1. Litosfäär

Litosfäär ei ole ühes tükis vaid koosneb erineva kuju ja suurusega tükkidest ehk laamadest, mis liiguvad erinevates suundades ja erineva kiirusega. Laamade liikumise kiirus on väga väike, keskmiselt alla 20 cm aastas. Liikumine ei toimu ühtlaselt ja pidevalt. Pinge koguneb tükk aega, mõnikord sadu aastaid, ja siis vabaneb korraga, nihutades laama serva teinekord isegi meetrite võrra korraga.

Laamade liikumise algpõhjus on Maa tuumas olev soojus. See soojendab tuuma läheduses olevaid vahevöö kivimeid, mille tihedus soojenemisel väheneb. Gravitatsiooni tõttu liiguvad tihedamad kivimid vahevöös tuuma poole ja vähem tihedad tuumast eemale. Tekib kivimaine soojuslik liikumine ehk konvektsioonivool. Samal põhimõttel liiguvad ka erinevate temperatuuridega õhu- ja veemassid.

Vahevöös (va astenosfääris) olev kivimmass on peaaegu tahke, sulanud olekus on keskmiselt umbes 1% kivimitest, seetõttu liigub kuumenenud ja paisunud kivimmass väga aeglaselt. Nendes kohtades, kus tõusev kivimmass jõuab litosfäärini, hakkab ta suruma litosfääri üles ja samas rebima erinevates suundades laiali. Litosfäär, mis on jäik, rebeneb tükkideks ja need tükid hakkavad plastilisel astenosfääril (kuni 30% kivimitest sulanud) üksteisest eemale triivima. Astenosfäär toimib siin natuke nagu määrdeõli, kuigi päris sujuvaks ta laamade liikumist muuta ei suuda.

Maa maht või pindala pole viimaste aastamiljardite jooksul oluliselt suurenenud. Järelikult, kui litosfääri tekib lõhe ja laamad liiguvad üksteisest eemale, peavad nende vastasküljed kusagil teiste laamadega põrkuma. Nendes kohtades vajub aja jooksul Maa pindmises osas jahtunud ja piisavalt tihenenud kivimmass taas vahevöösse. Samas sulatab laamade põrkumisel vabanev soojus ka osa põrkepiirkonna kivimeid. Tekkiv väiksema tihedusega magma tõuseb maapinna poole ja tardub kergema, vahevöösse mittevajuva mandrilise maakoore kivimina. Nii ringleb osa kivimainest ookeanilise maakoorena planeedi pinna ja vahevöö vahel, osa aga kuhjub mandrilise maakoorena planeedi pinnale.

Laamade servaalasid võib seal toimuvate protsesside alusel liigitada alljärgnevalt:

1. Lahknemisvööndid

1.1 ookean-ookean tüüpi lahknemine

1.2 manner-manner tüüpi lahknemine

2. Kokkupõrkevööndid

2.1 ookean-manner tüüpi kokkupõrge

2.2 ookean-ookean tüüpi kokkupõrge

2.3 manner-manner tüüpi kokkupõrge

3. Külgnihkevööndid

1.1. Ookean-ookean tüüpi lahknemise puhul kuumutab vahevööst tõusev kuum kivimmass astenosfääri, sulatades selle kivimid magmaks. See tõuseb ülespoole, tungib maakoore lõhedesse ja lõpuks Maa pinnale (ookeanipõhja), kus jahtub ja tardub ookeaniliseks maakooreks. Sellest tardunud laavast moodustuvad aja jooksul veealused vulkaanilised mäeahelikud, nagu neid tänapäeval kõikide ookeanide põhjas leida võib. Ahelike vahel asuvaid orgusid, mille põhjas olevatest lõhedest laava välja tuleb, nimetatakse riftiorgudeks.

Samal ajal triivivad ookeanilaamad aeglaselt teineteisest eemale, rebides ookeanilise maakoore sisse uusi pragusid. Rebenemiskohtades osad kivimipangad vajuvad, teised kerkivad ülespoole, tekitades pangasmäestikke. Kui ookeanipõhi laieneb kiiresti, jääb ookeani keskmäestik madalaks ja allapoole meretaset. Kui ookeanipõhi laieneb aeglaselt, kasvab keskmäestik kõrgemaks, võib ulatuda üle merepinna ja moodustada saari.

Kivimitesse kogunenud pingete vabanemise tõttu esineb laamade lahknemispiirkondades sageli paari kilomeetri sügavuse koldega maavärinaid. Kuna terve laama serv ei liigu ühe kiirusega ja korraga, esineb lahknemisvööndis ka väiksemaid külgsuunalisi ehk transformseid nihkeid, mille suund on paralleelne lahknemissuunaga.

1.2. Manner-manner tüüpi lahknemine on haruldasem, sest mandriline maakoor (ja seega ka litosfäär) on paksem. Mandrite lõhestumine tekib siis, kui mandri all asub nn kuum täpp. Kuumaks täpiks nimetatakse üksikuid tulikuumi magmavoolusid, mis saavad alguse süvavahevööst ja kerkivad kuni litosfäärini. Need ei ole seotud laamade servaaladega. Kui selline kuum täpp asub ookeani all, siis tekib ookeani põhja sellesse kohta suur basaltse magma väljavooluala – basaltplatoo – või erineva vanusega vulkaanidest koosnev vulkaaniahelik (vt. vulkanism).

Kui kuum täpp paikneb paksu ja raskelt läbitava mandrilise laama all, surub see mandrilaama selles kohas kumeralt üles ja sulatab mandrilise maakoore kivimeid (joonisel A). Kumeruse tipus tekitavad venituspinged rebendi, mida nimetatakse kontinentaalseks riftiks. Piki murrangulõhesid tõuseb üles kuuma täpi allikast pärit magma, mis voolab vulkaanidest maapinnale (B). Mandrilist laama suudab rebestada kas väga suure soojusenergiaga vahevöö ülessulamiskolle või mitme kolde kooslus.

Aja jooksul hakkab kontinentaalse riftioru põhja kogunema vesi (C), oru kaldad liiguvad üksteisest üha kaugemale ja lõpuks tekib selle koha peale uus ookean (D). Arvatavalt jagunes nii ürgmanner Pangaea ja tekkisid muuhulgas Lõuna-Ameerika ja Aafrika mandrid ning Atlandi ookean nende vahele (E). Araabia poolsaar oli kunagi Aafrika mandri osa. Mingil hetkel algas praeguse Punase mere kohal riftistumine ja tänaseks on Araabia poolsaar Aafrikast täiesti eraldunud ning nende vahele on tekkinud noor laienev ookeanibassein.

Tänapäeval võib mandri lõhenemist näha Ida-Aafrikas ja Yellowstone’i rahvuspargis USA’s. Loomulikult ei saa me oma silmaga näha, kuidas laamad liiguvad, sest protsess toimub väga aeglaselt, aga me saame näha teatud arengujärgus olevaid riftiorge ja aeg-ajalt toimuvaid vulkaanipurskeid ning kogeda maavärinaid. Yellowstone’i puhul on tegu Põhja-Ameerika mandrilaama triiviga üle kuuma täpi. Viimase paari miljoni aasta jooksul on seal arvatavalt toimunud ülivõimsaid plahvatuslikke vulkaanipurskeid. Arvatakse, et neid on tulevikus veelgi oodata.

Ida-Aafrikas areneb kolmikrift Afari alangu, Punase mere ja Adeni lahe kolmnurgas. 3-4 miljoni aasta pärast võib Ida-Aafrika muutuda omaette mandriks. Selles riftivööndis on mitmeid erinevat tüüpi vulkaane, sh Aafrika kõrgeim tipp Kilimanjaro (5895 m) ning mitu väga sügavat järve, nt Victoria, Tanganjika ja Njassa. Piirkonnas esineb maavärinaid.

2.1 Ookean-manner tüüpi kokkupõrke puhul sukeldub ookeanilise laama serv mandrilise laama serva alla. Seda protsessi nimetatakse subduktsiooniks. Mandriline laam ei sukeldu, sest selle tihedus on väiksem kui vahevöö kivimite oma. Subduktsiooni käigus tekib laama sukeldumise kohta ookeani põhjas kitsas ja sügav vagu ehk süvik. Mandrilise laama serv kerkib veidi kõrgemale, sukelduv ookeanilise laama serv hakkab vahevöös sulama, tekkiv magma hakkab mööda litosfääri lõhesid maapinna suunas tõusma ning tekitab mandrilise laama servale vulkaanide rea. Laamade põrkumisel tekkiv surve pressib mandrilaama servas olevad kivimid mitme tuhande meetri kõrgusteks mäestikeks, nii tekib mandrilaama servale aktiivsete vulkaanidega kurdmäestik. Mõnikord on mandrilise laama serv püsivalt üle ujutatud ja ookeanilise laama sukeldumine toimub rannikust kaugel. Sellisel juhul tekivad mandrilise laama servale veealused vulkaanid, mis veepinnast kõrgemaks kasvades moodustavad vulkaanilised saared (Nt Jaapani saared, Kuriilid). Kõigi nende protsessidega kaasnevad maavärinad.

Üks tegur, mis subduktsioonil maavärinaid tekitab, on laamade ajutine haakumine. Kuna tegemist on hiigelsuurte kivimiplokkidega, mille kokkupuutepind ei ole sile, ei libise ookeaniline laam sujuvalt mandrilise laama serva alla, vaid haakub mandrilise laama serva külge ja hakkab seda endaga kaasa tirima. Tirimise tagajärjel kumerdub mandrilise laama serv. Kui pinge läheb liiga suureks, rebenevad laamad üksteise küljest lahti, tekitades tugeva maavärina. Mandrilise laama serv läheb tagasi sirgu. Nii võivad mandrilise laama serva piirkonnas tekkida või kaduda saared, jääda vee alla rannaalad.

2.2. Ookean-ookean tüüpi kokkupõrge sarnaneb eelmisega. Kahe ookeanilise laama põrkumisel hakkab üks sukelduma teise ääre alla. Sukeldumiskohta tekib süvik, mittesukelduva laama servale vulkaanide rida. Kui ookean on selles kohas sügav või vulkaanid alles madalad, ei paista need veest välja. Kui ookean on madalam ja/või vulkaanid kõrgemad, moodustuvad vulkaanilised saared (nt Mariaanid).

2.3. Manner-manner tüüpi kokkupõrkel mandriliste laamade servad purunevad, painduvad ja kerkivad samuti kõrgeteks mäeahelikeks. Mandrilised laamad on liiga väikese tihedusega, et vahevöösse sukelduda, seetõttu kuhjuvad kivimid üksteise otsa, kasvatades mandrilist maakoort aina paksemaks. Ka sellistes kohtades esineb tugevaid maavärinaid, kuid vulkaanipurskeid on vähem, sest maakoor on väga paks. Nii on tekkinud näiteks Himaalaja.

Vasakpoolsel joonisel on kujutatud India laama teekond enne ühinemist Euraasia laamaga. Laamade põrkumisel tekkis põrkumisvööndisse Himaalaja mäestik. Paremal pool on sama piirkond satelliidilt vaadatuna.

3. Külgnihke piirkonnas liiguvad laamad üksteise suhtes paralleelselt piki kokkupuutejoont. Kuna nende vahel on tugev hõõrdumine, takistavad nad üksteise liikumist. Kui pinge läheb liiga suureks ja vallandub, tekivad tugevad maavärinad. Selline piirkond on näiteks USA lääneosas asuv San Andrease murrang, kus Vaikse ookeani laama serv liigub loode ja Põhja-Ameerika laama serv kagu suunas.

San Andrease murrang looduskaardil, kus on näha ka linnade paiknemine ja laamade paiknemise kaardil.

Laamade keskosas on litosfääri seisund suhteliselt rahulik, kuid sealgi toimuvad aeglased kõikuvliikumised, mis võivad vahetevahel põhjustada nõrku maavärinaid. Eesti asub Euraasia laama siseosas, seega on meie maapind tektooniliselt rahulik.