Desková tektonika

Teorie deskové tektoniky zveřejněná v 60. letech zahrnuje poznatky o pohybech kontinentů, rozpínání oceánského dna a subdukci.  Podle ní jsou povrchové partie Země tvořeny litosférickými deskami s mocností asi 100 km, které se pohybují po měkkém podkladě – astenosféře (s mocností  asi 200 km). Velkých desek je 6 (pacifická, americká, euroasijská, africká, indo-australská a antarktická) a asi 8 menších. Na svém povrchu mají kontinent, oceán, nebo z části obojí.

Obr. 6: Litosférické desky. Převzato z http://cs.wikipedia.org/wiki/Soubor:Tectonic_plates.png

Mezi deskami jsou úzké deformační zóny, na které je vázána hlavní tektonická činnost Země. Tyto hranice jsou tří druhů (obr. 7):

Obr. 7:Typy deskových rozhraní: transformní, divergentní a konvergentní.Převzato z http://en.wikipedia.org/wiki/Image:Tectonic_plate_boundaries.png

divergentní(oceánské hřbety), kde se desky od sebe vzdalují a vzniklý prostor je vyplňován magmatem z astenosféry (probíhá zde rozpínání oceánského dna)

konvergentní hranice, kde se dvě desky přibližují (obr. 8). V případě dvou oceánských desek nebo desky oceánské a kontinentální dochází k zasouvání (subdukci) oceánské desky. V případě, že interagují dvě desky kontinentální dochází k tzv. kontinentální kolizi a vzniku pásemných pohoří (Himálaje).

transformní zlomy, na kterých se desky posunují podél rozhraní (např. příčné pruhy v oceánských hřbetech).

Pohyby litosférických desek jsou projevem termální konvekce v plášti poháněné energií uvolňovanou chladnutím  jádra.

Na základě teorie deskové tektoniky je možné určit velikosti a směry vzájemného pohybu všech desek. Tyto rychlosti lze nezávisle ověřit pomocí výpočtu vzdálenosti vybraných bodů a jejich časových změn. K tomu se používají laserová měření družic sloužících jako odražeče signálu z povrchových stanovišť (GPS), nebo interferometrie dlouhých vln. Výsledky obou těchto metod jsou v dobré shodě s předchozími odhady.

Teorie deskové tektoniky je výsledkem rozsáhlého zkoumání a její zveřejnění v 60. letech mělo revoluční důsledky. To proto, že umožnila jednotný a ucelený výklad dílčích pozorování různých geofyzikálních oborů, a také, že zásadně změnila výklad všech základních geodynamických procesů na deskových rozhraních (např. horotvorných procesů, zemětřesení, vulkanismu i vzniku ložisek některých nerostných surovin - obr. 9).  

Obr. 9: Procesy probíhající na litosféře. Převzato z http://www.ig.cas.cz/aktivity/Geopark/Zeme.pdf

Rozpínání oceánského dna

Dochází k němu v oblasti tzv. oceánských hřbetů. Uvnitř každého se táhne tektonická porucha, tzv. rift. Pod ním vychází natavená hmota zemského pláště k povrchu, někdy i na povrch (obr. 9). Nový materiál chladne a přirůstá ke starému, který je tímto odsunován. Na hřbetu se tvoří nová deska - oceánská litosféra. Plášťový materiál zde přibývá rovnoměrně s rychlostí okolo 2 cm/rok. Mocnost desky vzrůstá směrem od hřbetu až na 50 – 100 km. Oceánské hřbety jsou mnohde přerušeny příčnými tzv. transformními zlomy (obr. 10). Na hřbetech jsou centra mělkých zemětřesení.

Obr. 10: Oblasti oceánských hřbetů. Převzato z http://www.geo.utep.edu/kidd/Vol_eq_plates.html

Tepelný tok na hřbetech má vysoké hodnoty (až 300 nW/m²), nejvyšší na světě vůbec (průměrné hodnoty jsou okolo 60 mW/m²).

Subdukce litosféry

Aby nedocházelo ke zvětšování zemského povrchu musí se někde oceánská litosféra zanořovat (subdukovat) zpět do nitra. Zóny, kde k tomu dochází se nazývají subdukční zóny. Nacházejí se v místech hlubokých mořských příkopů (např. peruánsko-chilský, kamčatský, kurilský, japonský). Trojrozměrnou morfologii subdukovaných desek lze sledovat pomocí zemětřesných ohnisek (k zemětřesení dochází právě v chladných a relativně pevných subdukovaných deskách, nikoli v teplém plášti okolo), které se kupí do pásů šikmě nakloněných vůči zemskému povrchu (tzv. Wadati-Benioffovy zóny). Nejhlubší zemětřesení jsou v hloubce okolo 750 km. Deska, která se zanořuje, je chladnější než materiál pláště. Proto je také těžší a pevnější. Tyto vlastnosti si litosféra uchovává do značných hloubek. Otázkou ale zůstává, co se děje s deskami v plášti. Ukazuje se, že jsou tři možnosti : buď desky klesají až na „dno“ pláště a zůstanou ležet nad hranicí s jádrem, nebo zůstávají již ve svrchním plášti v místě fázového rozhraní v hloubce 660 km, a nebo se sice nad tímto rozhraním „zdrží“, ale poté pokračují v sestupu k jádru (obr. 11).

Obr. 11: Možné průběhy deformace subdukovaných desek. Subdukované desky jsou znázorněny modrou barvou; možnost A odpovídá klesání desky na dno jádra, možnost B  zastavení v oblasti fázového rozhraní a možnost C pozdržení desky v této oblasti. Převzato z [1].