění skalních stěn, přičemž se kombinuje kluzný pohyb po předurčené ploše s volným pádem.

Obr. 8.16 Příklad skalního řícení odloučením podle puklinové plochy v lavicovitých vápencích - Julské Alpy, Slovinsko. Foto R. Grygar

Kryogenní svahové pochody

Tato skupina svahových pochodů souvisí s fázovými změnami vody při jejím zamrzání a opětném tání. Zahrnujeme do ní tyto svahové pochody:

a) Mrazové klouzání sutí

Mrazové klouzání sutí je proces vyskytující se v chladných podnebích. Je to pomalý pohyb sutí na ledových kůrách, které se tvoří na spodní hraně úlomků v suťových pláštích. Vznikem ledových kůrek (tzv. golcového ledu) jsou jednotlivé úlomky zvednuty. Led tvoří kluzné plochy, po nichž se balvany posunují směrem po sklonu svahů. Suťové pláště a balvanová moře s dutinami vyplněnými vzduchem chrání podložní horniny před slunečním teplem, ale současně umožňují pronikání chladného vzduchu. Proto dlouhodobě zmrzlá půda (viz dále) leží pod balvanovýmí moři po celý rok blízko povrchu terénu. Led vzniká jednak ze sněhu navátého mezi úlomky, jednak kondenzací vody z par na úlomcích. Voda rovněž zatéká do prostoru mezi úlomky a shromažďuje se na zmrzlém podloží. Krystaly ledu tak rostou zdola nahoru a zvedají úlomky. Na mírných svazích jsou ledové kůry silnější než na příkrých svazích, které jsou lépe odvodňovány. To umožňuje vznik golcového ledu, mrazové klouzání a vysokou pohyblivost úlomků na svazích v chladném podnebí.

b) Mrazové vzdouvání

Mrazové vzdouvání je rovněž jevem vázaným na chladné podnebí. Tlaky vyvolané mrznoucí vodou v zeminách působí ve všech směrech, avšak projevují se hlavně vzdouváním povrchu terénu a horizontálním posunem. Mrazové vzdouvání se projevuje dvěma formami:

- vzdouváním úlomků; úlomky jsou zdviženy a při roztátí již neklesnou na původní místo, nýbrž se posunou po svahu; mrazové vzdouvání úlomků je nejúčinnější ve svrchních vrstvách půdy a směrem do hloubky zaniká (mizí asi v hloubce 0,5 až 0,8 m). Nejúčinnější je na mírných svazích (sklon 6-8°);

- vymrzáním úlomků; pod úlomky vzniká ledová kůrka, která je zvedá, při tání je zpravidla prostor pod úlomkem zaplněn roztálou zeminou dříve, než úlomek může klesnout zpět do původní polohy před zdvihem; tím jsou úlomky neustále zvedány, až dosáhnou povrchu.

c) Jehlovitý led

Jehlový led je to druh segregačního ledu, který vzniká zmrzáním vodou nasycených zemin a má tvar úzkých stébel a jehel. Jehlovitý led se vyskytuje na místech zbavených vegetace v podnebích, kde dochází k náhlému poklesu teploty pod bod mrazu. Úlomky jsou zvednuty jehlovitým ledem, který se často pak při tání ohýbá směrem po svahu a úlomky se posunují ve směru sklonu. Nezřídka bývají zvedány úlomky o průměru až 12-15 cm.

d) Kongeliflukce

Kongeliflukce je zonální variantou soliflukce. Podstata a zvláštnost kongeliflukce je určena těmito vlastnostmi:

- pomalým pohybem minerální nebo organické hmoty nasycené vodou,

- pohybem nad horní hranici dlouhodobě zmrzlé půdy,

- postupným táním půdního ledu uvnitř činné vrstvy; tající led je hlavním zdrojem vody v činné vrstvě.

e) Laviny

Lavinou nazýváme rychlý pohyb sněhu na svahu. Rozlišujeme zpravidla

- suché laviny, které jsou složeny pouze ze sněhu a vznikají hlavně v zimě,

- mokré laviny, které vedle sněhu obsahují i úlomky hornin, zeminy ap.

Rozměry lavin kolísají od malých lavin (několik krychlových metrů) až do lavin o rozměrech několika krychlových kilometrů, které se pohybují často na vzdálenost několika kilometrů. Laviny vytvářejí na svazích lavinové rýhy a jsou důležitým modelačním činitelem v horských oblastech.

Biologické svahové pochody

Růst rostlin a činnost živočichů vyvolává na svazích biologické svahové pochody. Růstem rostlin se nakypřuje svrchní vrstva půdy a dochází k posunu částic po svahu. Zejména kořeny rostlin rozšiřují pukliny a vedou k posunu úlomků skalních hornin. Rovněž živočichové způsobují svou činností (zejména hloubením doupat, chodeb ap.) pohyby po svazích. Živočichové rovněž narušují vegetační pokryv a tím umožňují urychlení jiných svahových pohybů. Vytvářejí i svérázné tvary, jako jsou dobytčí stezky, probíhající rovnoběžně po vrstevnicích.

8.3.3 Klasifikace svahových pohybů podle rychlosti a rozsahu vlivu na krajinu

Podle rychlosti a rozsahu vlivu na krajinu rozlišujeme:

a) pomalé dlouhodobé svahové pochody, jejichž rychlost řádově dosahuje 10^-1 mm . rok^-1 až 10^-1 mm . den^-1,

b) rychlé svahové pochody, jejichž rychlost dosahuje řádově hodnot až m . h^-1

c) katastroficky rychlé svahové pochody, jejichž rychlost může dosáhnout hodnot od km . h^-1 až po 102 km . h^-1.

8.3.4 Základní způsoby vývoje svahů

Dosavadní výzkumy vývoje svahů umožňují stanovit dva základní způsoby vývoje svahů, a to:

a) snižování svahů

b) rovnoběžný ústup svahů.

Obr. 8.17 Schéma znázorňující dva základní typy vývoje svahů podle Ch. D. Holmese (1955, in Demek 1987).
Vysvětlivky: 1 - schéma snižování a vzniku sedimentů svahů, 2 - schéma rovnoběžného ustupování svahů, A, B, C a D jsou etapy vývoje svahů.

Způsob vývoje svahů závisí na výšce svahů, na horninách a zeminách tvořících svah a na přítomnosti srubu. Vývoj srubu je zase závislý na

a) výšce svahů - v nízkém reliéfu se zpravidla vyvíjejí konvexně konkávní svahy bez srubu,

b) strukturních poměrech - v málo odolných a nepropustných horninách rovněž převládají konvexně konkávní profily bez srubu.

Ke snižování svahů dochází hlavně u konvexně konkávních svahů. Na horní konvexní části svahu působí hlavně zvětrávání a pomalé pohyby hmot (plížení, mrazové klouzání, soliflukce ap.). Konkávní část svahu je pak hlavně modelována rychlejšími svahovými pochody, zejména působením tekoucí vody. V závislosti na celkové denudační bilanci svahu může dojít v dolní části svahu k

a) akumulaci materiálu postupujícího z horní části svahu a vzniku úpatní haldy; k tomuto vývoji dochází, když transportační činitelé v dolní části svahu nejsou schopni odnést veškerý materiál postupující z horní části svahu;

b) vytvoření erozně denudační dolní části svahu, když na svahu panuje rovnovážný stav a veškerý materiál postupující z horní části svahu je odnášen;

c) složitému vývoji, kdy se v dolní části střídají erozně denudační úseky s akumulačními.

Obr. 8.18 Model vzniku svahových pohybů podél rotační smykové plochy. Podle Jakeše 1984.

Při snižování svahů se postupně snižuje intenzita svahových pochodů s progresivně se snižujícím sklonem a výškou svahů. Proces snižování probíhá pomalu. V podmínkách dlouhého platformního vývoje zemské kůry může krajina teoreticky dospět do stadia zarovnaného povrchu, který se označuje názvem peneplén (parovina). Pod pojmem parovina rozumíme rovinu téměř bez reliéfu, jevící malou shodu se strukturou a ovlivňovanou pouze blízkostí hlavní erozní báze. Svahy mají malý sklon, mocnost zvětralinového pláště je velká a zvětraliny jsou velmi jemnozrnné.

Vznik paroviny kontinentálního rozsahu postupným snižováním svahů vyžaduje dlouhé období tektonického klidu v platformním vývoji reliéfu. Dílčí paroviny však mohou vzniknout v málo odolných horninách i za kratší období (řádově i milióny let). Hlavní vlastnosti a rysy paroviny můžeme shrnout do těchto bodů:

1. parovina je sečný povrch, který zarovnává horniny různé odolnosti,

2. rozvodní hřbety jsou široce konvexní a neustále snižované,

3. suky, odlehlíky a konvexní tvary se mírně zvedají nad rozvodní hřbety,

4. v rázu krajiny převládají konvexní profity a jen dolní části svahů jsou konkávní,

5. na parovině jsou vyvinuty hluboké zvětraliny,

6. říční síť je přizpůsobena struktuře a údolí mají široké údolní nivy,

7. parovina leží blízko hladiny světového oceánu.

V současné době nemáme na zemi příklady parovin kontinentálního rozsahu v původní poloze a podobě (se zvětralinami). Ze starých parovin se v dalším vývoji Země vyvinul typ zarovnaného povrchu, který je označován jako etchplén (obr. 8.19). Zarovnaný povrch označovaný jako etchplén je v podstatě obnažená a zčásti přemodelovaná bazální zvětrávací plocha na styku skalního podloží a zvětralin staršího topografického povrchu (zejména paroviny). Poloha a tvar bazální zvětrávací plochy odpovídají:

a) odolnosti hornin vůči zvětrávání; na horninách podléhajících více zvětrávání leží níže, na odolnějších horninách výše; etchplén proto není absolutní rovina, i když má malou výškovou členitost,

b) rozpukání hornin; v rozpukaných horninách proniká zvětrávání podél puklin více do hloubky a bazální zvětrávací plocha tvoří proto v těchto místech depresi.

Obr. 8.19 Georeliéf Českomoravské vrchoviny je příkladem přemodelování staré paroviny (peneplénu) do dnešní podoby etchplénu. Foto R. Grygar

Příznačnými tvary pro etchplén jsou nízké (tzv. ruwary) a vysoké (tzv. bornhardty) exfoliační klenby. Ze skutečnosti, že místo teoreticky předpokládaných parovin se na Zemi dnes většinou setkáváme s etchplény, vyplývá několik skutečností důležitých pro ostatní složky krajiny:

a) skalní podloží i na zarovnaných površích leží blízko povrchu nebo vystupuje přímo na povrch (např. exfoliační klenby);

b) výskyt starých jemnozrnných hlubokých zvětralin je omezen jen na tektonické deprese, kde se zvětraliny často uchovaly pod mladšími sedimenty;

c) většina zarovnaných povrchů je mladá (neogén - kvartér), i když je jejich založení staré;

d) na zarovnaných površích převládají mladé půdy.

Rovněž v Českomoravské vysočině se dnes místo původně přepokládané staré paroviny vyskytuje na rozvodích zarovnaný povrch typu etchplénu (Czudek, Demek 1970), který vznikl přemodelováním bazální zvětrávací plochy v neogénu nebo dokonce počátkem kvartéru (obr. 8.19).

K rovnoběžnému ústupu svahů dochází v případě výstupu přímočarého úseku mezi horní konvexní a dolní konkávní částí svahů. Na ustupující svah se zpravidla díváme jako na svah ve stavu dynamické rovnováhy, kdy všechny jeho části jsou přizpůsobeny podmínkám prostředí (tektonickým, strukturním, klimatickým). Sklon svahu je za těchto podmínek téměř stálý. Střední přímočará část svahu (srub) rovnoběžně ustupuje a při jeho úpatí vzniká mírně ukloněná a většinou konkávně prohnutá erozní plocha - pediment. Na příkré střední části svahu zpravidla leží skalní podloží blízko povrchu nebo přímo na povrch vystupuje. Působí zde zvětrávání, řícení, sesouvání.

Lomem spádu je od srubu oddělena spodní část svahu. Je zpravidla hladká se sklonem od 0° 30' do 7° . Zcela výjimečně má větší sklon. V podélném profilu je většinou konkávně prohnutá, někdy mívá přímý profil. V počátečním období vzniku, kdy někdy mívá tvar skalního kužele, se mohou vyskytovat i konvexní profily. Dolní část svahu v těchto podmínkách dynamické rovnováhy svahu tvoří skalní erozně denudační plochu, po které je transportován materiál pocházející z horních částí svahu. S tímto faktem souvisí i poznatek, že mocnost svahovin na pedimentu je malá a v průměru činí vrstvu, kterou může odnést jedna povodeň. Povodně jsou totiž jedním z důležitých modelačních činitelů na pedimentu. Vcelku mají při modelaci pedimentu převahu fluviální pochody.

V pozdějším vývoji se pedimenty navzájem spojují a vzniká jednotný zarovnaný povrch, který se nazývá pediplén.

Hlavní rysy a vlastnosti pediplénu můžeme shrnout do těchto bodů:

1. pediplén je sečný povrch, který zarovnává horniny různé odolnosti,

2. rozvodní hřbety jsou konkávní nebo jen úzce konvexní,

3. suky a odlehlíky s konkávními svahy se příkře zvedají nad okolí,

4. v rázu krajiny převládají konkávní profily širokých pedimentů,

5. vodní toky na pedimentech mají jen úzké údolní nivy,

6. na pediplénu je jen malá mocnost zvětralin,

7. pediplén je nezávislý na hlavní erozní bázi.

Rychlost vývoje pedimentů je poměrně značná, a proto pediplén může vzniknout i v poměrně krátkém časovém období ve vývoji Země. Jeho vznik proto není omezen jen na platformní oblasti, ale nachází se i v oblastech mladé orogeneze. Pedimenty se mohou vyvíjet ve všech typech podnebí, ovšem s různou rychlostí. Typicky jsou pedimenty vyvinuty v semiaridním podnebí. V našich krajinách vznikaly pedimenty v neogénu a jsou vyvinuty jak v České vysočině, tak i v Karpatech.

Klimazonální variantou pedimentů v chladném podnebí jsou kryopedimenty, které vznikají působením souboru kryogenních pochodů. Rovnoběžným ustupováním mrazových srubů na kryoplanačních terasách pak vzniká zarovnaný povrch, který označujeme jako kryoplén (Demek 1969, 1972).

8.3.5 Svahové sedimenty

Svahové sedimenty jsou korelátními sedimenty svahových erozně denudačních pochodů. Svahové sedimenty mají značný význam proto, že jejich analýza přispívá k poznání vývoje svahů a jejich datováním ke stanovení denudační chronologie svahů. Hlavním činitelem při vzniku svahových sedimentů je gravitace, která způsobuje pohyb zvětráváním uvolněného materiálu směrem po sklonu svahu. Gravitačnímu pohybu ovšem napomáhají další činitelé, jako povrchově tekoucí voda, tečení rozbředlých materiálů apod. Část svahových sedimentů se hromadí při úpatí svahu, část materiálu postupuje dále do vodních toků.

Svahové sedimenty třídíme většinou podle zrnitosti. Rozlišujeme:

a) kamenité svahové sedimenty, které tvoří

- kamenité osypy, tvořící kužely nebo jejich spojením úpatní haldy ostrohranných úlomků při úpatí srubů a skalních stěn,

- suťové pláště na mírnějších svazích tvořených skalními horninami, přičemž sutě mohou být různých rozměrů; v případě, že úlomky pokrývají více než 50% území, hovoříme o kamenných, příp. balvanových mořích,

b) písčité svahové sedimenty, které tvoří

- písčité osypy. jež se vyskytují při úpatí srubů složených z pískovců,

- písčité úpatní haldy, tj. akumulační konkávně prohnuté úpatní části svahů,

c) hlinité svahové sedimenty, které vznikají často kombinací různých svahových pochodů (splachu, soliflukce atp.).

Nejčastěji se však v dolních částech svahů a při jejich úpatí setkáváme se složitými útvary, které se nazývájí svahovými sériemi. Nezřídka se v těchto sériích vyskytují i pohřbené půdní horizonty, které umožňují datování těchto svahových sedimentů a tím i celého vývoje svahů.

8.3.6 Struktura a svahy

Vzhled, tvar a vývoj svahu jsou funkcí struktury, exogenních pochodů a času. U erozně denudačních svahů se struktura, tj. vlastnosti hornin, jejich rozpukání, úložné poměry, projevuje různou mírou. Svahy, u nichž struktura zřetelně ovlivňuje charakteristiky svahů, nazýváme strukturními svahy. Nejvýrazněji se vlivy struktury projevují u srubů a příkrých skalních stěn.

Dále podrobněji rozvedeme vliv struktury na vývoj srubů a příkrých skalních stěn. V počátečním stadiu erozně denudačního vývoje srubů se velká část rozpukaných skalních masívů vyznačuje značnou efektivní soudržností. Proto mohou tyto horniny tvořit téměř vertikální sruby. Soudržnost v takových masívech je soustředěna v místech rozložení celistvých (masivních) částí horniny, které jsou navzájem odděleny přerušovanými trhlinami. Čím je srub vyšší, tím větší jsou v něm smyková napětí, když pak dochází k odlučování celistvých (masivních) částí horniny, zmenšuje se soudržnost v celém skalním masívu. Místní koncentrace napětí vede k vytvoření ploch odlučnosti, které se nakládají na již existující systémy trhlin. V závislosti na těchto plochách odlučnosti mohou mít svahy sklon od 55° do 90°. V případě, že plochy odlučnosti vznikají rovnoběžně s čelem srubu, dochází k jevu, který nazýváme odsedání srubů. Můžeme dále rozlišit v závislosti na struktuře tři typy svahů:

a) Svahy v nevrstevnatých (masivních) rozpukaných horninách.

Masivní nevrstevnaté horniny, jako žuly, mramory ap., jsou rozčleněny souvislými trhlinami na bloky nepravidelného tvaru, které jsou místně spjaty mezi sebou.

b) Svahy ve vrstevnatých sedimentárních horninách.

Mocnost vrstev sedimentárních hornin se pohybuje od několika centimetrů do několika metrů. Vrstvy jsou navzájem odděleny tenkou polohou materiálu, který je odlišný od základní horniny, případně tzv. vrstevní spárou. Plochy vrstevnatosti jsou obvykle souvislé s nízkou odolností proti smyku. Příčné trhliny jsou většinou rozloženy přibližně kolmo k vrstevnatosti. Soudržnost na těchto příčných trhlinách je rovná nule. Protnutí příčných trhlin s vrstevnatostí jsou víceméně paralelní, většinou souvislé v jednom nebo několika směrech. Vlivem vrstevnatosti, přítomnosti příčných trhlin a pro nepřítomnost efektivní soudržnosti mají skalní masivy tvořené vrstevnatými sedimenty mechanické vlastnosti suchého kamenného zdiva z více nebo méně prizmatických bloků naskládaných jeden vedle druhého. Soudržnost na puklinách mezi bloky je rovna nule. Stabilita takového srubu závisí především na orientaci ploch vrstevnatosti ve vztahu k povrchu svahu.

c) Svahy se sklonem vrstev do hloubky masívu.

Jde o svahy s vrstvami sklánějícími se do hloubky masívu pod určitým úhlem.

d) Svahy se sklonem vrstev po svahu.

V případě, kdy se vrstvy sklánějí po svahu (souklonně) pod úhlem menším, než je úhel tření, rovná se kritický sklon svahu, který se tím pádem stává nestabilním.

Obr. 8.20 Svahové sesuvy podél vrstevních ploch odlučnosti souklonných se svahem podmiňují vznik jezer - přírodních přehrad. Podle Presse & Sievera, 1998.

Podrobněji se klasifikací svahů, jejich struktur a stability, včetně svahových pohybů - sesuvu z hlediska aplikované geologie a geomorfologie věnuje inženýrská geologie. Pro zájemce odkazujeme např. na multimediální výukové texty umístěné na serveru Institutu geologického inženýrství (http://geologie.vsb.cz/geologie/KAPITOLY/8_EXOGENNÍ_PROCESY/8_exo_geod_procesy.htm a dále http://geologie.vsb.cz/svadef/default.htm).

K(AlSi₃0₈) + H⁺ + OH → H(AISi₃0₈) + K⁺ + OH
(H₂O)	(nerozpustné)	+ (rozpustné)

8. Dynamická geomorfologie pevnin

8.1 Zvětrávací procesy

8.2 Půdotvorné procesy

8.3 Svahové pochody a vývoj svahů