Dywergentne granice płyt dotyczą miejsc, gdzie płyty się rozsuwają, czyli podlegają spredingowi. Strefa ta zaznaczona jest obecnością grzbietów śródoceanicznych poprzecinanych dolinami ryftowymi i prostopadłymi do tych dolin uskokami transformacyjnymi. Grzbiety śródoceaniczne wykazują odmienną budowę wewnętrzną w stosunku do kontynentalnych gór fałdowych. Są bowiem zbudowane z bazaltu, nie posiadają deformacji ciągłych (fałdów), ani też zmetamorfizowanych skał osadowych. Grzbiet śródoceaniczny daje w przekroju wysokie góry, poprzecinane dolinami ryftowymi. Pod pojęciem ryftu rozumiemy wydłużoną depresję czyli rów lub zespół rowów tektonicznych, ograniczoną uskokami normalnymi. Ryfty powstają poprzez termiczne wygięcie ku górze rozgrzanej litosfery, w wyniku czego ulega ona rozciągnięciu, a w końcu rozerwaniu. Proces ten prowadzi do utworzenia dywergentnych granic dwóch nowo powstałych płyt.
Poza obszarem wschodniej Afryki oraz zachodniej krawędzi Ameryki Północnej wszystkie strefy dywergentne występują na obszarze podmorskim. W tych strefach powstaje skorupa oceaniczna, a z czasem oceany. Cechą charakterystyczną tych stref jest obecność uskoków grawitacyjnych oraz bardzo intensywna działalność wulkaniczna, niejednokrotnie obserwowana w formie erupcji szczelinowych. Cechą charakterystyczną jest też występowanie głębokich dolin i wysokich szczytów.Podmorskie góry jakimi są grzbiety śródoceaniczne zbudowane są ze skał bazaltowych. W głąb bazalt zamienia się w gabro, a następnie w skały płaszcza. Wykonując profil przez grzbiet obserwujemy wzrost strumienia ciepła oraz ujemną anomalię grawitacyjną. O intensywności działalności wulkanicznej stref dywergencji świadczy fakt, że w ciągu ostatnich dwustu milionów lat, powstała ponad połowa powierzchni Ziemi (>255 mln lat).
Szybkość rozrostu den oceanicznych wacha się od 1 do 17 cm/rok. Jako powolny określany jest spreding wynoszący mniej niż 6 cm/rok, a jako szybki ten który wynosi ponad 12 cm/rok.
Przy układzie południkowym prędkość spredingu jest największa w pobliżu równika. Szybkość spredingu ma odzwierciedlenie w terminologii anglojęzycznej. Powolny grzbiet śródatlantycki określany jest jako ridge (grzbiet), a szybki (na Wschodnim Pacyfiku) określany jest jako rice (wypiętrzenie). Strefy powolnego spredingu są zazwyczaj węższe, wyższe i posiadają wyraźną, dobrze uformowaną dolinę ryftową. Tam gdzie strefa spredingu jest szybka różnica wzniesień jest mniejsza, dolina ryftowa płytsza i słabiej zaznaczona w morfologii.
Głębokość dolin ryftowych w strefach wolnego spredingu dochodzi do 2 tysięcy metrów. W osiach dolin stwierdzana jest obecność bądź pasa stożków wulkanicznych, którym towarzyszy intensywna działalność hydrotermalna, bądź obecność wulkanizmu szczelinowego. Grzbiety są przecięte uskokami transformacyjnymi, które dzielą je na segmenty. Przeciętna długość pojedynczego segmentu wynosi około 130 kilometrów. Nie wiadomo czy każdy segment ma swoją czy jest jedna wspólna komora magmowa.
Jeżeli chodzi o możliwość badań grzbietów, to koncentrują się one na tych obszarach gdzie grzbiety wyłaniają się nad poziom morza, co jest naturalne. Najlepszym przykładem jest Islandia. Poza Islandią przykładem takich grzbietów są Azory, wyspy Kanaryjskie, wyspa Wniebowstąpienia, wyspa Świętej Heleny czy też Galapagos.
Magma, która wydostaje się w tych grzbietach jest magmą bazaltową. Przy czym jest to specyficzny rodzaj magmy, która zawiera w sobie dosyć dużą ilość krzemionki. Bazalty z grzbietów śródoceanicznych są oznaczane symbolem MORB (Middle Ocean Ridge Bazalt). Bazalty morbowe to tzw. toleity1, które zawierają dużo krzemionki. Pojawia się w nich nawet normatywny kwarc.
Drugim zasadniczym źródłem wiedzy o budowie skorupy oceanicznej są tzw. ofiolity. Jest to fragment skorupy oceanicznej wbudowany, czy też nałożony na kontynent. Jest to efekt obdukcji, która jest odwrotnością subdukcji. Zazwyczaj fragment ten jest jeszcze przewrócony. Dzięki temu mamy pod nogami poszczególne głębokości, tak jakbyśmy schodzili normalnie w dół.
Pod pojęciem ofiolitu rozumiemy zespół skał o charakterystycznej sekwencji. Dolna część ofiolitu to kompleks skał ultramaficznych (ultra ciemnych) zbudowanych z różnych odmian perydotytu. Skały te należą do górnego płaszcza Ziemi i są zazwyczaj zserpentynizowane. W praktyce serpentynizacja oznacza że obecne w perydotycie oliwiny, a także pirokseny pod wpływem wody morskiej, która wniknęła w strefie ryftu, zostały zastąpione minerałami grupy serpentynu (np. azbest). Nad zserpentynizowanymi perydotytami pojawiają się różnego typu gabra, które często zawierają miejscowe nagromadzenia piroksenów, względnie plagioklazów wapniowych. Nagromadzenia te to tak zwane kumulaty. Gabra niejednokrotnie mają budowę warstwową, z warstwami zdominowanymi na przemian przez piroksen i plagioklaz. Od góry, nad gabrami, pojawia się kompleks równoległych żył czyli dajek pakietowych (sheeted dikes). Dajki pakietowe to zazwyczaj bazalty. Nad kompleksem dajek pojawia się poziom law poduszkowych. A wśród law poduszkowych, czy też nad nimi spotykane są warstwy osadów krzemionkowych.
(Gabro to komora magmowa, której górna część jest zapełniana żyłami bazaltu, gdy dojdzie to kontaktu z wodą morską powstają lawy poduszkowe).
Skały ofiolitowe są zazwyczaj zmienione fluidami wody morskiej. Stąd też gabra i bazalty są zamienione w skały typu zieleniec (afanitowa) czy amfibolit (fanerokrystaliczne).
Najbardziej znany ofiolit, pierwszy dokładnie opisany występuje na Cyprze, w masywie Trodos. Jest to klasyczny ofiolit opisany przez Collemana w latach 70-tych. Masyw Trodos to fragment kopalnego oceanu Tetyda, który zanikł na skutek kolizji Afryki z Eurazją.
Najbliższy ofiolit od Poznania występuje w masywie Ślęży (widać z Trzebnicy i wysokich budynków Wrocławia). Niższa góra przed Ślężą to Wierzyca (zespół dajek pakietowych). Ślęża to zespół gabr. W kompleksie nie ma law poduszkowych. Na szczycie są niedźwiadki wykonane z granitu sobóckiego, ze znakami solarnymi, w postaci krzyżyka.
Za migrację kontynentów odpowiada konwekcja. W miejscu spotkania intensywnych prądów wznoszących występują obszary dywergencji płyt. W obszarach gdzie prądy schodzą w głąb występują obszary subdukcji. Fizycy określają prądy konwekcji plastycznym pełzaniem ciała stałego, co jest spowodowane podgrzaniem od strony jądra i chłodzeniem od powierzchni. Nie wiadomo jaki zakres ma jedna komórka konwekcji. Może ona odpowiadać płytom lub być niezależna od płyt.
W konwekcji biorą udział różne siły. W samej strefie spredingu, podchodząca w górę astenosfera może działać rozpychająco (ridge push). Sama konwekcja ma wywoływać tarcia. Siła tarcia może powodować migrację płyt litosfery. W strefach subdukcji możemy mieć także do czynienia ze zjawiskiem ściągania grawitacyjnego. Zjawisko ściągania byłoby skierowane ku wnętrzu, ale może być rekompensowane wypornością skał płaszcza.
Analiza prędkości fal sejsmicznych wykazuje duże zróżnicowanie komórek konwekcji. Najczęściej większe prędkości fal są nad gęstszą skorupą bazaltową. Mechanizm odpowiadający za migrację płyt litosfery wydaje się bardzo złożony.
Podwodne kominy charakterystyczne w strefach ryftowych. Są następstwem precypitacji substancji mineralnych z wydobywających się gazów wulkanicznych. Strącanie to jest odpowiedzialne za budowanie kominów, zawierających węglan wapnia, związki żelaza, manganu, jak też różnego typu siarczany. Chociaż są to obszary strefy afotycznej występuje tam bardzo bogate życie podwodne, np. są tu rurkoczułkowce. Dostawa życiodajnych soli sprawia, że organizmy te są nad wyraz dużych rozmiarów. Małże dochodzą do pół metra. Źródłem światła mogą być wyładowania elektryczne (dimglow), powstające w wyniku intensywnego tarcia cząstek o siebie.
Istnieje szereg różnic w stosunku do ryftów oceanicznych. Skorupa kontynentalna jest grubsza, ma mniejszą gęstość i znacznie większe urozmaicenie budowy wewnętrznej w stosunku do skorupy oceanicznej. Kontynenty zawierają znacznie więcej krzemionki w stosunku do skorupy oceanicznej. Ponadto rozwój dolin ryftowych przebiega w warunkach powierzchniowych czyli na suchym ladzie, przez co znaczną rolę odgrywają zjawiska erozji, jak też sedymentacji. Kontury doliny ryftowej będą przez to znacznie bardziej zamazane, np. poprzez sieć rzeczną. Cechą charakterystyczną jest obecność równoległych uskoków normalnych, które tworzą rowy tektoniczne. Poza wulkanizmem bazaltowym spotykamy tu także wulkanizm magm kwaśnych. W skrajnych wypadkach pojawia się wulkanizm riolitowy. Właśnie obecność kwaśnych law jest cechą charakterystyczną dla ryftów kontynentalnych. Następstwem rozwoju ryftu kontynentalnego jest powstanie pasywnych granic kontynentów, co z punktu widzenia gospodarczego jest o tyle ważne, że dwie trzecie pól ropy naftowej i połowa światowych zasobów jest spotykana właśnie w strefach pasywnych kontynentów. Najbardziej znanym przykładem ryftu kontynentalnego jest ryft wschodnioafrykański, który rozpoczął się około 20 milionów lat temu (w miocenie). Aktualnie ma on długość około 3 tysięcy kilometrów, przebiegając od Etiopii po Mozambik. Powstał on na skutek obecności tak zwanej plamy gorąca (hot spot), która spowodowała miejscowe rozciągnięcie litosfery i jej rozerwanie. W ten sposób powstało trójzłącze Afaru, od którego rozchodzą się radialnie: dolina ryftu wschodnioafrykańskiego biegnąca na południe, zatoka Adeńska biegnąca na wschód oraz ryft morza Czerwonego skierowany na północ. Na obszarze ryftu mamy wyżyny w obrębie których powstały zapadliska. W zapadliskach uformowały się jeziora bezodpływowe (Tanganika, Malawi), sięgające poziomu morza. Na obszarze jezior mamy do czynienia z ewaporacją i powstawaniem soli. Drugim zjawiskiem jest wulkanizm (Kilimandżaro, Mount Kenia, Niragongo). Podchodząca ku górze astenosfera rozciągnęła skorupę kontynentalną. Rów rozcina skorupę kontynentalną. Grubość skorupy kontynentalnej na tym obszarze nie przekracza 7 km. Tempo rozsuwania wynosi tylko 0,5 cm/rok. Rowy, które powstają na tym obszarze są intensywnie zasypywane.
Ryft morza Czerwonego to ocean embrionalny. Oddziela Afrykę od Arabii. Wybrzeże Morza Czerwonego ograniczone jest licznymi równoległymi uskokami zrzutowymi. Mamy do czynienia ze skarpami o wysokości do 3000 metrów otaczającymi brzegi morza. Półwysep Arabski odjeżdża. Większa część Morza Czerwonego pokryta jest nadal skorupą kontynentalną, ale w partii osiowej zaczyna pojawiać się bazalt i tworzy się skorupa oceaniczna. Są to najgłębsze części Morza Czerwonego. Pozostały obszar to szelf, a więc krawędź pasywna przyszłego kontynentu. Osady gromadzone na dnie mają już miąższość około kilometra. Ropa naftowa może być pozyskiwana ze skał porowatych. Chociaż ropa naftowa tworzy się w karogenie ucieka do porów gromadzących się na szelfie. Skorupa kontynentalna ulega rozciągnięciu. Jej poszczególne bloki rozciągają się. Powstają rowy i zręby tektoniczne.
Hot spot- miejsce na Ziemi o bardzo wysokim strumieniu ciepła, będąca stale w tym samym miejscu. Niczym świeczka powoduje rozgrzewanie przesuwających się nad nią skał. Podgrzane skały rozszerzają się. Powstaje bańka rozciągana na wszystkie strony. Skorupa nad hot spotem rozszerzy się i pęknie. Efektem pęknięć są tak zwane trójzłącza. Klasycznym przykładem trójzłącza jest obszar nad Oceanem Indyjskim. Spotykają się tu trzy grzbiety oceaniczne. Jedną odnogą jest grzbiet Atlantycki, druga idzie do Morza Czerwonego, a trzecia to wzniesienie Wschodniopacyficzne. Trójzłącze Afaru to trójzłącze embrionalne. Morze Czerwone jest przykładem embrionalnego oceanu. .
Kiedy w wyniku pogrzania następuje rozerwanie kontynentu dwie płyty zaczynają się od siebie oddalać. W kolejnym stadium pojawia się skorupa oceaniczne złożona z dajek pakietowych. Im bardziej płyty będą się oddalać tym bardziej morfologia będzie przypominać morfologię Oceanu Atlantyckiego. Powstaną szelfy, grzbiet i równiny abisalne.
magmowa skała wylewna, lub subwulkaniczna będąca odmianą bazaltu, podobna do dolerytu lub diabazu. Bazalty toleitowe powstają współcześnie w strefach spreadingu dna oceanicznego. Odznaczają się wysokim składem petrograficznym i chemicznym [wikipedia; 27.04.2010]↩