Spredning af havbunden

Konvergente rande

Da Jorden har et konstant volumen, giver den fortsatte dannelse af ny jordskorpe et overskud, som må opvejes af ødelæggelse af jordskorpe andre steder. Dette sker ved konvergerende pladegrænser, også kendt som destruktive pladegrænser, hvor den ene plade falder skråt ned – dvs. subduceres – under den anden.

Da oceanisk skorpe afkøles, efterhånden som den ældes, bliver den til sidst tættere end den underliggende asthenosfære, og derfor har den en tendens til at subducere, eller dykke ned under, tilstødende kontinentale plader eller yngre dele af oceanisk skorpe. Den oceaniske skorpes levetid forlænges af dens stivhed, men til sidst overvindes denne modstand. Eksperimenter viser, at den subducerede oceaniske litosfære er tættere end den omgivende kappe til en dybde på mindst 600 km (ca. 400 miles).

De mekanismer, der er ansvarlige for initieringen af subduktionszoner, er kontroversielle. I slutningen af det 20. og begyndelsen af det 21. århundrede er der fremkommet beviser, der støtter den opfattelse, at subduktionszoner fortrinsvis initieres langs allerede eksisterende brud (som f.eks. transformforkastninger) i den oceaniske skorpe. Uanset den nøjagtige mekanisme viser de geologiske optegnelser, at modstanden mod subduktion overvindes til sidst.

Hvor to oceaniske plader mødes, subduceres den ældre, tættere plade fortrinsvis under den yngre, varmere under den yngre, varmere. Hvor den ene pladekant er oceanisk og den anden kontinental, forhindrer den kontinentale skorpe på grund af sin større opdrift den i at synke, og den oceaniske plade bliver fortrinsvis subduceret. Kontinenterne bevares fortrinsvis på denne måde i forhold til den oceaniske skorpe, som løbende genanvendes i kappen. Dette forklarer, hvorfor bjergarter fra havbunden generelt er mindre end 200 millioner år gamle, mens de ældste kontinentale bjergarter er mere end 4 milliarder år gamle. Før midten af det 20. århundrede hævdede de fleste geovidenskabsfolk, at kontinentalskorpen var for flydefast til at blive subduceret. Senere blev det imidlertid klart, at dele af kontinentalskorpen, der støder op til dybhavsgraven, samt sedimenter, der er aflejret i graven, kan blive trukket ned i subduktionszonen. Genanvendelsen af dette materiale kan påvises i kemien i de vulkaner, der bryder ud over subduktionszonen.

To plader med kontinentalskorpe støder sammen, når den oceaniske litosfære mellem dem er blevet fjernet. Til sidst ophører subduktionen, og tårnhøje bjergkæder, såsom Himalaya, opstår. Se nedenfor Bjerge ved kontinental kollision.

Da pladerne udgør et integreret system, er det ikke nødvendigt, at den nye skorpe, der dannes ved en given divergensgrænse, kompenseres fuldstændigt ved den nærmeste subduktionszone, så længe den samlede mængde dannet skorpe er lig med den ødelagte.

Subduktionszoner

Subduktionsprocessen indebærer, at en plade af kold hydreret oceanisk lithosfære med en tykkelse på ca. 100 km (60 miles), der bærer en relativt tynd kappe af oceaniske sedimenter, falder ned i kappen. Sænkningsvejen er defineret af talrige jordskælv langs et plan, der typisk hælder mellem 30° og 60° ind i kappen, og kaldes Wadati-Benioff-zonen, efter den japanske seismolog Kiyoo Wadati og den amerikanske seismolog Hugo Benioff, der har været pionerer i undersøgelsen af denne zone. Mellem 10 og 20 % af de subduktionszoner, der dominerer havbassinet omkring Stillehavet, er subhorisontale (dvs. de subducerer i vinkler mellem 0° og 20°). De faktorer, der styrer subduktionszonens hældning, er ikke fuldt forstået, men de omfatter sandsynligvis alderen og tykkelsen af den subducerende oceaniske litosfære og pladekonvergenshastigheden.

De fleste, men ikke alle, jordskælv i denne planare hældende zone skyldes kompression, og den seismiske aktivitet strækker sig 300 til 700 km under overfladen, hvilket antyder, at den subducerede skorpe bevarer en vis stivhed til denne dybde. I større dybder genanvendes den subducerede plade delvist i kappen.

Stedet for subduktion er markeret af en dyb grøft, mellem 5 og 11 km dyb, der opstår som følge af friktionstræk mellem pladerne, når den nedadgående plade bøjer sig, før den subduceres. Den overliggende plade skraber sedimenter og forhøjede dele af havbunden af den nedre plades øvre skorpe, hvilket skaber en zone med stærkt deformerede bjergarter inden for renden, som bliver fastgjort, eller akkrediteret, til den overliggende plade. Denne kaotiske blanding er kendt som en akkretionskile.

Bjergene i subduktionszonen oplever et højt tryk, men relativt lave temperaturer, hvilket er en effekt af den kolde oceaniske plades nedstigning. Under disse forhold omkrystalliserer eller metamorfoserer bjergarterne og danner en række bjergarter, der er kendt som blueschister, opkaldt efter det diagnostiske blå mineral kaldet glaucophan, som kun er stabilt ved de høje tryk og lave temperaturer, der findes i subduktionszoner. (Se også metamorfe bjergarter.) På dybere niveauer i subduktionszonen (dvs. over 30-35 km ) dannes der eklogitter, som består af højtryksmineraler som rød granat (pyrope) og omphacit (pyroxen). Dannelsen af eklogit fra blåskifer er ledsaget af en betydelig forøgelse af densiteten og er blevet anerkendt som en vigtig yderligere faktor, der letter subduktionsprocessen.