Rów Tonga przechodzący w rów Kermadec oraz rów Macquarie - widać, w którą stronę następuje subdukcja - od rowu w stronę subdukcji wulkany; na północy subdukcja zachodzi w kierunku zachodnim, na południu - wschodnim. Występowanie uskoku transformacyjnego, który łączy te dwa rowy ze sobą.
Konwergencja płyty oceanicznej z kontynentalną
Skorupa kontynentalna jako ta posiadająca większą gęstość zostaje zachowana i nie ulega subdukcji. Subdukcji ulega zatem skorupa oceaniczna, która podsuwa się pod skorupę kontynentalną. W rezultacie łuk wulkaniczny powstaje na płycie kontynentalnej. Na krawędzi płyty kontynentalnej (którą z zasady jest szelf) osady ulegają kompresji (ściśnięciu), sfałdowaniu, w wyniku czego powstaje pryzma akrecyjna. Pryzmę akrecyjną tworzą zdeformowane osady dna i rowu oceanicznego zgarniane z płyty oceanicznej, jak też osady szelfu. Powstałe na tym obszarze fałdy są często odkute. Istotnym elementem pryzmy akrecyjnej będą osady fliszowe. Część osadów, która podlega subdukcji na większych głębokościach podlega procesom metamorfizmu. W ten sposób powstaje pas gór fałdowych, których korzenie niejednokrotnie ulegają topieniu, dzięki czemu powstają plutony magm granitoidowych. Za pryzmą akrecyjną występuje łuk wulkaniczny, wulkany tej strefy są zasilane magmami powstającymi w wyniku topienia dolnych partii skorupy kontynentalnej, jak też skał płaszcza znajdujących się ponad skorupą oceaniczną, która podlega subdukcji. Obszar łuków wulkanicznych znajduje się w strefie kompresji, stąd na jego zapleczu rozwija się pasmo fałdowo - nasunięciowe (znane jako fold and thrust belt). Przed czołem tego pasma pod wpływem wzrastającego obciążenia skorupy kontynentalnej nasuwającymi się masami skał powstaje zapadlisko określane jako basen załukowy (backarc basin). W strefie tej mogą także powstawać naprężenia rozciągające, co umożliwia powstanie ryftu.
Wulkany na skorupie kontynentalnej, stąd nie mówimy o łuku wysp.
Przykładem kolizji płyty oceanicznej z kontynentalną jest kolizja płyty Nazca z płytą Południowo amerykańską, a także płyty Juan de Fuca z płytą Północnoamerykańską.
Proces kolizji płyty Nazca z płytą Południowoamerykańską nie jest zakończony, wciąz trwa. Powstała gigantyczna ilość magmy, w wyniku czego miąższość skorupy kontynentalnej uległa podwojeniu, wynosi obecnie ok. 75 km. Skały krawędzi pasywnej (pasywna w stanie kopalnym, by tam szelf, obecnie to krawędź aktywna, gdzie występuje subdukcja) kontynentu południowoamerykańskiego, podlegając fałdowaniom, uległy także znacznemu metamorfizmowi. Jeżeli mamy do czynienia z dużą ilością wulkanitów relatywnie kwaśnych, skały te w stosunku do skał płaszcza ziemi są relatywnie lekkie. Temu procesowi zwiększania grubości skorupy kontynentalnej towarzyszą ruchy izostatyczne, w wyniku których stosunkowo lekkie skały są podnoszone do góry. Gdyby nie było tego procesu, nie moglibyśmy się spotkać z granitami na powierzchni ziemi. Procesom wulkanicznym i subdukcji towarzyszy jednocześnie izostatyczne podnoszenie się kontynentu. Po wschodniej stronie łuku wulkanicznego powstał basen przedpola (basen załukowy), który był zalany wodami jeszcze w miocenie (10 mln lat temu). Wody tegoż basenu były połączone z Atlantykiem doliną nieczynnego ryftu (aulakogen). Tym aulakogenem spływają współcześnie wody Amazonki. Wg pomiarow grawimetrycznych pojawia nam się deficyt masy w obrębie rowu (osady, wulkanity), za którym pojawiają się nam skały o nieco większej gęstości a dalej znów mamy deficyt masy, co geofizycy interpretują w formie przekroju podobnego do tego na początku ;)
Inny przykład (Kalifornia, Nevada, Utah, Kolorado)
w wyniku kolizji płyty oceanicznej z kontynentalną na obszarze płyty północnoamerykańskiej rozwinął się równoległy do jej krawędzi łuk wulkaniczny (Sierra Nevada). Intruzji magmy towarzyszyła wówczas ekspansja termiczna skorupy kontynentalnej, co doprowadziło do izostatycznego wypiętrzenia tegoż obszaru. Powstał gigantyczny kwaśny batolit, za którym w kierunku kontynentu rozwinęło się pasmo fałdowo - nasunięciowe. Powstał szereg płaszczowin sięgający po Kolorado. Na przedpolu tychże płaszczowin powstało płytkie morze (basen przedpola) - występował na obszarze współczesnego Kolorado. To morze było zasypywane osadami powstałymi z erozji nowo powstałych gór (płaszczowiny). Były to osady deltowe oraz fliszowe. Taki typ osadów zapełniających basen przedpola nosi nazwę molasa. Osady te stanowią współcześnie na obszarze USA zasadniczy rezerwuar ropy i gazu ziemnego.
Morze Egejskie przykładem basenu załukowego - płyta afrykańska podsuwa się pod płytę egejską. Mamy do czynienia ze strefą subdukcji, z obecnością łuku wulkanicznego, wielu wysp wulkanicznych, a za tym łukiem pojawia się szereg rowów, które mają genezę związaną z rozciąganiem skorupy kontynentalnej.
Obszar Aleutów - Rów Aleucki, Aleuty, Morze Beringa, Rosja/Alaska.
Konwergencja dwóch płyt kontynentalnych
Żadna z płyt nie ulega subdukcji natomiast jedna ulega podsunięciu pod drugą. To proces obdukcji. Z tego tez względu nie wyróżniamy strefy swell, subdukcji i brakuje obszaru przedłukowego. W pierwszej kolejności następuje zderzenie krawędzi pasywnych obu, w wyniku czego następuje kompresja osadów, ich fałdowanie, wielokrotne odkuwanie od podłoża i nasuwanie na siebie. Ostatecznie oba kontynenty łączą się ze sobą, a strefa połączenia zaznaczona jest pasmem gór fałdowych, która określana jest mianem szwu tektonicznego. W tej strefie występują zjawiska plutoniczne i strefy metamorfizmu.
Wergencja fałdów na poszczególnych płytach jest zwrócona w przeciwna stronę w stosunku do sił kompresji.
Ważna jest obecność ofiolitu, który pojawia się w obrębie tego szwu (pasma). Przykładem najbardziej znanym jest zderzenie półwyspu Indyjskiego z kontynentem Azjatyckim, w wyniku którego powstało pasmo Himalajów. Chodzi tu o zjawisku o znacznie większej skali, polegające na zderzeniu Afryki z Eurazją i powstania szwu w postaci Alpidów. Podobną genezę mają także góry Uralu, które powstały w późnym paleozoiku, gdy kontynent syberyjski zderzył się z Euroameryką.
Himalaje powstały w okresie ostatnich 100 mln lat. W tym samym czasie obserwowaliśmy kolizję kontynentu afrykańskiego z Eurazją. Proces ten doprowadził do zamknięcia kopalnego oceanu Tetydy. Początek kolizji można by porównać do sytuacji kolizji płyty oceanicznej z kontynentalną. Między Indiami a Azją występował basen oceaniczny, więc musiał się on zamknąć. Początek kolizji polegał zatem na subdukcji skorupy oceanicznej Oceanu Tetyda pod kontynent azjatycki. Na przedpolu kontynentu azjatyckiego powstała pryzma akrecyjna, w dalszym etapie, gdy szelf kontynentu indyjskiego dotarł do Azji także jego osady podlegały fałdowaniu. W wyniku subdukcji powstały liczne intruzje magmy odzwierciedlone łukiem wulkanicznym. Działalność wulkaniczna zakończyła się ok 50 mln lat temu. Pozostałości skorupy oceanicznej zostały wbudowane w kontynent w formie ofiolitu. Kolizja spowodowała podsunięcie kontynentu Indyjskiego pod Azję, doprowadziło do podwojenia miąższości skorupy kontynentalnej, która przekracza 75 km. Z uwagi na stosunkowo małą gęstość tych skał, obszar ten uległ wydźwignięciu, co jest szczególnie wyrażone w postaci Wyżyny Tybetańskiej.
Struktura termiczna stref subdukcji
Skały są słabymi przewodnikami ciepła. W efekcie skały podlegające subdukcji ulegają rozgrzaniu w bardzo długim czasie. Na dużej głębokości skały te pozostają stosunkowo zimne. Temperatura topienia czystego kwarcu - ponad 1700oC. Temperatura skał ma charakter anomalii. Całkowite rozgrzanie tych skał wymaga bardzo długiego okresu czasu - ok. 12 mln lat.
Innym zjawiskiem termicznym obszarów subdukcji jest zjawisko wzrostu strumienia ciepła w strefie łuków wulkanicznych. Przyjmowane są dwa źródła tego ciepła. Pierwszym źródłem są magmy powstające na skutek subdukcji, a drugim źródłem może być wypór gorących mas astenosfery przez pogrążające się (zanurzające się) skały litosfery.
Magmatyzm łuków wysp wulkanicznych
Łuki wulkaniczne odległe są mniej więcej o ok. 100 km od rowu oceanicznego. Magmy tych stref najczęściej mają skład bazaltów wapniowo alkalicznych. Są to bazalty wysoko aluminiowe, mają dużo glinu. W analizie chemicznej zawartość CaO równa jest zawartości K2O + Na2O, zawartość SiO2 wynosi 56-61%, skały te są relatywnie zubożone w związki żelaza. Inne typy magm, które spotkamy na tych obszarach to magmy o składzie zbliżonym do andezytów, a nawet riolitów.
Magmatyzm łuków kontynentalnych
Wulkanizm kontynentalny jest także oddalony o ok. 100 km od rowu. Cechą charakterystyczną jest obecność wielu nawzajem przecinających się batolitów, których skład jest w stosunku do łuków wysp wulkanów bardziej kwaśny (rozgrzewane są tutaj skały skorupy kontynentalnej). Przez to, że skały te są bardziej kwaśne, są zarazem bardziej lepkie. Duża lepkość utrudnia ucieczkę gazów, których obecność jest następstwem obecności H2O zawartej w osadach podlegających subdukcji. Wulkany tych ster charakteryzuje duża eksplozywność. Pozorna sprzeczność - mówiąc o tym, ze skały które podlegają subdukcji rozgrzewają się bardzo powoli. Z drugiej strony mówimy o obecności zjawisk wulkanicznych tych stref. Musimy jednak pamiętać, że upłynnieniu podlegają nie tyle zimne skały podlegające subdukcji, co skały występujące nad tymi skałami, co jest wywoływane obecnością wody, która jest uwalniana z subdukowanych skał. Obecność wody bowiem znacznie obniża temperaturę topienia. Skąd się ta woda wzięła? Z jednej strony może to być woda porowa, ale z drugiej strony źródłem wody będą też minerały, które cząsteczki wody mają wbudowane w swoją strukturę (łyszczyki, minerały ilaste). Wszystkie te minerały w warunkach podwyższonej temperatury będą rozpadać się i uwalniać wodę (to proces dehydtratacji minerałów uwodnionych).
Uskoku transformacyjne
Uskoki transformacyjne stanowią krótką, aktywną część rozłamów. Należy pamiętać, że same rozłamy mogą mieć długość przekraczającą tysiące km. I tylko niewielka część tych rozłamów jest określana mianem uskoków transformacyjnych. Pod pojęciem takiego uskoku rozumiemy ten fragment rozłamu, gdzie przeciwległe płyty przemieszczają się w przeciwnym kierunku. Największy kontrast wiekowy skał jest na końcach uskoku, gdzie naprzeciw aktywnej osi spredingu znajduje się fragment znacznie starszej skorupy. To zróżnicowanie odzwierciedla także kontrast morfologiczny, to znaczy rozgrzane skały stref spredingu są wyniesione w stosunku do chłodnych starszych skał. W morfologii den oceanicznych obecność uskoków transformacyjnych jest odzwierciedlona obecnością dolin prostopadłych do osi spredingu pozbawionych aktywności wulkanicznych.
Wyróżniane są 3 odmiany uskoków transformacyjnych.
uskoki typu grzbiet - grzbiet
uskoki typu grzbiet - rów
uskok typu rów - rów
Najbardziej powszechny jest pierwszy typ.
Gdyby popatrzeć na przekrój uskoku transformacyjnego - w górnej części powstają mylonity i brekcje tektoniczne. W głębszych partiach obserwowane są zjawiska odkształceń plastycznych. Trzęsienia ziemi, które występują w tych strefach dotyczą właśnie tych płytkich partii, gdzie następuje kruszenie tych skał. Uskoki wraz z rozłamami są zawsze bardzo głębokie sięgające do astenosfery, przecinają one całą litosferę, sięgając aż po astenosferę. Gdyby nie było tych uskoków, płyty litosfery nie mogłyby się wzajemnie przemieszczać. Widać tu także kolejny raz strukturę płyty oceanicznej - serpentynity w postaci diapiru (zmienione perydotyty, zawierające minerały grupy oliwinu, które zostały zastąpione włóknami serpentynu o gładkiej śliskiej powierzchni - efekt plastyczności).
Najbardziej charakterystycznym przykładem uskoku transformacyjnego wraz z rozłamem jest uskok Romanche (Ocean Atlantycki, 500 km dł., 100 km szer.), sięga on wybrzezy Ameryki Płd. po Afryke. Długość aktywnego uskoku transformacyjnego przekracza 500 km. Rozłam jest dużo dłuższy. Kontrast wiekowy przekracza 50 mln lat i maleje ku środkowi tego uskoku. Długość całego rozłamu przekracza 5 tys. km. i mamy tu do czynienia z największą głębia oceanu Atlantyckiego, która wynosi 7 960 m.p.p.m.
Drugim przykładem takiego uskoku jest rozłam Clipperton występujący w strefie równikowej na grzbiecie wschodnio - pacyficznym. W tym miejscu tempo spredingu wynosi ponad 10 cm/rok. Kontrast wiekowy skał po obu stronach uskoku wynosi 1,5 mln lat.
Uskoki typu drugiego - łączenie strefy spredingu ze strefą subdukcji (rowem oceanicznym).
Uskoki te są znacznie bardziej zróżnicowane jeśli chodzi o ich przebieg. Są to najdłuższe uskoki. To obszar na wschód od przylądka Horn, gdzie uskok transformacyjny łączy strefę spredingu z rowem i łukiem wysp Sandwich Płd.
Drugim przykładem takiego uskoku jest północno - zachodnie wybrzeże USA, obszar wysp Królowej Charlote. Mamy tu płytę Juan de Fuca, rów Aleucki i bardzo długo uskok transformacyjny.
Równie rzadkie są uskoki transformacyjne trzeciego typu, łączące strefę subdukcji ze strefą subdukcji. To uskok transformacyjny przecinający wyspy Nowej Zelandii (rów Tonga) - uskok Alpejski (alpejski, ponieważ Nowa Zelandia to wyspy, na których występują wysokie góry o nazwie Alpy Południowe). Tempo przemieszczenia wynosi 1 cm/rok. Skala przemieszczenia przekroczyła 400 km, a związana z tym zjawiskiem kompresja jest źródłem powstania Alp południowych (których wysokość przekracza 3,5 tys. m.n.p.m.).
Kontynentalne uskoki transformacyjne
W przeciwieństwie do uskoków oceanicznych, uskoki te głębsze, bo przecinają całą skorupę kontynentalną, której miąższość jest większa. Ze względu na duże zróżnicowanie litologiczne skorupy kontynentalnej (skały magmowe, metamorficzne i osadowe) przebieg tych uskoków jest znacznie bardziej nierówny.
Uskok Św. Andrzeja - długość przekracza 1000 km., przebiega od płn. wybrzeża Kalifornii (Mendocino) do Zat. Kalifornijskiej. Ma szerokość 100 km. W morfologii zaznaczony jest w postaci wąskich dolin i równoległych do nich pasm górskich. Występuje tu trójzłącze, które łączy uskok transformacyjny ryftu, który oddala mikropłytę Juan de Fuca od płyty pacyficznej na płn., ze strefą subdukcji Juan de Fuca, a na płd. pojawia się uskok Św. Andrzeja. W wyniku tych procesów rozrywane są skały litosfery. Efektem tego procesu są równoległe przesunięcia poszczególnych bloków - przesunięcie koryt rzek względem siebie.
Tego typu uskokom kontynentalnym towarzyszy powstawanie stref lokalnej kompresji i tensji. W strefach kompresji powstają pasma gór fałdowych, w strefach tensji - zapadliska, znane w terminologii angielskiej znane jako baseny typu pull apart. Głębokość trzęsień ziemi występuje tu zazwyczaj nie głębiej niż 15 km. Uskok ten zaczął formować się ok. 30 mln lat temu i od tego czasu przesunięcie po obu stronach uskoku wyniosło 300 km. Sama zatoka kalifornijska powstała ok. 5 mln lat temu i od tego momentu rozsunęła się na szerokość 250 km. W jej osi powstała strefa spredingu, a głębokość dolin ryftowych sięga kilku tysięcy metrów. Dalszy proces doprowadzi do oderwania Płw. kalifornijskiego od kontynentu. Płw ten przesunie się w kierunku płn - zach. Jest to podobny mechanizm, jaki oderwał Madagaskar od afryki.