Moravské Karpaty tvoří protáhlou, převážně hornatou oblast, přiléhající k hranici mezi Českou republikou a Slovenskem. Zaujímají území od nejnižších a nejteplejších pahorkatin moravského panonika až po studené horské oblasti Moravskoslezských Beskyd. Převážná část území geomorfologicky spadá do oblasti Vnějších Západních Karpat, pouze úzký okraj oblasti ležící podél záp. strany náleží k Vněkarpatským sníženinám a Vídeňské pánvi.
Geomorfologický vývoj moravských Karpat
Geomorfologie území úzce souvisí s geologickým vývojem území. Vnější Západní Karpaty jsou mladým pásemným pohořím, které se vyvrásnilo v mladších třetihorách (asi před 25—11 Ma) při postupné srážce západoevropské a africké litosférické desky, při které zanikl druhohorní až třetihorní oceán Tethys.
V oblasti Vnějších Západních Karpat, kde probíhala mohutná sedimentace flyšových souvrství, začalo koncem paleogénu během helvétské a sávské fáze alpinského vrásnění v souvislosti s touto srážkou litosférických desek vrásnění a nasouvání flyšových příkrovů na pokleslý okraj brunovistulika Českého masivu, který byl součástí západoevropské platformy.
Georeliéf Vnějších Západních Karpat prošel v mladších třetihorách několika fázemi zarovnávání, které byly přerušovány obdobími intenzivnějších pohybů zemské kůry. Vývoj georeliéfu lze rekonstruovat podle zbytků zarovnaných povrchů, ale názory odborníků na rekonstrukci vývoje povrchu Karpat nejsou jednotné [1].
Již v průběhu vrásnění a nasunování byly flyšové příkrovy erodovány a denudovány. Po ústupu oceánu Tethys z oblasti karpatské předhlubně dochází během štýrské fáze alpinského vrásnění k dosunování flyšových příkrovů na vzdálenost až 50 km a překrytí mladších mořských sedimentů miocénu (karpat—baden) karpatské předhlubně.
Po vyvrásnění Vnějších Západních Karpat na rozhraní paleogénu a neogénu a vzniku příkrovů za štýrské fáze alpinské orogeneze v badenu a sarmatu byl povrch zarovnán regionálně vyvinutým vrcholovým sarmatským zarovnaným povrchem (tzv. pomiocenní parovina J. Krejčího). Po ukončení štýrské fáze byla vytvořena tzv. nejvyšší horská úroveň zarovnaných povrchů.
V attické fázi alpinské orogeneze byl sarmatský zarovnaný povrch rozlámán na kry. Destrukcí starého, blíže neurčitelného reliéfu se vyvinula středohorská úroveň zarovnaných povrchů. Její destrukce proběhla v klimatických podmínkách blízkých dnešním střídavě vlhkým a sušším tropům, a to pravděpodobně cestou pediplanace. Tak vznikl erozně–denudační reliéf charakterizovaný plytkými údolími a plochými rozvodními hřbety, ze kterých vyčnívaly hřbety se strmými konkávními svahy.
V málo odolných flyšových horninách se podél vodních toků šířily úpatní povrchy, které rozrušily sarmatský zarovnaný povrch. Tento se uchoval pouze na vrcholech hřbetů tvořených pískovci. V Moravskoslezských Beskydech má sarmatský povrch na masivních godulských pískovcích spíše ráz strukturně-denudačního povrchu.
Pozn.: v mladších třetihorách a počátkem čtvrtohor byly v rámci posledních fází alpinské orogeneze vytvořeny planačními procesy v různých nadmořských výškách zarovnané povrchy. V současnosti se nacházejí jako plošiny nebo svahové spočinky nejméně ve třech výškových úrovních.
V rhódánské fázi alpinské orogeneze ve svrchním pliocénu došlo k novému vyzdvižení Karpat, při kterém se vytvořily základní makroformy (pohoří a kotliny), které už byli předchůdci dnešních makroforem. V rámci horotvorných zdvihových pohybů došlo k příčnému rozčlenění na dílčí bloky podél systému zlomů. Pedimenty svrchnopliocenního povrchu vznikaly na dnech kotlin v jílovcích a lalokovitě zabíhaly mezi hřbety tvořené pískovci. Méně vyzvednuté oblasti pak byly zarovnávány nejnižší úrovní pedimentů (tzv. poříční systém zarovnaných povrchů). Toto uvedené vývojové schéma se však může odlišovat v jednotlivých oblastech Vnějších Západních Karpat, zejména v závislosti vývoje zarovnaných povrchů vzhledem k erozní bázi, tektonice a litologickému složení podloží. Problémem zůstává i počet a paralelizace jednotlivých zarovnaných povrchů [1].
Kerné pohyby byly provázeny sopečnou činností, avšak sopečné povrchové tvary byly rychle rozrušeny [1].
Koncem svrch. pliocénu (před 1—2 Ma) začíná v důsledku tektonických pohybů poslední vývojová etapa alpinské orogeneze s názvem valašská fáze. Vyzdvihnutím pohoří se začala nová vlna hloubkové eroze a jí odpovídající akumulace na úpatí pohoří, která trvá dodnes. Prohloubením údolí z rhónské fáze vznikly údolí ve tvaru ostrého “V”. Výsledkem periglaciálních procesů během klimatických oscilací v pleistocénu je především systém mohutných náplavových kuželů na úpatí pohoří a mocných podsvahových deluvií. Časté jsou také soliflukčně přemístěné bloky, periglaciální úvaliny, suťové kužely a kamenitá sutina vůbec.
Kvartérní modelace reliéfu
Základní makroformy reliéfu, vzniklé koncem neogénu a počátkem pleistocénu byly v průběhu kvartéru modelovány celým souborem periglaciálních procesů, mezi něž patří zejména soliflukce, mrazové zvětrávání a různé svahové procesy.
Procesy byly vázány na periglaciální podnebí chladných období pleistocénu. V pískovcích vznikly typické mrazové sruby, stupňovité kryoplanační terasy, rozsáhlé balvanovité úpatní haldy, kamenná moře a nivační sníženiny. V pleistocénu došlo rovněž ke vzniku mohutných svahových deformací vysokých horských hřbetů (skalní sesuvy, hlubinné ploužení), které byly spojeny se vznikem podzemních pseudokrasových tvarů. Při úpatí příkrých svahů se vytvořily pokryvy mocných svahových sedimentů, ve dnech údolí vysoké říční terasy a mohutné náplavové kužely. V méně odolných horninách při úpatí vznikly kryopedimenty. Četná jsou sklonově nesouměrná údolí a úpady.
Rozsáhlé svahové pohyby spojené se vznikem hlubokých svahových deformací výrazně modelovaly vrcholové části zejména Moravskoslezských Beskyd, Slezských Beskyd, Javorníků i Vizovické vrchoviny. Na mnoha místech svahové pochody způsobily vznik pseudokrasových jeskyní (např. oblasti Radhoště, Kněhyně, Lysé hory, Hradiska u Pulčína, Kopců u Lidečka). Při vzniku těchto tvarů se ve velké míře uplatňovala gravitační tektonika. Lehčí miocenní sedimenty pod přesunutými flyšovými příkrovy vedly ke gravitačnímu vyklenování nadložních souborů poměrně plastických flyšových hornin [1].
V holocénu začalo oteplování a zvlhčování podnebí. Reliéf je přetvářen vodní erozí, sesouváním a v údolních dnech se formují hlinité až jílovitohlinité uloženiny údolních niv. Vznikají strže a zářezy vodních koryt. Ojediněle působí sufoze a vznikají drobné sníženiny či tunely. V souvislosti s působením člověka se v krajině začínají objevovat antropogenní tvary reliéfu.
Vertikální pohyby zemské kůry působí v celém území až doposud a dosahují přibližně 0,2—0,3 mm za rok.
Geomorfologický vývoj Vněkarpatských sníženin
Vývoj Vněkarpatských sníženin (s výjimkou Hornomoravského úvalu) začíná po ústupu badenského moře. Na obnaženém povrchu pobřežní nížiny se organizuje stromovitá říční síť vodních toků. V Hornomoravském úvalu je
ve svrchním pliocénu a spodních čtvrtohorách jezero, které má odtok přes část Středomoravských Karpat v prostoru Napajedelské brány a v jistém období pravděpodobně i Vyškovskou bránou. Vysoko vyzdvižené usazeniny tohoto jezera ve Středomoravských Karpatech ukazují na značnou intenzitu svislých tektonických pohybů ve čtvrtohorách.
V průběhu krakovského (halštrovského) a středopolského (sálského) zalednění zasahuje do Ostravské pánve, Moravské brány a přilehlých okrajů Vnějších Západních Karpat i České vysočiny pevninský ledovec. V Ostravské pánvi vzniká ledovcem hrazené proglaciální jezero. V průběhu krakovského zalednění dosáhl ledovec z Polska až do Nízkého Jeseníku a Moravskou bránou až k Fulneku. V průběhu středopolského zalednění pak ledovec Porubskou bránou zasáhl až za hlavní evropské rozvodí a tavné vody protékaly do povodí Bečvy. Obě zalednění zanechala v této oblasti své usazeniny [1].
Geomorfologický vývoj Vídeňské pánve
Ve Vídeňské pánvi bylo ještě v pliocénu moře, které se postupně měnilo v jezero. Po ústupu jezera se rovněž vytváří říční síť. V chladných obdobích pleistocénu dochází v kombinaci s poklesovými pohyby k říční akumulaci. Změny toku řeky Moravy pozorujeme i v severní části Hornomoravského úvalu. Mladé pohyby zemské kůry měly podíl na mocné akumulaci středních teras řeky Dyje, Jevišovky, Jihlavy, Svratky a Svitavy v Dyjsko-svrateckém úvalu, které mají tvary rozsáhlých náplavových kuželů. Náplavové kužely značných rozměrů jsou vyvinuty i v Hornomoravském úvalu při úpatí zlomového západního svahu Nízkého Jeseníku (např. Uničovská plošina) a zejména při úpatí Moravskoslezských Beskyd.
Na říční terasy navazují úpatní povrchy vzniklé v chladných obdobích starších čtvrtohor (kryopedimenty). V chladných obdobích pleistocénu byly naváty v plochém georeliéfu karpatské předhlubně i flyšových pahorkatin různě mocné sprašové pokryvy. Na konci pleistocénu byly rovněž naváty rozsáhlé pokryvy vátých písků v Dolnomoravském úvalu. Hlavními liniemi odnosu za přítomnosti dlouhodobě zmrzlé půdy byla hustá síť úpadů. Četná jsou sklonově nesouměrná údolí podmíněná rozdíly v průběhu kryogenních pochodů.
V jihovýchodní části Středomoravských Karpat a ve střední části Dyjsko-svrateckého úvalu se po skončení poslední doby ledové vytvořilo několik jezer: Vracovské, Vacenovické, Vlkošské, Kobylské a Čejčské. Zejména Čejčské jezero vzniklo v tektonicky založené Čejčské kotlině a rovněž jeho zanášení a zmenšování souviselo s netektonickými pohyby a zvýšenou sedimentací. Zbytky těchto jezer se často dochovaly jako rybníky a jsou zobrazeny na historických mapách. Nejpozději 19. století byly odvodněny a využity jako zemědělská půda (např. Čejčské jezero bylo odvodněno po roce 1834).
V holocénu se i v Karpatech významným geomorfologickým činitelem stává člověk, který jednak urychluje nebo zpomaluje chod přírodních reliéfotvorných pochodů a jednak vytváří antropogenní tvary. Četné jsou antropogenní tvary zejména v Ostravské pánvi, kde v důsledku dolování dochází k poklesům povrchu a na druhé straně se nad plochý povrch zvedají četné haldy. Mnohé antropogenní tvary jsou však i ve sníženinách (agrární terasy, agrární haldy, úvozy apod.) [1].
Zdroje:
- Demek, J. Mackovčin, P. 2006. Hory a nížiny. Zeměpisný lexikon ČR. Brno