Margini convergenti
Dato che la Terra è costante in volume, la formazione continua di nuova crosta terrestre produce un eccesso che deve essere bilanciato dalla distruzione di crosta altrove. Questo avviene ai confini di placca convergenti, conosciuti anche come confini di placca distruttivi, dove una placca scende ad angolo, cioè viene subdotta, sotto l’altra.
Perché la crosta oceanica si raffredda invecchiando, alla fine diventa più densa dell’astenosfera sottostante, e quindi ha la tendenza a subdurre, o a immergersi sotto, le placche continentali adiacenti o sezioni più giovani di crosta oceanica. La durata della vita della crosta oceanica è prolungata dalla sua rigidità, ma alla fine questa resistenza viene superata. Gli esperimenti mostrano che la litosfera oceanica subdotta è più densa del mantello circostante fino ad una profondità di almeno 600 km (circa 400 miglia).
I meccanismi responsabili dell’inizio delle zone di subduzione sono controversi. Durante la fine del 20° e l’inizio del 21° secolo, sono emerse prove a sostegno dell’idea che le zone di subduzione iniziano preferibilmente lungo fratture preesistenti (come le faglie trasformate) nella crosta oceanica. Indipendentemente dal meccanismo esatto, la documentazione geologica indica che la resistenza alla subduzione viene superata alla fine.
Dove due placche oceaniche si incontrano, la placca più vecchia e più densa viene preferibilmente subdotta sotto quella più giovane e più calda. Dove uno dei margini delle placche è oceanico e l’altro è continentale, la maggiore galleggiabilità della crosta continentale impedisce di affondare, e la placca oceanica viene preferibilmente subdotta. I continenti si conservano preferibilmente in questo modo rispetto alla crosta oceanica, che viene continuamente riciclata nel mantello. Questo spiega perché le rocce dei fondali oceanici hanno generalmente meno di 200 milioni di anni, mentre le rocce continentali più antiche hanno più di 4 miliardi di anni. Prima della metà del XX secolo, la maggior parte dei geologi sosteneva che la crosta continentale era troppo galleggiante per essere subdotta. Tuttavia, in seguito è diventato chiaro che schegge di crosta continentale adiacenti alla fossa profonda, così come i sedimenti depositati nella fossa, possono essere trascinati giù nella zona di subduzione. Il riciclaggio di questo materiale è rilevato nella chimica dei vulcani che eruttano sopra la zona di subduzione.
Encyclopædia Britannica, Inc.
Due placche che portano crosta continentale si scontrano quando la litosfera oceanica tra loro è stata eliminata. Alla fine, la subduzione cessa e si creano catene montuose imponenti, come l’Himalaya. Vedi sotto Montagne per collisione continentale.
Perché le placche formano un sistema integrato, non è necessario che la nuova crosta formata in ogni dato confine divergente sia completamente compensata nella zona di subduzione più vicina, purché la quantità totale di crosta generata sia uguale a quella distrutta.
Zone di subduzione
Il processo di subduzione comporta la discesa nel mantello di una lastra di litosfera oceanica idratata fredda di circa 100 km di spessore che porta con sé un cappello relativamente sottile di sedimenti oceanici. Il percorso di discesa è definito da numerosi terremoti lungo un piano che è tipicamente inclinato tra 30° e 60° nel mantello ed è chiamato zona Wadati-Benioff, per il sismologo giapponese Kiyoo Wadati e il sismologo americano Hugo Benioff, che hanno aperto la strada al suo studio. Tra il 10 e il 20% delle zone di subduzione che dominano il bacino oceanico circum-pacifico sono sub-orizzontali (cioè, subducono con angoli tra 0° e 20°). I fattori che governano l’inclinazione della zona di subduzione non sono completamente compresi, ma probabilmente includono l’età e lo spessore della litosfera oceanica in subduzione e il tasso di convergenza delle placche.
Encyclopædia Britannica, Inc.
La maggior parte, ma non tutti, i terremoti in questa zona planare inclinata derivano dalla compressione, e l’attività sismica si estende da 300 a 700 km (da 200 a 400 miglia) sotto la superficie, implicando che la crosta sottratta conserva una certa rigidità fino a questa profondità. A profondità maggiori la placca subdotta è parzialmente riciclata nel mantello.
Il sito di subduzione è segnato da una profonda trincea, tra i 5 e gli 11 km (3 e 7 miglia) di profondità, che è prodotta dall’attrito tra le placche quando la placca discendente si piega prima di subdurre. La placca sovrastante raschia i sedimenti e le porzioni elevate del fondo dell’oceano dalla crosta superiore della placca inferiore, creando una zona di rocce altamente deformate all’interno della trincea che viene attaccata, o accretata, alla placca sovrastante. Questa miscela caotica è nota come cuneo di accrezione.
Le rocce nella zona di subduzione sperimentano pressioni elevate ma temperature relativamente basse, un effetto della discesa della fredda lastra oceanica. In queste condizioni le rocce ricristallizzano, o metamorfosano, per formare una serie di rocce note come blueschists, chiamate così per il minerale blu diagnostico chiamato glaucofano, che è stabile solo alle alte pressioni e alle basse temperature che si trovano nelle zone di subduzione. (A livelli più profondi nella zona di subduzione (cioè maggiori di 30-35 km), si formano le eclogiti, che consistono di minerali ad alta pressione come il granato rosso (piropo) e l’omphacite (pirosseno). La formazione di eclogite da blueschist è accompagnata da un significativo aumento della densità ed è stata riconosciuta come un importante fattore aggiuntivo che facilita il processo di subduzione.