Pobřežní (litorální) zóna je prostor na rozhraní moře, oceánu, ale i jiné velké vodní plochy (jezero) a souše. Tato zóna zahrnuje jak mělčiny, tak i přilehlou souš. Břežní pásmo je definováno jako pás území ležící na styku pevniny a světového oceánu ve kterém se uskutečňuje interakce mezi pevninou a oceánem. Dolní hranice je místo na dně, kde končí geomorfologická schopnost i největších vln při bouřích. Horní hranice je vymezena přímořskou čarou – linií maximálního působení vln při příboji.

Charakter a modelace břežního pásma je ovlivněna aktivními a pasivními činiteli. Do aktivních činitelů řadíme ty, které mají dostatečnou kinetickou energii pro modelaci břežního pásma. Jedná se o vlny, vlnové proudy, výčasové proudy, ale i biotu. Mezi pasivní činitele řadíme morfostrukturu, reliéf, klima apod.

Vlnění

Vlny jsou hlavním aktivním činitelem, který utváří pobřeží. Jsou popisovány několika parametry. Vlnová délka ($\lambda$ nebo $L$) je vzdálenost mezi dvěma hřbety vln. Perioda vlny ($T$) je čas, který uplyne než se následující vlna dostane do pozice vlny předchozí. Rychlost vlny ($V$) je daná rovnicí $V = \lambda/T$. Výška vlny nebo také amplituda ($H$) je vertikální vzdálenost mezi nejnižším místem (dolem) a hřbetem vlny. Vlnění směrem do hloubky postupně ustává a zaniká v hloubce rovnající se polovině vlnové délky. Tuto hloubku označujeme jako báze vlny. Vrchol vlny se nazývá hřbet a nejnižší bod se označuje jako důl nebo vpadlina.

Eolické vlny

Vlny vznikají rozpohybováním vodní masy proudícím vzduchem. Část energie větru vanoucího nad vodní hladinou je přenášena na vodní těleso.

Vznik vln ovlivňují tři základní faktory:

1. délka trvání větru o určitém směru,
2. rychlost větru,
3. náběhová vzdálenost větru.

Silný vítr o dlouhém trvání, který vane na dlouhou vzdálenost vytváří velké vlny s vysokou kinetickou energií.

V hlubokých vodách, tedy tam, kde báze vlny neprotíná dno probíhá pohyb molekul po kružnici. Směrem do hloubky se jejich průměr zmenšuje. Toto vlnění označujeme jako vlnění hluboké vody. Když vlna dosáhne mělčích vod (hloubka $< 0,5\lambda$), začíná vlna interagovat se dnem. Pohyb částic již neprobíhá po kružnicích, ale po elipsách. Část energie vln je vynaložena na transport sypkého materiálu na dně a modelaci dna. Dochází ke zkracování vln a jejich zpomalování. Výška vlny ale naopak narůstá a čelní svah vlny se stává strmějším. Zvyšuje se tak poměr mezi výškou vlny a vlnovou délkou ($H/\lambda$). Směrem k pobřeží se tato transformace zesiluje. Když $H/\lambda$ překročí $1/7$, hřbet vlny ztrácí oporu a dochází k lámání vlny. Vzniká tak příboj (surf), který mění potenciální energii vlny na kinetickou. Způsob jakým se vlna láme je dán strmostí vlny a sklonem pobřeží.

Vlny mají tendenci ohýbat své čelo paralelně s pobřežím – dochází k tzv. refrakci vln. U zálivů se vlny rozšiřují, čímž se jejich energie snižuje. U mysů se naopak vlny stlačují k sobě, čímž se energie koncentruje.

Bouřkové vlny

Dalším typem je bouřkové vlnění (storm surges), které vzniká kombinací extrémně nízkého tlaku, silného větru a přílivu.

Seismické mořské vlny

V důsledku zemětřesení mohou vzniknout vlny tsunami. Jejich vznik je spojen s vertikálním pohybem oceánského dna. Toto vlnění je charakteristické malou amplitudou, extrémní délkou a rychlostí. Na širém oceánu je tato vlna neznatelná. Dorazí-li však k pobřeží, dojde k razantnímu zkrácení vlny a nárůstu její výšky.

Příboj

Směrem k pobřeží se postupující vlny stávají příkřejšími až převislými - dochází k lomu vlny a vzniku příboje resp. příbojového proudu. Charakter příboje je ovlivněn sklonem pobřeží. Mírné písčité pláže jsou typické příbojem typu spilling breaker. Vlna se postupně bortí do podoby zpěněné nerovnoměrné vlnové fronty. Voda pak v poklidu odtéká z pláže. Zcela kontrastní jsou tzv. plunging breakers a surging breakers. Vznikají na březích se strmějším dnem. Rysem plunging breaker je lámání vrcholu vlny. Vlna se překlápí dopředu a padá na hladinu. Vzniká turbulentní vodní masa vody. Surging breaker je třetí typ. Tímto divokým příbojem jsou charakteristické strmé pláže. Nedochází k lomu vrcholu vlny, ale ta naráží plnou silou na pláž.

Vlnové proudy

Postupující vlny k pobřeží jsou transformovány do dvou složek – příčné a podélné. Příčnou složku tvoří vlnové proudy směrem k pobřeží a zpětné kompenzační (náporové) proudy (rip current). Zpětné náporové proudy jsou poměrně úzké, ale velice rychlé (až několik m/s), proto jsou schopné unášet velké množství materiálu z břežního pásma (missing reference) </figcaption> </figure>

Akumulační tvary

Pláže

Pláž (beach) je typickým akumulačním tvarem pobřeží. Pláže mohou být písečné, štěrkové i oblázkové. Významnou složkou materiálu tvořícího pláže je i organický materiál, a to zejména karbonáty (např. schránky živočichů). Velikost klastů má významný vliv na podobu pláže. Příbojový proud unáší materiál k pobřeží a jak postupně ztrácí energii, tak dochází k postupné sedimentaci a tedy i třídění sedimentů. Směrem k souši se materiál zjemňuje.

Na pláži můžeme vymezit další formy jako je například bouřkový stupeň, plážová terasa či předbřežní val.

Písečné kosy a tomboly

V tzv. vlnovém stínu vznikají různé písečné výběžky (široké) a úzké kosy (spit). Nejčastěji vznikají při ústí řek a v místech změny směru pobřeží. Asi nejznámější kosou je Hel v Polsku. Tombola je písečná akumulace, která spojuje dva kusy pevniny.

Bariérové ostrovy

Bariérové ostrovy jsou nízké ostrovy protáhlé ve směru pevniny, od které jsou odděleny lagunou. Bariérové ostrovy mohou nabývat rozličných rozměrů. Malé ostrovy mají šířku několik metrů a délku v rámci stovek metrů. Největší nabývají šířky přes kilometr. Na největších ostrovech vzniká i systém písečných dun. Výskyt bariérových ostrovů je vázán na oblasti s velice mírným pobřežím a malým rozpětím přílivu a odlivu.

Přílivové plošiny a marše

Rozsáhlé ploché akumulační formy, které jsou zaplavované během přílivu se označují jako přílivové plošiny nebo watty. Jsou tvořeny siltem a jílem. Velký podíl má i organická hmota. Postupnou agradací přílivových plošin se snižuje dosah průměrných přílivů, což umožňuje rozvoj vegetace, další agradaci a vznik půdy. Watyy tak přechází v marše, které jsou zaplavovány jen při skočném přílivu. Pokud i ty přestanou být pod vlivem přílivu, vzniká pobřežní nížina.

Říční delta

Delta je akumulační tvar vznikající při ústí řek do jezer, moří či oceánů. Vodní tok při zaústění do vodního tělesa se rozšiřuje a razantně klesá rychlost proudění. To způsobuje snížení transportní kapacity a dochází k splavenin. Důležitou podmínkou pro vznik delty je, aby řeka přinášela velké množství materiálu, které pobřežní procesy nejsou schopné odnést.

Sedimentace dnových splavenin nastává okamžitě. Sedimentace plavenin (materiálu v suspenzi) je ovlivněna poměrem hustoty vodního toku a mořské či jezerní vody. V případě stejné hustoty obou vod dochází k rychlému promíchání a k okamžité sedimentaci. Toto se nastává zejména u sladkých vod, tedy když řeka vtéká do jezera. Druhý případ je, pokud má voda v řece větší hustotu než je voda v tělese, do kterého vtéká. Hustší říční voda se noří pod vodu s nižší hustotou a v podobě proudu u dna transportuje sedimenty daleko od břehu. K vývoji delty tak nemůže docházet. Toto nastává když například velice studená řeka vtéká (voda má nejvyšší hustotu při 4 °C) do teplého jezera. Poslední možnou variantu je, když říční voda má menší hustotu než voda, do které vtéká. V tomto případě se říční voda rozlije po povrchu a pokud transportuje velké množství splavenin, tak vytváří snadno identifikovatelné mračno, které postupuje daleko od břehu, než se voda dostatečně promíchá. Tato varianta je typické pro případy, kdy řeka (sladká voda, nízká hustota) vtéká do moře (slaná voda, vysoká hustota).

Nejjednodušší podoba delty je tzv. Gilbertova delta (pojmenovaná podle amerického geologa Grove Karl Gilberta). Tyto delty vznikají zejména v jezerech, kde nedochází ke komplexním vlivům dalších procesů (příboje, slapových jevů, mořských proudů). Jedná se tedy o deltu s dominantní fluviální sedimentací. V sedimentech delty můžeme rozlišit tři základní jednotky: topset, foreset, bottomset. Topset jsou horní, (sub)horizontálně uložené sedimenty. Foreset jsou šikmé, do jezera se uklánějící vrstvy. Postupným budováním foresetu dochází k rozšiřování delty. Topset jsou (sub)horizontální vrstvy uložené v hluboké vodě na okraji delty. Jsou tvořené zejména jemnozrnným materiálem.

Delty vznikající u ústí řek do moří a oceánů jsou mnohem komplexnější jak svým vzhledem, tak sedimentací. Jejich podoba je závislá na množství sedimentů, které řeka unáší, síle proudu řeky a mořských proudů, energii vln a slapových jevů. Můžeme rozlišit tři základní typy []{.citation cites=”boggsPrinciplesSedimentologyStratigraphy2014”}. Delty s dominancí říční sedimentace se nacházejí v oblastech, kde vlny mají nízkou energii a rozdíl hladin během přílivu a odlivu je malý. Tyto delty mají charakteristický tvar “text”ptačí nohy. Příkladem je delta řeky Mississippi. Delta s dominancí vlnění je typ delty, kde distribuce sedimentů je řízena vlněním. Většina sedimentů, které se dostávají řekou do moře je proudy distribuovaná podél pobřeží. Delta Nilu se řadí do této skupiny. Delty s dominancí slapových jevů vznikají v oblastech s výrazným dmutím a slabým vlivem vln. Delta je formována silnými slapovými proudy, které působí erozně. Delta má podobu ostrovů, které jsou od sebe rozdělené širokými kanály.

Estuáry

Estuáry jsou nálevkovitá ústí řek do moří. Mohou vznikat v důsledku transgrese – zvednutí hladiny světového oceánu a zaplavením ústí řeky dál do vnitrozemí. Dalším typem jsou fjordy, což jsou zaplavená ledovcová údolí (trogy). Estuáry mohou mít i tektonický původ.

Korálové útesy

Korálové útesy jsou podmořské skalnaté hřbety v mělkých vodách a vzniklé činností organismů – zejména korálů, ale i vápnitých řas. Vznik korálových útesů je limitován environmentálními nároky korálů. Optimální teplota moře se pohybuje v intervalu 25 °C–29 °C. Světelné podmínky v moři omezují růst korálů na maximální hloubku okolo 90 m, nejintenzivnější růst probíhá do hloubky 20 m.

Korálové útesy rozlišujeme na lemové, bariérové a atolové. Lemové útesy se nacházejí v blízkosti břežní čáry. Bariérové útesy vytváří valy, které jsou od pobřeží oddělené lagunou. Příkladem je Velký bariérový útes v Austrálii. Atoly (obr. 8{reference=”fig:atol” reference-type=”ref”}) jsou korálové útesy, které zcela nebo z větší části obkružují lagunu.

Typy pobřeží

Podle morfologie a vzniku pobřeží můžeme rozlišit celou řadu typů.

Fjordové pobřeží vzniklo zatopením ledovcových údolí (trogů) pobřežních pohoří. Tento typ pobřeží je typický pro Norsko a Kanadu.

Šérové (skjarové) pobřeží je charakteristické zaoblenými skalkami a četnými malými ostrůvky. Jedná se o zaplavený erozní reliéf modelovaný kontinentálním zaledněním. Drobné ostrovy jsou tvořené oblíky, které byly zaplavené mořem a nad hladinu se dostaly díky postglaciálnímu výzdvihu. Příkladem je východní pobřeží Švédska (zejména v okolí Stockholmu).

Znakem riasového pobřeží jsou zatopená říční údolí pobřežních pohoří.

Limanové pobřeží vzniká zaplavením pobřežních nížin. Od moře či oceánu je pobřeží zpravidla odděleno kosami.

Pobřeží dalmatského typu je charakteristické četnými ostrovy, které jsou protažené ve směru pobřeží, a zálivy s úzkým ústím a větvící se na obě strany od ústí. Tento typ pobřeží vznikl zaplavením vrásových struktur probíhajících zhruba rovnoběžně s břežní čarou.

Pobřeží aralského typu vzniká zaplavením deflačních sníženin eolických nížin.

Vulkanická pobřeží jsou tvořena vulkanickými tvary, jejichž sníženiny zaplavilo moře.

Korálová pobřeží jsou častým typem pobřeží tropických oblastí.

Změny výšky mořské hladiny

Vznikající tvary na pobřeží reflektují průměrnou výšku hladiny moře a souše. Avšak podél pobřeží lze najít celou řadu tvarů, které dokládají to, že hladina moře byla relativně výše nebo níže vůči pevnině. Tvary na pobřeží tak mohou být ponořené (submerged), pokud se relativní výška moře zvýšila. Došlo tedy k tzv. transgresi a zaplavení části pevniny. NEbo mohou být tvary vynořené (emerged) v případě kdy došlo k regresi, neboli ústupu moře.

Příčiny změny výšky hladiny

Možných příčin změny mořské hladiny je celá řada. Eustatické pohyby hladiny světového oceánu jsou způsobené změnami objemu vody a projevují se v celoplanetárním měřítku. Objem vody a tím i výška hladiny se mění i s měnící se teplotou z důvodu teplotní roztažnosti vody. Nárůst průměrné teploty oceánů o 1 °C by způsobil zvýšení hladiny o přibližně 2 m. Objem vody ovlivňuje i salinita. Zvýšení salinity způsobuje zmenšení objemu a naopak.

Podobně jak se postupem času zanáší vodní nádrž sedimenty, které unáší vodní tok, stejně se postupně zasedimentovávají i oceánské pánve. Zmenšování jejich objemu způsobuje velice pomalé zvyšování hladiny světového oceánu. Udává se, že současná globální denudace způsobuje zvýšení hladiny o přibližně 3 mm.

Změny úrovně mořské hladiny se dějí i v důsledku tektonických pohybů. Poklesy oceánských pánví způsobují nárůst jejich kapacity, což v důsledku způsobuje pokles hladiny vůči pevnině. Naopak výzdvih či zmenšování oceánský pánví v důsledku pohybů litosférických desek vede k nárůstu hladiny. Epeirogenetické a orogenické pohyby také ovlivňují relativní výšku hladiny moře vůči pevnině. Známé jsou bývalé antické přístavy ze středomoří, které jsou v současnosti vyzdviženy nad současnou hladinu Středozemního moře.

Hladinu světového oceánu ovlivňují i isostatické pohyby, tedy pohyby zemské kůry v důsledku jejího odlehčení či zatížení. Nejpatrnější to je na příkladu glaciisostatických pohybů. Zemská kůra byla zatlačena v důsledku zatížení kontinentálními ledovci během glaciálů. Následným zánikem kontinentálního zalednění došlo k odlehčení zemské kůry a k jejímu opětovnému výzdvihu. Tento výzdvih kompenzuje nárůst hladiny, který je způsoben a ústupem ledovců došlo k odlehčení zemské kůry a k jejímu výzdvihu.

Ledovcové příkrovy během glaciálů v sobě zadržovly obrovské objemy vody. Během posledního glaciálního maxima (cca 20 tisíc let zpět) byla hladina světového oceánu asi o 140 m níž než dnes. Následným táním ledovců se hladina začala zdvihat. Tato transgrese byla např. ve Skandinávii kompenzována výzdvihem pevniny v důsledku výše zmíněné glaciisostáze.

Relativní hladinu moře může ovlivnit i člověk svou činností. Například čerpání podzemní vody v pobřežních oblastech způsobuje poklesy pevniny v důsledku konsolidace sedimentů ve zvodních. Poklesem pobřeží se relativně zvyšuje hladina moře a dochází k zaplavování souše.

Kontrolní a klíčové otázky, na které bychom měli znát odpověď

• Co je hlavním morfogenetickým činitelem na pobřeží?
• Jak vzniká vlnění?
• Kdy vlny mají největší geomorfologický účinek?
• Co je to delta? Jak vzniká a jaké faktory hrají roli při jejím vývoji?
• Jaké mohou být příčiny změny výšky mořské hladiny resp. hladiny světového oceánu?

Další klíčové pojmy k zapamatování

• litorální zóna
• pobřežní čára
• refrakce
• příboj
• tsunami (cunami)
• vlnové proudy
• abraze
• pláž
• písečná kosa
• přílivová plošina
• delta
• estuár
• korálové útesy
• atol
• transgrese a regrese
• eustatické pohyby

Zdroje

1. Bird, E. C. F. (2008). Coastal Geomorphology: An Introduction (2nd ed). Wiley.
2. Seybold, H., Andrade, J. S., & Herrmann, H. J. (2007). Modeling River Delta Formation. Proceedings of the National Academy of Sciences, 104(43), 16804–16809. https://doi.org/10.1073/pnas.0705265104