Uskoki transformacyjne stanowią krótką aktywną część rozłamów. Rozłam może mieć kilka tysięcy kilometrów. Uskok transformacyjny to tylko ten fragment rozłamu, gdzie płyty przesuwają się w przeciwnym kierunku. W pozostałej części rozłamu ruch obu płyt odbywa się w tym samym kierunku. Największy kontrast wiekowy skał, jest na obu 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 wulkanicznej.
Wyróżniane są trzy zasadnicze odmiany uskoków transformacyjnych:
Grzbiet – grzbiet (połączenie osi grzbietu z drugą osią grzbietu)
Grzbiet – rów (grzbiet jest łączony ze strefą subdukcji)
Rów- row (rów łączy dwie strefy subdukcji)
Najpowszechniejszy jest typ pierwszy, łączący grzbiet z grzbietem. W przekroju takiegoż uskoku w górnej części powstają mylonity i brekcje tektoniczne. W głębszych partiach obserwowane są zjawiska deformacji plastycznych. Trzęsienia ziemi występują w tych strefach dotyczą przede wszystkim krótkich partii, gdzie następuje rozrywanie płytkich skał. Uskoki wraz z rozłamami są zawsze bardzo głębokie- przecinają całą litosferę i sięgają do astenosfery. Gdyby nie było tych uskoków płyty litosfery nie mogłyby się wzajemnie przemieszczać. W strukturze dna oceanicznego widać serpentynity w postaci diapiru, są bowiem bardzo plastyczne. Mają gładkie śliskie powierzchnie w wyniku tej plastyczności.
Najbardziej charakterystycznym przykładem uskoku transformacyjnego jest uskok Romanche. Rozłam sięga niemal od Ameryki Południowej po Afrykę. Długość aktywnego uskoku transformacyjnego przekracza 500 km. Kontrast wiekowy przekracza 50 mln lat i oczywiście maleje ku środkowi uskoku. Długość całego rozłamu wynosi ponad 5.000 km. Mamy tu do czynienia z największą głębią Oceanu Atlantyckiego, która wynosi 7950 p.p.m.
Drugim przykładem wielkiego rozłamu jest rozłam Clipperton, występujący w strefie równikowej w poprzek grzbietu Wschodniopacyficznego. W tym miejscu tempo spredingu wynosi ponad 10 cm na rok. Kontrast wiekowy skał po obu stronach uskoku wynosi 1,5 mln lat.
Uskoki drugiego typu (grzbiet – rów) są znacznie bardziej zróżnicowane jeśli chodzi o ich przebieg, a przede wszystkim są to najdłuższe uskoki. Przykładem jest obszar na wschód od przylądka Horn, gdzie uskok transformacyjny łączy strefę spredingu z rowem i łukiem wysp Sandwich Południowy1. Drugim przykładem takiego uskoku jest północno zachodnie wybrzeże USA: obszar wysp Królowej Charlotte. Tutaj mamy płytę Juan de Fuca, rów Aleucki i bardzo długi uskok transformacyjny.
Równie rzadkie jak uskoki typu drugiego, są uskoki transformacyjne typu trzeciego, łączące dwie strefy subdukcji. Najistotniejszym przykładem jest uskok alpejski, przecinający Nową Zelandię. Uskok nazywa się tak ze względu na nazwę tamtejszych gór: Alpy Południowe. Tempo przemieszczenia wynosi tutaj 1 cm na rok. Skala przemieszczenia przekroczyła 400 kilometrów, a związana z tym zjawiskiem kompresja jest źródłem powstania Alp Południowych, gór których wysokość przekracza 4.500 m n.p.m. Długość uskoku jest łatwa do odczytania z mapy.
W przeciwieństwie do uskoków oceanicznych uskoki te są głębsze. Przecinają bowiem całą skorupę kontynentalną , której miąższość jest oczywiście większa. Ze względu na duże zróżnicowanie litologiczne skorupy kontynentalnej, przebieg tych uskoków jest znacznie bardziej nierówny.
Zasadniczym przykładem takiego uskoku jest uskok Świętego Andrzeja, o długości przekraczającej 1000 kilometrów, który przebiega od północnego wybrzeża Californi (Mendocino), do zatoki Kalifornijskiej. Ma szerokość 100 kilometrów. W morfologii zaznaczony jest w postaci wąskich dolin i równoległych do nich pasm górskich. Na północnym skraju uskoku znajduje się trójzłącze, który łączy go z uskokiem transformacyjnym ryftu który oddala płytę Juan de Fuca i płyty Pacyficznej i strefą subdukcji tejże płyty. W wyniku tych procesów rozrywane są skały litosfery, które mają bardzo nieregularną budowę geologiczną. Aktywność uskoku łatwo zaobserwować po przesuniętych względem siebie korytach rzek. W San Francisco są bardzo częste trzęsienia ziemi o niewielkiej skali. W 1909 San Francisco zostało zmiecione z powierzchni ziemi. Tego typu uskokom kontynentalnym towarzyszy powstawanie stref lokalnej kompresji oraz tensji. W strefach kompresji powstają pasma gór fałdowych. W strefach tensji powstają zapadliska, znane w terminologii angielskiej jako baseny typu pool apart. Trzęsienia ziemi są tu bardzo płytkie, z hipocentrum do 15 kilometrów p.p.m.
Uskok ten zaczął formować się około 30 mln lat temu. Od tego czasu przesunięcie po obu stronach wyniosło około 300 kilometrów. Sama zatoka kalifornijska powstała około 5 mln lat temu i od tego czasu rozsunęła się na szerokość 250 kilometrów. W jej osi powstała strefa spredingu, a głębokość dolin ryftowych sięga kilku tysięcy metrów. Dalszy proces doprowadzi do oderwania półwyspu kalifornijskiego od kontynentu. Półwysep ten odjedzie w kierunku północno zachodnim. Przed miliony lat w podobny sposób nastąpiło oddzielenie Madagaskaru od Afryki.
Drugim przykładem kontynentalnego uskoku transformacyjnego jest uskok związany z obszarem morza Martwego. Tam gdzie mammy do czynienia z uskokami transformacyjnymi występują lokalne fałdowania lub zapadliska (pool apart). W basenie Morza Martwego mamy do czynienia z uskokiem transformacyjnym, który łączy ryft Morza Czerwonego ze strefą kolizji płyty Arabskiej z płytą Turecką. Innymi słowy jest to uskok typu grzbiet – rów. Pozostałości strefy subdukcji odzwierciedlone są pamem fałdowych gór Taurus- Zagros. Długość uskoku przekracza tysiąc kilometrów. Uskok sam w sobie stanowi granicę pomiędzy płytą Aranbską na wschodzie i fragmentem płyty Afrykańskiej (płw. Synaj) na zachodzie. Występują tu trzy zapadliska typu Pool Apart: zatoka Akaba, Morze Martwe i Jezioro Galilejskie. Płyta Arabska jest odpychana na północny wschód, a Afrykańska na południowy Zachód. W uskoku mammy ruch lewoskrętny półwysep Synaj przesuwa się na południe, a Arabski na północ. Znajduje się na północy półwysep Anatolisjki. Kra turecka spychana jest w kierunku zachodnim. Efektem tego jest drugi sukok północno anatolijski, na którym leży Instambuł. Jest to obszar o dużej aktywności sejsmicznej.
Basen Morza Marwego jest największą depresją na świecie. Lustro wody występuje 400 m p.p.m. Dno trzysta metrów niżej. Pod nim są osady o miąższości tysiąca metrów. Jest to zatem głęboki rów. Proce spredingu rozpoczął się w miocenie (15 mln). Tempo przemieszczenia półwyspów wynosi średnio 1,5 cm na rok. Skala przemieszczenia wynosi ponad 100 km. Świadczą o tym znajdowane struktury geologiczne. Spękaniom towarzyszy intensywna działalnośc wulkaniczna. W morfologii widoczne są obszerne pokrywy bazaltowe, tworzące np. wzgórza Golan.
Większa część procesów wulkanicznych obserwowana jest na granicach płyt litosfery. W obrębie płyt możemy mieć do czynienia z obecnością wulkanów w pobliżu dużych pęknięć (np. w Sudetach góry Kaczawskie,, na górze Św. Anny). Innymi przykładami są Hawaje czy wulkany Yellowstone. Podobną genezę jak wspomniane Hawaje mają skały wulkaniczne pokrywające olbrzymie powierzchnie kontynentów, np. Syberii. Bazalaty rozlewające się na bardzo dużych obszarach to tak zwane plato bazalty. Wspomniane zjawiska są związane z obecnością tak zwanych pióropuszy płaszcza wytwarzanych prądami konwekcyjnymi w zewnętrznym (ciekłym) jądrze Ziemi i kończącymi się na powierzchni Ziemi w formie tak zwanych plam gorąca (hot spot). Sama koncepcja hot spotów powstała w roku 1963 na podstawie badań wulkanów hawajskich. Wyspy hawajskie charakteryzuje bardzo duża ilość wydobywającej się magmy, której towarzyszy bardzo wysoki strumień ciepła i niewielka aktywność sejsmiczna. Wulkany hawajskie ułożone są w formie łańcucha. Są one coraz starsze w kierunku północno – zachodnim. Większość z nich jest bardzo zniszczona i występuje poniżej poziomu morza. Wulkan najbardziej aktywny występuje na końcu łańcucha. Układ ten zauważymy przyglądając się mapie. Wulkany ułożone są liniowo. Wiek wulkanów w pobliżu rowu Aleuckiego to 60 mln lat, a młodszych na końcu 40 mln lat. Przyjmuje się że wulkany te są efektem pióropusza płaszczy. Model przedstawia rysunek. W czerwonym trzonie fale sejsmiczne rozchodzą się z mniejszą prędkością ze względu na rozgrzanie skał. Obecność pióropusza ma szereg wspólnych charakterystycznych cech na obszarach Pacyfiku i oceanu Indyjskiego. Cechy wspólne to:
Obecność lokalnych stref strumienia ciepła odzwierciedlonych obecnością wulkanów
Fakt, że hot spoty pozostają zawsze w tym samym miejscu, to znaczy nie przemieszczają się wraz z migrującą nad nimi płytą.
Zawartość pierwiastków śladowych w magmach tych obszarów. Odmienny od magmy obszarów dywergencji czy też stref subdukcji. Będziemy się tego uczyć na petrologii. Zwiększona obecność pierwiastków śladowych wskazuje na związek z głębokimi partiami wnętrza ziemi, które nie podlegały wcześniej procesom dyferencjacji. Magmy te zatem mają zatem charakter pierwotny
Wyniesienie terenu wynikające z rozgrzania litosfery
W przeciwieństwie do powolnej lecz ciągłej erupcji w strefie grzbietów oceanicznych, wulkanizm związany z pióropuszem płaszcza ma charakter epizodyczny w skali czasu geologicznego. Hot spoty niejednokrotnie rozpoczynają proces dywergencji płyt litosfery. W miejscach gdzie mamy do czynienia z inicjacją procesu ryftowego powstają trójzłącza. Pióropusze dochodząc do powierzchni litosfery ulegają spłąszcazeniu i w przekroju mają kształt grzyba. Jego kapelusz przesuwa się wraz z migrującą płytą. Hot spot to jednak świeczka która ciągle się świeci w jednym miejscu. Płyta litosfery zostaje nadpalona gdy znajduje się na hot spotem. Gdy wulkan zaprzestaje swoją działalność wówczas na jego krawędzi rozwija się zazwyczaj rafa koralowa. Powstaje atol. Rafa rozwija się do momentu, kiedy wulkan nie opadnie w wyniku ochładzania się litosfery. Krater znajduej się an poziomie lustra wody, w wyniku czego następuje intensywna erozja morska. Powstaje płaski stożek nazywany gujotem.
Poza wulkanami hawajskimi, obszarem o podobnej genezie jest Yellowstone. Mamy tu z jednej strony strefę subdukcji Juan de Fuca pod Płytą Amerykańską. Mamy tu zatem łu wulkanów. Bardziej na wschód występuje niezależnie hot spot, który generuje magmy o zupełnie innym składzie.
Bilans lawy: najwieskza ilość magmy wydostaje się w strefach dywergentnych, czyli w obszarach grzbietów. Drugie miejsce zajmują obszary konwergencji płyt litosfery. Trzecie miejsce jest związane z plamami gorąca. Najmniej magmy wydostaje się przy uskokach transformacyjnych. Magmy pióropusza płaszcza mają mało krzemionki, a więc małą lepkość. Są to lawy bazaltowe i wulkany tarczowe. Lawy wydostaje się w wyniku małaej lepkości bardzo dużo. Powstają więc plato bazalty.
Mapka pokazuje rozkład hot spotów na Ziemi. Oprócz Hawajów i Yellowstone mamy np. hot spot Tristan na Atlantyku. Hot spot ten jest dowodem na oddalanie się Ameryki południowej i Afryki. Gdy kontynenty były połączone, Tristan był źródłem pokrywy bazaltowej pokrywającej obszar Brazylii w Ameryce Południowej i Angoli w Afryce. Platobazalty pokrywają też Dekan i Syberię oraz na dnach oceanicznych. Innym hot spotem są wyspy wielkanocne, Azory, Bermudy, Reunion. Współczensa Islandia to z jednej strony aktywny grzbiet, a z drugiej aktywny hot spot. Odzwierciedlają to plato bazalty w Irlandii.
Wyspy są zupełnie niezamieszkałe. Można tam spotkać pingwiny.↩