Marginile convergente
După faptul că Pământul are un volum constant, formarea continuă de nouă scoarță terestră produce un exces care trebuie să fie echilibrat prin distrugerea scoarței din alte părți. Acest lucru se realizează la limitele convergente ale plăcilor, cunoscute și sub denumirea de limite distructive ale plăcilor, unde o placă coboară în unghi – adică este subduită – sub cealaltă.
Pentru că scoarța oceanică se răcește pe măsură ce îmbătrânește, ea devine în cele din urmă mai densă decât astenosfera subiacentă, astfel că are tendința de a subduce, sau de a se scufunda sub plăcile continentale adiacente sau secțiuni mai tinere de scoarță oceanică. Durata de viață a crustei oceanice este prelungită de rigiditatea sa, dar în cele din urmă această rezistență este depășită. Experimentele arată că litosfera oceanică subdusă este mai densă decât mantaua înconjurătoare până la o adâncime de cel puțin 600 km (aproximativ 400 de mile).
Mecanismele responsabile de inițierea zonelor de subducție sunt controversate. La sfârșitul secolului al XX-lea și începutul secolului al XXI-lea, au apărut dovezi care susțin ideea că zonele de subducție se inițiază preferențial de-a lungul fracturilor preexistente (cum ar fi falii de transformare) din crusta oceanică. Indiferent de mecanismul exact, înregistrările geologice indică faptul că rezistența la subducție este depășită în cele din urmă.
După ce două plăci oceanice se întâlnesc, placa mai veche și mai densă este în mod preferențial subjugată sub cea mai tânără și mai caldă. Acolo unde una dintre marginile plăcilor este oceanică, iar cealaltă este continentală, flotabilitatea mai mare a crustei continentale o împiedică să se scufunde, iar placa oceanică este subjugată în mod preferențial. Continentele sunt conservate în mod preferențial în acest mod în comparație cu crusta oceanică, care este reciclată continuu în mantaua oceanică. Acest lucru explică de ce rocile de pe fundul oceanelor au, în general, o vechime mai mică de 200 de milioane de ani, în timp ce cele mai vechi roci continentale au o vechime de peste 4 miliarde de ani. Înainte de mijlocul secolului al XX-lea, majoritatea geoscientiștilor susțineau că scoarța continentală era prea plutitoare pentru a fi subductibilă. Cu toate acestea, mai târziu a devenit clar că fărâme de crustă continentală adiacente șanțului de mare adâncime, precum și sedimentele depuse în șanț, pot fi antrenate în josul zonei de subducție. Reciclarea acestui material este detectată în chimia vulcanilor care erup deasupra zonei de subducție.
Encyclopædia Britannica, Inc.
Două plăci purtătoare de crustă continentală se ciocnesc atunci când litosfera oceanică dintre ele a fost eliminată. În cele din urmă, subducția încetează și se creează lanțuri muntoase impunătoare, cum ar fi Himalaya. Vezi mai jos Munți prin coliziune continentală.
Pentru că plăcile formează un sistem integrat, nu este necesar ca noua crustă formată la o anumită limită divergentă să fie complet compensată în cea mai apropiată zonă de subducție, atâta timp cât cantitatea totală de crustă generată este egală cu cea distrusă.
Zonele de subducție
Procesul de subducție implică coborârea în manta a unei plăci de litosferă oceanică hidratată rece cu o grosime de aproximativ 100 km (60 mile) care poartă o calotă relativ subțire de sedimente oceanice. Calea de coborâre este definită de numeroase cutremure de-a lungul unui plan care este de obicei înclinat între 30° și 60° în mantaua și este numită zona Wadati-Benioff, după numele seismologului japonez Kiyoo Wadati și al seismologului american Hugo Benioff, care au fost pionierii studiului său. Între 10 și 20 la sută dintre zonele de subducție care domină bazinul oceanic circumpacific sunt suborizontale (adică subducția lor are unghiuri cuprinse între 0° și 20°). Factorii care guvernează înclinarea zonei de subducție nu sunt pe deplin înțeleși, dar probabil că printre aceștia se numără vârsta și grosimea litosferei oceanice aflate în subducție și rata de convergență a plăcilor.
Encyclopædia Britannica, Inc.
Majoritatea, dar nu toate cutremurele din această zonă plană înclinată rezultă din compresie, iar activitatea seismică se extinde de la 300 până la 700 km (200 până la 400 de mile) sub suprafață, ceea ce implică faptul că scoarța subduită își păstrează o anumită rigiditate până la această adâncime. La adâncimi mai mari, placa subduită este parțial reciclată în manta.
Locul de subducție este marcat de un șanț adânc, între 5 și 11 km (3 și 7 mile), care este produs de rezistența prin frecare între plăci, pe măsură ce placa descendentă se îndoaie înainte de a se subduce. Placa care se deplasează răzuiește sedimentele și porțiunile ridicate ale fundului oceanului de pe scoarța superioară a plăcii inferioare, creând o zonă de roci foarte deformate în interiorul șanțului care se atașează, sau se acrește, la placa care se deplasează. Acest amestec haotic este cunoscut sub numele de pană de acreție.
Rocile din zona de subducție se confruntă cu presiuni ridicate, dar cu temperaturi relativ scăzute, un efect al coborârii plăcii oceanice reci. În aceste condiții, rocile se recristalizează, sau se metamorfozează, pentru a forma o suită de roci cunoscute sub numele de blueschiste, denumite astfel după mineralul albastru de diagnosticare numit glaucofan, care este stabil doar la presiunile ridicate și temperaturile scăzute întâlnite în zonele de subducție. (A se vedea, de asemenea, rocă metamorfică.) La niveluri mai adânci în zona de subducție (adică la mai mult de 30-35 km ), se formează ecloziți, care constau în minerale de înaltă presiune, cum ar fi granatul roșu (piropul) și omofaitul (piroxenul). Formarea eclogitului din blueschist este însoțită de o creștere semnificativă a densității și a fost recunoscută ca un factor suplimentar important care facilitează procesul de subducție.
.