Zemepis.com> Fyzická geografie> Litosféra> Vnitřní geomorfologické procesy

VNITŘNÍ (ENDOGENNÍ) GEOMORFOLOGICKÉ PROCESY

Zemské těleso se skládá z jádra, plastické astenosféry a zemské kůry. Procesy v horninové části zemské kůry jsou spjaty s pohyby v litosféře, která má jednak pevnou a jednak i kapalnou vysokoteplotní hmotu. Pod litosférou se nachází několik tisíc km mocná astenosféra. Dnes se má za to, že odchylky ideálního geoidu od tvarů kontinentů a oceánu jsou dány odlišným geodynamickým vývojem.

Kořenová část kontinentů je zanořena do zemského pláště - astenosféry. U oceánů je astenosféra poměrně blízko jejich dna. Kontinenty leží nad smluvenou hladinou geoidu, naopak oceány pod ní.

V hloubce Země okolo 200 km nemusíme studovat procesy, které tady probíhají (teplo z astenosféry a změny magnetického pole Země), pokud chceme vidět, jak probíhaly procesy na zemském povrchu a jak se zemský povrch vyvíjel.

Základnou pro vývoj přírodního prostředí na Zemi v posledních 200 až 300 milionech let jsou sedimentární horniny.

Dna oceánů jsou tvořena těžkými bazaltickými horninami (3,4 g · cm^–3), které jsou do astenosféry zabořovány mnohem více než lehké horniny kontinentů (2,7 g · cm^–3). Tato skutečnost je dána agresivitou atmosféry, která poměrně rychle rozrušuje zemský povrch a zahlazuje jeho endogenní tvary.

POSTAVENÍ KONTINENTŮ A OCEÁNŮ

Před 170 miliony lety byly kontinenty úplně jinak propojeny a narotovány, než je známe dnes, a oceány tím pádem měly zcela jiný tvar. Před 100 miliony lety se začal postupně rozevírat Atlantský oceán. Nejstarší relikty kontinentů jsou staré 3 miliardy let a patří sem střední části Austrálie, Kanadského štítu a jižní a severní Afriky.

Pohyb kontinentů je řízen vertikálními a horizontálními geologickými silami. Veškeré procesy na zemském povrchu jsou ovlivňovány horizontálními posuvy. Napětí mezi vertikálními a horizontálními pohyby je dlouhodobým orogenetickým procesem.

Postavení Českého masivu v geologické historii Země

Na počátku paleozoika se fundament Českého masivu nacházel na 60° až 66° j. š. a byl součástí obrovského prakontinentu. Ve středním paleozoiku (před 300 až 350 miliony lety) se fundament Českého masivu dostal na rovník a navíc proběhlo díky kontinentální kolizi hercynské (variské) vrásnění, které mělo vrchol před 350 miliony let a vytvořilo pohoří alpských výšek. Během následujících 40 až 50 milionů let byla hercynská pohoří zahlazena v pánve (platformy) s výškami kolem 200 až 300 m n. m. Fundament Českého masivu byl denudován natolik, že se některé jeho části dostaly pod hladinu moře. Celé mezozoikum až do paleogénu bylo v dnešní Evropě ve znamení klidu - probíhala denudace, občas došlo k ponoření či naopak většímu výzdvihu kontinentu. Díky oteplování a ochlazování byla Evropa rozdělena na několik částí prostřednictvím mělkomořských zálivů a průlivů. V době středního paleogénu se dostal Český masiv na úroven dnešního Biskajského zálivu. Před 100 miliony lety došlo k rozevření Atlantiku a Český masiv se díky tomu dostal do své dnešní polohy. Před 40 až 50 miliony lety docházelo v Českém masivu k vulkanismu (Doupovské hory, České středohoří, Říp). Od začátku neogénu neměnil Český masiv již svoji polohu. V této době ovlivňují Evropu tlaky od Afriky a Asie. Vulkanismus v Českém masivu trval až do miocénu a byl projevem jeho lámání vlivem alpínské orogeneze, kdy Český masiv tvořil jakési křídlo alpské zóny.

OCEÁNSKÁ KŮRA

Charakter oceánské kůry

Oceánské dno kopíruje zakřivení Země a je tvořeno bazaltickými výlevy z její nejhlubší části. Oceánské dno je nejmladší částí zemského povrchu, neboť se vytváří při štepení oceánů. Magma se dostává na dno oceánu oceánskými rifty, které jsou velmi dlouhé, hluboké a úzké. Mladé rifty rychle rostou a oceánské dno kolem nich se tedy rychle rozpíná. Nárůstem hmoty na okrajích riftu dochází ke vzdalování kontinentů. Proces narůstání (rozšiřování) oceánského dna zveme spreading. Oceánské dno vzniká aktivně pouze v riftech, zbytek oceánského dna je pasivní.

Kontinent může být s oceánskou kůrou spojen pevně (např. oblast Appalačského pohoří) nebo naopak může dojít k aktivnímu zahlubování a posunu oceánské kůry pod lehký kontinent, tzv. subdukci. Při subdukci se těžká oceánská deska noří pod lehkou kontinentální desku a je nositelem dynamiky obou desek. Podsouvání oceánské kůry má vliv na procesy na kontinentu - vulkanismus. Magma vulkanismu subdukčních zón je typické směsí hornin kontinentální a staré oceánské kůry. Oceánský trench je jakási jizva v zápolí obrovské subdukční zóny, kde je subdukce mimořádně strmá a dochází ke vzniku lineárních depresí (např. Marianský, Filipínský příkop). Je-li subdukce plochá a náhle se prudce zlomí, dojde ke vzniku etapy vulkanických oblouků.

Poznámka. V místě pozastavení subdukce se může kontinent začít štepit a na rozlámaných částech okrajů kontinentální kůry nalezneme různé geologicky nenápadné formace (sedimenty)

Morfografické charakteristiky dna oceánů

Rychlé tuhnutí magmatu na dně oceánu způsobuje roztříštění oceánské kůry na pravoúhlé (střižné) zlomy, které jsou vázány na její svrchní část. Díky těmto zlomům jsou linie středooceánských hřbetů kazetově rozlámány a dochází k jejich ujíždění od původní linie (vznik transformních zlomů).

Jak magma v riftu přestává vystupovat na povrch oceánského dna, zaplní rift a dojde ke vzniku středooceánského hřbetu (např. středoatlantský hřbet). Středooceánské hřbety jsou typické pro staré rifty. Ačkoli se rift v Indickém oceánu rozšiřuje rychlostí 1 až 5 cm za rok, kontinenty připojené pasivně k oceánské kůře se nepohybují stejnou rychlostí, neboť jak magma na kraji riftu tuhne, mění se jeho reologické vlastnosti.

Poznámka. O vzniku pásemných oblastí nerozhoduje subdukční zóna, ale oceánský rift.

Poznámka. V astenosféře dochází ke kruhovému pohybu magmatu.

Střižné pohyby zemské kůry vedou ke vzniku zlomů, např. San Andreas. U tohoto zlomu je čelo Pacifické kůry zanořeno pod západním úpatím Skalnatých hor. Střižné pohyby vznikají rozlámáním zemské kůry v místě, kde se již nemůže rozpínat oceán a nelze tedy na okraji oceánské desky naakumulovat hmotu.

Guyoty jsou stolové hory na dně oceánu, které se tyčí až 1 000 m nad abyssální plošinou. Mají strmé svahy a ploché hřbety a jsou většinou vulkanického původu. Na povrchu jsou guyoty tvořeny vápenci a dolomity, tedy horninami okrajů kontinentů; jedná se zřejmě o relikty kontinentální kůry.

Ve oblastech riftů a středooceánských hřbetů tropických oceánů dochází ke vzniku atolů.

Poznámka. Oceánské desky jsou dynamičtější než desky kontinentální.

KONTINENTÁLNÍ KŮRA

Poznámka. Aby nastala kolize dvou kontinentů, musí být mezi nimi moře, kde většinou vznikají vápence, které pak v pásovém pohoří vytváří vápencové příkrovy. Kolize kontinentů probíhá pod sedimenty, při kolizi se přes sebe začínají hrnout jednotlivé části zemské kůry a na jejich povrchu nalezneme obalové (mořské) sedimenty, které se váží na jádra příkrovů. Středy pásových pohoří jsou tvořeny jadernými horninami.

Poznámka. Ofiolity jsou těžké oceánské vulkanity zabudované ve formě pásu v kontinentální kůře; svědčí o existenci oceánu.

Poznámka. Kontinenty jsou starší reliktní zbytky oceánských ker, např. až z prekambria.

Poznámka. K odlehčení kontinentů dochází díky odnosu jejich materiálu do oceánu.

Vulkanické znaky

Grabeny reprezentují štepení kontinentu a jsou vázány jen na zemskou kůru. Naopak rifty protínají celou litosféru až do astenosféry. Po uzavření riftu bazickými horninami může po období klidu dojít ke vzniku grabenu. Aktivním grabenem je např. Rudé moře.

Poznámka. Tangensiální tlaky vedou k rozlámání sedimentárních hornin oceánského dna (např. Budňanská skála, Barrandova skála).

Trappy jsou plošné lávové pokryvy tvořené lehkými lávami (znělce), nacházejí se např. v Súdánu, Velkém Karoo (Jižní Afrika) či Dekánské plošině (Indie).

Sopečná pohoří vytváří na zemském povrchu výraznější elevace, a to proto, že jsou jednak mladá a tedy nepoškozená erozí a jednak, že lávy jsou více odolné proti zvětrávání než okolní horninové formace.

Stolový charakter hor je ovlivněn skutečností, že v drsném pouštním prostředí zvětrávají a jsou odnášeny sedimenty a naopak velmi těžko zvětrávají dolomity a vulkanické desky, díky kterým vznikají stolové hory.

Dike vznikají rychlým postupem magmatu podél trhlin v zemské kůře. Jsou velmi hluboké - začínají na bázi zemské kůry.

Pediment je erozí a denudací zarovnaný povrch, který přechází z hornin, jež jsou málo odolné vůči zvětrávání, do skalních hornin více odolných, přičemž eroze seče jednotlivé horniny pod stejnou rovinou.

Poznámka.

Morfologické projevy mají stejné geometrické vlastnosti, ať jde o projevy vrásnění v říčních údolích či vznik nového oceánu.

Endogenní procesy vedou ke vzniku elevací či naopak propadlin. Mají význam pro klimatické procesy, které chtějí elevace a deprese vyrovnat s hladinou geoidu.

Na všech šítech najdeme situaci, kdy eroze a denudace pohltily obrovské množství zemské kůry, ale přesto oblast leží ve výšce 800 m n. m. Příčinou je to, že díky odlehčení kontinentu došlo k jeho izostatickému vynoření.

Poznámka. Horniny lávových proudů zvětrávají velice pomalu, avšak v závislosti na složení magmatu. Např. v Indonésii, která má velice agresivní podnebí, zvětrávají lávové proudy 20 až 30 let.

Pahoe-hoe lávy vznikají v magmatu, ve kterém nejsou útržky zemské kůry. Naopak v aa lávě se útržky zemské kůry vyskytují. V depresích povrchu lávových proudů vznikají jezera.

Štítový vulkán je tabulová hora (plato), která vzniká rychlým průnikem bazického magmatu.

Lehké magmatické horniny pocházejí z natavení litosféry či zemské kůry, nepochází z astenosféry.

Stratovulkán je smíšenou sopkou, kdy se střídají etapy výlevů láv s ukládáním pyroklastického materiálu. Stratovulkány jsou svou mocností nejobjemnější sopky na světě (např. Etna, Vesuv, Popocatepetl, Eľbrus, Kazbek, Demávend, Ararat, Kilimandžáro).

Na kraji stratovulkánu vznikají údolí, tzv. barrancos, jež mají katastrofický vývoj. Mohou vznikat např. při roztátí ledovce na vrcholu sopky a jeho spláchnutí.

Lahar je katastrofický říční proud a bahnotok vznikající při náhlém probuzení sopky, kdy díky roztátí ledu ve veškerém jejím okolí dojde k obrovskému katastrofickému přínosu materiálu. Lahar má charakter říčního šterku smíšeného s vulkanity.

Kaldera je několik kráterů vzniknuvších při opakovaných explozích sopky.

Pseudokrasové vulkanické jeskyně jsou tvarovány horkým vzduchem nebo protékající vodou.

Parazitické vulkány (kužely) se nachází na bočních zlomech sopek nebo stratovulkánů. Parazitické sopečné kužely mohou mít ve svém kanále (hrdle) tak vysoké tlaky, že zde vznikne hornina kimberleynit. Díky erozi a denudaci dojde k zarovnání parazitického vulkánu, avšak v podzemí po něm zůstane žíla kimberleynitu, matečné horniny pro vznik diamantů.

Utichá-li vulkanická činnost, vzniká kromě parazitických projevů sopek i řada postvulkanických jevů:

• gejzíry vytvářejí na jezerních plošinách vulkanického původu výrazné pokryvy, které pak svou horkou vodou a parami prorážejí. Gejzír je pravidelné vyvrhování par a horké vody, kdy tlak a teplota dosáhnou určitých hodnot.
• fumaroly jsou vývěry vodních par s přídavkem plynů,
• solfatary jsou sirné vývěry,
• mofetty jsou téměř čisté výrony oxidu uhličitého CO₂ a uhelnatého CO.

Fumaroly, solfatary a mofetty vytvářejí malé parazitické krátery, jimiž pronikají k povrchu juvenilní plyny.

Horniny a morfostruktury

Krystalické horniny tvoří jádra struktur na kontinentech. Tyto horniny jsou různého stáří, jsou metamorfované a odolné vůči zvětrávání. Krystalické horniny byly buďto sedimentovány nebo byly vloženy do zemské kůry magmaticky, kdy na ně působily obrovské tlaky, které zapříčinily jejich přeměnu, a tyto horniny byly během geologické historie vyneseny k zemskému povrchu.

Poznámka. Dynamika vývoje zemské kůry je vysoká - materiál, který je odnesen do depresí, je zapojován do orogenního procesu. Hlavní globální morfologický cyklus trvá do 1 miliardy let. Provedeme-li řez oceánským dnem, zjistíme, že rozsah sedimentů se liší nejen mocností, ale i délkou geologické historie. Z toho vyplývá, že nerovnoměrné procesy sedimentace na dně oceánů svědčí o nerovnoměrných geomorfologických procesech na povrchu kontinentů. Tuto skutečnost mají na svědomí pohyb litosférických desek a změny klimatu.

Na kontinentech se odehrávají procesy, které hluboko se nacházející krystalické horniny vynášejí na povrch, přičemž každý kontinent je obrušován nestejnou rychlostí a různým způsobem. Ve středních částech kontinentů se na povrchu nacházejí krystalické horniny staré 1 miliardu let, přičemž tyto horniny vznikaly v hloubkách kolem 15 km.

Poznámka. I Český masiv je krystalický. Před 350 miliony lety proběhlo ve fundamentu Českého masivu hercynské vrásnění, které bylo do jisté míry ekvivalentní alpínským procesům, co se týče vytváření příkrovů. Během 50 milionů let byl Český masiv zahlazen, přičemž mocnost jeho opracování dosáhla 5 až 6 km. Horniny na povrchu hercynského oblouku (resp. hercynské trosky) vznikaly v hloubkách kolem 20 km.

Procesy, které vedou k vyzdvihování kontinentů, zveme epeirogenetické procesy, přičemž jejich základem bývá izostáze, jež spočívá ve snižování hmotnosti kontinentů, když dochází k jejich opracovávání a obrušování, a vynořování kontinentální desky z astenoféry na základě Archimédova zákona. Kromě izostáze kontinent přirůstá i dalším procesem, a to pasivním chladnutím hornin na spodu kontinentální kůry při vynořování z astenosféry. Zvyšováním mocnosti těchto hornin dochází k brždění izostáze.

Poznámka. Velmi dynamickou částí kontinentů jsou šelfy, kde najdeme relikty procesů geologické historie zemského povrchu.

Erozní procesy mají z dlouhodobého hlediska tendenci vytvářet rovinu, zakřivenou pouze díky tvaru Země. U kleneb, jež mají kopulovité struktury s krystalickým nebo lakolitovým jádrem, zpravidla eroze protíná strukturní stavbu a dochází inverzi reliéfu, naprostému zničení antiklinály a tvorbě jakéhosi falešného květu. Na takovýchto strukturách jsou vybudovány např. Londýn a Paříž.

Kuesty vznikají tak, že méně odolné horniny jsou napadeny erozí a odolné horniny vytvářejí prudké svahy.

Flyšové horniny se vyznačují střídáním mělkomořských a hlubokomořských sedimentů, které jsou sice vlastnostmi různorodé, ale jejich střídání podléhá určitému řádu, a to podle hloubky sedimentačního prostoru. Typické je střídání břidlice, vápenců, dolomitů a jílovců. Flyšová stavba je počínající fází vývoje pohoří. Na flyšových horninách vznikají kuesty.

Jak se kolizní masa vyzdvihuje, dochází ke ztrátám materiálu, a jakmile se dostane nad mořskou hladinou, dochází k silné erozi klenby. Vznikají drtě a různé klastické sedimenty, tzv. molasové sedimenty, jež jsou důkazem rychle se zvedajícího pohoří. Molasové sedimenty se mohou ukládat ve zbytku moří nebo v nově vzniknuvších mezihorských jezerech.

Kerná pohoří vznikají rozlámáním povrchové části zemské kůry. Nedosahují velkých nadmořských výšek (max. 3 000 m), neboť nedochází k obrovským horizontálním tlakům. Vznikají poklesy a zdvihy (převládá-li vertikální silová složka), přesmyky (převládá-li horizontální silová složka) a posuny. Hrásťová pohoří jsou typická výrazným asymetrickým rozdílem mezi dvěma křídly pohoří (např. Krušné hory). Symetrické hrástě vznikají tehdy, dostane-li se hrásť do komprese a je vytlačena vzhůru (např. Orlické hory). Střižné nebo šikmé zlomy lze identifikovat roztržením nebo posunutím říční sítě, kdy podél zlomů vznikají suťové kužely; příkladem mohou být malé antiklinály na dně údolí, které jsou proerodovány říční sítí. Facetové svahy jsou zlomové svahy tvaru trojúhelníka svědčící o posthercynském rozlomení masivů.

Skalní města rozlišujeme na dva typy:

1)     vypreparované skalní hřbety odolných hornin (okolí Mnichova Hradiště),

2)     obnažené skalní svahy na dnech říčních údolí (Česko-saské Švýcarsko).

Relativní pasivita hornin při vzniku morfostruktur zapříčiňuje vznik tabulí, což jsou horizontálně uložené sedimenty, na nichž je vytvořený tabulový tvar. Např. Česká křídová tabule nebo Ruská tabule.

Klenby se střídají s pánvemi a reagují na šikmé uložení vrstev, synklinální a antiklinální tvary či diskontinuity.

Pánve mají synklinálně uložené horniny a obvod pánví má zpravidla četné kuesty s mírnými svahy obrácenými do středu pánve

Při vzniku příkrovových pohoří dochází k oddělení části zemské kůry od její “podložky”, přičemž zemská kůra je pak tlaky přesunuta na vzdálenosti desítek až stovek km. Příkrovy vedou ke zdvojení či ztrojení zemské kůry. Jádry příkrovů jsou krystalické horniny, které byly obnaženy, tj. byla odstraněna slupka flyšových sedimentů; tato pohoří zveme jaderná. Sune-li se příkrov, má své části krystalický fundament zemské kůry, který je obalen složkou mořských sedimentů.

Když se příkrovy původně sunuly, byly granity a granodiority uschovány pod 3 000 m mocnou vrstvou mořských sedimentů a teprve pozdějšími procesy se dostaly na povrch. V souvislosti s obnažováním pohoří dochází k jeho vynořování z astenosféry. Veškerá pásemná pohoří mají velmi podobnou, ba stejnou, strukturu.

Bradla jsou vypreparované odolnější oblasti flyšových sedimentů.

Komplexní pohoří jsou horské regiony, které se dostaly do takové fáze vývoje, že obsahují jak příkrovy, tak i kernou stavbu.

Vrásová pohoří můžeme rozdělit na

1)     jednoduchá, která vznikají zvrásněním sedimentů a vytvořením rovnoběžné soustavy antiklinálních hřbetů a synklinálních údolí (tzv. jurský typ reliéfu). Antiklinální hřbety mohou být také výsledkem exhumace odolnějších antiklinál v průběhu vývoje.

2)     složitá, která vznikají tam, kde vrásové osy mají komplikovaný průběh. Vzniklé brachyantiklinály a brachysynklinály podmiňují nepravidelný reliéf. Vrcholové části brachyantiklinál jsou rozrušovány, reliéf se stává inverzní a z vrásových křídel se vytváří podkovovitě uspořádané kuesty.