Rozprzestrzenianie się dna morskiego

Krawędzie zbieżne

Zważywszy, że objętość Ziemi jest stała, ciągłe tworzenie się nowej skorupy ziemskiej wytwarza nadmiar, który musi być zrównoważony przez zniszczenie skorupy w innym miejscu. Osiąga się to na zbieżnych granicach płyt, znanych również jako niszczące granice płyt, gdzie jedna płyta opada pod kątem – czyli jest subdukowana – pod drugą.

Ponieważ skorupa oceaniczna ochładza się z wiekiem, w końcu staje się gęstsza od leżącej pod nią astenosfery, a więc ma tendencję do subdukcji lub nurkowania pod sąsiednie płyty kontynentalne lub młodsze części skorupy oceanicznej. Żywotność skorupy oceanicznej przedłuża jej sztywność, ale w końcu opór ten zostaje przezwyciężony. Eksperymenty pokazują, że subdukowana litosfera oceaniczna jest gęstsza od otaczającego ją płaszcza do głębokości co najmniej 600 km (około 400 mil).

Mechanizmy odpowiedzialne za inicjowanie stref subdukcji są kontrowersyjne. Pod koniec XX i na początku XXI wieku pojawiły się dowody potwierdzające tezę, że strefy subdukcji preferencyjnie inicjują się wzdłuż wcześniej istniejących pęknięć (takich jak uskoki transformacyjne) w skorupie oceanicznej. Niezależnie od dokładnego mechanizmu, zapis geologiczny wskazuje, że opór dla subdukcji zostaje ostatecznie pokonany.

Gdzie spotykają się dwie płyty oceaniczne, starsza, gęstsza płyta jest preferencyjnie subdukowana pod młodszą, cieplejszą. Tam, gdzie jeden z brzegów płyt jest oceaniczny, a drugi kontynentalny, większa wyporność skorupy kontynentalnej zapobiega jej zatopieniu, a płyta oceaniczna jest preferencyjnie subdukowana. Kontynenty są w ten sposób preferencyjnie konserwowane w stosunku do skorupy oceanicznej, która jest stale recyrkulowana do płaszcza. Wyjaśnia to, dlaczego skały dna oceanicznego mają zwykle mniej niż 200 milionów lat, podczas gdy najstarsze skały kontynentalne mają ponad 4 miliardy lat. Przed połową XX wieku większość geologów utrzymywała, że skorupa kontynentalna jest zbyt wyporna, by mogła ulec subdukcji. Jednak później stało się jasne, że skrawki skorupy kontynentalnej przylegające do rowu głębinowego, jak również osady zdeponowane w rowie, mogą być wleczone w dół strefy subdukcji. Recykling tego materiału jest wykrywany w chemii wulkanów, które wybuchają powyżej strefy subdukcji.

Dwie płyty niosące skorupę kontynentalną zderzają się, gdy litosfera oceaniczna między nimi została wyeliminowana. Ostatecznie subdukcja ustaje i powstają potężne łańcuchy górskie, takie jak Himalaje. Patrz niżej Góry w wyniku zderzenia kontynentów.

Ponieważ płyty tworzą zintegrowany system, nie jest konieczne, aby nowa skorupa powstała na jakiejkolwiek danej granicy rozbieżności była całkowicie skompensowana w najbliższej strefie subdukcji, tak długo jak całkowita ilość wytworzonej skorupy równa się tej zniszczonej.

Strefy subdukcji

Proces subdukcji obejmuje zejście do płaszcza płyty zimnej uwodnionej litosfery oceanicznej o grubości około 100 km (60 mil), która niesie stosunkowo cienką pokrywę osadów oceanicznych. Ścieżka zejścia jest określana przez liczne trzęsienia ziemi wzdłuż płaszczyzny, która jest zwykle nachylona od 30° do 60° w głąb płaszcza i nazywana jest strefą Wadati-Benioffa, od nazwiska japońskiego sejsmologa Kiyoo Wadati i amerykańskiego sejsmologa Hugo Benioffa, którzy byli pionierami w jej badaniu. Od 10 do 20 procent stref subdukcji, które dominują w basenie oceanicznym wokół Pacyfiku, jest subhoryzontalnych (to znaczy, że subdukcja odbywa się pod kątem od 0° do 20°). Czynniki, które decydują o nachyleniu strefy subdukcji nie są w pełni zrozumiałe, ale prawdopodobnie obejmują wiek i grubość subdukującej litosfery oceanicznej oraz tempo konwergencji płyt.

Większość, ale nie wszystkie, trzęsienia ziemi w tej planarnej strefie dippingu wynikają z kompresji, a aktywność sejsmiczna rozciąga się od 300 do 700 km (200 do 400 mil) pod powierzchnią, co sugeruje, że skorupa subdukowana zachowuje pewną sztywność do tej głębokości. Na większych głębokościach płyta subdukowana jest częściowo recyrkulowana do płaszcza.

Miejsce subdukcji jest oznaczone przez głęboki rów, o głębokości od 5 do 11 km (3 do 7 mil), który powstaje w wyniku tarcia między płytami, gdy schodząca płyta zgina się przed subdukcją. Płyta nadpływająca zeskrobuje osady i podniesione części dna oceanicznego z górnej skorupy niższej płyty, tworząc strefę wysoce zdeformowanych skał w obrębie rowu, która zostaje przyłączona, lub akreowana, do płyty nadpływającej. Ta chaotyczna mieszanina znana jest jako klin akrecyjny.

Skały w strefie subdukcji doświadczają wysokich ciśnień, ale stosunkowo niskich temperatur, co jest efektem opadania zimnej płyty oceanicznej. W tych warunkach skały rekrystalizują, czyli metamorfizują, tworząc zestaw skał znanych jako blueschisty, nazwanych tak ze względu na diagnostyczny niebieski minerał zwany glaukofanem, który jest stabilny tylko przy wysokich ciśnieniach i niskich temperaturach występujących w strefach subdukcji. (Patrz także skała metamorficzna.) Na głębszych poziomach strefy subdukcji (czyli powyżej 30-35 km ) tworzą się eklogity, które składają się z minerałów występujących pod wysokim ciśnieniem, takich jak czerwony granat (pirop) i omfacyt (piroksen). Tworzeniu się eklogitów z blueschistu towarzyszy znaczny wzrost gęstości i został on uznany za ważny dodatkowy czynnik ułatwiający proces subdukcji.