Publikováno Od Robert Hruban

Geomorfologické procesy

Obsah příspěvku

Geomorfologické procesy a výsledné formy reliéfu jsou výsledkem vnitřních a vnějších geomorfologických procesů. Vnitřní geomorfologické procesy (zemětřesení, vulkanismus, tektonické pohyby) utvářejí tzv. morfostruktury (kontinenty, pásmové pohoří, oceánske hřbety, příkopy, sopky). Vnější geomorfologické procesy tvoří morfoskulptury. Nejčastěji se vnější procesy skládají z tří častí: denudace (eroze, je podmíněná intenzitou zvětrávání), přenos (transport) a akumulace (sedimentace).

Vnitřní geologické procesy

Na vznik a vývoj různých typů zemského reliéfu se podílí velmi významně procesy, které mají původ hluboko pod zemským povrchem, především v zemské kůře a svrchním plášti. Zemská kůra spolu s nejvyšší částí pláště tvoří tzv. litosféru. Ta dosahuje 100—180 km mocnosti. Je rozčleněna do různocenných a velikostí velmi rozdílných bloků — litosférických desek. Jak bylo ověřeno především ve druhé polovině 20. století, není pozice těchto desek stálá. Kontinentální drift je základním postulátem moderní hypotézy dynamického vývoje Země, kterou je zvykem označovat jako desková tektonika.

Příčiny driftu jsou všeobecně odvozovány od tzv. konvekčních proudů v zemském plášti a souvisí nepochybně s výstupem tepla ze zemského jádra a pláště k povrchu. V důsledku aktivity těchto proudů dochází nad místy jejich výstupu k divergentnímu pohybu sousedních litosférických desek.

Opakem divergentních deskových rozhraní jsou konvergentní zóny. Dochází zde ke kolizi vstřícně (proti sobě se pohybujících) litosférických desek. Konvergentní pohyb je kompenzován subdukcí jedné desky (převážně oceánské) pod druhou (kontinentální). Ve finálním stádiu pak dochází ke kolizi dvou protilehlých kontinentů a toto stádium vývoje litosféry je spojeno s výzdvihem pohoří alpínského typu — tzv. orogénů. Toto stádium je spojeno s vrásněním a příkrovovým nasouváním již dříve v oceánských pánvích uložených sedimentů a vulkanických hornin, metamorfózou a magmatismem.

Jak divergentní, tak především konvergentní pohyby v litosféře a zemské kůře jsou spojeny s existencí výrazně anizotropního napěťového pole Země. Výsledkem jsou tektonická napětí podmiňující vývoj deformačních struktur nejrůznějších měřítek v zemské kůře — vrás, zlomů, puklin atp.

Základní geologický — horninový cyklus

Teorie deskové tektoniky vysvětluje hlavní principy vývoje litosféry a především našemu pozorování relativně nejlépe přístupné zemské kůry. Všechny procesy (tektonické, magmatické atd.) odehrávající se pod povrchem Země zahrnujeme do skupiny tzv. endogenních geologických procesů. Současně se, především na utváření georeliéfu, významně uplatňují vlivy atmosféry a hydrosféry a dynamika procesů, které zde probíhají. Jejich vliv, především na zvětrávání hornin, jejich následný transport (aktivitou vody, větru, působením gravitace a slunečního záření) a sedimentaci je stejně významný jako v případě procesů endogenních. Zahrnujeme je do skupiny exogenních geologických procesů.

Neotektonické reliéfotvorné pohyby

V současné době se všeobecně přijímá názor, že rozhodující úlohu při vzniku hlavních rysů současného tektonického reliéfu měly neotektonické pohyby. Jako neotektonické pohyby označujeme pohyby zemské kůry počínaje od oligocénu (hlavně v neogénu a v pleistocénu), které vytvořily hlavní rysy současného georeliéfu.

K intenzívním tektonickým pohybům dochází v oblasti mladých pásemných pohoří. Podle současných údajů se Alpy za období neogén–kvartér zvedly o 3—4 km. Při celkovém zdvihu jednotlivé menší části těchto pohoří naopak intenzívně poklesávají.

Geologická struktura georeliéfu

Mezi vývojem reliéfu a strukturami zemské kůry existuje těsné sepětí. Pod pojmem morfostruktura rozumíme strukturně geologický základ reliéfu, který zahrnuje jak horniny, tak i vlivy tektoniky (rozpukání, vrásnění atp.), a na kterém pak vlivem neotektoniky a exogenních pochodů vzniká georeliéf.

Rozlišujeme pasivní morfostruktury, do nichž zahrnujeme horniny a vlivy starší tektoniky, a aktivní morfostruktury, při nichž vycházíme z toho, že zemský povrch se neustále tektonicky deformuje prostřednictvím pomalých a rychlých cyklických deformací jak spojitých, tak nespojitých různého tvaru a rozměrů, prostřednictvím zdvihů a poklesů jednotlivých segmentů (ker) zemské kůry omezených zlomy, vznikem a vývojem tektonických poruch různých rozměrů a rovněž horizontálními pohyby jednotlivých částí zemské kůry.

Geomorfologicky se všechny tyto deformace projevují především postupným růstem strukturních zdvihových (vysočinných) a poklesových (nížinných) oblastí. Vysočinné oblasti podléhají současně erozní činnosti a nížinné oblasti zaplňování (akumulaci).

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

  • aktivními epirogenetickými a orogenetickými pohyby zemské kůry, které vyvolává desková tektonika.
  • litologickým složením hornin, které ovlivňuje vlastnosti hornin
  • úložnými poměry hornin (vodorovným uložením, zvrásněním, rozlámáním — charakterem zlomových struktur)
  • střídáním hornin — homogenní složení hornin (např. vyvřelých hornin) vede k jednotvárnosti reliéfu, naopak střídání hornin různé odolnosti vede ke vzniku pestrého reliéfu

Pohyby zemské kůry pod vlivem deskové tektoniky

Desková tektonika je komplexní vědecká teorie zabývající se dynamickým vývojem systému tektonických desek na povrchu Země v návaznosti na procesy a strukturu zemského pláště. Nejsvrchnější vrstva Země tzv. litosféra je podle této teorie rozlámána na několik částí, které se vůči sobě mohou pohybovat díky plastické astenosféře, která je pod nimi.

Jednotlivé tektonické desky, které tvoří litosférický obal Země (zdroj: Wikipedie)
Jednotlivé tektonické desky, které tvoří litosférický obal Země (zdroj: Wikipedie)

Existují tři typy rozhraní litosférických desek, které jsou charakterizovány v závislosti na tom, jak se desky vůči sobě pohybují. Jsou spojeny s rozdílným typem povrchového fenoménu. Tyto typy jsou:

  • Transformní rozhraní nastává tehdy, když se dvě desky pohybují či prokluzují podél transformního zlomu, tedy podél sebe.
  • Divergentní rozhraní nastává tehdy, když se dvě desky pohybují od sebe. Příkladem takovéhoto rozhraní jsou středooceánské hřbety (např. středoatlantický hřbet) či aktivní zóny riftingu jako například Velké riftové údolí v Africe.
  • Konvergentní rozhraní (či aktivní okraje) nastává tehdy, když se dvě desky pohybují proti sobě, čímž vzniká buď subdukční zóna nebo kontinentální kolize (když se srazí dvě kontinentální desky). Pokud se dvě desky zapříčí, může nastat horotvorný proces — orogeneze, při kterém dochází ke vzniku pohoří vlivem tlaků ze srážky dvou mocných těles a příkrovů. Alpsko–himalájský systém, jehož součástí jsou Karpaty, je představitelem kontintální kolize tektonických desek.
Subdukce

Subdukce je projev, kdy se jedna litosférická deska zasouvá pod druhou. Nejčastěji se tak děje v oblastech, kde se hustší oceánská kůra zasouvá pod lehčí kontinentální kůru, průvodními projevy procesu jsou pak silná zemětřesení a sopečná činnost. Typická rychlost subdukce je řádově cm za rok. Jde o první krok k recyklaci kůry a v jistém smyslu o opak divergentního rozhraní, kde dochází ke vzniku kůry. Subdukovaná tektonická deska se zanořuje hlouběji do pláště, ale zůstává stále kompaktním objektem. Na rozhraní zasunující desky pod horní vzniká hromaděním materiálu akreční klín.

Orogeneze

Orogeneze je horotvorný proces, který vede ke vzniku pásemných pohoří, vznikajících většinou vlivem procesů deskové tektoniky. Jedná se o proces, který je dlouhodobý a který trvá milióny až desítky miliónů let. Horskou soustavu vzniklou orogenezí nazýváme orogén.

Orogeneze se většinou dělí na řadu dílčích maxim neboli fází. V průběhu orogeneze dochází ke vzniku charakteristických geologických útvarů v podobě flyše a molasy.

Orogeneze je spojena s pohybem tektonických desek a s jejich vzájemnými kolizemi. Při orogenezi dochází k tomu, že se dvě litosférické desky srazí a jedna se začne podsouvat pod druhou. Během procesu dochází vlivem ohromných tlaků a teplot ke vrásnění a tavení hornin, které má za následek vyzdvihování oblastí, které se stávají pohořími.

V historii rozeznáváme 4 základní orogenetické jednotky:

Pozn.: jde o označení celých geologických epoch, ve kterých docházelo na různých místech planety k jednotlivým horotvorným pohybům. V užším smyslu se uvedené názvy vztahují na konkrétní orogenezi v rámci dané epochy. Například hercynské vrásnění v užším smyslu označuje vznik hercynských pohoří při srážce Eurameriky a Gondwany, ale v širším smyslu jsou hercynského stáří i mnohá další horstva (hercynidy) vzniklá jinými srážkami ve stejné epoše, třeba Ural nebo Ťan-šan.

Vlastnosti hornin a jejich úloha při vzniku georeliéfu

Je všeobecně známo, že sedimenty jsou poměrně odolné vůči zvětrávání, avšak mnohé snadno podléhají odnosu vlivem působení povrchově tekoucích vod nebo působením větru. Naopak magmatické a metamorfované horniny jsou poměrně odolné ve vztahu k odnosu tekoucími vodami, ale poměrně snadno zvětrávají.

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

Významná je rovněž propustnost hornin, zejména pro vodu. Propustné horniny umožňují infiltraci povrchových vod. Proto části georeliéfu tvořené propustnými horninami mají slabě vyvinuté povrchové tvary vznikající povrchově proudící srážkovou nebo tavnou vodou. Ukloněné povrchy v těchto horninách si proto dlouho uchovávají svůj sklon. Na nepropustných horninách naopak dochází k intenzivnímu povrchovému odtoku srážkových a tavných vod a vznikají odpovídající povrchové tvary (např. strže). Propustnost hornin může být způsobena buď jejich stavbou (primární pórovitostí), nebo jejich rozpukáním (sekundární pórovitost).

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

Celkově soubor fyzikálních a chemických vlastností hornin vede k tomu, že geomorfologicky odolnější horniny tvoří vyvýšeniny a méně odolné sníženiny reliéfu.

Úložné poměry hornin a jim odpovídající typy georeliéfu

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

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

Rozdělují se:

Geomorfologické procesy

Zvětrávací procesy

Ve většině případů ihned po obnažení hornin dochází v krajině ke změnám stavu hornin a vzniká tzv. zvětralinová kůra. Pochody, které rozrušují horniny a vytvářejí na nich zvětralinovou kůru, označujeme jako zvětrávací procesy. Tyto procesy rozrušují a mění horniny na povrchu zemské kůry na produkty zvětrávání, které jsou s fyzikálně chemickými podmínkami vládnoucími v krajině více v rovnováze, než byly původní horniny.

Fyzikální zvětrávání

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

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

K fyzykálnímu rozrušení hornin dochází také vlivem objemových změn způsobených růstem krystalů a vlivem bobtnání.

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

Chemické zvětrávání

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

  • hydrolýza,
  • rozpouštění,
  • vzájemná výměna kationtů,
  • oxidace a redukce.

Při chemickém zvětrávání na sebe především působí jak silikáty a alumosilikáty, tak voda a četné kyseliny rozpuštěné ve vodě (H2C03, HN03, H3P04, H2S04 a různé organické kyseliny). Produkty chemického zvětrávání jsou jednak jílové minerály, hydroxidy, karbonáty a slabě rozpustné soli, jednak oxidy a zásady a velmi rozpustné soli.

Jílové minerály a další nerozpustné sloučeniny se hromadí ve zvětralinové kůře, zatímco více rozpustné zásady a soli jsou odnášeny z místa vzniku vodou, která prosakuje zvětralinami. Hlavním činitelem při chemických zvětrávacích pochodech je voda. Bez vody nemůže (s výjimkou oxidace) dojít k chemickému zvětrávání.

Zvětralinové pláště

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

Zvětralinové pláště dělíme na:

Svahové procesy a vývoj svahů

Svahy jsou nejrozšířenější a současně nejdynamičtější prvek reliéfu krajiny. Rychlost a způsob vývoje svahů má podstatný vliv na vývoj celé krajiny. Geneticky vznikají svahy třemi základními způsoby, a to:

  • endogenními pochody (např. zlomovým porušením, ohnutím, vrásněním atp.),
  • erozně–denudačními pochody (např. erozí vodních toků),
  • akumulačními pochody (např. akumulací eolických nebo glacigenních sedimentů).

U většiny svahů můžeme rozlišit horní konvexní část a dolní konkávní část. Mnohdy se obě části bezprostředně spojují v konvexně konkávní svah. Podle Demka se svahy rozdělují na následující části:

  • horní konvexní část svahu;
  • srub ­ příkrá, většinou přímá část svahu, často s výstupy skalního podloží;
  • akumulační konkávní část svahu;
  • erozní konkávní část svahu (pediment);

Procesy působící ve svahu

Zvětrávání

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

Fluviální svahové procesy

Pro působení naprosté většiny svahových procesů je rozhodující přítomnost vody. Do fluviálních svahových procesů zahrnujeme povrchový odtok srážkové a tavné vody, který označujeme jako povrchový ron. Povrchový ron je nesoustředěné stékání srážkové nebo tavné vody po svahu. Dešťová voda dopadající na nerovný povrch se na něm rozptyluje různými způsoby a různou měrou modeluje jeho povrch.

Jestliže půda není nasycena, bude voda infiltrovat rychlostí určenou sklonem svahu, texturou půdy, vegetační pokrývkou a stupněm nasycení půdy vodou. Při větším dešti, intenzívním tání sněhu nebo při vodou nasycené půdě začíná voda, hromadící se nejprve v mělkých sníženinách na povrchu svahu, pozvolna přetékat ve směru jeho sklonu.

Jakmile mocnost tekoucí vody dosáhne určité výšky, tvoří se na povrchu svahu laminárně tekoucí vrstva vody, která vyvolává odnos drobných částic půdy. Nejnižší lamina vytvoří vodní film na povrchu minerálních a organických částic, po kterém se pohybují nadložní vrstvičky vody. Tento pochod nazýváme plošný splach. Plošný splach je známý zejména z aridních a semiaridních svahů, kde vegetace nebrání laminárnímu toku vody.

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

Svahové procesy vznikající spolupůsobením podpovrchových vod

Část srážkové a tavné vody infiltruje do půdy, sypkých usazenin, zvětralin ap. Část této vody se opětně pohybuje rovnoběžně s povrchem svahu v půdě, sedimentech a zvětralinovém plášti. Tato voda působí na svahu mechanicky a chemicky.

Rozlišujeme tyto svahové procesy vznikající spolupůsobením podpovrchových vod:

Sufoze

Sufoze (z lat. suffodio podkopávat, podrývat) je mechanický odnos drobných částic hornin podpovrchovou vodou, který se projevuje na svahu sesedáním povrchu, vznikem podzemních dutin a tzv. sufózních studní, které jsou trychtýřovitými sníženinami, připomínajícími krasové závrty.

Soliflukce

Soliflukce je pomalý a plastický pohyb půdního a zvětralinového, vodou nasyceného, materiálu ve směru sklonu svahu v periglaciálním klimatu. Pohyb je usnadňován prosycením vodou, opakovaným mrznutím a táním a zmrzlým, tj. nepropustným podkladem. Označuje se také jako půdotok.

Rozlišujeme:

  • pomalou soliflukci, která je velmi pomalým pohybem zemin nasycených vodou; vyskytuje se na vlhkých svazích, kde je dostatek jemnozrnného materiálu; často ani neporušuje drnový pokryv; pomalé pohyby lze identifikovat zejména prostřednictvím ohybů dolních částí stromů,
  • rychlou soliflukci, která je rychlým pohybem vodou značně nasycených zemin ve směru sklonu svahu; na svazích se tvoří soliflukční jazyky, které se rychle pohybují po svahu; místy při ní dochází ke střídání vlastní soliflukce s plošných splachem na holé půdě,
  • bahenní proudy, jimiž rozumíme tekoucí hmotu, tvořenou převážně jemnozrnným materiálem a přesycenou vodou; množství vody v bahenních proudech se pohybuje mezi 10—60 %, takže každá minerální částice je obklopena vodním obalem,
  • blokovobahenní proudy (zvané též mury) jsou proudy tekoucí hmoty, v níž se vedle jemnozrnného podílu nacházejí i úlomky skalních hornin; bloky skalních hornin mohou mít značné rozměry; pohyb proudů je rychlý a způsobuje značné změny georeliéfu. Rychlost se pohybuje ve značných mezích, asi od 1 km·hod-1 až do cca 100 km·hod-1.
Tečení

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

Plíživý pohyb zvětralin

Plíživý pohyb zvětralin je velmi pomalý pohyb hmoty po svahu, který je způsoben různými příčinami, a to především objemovými změnami jako odrazem střídavého oteplování a ochlazování půdy nebo bobtnání a vysýchání, tlakem kořenů ap. Drobné pohyby způsobené těmito pochody se dějí přímo na povrchu, nebo sahají jen do poměrně malé hloubky pod povrch.

Rozlišuje se:

  • plíživý pohyb půdy, je to pomalý gravitační pohyb svrchních částí půdy, vyvolaný zvětšením vlhkosti půdy do hloubky asi I m pod povrchem; s půdou se pohybují i úlomky hornin; plížení půdy tedy vyžaduje přítomnost jemného materiálu,
  • plíživý pohyb sutí, plížení sutí je pomalý gravitační pohyb úlomků, které spočívají volně na sobě; vyvolává je gravitace v místech, kde se sklon svahu blíží úhlu vnitřního tření sutí.

Gravitační svahové procesy

Gravitační svahové procesy jsou skupinou svahových procesů, při nichž se gravitace účastní přímo jako síla způsobující pohyb. Na každém svahu existují napětí vyvolaná gravitací, tj. tíhou horniny a vody ve svahu. Tato napětí nejsou neměnná, nýbrž se mění v závislosti na vývoji svahu (změně jeho výšky, sklonu), odlehčení a režimu podpovrchových vod.

Gravitační síly způsobují na svahu namáhání smykem (tzv. smykové napětí). Proti němu působí pevnost horniny a zvětralinového pláště. Každé napětí vyvolává deformaci. Pokud se však velikost napětí ve smyku neblíží k mezním hodnotám pevnosti, neprojevuje se namáhání tvořením smykových ploch. Hornina nebo zemina se však deformuje, aniž se vytvářejí plochy porušené smykem.

V této skupině svahových procesů dále rozlišujeme:

Ploužení (creep)

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

Podle hloubky ploužení rozlišujeme:

  • povrchové ploužení, které se projevuje téměř neznatelným pohybem povrchových vrstev zvětralin a svahových sedimentů; jeho důsledkem je vyvlečení nebo hákování vrstev, popolézání sutí; hákování je ohnutí vrstev hornin směrem po svahu,
  • podpovrchové (hlubinné) ploužení, které je pomalou viskózně-plastickou deformací hornin v hloubce svahu, která se projevuje (Demek, Pašek, Rybář 1975):
    1. rozvolňováním svahů, a to:
      • rozvolňováním skalních svahů se vznikem puklin rovnoběžných s povrchem svahu,
      • rozvolňováním svahů otevíráním tahových trhlin v jeho horní části,
      • deformací vysokých svahů provázených roztrháním rozvodních částí reliéfu a stupňovitými poklesy svahů; vznikají zejména tzv. zdvojené hřebeny, tj. dva rovnoběžné skalní hřebeny oddělené sníženinou;
    2. gravitačním vrásněním, které se projevuje vazkoplastickým pohybem po svahu a vytlačováním měkkých hornin na dně údolí nebo přilehlé sníženiny,
    3. blokovými pohyby, které se projevují
      • pohyby bloků po plastických podložích,
      • blokovými pohyby podél předurčené plochy.
Sesouvání

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

Rozlišuje se:

  • sesouvání podél rotační smykové plochy, kdy vznikají rotační sesuvy,
  • sesouvání podél rovinné smykové plochy, před určené zpravidla některou z ploch diskontinuity (vrstevní plocha, trhlina, puklina ap.); sesouvání tohoto typu označujeme ve skalních horninách jako skalní sjíždění,
  • sesouvání podél složité smykové plochy, které můžeme dále dělit na sesouvání podél složité smykové plochy, kdy vznikají rotačně planární sesuvy, sesouvání po horizontální nebo mírně ukloněné smykové ploše, kdy vznikají laterální sesuvy.
Řícení

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

  • sesypávání, tj. přemísťování drobných úlomků hornin kutálením a válením po svahu,
  • opadávání úlomků, tj. náhlé přemístění úlomků hornin volným pádem, potom válením a posouváním po svahu,
  • odvalové řícení, tj. náhlé přemístění částí hornin, které ztrácejí kontakt s podložím a volným pádem padají ve směru sklonu svahu,
  • planární řícení, tj. náhlé přemístění skalních stěn, přičemž se kombinuje kluzný pohyb po předurčené ploše s volným pádem.

Kryogenní svahové procesy

Tato skupina svahových procesů souvisí s fázovými změnami vody při jejím zamrzání a opětném tání. Zahrnujeme mezi ně:

Mrazové klouzání sutí

Mrazové klouzání sutí je proces vyskytující se v chladných podnebích. Je to pomalý pohyb sutí na ledových kůrách, které se tvoří na spodní hraně úlomků v suťových pláštích. Vznikem ledových kůrek jsou jednotlivé úlomky zvednuty. Led tvoří kluzné plochy, po nichž se balvany posunují směrem po sklonu svahů. Suťové pláště a balvanová moře s dutinami vyplněnými vzduchem chrání podložní horniny před slunečním teplem, ale současně umožňují pronikání chladného vzduchu. Proto dlouhodobě zmrzlá půda leží pod balvanovýmí moři po celý rok blízko povrchu terénu.

Led vzniká jednak ze sněhu navátého mezi úlomky, jednak kondenzací vody z par na úlomcích. Voda rovněž zatéká do prostoru mezi úlomky a shromažďuje se na zmrzlém podloží. Krystaly ledu tak rostou zdola nahoru a zvedají úlomky. Na mírných svazích jsou ledové kůry silnější než na příkrých svazích, které jsou lépe odvodňovány. To umožňuje vznik golcového ledu, mrazové klouzání a vysokou pohyblivost úlomků na svazích v chladném podnebí.

Mrazové vzdouvání

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

  • vzdouváním úlomků — úlomky jsou zdviženy a při roztátí již neklesnou na původní místo, nýbrž se posunou po svahu; mrazové vzdouvání úlomků je nejúčinnější ve svrchních vrstvách půdy a směrem do hloubky zaniká (mizí asi v hloubce 0,5 až 0,8 m). Nejúčinnější je na mírných svazích (sklon 6—8°),
  • vymrzáním úlomků — pod úlomky vzniká ledová kůrka, která je zvedá, při tání je zpravidla prostor pod úlomkem zaplněn roztálou zeminou dříve, než úlomek může klesnout zpět do původní polohy před zdvihem; tím jsou úlomky neustále zvedány, až dosáhnou povrchu.
Jehlovitý led

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

Kongeliflukce

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

  • pomalým pohybem minerální nebo organické hmoty nasycené vodou,
  • pohybem nad horní hranici dlouhodobě zmrzlé půdy,
  • postupným táním půdního ledu uvnitř činné vrstvy; tající led je hlavním zdrojem vody v činné vrstvě.
Laviny

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

Rozlišujeme zpravidla:

  • suché laviny, které jsou složeny pouze ze sněhu a vznikají hlavně v zimě,
  • mokré laviny, které vedle sněhu obsahují i úlomky hornin, zeminy ap.

Biologické svahové procesy

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

Základní způsoby vývoje svahů

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

  1. snižování svahů,
  2. rovnoběžný ústup svahů.

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

  • výšce svahů — v nízkém reliéfu se zpravidla vyvíjejí konvexně konkávní svahy bez srubu,
  • strukturních poměrech — v málo odolných a nepropustných horninách rovněž převládají konvexně konkávní profily bez srubu.

Snižování svahů

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

  • akumulaci materiálu postupujícího z horní části svahu a vzniku úpatní haldy; k tomuto vývoji dochází, když transportační činitelé v dolní části svahu nejsou schopni odnést veškerý materiál postupující z horní části svahu,
  • vytvoření erozně denudační dolní části svahu, když na svahu panuje rovnovážný stav a veškerý materiál postupující z horní části svahu je odnášen,
  • složitému vývoji, kdy se v dolní části střídají erozně denudační úseky s akumulačními.

Při snižování svahů se postupně snižuje intenzita svahových procesů s progresivně se snižujícím sklonem a výškou svahů. Proces snižování probíhá pomalu.

V podmínkách dlouhého platformního vývoje zemské kůry může krajina teoreticky dospět do stadia zarovnaného povrchu, který se označuje názvem peneplén (parovina). Pod pojmem parovina rozumíme rovinu téměř bez reliéfu, jevící malou shodu se strukturou a ovlivňovanou pouze blízkostí hlavní erozní báze. Svahy mají malý sklon, mocnost zvětralinového pláště je velká a zvětraliny jsou velmi jemnozrnné. Vznik paroviny kontinentálního rozsahu postupným snižováním svahů vyžaduje dlouhé období tektonického klidu v platformním vývoji reliéfu. Dílčí paroviny však mohou vzniknout v málo odolných horninách i za kratší období (řádově i milióny let).

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

Rovnoběžný ústup svahů

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

Dolní část svahu v těchto podmínkách dynamické rovnováhy svahu tvoří skalní erozně denudační plochu, po které je transportován materiál pocházející z horních částí svahu. S tímto faktem souvisí i poznatek, že mocnost svahovin na pedimentu je malá a v průměru činí vrstvu, kterou může odnést jedna povodeň. Povodně jsou totiž jedním z důležitých modelačních činitelů na pedimentu. Vcelku mají při modelaci pedimentu převahu fluviální pochody.

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

Struktura a svahy

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

Odsedání srubů

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

Fluviální geomofologické procesy

Voda je důležitá složka krajiny, a proto i fluviální procesy zaujímají význačné místo mezi reliéfotvornými procesy. Svahy jsou v podstatě samostatným autoregulačním systémem, který není závislý na dalších reliéfotvorných procesech. 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.

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. Povrchový odtok se uskutečňuje v krajině jako:

Plošný odtok

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.

Vodní eroze

Vodní eroze je způsobena destrukční činností deště a povrchového odtoku s následným transportem půdních částic. Intenzita vodní eroze je závislá na charakteru srážek a povrchového odtoku, půdních poměrech, morfologii území, vegetačních poměrech a způsobu hospodaření na pozemcích.

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 erozních 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.

Soustředěný odtok říční sítí

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.

Pozn.: např. řeka Morava je tok II. řádu, Dunaj tok I. řádu.
Evorze

Evorze je erozní proces, způsobený vymíláním balvany nebo jinými materiály pohybovanými vířící vodou. Vznikají tak různé jamky (o velikosti několika centimetrů) až hluboké kotle (obří hrnce) velkých rozměrů. Evorze se vyskytuje ve skalnatém dnu horních toků řek, naspodu ledovců, ve skalnatém mořském prostředí nebo v krasových dutinách.

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 dělíme horniny na propustné — kolektory (štěrky, sutě, ap.), polopropustné (většina zemin) a nepropustné — izolátory (žula, jílovité břidlice ap.).

Typy podpovrchových vod

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 provzdušnění (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 zemině rozeznáváme v pásmu provzdušňování tři základní kategorie půdní vody:

  • absorpční půdní voda, 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 voda, tj. voda, jejíž vazbu a pohyblivost určují kapilární síly, které vznikají na rozhraní pevné, kapalné a plynné fáze hybridního disperzního systému,
  • gravitační půdní voda, tj. voda, u níž síla gravitace převyšuje kapilární sílu.

V pásmu nasycení zaplňuje voda většinu volných prostorů v horninách. Tuto vodu nazýváme mělkou podzemní vodou. 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—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).

Krasové procesy

Významným typem geomorfologických procesů vyvolávaných povrchovou a podzemní vodou jsou krasové procesy, které vytvářejí speciální typ georeliéfu – krasovou krajinu. Hlavní krasové procesy jsou:

  1. 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;
  2. opětné vylučování rozpuštěných látek a vznik specifických tvarů (např. krápníků);
  3. sesedání a řícení zemského povrchu vlivem rozpouštění krasových hornin;
  4. krasové řícení, tj. náhlé pohyby krasových hornin v dutinách.

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. V moravských Karpetech se uplatňuje zejména karbonátový kras na vápencích a dolomitech.

Rozpouštění uhličitanu vápenatého probíhá obecně podle rovnice CaC03 + H2O + CO2 = Ca(HCO3)2. 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.

Koroze krasu

Termínem koroze označujeme chemické rozpouštění hornin. Proces 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 nebo polje, 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.

Pro rozsah krasových procesů jsou rozhodující

  • chemická čistota krasových hornin,
  • rozpukání a zvrstvení krasových hornin.

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 procesu a vývoj krasových tvarů. Intenzita krasovění tedy úzce souvisí s výškovou polohou krasového masívu a tím i s rozsahem neotektonických pohybů.

Působením krasových jevů vznikají krasové tvary.

Kras termálních vod

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. Termální krasovění je zvýrazněno výrony oxidu uhličitého a termálních vod do jeskynního systému — jde tedy v podstatě o termokras, neboť vývoj podzemních systémů je modifikován erozí 20—25 °C teplých minerálních vod. Vyvíjejí se zajímavé tvary, jako jsou gejzírové krápníky (u nás např. ve Zbrašovských jeskyních).

Kryogenní geomorfologické procesy

Nivace

Nivace je termín pro označení destrukční a konstrukční činnosti sněhu. Déle nebo trvale ležící je schopen působit na své okolí vlivem kombinace mrazového zvětrávání, supraniválních pochodů a tavných vod. Supranivální pochody jsou procesy, které probíhají na povrchu sněžníků. Vátý sníh má při teplotě -45 °C tvrdost krystalů rovnou 6. stupni (tj. písku složenému z živcových zrn) a může abradovat výchozy hornin (např. pískovců ).

Pozn.: sněžník je místo s déletrvající nebo pernamnetní pokrývkou sněhu. Podle doby trvání rozlišujeme sezónní sněžníky, roztávající ve vrcholném nebo pozdním létě, a trvalé sněžníky, které přetrvávají 2 i více let a výjimečně roztávají za mimořádně teplých let.

Firn vyvolává při svém pohybu značný tlak na podloží, který vede k obrušování podloží a odlamování úlomků hornin. V okolí sněžníků je vlhkost půdy vždy větší i v období, kdy ostatní území je již vyschlé a intenzita kryogenních procesů poklesá. V okolí sněžníku je počet cyklů tání a zmrzání vždy větší než v sušším okolí. V případě, že sněžník spočívá na skalním podloží, tavná voda proniká do puklin a vyvolává fyzikální (mechanické) zvětrávání.

V sypkém materiálu vede tento proces ke zjemňování zemin. Jemný materiál je vynášen tavnými vodami do předpolí sněžníku, kde pak vede ke vzniku soliflukce. Pod sněžníkem může tavná voda rovněž téci v tunelech a při vyústění vytvářet drobné náplavové kužele. Po povrchu sněžníku je materiál transportován supraniválními pochody.

Často se přenášený materiál hromadí u čela sněžníku v podobě nivačního valu. Výsledkem nivačních procesů u oválných sněžníků jsou nivační deprese karovitého tvaru, které jsou otevřené směrem po svahu a proti svahu jsou omezené příkřejším stupněm pokrytým sutí (mrazový sráz) anebo tvořeným skalním podložím (mrazový srub). U protáhlých sněžníků vznikají na svazích stupně (nivační lišty), které mohou být základem kryoplanačních teras.

Glaciální (ledovcové) procesy

Ledovec

Z geomorfologického hlediska můžeme rozlišit četné typy ledovců:

  • svahové ledovce — vznikají v mělkých depresích nebo na strukturních stupních na příkrých svazích a vyvinuly se ze sněžníku v nivačních depresích anebo na nivačních lištách
  • karové ledovce — vznikají v karech. Jako kary označujeme oválné deprese otevřené jedním směrem, které se skládají:
    • z příkré, často svislé stěny karu,
    • konkávního dna karu,
    • stupně při úpatí karu na otevřené straně. Kary často vznikají jako nivační deprese a nivace je jedním z hlavních modelačních pochodů v jejich dalším vývoji. rozměry karů kolísají od několika metrů do několika kilometrů;
  • údolní ledovce alpského typu — vznikají v případě, že zvětšením karového ledovce vznikne ledovcový splaz, který splývá přes stupeň při ústí karu do údolí. Rozměr údolního ledovce může kolísat v značném rozmezí od několika stovek metrů až do desítky kilometrů
  • údolní ledovce splazového typu — jsou podobné údolním ledovcům alpského typu, nejsou však živeny karovými ledovci, nýbrž ledovcovými čapkami na rozvodích,
  • horské ledovcové čapky — ledovce pokrývající plošně vrcholy nebo náhorní plošiny a splývající po svazích ledovcovými splazy nebo údolními ledovci splazového typu,
  • radiální ledovce — vznikají v místech, kde vlivem geomorfologických poměrů (malá plocha) nejsou podmínky pro vznik ledovcové čapky a kde se od centrálního místa radiálně rozbíhají jednotlivé splazy,
  • úpatní ledovce — vznikají v místech, kde údolní ledovce vystupují z hor a splývají v ledovcový piedmont (ledovcový lem),
  • plovoucí ledovcové splazy — vznikají v místech, kde ledovce dosahují moře,
  • nížinné ledovcové čapky — vyskytují se v nížinách arktických oblastí;
  • ledovcové štíty — jsou obrovskými ledovcovými masami v Grónsku a Arktidě. Měly značně větší rozšíření v pleistocénu.

Ledovce působí na své okolí, a to klimaticky a geomorfologicky. Klimatické působení spočívá v tom, že se kolem ledovce vytváří periglaciální zóna, která se vyznačuje svéráznými vlastnostmi. Geomorfologické působení ledovce na okolí závisí na stavu ledovce a poloze izotermy 0 °C. U chladných ledovců, u nichž izoterma 0 °C leží v horninách podloží ledovce a ledovec pak spočívá na permafrostu, dochází k pohybu ledovce nad jeho bází na hranici mezi čistým ledem a bazální vrstvou s úlomky hornin. V takovém případě má ledovec tzv. suchou bázi a nevytváří svérázné glaciální tvary.

U teplých ledovců, u nichž izoterma 0 °C leží při bázi ledovce a podloží ledovce není zmrzlé (tzv. vlhká báze), působí ledovec na své okolí, a to několika způsoby:

Ledovcová (glaciální) eroze

Ledovcovou (glaciální) erozí se rozumí modifikace prostoru v podloží ledovce vlivem jeho pohybu. Glaciální eroze spočívá v ledovcové abrazi a v procesu zvaném ledovcové tříštění.

Ledovcová abraze

Ledovcová abraze je fyzikální pochod broušení, vymílání, drhnutí a drobení horninového podloží ledovce vlivem působení úlomků skalních hornin unášených ve spodní části ledovce.

Ledovcové tříštění

Ledovcové tříštěni je mechanický proces rozvolňování hornin podloží ledovce vlivem vsakování vody do puklin v podloží ledovce a v opětném zamrzání vody. Pohyb ledovce vytváří na povrchu ledovcové ohlazy. Materiál unášený ledovcem vytváří na ohlazeném povrchu ledovcové rýhy různých rozměrů. výstupy skalních hornin jsou přemodelovány v oválné pahorky s nesouměrným podélným profilem (mírný svah proti směru pohybu ledovce), které jsou nazývány obliky. Nezřídka vytvářejí oblikovou krajinu, skládají se z velkého počtu obliků. V sypkém materiálu základní morény vznikají podobné tvary, nazývané drumliny.

Pod stupněm karu vytvářejí údolní ledovce ledovcová údolí s příznačným příčným profilem ve tvaru písmene “U”. Ve dně trogů bývají stupně. Plošší úseky mezi stupni mívají přehloubený tvar pánví. Boční údolí jsou zpravidla visutá a ústí do trogů vodopády. Rozvodí mezi kary a trogy bývají často ostrá, se skalními tvary (věžemi, hřebeny ap.).

Ledovcový transport

Ledovce transportují značné množství materiálu. Na rozdíl od vodních toků ledovce unášejí materiál nejen na dně, ale i na bocích a dokonce na svém povrchu. Ledovec může unášet i značně velké bloky skalních hornin. Unášený materiál je netříděný a ledovec nese vedle sebe prach, písek i úlomky hornin. Nejvíce materiálu přirozeně unáší na bocích a na bázi, kde se ledovec dostává do styku s horninami podloží. Na povrch ledovce se materiál dostává lavinami, řícením ap. Většina unášených částic je nezvětralá, čerstvá. Úlomky skalních hornin mají ostré hrany. Materiál unášený teplým ledovcem je pak na bázi a na bocích při pohybu ledu po horninovém podloží obrušován. Na úlomcích jsou typické rýhy. Materiál unášený ledovcem je pak uvolňován při tání ledovce.

Ledovcová akumulace

Materiál unášený ledovcem bývá označován jako morénový materiál (též till) a je netříděný a nevrstvený.

Fluvioglaciální akumulace

Před čelem ledovce se pak rozkládá rozsáhlá zóna eroze a akumulace vlivem tavných vod vytékajících z ledovce — fluvioglaciální akumulace. Nejčastější jsou rozsáhlé kuželovité akumulace, zvané sandry.

V zóně kontaktu fluvioglaciální zóny a ledovce vznikají:

  • eskery — výplně tunelů v kontaktní zóně ledovce, tvořené tříděným fluvioglaciálním materiálem,
  • kamy — výplně puklin v kontaktní zóně ledovce; kamovými terasami nazýváme výplně okrajových mezer mezi ledovcem a stěnou údolí nebo boční morénou.

Permafrost

Permafrost (dlouhodobě zmrzlá půda) představuje horniny a zeminy zemské kůry, jejichž teplota je více než dva roky pod bodem mrazu. Permafrost vzniká v oblastech pevnin, kde teplota v zimních měsících klesá pod bod mrazu a zmrzlá půda v létě zcela neroztává. Jsou to polární a velehorské oblasti, které mají tzv. zápornou tepelnou bilanci. Znamená to, že v těchto územích je z povrchu půdy vyzařováno více tepla, než půda dostává slunečním zářením a z nitra Země. Permafrost je tedy definován výhradně na základě teploty.

V některých oblastech nacházíme suchý permafrost, tj. zmrzlé horniny a zeminy bez vody. Ve většině hornin a zemin je však přítomna voda, která při ochlazení půdy zcela nebo z větší části přechází v pevné skupenství a mění se v podzemní led. Zamrzání vody v horninách a zeminách podstatně mění jejich fyzikálně mechanické, filtrační, tepelné a jiné vlastnosti. Sypké zeminy zpevněné ledem se mění v pevné s vlastnostmi podobnými skalním horninám.

Permafrost je dynamický systém, který je spjat s ostatními složkami krajinné sféry a který reaguje na změny v ní probíhající. Na změny podnebí nebo vegetačního krytu reaguje permafrost degradací, tj. zmenšováním své mocnosti, nebo naopak agradací, tj. zvětšováním mocnosti.

Jako činnou vrstvu označujeme povrchovou vrstvu zmrzlé půdy, kde v průběhu roku dochází nejméně jedenkrát k vzestupu teploty nad 0 °C, a proto i k fázovým přeměnám vody.

Periglaciální procesy

Periglaciální procesy jsou geomorfologické, pedologické a jiné procesy přímo ovlivněné drsnými klimatickými podmínkami v periglaciální zóně. Mezi nezvýznamnější periglaciální procesy patří zejména mrazové zvětrávání.

Mrazové zvětrávání

Vzniká tlakem mrznoucí vody v mikroskopických trhlinkách hornin. Mrznoucí voda zvětšuje svůj objem, až se postupně začne trhlina prostřednictvím krystalizační síly zvětšovat. Mrazové zvětrávání probíhá nejintenzivněji v oblastech, kde teplota mezi dnem a nocí přechází přes 0 °C. Ke kongelifrakci tedy dochází v horských, subpolárních a periglaciálních oblastech.

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.

Eolické procesy

Vítr je proud vzduchu pohybující se vzhledem k zemskému povrchu. Většinou vane rovnoběžně s povrchem terénu. Vítr je vyvolán tlakovým gradientem, tj. rozdíly v atmosférickém tlaku mezi dvěma body, liniemi nebo povrchy. Vítr se projevuje v krajině jako významný činitel několika způsoby, a to:

  • přenosem ovzdušné vláhy,
  • působením na povrch pevnin jako modelační činitel,
  • působením na vegetaci.

Vítr působí na reliéf pevnin větrnou erozí, větrným transportem a větrnou akumulací.

Větrná eroze

Vítr eroduje především deflací, tj. unášením volných částic hornin. Největší částice, které vítr zvedá, jsou obvykle v průměru kolem 1 mm. Unášené částice hornin pak obrušují povrch (koraze nebo abraze).

Deflace

Deflace vytváří deflační deprese, které mohou za příznivých podmínek dosáhnout hloubky až několika stovek metrů. Deflace působí hlavně při povrchu terénu, a to jen do několika centimetrů nad písčitým a cca do 10 cm nad štěrkovým nebo skalním povrchem.

Větrný transport

Transport částic větrem je spojen s turbulencí vzduchu. Ve vzduchu vznikají víry, v nichž se vertikální pohyb vzduchu rovná zhruba jedné šestině jejich horizontálního pohybu. Rychlost vertikálního pohybu určuje maximální průměr částic unášených vzdušným vírem. Vírem zdvižené částice mohou tvořit oblak prachu, který postupně může vzrůst v tzv. černou bouři. Většina sprašového materiálu našich pleistocenních spraší o rozměrech částic 0,05—0,01 mm byla unášena tímto způsobem.

Větší částice se pohybují skoky — saltací. Délka skoků závisí na průměru částic, jejich váze a síle větru. Saltace převládá především při transportu pískových zrn o průměru 0,15—0,3 mm. Jednotlivá zrna pohybovaná saltací působí při svém dopadu na volné částice hornin na povrchu.

Větrná akumulace

Při poklesu síly a turbulence větru dochází k akumulaci větrem unášeného materiálu a vznikají eolické sedimenty. Rozlišujeme zpravidla dva základní typy eolických sedimentů, a to spraše a váté písky. Mezi oběma typy existuje celá řada. přechodných typů.

Eolické sedimenty vytvářejí specifické povrchové eolické tvary.

Antropogenní geomorfologické procesy

Působení člověka na reliéf se dlouho nelišilo od působení přírodních faktorů, např. zvířat. Od neolitu, tj. od počátku zemědělství, však lidská společnost začala ovlivňovat průběh geomorfologických pochodů novým — antropogenním způsobem. V současném období je však lidská společnost významným a mnohdy rozhodujícím geomorfologickým činitelem na převážné části povrchu pevnin. Kvantitativně může být narušení rovnováhy přírodního georeliéfu činností lidské společnosti vyjádřeno hodnotami tzv. urychleného odnosu.

Ovlivnění přírodních endogenních pochodů

Při studiu antropogenního ovlivnění endogenních geomorfologických pochodů je třeba odlišit pochody zasahující nekonsolidované pokryvné útvary od pochodů, které zasahují konsolidované horniny zemské kůry. V této části se budu zabývat pouze pochody, které zasahují konsolidované horniny zemské kůry.

V této souvislosti můžeme rozlišit zejména dva základní typy ovlivňovaní endogenních pochodů, a to:

Přerozdělení statických napětí na povrchu georeliéfu

K antropogennímu přerozdělení statických napětí na zemském povrchu dochází zejména při vyčerpání nebo načerpávání velkého množství tekutin, při výstavbě velkých vodních nádrží a výstavbě rozsáhlých městských aglomerací.

Přerozdělení dynamických napětí v zemské kůře

K vytvoření dynamických napětí a vzniku antropogenně vyvolaných tektonických pohybů dochází při podzemních jaderných výbuších. Nejlépe jsou tato dynamická ovlivnění endogenních pochodů známa z pokusných jaderných polygonu.

Ovlivnění přírodních exogenních pochodů

Ovlivnění přírodních exogenních pochodů lze jednoduše rozdělit na jejich urychlení a zpomalení.

Urychlení přírodních exogenních pochodů

Urychlení přírodních exogenních pochodů lze rozdělit na:

Urychlení zvětrávání

Za posledních 100—130 let se spalováním fosilních paliv dostalo do atmosféry obrovské množství CO2, čímž vzrostla jeho koncentrace v ovzduší o více než 15%. Ročně se do atmosféry dostává také značné množství SO2, což má za následek produkci H2SO4. Tímto znečištěním atmosféry se snižuje pH atmosférických srážek a následně i pH povrchových vod a půd. Změny chemického složení atmosféry a vod se projevují antropogenně zvýšenou korozí. Rychleji se rozrušují nejen horniny, které jsou součástí povrchových vrstev zemské kůry, ale i kamenné stavby, sochy ap.

Zvýšená kyselost srážkových a povrchových vod, půdy a hornin vede k urychlení chemického zvětrávání v krajině. Na přírodní zvětrávací pochod působí i:

  • rozptylování umělých hnojiv a biocidů, které mění půdní reakci a složení půdy,
  • zavodňování a odvodňování rozsáhlých oblastí a s tím spojené změny chemismu podzemních vod (např. zasolení) a půd,
  • znečištění podzemních vod odpadky z průmyslu, měst, zemědělství ap.

Je přirozené, že tyto změny mají za následek i změny rychlosti zvětrávacích pochodů.

Urychlení svahových pochodů

V umělých zářezech dolů, silnic, železnic aj. dochází k urychlenému zvětrávání narušených hornin a ke vzniku urychlených svahových pochodů, jako jsou řícení, sesouvání ap. Podle mezinárodní statistiky je asi 80% současných sesuvů spojeno s činností lidské společnosti.

Antropogenní vliv na sesuvy se projevuje jednak jejich aktivizací, jednak jejich stabilizací. Převažuje však aktivizace sesuvů.

Vznik bahenních proudů na svazích je urychlován kácením lesů, vypalováním keřů a trávy, obnažením zemin při hospodářském osvojování území, stavbou kanálů, teras ap. Bahenní proudy mohou vzniknout i ze špatně uloženého materiálu.

Urychlení fluviálních erozních a akumulačních pochodů, zejména odnosu půdy

Za posledních 10 000 let lidská společnost vykácela dvě třetiny původní lesní pokrývky. Geomorfologický význam lesa zejména pro povrchový odtok vody a fluviální pochody je obrovský a všeobecně známý. Odlesnění mění zásadně poměry ve svahovém a fluviálním subsystému georeliéfu. Rychlý povrchový odtok na odlesněných plochách je zejména za přívalových dešťů příčinou urychleného odnosu půdy, bahenních proudů a sesuvů. Odnos pod přirozeným lesem je malý.

Urychlený odnos půdy se projevuje nejen odnosem na svazích, ale i urychlenou akumulací na dolních tocích a v ústích řek. V extrémních případech vede urychlený odnos ke vzniku georeliéfu intenzívně rozřezaného stržemi, k obnažení skalního povrchu anebo k uvolnění sypkých hornin a jejich převátí eolickými pochody.

Urychlení svahových geomorfologických pochodů lidskou činností a transport materiálu do vodních toků způsobuje změnu fluviálních pochodů, zejména na dolních tocích a při ústí. Zejména v nížinných oblastech dochází k urychlené akumulaci.

Změny režimu vodních toků a unášeného materiálu vyvolávají regulaci vodních toků, stavbu hrází a umělých vodních nádrží. Regulace pak opětně urychluje přírodní geomorfologické pochody. Napřímení vodních toků vede ke zkrácení délky toku a tím k prohlubování koryta.

Odpadové vody z průmyslu a měst zvyšují mineralizaci vody ve vodních tocích, čímž se zvyšuje např. její korozní schopnost.

Celkově můžeme říci, že urychlený odnos půdy a zrychlení fluviálních pochodů je vyvoláváno:

  • změnami reliéfu lidskou činností, a to podřezáváním svahů, výkopy, odvaly, vojenskou činností (vojenský mikroreliéf),
  • změnami vegetačního krytu, vykácením lesů, požáry lesů, rozoráním travního pokryvu ap.,
  • změnami struktury půdy vlivem orby, nadměrné pastvy, nevhodnými osevy, vysoušením ap.,
  • změnami povrchového odtoku, zvětšením kritických rychlostí toků při regulacích, umělým snížením erozní báze proříznutím meandrů ap.,
  • změnami mikroklimatu půdy.
Urychlení eolických pochodů

Změny původního vegetačního krytu a vznik orné půdy vytvářejí na pevninách příznivé podmínky pro urychlený eolický odnos a akumulaci. Urychlený větrný odnos (deflace) je samozřejmě nejvíce patrný v polosuchých a suchých oblastech, ale projevuje se i v mírném pásu a na pobřežích. Extrémními případy jsou černé bouře ve stepích a prériích, změněných člověkem v pole. Prach z “černých bouří” je unášen na velké vzdálenosti.

Černá bouře v okolí Čejče (24.04.2011)
Černá bouře v okolí Čejče (24.04.2011)

Zpomalení přírodních exogenních pochodů

Zpomalení přírodních exogenních pochodů lze rozdělit na:

Zpomalení svahových pochodů

Lidská společnost zpomaluje přírodní svahové pochody různými technickými (biotechnickými) prostředky, jako jsou terasování svahů, odvodňování svahů (povrchové nebo podzemní — např. vodorovnými vrty), zatravňování a zalesňování svahů ap. Ke zpomalení svahových pochodů vede i jejich pokrytí asfaltem, betonem ap.

Zpomalení fluviálních pochodů

Lidská společnost používá různé prostředky pro zpomalení fluviálních pochodů. Tyto prostředky lze rozdělit do několika skupin, a to:

  • prostředky zvyšující infiltraci a snižující povrchový odtok (např. zasakovací pásy na svazích),
  • biotechnické prostředky zabraňující narušování břehů vodotečí (např. osazování břehů stromy),
  • technické prostředky zabraňující zahlubování vodotečí nebo narušování břehů (např. zpevnění koryta betonem, dlažbou ap.),
  • technické prostředky zachycující plaveniny a splaveniny (např. umělé vodní nádrže).
Zpomalení eolických pochodů

V současné době dochází k rozšiřování pouští a váté písky pokrývají stále větší plochy. Proto je věnována značná pozornost zpomalování pohybů vyvolávaných deflací. Používají se různé prostředky, z nich největší význam mají biotechnické prostředky, zejména zpevňování povrchu vegetací.

Antropogenní (technogenní) geomorfologické procesy

V současném období vědy a techniky značně vzrostl rozsah antropogenních geomorfologických pochodů, kterými společnost působí na georeliéf. Antropogenními geomorfologickými pochody nazýváme způsoby, kterými lidská společnost působí na georeliéf a vytváří příznačné antropogenní tvary. V současné době probíhá toto působení většinou prostřednictvím techniky, a proto bývají tyto procesy a tvary jimi vznikající označovány rovněž jako technogenní.

Antropogenní pochody probíhají často rychleji než přírodní geomorfologické pochody a s větší intenzitou. V současné kulturní krajině vznikají velmi rozmanité a složité vazby mezi přírodními a antropogenními tvary georeliéfu.

Antropogenní (technogenní) pochody v kulturní krajině dělíme na:

Antropogenní zvětrávání

Antropogenním zvětráváním označujeme umělé rozvolnění hornin a zemin a jejich přizpůsobení potřebám lidské společnosti. Lidská společnost v současné době každoročně rozvolňuje obrovská množství hornin a zemin a vytváří antropogenní zvětralinové kůry.

Při těžbě se rozrušuje přírodní struktura hornin a zemin a dochází k jejich drobení, třídění a ke změně složení. V důsledku přemísťování materiálů se vytváří antropogenní zvětralinová kůra. Tím se podstatně mění geodynamická, geochemická, geotermická a gravitační situace. Probíhají velké změny chemicko–minerálních, granulometrických a fyzikálně mechanických vlastností hornin a zemin, především ve směru jejich rozvolnění. Jen zřídka nacházíme v antropogenních zvětralinových kůrách druhotně zpevněné materiály.

Zvláštním typem antropogenních zvětrávání jsou kulturní půdy. Při orbě dochází každoročně ke značným změnám půd a zemin. Antropogenní zvětrávání sahá rovněž do větších hloubek než přírodní pochod.

Antropogenní degradace a agradace

V souvislosti s hospodářskou činností společnosti, např. s výstavbou závodů, sídel, letišť ap., dochází k zarovnání reliéfu, a to jednak antropogenním odnosem, jednak antropogenní agradací (např. vyrovnáváním terénu navážkami). Většina antropogenní agradace a degradace probíhá dnes pomocí techniky.

Antropogenní transport

V průběhu hospodářské činnosti člověk dopravuje značná množství materiálů, jako jsou rudy, paliva, stavební materiály, pevné odpady ap. Současně s tím se dostává do oběhu řada látek, jako je např. popílek z komínů ap.

Antropogenní činnosti

Těžební antropogenní činnosti

Při těžebních činnostech vznikají těžební antropogenní tvary. Těžební antropogenní tvary georeliéfu jsou tvary vznikající záměrně nebo nezáměrně těžební činností. Rozlišujeme:

Průmyslové antropogenní činnosti

Průmyslové tvary georeliéfu vznikají při průmyslové výrobě. Při stavbě závodů dochází k zarovnávání terénu buď odtěžením materiálu, nebo naopak vyrovnáním a zvýšením navážkou. Vznikají tak průmyslové plošiny. Významné jsou i tvary vznikající při provozu závodů (např. průmyslové haldy).

Zemědělské antropogenní činnosti

Zemědělské tvary georeliéfu jsou velmi různorodá skupina tvarů vzniklých při zemědělské výrobě. Celkově zemědělské pochody přispívají ke zahlazování přírodních tvarů hlavně orbou a pak úpravami terénu, např. zavážením strží, úvozů, mrtvých ramen ap. Zemědělské pochody však mohou vést i ke vzniku nerovností terénu — např. zemědělských teras a zemědělských hald (kamenic).

Vodohospodářské antropogenní činnosti

Vodohospodářskými činnostmi vznikají antropogenní tvary, jež můžeme rozdělit na vnitrozemské a pobřežní. Z vnitrozemských vodohospodářských antropogenních tvarů mají největší rozměry hráze vodních děl, zejména přehrad. Zejména sypané hráze přehrad mají značné objemy. I hráze rybníků však dosahují značné délky a výšky. Hráze vodních toků se zase vyznačují značnými délkami.

Pro hráze sedimentačních nádrží je příznačné postupné zvyšování v souvislosti s akumulací materiálu v nádrži (odkal ovací, flotační aj. nádrže). Značné množství materiálu bylo rovněž přemístěno při stavbě plavebních kanálů, odvodňovacích a zavodňovacích kanálů. Množství materiálu bylo rovněž člověkem přemístěno při prohlubování plavebních drah, dna přístavů ap.

Sídelní antropogenní činnosti

Sídelní tvary georeliéfu vznikají při výstavbě lidských sídel. Zejména při výstavbě měst byla přemístěna značná množství hornin a zemin a podstatně změněn georeliéf, a to jak antropogenní degradací, tak i antropogenní agradací (navážky).

Antropogenní degradací vznikají na svazích sídelní terasy a na vrcholech sídelní plošiny. Antropogenní agradací vznikají sídelní roviny, např. v údolních nivách. Sídelní roviny jsou v městech příznačné značnými množstvími navážek a navážky v nich dosahují značných mocností.

Odpadkové pahorky jsou řízené skládky pevných komunálních odpadků, které jsou vršeny do formy pahorku. Většinou jsou však pevnými komunálními odpadky zarovnávány sníženiny přirozeného i antropogenního původu (strže, úpady, kamenolomy, hliniště ap.), takže vznikají odpadkové plošiny.

Dopravní antropogenní činnosti

Dopravní tvary georeliéfu jsou tvary, které člověk vytváří při výstavbě povrchové a podpovrchové dopravní sítě. Při stavbě železnic a silnic vznikají např. tyto tvary:

  • dopravní průkopy — vznikají výkopem podél komunikace, dělí se dále na výkopy, zářezy a odkopy,
  • dopravní náspy — představují navršený podklad vyvýšených komunikací, např. silniční nebo železniční násep,
  • dopravní haldy — povstávají ukládáním materiálu vytěženého při vzniku dopravních průkopů a nejsou použity pro náspy.

Součástí dopravních tvarů jsou i podzemní stavby, např. silniční nebo železniční tunely, tunely metra nebo podpovrchové dráhy ve městech. Při stavbě tunelů dochází někdy k poklesu povrchu a vzniku dopravních poklesových sníženin. Při stavbě letišť zarovnáváním terénu antropogenní degradací nebo akumulací vznikají letištní plošiny s přistávajícími a odbavovacími drahami a dalšími konstrukčními prvky letišť.

Úvozy

Při používání nezpevněných komunikací vznikají úvozy. Úvozy jsou protáhlé zářezy vznikající dopravními pochody na cestách. Jsou vyvinuty nejen v zeminách, ale i ve skalních horninách. Úvozy jsou nezřídka dále prohlubovány přírodními geomorfologickými pochody, takže na j. Moravě často pozorujeme vedle sebe strž vzniklou ze středověkého úvozu.

Vojenské antropogenní činnosti

Vojenské antropogenní tvary vznikají činností vojska. Podobně jako ostatní antropogenní tvary je rozdělujeme na historické a současné a podle polohy povrchové a podzemní. Povrchové vojenské tvary se dělí na konvexní a konkávní.

Mezi vojenské antropogenní tvary např. patří:

  • vojenské valy, tj. protáhlé vypuklé tvary (vyvýšeniny) georeliéfu, které byly vybudovány násypem hmot pro obranné účely a výrazně vystupují nad svoje okolí,
  • hradby, tj. mohutné obranné zdi.
  • vojenské příkopy, z nichž značné rozměry mají zejména proti tankové příkopy, hradební příkopy ap.,
  • zákopy, tj. příkopy, zpravidla s násypem, které umožňují krytí vojáků před palbou, pozorováním ap.,
  • okopy, tj. jámy poskytující kryt jednotlivému vojákovi,
  • krátery po bombách a granátech, z nich značné rozměry mají krátery po atomových bombách.

Rekreační antropogenní tvary

V současné době se rekreační pochody stávají významným činitelem při modelaci rozsáhlých oblastí. Mezi rekreační tvary náležejí např.:

  • koupaliště, přirozené nebo antropogenně vyhloubené vodní nádrže s udržovaným režimem vody i břehů, např. umělými plážemi z nasypaného štěrku a písku,
  • sjezdové dráhy, které jsou uměle obnaženými svahy, na nichž se jednak urychlují nebo zpomalují geomorfologické pochody (např. sjezdovky s umělým pokrytím), jednak uměle upravuje terén,
  • turistické stezky, na kterých dochází k urychlené erozi a nezřídka k přeměně ve strže v důsledku rozrušení vegetace procházejícími rekreanty nebo naopak ke zpomalení pochodů, zaviněnému terénními úpravami, vybetonováním, vyasfaltováním ap.,
  • parkoviště, uměle vyrovnané plochy antropogenní degradací nebo agradací, často s umělým pokrytím povrchu v místech velkého soustředění rekreantů,
  • hřiště s antropogenně vyrovnaným povrchem a nezřídka s umělým povrchem, včetně diváckých ochozů, tvořených např. valy ze zeminy,
  • lyžařské skokanské můstky, jejichž stavba včetně příjezdových komunikací a tribun pro diváky často vyžaduje rozsáhlé úpravy georeliéfu.

Napsat komentář

Vaše e-mailová adresa nebude zveřejněna. Vyžadované informace jsou označeny *

Používáme WordPress (v češtině).