Fluviální procesy

Voda je důležitá složka krajiny, a proto i fluviální pochody zaujímají význačné místo mezi reliéfotvornými pochody. Svahy jsou v podstatě samostatným autoregulačním systémem, který není závislý na dalších reliéfotvorných pochodech. Celkový vývoj krajiny však závisí na odstraňování materiálu postupujícího se svahů. Svahový geosystém a hydrologický geosystém proto vytvářejí geosystém vyššího řádu, v němž svahy i prvky hydrologického geosystému (zejména prvky říční sítě) závisejí na sobě navzájem.

V krajině se setkáváme s povrchovou (tekoucí i stojatou) vodou a s vodou podpovrchovou. Povrchově tekoucí voda je ve většině krajin hlavním odnosovým činitelem. Vývoj krajiny je proto přímo závislý na intenzitě fluviálních pochodů a na vývoji říční sítě. V této kapitole se zabýváme vodou v krajině v tekutém stavu. O vodě v pevném stavu bude pojednáno v jedné z následujících kapitol.

Hlavním zdrojem vody v krajině jsou atmosférické srážky ve formě deště, deště se sněhem, sněhu, krup a rosy. Sníh je druh atmosférických srážek ve formě většinou rozvětvených ledových krystalů. Povrchová voda je srážková voda odtékající po povrchu krajiny nebo zadržená v přirozených nebo umělých nádržích. Podpovrchová voda je voda vyskytující se pod povrchem krajiny. Je to souborné označení pro vodu půdní a podzemní.

9.1 Amosférické srážky jako zdroj vody v krajině

Srážky jsou výsledkem kondenzace nebo sublimace vodních par v ovzduší nebo na povrchu krajiny, předmětů a rostlin. Podle skupenství rozlišujeme

Spadlé srážky se měří v daném místě jako úhrn srážek, na ploše se udávají jako množství srážek nebo jako výška srážek. Úhrn srážek (H_s) je výška srážek za uvažované období (den, měsíc, rok, ap.) změřená v daném místě. Udává se v milimetrech. Množství srážek (S) je celkový objem vody ze srážek spadlých za uvažované období na danou plochu. Udává se v krychlových metrech. Výška srážek (H_s) je průměrná výška vrstvy vody ze srážek na ploše uvažovaného území. Stanoví se jako podíl objemu srážek spadlých za uvažované období (den, měsíc, rok ap.) a plochy půdorysného průmětu uvažovaného území. Udává se v milimetrech.

Podle výšky srážek a jejich trvání rozdělujeme srážky na běžné a extrémní. Pro vývoj georeliéfu mají největší význam extrémní srážky, protože způsobují velkou intenzitu fluviálních pochodů v krajině. Z extrémních srážek pak zpravidla největší význam mají přívalové deště (zvané též lijáky). Je to typ deště většinou krátkodobého trvání s poměrně velkou a značně proměnlivou intenzitou a zasahuje obvykle malé území. Intenzita deště (i_s) je úhrn dešťových srážek za minutu nebo sekundu. Vyjadřuje se jako průměrná intenzita deště v uvažovaném časovém úseku nebo jako okamžitá intenzita deště. Udává se v mm . s^-1 nebo v mm . min^-1.

Intenzita dešťů, jejich trvání a s nimi související plocha, kterou zasáhly, mají základní význam pro povrchový odtok a tím i pro intenzitu fluviálních pochodů. Dále je pro poznání fluviálních pochodů nutná znalost časového a plošného rozdělení srážkových úhrnů, podobně i výskytu, průběhu, trvání, intenzity a plošného rozdělení srážek.

9.2 Povrchové vody v krajině a reliéfy jimi vznikající

Již dříve jsme uvedli, že se atmosférické srážky po dopadu na povrch krajiny rozdělují. Část srážkové vody, která se nevypařila ani nevsákla, se pohybuje po povrchu krajiny jako povrchový odtok. Povrchový odtok je tedy složka celkového odtoku, který odtéká z povodí po povrchu krajiny a určuje se jako objem za uvažované období (O_p - udává se v m³) nebo jako průtok (Q_p - udává se v m³. s^-1 nebo v l . s^-1). Povrchový odtok (viz obr. 9.1) se uskutečňuje v krajině jako:

- plošný odtok, tj, nesoustředěné stékání vody po povrchu terénu, označované stručně jako ron,

- soustředěný odtok, tj. soustředěné odtékání vody v korytech vodních toků.

Ron je nesoustředěné stékání vody po povrchu terénu. Při větším dešti nebo při vodou nasycené půdě začíná voda hromadící se v mělkých sníženinách na povrchu terénu (zásoba vody na povrchu georeliéfu) pozvolna přetékat ve směru sklonu terénu. Jakmile mocnost vodního toku dosáhne určité výšky, tvoří se na povrchu terénu laminárně tekoucí vrstva vody, která vyvolává plošný splach. Plošným splachem nazýváme odnos jemných částic půdy nebo zvětralinového pláště plošným tokem slabé vrstvy vody po povrchu terénu. Plošný splach je známý zejména z aridních oblastí, kde vegetace nebrání laminárnímu toku vody. Nejnižší lamina vytváří na povrchu minerálních částic vodní film, po kterém se pohybují nadložní vrstvičky vody.

a) z mechanického působení vodních kapek dopadajících na povrch půdy nebo zvětralinového pláště a uvolňujícího jednotlivé částice;

Při tomto pochodu je důležitým činitelem velikost kapek. Největší velikosti dosahují zpravidla při bouřkách, zejména v semiaridních oblastech. Proto je při bouřkách i při malém množství vody erozní schopnost kapek značná. Na příkrých svazích při explozivním dopadu velkých kapek může dojít k posunu (saltaci) i větších částic. Současně však kapky udusávají povrch půdy a tím zmenšují infiltrační kapacitu půdy;

b) z odnosu uvolněných jemných částic půdy téměř souvislou vrstvou vody stékající po svahu, přičemž platí, že čím větší je obsah minerálních částic v proudu, tím větší je erozní schopnost proudu. Plošný splach se téměř neprojevuje v lese a je velmi malý na zatravněných svazích. Velmi účinně se však projevuje na obnažené půdě, zejména na polích.

Odnos (eroze) na svahu začíná, když síla vodního proudu je větší než síly, které udržují částice na povrchu. Eroze je výsledkem řady činitelů. Většinou se však objevují na povrchu terénu 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 terénu.

Při dalším prohlubování stružek dochází ke vzniku strží. Strže jsou zářezy, které většinou vznikají v sypkých zvětralinách nebo v málo zpevněných horninách. Mají příkré stěny a v příčném profilu tvar písmene V. Znamenají zpravidla značné narušení krajiny, zejména rovnováhy přírodních procesů. Je narušen vegetační pokryv svahů, dochází i ke změnám režimu podzemních vod. Při větší hustotě strží dochází k jejich protínání, rozrušení původních rozvodí mezi nimi a ke vzniku členitého erozního reliéfu.

Při soustředění odtékající vody vzniká vodní tok. Tímto termínem označujeme koryto s vodou, která odtéká z povodí, a to bud' trvale, nebo po delší část roku. Povodí je část krajiny ohraničená rozvodnicí a odvodňovaná do určitého profilu. Rozvodnice je čára značící geografickou hranici mezi povodími. Je to myšlená čára na povrchu krajiny, od které se rozděluje odtok povrchové vody do dvou sousedních povodí. Povodí je základním autoregulačním fluviálním geosystémem v krajině. Vodní tok v krajině může být přirozený (bystřina, potok, řeka) nebo umělý (kanál, náhon). Pro rozlišení mezi bystřinou, potokem a řekou nejsou pevná kritéria. Rozhodující jsou místní zvyklosti a někdy tradice.

Jako stálý tok označujeme tok, který zpravidla nevysychá ani v obdobích malé vodnosti a je hydraulicky spojen s podzemními vodami. Občasný tok je tok, v jehož přirozeném režimu jsou delší období, kdy jeho korytem neprotéká voda. Není zpravidla hydraulicky spojen s podzemními vodami.

Vodní tok si vytváří koryto, tj. žlab, kterým proudí voda. Koryto mívá podélný úklon, který se nazývá sklon koryta toku. Výškový rozdíl mezi dvěma body střednice koryta toku je spád. Střednice koryta je vyrovnaná osa půdorysného pásu koryta. Proudění vody v korytech řek je turbulentní, tj. voda se pohybuje v chaotických, heterogenních pohybech s mnoha druhotnými turbulencemi, které se navrstvují na hlavní pohyb směrem ve sklonu řečiště. Existují dva druhy turbulence, a to:

a) klidný tok, u něhož se pohybují částice tekutiny v ustáleném proudění po čarách zvaných proudnice,

Při turbulentním toku kolísá rychlost toku řeky od bodu k bodu. Celkově však lze konstatovat, že v profilu od hladiny ke dnu je tok nejrychlejší blízko pod hladinou. Skutečné rozdělení rychlosti toku v příčném profilu značně závisí na tvaru koryta. V přímém úseku toku bude linie největší rychlosti toku ve středu profilu. U meandrujícího toku probíhá linie největší rychlosti toku nepravidelně od jednoho břehu k druhému. Rychlost vodního toku závisí na spádu, množství vody, viskozitě vody, šířce, hloubce a tvaru koryta v příčném profilu a drsnosti koryta. Drsnost je vlastnost koryta, která vyvolává odpor proti proudění vody.

a) dno koryta, tj. spodní část koryta s malými příčnými sklony, na niž navazují břehy koryta,

b) břehy koryta, tj. postranní omezení koryta toku; rozlišujeme pravý a levý břeh; jako pravý břeh označujeme břeh, který je směrem po proudu od střednice koryta vpravo; jako levý břeh označujeme břeh, který je směrem po proudu od střednice koryta vlevo,

c) práh ve dně koryta, tj. přírodní (skalní) nebo umělé těleso probíhající napříč dnem koryta a zabraňující jeho prohlubování,

d) stupeň ve dně koryta, tj. přírodní (skalní) nebo umělé těleso probíhající napříč korytem a vytvářející náhlé místní zvýšení spádu hladiny,

e) brod, tj. obvykle relativní mělký úsek toku, v němž proudnice přechází od jednoho břehu k druhému,

f) výmol v korytě, tj. výrazná místní prohlubeň v korytě, způsobená vodním proudem bud' přirozeně, nebo antropogenním ovlivněním.

Průtok je protékání vody průtočným profilem a náleží k důležitým charakteristikám vodních toků. Průtok (Q) je množství vody tekoucí průtočným profilem za sekundu. Udává se v l . s^-1 nebo v m³ . s-1.

a) průměrný průtok vodního toku (Q), tj. aritmetický průměr všech průtoků za uvažované období, např. za rok (průměrný roční průtok). Stanoví se jako podíl celkového proteklého množství a počtu sekund uvažovaného období a udává se v l . s^-1 nebo v m³ . s-1.

b) M-denní průtok (Q Md) je průměrný denní průtok, dosažený nebo překročený po M-dní ve zvoleném období. Udává se l . s^-1 nebo v m³ . s-1;

c) p-procentní denní průtok (Q pd), tj. průměrný denní průtok dosažený nebo překročený po p % počtu dnů ve zvoleném období. Udává se v l . s^-1 nebo v m³ . s^-1.

Rozdělení průtoků vodních toků a jejich povaha je výsledkem působení tří hlavních činitelů, a to reliéfu krajiny, meteorologických a klimatických vlivů a socioekonomických zásahů. Působení těchto činitelů vyvolává zákonité změny hydrologických jevů v čase a prostoru, které označujeme jako hydrologický režim. Rozlišujeme přirozený a ovlivněný hydrologický režim. Nejzřetelnějším znakem hydrologického režimu je:

a) rozdělení vodnosti během roku v ročních průměrech a jejich uspořádání v průběhu let i v dlouhodobých hodnotách,

b) rozdělení průtoků během roku; projevuje se jednak chronologicky rozdělením vodnosti, nejpřehledněji znázorněným čarou průtoků, jednak dobou překročení průtoků, vyjádřenou čarou překročení,

Vodnost toku je všeobecná charakteristika průtokového režimu toku, která se nejčastěji vyjadřuje průměrným ročním průtokem nebo proteklým množstvím. Čára průtoků (též hydrogram) je chronologická čára průtoků v určitém profilu. Čára překročení je histogram kumulativních četností udávající četnost (relativní četnost, popř. dobu) dosažení nebo překročení hodnot hydrologického prvku.

Již výše jsme uvedli, že pro vývoj georeliéfu jsou významné extrémní stavy. Jsou to zejména maximální a minimální průtoky a vodní stavy. Závažnost těchto charakteristik vyplývá nejen z jejich důsledků pro stav krajiny, ale rovněž z důsledků pro hospodářskou činnost lidské společnosti v krajině.

Nejvyšších průtoků a vodních stavů se dosahuje během povodní. Tímto termínem označujeme přechodné výrazné zvýšení hladiny toku, způsobené náhlým zvětšením průtoků nebo dočasným zmenšením průtočnosti koryta (např. ledovou zácpou). Průtočnost (též kapacita) koryta je míra průtoku, která proteče daným profilem toku, aniž voda vystoupí z koryta. Udává se v m³ . s^-1.

Při povodni se zpravidla vytváří výrazná průtoková vlna, jež se pohybuje říčním korytem neustáleným pohybem. Průtokovou vlnou rozumíme přechodné zvětšení a následující pokles průtoků a vodních stavů. Povodňová vlna je pak průtoková vlna s charakterem povodně. Začátkem průtokové vlny je okamžik, kdy dochází k výraznému zvětšování průtoku. U N-leté povodňové vlny je to okamžik, kdy dosáhne průtok na její vzestupné větvi hodnoty průměrného dlouhodobého průtoku. Vrcholem průtokové vlny je největší průtok v určité fázi hydrogramu průtokové vlny. Průtoková vlna může mít více vrcholů. Koncem průtokové vlny je okamžik, kdy průtok na sestupné větvi klesne na počáteční průtok. U N-leté povodňové vlny je to okamžik, kdy průtok na poklesové větvi klesne na hodnotu průměrného dlouhodobého ročního průtoku. Trvání průtokové vlny (t_c) je časová vzdálenost mezi začátkem a koncem průtokové vlny v daném profilu. Udává se v hodinách nebo ve dnech. Objem průtokové vlny (W) je množství vody proteklé daným profilem od začátku do konce průtokové vlny. Udává se v krychlových metrech. Analýza a syntéza utváření povodňové vlny je důležitým úkolem při výzkumu georeliéfu, poněvadž během jejího utváření na ploše povodí a jejího postupu říční sítí je většina fluviálních pochodů v krajině tak výrazná, že lze jejich působení kvantitativně vyjádřit.

a) N-letý průtok (Q_N), tj. kulminační průtok, který je dosažen nebo překročen průměrně jednou za N-let. Udává se v m³ . s^-1,

b) N-letá povodňová vlna, tj. teoretická povodňová vlna pro určitý profil toku, určená daným N-letým průtokem, typickým tvarem hydrogramu a příslušným objemem,

c) N-letý objem průtokové vlny (W_N). tj. objem průtokové vlny nad zvoleným průtokem, který je v uvažovaném profilu dosažen nebo překročen průměrně jednou za N-let; udává se v m³,

d) objem N-leté povodňové vlny (W_{pV, N}), tj. objem stanovený z hydrogramu N-leté povodňové vlny; udává se v m³,

Jako extrémní označujeme dále průtoky malých vod. Dochází k nim v období malé vodnosti. tj. v časových úsecích, v nichž dochází k trvalejšímu výraznějšímu poklesu průtoků. Jejich extrémnost je tím větší, čím déle trvá období sucha a čím menší jsou zásoby podzemních vod na začátku tohoto období. Mezi základní charakteristiky tohoto extrému povrchového odtoku v krajině zahrnujeme

b) minimální průtok (Q_min) v daném období, udává se v l . s^-1 nebo v m³ . s^-1,

c) průměrný minimální průtok v daném období, udává se v l . s^-1 nebo v m³ . s^-1,

Vodní toky se zpravidla zvětšují směrem po toku. Říční koryta se rozšiřují a prohlubují. Tento pochod lineárního působení tekoucí vody a materiálu unášeného vodou nazýváme erozí. Rozlišujeme

b) splaveniny, tj. hrubozrnné částice posunované a převalované po dně koryta vodním proudem,

a) na erozní schopnosti řeky, hydraulických vlastnostech, množství plavenin a splavenin,

Erozní schopnost vodního toku závisí především na průtoku a rychlosti vody. Tedy faktory, které ovlivňují tyto dvě charakteristiky (např. sklon koryta), rovněž ovlivňují erozní schopnost. Odolnost koryta závisí na typu hornin, které tvoří okolí řeky, a na jejich vlastnostech.

Z uvedeného vyplývá, že délka vodního toku, šířka koryta, hloubka a sklon, průtok a rychlost jsou navzájem na sobě závislé veličiny a tvoří otevřený systém.

Pro erozní činnost vodních toků má největší význam hrubý materiál dopravovaný po dně koryta. Materiál je po dně posunován, převalován anebo se pohybuje skoky (saltací). Největší množství materiálu určité velikosti, které řeka může dopravovat jako splaveniny na dně, se nazývá unášecí kapacita toku. Největší průměr částic, které tok může dopravovat po dně jako splaveninu, udává unášecí rychlost toku. Unášecí kapacita a schopnost vzrůstá s vodností a rychlostí toku. Proto činitelé, kteří ovlivňují rychlost, jako je sklon koryta a jeho drsnost, zakřivenost, rovněž ovlivňují unášecí kapacitu a schopnost.

Plaveniny se skládají z částic jemnějších, tj. většinou z minerálních částic, jejichž usazovací rychlost w je menší než síly turbulence vodního toku. Náležejí do oblasti disperzních soustav, u nich dochází k rozptýlení jedné látky uvnitř druhé. Základním pojmem vyjadřujícím kvantitativní zastoupení plavenin ve vodě je koncentrace plavenin (C), tj. hmotnost plavenin v jednotkovém objemu vody (obvykle kg . m^-3).

Eroze vodních toků je větší v mimotropických oblastech, kde svahový geosystém dodává do vodních toků hrubší úlomky hornin. V tropech jsou na svazích většinou mocné kaolinické a lateritické zvětraliny a do vodních toků postupuje jen jemný písek, silt a jíl. Tropické vodní toky proto neerodují a nerovnosti v korytě se dlouho uchovávají. Dokladem malé erozní činnosti tropických vodních toků jsou četné vhloubené formy na dně koryt, které vznikly vlivem chemického zvětrávání (rozpouštění). Tropické řeky často unášejí velké množství jemného materiálu. Vlivem vnitřního tření klesá u těchto vodních toků turbulence, a proto převládá u tropických řek klidný tok.

Vodní toky se snaží dosáhnout profilu rovnováhy, tj. takového stavu ve vodním toku, kdy spád, šířka, hloubka a jiné charakteristiky koryta jsou v rovnováze s průměrným průtokem a množstvím splavenin a plavenin. Rovnovážný stav umožňuje vodnímu toku dlouhodobě udržovat rovnováhu mezi erozí a akumulací, to znamená, že vodní tok podstatněji ani neeroduje, ani neakumuluje. Řeka je tehdy ve stabilním stavu, kdy hodnota vstupu se rovná hodnotě výstupu. V tomto stavu řeka reaguje na každou změnu v prostředí, a to tím způsobem, že vyrovnává vliv změny. Řeka, která dosáhla profilu rovnováhy, udržuje tak stabilní stav, jenž je vyžadován pro transport daného množství materiálu při daném průtoku. Řeka udržuje profil rovnováhy přizpůsobením svého podélného profilu koryta a jeho drsnosti.

V krajině existuje vždy hlavní tok a jeho přítoky. Hlavním tokem rozumíme tok nejvyššího řádu v daném povodí. Řád toku je číslo, které udává počet posloupných zaústění od moře. Tok vlévající se do moře je prvního, tj. nejvyššího řádu. Řád toku se označuje římskými číslicemi. Např. řeka Morava je tok II. řádu, Dunaj tok I. řádu.

Hlavní tok s přítoky vytváří říční soustavu. Říční soustavy v krajině označujeme jako říční síť. Jednou z charakteristik krajiny je hustota říční sítě, tj. poměr souhrnné délky všech toků k ploše uvažovaného území. Udává se v kilometrech na kilometr čtvereční.

Říční soustava tvoří geosystém, protože jednotlivé vodní toky jsou na sobě závislé. Tok vyššího řádu tvoří vždy erozní bázi pro tok nižšího řádu, který se do něho vlévá.

Koncepce erozní báze byla vytvořena v r. 1875 J.W. Powellem. Erozní báze je dolní hranice erozních procesů. Rozlišujeme:

1. hlavní erozní bázi, tj. hladinu světového oceánu a její prodloužení pod pevninu;

2. místní erozní bázi, tj. úroveň každého bodu na řece, která je místní erozní bází pro vodní tok nad tímto bodem se všemi jeho přítoky;

3. dočasnou erozní bázi, která je dočasným limitem hloubkové eroze (např. odolná vrstva v korytě ap.).

Na hlavní erozní bázi nejsou vázány tzv. oblasti bezodtoké (endoreické), tj. takové, které nejsou odvodňovány do moře (cca 27 % povrchu pevnin).

Ve vztahu ke sklonu reliéfu krajiny a k morfostruktuře rozlišujeme tyto typy vodních toků:

a) konsekventní vodní toky - jejich směr toku je určen původním sklonem georeliéfu a jsou zpravidla nezávislé na morfostruktuře;

b) subsekventní vodní toky - jsou vázané na pruhy méně odolných hornin nebo na tektonické linie a tečou ve směru shodném se směrem a úklonem vrstev nebo s průběhem tektonických linií;

c) resekventní vodní toky - tečou stejný směrem jako konsekventní vodní toky, ale na erozním nebo strukturním povrchu v nižší úrovni než původní konsekventní toky;

d) obsekventní vodní toky - tečou proti celkovému směru sklonu povrchu krajiny; jsou často vázány na tektonické linie, u nichž se snáze uplatňuje odnos;

e) insekventní vodní toky - nejsou závislé ani na původním sklonu, ani na morfostruktuře (sklonu vrstev, rozpukání apod.).

f) antecedentní vodní tok - nejsou závislé na struktuře a uchovavají svůj směr i při změnách způsobených pomalým,dlouhodobým zvedáním skalního podkladu (rychlost zvedání je menší než rychlost eroze).

Údolími nazýváme takové protáhlé sníženiny na povrchu pevnin, které vznikají říční činností a sklánějí se ve směru spádu vodního toku. Tvar je výsledkem vztahu mezi lineární erozí vodního toku (I) a vývojem svahů (D).

a) soutěsky, které vznikají při převaze lineární eroze vodních toků (I) nad vývojem svahu (D); svahy soutěsky jsou navzájem zhruba rovnoběžné a šířka soutěsky nahoře je téměř stejná jako dole; svahová modelace je slabá; na dně jsou nezřídka vodopády, obří hrnce apod.; hluboké soutěsky bývají nazývány kaňony; jsou vázány na úzkou zónu predisposice;

b) údolí ve tvaru písmene V, která vznikají při rovnováze mezi hloubkovou erozí vodního toku (I) a vývojem svahů (D); dno tvoří koryto vodního toku a směrem nahoru se údolí rozšiřuje a svahy se navzájem vzdalují; podélný profil vodních toků v těchto údolích bývá zpravidla nevyrovnaný, pobočky se často nestačí zahlubovat stejně rychle jako hlavní údolí a ústí visutě do hlavního údolí - visutá údolí; jsou rovněž vázané na úzké porušené zóny;

c) neckovitá údolí, která vznikají při převaze boční eroze nad hloubkovou erozí; vodní tok meandruje po údolním dně a střídavě podkopává oba svahy; vzniká údolí se širokým dnem, zaplněné často údolní nivou s příkrými svahy; údolní dno je odděleno od svahů zpravidla lomem spádu, svahy jsou obvykle skalnaté; jejich vznik je závislý na širokých zónách oslabení zemské kůry;

d) úvalovitá údolí - údolí se širokým dnem (viz obr. 4.38), které pozvolna (bez výrazného lomu spádu) přecházejí do mírných svahů; údolní svahy jsou zpravidla pokryty vrstvou zvětralin a svahových usazenin.

- nesouměrná, kdy jeden údolní svah je bud' příkřejší, anebo vyšší než druhý svah.

Soustava říčních údolí vytváří údolní síť. Typ údolní sítě je důležitým ukazatelem fyzickogeografických podmínek v krajině. Hustota údolní sítě určuje intenzitu erozního rozčlenění krajiny a jejich hloubka potom její výškovou členitost.

1. stromovitou (dendroidální) údolní síť - přítoky hlavního toku jsou uspořádány tak, že tvoří síť podobnou větvím stromu. Stromovitá údolní síť se vyvíjí v oblastech složených z hornin stejné geomorfologické odolnosti, které neovlivňují ve větší míře vývoj říční sítě, a proto její tvar určují především sklonové poměry georeliéfu. Stromovitá údolní síť se tedy vyvíjí např. na pobřežních nížinách, složených z nekonsolidovaných hornin (písků, jílů, ap.) zhruba stejné odolnosti vůči odnosu, nebo tabulích;

2. rovnoběžnou údolní síť, v níž jsou vyvinuta dlouhá údolí probíhající jedním směrem a navzájem rovnoběžně; většinou jde o údolí konsekventních vodních toků, např. v pobřežních nížinách;

3. mřížkovitou údolní síť - vodní toky a úseky vodních toků se rovněž vyvíjejí ve dvou na sebe zhruba kolmých směrech, avšak jeden ze směrů výrazně převládá; v převládajícím směru tečou dlouhé úseky vodních toků, zatímco ve druhém pouze kratší přítoky nebo krátké úseky hlavních toků. Mřížkovitá údolní síť je typická zejména pro jednoduchá vrásová pohoří jurského typu;

4. pravoúhlou údolní síť - jednotlivé úseky vodních toků probíhají ve dvou směrech zhruba na sebe kolmých. Při ohybech vodních toků pokračuje za rozvodím často ve stejném směru tok patřící do jiného povodí. Pravoúhlé uspořádání vodní údolní sítě dokládá závislost na struktuře, zejména na síti puklin a zlomů. Pravoúhlá síť je příznačná pro kerná a vrásno-zlomová pohoří;

5. radiální údolní sít; tvořenou vodními toky, které se buď paprskovitě rozbíhají, anebo naopak paprskovitě soustředně sbíhají. Radiální síť je příznačná zejména pro vulkanické kužely a pánve;

6. prstencovou údolní síť, skládající se z dlouhých vodních toků nebo dlouhých úseků prstencovitě prohnutých s krátkými přítoky; je příznačná pro centrální sníženiny kleneb.


Obr. 9.6 Příklad antecedentního vodního toku (říčního údolí řeky Delaware mezi Pennsylvánií a New Jersey) prorážející skalní hřbet proti úklonu vrstev v křídle antiklinály. Vpravo modelové vysvětlení. Podle Presse & Sievera, 1998

Obr. 9.7 Modelové blokdiagramy vybraných typů říčních sítí. a) dendroidální, b)radiální, c) pravoúhlá, d)radiální dostředná - centripetalní, e) rovnoběžná. Podle Presse & Sievera, 1998

Obr. 9.8 Rovnoběžná říční síť (tzv. Terrelisova) je typem mřížkové říční sítě, u níž výrazně převládají toky jednoho směru. V daném případě je rovnoběžnost toků podmíněna vrásovou stavbou cylindrických vrás s horizontální osou a střídáním vrstev sedimentárních hornin různě erozně odolných. Podle Presse & Sievera, 1998

Údolní niva (obr. 9.9) je akumulační rovina podél vodního toku, je tvořena nekonsolidovanými sedimenty transportovanými a usazenými tímto vodním tokem. Při povodních bývá zpravidla zaplavována.

Obr. 9.9 Model a) údolní říční nivy (vybarvena červeně) s meandrující řekou včetně jejich slepých ramen, z níž se postupně - viz obr. b) a c) vyvíjejí akumulační terasy. Žlutě je v blokdiagramu c) vybarvena aktuální (nejmladší) říční niva vytvářející se v údolí meandrující řeky. Podle Jakeše 1984.

Vodní toky v údolní nivě tvoří buď přímé úseky, nebo zvlněné úseky. Zvlněné úseky označujeme buď jako zákruty, nebo jako meandry. Meandry (obr. 9.11, 9.21) jsou zákruty koryta toku větší délky, než je polovina obvodu kružnice nad jeho tětivou. Středový úhel oblouku je větší než 180°. U meandru rozlišujeme vypuklý a vydutý břeh. Vypuklý břeh (jesep) je břeh s poloměry zakřivení menšími, než jsou poloměry střednice půdorysného obrazu koryta. Obvykle u něj vznikají náplavy. Náplavy jsou splaveniny akumulované v korytě toku. Vydutý břeh (výsep) je břeh s poloměry střednice půdorysného obrysu koryta. Obvykle u něj vznikají výmoly v korytě a dochází k boční erozi břehu. Meandry zpravidla vytvářejí v nivě tzv. meandrový pás. Jednotlivé zákruty v meandrovém pásu se posouvají směrem po toku. Přitom se území uvnitř jednotlivých meandrů (tzv. meandrové ostruhy) zmenšují. V nejužších místech meandrových ostruh (tzv. šije meandru, srov. obr. 9.12) dochází k protržení meandru. Oddělená část meandru, která dále není protékána, se nazývá mrtvé rameno (viz obr. 9.13). Postupně zarůstá vegetací a vyplňuje se sedimenty bohatými na organické látky (tzv. hnilokaly).

a) korytovou facii, ukládanou uvnitř zákrutů a meandrů a zpravidla tvořenou hrubšími sedimenty (písek, štěrky),

b) povodňovou facii, vznikající při povodních a tvořenou jemnými sedimenty (tzv. povodňové hlíny),

d) facii mrtvých ramen, tvořenou jemnými sedimenty a vysokým obsahem humusu (tzv. hnilokaly).

Údolní niva se vyznačuje svéráznou vegetací, ovlivňovanou jednak zátopa¬mi za povodní, jednak vysokou polohou hladiny podzemní vody.

Obr. 9.12 Meandr Vltavy u Teletína s vraznou šíjí. Foto MŽP ČR http://www.horydoly.cz/foto/cesko_reky/

Obr. 9.13 Mrtvá ramena - meandry Labe u Sedlčánek odřezaná meliorací (splavněním) řeky. Foto MŽP ČR http://www.horydoly.cz/foto/cesko_reky/

Na svazích říčních údolí se nezřídka vyskytují stupně vytvořené říční činností za fází stability vertikálního vývoje údolí, které nazýváme říčními terasami (viz obr. 9.9). Svým vznikem jsou to bývalá údolní dna, která byla proříznuta vodním tokem v následující fázi prohlubování údolí. Říční terasy mají tedy tvar stupně tvořeného jednak rovným povrchem terasy, jednak srázným svahem, který omezuje rovný povrch na straně k ose údolí. Říční terasy jsou povrchový tvar, který může vzniknout erozí nebo akumulací vodního toku. Podle vzniku rozlišujeme:

a) terasy akumulační - jsou to zbytky údolní nivy proříznuté až na skalní podklad a jsou tvořeny různými faciemi fluviálních sedimentů; jejich povrch odpovídá původnímu akumulačnímu povrchu nivy;

- proříznutím skalního dna údolí - skalní erozní terasy, které jsou tvořeny skalním soklem, příp. jen se slabým pokryvem fluviálních sedimentů,

- erozí v sedimentech údolní nivy, která nedosáhla skalního podloží - tzv. vložené erozní terasy, které vznikly erozí v sedimentech údolní nivy.

Vedle těchto základních typů může vzniknout ještě řada kombinací (např. vložené terasy akumulací, kdy se nová akumulace štěrkopísků vkládá do erozního zářezu v údolní nivě, který však nepronikl až na bázi nivy). Kombinací akumulační a erozní terasy jsou složené říční terasy, kdy jednotný terasový povrch je tvořen akumulační (blíže ose údolí) a erozní částí (při úpatí svahu).

Analýza říčních teras proto umožňuje stanovit etapy vývoje říční sítě a údolí (denudační chronologii). Terasy mají tudíž značný význam pro pochopení vývoje georeliéfu v jednotlivých regionech.

Náplavový kužel je těleso tvořené fluviálními usazeninami. Má tvar kuželu směřujícího směrem do sníženiny od bodu, kde vodní tok opouští vyšší polohu. Vodní toky se na kuželu zpravidla větví na četná ramena (tzv. divočící vodní tok). Ramena toku se směrem do sníženiny rozšiřují, tím se ztrácí rychlost a zmenšuje se hloubka toku a nastává akumulace. Při úpatí vyššího terénu někdy bývají na kuželu i netříděné nebo málo tříděné svahové usazeniny a sedimenty bahenních proudů, sesuvů, ap. Fluviální sedimenty na kuželu jsou naproti tomu následkem postupné ztráty unášecí schopnosti tříděné. Kužely mívají různou velikost, půdorysný tvar a povrchové tvary v závislosti na těchto činitelích:

Rozsáhlé, několik set metrů mocné kužely, které vznikají při úpatí pohoří semiaridní a aridní zóny, nazýváme suché delty (obr. 9.14). U nás byly K. Žeberou (1955) označeny tímto názvem mohutné náplavové kužely při úpatí Moravskoslezských Beskyd, které vznikly v chladných obdobích pleistocénu za spoluúčasti kryogenních pochodů. Náplavové kužely splývají v piedmontní nížinu, která v suchých oblastech (např. v bolsonech) bývá nazývána bahada (též bajada). V sníženinách mezi spojenými kužely při úpatí vyššího terénu bývají často bažiny, solné plochy atp.

Jezera patří v krajině k tzv. vodnímu režimu se zpomaleným oběhem. Jsou to přirozené vodní nádrže ve sníženinách reliéfu pevnin, které nejsou přímo spojeny se světovým oceánem. Zaujímají 1,8% povrchu souše. Jezera jsou většinou součásti krajiny, které v geografickém smyslu nemají dlouhé trvání.

a) tektonická jezera (obr. 9.20, 9.21), která náleží mezi nejhlubší typy jezer; můžeme dále rozlišit následující subtypy:

- jezera vzniklá pohybem ker zemské kůry podél zlomů (viz obr. 4.2 a obr. 4.32), např. v riftech,

- jezera v přehloubených ledovcových pánvích (obr. 9.18), zejména karová jezera, rýhová jezera ap.,

f) jezera vzniklá rozpouštěním (viz obr. 9.17), u nichž můžeme rozlišit následující subtypy:

- solná jezera, která vznikla rozpouštěním soli např. v ústředních sníženinách solných kleneb;

i) jezera vzniklá působením větru (eolickou činností), u nichž můžeme rozlišit tyto subtypy:

k) meteoritická jezera v astroblémech (depresích georeliéfu vzniklých dopadem meteoritů).

Obr. 9.15 Kalderové jezero lokalizované v kráteru vyhaslé sopky. (Crater Lake, Oregon, USA). Podle Presse & Sievera, 1998

Obr. 9.16 Jezera v mrtvém meandru Labe u čelákovic. Foto MŽP ČR http://www.horydoly.cz/foto/cesko_reky/

Obr. 9.17 Plitvická jezera (Chorvatsko) jsou typickým příkladem jezer krasové krajiny podmíněné vznikem depresí v důsledku rozpouštění vápenců. http://www.find-croatia.com/nationalparks/plitvice.html

Obr. 9.18 Vysokohorská jezírka v ledovcem přehloubeném údolí (Laghi di Fusine, Italie). Foto R. Grygar

Obr. 9.19 Jezero Issyk-Kul (Kirgistan) je příkladem tektonického jezera jehož existence je podmíněna vrásovo-příkrovovým pohořím Tian-Šan. 3D pohled od východu ve směru pohoří sestavený na základě satelitních snímků a radarových dat - Google Earth - earth.google.com.

Obr. 9.20 Rozsáhlá jezera východoafrického riftového systému jsou typickým příkladem tektonických jezer vytvořených na divergentní zóně kontinentálního riftu. 3D pohled od východu ve směru pohoří sestavený na základě satelitních snímků a radarových dat - Google Earth - earth.google.com.

Obr. 9.21 Albertovo jezero (Lake Albert - pomezí Ugandy a Konga) je příkladem jezera v tektonickém extenzním příkopu, který je součástí východoafrického riftového systému. V popředí snímku je velmi pěkný příklad meandrující řeky Semliki přitékající do jezera. 3D pohled od východu ve směru pohoří sestavený na základě satelitních snímků a radarových dat - Google Earth - earth.google.com.

Jezerní pánve se značně liší svými tvary a rozměry, zejména v souvislosti s jejich genezí. Kruhový nebo oválný tvar mají vulkanická jezera, závrtová nebo alasová jezera. Pravoúhlý tvar se vyskytuje u tektonických jezer, zejména jezer vzniklých pohybem ker. Srpovitý tvar nacházíme u mrtvých ramen meandrujících řek.

Rovněž rozměry jezerních pánví a jejich hloubka jsou značně rozdílné. Např. Hořejší jezero v Severní Americe má plochu 83 300 km² a nejhlubší jezero - Bajkalské jezero - hloubku 1 620 m. Dna řady jezer leží pod hladinou světového oceánu a nazýváme je kryptodeprese.

Rybníky a přehradní jezera jsou vodní nádrže vybudované lidskou společností (obr. 9.20). I velké přehradní nádrže mají zatím jen regionální význam. V některých oblastech (např. naše jižní Čechy) jsou však rybníky důležitou složkou krajiny a mají význam pro vývoj georeliéfu (např. zadržování plavenin). Výstavba Asuánské přehrady na Nilu změnila obsah plavenin a splavenin a ovlivnila vývoj delty této řeky.

9.3 Podpovrchové vody v krajině

Termínem podpovrchová voda označujeme vodu vyskytující se pod zemským povrchem. Je to souborné označení pro vodu půdní a podzemní. Podpovrchová voda vznikla hlavně vsakováním (infiltrací), tj. pronikáním vody z povrchu krajiny do půdního nebo horninového prostředí. Jen malá část pod povrchové vody vzniká kondenzací vodních par vystupujících ze zemského nitra.

Výskyt podpovrchových vod je závislý především na vlastnostech hornin a jejich zvětrání, uložení a rozpukání. Na vodu vsakující do hornin působí četné síly, které rozhodují o vazbě a pohybu vody. Je to zejména gravitace, atmosférický tlak a síly, závisející na vlastnostech prostředí (horniny), do kterého voda infiltruje (sorpce, osmóza, kapilarita).

Podle schopnosti hornin propouštět vodu (tzv. propustnost K_o) dělíme horniny na propustné - kolektory (štěrky, sutě, ap.), polopropustné (většina zemin) a nepropustné - izolátory (žula, jílovité břidlice ap.).

Za nepropustnou se zpravidla pokládá hornina při filtračním součiniteli menším než 1 . 10^-7 m . s^-1.

Pod povrchové vody, které se mohou zúčastnit procesu oběhu vody v krajině, dělíme na vody v pásmu provzdušnění (aerace), v pásmu nasycení a na podpovrchové vody v dutinách hornin.

Voda v pásmu pro vzdušnění (aerace) se dělí na tři typy podle polohy, a to na

- půdní vodu, která se nachází v půdě a nevytváří souvislou hladinu,

- prosakující gravitační vodu v přechodném pásmu, jejíž pohyb a statické účinky jsou výsledkem převládajícího působení gravitace,

- podepřenou kapilární vodu v pásmu nad hladinou podzemní vody, ovlivněnou převážně kapilárními silami.

Podle vazby vody v zemi ně rozeznáváme v pásmu provzdušňování tři základní kategorie půdní vody:

- absorpční půdní vodu, která je pevně vázána půdními částicemi, jako jsou hygroskopická voda, vznikající pohlcováním vodních par z atmosféry, obalová (filmová) voda, tvořící obal kolem půdních částic, a pevně vázaná voda, která je vázána molekulárními silami na částicích půdy, takže je v kapalném stavu prakticky nepohyblivá;

- kapilární půdní vodu, tj. vodu, jejíž vazbu a pohyblivost určují kapilární síly, které vznikají na rozhraní pevné, kapalné a plynné fáze hybridního disperzního systému;

- gravitační půdní vodu, tj. vodu, u níž síla gravitace převyšuje kapilární sílu.

V pásmu nasycení zaplňuje voda většinu volných prostorů v horninách. Tuto vodu nazýváme mělkou podzemní vodou (obr. 9.23). V sypkých nebo pórovitých horninách vytváří mělká podzemní voda souvislou hladinu. Tyto vrstvy hornin nazýváme zvodněnými. Jako zvodeň se označuje voda v nich obsažená.

Podzemní vodu v puklinách nazýváme puklinovou podzemní vodou. V krasových oblastech vznikají podzemní vodní toky, pro něž platí obdobné zákonitosti jako pro pohyb vody v korytech povrchových vodních toků. Mezi podzemní vodou první zvodně a vodou v pásmu provzdušnění existují úzké vztahy. Dochází nejen k pohybu vody infiltrací od povrchu georeliéfu směrem k hladině podzemní vody, ale i opačně k doplňování půdní vláhy z podzemní vody. Kapilární výška voda vzlínající od hladiny podzemní vody činí maximálně 3 až 4 m. Intenzita tohoto vzlínání závisí na kapilárních vlastnostech hornin, množství vody v pásmu provzdušnění a na poloze hladiny podzemní vody. Dosahuje hodnot i několika milimetrů za den, tj. hodnot spotřeby vody na evapotranspiraci. Hlubinné podzemní vody v hlubších vrstvách bývají mimo dosah atmosférického kyslíku a leží v pásmu redukce (např. vody ropných ložisek).

1. meziříční režim, který se vyskytuje na širokých rozvodích a je charakterizován sezónními změnami hladiny podzemní vody s maximem v období po maximální infiltraci;

2. přiříční režim, který se vyskytuje podél vodních toků (např. v údolních nivách) a je charakterizován změnami hladiny podzemních vod v závislosti na kolísání průtoku v řekách;

3. krasový režim, který se vyskytuje v krasových oblastech a je obdobný jako u povrchových vodních toků;

4. smíšený režim, který se vyskytuje zejména v podhůří a je závislý jak na infiltraci srážkové vody, tak i na režimu vodních toků vytékajících z pohoří (např. na náplavových kuželích, suchých deltách ap.).

Významným typem geomorfologických pochodů vyvolávaných povrchovou a podzemní vodou jsou krasové pochody, které vytvářejí speciální typ georeliéfu - krasovou krajinu.

a) rozpouštění krasových hornin srážkovou a tavnou vodou. Krasové horniny jsou horniny, které jsou rozpustné ve vodě (vápence, dolomity, sůl kamenná, sádrovec ap.) a v nichž vznikají krasové jevy;

b) opětné vylučování rozpuštěných látek a vznik specifických tvarů (např. krápníků);

c) sesedání a řícení zemského povrchu vlivem rozpouštění krasových hornin;

Krasové krajiny jsou území příznačná vysokým účinkem chemického rozpouštění a vyluhování hornin (tzv. krasových hornin), které společně s dalšími geomorfologickými činiteli vytvářejí soubor svérázných povrchových a podzemních tvarů georeliéfu. Vznik krasových krajin souvisí především s chemickým složením krasových hornin. Rozlišuje se proto kras karbonátový, síranový a solný:

ve skutečnosti je však složitějším procesem. Rozpustnost vápence v destilované vodě činí cca 0,013 g . 1^-1 při 16°C a 0,015 g . 1^-1 při 25°C. Proces krasovění však není pouhé rozpouštění vápence nebo dolomitu, ale při vzniku krasových jevů hraje důležitou úlohu vedle chemického složení velikost krystalů vápence, objem párů v hornině, nasákavost horniny, vrstevnatost, rozpukání a další. Význam mají i odolné kůry, které vznikají v některých typech podnebí na povrchu hornin. Za přítomnosti různých iontů se mění výše uvedené hodnoty rozpouštění karbonátů.

Termínem koroze označujeme chemické rozpouštění hornin. Pochod krasovění spočívá především v korozi stěn puklin v krasových horninách a probíhá až na bázi krasovějících hornin nezávisle na hlavní erozní bázi (hladině světového oceánu), protože voda v krasu obíhá pod hydrostatickým tlakem.

V krasu se vyskytují příznačné povrchové tvary (např. propasti, závrty, polje atp. - viz dále), které se odlišují od odnosových tvarů v nekrasových horninách. Předpokladem pro vznik povrchových krasových tvarů je dostatečné smáčení krasovějících hornin srážkovou nebo tavnou vodou, příp. rosou. Dále se v krasu vyskytují příznačné podpovrchové tvary (např. jeskyně) s příznačnými akumulačními tvary (např. krápníky). Konečně pak je příznačný krasový oběh vody, zejména podzemní oběh.

Např. masivní nerozpukané a nevrstevnaté vápence jsou pro srážkovou vodu prakticky nerozpustné, a nevznikají v nich proto krasové jevy. V rozpukaných a vrstevnatých vápencích proniká voda do puklin a vrstevních spár a rozšiřuje je rozpouštěním (korozí). Při smíchání dvou typů vod s různým obsahem hydrogenuhličitanového iontu se uvolňuje CO₂ za vzniku H₂C0₃, která urychluje krasovění zvýšeným rozpouštěním vápence.

Rozšíření puklin a vrstevních spár umožňuje rychlé pronikání srážkové a tavné vody do hloubky krasového masívu. Tím se zvyšuje množství vody v podzemí krasové krajiny, což má za následek vznik podzemních dutin. S rostoucí relativní výškou mezi povrchem krasové krajiny a úrovní podzemních vod v krasovém masívu se zvyšuje intenzita krasového pochodu a vývoj krasových tvarů. Intenzita krasovění tedy úzce souvisí s výškovou polohou krasového masívu a tím i s rozsahem neotektonických pohybů.

a) holý nebo nepokrytý kras, v němž holé krasové horniny leží bezprostředně na povrchu terénu, a krasový povrch buď je zcela bez původního (zvětralinového) pokryvu, a tedy i bez vegetace, anebo v němž jsou jen malé zbytky půdy hluboko vkleslé do zkrasovělých puklin; tento typ se vyskytuje v okolí Středozemního moře, je však zřejmě výsledkem vlivů lidské společnosti (odlesnění ve středověku);

b) přikrytý kras, v němž jsou krasovějící horniny pokryty dostatečně mocnými, ale propustnými autochtonními nebo alogenními zvětralinovými a sedimentárními plášti, na nichž jsou vyvinuty půdy a vegetace, u nás např. Moravský kras;

c) podzemní kras, v němž se krasové tvary vyvinuly v krasovějících horninách nacházejících se pod pokrývkou nekrasových hornin (např. kras vyvinutý ve vrstvách devonských vápenců krytých kulmskými nekrasovými horninami na Zábřežské vrchovině); předpokladem je, že ke krasovění dochází až po překrytí mladšími horninami;

d) pohřbený kras, v němž soubor krasových tvarů byl překryt nepropustnými sedimenty a jejich vývoj byl přerušen (např. fosilní kras u Hranic, kde krasový reliéf v devonských vápencích byl překryt jílovitými sedimenty miocenního moře);

e) exhumovaný kras. v němž soubor krasových tvarů byl nejprve pohřben nepropustnými a později vlivem odnosu těchto sedimentů opětně obnažen.

Ve vápencovém a dolomitickém krasu se vyskytují tvary různého měřítka. K drobným tvarům počítáme zejména škrapy. Škrapy (viz obr. 8.9) jsou malé rýhy, zářezy a další vyhloubeniny povrchu vápenců a dolomitů, které vznikly rozpouštěním srážkovou nebo tavnou vodou, příp. půdní vodou za spoluúčasti organismů. Rozlišujeme tyto hlavní typy škrapů:

a) žlábkové škrapy, vázané na ukloněné skalní povrchy. Vlivem koroze a odnosu vznikají téměř rovnoběžné žlábky, probíhající zhruba ve stejných vzdálenostech po skalním povrchu ve směru spádu; žlábky jsou navzájem odděleny hřbítky nebo hřebínky;

b) stružkové škrapy - drobné rýhy na povrchu vápenců a dolomitů. Rýhy mají zaoblená dna, hřbítky jsou ostré, hloubka 1-2 cm, šířka 1-2 cm, délka do 0,5 m, vyskytují se na plochách skloněných 40-80°;

c) puklinové nebo spárové škrapy, které jsou vázány na puklinové systémy nebo vrstevní spáry. Pukliny a vrstevní spáry vedou vodu a postupně se rozšiřují z vlasových až po zející svislé rýhy, hluboké několik metrů. Tvar a hustota škrapů je určena vzdáleností puklin a vrstevních spár;

d) mísovité škrapy, které jsou skalními mísami na horizontálních nebo subhorizontálních skalních površích a mají průměr od několika centimetrů do několika metrů a hloubku od několika milimetrů až přes 0,5 m. V půdorysu jsou škrapy okrouhlé nebo oválné;

e) šlápotovité škrapy, které se vyskytují na plochých skalních površích a mají tvar stupínků, širokých 0,2-1,0 m, jež jsou ohraničené nahoru stupněm 3-5 cm vysokým; stupínky mají podkovovitý tvar;

f) zaoblené škrapy, které vznikají pod vegetací nebo půdou a jsou podobné žlábkovým škrapům. Jsou 0,12-0,5 m široké, 12-50 cm hluboké a dlouhé od několika centimetrů do 10 m. Mívají zaoblené tvary; duté škrapy se tvoří pod rašelinou nebo humusem a jsou podobné zaobleným škrapům. Mají však širší rýhy (0,6-1,0 m) a až 0,5 m široké zaoblené hřbítky mezi rýhami.

Přechodem k větším tvarům je bogaz, což je 2-4 m široká přímočará rýha ve vápencovém povrchu, která vznikla rozšířením pukliny. Je omezena 1-5 m vysokými strmými nebo převislými stěnami. Na koncích je otevřená nebo uzavřená. Je širší a hlubší než pukli nové škrapy.

K větším krasovým tvarům počítáme závrty, uvaly a polje (obr. 9.26).

Závrty jsou uzavřené deprese různých tvarů a rozměrů, které jsou obvykle širší než hlubší. Většinou jsou to trychtýřovité nebo mísovité sníženiny kruhovitého, oválného nebo nepravidelného půdorysu, které se vyskytují na povrchu krasu. Průměr závrtů se pohybuje od 2-200 m, výjimečně 1-1,5 km. Bývají od 2-300 m hluboké. Dno bývá pokryto bloky a hlínou, která je naplavena vodou mizící v závrtu. Vznik závrtů je různý v závislosti na rozpouštění krasových hornin a jejich rozpukáni. Rozlišujeme tyto hlavní tvary:

a) trychtýřovité závrty se svahy skloněnými 30-45° a s výrazným okrajem, vznikající korozí a odnosem na křižujících se puklinách;

b) mísovité závrty, které jsou mělčí a plošší než trychtýřovité závrty. Sklon svahů bývá 10-12°. Půdorys bývá oválný a poměr hloubky k průměru je zhruba 1 :10. Dno je nerovné. Protáhlý půdorys ukazuje na vazbu na pukliny;

c) stupňovité závrty, jež představují svislé nebo šikmé přírodní šachty, které často ústí do jeskyní;

d) řícené závrty, jež vznikají zřícením stropu jeskyně, která existovala pod závrtem;

e) ponorové závrty, což jsou trychtýřovité sníženiny na dně poljí (viz dále), pokryté zvětralinami a hlinitými sedimenty, tvořící se v oblasti ponorů vlivem sufoze.

Prostorové rozdělení závrtů na krasovém povrchu je nepravidelné. Častější jsou závrty v plochých sníženinách na starých krasových površích (např. Slovenského krasu). Zřídka se vyskytují na příkrých svazích.

Uvala je složitá sníženina na krasovém povrchu, obvykle menší než polje, ale větší než závrt. Dno je nerovné a vzniká spojením závrtů a rozrušením hřbítků mezi nimi. Další zvětšování probíhá korozním podkopáváním svahů. Jílovité zvětraliny a sedimenty na dně brání odtoku vody.

Polje jsou velké uzavřené sníženiny na krasovém povrchu s většinou výraznými okrajovými svahy a s plochým dnem, které však může být nerovné a může se sklánět různým směrem. Polje mají různé rozměry - od malých (rozměry blízké uvale) až po velké - o rozloze stovek km². Např. v jihoslovanském krasu v Chorvatsku je 221 poljí s celkovou plochou 4 000 km², k nichž 7 má plochu přes 100 km² a 2 polje dokonce přes 300 km². Hydrografické podmínky jsou v poljích velmi rozdílné. Některá polje jsou suchá, jiná periodicky nebo celoročně vyplněná jezerem. Při úpatí příkrých svahů leží vyvěračky (viz dále) vodních toků, které na jiných místech poljí mizí opět v ponorech.

Při vzniku poljí působí různé krasové pochody. Polje mohou vzniknout spojením uval. Zvlněný průběh okrajových svahů poljí ukazuje na působení vodních toků. Svědčí o tom i návaznost poljí na stará suchá údolí. Strukturní kontrola se projevuje vazbou na tektonické linie a synklinální sníženiny. Jejich vznik souvisí se vznikem nepropustných zvětralin a sedimentů, které vedou k boční korozi místo ke krasovému odvodňování do hloubky a tím k přeměně údolí na polje. Polje se nacházejí bud' v hloubce krasového masívu, nebo na jeho okraji při styku s nekrasovými horninami (tzv. okrajová polje).

Na kontaktu krasových hornin s nekrasovými se pak vyskytují mírně ukloněné krasové povrchy, které označujeme jako krasové okrajové roviny. Často jsou tyto roviny krasovými pedimenty. Krasové pedimenty jsou mírně ukloněné odnosové povrchy při úpatí výrazných svahů. Jsou často vyvinuty v místech chemicky čistých vápenců a dolomitů. Jejich vznik úzce souvisí s intenzívním působením koroze na úpatí srázných svahů. Při lomu spádu terénu je odtok vody stékající s příkrého svahu brzděn, takže mírně ukloněné plochy jsou vlhké a působí na nich intenzívní koroze. Je však pravděpodobné i spolupůsobení boční koroze vodních toků. Vůči vyššímu terénu je krasový pediment ohraničen lomem spádu.

Poblíž okrajových svahů krasových okrajových rovin a poljí se vyskytují izolované skalní vyvýšeniny označované jako humy. Jsou to zřejmě boční korozí oddělené části, které svědčí o rovnoběžném ústupu okrajových svahů.

Složitějšími pochody vznikají krasová údolí. Krasové krajiny se vyznačují povrchovou suchostí v důsledku pronikání vody do podzemí. Proto vodní toky vyskytující se v krasu jsou bud'

a) mimokrasové (alochtonní, alogenní) vodní toky, které přitékají do krasu z nekrasového okolí a často mizí v ponorech (viz dále),

b) nebo krasové vodní toky, které vznikají vývěrem krasových vod přímo v krasu.

Voda mizící v puklinách, závrtech a ponorech se hromadí v podzemních dutinách a vytváří nakonec skutečné podzemní říčky. Cirkulace v puklinách probíhající pod hydrostatickým tlakem sahá v krasových horninách až hluboko pod hladinu oceánu a tvoří tzv. freatickou zónu. V Chorvatsku, Slovinsku, Belgii, Francii, Anglii a USA prokázaly vrty a geofyzikální měření podzemní krasové řeky, ležící v hloubce 700-3 000 m pod hladinou oceánu. Hydrostatický tlak sladké vody zabraňuje v pobřežních oblastech proniknutí slané (mořské) vody do krasových dutin. Korozní schopnost pomalu se pohybující vody ve velkých hloubkách je po nasycení jen zcela malá. Vedle samostatných podzemních toků se však v krasu vytváří i souvislá hladina podzemní vody.

V místech, kde krasová voda vyvěrá na povrch, vznikají krasové prameny. Rozlišujeme

Místa, v nichž na povrch vystupují podzemní vodní toky, označujeme jako vývěr - vyvěračka (obr. 9.24). V místech vývěrů se vyskytují vývěrová údolí. Místa, kde voda mizí do podzemí nazýváme ponory (obr. 9.24). V místech ponorů se často vyskytují slepá a poloslepá údolí. Údolí leží často na styku s nekrasovými územími. Jsou uzavřená stěnou, u níž vodní tok mizí do podzemí. Je-li uzávěrová stěna nízká a za stěnou pokračuje suché údolí, případně občasně zaplavované údolí, jde o údolí poloslepé. Je-li uzávěrová stěna vysoká a údolí za ní nepokračuje, jde o slepé údolí. Dno slepých a poloslepých údolí bývá zpravidla vyplněno sedimenty z nekrasových hornin (např. Sloupské a Holštejnské údolí v Moravském krasu). Při úpatí svahů vlivem koroze nezřídka dochází k podřezávání stěn údolí a vznikají krasová zarovnání (skalní plochy - např. krasové pedimenty). Krasové dutiny, které někdy působí jako ponor a jindy jako vývěr (vyvěračka), označujeme termínem estavella.

V krasových krajinách se vyskytují i údolí alochtonních (alogenních) vodních toků, které vznikají společným působením rozpouštění a fluviální činnosti vodního toku. Nezřídka mají tato údolí tvar kaňonu (např. kaňon Slané ve Slovenském krasu).

Spojením činnosti vodních toků a rozpouštění vznikají i soutěsky, často strukturně kontrolované puklinami (např. ve Slovenském ráji). Jejich vznik lze vysvětlit dvojím způsobem:

a) údolí vznikla spojenou činností rozpouštění a vodních toků a teprve později vodní toky zmizely do podzemí v důsledku pokračujícího krasovění nebo tektonického zdvihu krasové krajiny,

b) údolí vznikla v chladných obdobích v pleistocénu, kdy v podmínkách permafrostu byly pukliny utěsněny podzemním ledem, a proto mohlo docházet k povrchovému odtoku a odnosu. Po roztáni permafrostu se údolí změnila v suchá údolí.

Suchá údolí mají nezřídka nevyrovnaný podélný profil a na dně se vyskytují ponory i opuštěné, dnes suché vývěry. Zřídka vznikají tvary podobné údolím spojením závrtů nebo uval a rozrušením stěn mezi nimi.
V masivních a chemicky čistých vápencích v teplém humidním podnebí nacházíme kupovitý, kuželovitý a věžovitý kras. Závrty v teplém humidním podnebí tvoří hluboké trychtýřovité sníženiny, které se rychle prohlubují. V půdorysu jsou sníženiny nepravidelné, často hvězdicovité. Mezi sníženinami se zvedají skalní vyvýšeniny s kruhovitým půdorysem, které mají nejdříve tvar kup a potom kuželů.

Ke korozi dochází při úpatí skalních vyvýšenin, kde vznikají úpatní dutiny v úrovni povrchu krytého nepropustnými zvětralinami a sedimenty. Zřícením podkopaných stěn kuželů vznikají skalnaté věže označované na Kubě názvem mogoty (viz obr. 8.7). Rozšířením puklin korozí vznikají geologické varhany. Jsou to závrtovité sníženiny, které místy dosahují značných hloubek (kolem 100 m) a jsou vyplněny zvětralinami nebo sedimenty. Na rozdíl od závrtů nemají přímé propojení na podzemní jevy. Tímto způsobem u nás vznikly sníženiny u obce Rudice v Moravském krasu.

Příznačným rysem krasu jsou podzemní systémy, zejména jeskyně. Krasové jeskyně jsou podzemní dutiny, které jsou vyplněné plynnými, tekutými nebo pevnými látkami. Jeskyně vznikají nejprve rozšiřováním puklin korozí. Vznikají tak jak vertikální, tak horizontální dutiny. Po dostatečném rozšíření puklin se dutiny zaplňují vodou a začíná působit tekoucí voda. V místech smíchání tekoucí vody s vodou z puklin dochází ke styku dvou vod s rozdílnou mírou nasycení uhličitanem vápenatým. Po smíchání vyžaduje nový objem vody pro rovnováhu menší množství CO₂. CO₂ se uvolňuje a reaktivuje tak rozpouštěcí schopnost vody. Tato koroze smíchaných vod pak působí na stěnách jeskyň a vytváří korozní tvary (skalní výklenky, mísy ap.). Jeskyně jsou vázány na pukliny, což je často patrné i v jejich tvaru. Ve zvrstvených vápencích se uplatňují i vrstevní spáry (např. rovné stropy). Při tvarování jeskyň přirozeně působí i voda podzemních toků, často tekoucí pod hydrostatickým tlakem, především korozí, ale i unášeným materiálem (štěrky, písky ap.). V jeskyních nacházíme evorzní tvary, podmíněné vířivým pohybem vody a jí unášeného materiálu.

Evorzí vznikají obří hrnce, boční korytovité vyhloubeniny, oddělené ostrými hřebeny, ap. Obří hrnce jsou pravidelné hrncovité sníženiny ve skalních stěnách jeskyní. V jeskyních dále rozeznáváme jeskynní etáže, tj. zhruba horizontální chodby, které odpovídají určitým úrovním podzemních vodních toků a mohou mít i návaznost na stadia vývoje krasových údolí nebo i horizontálních puklin. Úseky jeskynních chodeb, v nichž se strop sklání tak hluboko, že se noří do pevného nebo tekutého obsahu jeskyně, nazýváme sifony. Přesná definice jeskyně neexistuje, a proto se často volně zaměňuje termín jeskyně s termínem jeskynní systém, tj. se soustavou jeskyní navzájem oddělených např. sifony.

V jeskyních jsou pak vyvinuty akumulační tvary, které označujeme jako jeskynní výplně. Jeskynní výplně se podle V. Ložka (1973) skládají ze dvou složek, a to z auchtochtonní, vznikající přímo v podzemí, a z alochtonní (alogenní), pocházející z povrchu. Alochtonní složka objemově převládá a je většinou složena ze svahovin, jež se do jeskyně dostávají jednak vchody, jednak stropními okny a komíny. Nacházíme i půdní a přemístěné eolické usazeniny např. spraše. Dále jsou tam často fluviální sedimenty zejména štěrky a písky. Autochtonní složka se skládá v první řadě z opadu ze stropů a stěn. Polohy ostrohranné sutě vznikaly zřejmě v pleistocénu při tání permafrostu. Dále se uplatňuje sintr v podobě krápníků a polev, nickamínku a pěnitce ve vstupních partiích. Sintr je silně porózní hornina chemogenního nebo biochemického původu, vznikající usazováním z vápnitých roztoků. Nickamínek je bílý sintr složený z kalcitu, lovitu, huntitu nebo magnezitu, který vytváří bílou suspenzi v podobě mléka. Pěnivec je sypký sintr. K auchtochtonní složce se třeba počítat i organické zbytky (kosti, netopýří guáno).

Z jeskynních výplní vzbuzují největší zájem krápníky, tj. uloženiny uhličitanu vápenatého. Rozdělujeme je na stalaktity, které vznikají vysrážením při stékání vody shora dolů, stalagmity, které vznikají vysráženém odkapávající vody a rostou zdola nahoru, a stalagnáty, vznikající spojením obou předcházejících typů. Vznikají i složité tvary, označované různými názvy (baldachýn, paleta, štít, pilíř, záclona ap.).

Propadnutím stropů jeskyní vznikají propasti, jako je např. propast Macocha v Moravském krasu.

Na povrchu terénu z krasových pramenů se sráží travertin. Travertin vytváří povrchové tvary, jako jsou např. travertinové kupy nebo terasy. Krasové tvary se v georeliéfu vyznačují značnou stabilitou, a proto studium fosilního krasu pokrytého zvětralinami a sedimenty může značně přispět ke stanovení denudační chronologie krajiny. Zvláštní typy krasu vznikají ve vápencích a dolomitech v místech výskytu termálních vod. Tehdy proces krasovění nepostupuje shora, ale zdola a vznikají podzemní tvary, které nemusí mít spojení s povrchem. Vyvíjejí se zajímavé tvary, jako jsou gejzírové krápníky (u nás např. ve Zbrašovských jeskyních).

Solný kras se vyskytuje v ložiscích soli kamenné NaCl (halitu), sylvínu KCl, karnalitu KCl . MgCl₂ . 6H₂O, kainitu KCl . MgS0₄ . 3H₂O a kieseritu MgSO₄ . H₂0. Halit se ve vodě rozpouští mnohem rychleji než vápenec nebo dolomit. Přitom proces rozpuštění halitu je mnohem jednodušší než u vápence nebo dolomitu a závisí pouze na koeficientu rozpustnosti minerálu, na ploše styku mezi pevnou a tekutou fází, době trvání kontaktu a teplotě systému. Hovoříme proto o vyluhování solí. Přestože, jak je patrné, je halit mnohem rozpustnější než vápenec, dochází ke vzniku solného krasu pouze s povrchu a nikoliv z puklin, protože solný masív je obvykle pro vodu nepropustný. Halit je totiž velmi plastický a pukliny se rychle uzavírají. Jakmile infiltrující voda dosáhne povrchu solného ložiska, rychle se nasytí a vytvoří roztok, který je o 20 % těžší než prostá voda. Tento roztok zpravidla chrání povrch soli před dalším rozpouštěním. Solný kras proto vzniká jen v oblastech s intenzívní cirkulací vody. Při vyluhování halitu a dalších uvedených solí vznikají na povrchu ploché sníženiny. V místech, kde sůl vychází bezprostředně na povrch, se objevují drobné povrchové tvary, zejména škrapy.

Sádrovcový kras vzniká rozpouštění síranu vápenatého, které je složitější než u halitu, zejména proto, že existují rozdíly mezi bezvodým anhydritem (CaSO₄) a sádrovcem, který obsahuje 2 molekuly vody (CaSO₄ . 2H₂O). Sádrovec je rozpustnější než anhydrit, tvoří však většinou jen povrch ložisek anhydritu nebo se vyskytuje na puklinách. Hlavní rozdíl mezi vápencovým a sádrovcovým krasem spočívá právě v tom, že sádrovec tvoří jen povrch ložiska a většina je tvořena anhydritem nepropustným pro vodu. Pokud se v anhydritu vyskytnou pukliny, které by umožňovaly oběh vody, mění se anhydrit v sádrovec, který v průběhu hydratace zvětšuje objem o 36,5 %. Pukliny se tím uzavřou a nevytváří se krasová cirkulace vody. Při méně mocném nadloží dochází při přeměně anhydritu v sádrovec k vyklenutí terénu. Výjimku tvoří pukliny tak široké, že se nemohou uzavřít. Potom se vyvíjejí jeskyně. Řícením stropů jeskyní vznikají na povrchu řícené závrty, které se spojují v protáhlé sníženiny. Vyskytují se i sníženiny podobné poljím. Z předhůří Karpat v Polsku jsou známé i závrty vzniklé vyluhováním a sádrovcové mosty.

9. Fluviální procesy a reliéfy jimi vznikající

9.1 Amosférické srážky jako zdroj vody v krajině

9.2 Povrchové vody v krajině a reliéfy jimi vznikající

9.3 Podpovrchové vody v krajině