Nauka o Zemi Teoretická část Litosféra - Astenosféra Desková tektonika je vědní disciplína zabývající se dynamickým vývojem litosférických  desek v návaznosti na procesy probíhající v zemském plášti. Studuje vzájemný pohyb  litosférických desek, rychlost jejich pohybu při kontinentálním driftu po astenosféře,  geologické procesy probíhající na jejich okrajích a s tím spojené doprovodné jevy jako je  horotvorná činnost, vulkanizmus, zemětřesení atd.  Opírá se o teorii konceptu kontinentálního driftu, jejíž základy položil ve 20. letech 20.  století německý geolog Alfréd Wegener. Jako první přišel s myšlenkou, že na počátku  existoval jeden superkontinent – Pangea, který se v důsledku pohybu litosférických desek  rozpadl na dnešní kontinenty. Svoji  hypotézu založil na pozorování výskytu stejných  fosílií na území Afriky a jižní Ameriky, dále na paleo-topografických a klimatologických  poznatcích, naznačující spojení těchto dvou kontinentů v historii Země. Nicméně  dostatečně nevysvětlil příčinu kontinentálního driftu. Proto nebyla tato teorie přijata  všemi vědci. Musely být předloženy další důkazy. Do té doby se geologové domnívaly, že  hlavní útvary na Zemi jsou pozičně statické a že většina geologických těles, jako  například horská pásma, mohou být vysvětlena vertikálním pohybem zemské kůry -  geosynklinální teorie.  Alfred Wegener Významný předěl pro přijetí teorie pohybu litosférických desek přišel s objevením různé orientace magnetického pole v  horninách různého stáří a se studiem hlubokého oceánského dna. Magnetické páskování hornin, projevující se  symetrickými, paralelními pruhy o stejné orientaci tvořící mořské dno na obou stranách od středooceánského hřbetu,  bylo dostatečným důkazem, aby se následně teorie deskové tektoniky v druhé části 60. let 20. století stala všeobecně  uznávanou teorií. Tato revoluční teorie pozměnila vědy o Zemi, vysvětlila celou řadu různorodých geologických fenoménů  a pomohla vysvětlit dnešní biogeografické rozšíření různých forem života se společnými předky.        Litosféra je pevný obal Země tvořený zemskou kůrou a nejsvrchnějšími  vrstvami vnějšího zemského pláště (obr. 3-1). Skládá se z oddělených a snadno  rozlišitelných litosférických desek, které „plavou“ na viskoelastické až plastické vrstvě  zemského pláště - astenosféře. Rozdíl mezi litosférou a astenosférou je především ve  fyzikálně mechanických vlastnostech (v reologických vlastnostech) hornin a způsobu  přenosu tepla (obr. 3-2). Litosféra je chladnější a pevnější vrstva s konduktivním přenosem  tepla (obr. 2-32). Astenosféra je teplejší (cca 1400 °C), hustější (3,5 g/cm³ viz obr. 2-34),  plastičtější s konvekčním přenosem tepla (obr. 3-5).   Obr. 3-1: Schema mocnosti litosféry a astenosféry pod oceány a kontinenty. Obr. 3-2: Rozdělení geosfér Země podle reologie hornin a chemického složení. Na základě studia seismických P a S vln bylo zjištěno, že astenosféra výrazně snižuje rychlost šíření těchto vln (nizkorychlostní zóna). To ukazuje na duktilnější charakter materiálu a tedy horniny v astenosféře jsou natavené – snáze tečou.      V tomto polotekutém stavu jsou udržovány vlivem vysokého tlaku a teploty. Po roztavených horninách (magmatu) litosférické desky kloužou rychlostí několika cm/rok. Tento pohyb, kdy pevnější a lehčí litosférické desky kloužou po hustější polotekuté astenosféře, označujeme jako kontinentální drift. Rychlost pohybu je obvykle udávána v rozsahu 10 až 40 mm/rok. Největší rychlost 160 mm/rok je zjištěna u desky Nasca (obr. 3-26). Mocnost litosféry  Stejně jako u zemské kůry je mocnost litosférických desek závislá na jejím  typu. Rozlišujeme litosférické desky:  • oceánské;  • pevninské.   Oceánská deska, jež je tvořena hlavně křemík a hořčík (proto označení „sima“ viz obr. 2-13), je obvykle mocná 70-100 km. V místech vzniku oceánské kůry (na  středooceánských hřbetech) může být velmi tenká 2 – 6 km. Dále od středooceánského hřbetu její mocnost vlivem ztráty tepla narůstá. V subdukčních oblastech, kde dochází k zániku kůry může dosahovat mocnosti až 100 km (obr. 3-1).  Kontinentální deska, tvořena především křemíkem a hliníkem (proto „sial“), má průměrnou mocnost okolo 150 km. Tato hodnota je závislá na typu té které části  kontinentu. Zda se jedná o pánve, stabilní kratóny nebo horstva, kde bývá nejmocnější (až 200 km).   Litosférické desky Obr. 3-3: Vulkanická činnost a zemětřesení jsou především vázána na okraje litosférických (tektonických) desek. Velikost trojúhelníků vyjadřuje intenzitu těchto dějů. Litosféra jako pevný obal Země je rozlámána na různě velké tektonické desky, které se  vůči sobě neustále pohybují, díky driftu po plastické astenosféře. Místa, kde se dvě desky  setkávají, se nazývají „desková rozhraní“. Na tato místa jsou vázány geologické události  jako jsou intenzivní zemětřesení, vulkanická činnost, deformace okrajů litosférických desek  při horotvorné činnosti, rozestupování dvou desek v oblastech riftů nebo středo-oceánských hřbetů (obr. 3-3). Většina aktivních sopek na Zemi se nachází v okolí deskových rozhraní  okolo Pacifické desky. Tato oblast je známa pod názvem Ohnivý kruh (obr. 3-3). Tektonické desky mohou být tvořeny kontinentální, přechodnou či oceánskou kůrou.  Mnohé desky jsou tvořeny všemi druhy. Například Africkou desku tvoří kontinent Afrika s  kontinentální kůrou, která na okrajích plynule přechází přes přechodnou kůru do oceánské  kůry. Tento pozvolný přechod označujeme za pasivní okraj kontinentu. V závislosti na  definici litosférické desky se na Zemi nachází 8 velkých tektonických desek (tab. 3-1, obr.  3-4) a mnoho menších desek (většinou se udává počet 15).  Tab. 3-1: Označení základních litosférických desek. Řídící síly pohybu litosférických desek  Obr. 3-4: Vymezení jednotlivých litosférických desek. Obr. 3-5: Schéma znázorňující pohyb konvekčních proudů v zemském plášti (červené šipky) a pohyb litosférických desek (bílé šipky). Na otázku „Jaké jsou hlavní řídící síly podmiňující pohyb litosférických desek?“, neexistuje jednotný názor. Obecně vědecká veřejnost pokládá za nejdůležitější hybnou složku konvekční proudy. Nicméně existují i jiné síly, které taktéž podmiňují kontinentální drift. Vedou se ovšem spory o podílu jednotlivých sil na celkovém pohybu desek. K plášťové konvekci dochází v důsledku rozdílů v hustotě a teplotě plášťových hmot (obr. 3-5). Plášťová konvekce se projevuje v pohybu tektonických desek jako kombinace tahu, sestupného nasávání v subdukčních zónách a variace topografie a hustoty kůry, což vede k rozdílům gravitační síly působící na Zemi. Princip koloběhu plášťové hmoty si zjednodušeně můžeme přirovnat k ohřevu vody v hrnci (obr. 3-6). Podobný koloběh funguje i v zemském plášti. Teplejší plášťová hmota vystupuje pod divergentní hranici k povrchu Země (rozpínání – pohyb sousedních litosférických desek od sebe). Zde malá část magmatu vystoupí na povrch. Konvekční proudy se stáčí pod litosférické desky. Dochází k postupnému přenosu tepla z pláště do litosféry. Směrem k subdukčním zónám postupně klesá teplotní rozdíl v konvekčních proudech i teplota litosféry, což vede k nárůstu její mocnosti.   V subdukčních zónách chladnější konvekční proudy sestupují do hlubších částí pláště (obr. 3-3). Začíná se projevovat tzv. „trench suction“ (nasávání desky), kdy chladná a mocná litosférická deska je nasávána do subdukční zóny. V hlubších částech pláště se postupně litosféra roztaví. Obr. 3-6: Schéma přirovnávající pohyb konvekčních proudů k pohybu vody v hrnci při ohřevu. Při výstupu teplejšího materiálu v konvektivní buňce  dochází pod divergentními hranicemi k vyklenutí  astenosféry. Někteří vědci považují tento rozdíl ve výšce  vůči okolí za další hybnou složku - tzv. gravitační  skluz/sliding. Při tomto gravitačním skluzu především  oceánské desky sklouzávají po vyklenuté astenosféře  směrem k subdukčním hranicím. Navíc vlivem chladnutí  desky směrem od divergentní hranice narůstá mocnost a  hustota oceánské desky, což vede k zanořování do pláště  ve snaze kompenzovat vyšší zatížení. Za další hybnou složku považují tzv. bazální tření, kdy  v důsledku konvektivních proudů proudících pod  litosférou směrem k subdukční hranici, dochází k unášení  litosférických desek (obr. 3-5). Vlivem tření se energie  konvekčního proudu přenáší do astenosféry, která část  hybné složky předá litosféře. Současně jsou desky  „nasávány“ v subdukčních zónách vlivem sestupných  proudů konvektivní buňky. Obr. 3-7: Schéma odsunu dvou oceánských desek výstupem nového magmatu v oblasti středooceánského hřbetu. Mezi významné síly řídící na některých místech planety kontinentální drift je tzv. „ridge-push“. Jak název  napovídá, deska je tlačena od středu riftu (místa vzniku nové oceánské kůry) dalšími výlevy magmatu (obr. 3-7).  Nové magma se dere k povrchu a působí na čela obou odsouvaných desek jako klín.  V současnosti většina vědců považuje bazální tření, gravitační skluz či „ridge-push“ za málo průkazné. Spíše se  přiklánějí k názoru, že pohyb celé desky je způsoben její vahou v subdukční zóně. Studená ponořující se  (subdukující) deska je mocnější a těžší než okolní plášťový materiál, a proto klesá. Stahuje tak do subdukční zóny  celou desku. Dnešní modely pohybu litosférických desek naznačují, že další významnou úlohu hraje tzv. „trench  suction“ (nasávání desky), který se odehrává v plášti nad subdukující deskou.   Jak bylo uvedeno výše, stále se vedou spory o to, jaký je poměr jednotlivých uvedených sil a jak působí na  pohyb desek. Je evidentní, že poměr těchto sil bude různý v různých místech planety. Pro každou litosférickou  desku lze předpokládat jiný poměr sil. Nicméně konvektivní proudění stále zůstává hlavní hybnou složkou pohybu  litosférických desek. Obr. 3-8: Schéma znázorňující výstup konvekčních proudů. Existují dvě hloubkové úrovně kde dochází k výstupu konvekčních proudů (obr. 3-8). Jedna je na  rozhraní vnějšího jádra a spodního pláště v hloubce 2900 km. Mezi těžkým tekutým vnějším jádrem a  pevnějším lehčím spodním pláštěm je výrazná hustotní nehomogenita. Další hustotní nehomogenity se  nacházejí v hloubkách kolem 700 km. Zde hustější, ale teplejší hmota ležící pod lehčím chladnějším  materiálem se snaží vystoupit vzhůru. Rozdíl v teplotě stoupajícího konvekčního proudu vůči okolnímu  plášťovému materiálu může být až několik stovek stupňů (obr. 3-8). Vysoce zahřátý materiál má nižší  viskozitu a snadněji prostupuje okolním materiálem k povrchu.  Podobně vznikají pod litosférou horké skvrny „Hot-spots“. Jejich  existence je spojena s výstupy horkého plášťového materiálu tzv.  chocholy nebo pera (obr. 3-8) nad nestabilními diskontinuitami. Pokud  má vzestupný teplý proud dostatečnou intenzitu, může způsobit  vyklenutí litosféry a její protavení.   Místa vzestupných konvekčních proudů Vzájemný pohyb litosférických desek  Obr. 3-10: Schéma vzájemného pohybu litosférických desek: A) divergentní rozhraní; B) konvergentní rozhraní;          C) transformní rozhraní. Od dob vzniku zemské kůry existovaly na Zemi různé kontinenty, které se v důsledku vzájemného pohybu litosférických desek různě  rozpadaly nebo spojovaly v různě velké kontinenty až superkontinenty. Neustále se tak měnila podoba naší planety. Nejznámějším  superkontinentem byla Pangea, která se nejprve rozpadla na Laurasii (skládající se ze Severní Ameriky a Eurasie) a Gondwanu  (skládající se ze zbylých kontinentů). Ty se dále rozpadaly na dílčí kontinenty, aby se spojily s jinými, až vzniklo dnešní rozložení  kontinentů. Tato pozice ovšem není věčná. Podoba Země se stále dynamicky vyvíjí, i když z lidského pohledu chápání času to je velmi  pomalý proces.  Na Zemi existují tři základní druhy vzájemného pohybu litosférických desek:    desky se vzdaluji – divergentní rozhraní (obr. 3-10a);    desky se přibližují – konvergentní rozhraní (obr. 3-10b);   desky se pohybují vedle sebe – transformní rozhraní (obr. 3-10c).  Divergentní rozhraní Divergentní rozhraní se nalézá tam, kde se dvě desky vzájemně pohybují od sebe.   Rozeznáváme dva základní typy těchto rozhraní:    kontinentální rift;    středooceánský hřbet. Kontinentální rift Při pozvolném vzdalování desek, vzniká stále širší a hlubší příkopová propadlina. Tato morfologická deprese se stává místem  sladkovodní sedimentace (obr. 3-11b). Vznikají zde jezera, ve kterých se nejdříve ukládá hrubější a transportem méně opracovaný  materiál z okrajových bloků desky. Jak se desky vzdalují, materiál je transportován z větší vzdálenosti, a tedy je opracovanější a  postupně se zmenšuje jeho zrnitost. Pokud se příkopová propadlina spojí s mořem a její dno je pod úrovní moře, dochází k nástupu  moře do příkopové propadliny a k postupné změně sedimentace sladkovodní na mořskou (obr. 3-11c). Se vzdalujícími se okraji desek  dno příkopové propadliny stále více poklesává a mořská mělkovodní sedimentace se postupně mění na hlubokomořskou (obr. 3-11d).   Celý proces je stále doprovázen významnou vulkanickou a zemětřesnou činností. Pokud jsou již oba okraje desek tak vzájemně  vzdálené, že magma v ose riftu již neprostupuje přes dílčí bloky kontinentální kůry, začne se vytvářet oceánský hřbet s typickou  oceánskou kůrou (obr. 3-11d). Obr. 3-11: Schéma znázorňující ve fázích vznik a vývoj kontinentálního riftu až po vznik středooceánského hřbetu. Vlivem vyšší teploty konvergentního proudu dochází  ze spod litosférické desky k odtavování její spodní části a  tedy k snižování její mocnosti (obr. 3-11a). Magma se  přes méně mocnou desku a pomocí zón oslabení  horninového masivu (hluboko založených zlomových zón)  dostává na povrch. Obr. 3-12: Mladé riftové údolí jehož průběh není kolmý na směr pohybu desek. Do volného prostoru sjíždějí horninové bloky omezené systémem přibližně paralelních zlomů, které jsou navzájem propojené zlomy šikmými. Zintenzivňuje se vulkanická a zemětřesná činnost.  Bazální magma prostupující vzhůru přes kontinentální  kůru způsobí její tzv. provaření (obr. 3-11b). Mění se  charakter a složení kontinentální kůry. Postupně vzniká  přechodná zemská kůra s charakteristickou andezitovou  vrstvou. V současnosti můžeme tyto děje pozorovat například na území východní Afriky, kde vzniká velká riftová propadlina (obr. 3-13).         V budoucnu zde vznikne zřejmě nový oceán. Somálský poloostrov s územím východní Afriky se oddělí od zbylého Afrického kontinentu. Středooceánský hřbet Obr. 3-13: Reliéf Země. Červená čárkovaná linie vyznačuje průběh východoafrického riftového systému. Modrá čárkovaná linie vyznačuje průběh středoatlantického hřbetu. Všiměte si přeruření průběhu středoatlantického hřbetu trnasformními zónami. Obr. 3-14: Vrcholová část středooceánského hřbetu mezi evropskou a americkou deskou. Pouze zde na Islandu (Bingvellir) vystupuje hřbet nad úroveň moře. Středooceánské hřbety jsou dlouhá podmořská pásemná pohoří, kde dochází k výstupu konvekčních proudů a odsouvání litosférických desek od sebe. Jsou to místa vzniku nové oceánské kůry. Magma prostupuje přes hluboké zlomové zóny k povrchu kde tuhne. Tento proces je provázen významnou zemětřesnou aktivitou. Celková délka všech oceánských hřbetů je přibližně 60 000 km. Přitom středoatlantický hřbet s délkou kolem  10 000 km je nejdelší (obr. 3-13). Hřbety vystupují do výšky 1 - 4 km nad okolní hlubokomořské dno. Vyjmečně  vystupují až nad hladinu viz. Island (obr. 3-14). Šířka celého podmořského hřbetu dosahuje až stovek kilometrů  (300 - 2 000 km). Hřbet je v příčném řezu tvořen vrcholovou částí, od které sestupují na obě strany svahy, na  kterých nacházíme četná riftová údolí s hloubkou až 2 km a šířkou 20 - 40 km. Vrcholové části oceánských hřbetů  jsou tvořeny systémem hrástí a příkopů (obr. 3-15). U rychle se odsunujících desek (až 10 cm/rok) je centrální  část vyklenuta směrem vzhůru. U pomalu se odsunujících desek (několik cm/rok) centrální část připomíná  příkopovou propadlinu ve tvaru písmene V.   Rychlost rozšiřování oceánského dna není v celé  délce hřbetu stejná. Rozdílná rychlost odsunu dílčích částí desek je kompenzována na transformních  rozhraních, která přetínají přibližně kolmo oceánské  hřbety (obr. 3-13, 3-18). Transformní rozhraní  Transformní rozhraní nacházíme mezi dvěmi deskami  nebo dvěmi dílčími částmi jedné desky, které se pohybují  vedle sebe. Jsou to oblasti, kde nová zemská kůra  nevzniká ani nezaniká. Rozhraní je tvořeno mnoha  přibližně paralelními transformními zlomovými zónami,  na kterých dochází k prokluzu desek vůči sobě. Tato  činnost je doprovázena významnou zemětřesnou  aktivitou. Relativní pohyb dvou pohybujících se desek  může být buď dextrální (pravostranný z pohledu  pozorovatele) či sinistrální (levostranný z pohledu  pozorovatele). Typickým příkladem takovéhoto  transformního zlomu je San Andreas v Kalifornii, který je  dextrální (obr. 3-16). Na středooceánských hřbetech  nacházíme jiný typ transformních zlomů. Tyto zlomové  zóny příčně přerušují a odsazují průběh  středooceánských hřbetů. Jak již bylo zmíněno výše,  kompenzují rozdílnou rychlost rozpínání oceánského dna  mezi dílčími částmi oceánské desky. Dílčí části jedné  desky se pohybují stejným směrem, ale různě rychle.  Zato dílčí části dvou protilehlých desek kloužou vedle  sebe (obr. 3-17). Obr. 3-17: Schéma znázorňující transformní zónu porušující oceánský hřbet. Obr. 3-16: Zlom San Andreas v Kalifornii, příklad transformní zóny. Konvergentní rozhraní Konvergentní rozhraní je místem, kde se dvě litosférické desky přibližují. Dochází k zániku  litosféry podsouvající se desky za doprovodu intenzivní zemětřesné a vulkanické činnosti.  Relativně chladná podsouvající se deska (subdukovaná) sestupuje šikmo pod podsouvanou desku  (subdukující) do teplých plášťových hmot. S narůstající hloubkou vzrůstá teplota i tlak.  Podsouvající se deska se pozvolna zahřívá. Rychlost prohřátí desky na teplotu okolního plášťového  materiálu je menší než rychlost vlastní subdukce. Vzniká tak výrazná anomálie teplotního  gradientu, pomocí které lze vysledovat úklon subdukční zóny (obr. 3-19). Když teplota  subdukované desky dosáhne bodu tavení hornin, dojde k uvolnění těchto tavenin - magmatu,  které prostupuje přes čelo podsunuté desky k povrchu. Spodní částí litosféry subdukující desky  prostupuje magma v důsledku rozdílné hustoty a teploty. Postup magmatu se zpomalí pod  zemskou kůrou, kde se začne kumulovat (obr. 3-20). Další pohyb magmatu blíž k povrchu (do  hloubek 10 – 2 km) postupuje přes horniny relativně v pevném stavu. V zemské kůře se magma  kumuluje v magmatických krbech. Odtud k povrchu se dostává pomocí zón oslabení horninového  masivu (zlomy, puklinové systémy, atd.). Na povrch vystupuje magma při vulkanické činnosti.  Obr. 3-9: Schéma vzniku horké skvrny a následných vulkanických ostrovů. Na povrchu se tento „Hot-spot“ projevuje výraznou bazální vulkanickou činností (obr. 3-9). Vznikají sopečné ostrovy (například Havajské ostrovy), které jsou seřazeny za sebou ve směru pohybu litosférické desky. Obr. 3-19: Scháma subdukční zóny s anomálií teplotního gradientu (sleduj průběh izoterm). Obr. 3-20: Scháma čelní části subdukční zóny. Vlastní vulkanická činnost je doprovázena četnými zemětřeseními.  Převážná část zemětřesení v subdukčních zónách ovšem souvisí s uvolněním  napětí při pohybu a zanořování subdukované desky a s deformacemi čela  subdukující desky. Subdukovaná deska na styku se subdukující deskou (styk je  morfologicky dokumentovatelný hlubokomořským příkopem) je nucena se  ohnout, čímž vzniká obrovské napětí, které se uvolní jako četná mělká  zemětřesení (obr. 3-21). Mělká zemětřesení nacházíme také na čele  podsouvané desky, která jako radlice buldozeru "seškrabává" svrchní část  subdukované desky. Dochází k výrazným deformacím doprovázených  zmíněným zemětřesením. Materiál se před čelem hromadí, deformuje a  částečně metamorfuje. Tuto oblast před čelem desky označujeme jako  prizmatický klín nebo také prizmu.  Obr. 3-21: Scháma znázorňující pozice hypocenter zemětřesení v subdukční zóně. Středně hluboká a hluboká zemětřesení  jsou již výlučně vázána na subdukční plochu.  Souvisí s uvolněním napětí při prokluzu mezi  deskami a jejich deformacemi. Pomocí  sledování seismických zemětřesných vln na  Zemi (viz kapitola 2. seismické metody) lze  určit hypocentra těchto zemětřesení.  Prostorovým zobrazením všech těchto  hypocenter získáme představu o průběhu a  úklonu subdukční plochy (obr. 3-22). Obr. 3-22: 3D model subdukční plochy vytvořený na základě pozic zjištěných hypocenter zemětřesení. Všiměte si, že subdukční plocha má proměnlivý úklon i průběh. Rozlišujeme tři typy konvergentních rozhraní: • podsouvání oceánské desky pod oceánskou - vznik  ostrovních oblouků (obr. 3-23, 3-24b);  • podsouvání oceánské desky pod kontinentální (obr.  3-19, 3-20, 3-21, 3-23, 3-24a);  • kolize dvou kontinentálních desek - vznik  pásemných horstev (obr. 3-24c, 3-25).  Obr. 3-23: Scháma znázorňující divergentní rozhraní a konvergentní rozhraní oceánská-oceánská deska a oceánská-kontinentální deska. První dva typy jsou si velmi podobné a princip procesu byl popsán výše. Zaměříme se proto na poslední  třetí typ. Kolize dvou kontinentálních desek se nejčastěji vyvine z druhého typu, kdy je při subdukci  pohlcena celá oceánská deska, jež je pasivně spojena s druhým kontinentem. Příkladem může být kolize  mezi Indickou a Euroasijsou deskou, která vedla k vyvrásnění Hymaláje.  Obr. 3-25: Schéma znázorňující postup kolize dvou kontinentů. A) Kontinenty se přibližují a uzavírá se oceánský sedimentační prostor; B) Oceán ustoupil a dochází k vyvrásnění sedimentů uložených mezi kontinenty; C) Vyklenutím horstva, vytváří se příkrovová stavba, zavlečená granitová vrstva subdukované desky způsobuje vztlak a horstvo se zvedá. Rychlost pohybu litosférických desek  Obr. 3-26: Rychlost pohybu litosférických desek na jednotlivých rozhraních. Rychlost pohybu litosférických desek (obr. 3-26) se zjišťuje  pomocí GPS stanic a satelitního pozorování. Zjištěné vektory  vzájemných pohybů litosférických desek jsou výslednicí všech sil,  které na konkrétní část desky působí. Jejich velikost odráží rozdíly  ve složení desek, jejich topografie a typu rozhraní. Bylo například  zjištěno, že rychlost pohybu u subdukující se desky je větší než u  desku nesubdukované. Souvisí to pravděpodobně s nasáváním desky  do subdukční zóny. U nesubdukované desky tato síla nepůsobí. Na počátku se v moři mezi přibližujícími se kontinenty  hromadí sedimenty denudované z obou kontinentů (obr. 3-25a).  Subdukující kontinent seškrabává před svým čelem tyto  sedimenty. Ve chvíli, kdy se kontinenty přiblíží natolik, že se  začne vyklenovat prizmatický klín mezi čely obou kontinentů,  začne moře ustupovat. Obr. 3-24: Scháma konvergentních rozhraní. A) styk oceánská- kontinentální deska; B) styk oceánská-oceánská deska; C) styk kontinentální-kontinentální deska. Nahromaděné sedimenty v prizmatickém klínu jsou výrazně deformovány  a vyklenuty jako mezi radlicemi dvou proti sobě jedoucích buldozerů (obr. 3-  25b). Celý proces je doprovázen intenzivním zemětřesením. Současně stále  pokračuje proces subdukce oceánské desky tak, jak byl již výše popsán. Po  určitém čase je celá oceánská deska subdukována a do subdukce se dostává  přední část podsouvající se kontinentální desky (obr. 3-25c). Do pláště se tak  zanořuje i granitová vrstva zemské kůry, která je mnohem lehčí než okolní  plášťový materiál (viz kapitola 2). To vede ke vztlaku přední části  subdukované desky a k vyklenutí celého horstva. Vlastní subdukce zaniká ve  chvíli, kdy vztlakové síly překonají síly subdukční.  Obr. 3-27: Schematické znázornění horizontálních pohybů podle zlomu San Andreas. Během zemětřesení (označených písmeny) nastává intenzivní epizodický posun, mezi nimiž jsou období klidu.     Z hlediska dlouhodobého průměru se jeví pohyb mezi litosférickými deskami kontinuální. Z lidského  pohledu chápání času se pohyb odehrává v epizodách, které přicházejí nahodile (obr. 3-27).    Může se uvolnit pozvolna, ovšem častěji se uvolňuje náhle v podobě většího pohybu a mnohem intenzivnějšího zemětřesení. Pokud známe  rychlosti a směry pohybu jednotlivých desek, známe stáří vzniklých pásemných pohoří, máme informace o vzniku různých typů hornin na Zemi a  disponujeme informacemi z paleoradiometrie, paleomagnetiky a paleontologie, můžeme provést rekonstrukci pohybu litosférických desek v období  celého fanerozoika. Tuto rekonstrukci lze využít nejen pro určení pozice desek v minulosti, ale i pro odhad budoucích pohybů desek. Kontinentální rifty nebo také příkopové propadliny jsou místa, kde dochází k rozpadu kontinentu. V zemské kůře vzniká příkopová struktura poklesového charakteru, s délkou několika set až tisíců kilometrů a šířkou od několika do stovek kilometrů. Proces rozpadu kontinentální desky na dvě nové je doprovázen významnou vulkanickou a zemětřesnou aktivitou. Na obou stranách riftu vzniká pasivní okraj kontinentu, kdy kontinentální kůra plynule přechází přes přechodnou kůru do oceánské kůry (obr. 3-11D). Proces rozpadu kontinentu začíná ve chvíli, kdy pod kontinentální deskou začne dlouhodobě vystupovat konvergentní proud plášťových hmot, který       v první fázi vyklene desku směrem vzhůru (obr. 3-11A). Dojde k rozpraskání křehké desky a ke vzniku podélných velmi strmých a hluboko založených zlomových zón, které oba okraje nově vznikajících desek rozdělí na systém dílčích bloků (obr. 3-12). Tyto hluboko založené zlomové zóny jsou tvořeny systémem mnoha paralelních zlomů různého rozsahu. Mezi sebou jsou propojeny šikmými zlomy, které omezují dílčí horninové bloky. V důsledku gravitace a odsunu desek od sebe začnou do volného prostoru mezi deskami   z obou stran postupně sjíždí vyčleněné horninové bloky (obr. 3-11b). Vzniká velmi hluboká příkopová propadlina. Tvar příkopové propadliny není vždy osově symetrický. Postupně zaklesnuté bloky (jakési schody) nemusí být vytvořeny na obou stranách riftu. Taktéž osa riftu nemusí být kolmá na směr pohybu desek (obr. 3-12). Důkazy pohybu litosférických desek  Mezi nejvýznamnější důkazy pohybu litosférických desek patří:  vlastní pohyb desek zjištěný pomocí GPS a satelitního pozorování;  paleomagnetika – magnetické páskování;  radiometrická pozorování;  seismická pozorování;  paleontologické důkazy;  morfologie povrchu Země. Obr. 3-28: Schematické znázornění magnetického páskování v oblasti středo- oceánského hřbetu. Pohyb desek byl vysvětlen výše v podkapitole “Řídicí síly pohybu” a “Rychlost  pohybu”. Zaměříme se tedy na geofyzikální důkazy - magnetické páskování,  radiometrická a seismická pozorování.  Magnetické páskování bylo částečně vysvětleno v kapitole 2 - magnetické pole  Země. Magnetické pole Země se v čase mění (obr. 2-29). Občas dochází k jeho  přepólování. Tento jev v sobě zaznamenávají sedimentárni i vyvřelé horniny (obr. 2-  30). Částice těchto hornin (ať krystaly u vyvřelých hornin nebo zrna u sedimentárních  hornin) obsahující feromagnetické látky se při pozvolném tuhnutí magmatu (u  vyvřelých hornin) nebo sedimentaci v klidném prostředí (u sedimentárních hornin)  natáčejí do aktuálního severojižního magnetického směru, stejně jako magnetické  střelky kompasů. Sledováním reverzní a normální polarity u hornin v oblasti středooceánských hřbetů bylo zjištěno, že na oceánském dně lze vypozorovat paralelní pásy bazických hornin, běžících rovnoběžné s osou hřbetu, u kterých se střídá normální a reverzní polarita (obr. 3-28). Toto střídání odpovídá změně magnetické polarity Země.  Seismická pozorování vycházejí ze studia hypocenter jednotlivých zemětřesení - princip byl vysvětlen v kapitole 2 -  seismické metody. Pomocí takto zjištěných hypocenter lze vymodelovat průběh jednotlivých subdukčních zón (obr. 3-22).  Při pohledu na světovou mapu zemětřesení vidíme, že většina zemětřesení je vázána na aktivní okraje litosférických  desek (obr.3-3). Obr. 3-30: Schematické znázornění pásů různě starých hornin kolem středooceánského hřbetu. Radiometrická pozorování  přináší důkaz o rozšiřování  oceánského dna také v podobě pásů.  Ovšem zde se jedná o pásy různě  starých hornin. Absolutním datováním byly zjištěny stejně staré pásy hornin  na obou stranách střeooceánského  hřbetu.  Nejmladší horniny  nacházíme ve středu oceánského  hřbetu, kde horniny vznikají a  nejstarší horniny v nejvzdálenějších  částech oceánského dna od  středooceánského hřbetu viz  Atlantický hřbet. Současně tyto  horniny uávají období vzniku  konkrétního riftového systému (obr.  3-30).  Obr. 3-31: Schéma znázorňující rozšíření vybraných živočišných a rostlinných druhů v minulosti na Zemi. Obr. 3-32: Světový riftový systém. Červeně jsou zobrazeny nejmladší horniny na středooceánských hřbetech, modře pak nejstarší horniny. Paleontologické důkazy vycházejí  z nálezů stejných zkamenělin  živočichů a rostlin na různých  kontinentech (obr. 3-31). Jedná se o  zkameněliny druhů, kteří nemohly  překonat současné vzdálenosti mezi  kontinenty po vodě. Pokud se výskyty  vybraných zkamenělin živočichů, které  žily ve stejné době, složí dohromady k  sobě (obr. 3-31) zjistíme, že  kontinenty vytvářej jeden celek. Morfologie povrchu Země, tedy existence riftových oblastí, středooceánských hřbetů, hlubokomořských příkopů,  ostrovních oblouků, pásemných pohoří atd. jsou vlastním důkazem vývoje zemské litosféry, který je spojen s pohybem  litosférických desek. Podrobný reliéf planety byl vytvořen v souvislosti s rozvojem techniky. Až podrobným mapováním  reliéfu oceánského dna (obr. 3-32) a družicovým snímkováním Země bylo možno vytvořit celou mapu povrchu Země. Bylo  tak možno studovat v širších souvislostech popisované děje.   Pro člověka je nejoptimálnější, když se nahromaděná energie uvolňuje  pozvolna (pohyb je malý, ale častý). Pokud dojde z nějakého důvodu k  zablokování pohybu, napětí mezi deskami začne narůstat.   Obr. 3-18: Schéma středooceánského hřbetu s detailem vrcholové části - ryftové údolí s vulkanickou a mělkou zemětřesnou aktivitou (modré body). Obr. 3-15: Vrcholová centrální část oceánského hřbetu připomínající riftové údolí. Nahoře středoatlantský hřbet u Azorských ostrovů; rozpínání je poměrně pomalé. Dole východopacifický hřbet poblíž Mexika; rozpínání je rychlejší, schází údolí v ose hřbetu.