Margens convergentes
Dado que a Terra é constante em volume, a formação contínua da nova crosta terrestre produz um excesso que deve ser compensado pela destruição da crosta noutros locais. Isto é conseguido nos limites convergentes da placa, também conhecidos como limites destrutivos da placa, onde uma placa desce num ângulo – isto é, é subduzida – sob a outra.
Porque a crosta oceânica arrefece à medida que envelhece, eventualmente torna-se mais densa do que a astenosfera subjacente, e por isso tem uma tendência para subduzir, ou mergulhar sob placas continentais adjacentes ou secções mais jovens da crosta oceânica. A vida útil da crosta oceânica é prolongada pela sua rigidez, mas eventualmente esta resistência é superada. Experiências mostram que a litosfera oceânica subducta é mais densa que o manto circundante a uma profundidade de pelo menos 600 km (cerca de 400 milhas).
Os mecanismos responsáveis por iniciar zonas de subducção são controversos. Durante o final do século 20 e início do século 21, surgiram evidências apoiando a noção de que as zonas de subducção iniciam preferencialmente ao longo de fraturas preexistentes (como falhas de transformação) na crosta oceânica. Independentemente do mecanismo exato, o registro geológico indica que a resistência à subducção é eventualmente superada.
Onde duas placas oceânicas se encontram, a placa mais velha e mais densa é preferencialmente subducta abaixo da mais jovem e mais quente. Onde uma das margens da placa é oceânica e a outra é continental, a maior flutuabilidade da crosta continental impede que ela se afunde, e a placa oceânica é preferencialmente subduzida. Os continentes são preferencialmente preservados desta forma em relação à crosta oceânica, que é continuamente reciclada para dentro do manto. Isto explica porque as rochas do fundo do oceano têm geralmente menos de 200 milhões de anos, enquanto as rochas continentais mais antigas têm mais de 4 bilhões de anos. Antes de meados do século XX, a maioria dos geocientistas afirmava que a crosta continental era demasiado flutuante para ser subduzida. Contudo, mais tarde tornou-se claro que lascas de crosta continental adjacentes à trincheira do mar profundo, bem como sedimentos depositados na trincheira, podem ser arrastados para a zona de subducção. A reciclagem deste material é detectada na química dos vulcões que irrompem acima da zona de subducção.
Encyclopædia Britannica, Inc.
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Duas placas portadoras de crosta continental colidem quando a litosfera oceânica entre elas é eliminada. Eventualmente, a subducção cessa e cadeias de montanhas gigantescas, como os Himalaias, são criadas. Veja abaixo Montanhas por colisão continental.
Porque as placas formam um sistema integrado, não é necessário que a nova crosta formada em qualquer limite divergente seja completamente compensada na zona de subducção mais próxima, desde que a quantidade total de crosta gerada seja igual à que foi destruída.
Zonas de subducção
O processo de subducção envolve a descida no manto de uma laje de litosfera oceânica hidratada a frio com cerca de 100 km de espessura que transporta uma capa relativamente fina de sedimentos oceânicos. O caminho de descida é definido por numerosos terremotos ao longo de um plano tipicamente inclinado entre 30° e 60° para o manto e é chamado de zona Wadati-Benioff, para o sismólogo japonês Kiyoo Wadati e o sismólogo americano Hugo Benioff, que foi pioneiro no seu estudo. Entre 10 e 20 por cento das zonas de subducção que dominam a bacia oceânica circun-Pacífico são subhorizontais (ou seja, subductem em ângulos entre 0° e 20°). Os fatores que governam o mergulho da zona de subducção não são totalmente compreendidos, mas provavelmente incluem a idade e espessura da litosfera oceânica subductora e a taxa de convergência das placas.
Encyclopædia Britannica, Inc.
Mais, mas não todos, os terremotos nesta zona de imersão plana resultam da compressão, e a atividade sísmica estende-se de 300 a 700 km (200 a 400 milhas) abaixo da superfície, implicando que a crosta subduzida retém alguma rigidez a esta profundidade. A maiores profundidades a placa subducta é parcialmente reciclada no manto.
O local da subducção é marcado por uma vala profunda, entre 5 e 11 km (3 e 7 milhas) de profundidade, que é produzida por arrasto por fricção entre as placas à medida que a placa descendente se dobra antes de subduzir. A placa superior raspa sedimentos e porções elevadas do leito oceânico da crosta superior da placa inferior, criando uma zona de rochas altamente deformadas dentro da trincheira que fica presa, ou acretizada, à placa superior. Esta mistura caótica é conhecida como uma cunha acrecionária.
As rochas na zona de subducção sofrem pressões elevadas mas temperaturas relativamente baixas, um efeito da descida da laje fria oceânica. Sob estas condições as rochas recristalizam-se, ou metamorfoseiam-se, para formar um conjunto de rochas conhecido como blueschists, denominado para o mineral azul diagnóstico chamado glaucophane, que é estável apenas nas altas pressões e baixas temperaturas encontradas nas zonas de subducção. (Ver também rocha metamórfica.) A níveis mais profundos na zona de subducção (ou seja, superiores a 30-35 km), formam-se eclogites, que consistem em minerais de alta pressão, tais como granada vermelha (piropo) e onfacite (piroxeno). A formação de eclogite a partir do blueschist é acompanhada por um aumento significativo da densidade e tem sido reconhecida como um importante fator adicional que facilita o processo de subducção.