Kvartér je obdobím, kdy byly Vnější Západní Karpaty po ústupu moře z karpatské předhlubně a vídeňské pánve v průběhu terciéru výhradně souší. Základním znakem je střídání chladných období — glaciálů (ledových dob), význačných mohutným rozšířením ledovců, s mnohem teplejšími a vlhčími obdobími meziledovými — interglaciály. Interstadiál je částečně teplejší období v glaciálu. Cyklické střídání klimatických změn způsobuje, že čtvrtohory jsou i přes své krátké trvání (cca 1,6—1,8 Ma) obdobím velmi dynamickým.
Sedimenty pleistocénu
Naše území se v době pleistocénu rozkládalo v tzv. periglaciální zóně mezi severoevropským kontinentálním ledovcem a horským ledovcem, který pokrýval Alpy. Kontinentální ledovec pronikl na naše území pouze dvakrát v období elsterského a saalského zalednění a to pouze na nížinné části sev. Moravy. Většina území byla v kvartéru oblastí snosu (denudační), k významnější akumulaci sedimentů docházelo jen oblasti moravských úvalů.
Pro glaciál je typické rozšíření mohutných kontinentálních i horských ledovců. V jejich předpolí panovali subarktické podmínky, podobné dnešním podmínkám nad hranicí lesa. Vegetace měla charakter tundry. Povrch terénu byl do značných hloubek trvale promrzlý — tvořil jej permafrost. Pouze ve vrcholném létě docházelo na osluněných místech k rozmrzání nejsvrchnější části permafrostu a vlivem gravitace ke stékání rozbředlého materiálu — soliflukce, a to i na velmi mírných svazích o sklonu kolem 3°.
Pozn.: Přestože kvartérní sedimenty jsou nejrozšířenějšími horninami pokryvu Českého masívu a Karpat, jejich mocnost se pohybuje v řádu maximálně několika metrů. Kvartérní uloženiny pokrývají 90 % povrchu území republiky. Kdybychom v geologických mapách znázornili kvartérní sedimenty již od mocnosti 50 cm, bylo by jimi podle odhadů pokryto území ze 70 %. Jen výjimečně, v oblastech zasažených ledovcem (výplně hlubokých podledovcových koryt), přesahuje mocnost sto metrů.
Pro glaciální období jsou typické veškeré formy mechanického rozpadu hornin jako jsou – vytváření skalních mrazových srubů, vyčnělých skalisek, kryoplanačních teras, polygonálních a mrazem zvířených půd a mrazových klínů.
V suchých obdobích glaciálů docházelo k intenzívní eolické činnosti, akumulaci spraší, sprašových hlín a navátých písků. Počáteční a koncová stadia ledových dob byla příznivá pro ukládání písčitých štěrků v údolích. Do nich se pak vodní tok postupně zařezával a štěrky zůstávaly zachovány podél údolí v podobě terasovitě uspořádaných akumulací – říčních teras.
Interglaciály s atlantickým klimatem byli naopak obdobími sedimentačního klidu, kdy panovalo velmi příjemné podnebí s vyšší průměrnou roční teplotou a vyššími srážkami než dnes. S výjimkou strmých skalních stěn byl povrch terénu pokryt souvislým listnatým lesem. Pod lesním krytem se vytvářely vyzrálé lesní půdy rázu kambizemí s dokonale vyvinutým B–horizontem. Vedle půd je na meziledová období vázána tvorba organických sedimentů – rašelin a slatin.
V kvartéru se vymezují dvě oblasti:
- denudační oblasti tvoří většinou morfologicky vyšší úrovně, hlavně pahorkatiny a hory,
- akumulační oblasti tvoří většinou údolní reliéfy, zejména v úvalech větších řek. Sedimenty akumulační oblasti se dále dělí na:
Sedimenty kontinentálního zalednění
Kontinentální ledovec zasáhl území sev. Moravy ve střed. pleistocénu a to během elsteru a saale. V obou stupních se vyčleňují samostatná zalednění, která zahrnují několik ledovcových transgresí.
Elsterský glaciál
Elsterský pleistocenní glaciál se projevil v severoevropské nížině. Elsterský (též zvaný halštrovský) glaciál je kladen do nejsvrchnější části spodního pleistocénu mezi starší interglaciál cromerský a mladší, již střednopleistocenní holsteinský interglaciál. Časově odpovídá glaciálu mindel alpského zalednění. Je nazván podle řeky Elster v Německu. V elsterském glaciálu se vyčleňují dvě zalednění. Starší opavské zalednění zahrnuje tři a mladší kravařské zalednění dvě ledovcové transgrese. V průběhu těchto období bylo ledovcem pokryto celé území Opavské pahorkatiny.
V opavském zalednění vzniklo sev. (chuchelenské) pásmo náporové morény. Táhne se od Oldřišova přes Hněvošice a Kobeřice k Chuchelné a Píšti. V ní může dosahovat mocnost tillů až 20–35 m. V okolí Opavy došlo vlivem několikanásobné oscilace k vytvoření polycyklické kamové náporové morény. Během maximálního postupu ledovcový příkrov převyšoval sev. náporovou zónu a dosáhl k okraji Nízkého Jeseníku, přičemž jeho mocnost nebyla větší než 100 m a při okraji pohoří činila jen 50 m. Opavské zalednění je nově korelováno s Polským glaciálem san 1, v záp. Evropě je korelovatelný s glaciálem B v rámci cromerského komplexu v Nizozemsku. Podle výsledků datování jílu provedeného ve Svatokřížských horách v Polsku spadá do období před asi 730 tis. let. Následující perioda (otický komplex) je charakterizována oteplením a dokumentovaná je výskytem oglejených hnědozemích fosilních půd, které jsou vyvinuté na tillu předchozího zalednění.
Následující kravařské zalednění zahrnuje dvě náporové fáze oddělené muglinovským interglaciálem, v Polsku nazvaném Ferdynandowský. První náporové fázi odpovídá v Polsku glaciál san 2, v záp. Evropě elster 2 a ve vých. Evropě zalednění don. Druhá náporová fáze v Polsku odpovídá zalednění wilgi. Tilly byly datovány na 600–580 tis. let. Kromě významné glacifluviální sedimentace dochází také k vytvoření již. (kravařského) pásma čelní náporové morény, která od Uhlířova pokračuje směrem na Opavu, Kravaře, Zábřeh a Hlučín.
Sálský glaciál
Také v sálském glaciálu se vyčleňují dvě zalednění. Starší se nazývá palhanecké zalednění a zahrnuje dvě transgrese a mladší Oldřišovské zalednění se třemi nápory ledovce. Navzájem jsou odděleny neplachovickým teplým intervalem. V postupové fázi staršího zalednění se uložila svrchní akumulace štěrků a písků hlavní terasy. Čelní moréna zčásti nasedá přímo na tyto fluviální terasy. Před čelem ledovce byly ukládány sedimenty sandrového typu a v menší míře i glacilimnické sedimenty. Palhaneckému zalednění odpovídá glaciál liwca v Polsku nebo Cooling v Bělorusku, kde bylo datováno na 370–330 tis. let. V záp. Evropě se označuje jako zalednění fuhne. Někteří autoři se domnívají, že v tomto období ledovec území ČR nezasáhl.
Sedimentační cyklus oldřišovského zalednění začíná rozsáhlou glacifluviální akumulací štěrků a písků o průměrné mocnosti okolo 15 m. Dále se pak ukládaly žlutohnědě zbarvené tilly bazální a náporové morény a glacilimnické sedimenty o maximální mocnosti do 20 m. Vzniká také náporová moréna táhnoucí se od okolí Oldřišova na Albertovec, Chuchelnou a Píšť . Tato moréna je složena ze tří poloh tillu. Pásmo náporové morény dosáhlo vrcholu v poslední transgresi ledovce. V záp. Evropě mu odpovídá zalednění drenthe, v Polsku se označuje jako oderské zalednění, kde bylo nově datováno na 150−160 tis. let. Maximální pozorovaná mocnost sedimentů oldřišovského zalednění na Opavské pahorkatině je 40 m. Podle Macouna a Králíka se ledovcové sedimenty ukládaly v nadmořské výšce, která je dnes vyšší než 300 m.
Viselský glaciál
Kontinentální ledovec nejmladšího viselského zalednění na naše území nezasáhl, neboť jeho jižní okraj zůstal již. od Berlína a sev. od Varšavy a moravskoslezská oblast už nacházela v periglaciální oblasti. Sedimentační cyklus střed. pleistocénu je zakončen proluviálními sedimenty a sprašovými komplexy, které jsou rozčleněné iniciálními půdotvornými procesy.
Glacigenní sedimenty
Glacigenní sedimenty jsou na našem území převážně zastoupeny glacifluviálními sedimenty výplavových předledovcových plošin, v menší míře také glacilakustrinními sedimenty. Typické jsou tence vrstevnaté varvity, u nichž střídání vrstviček různého materiálu obráží sezonní střídání podnebí. Lze se setkat se sedimenty morén horských a výjimečně i kontinentálních ledovců – glacigenními sedimenty s.s. – tilly.
Glacigenní sedimenty s.s. – Tilly
V současné době se pro glacigenní sedimenty používá název till, ve starší literatuře se označovaly jako souvkové hlíny nebo morény. Jako till se označuje sediment, který byl transportován a následně uložen ledovcem nebo z ledovce a přitom nebyl nebo byl jen málo vytříděn vodou. V rámci tillu se vyčleňuje několik typů podle jeho pozice vzhledem k ledovci: subglaciální, supraglaciální, popřípadě okrajové. Do subglaciálních patří lodgement till, subglaciální melt–out till a deformační till. Do supraglaciálních patří flow till a supraglaciální melt–out till (na území ČR se vyskytuje jen vzácně). Nejvíce tillů na našem území je subglaciálního původu.
Glacifluviální sedimenty
Jako glacifluviální se označují sedimenty vytvořené procesy tavných vod buď na, uvnitř, pod nebo v předpolí ledovce. Podle pozice jejich sedimentačního prostoru k ledovci jsou členěny na englaciální a proglaciální:
- Englaciální sedimenty vznikly uvnitř ledovcového tělesa (eskery).
- Proglaciální sedimenty se ukládaly v předpolí, vyčleňují se tři typy a to sedimenty výplavových plošin, glacifluviálních delt a glacifluviálních teras.
Největší plošný rozsah i mocnost mají sedimenty výplavových plošin (sandry). Vznikaly na mírně ukloněné ploše v předpolí ledovce. Kromě širokých planin mohou tvořit výplavové vějíře, které se rozdělují na proximální zónu, kde je tok lokalizován do několika hlavních koryt (hluboké a úzké), střední zónu se sítí širokých, mělkých pohyblivých koryt a distální zónu, ve které je tok mělčí. Špatně definovaná koryta mohou během periody vysokého průtoku splynout a vytvořit jediný plošný pokryv. Zrnitost usazovaného materiálu tak závisí na vzdálenosti od ledovce, čím je prostředí vzdálenější, tím se zrnitost zjemňuje. Charakteristické je diagonální zvrstvení s velkým sklonem lamin (obvykle do 30°). V klidnějších podmínkách sedimentovaly subhorizontálně zvrstvené písky, popř. s proudovými čeřinami, ve kterých mohou být i vložky jemnozrnného písku a prachu.
Glacilakustrinní sedimenty
Jako glacilakustrinní se označují sedimenty usazené v ledovcových jezerech, dotovaných tavnými vodami z ledovce. Glacilakustrinní sedimenty se v základním pojetí dělí podle polohy jezer vůči ledovci na jezera v kontaktu s ledem (subglaciální a supraglaciální), jezera u čela ledovce a jezera proglaciální. Supraglaciální a subglaciální sedimenty nebyly na území ČR zjištěny. Menší jezera vznikala v prostoru výplavových plošin, v takových případech dochází k přechodu od sedimentace proudící vodou do typické lakustrinní sedimentace. Mezi hlavní znaky mělkých jezer patří tence deskovitá až laminovaná vrstevnatost a vyskytující se vrstvy s vlnovými čeřinami. Typickým sedimentem ledovcových jezer jsou varvy. Jde o rytmicky zvrstvené laminované prachové a jílové sedimenty.
Glacigenní sedimenty obecně nalézáme na sev. Moravě a ve Slezsku v oderské části Moravské brány, na Ostravsku a v přilehlé Podbeskydské pahorkatině, na Opavsku, v Osoblažské nížině, v Žulovské pahorkatině a v okolí Zlatých Hor.
Z obou zalednění jsou zachovány uloženiny několika stadiálů a jejich mocnost dosahuje až několika desítek metrů, výjimečně až 150 m v přehloubených korytech toků, vytvořených před elsterským zaledněním. V eratickém (souvkovém) materiálu jsou přítomny horniny severoevropského původu, zejména ze Skandinávie a Pobaltí, k nimž patří i známé bludné balvany.
Typickými horninami souvků jsou skandinávské proterozoické žuly rapakivi s červenými živci z Alandského souostroví a jih.–záp. Finska, různé typy švédských a baltských granitů atp. Četné nálezy pocházejí zejména z okolí Vidnavy ve Slezsku.
Na území moravských Karpat máme pozůstatky horských zalednění pouze v Moravskoslezských Beskydech. Jde převážně jen o relikty čelních morén a karovitých uzávěrů údolí z posledního zalednění.
Sedimenty periglaciální (extraglaciální) zóny
Sedimenty periglaciální a extraglaciální zahrnují zahrnují svahové (deluviální) sedimenty, proluviální (přívalové) sedimenty, říční (fluviální) sedimenty a eolické (větrné) sedimenty. Podstatně menší plochy zaujímají chemogenní a varvitické jezerní sedimenty, sladkovodní vápence, travertiny a pod.
Periglaciální zóna
Většina plochy našeho území patřila v pleistocénu příledovcové neboli periglaciální zóně. Její šířka se počítá na stovky kilometrů a má své specifické rysy. V glaciálech se výrazně uplatňovaly exogenní procesy mechanického zvětrávání, které vedly mimo jiné i ke vzniku ostrých tvarů reliéfu. Akumulace gravitací vzniklých deluviálních sedimentů (sutí aj.) i eolických a fluviálních sedimentů naopak “změkčovaly” ostré morfologické tvary. Typický byl vznik trvale zmrzlé půdy — permafrostu.
V periglaciální zóně Evropy, a tedy i u nás můžeme rozlišit oblasti denudační, kde převládala destrukční činnost nad akumulacemi, takže sedimenty jsou zastoupeny v menší míře, a oblasti akumulační, kde se ukládaly nejrůznější bohatě členěné typy kvartérních sedimentů často na velkých plochách.
Denudační oblasti
Na území moravských Karpat převládají oblasti denudační. Denudačním oblastem patří většinou morfologicky vyšší úrovně, hlavně pahorkatiny, vrchoviny a hory. Kvartérní uloženiny zde zaujímají malé plochy a jsou většinou geneticky jednotvárné.
Akumulační oblasti
K akumulačním oblastem s dominantním zastoupením pískoštěrkových říčních teras, spraší, navátých písků a pestré škály dalších sedimentů patří v oblasti moravských Karpat Hornomoravský úval, část Moravské brány v povodí Bečvy, Vyškovská brána, Dyjsko-svratecký úval a Dolnomoravský úval.
Výsledkem mechanického zvětrávání v glaciálech je rozpad pevných hornin až na klastická eluvia, tedy horniny ležící na místě svého vzniku. Čtvrtohorní překryvy jsou v oblasti moravských Karpat tvořeny zejména terciérními až kvartérními proměnlivými písčitými a jílovitými eluvii. Chemické zvětrávání, probíhající v interglaciálech, zcela mění chemické složení původní horniny a výsledkem je vznik půd. Ten je závislý jak na typu matečné horniny, klimatických poměrech a poloze v terénu, tak na přítomnosti nejrůznějších půdních organismů – edafonu. Vedle půd recentních jsou významné i půdy fosilní a subfosilní.
Půdy se zachovaly buď v původním stavu, nebo jako půdy polycyklické, vznikající opakovaným půdotvorným procesem, nebo jako půdy polygenetické, u nichž proběhlo více půdotvorných procesů a nebo jako půdy reliktní s neúplnými zbytky půdního profilu.
Pozn.: Jelikož se intenzita i délka trvání půdotvorných procesů během pleistocenních interglaciálů měnila a postupně zmenšovala, vytvářely se i na totožných substrátech v průběhu pleistocénu různé typy půd: např. spod. pleistocén charakterizují intenzivně rezavě červenavé půdy. Ve svrch. pleistocénu a holocénu jsou hojné lesní hnědě zbarvené půdy ze skupiny kambizemí a hnědozemí, dále lesostepní a stepní černozemě a rendziny.
Deluviální (svahové) sedimenty
Deluviální (svahové) sedimenty vznikají na svazích gravitačními pohyby. Svahové sedimenty se člení podle zrnitosti (kamenité, písčité, hlinité aj.), podle geneze (ronové, soliflukční, sesuvné apod.). Představují pestrou škálu sedimentů vzniklých v závislosti na substrátu a tvaru terénu. Patří k nim zejména suti, kamenná moře, svahové hlíny, přemístěné hlíny aj. V denudačních oblastech jsou nejrozšířenějšími kvarterními uloženinami. Délka transportu materiálu na svažitých terénech může být velmi krátká (např. hákování vrstev) nebo dlouhá i stovky metrů (např. při soliflukci).
Podle složení původního podkladu mají deluviální sedimenty hlinito-kamenitý, hlinito-jílovitý, hlinito-písčitý, písčito-jílovitý nebo písčitý charakter. Místy se vyskytují pokryvy pouze z kamenných bloků rozvětralých lavic pískovců. Zvětrání je velmi hluboké (až desítky metrů) a nezpevněné deluviální sedimenty jsou velmi náchylné ke vzniku svahových pohybů – sesuvů.
Deluviální (svahové) uloženiny z období glaciálů bývají drobněji klastické, složené z ostrohranných úlomků, často bez hlinité základní hmoty. Deluvia z období interglaciálů a holocénu bývají hrubě balvanité sutě s hlinitou výplní. Pokud tvoří skalní podklad jílovce, na styku s vodou se rychle rozpadají a vytváří se jílovité až jílovitopísčité hlíny. V místech pískovcového podloží mají deluviální sedimenty charakter hlinitokamenitých nebo kamenitých sutí. Mocnost deluvií dosahuje až 3 m.
Proluviální sedimenty
Proluviální sedimenty jsou sedimenty vznikající jako produkty náhlých přívalových proudů ( hlíny, štěrky, písky, kamenité sutě). Představují materiál hromadící se v místech, kde údolí, úpady nebo strže vyúsťují do hlavních údolí se širokou nivou, nebo z hor do plochého podhůří.
Proluviální sedimenty vznikají následujícímu pochody. Voda nesoucí materiál v podobě plochého výplavového kužele, připomínajícího do určité míry deltu. Sedimentace se střídá v různých úsecích kužele a je obvykle periodická. I když hlavní pohyb se děje vodou, přece mnohé znaky proluvií ukazují těsnou souvislost se svahovinami: výrazný sklon vrstev, nevytříděnost a neopracovanost úlomků hornin. Proluviální sedimenty je možné rozdělit na sedimenty podhorských a splachových kuželů.
Podhorské kužele představují proluvia v užším slova smyslu. Jsou rozlehlé, z hrubého nevytříděného materiálu. Vyskytují se na úpatí hor, materiál je tříděn tak, že se směrem od hor zjemňuje. Tvoří se předevšm ve studených, ale na prudké srážky bohatých obdobích, kdy hory byly jednak holé, jednak postižené silným mechanickým zvětráváním. Dodávka materiálu může být ovlivněna soliflukcí.
Splachové kužele se vytvářejí všude při vyústění malých postranních údolí nebo erozních rýh a úpadů do větších údolí. Ve studených obdobích převládají uloženiny se silnějším podílem skeletu, který však může být poměrně drobný, zatímco v teplých obdobích stoupá podíl jemnozemě, často ze snesených půd, zároveň i podíl hrubších bloků. Hlavním činitelem při vzniku takových kuželů jsou vodní přívaly a soliflukce, popřípadě v teplých obdobích splach a pohyb zemin při tání sněhu.
Náplavový kužel (dejekční kužel, aluviální delta) na své bázi obsahuje starší materiál než na povrchu. Představuje členité těleso, kde se mohou vedle sebe vyskytovat dvě geneticky totožné, ale časově nepříbuzné sedimentární formace.
Fluviální sedimenty
Fluviální sedimenty jsou sedimenty vznikající činností vody a vodních toků. K sedimentaci částic dochází při poklesu rychlosti proudění, a tedy i unášecí síly toku. Na snížení rychlosti se může podílet i vylití vody z koryta při povodňových stavech i nadměrné zatížení toku splaveninami. Fluviální sedimenty mají velmi složitou strukturu, která vznikla kombinací usazování, následného rušení destrukční činností ledovců během zalednění a opětovného usazování. Výsledkem jsou kombinované usazeniny štěrků , štěrkopísků, písků a nakonec i přeplavovaných hlín.
Fluviální sedimenty mají různý charakter podle části toku, ve kterých se hromadily. Proto v nich můžeme rozeznat:
- sedimenty divočících toků (hlavně v horních úsecích řek s velkým spádem a častým překládáním koryt,
- meandrujících toků (ve středních a dolních úsecích s menším spádem), vytvářející terasovitě vyvinuté akumulace písčitých štěrků,
- sedimenty dolních částí toků s převahou jemnozrnných, často horizontálně zvrstvených uloženin nivních akumulací.
Fluviolakustrinní sedimenty
Fluviolakustrinní sedimenty jsou sedimenty vytvořené řekou v jezerním prostředí, např. v průtočných jezerech nebo činností řeky přitékající do jezera. Fluviolakustrinní sedimenty vznikly v téměř stojatém nebo jen velmi mírně tekoucím vodním prostředí. Jsou tvořeny obvykle písky a štěrkopísky.
Fluviolakustrinní sedimenty se nacházejí např. v pokleslině Fryštácké brázdy.
Říční terasy
K nejdůležitějším kvarterním sedimentům patří terasové akumulace – říční terasy, které vznikly v důsledku zařezávání koryt toků do podložního skalního podkladu při postupném výzdvihu, který byl kombinován s kolísáním spodní erozní báze toků. Všeobecně platí, že čím je terasová akumulace v údolí položena výše nad řekou, tím je starší.
Akumulace terasových sedimentů spadá v pleistocénu (podle dnešního stavu výzkumu) do období glaciálu. Postupné zahlubování toků můžeme vysledovat z rozložení terasových stupňů. Vyskytují se jak na páteřních řekách Moravě, Bečvě a Odře, tak i na menších přítocích (např. Olše, Olšava ad.).
Pozn.: Pleistocenní fluviální uloženiny teras řeky Moravy mezi Napajedly a Veselím nad Moravou se vyskytují ve třech úrovních. Nejvyšší spodnopleistocenní skupina teras tvoří relikty písčitých štěrků mezi 30—70 m nad řekou. Vykytují se například mezi Kudlovicemi a Spytihněví, sev.–záp. od Starého Města, u Velehradu nebo např. východně od Ostrožské Nové Vsi.
Střední skupina terasových úrovní leží ve výšce 15—25 m nad řekou a je řazena do mindelu. Nachází se v plošně omezeném rozsahu u Kunovic, 2 km sev.–záp. od Huštěnovic a ZSZ od Starého Města.
Třetí, nejnižší skupina teras je výrazně vyvinuta po obou stranách řeky Moravy. Je tvořena dvěma terasovými stupni; vyšší označujeme jako risskou (hlavní) terasu s povrchem 12 m a s bází 0 až 7 m nad řekou. Na pravém břehu řeky jsou štěrky těchto teras obvykle překryty eolickými a deluvioeolickými uloženinami. Na levém břehu často přecházejí do jen několik metrů mocných proluviálně fluviálních sedimentů uloženin menších přítoků. Nejníže leží fluviální písčité štěrky převážně würmského stáří, které jsou překryty povodňovými hlínami.
Povodňové (nivní) hlíny
V interglaciálech a zvláště v holocénu se na povrchu glaciálních terasových štěrků vyvinuly (povodňové) nivní hlíny, někdy i s fosilními a subfosilními půdami. Více můžete najíte zde.
Eolické sedimenty
Eolické, také větrné sedimenty jsou vzduchem transportované a později sedimentované prachové částice (větrný sediment). V eolických sedimentech se rozlišují:
Spraše
Spraš je klastický sediment eolického původu. Typická spraš se vyskytuje v podmínkách nížinného reliéfu do nadmořské výšky 300 m a je tvořena pouze jemnozrnným, větrem přemístěným materiálem, ve kterém se druhotně vysrážely vápnité konkrece – cicváry. Spraše jsou tvořeny převážně prachovými zrnky křemene, živců a slíd o průměrné zrnitosti 0,002–0,05 mm. Podstatný je i obsah rozptýleného CaCO3 okolo 10–20 %. Typické spraše jsou nevrstevnaté, rozmělnitelné v prstech, světle okrové barvy a svislé odlučnosti.
Na spraších se vyvinuly černozemě a na okrajích hnědozemě; spraše mohou obsahovat i pohřbené půdní horizonty. Většina spraší je würmského stáří. Spraše tvoří buď souvislé překryvy nebo závěje. Návěje jsou velmi vzácné. Na svazích mohou vytvářet i několik pokryvů nad sebou. Ukládání spraší skončilo v pozdním glaciálu. Nejhojnější výskyty spraší jsou v nižších částech oblasti, zejména na styku s nivními hlínami Hornomoravského a Dolnomoravského úvalu.
Spraš navátá větrem nevykazuje na pohled patrné vrstvy, ty se vyskytují pouze u spraší druhotně přemístěných vodou. Spraš je velmi měkká, takže ji lze rozmělnit v prstech, přitom je však soudržná a nesesýpavá, v důsledku čehož mají rokle ve spraši strmé svahy. Spraše jsou velmi propustné a srážky se na nich z velké části vsakují do hloubky, stejně snadno se však díky kapilární vzlínavosti může voda vracet k povrchu a vyživovat rostliny. Dešťové srážky částečně vyluhují CaCO3 ze svrchních poloh spraší a znovu jej vylučují v nižších polohách v podobě konkrecí, tzv. cicvárů. Je-li postupně uhličitan vápenatý vyluhován ze svrchních poloh do hloubky, dochází k přeměně povrchové spraše na sprašovou hlínu. Spraše vynikají jako úrodná zemědělská půda.
Sprašové terény jsou mimořádně náchylné k erozi a působením povrchové vody v nich snadno vznikají hluboké strže. Ve sprašových terénech též mohou vznikat pseudokrasové jevy.
Pozn.: Nejmocnější překryvy spraší jsou na táhlých JV svazích Chřibů na pravé straně řeky Moravy. Průměrná mocnost se pohybuje mezi 1 až 10 m, maximální mocnost byla zaznamenána u Boršic u Buchlovic a činí 27,5 m.
Prachovice
Prachovice se od zesprašněných zemin liší nedostatkem CaCO3, a mírným pseudooglejením a také odlišnou formou hydroxidu železa, který může zastupovat CaCO3. Také podíl jílu a dalších hrubších částic může být vyšší. Prachovice také jeví svislou odlučnost, ale brzo se rozrušují díky námrazovosti a náchylnosti k drobným sesuvům. Z litologických znaků a úložných poměrů prachovic je zřejmé, že přenos a akumulace materiálu byly podobné jako u spraší, zatímco sedimentační prostředí je vlhčí.
Sprašové hlíny
Sprašové hlíny se skládají rovněž z prachových částic jako samotné spraše, ale neobsahují na rozdíl od spraší CaCO3. Jsou rozšířeny hlavně v klimaticky vlhkých oblastech nebo v nadmořských výškách nad 300—350 m. Menší a méně mocné uloženiny sprašových hlín se vyskytují i izolovaně ve vyšších polohách lesních komplexů. Protože v nich nejsou výrazné fosilní půdy a bývají navíc následkem zamokření postiženy oglejením (redukčními pochody vyvolanými podzemní vodou mělce pod povrchem), je jejich paleopedologická i stratigrafická interpretace obtížná.
Váté písky
Rozšíření vátých písků je vázáno na zdroj materiálu, ze kterého byly písčité částice vyváty, tj. šterkopískové akumulace říčních teras a zvětraliny pískovcových a jim podobných hornin. Váté písky o velikosti zrna 0,1—0,5 mm pocházejí hlavně až z konce posledního zalednění, starší jsou zachovány jen výjimečně jako relikty. Nejvýznamnější oblastí vátých písků je území mezi Moravským Pískem a Hodonínem nazývané Moravská Sahara.
Váté písky oblasti “Moravské sahary” pocházejí z fluviálních sedimentů řeky Moravy, původ materiálu je z krystalinika Jesenicka. Území vátých písků vzniklo vyvátím těchto sedimentů – písčitých teras v pleistocénu. Podle hrubosti zrn byly písky přenášeny jen na velmi krátkou vzdálenost, spíše docházelo k tvarování povrchu rozsáhlých říčních teras větrnou činností. Mocnost písků přibývá od k J k S.
Eolické akumulace nalezneme i v pahorkatinách a vrchovinách, zde ale eolické sedimenty obsahují příměsi svahových zvětralin, jež se s eolickým materiálem promísily soliflukcí.
Limnické sedimenty
Limnické sedimenty jsou sedimenty stojatých vod různých typů jezer nebo bažin, občas i periodických. Bývají většinou vytříděné a jemnozrnné (převládají písky a jíly), místy rytmicky zvrstvené, často s velkým podílem organických látek. V ledovcových oblastech jsou typické varvity s velmi drobnými cykly světlých a tmavých (na organickou substanci bohatších) vrstviček, v extraglaciálních oblastech to bývají sladkovodní slíny a křídy, tmavé, na organickou hmotu bohaté sedimenty — šedočerné muddy a hnědavé gyttji a sapropely.
Zvláštní skupinu tvoří vápnité bažinné sedimenty — humózní složkou obohacené almy, černá slatinná, silně humózní bahna anmoory a pak rašeliny a slatiny. Jsou to tedy jak uloženiny klastické, tak biochemické a organické.
Pozn.: Z významných lokalit lze uvést uloženiny tzv. Stonavského jezera na Ostravsku, varvity na lokalitách sev. Moravy a Slezska.
Rašeliny
Rašelina je nahromaděný, částečně rozložený rostlinný materiál. Obsahuje převážně organické látky (celulózu) a organické kyseliny (pH 2—6). Rašelina se vrství z rostlinného materiálu, obvykle v bažinatých oblastech, kde je omezen úplný rozklad rostlin díky acidickým a anaerobním podmínkám. Je složena převážně z vegetace mokřin: stromů, trávy, hub a ostatních druhů organických zbytků, jako je hmyz a živočichové. V oblast moravských Karpat se vyskytují převážně rašeliny slatinného typu a holocenního stáří.
U Vracova v trati “Jezera” byla v roce 1962 zahájena těžba rašeliny. Plocha je přes 19 ha, délka asi 600 m, šířka asi 400 m. Podklad tvoří pannonské jíly, v nadloží jsou váté písky a sprašové hlíny. Jedná se o slatinnou rašelinu s přechodem do vrchovištního typu. Vracovské rašeliniště je největší na již. Moravě. V současnosti je již rašelina vytěžena.
Sladkovodní vápence
Sladkovodní vápence jsou geneticky různé uloženiny vysrážené z vodných roztoků s vyšším obsahem Ca(HCO3)2. Patří sem jednak pramenné travertiny, usazené často i z temperovaných vod v podobě kup, jednak pěnovce vzniklé ze studených vod zvláště na svazích a při dnech údolí (zpravidla na rozhraní propustného nadloží a nepropustného podloží), kde vytvářejí kaskády. Řadíme sem ale i výše zmíněné vápnité uloženiny stojatých vod a bažin. Vznik je většinou vázán na teplá a vlhká období, tj. interglaciály a holocenní klimatické optimum. Skutečné pevné travertiny v užším slova smyslu jsou u nás téměř jen pleistocenního stáří a patří jim výskyty na Moravě v Kokorech, Tučíně, Želatovicích a Radslavicích.
Travertiny
Travertiny a tufy studených vod vznikly a vznikají anorganickou cestou nebo za spolupůsobení rostlin. Setkáváme se s nimi v okolí Přerova (Kokory, Tučín, Želatovice, Radslavice), s určitou formou travertinů např. také ve Chřibech, Ždánickém lese i v Bílých Karpatech.
Travertinové kupy na Přerovsku jsou spojeny s výskytem olomoucko-přerovského zlomu a jejich vznik byl podmíněn přítomností devonských vápenců ve spojitosti s mladou tektonickou aktivitou, která je doprovázena mj. výrony uhličitých kyselek a plynného oxidu uhličitého. Těleso travertinové kupy u Kokor leží v nadloží staropleistocenní terasy řeky Moravy, tzv. kokorských slepenců a má mocnost kolem 7 m. Podle paleontologických nálezů je těleso řazeno do období staršího günzu. Samotný travertin je nepravidelně deskovitý, místy silně kavernózní, místy celistvý. Proměnlivé zbarvení horniny podmiňuje páskovanou strukturu, která je ve svých odstínech žluté až hnědé barvy velmi atraktivní pro využití ve stavebnictví.
Pozn.: terminologie kvartérních sladkovodních vápenců používaná u nás se liší od mezinárodní, kde pojem travertin má obecnější, ne zcela ustálený význam a často je považován za synonymum více či méně zpevněných vápnitých sintrů usazovaných i v jeskyních.
Pěnovce a sintry
Ke sladkovodním vápencům se řadí také pěnovce a sintry. Protože jejich vznik probíhá i v současnosti, jsou zařazeny do kapitoly pojednávající o sedimentech holocénu. Popis naleznete zde.
Sedimenty holocénu
Deluviofluviální (splachové) sedimenty
Deluviofluviální sedimenty buď lemují úpatí svahů při dnech údolí, vyplňují závěry a svrchní části údolí. Samostatným typem jsou výplavové (dejekční) kužele. Deluviofluviální sedimenty jsou převážně holocenního stáří, bývají málo mocné a rytmicky zvrstvené. Jejich petrografické složení je závislé na geologickém složení nejbližšího okolí, tj. zejména výše položených částí údolí. Jsou přechodem mezi svahovinami a sedimenty údolních niv. Dejekční kužele vznikaly při krátkodobých přívalech a tvoří ploché vějíře ve vyústění postranních údolí na spodních říčních terasách hlavních toků.
Povodňové (nivní) hlíny
V interglaciálech a zvláště v holocénu se na povrchu glaciálních terasových štěrků vyvinuly (povodňové) nivní hlíny, někdy i s fosilními a subfosilními půdami. Tyto akumulace již ovlivnila činnost člověka, která již od neolitu (asi před 6 500 lety) uvolňovala odlesněním a zemědělskou činností lesní půdy pro erozi a denudaci.
Povodňové hlíny a jíly řeky Moravy jsou hnědošedé až černohnědé a dosahují mocnost 1 až 6 m. Tvoří povrch údolní nivy řeky Moravy a jejich přítoků. Tyto holocenní uloženiny jsou rozděleny jednou až dvěma subfosilními půdami. Z uhlíků nalezených ve spodní subfosilní půdě u Veselí nad Moravou byla provedena radiokarbonová analýza, která ukázala na jejich stáří 3 560 ± 130 let.
Z povodňových sedimentů řeky Moravy v Dolnomoravském úvalu (oblast Strážnického Pomoraví) lze přečíst informace o chování řeky, citlivě reagující na změny klimatu i zásahy člověka do krajiny. Radiokarbonové datování kmenů stromů a uhlíků, nacházených v uloženinách Moravy, ukázalo, že k povodním docházelo hlavně v posledním tisíciletí. Pouze na okraji říční nivy jsou pomocí pylových a rozsivkových analýz doloženy sedimenty z konce poslední doby ledové.
Lidská činnosti velmi ovlivnila charakter povodňových sedimentů Moravy, uložených v první polovině minulého tisíciletí. Od začátku 12. století byla osídlována, odlesňována a zemědělsky využívána krajina ve vyšších nadmořských výškách. V důsledku člověkem vyvolané eroze, došlo ke smývání jílovitých zvětralin z hornatých oblastí Bílých Karpat, Chřibů a Javorníků. Během tohoto období se v nivě Moravy uložilo několik metrů jílovitých povodňových sedimentů. Tok Moravy měl v té době podobu řeky s množstvím větvících se koryt a malou energií proudící vody. Ke změně tohoto říčního stylu na dnešní meandrující koryto došlo na začátku 16. století v důsledku zvýšení srážek během “malé doby ledové” (1450—1850).
Nejvyšších hodnot dosahují eroze krajiny v povodí Moravy a následné ukládání povodňových sedimentů ve druhé polovině minulého století. Kolektivizace v zemědělství vedla k velkému nárůstu eroze na rozlehlých zemědělsky obdělávaných plochách.
V sedimentech Moravy z tohoto období výrazně narůstají magnetické hodnoty v důsledku zvýšeného přínosu magnetických minerálů z polí do říčního systému. Narůstají také obsahy organických látek DDT a PCB v povodňových sedimentech. Od druhé poloviny minulého století se v důsledku lidských zásahů v povodí Moravy výrazně zvyšuje intenzita povodní a s ní spojená boční eroze koryta řeky. Během nedávných povodňových událostí došlo k přemístění koryta Moravy až o 10 metrů, jak dokládají analýzy leteckých snímků.
Pozn.: Jihomoravské řeky a jejich okolí jsou intenzívně využívány od raného středověku. Řada slovanských hradišť byla vystavěna přímo v nivách Moravy a Dyje, na ostrovech či vyvýšených písečných dunách obkroužených říčními koryty a opuštěnými meandry. Hradiště byla obývána od 7. století a rozrůstala se až do doby Velké Moravy.
V nivě Moravy se nacházela dvě z největších center Velkomoravské říše — jedno u Mikulčic, druhé ve Starém Městě u Uherského Hradiště. Archeologické výzkumy Starého Města ve třicátých letech minulého století odhalily, že kulturní vrstva z období Velké Moravy je překryta povodňovými sedimenty mocnými 2—3 m, někdy i více. Obdobná situace je v Mikulčicích, kde byla hradiště chráněna říčními koryty hlubokými až 4 m.
Pěnovce a sintry
Pěnovec je odrůda travertinu. Patří mezi sladkovodní nezpevněné vápence. Pěnovec vzniká zejména ve vodních tocích v oblasti pramenišť. Voda při průchodu horninou rozpouští vápenec, zvláště pokud je v ní přítomen oxid uhličitý. Díky značné rychlosti srážení vápence může obsahovat i fosilie soudobých organismů. Jedná se o nejmladší, současnou tvorbu minerálů a hornin, s poměrně rychlým nárůstem sedimentu v řádu milimetrů za rok.
Na povrchu pěnovce můžete často rozeznat lodyžky mechů a jiné části rostlin, které pěnovec pohltil. Mimo stružky bývá pěnovec v různém množství přimíchaný do slatinné zeminy jako jednotlivá zrnka, a není tedy na první pohled patrný.
Sintr je silně porézní bělavá hornina chemogenního původu, která vzniká vysrážením CaCO3 z roztoků obsahujících rozpuštěný vápenec. K jeho tvorbě dochází na stropech, stěnách a podlahách jeskyň při vypařování vody. Ze sintru se vytvářejí výplně krasových jeskyň. Sintrové jeskynní tvary mají mnoho forem — brčka, stalaktity, stalagmity, stalagnáty, sintrové kůry a povlaky, květákové sintry, korálové sintry, jeskynní perly, sintrové záclony, sintrové vodopády a podobně.
Důležitým předpokladem k vytvoření pěnovců a sintrů je přítomnost vápníku v matečné hornině. Nejčastěji je tedy můžeme nalézt ve flyšových vrstvách s vápnitou příměsí. Hodně časté jsou zejména v bělokarpatské a bystrické jednotce magurské skupiny příkrovů.