Wyróżnia się trzy rodzaje konwergencji:
Między dwoma płytami oceanicznymi
Między płytą kontynentalną i oceaniczną
Między dwoma płytami kontynentalnymi
Wiedzę na temat tych obszarach dostarcza geofizyka (badania grawimetryczne, strumienia ciepła, badania sejsmiczne) oraz petrologia i geochemia. Chodzi o chemizm skał, ze szczególnym uwzględnieniem pierwiastków śladowych. Pierwiastki śladowe świadczą o genezie magmy.
Strefy konwergencji występują w strefach subdukcji, a więc występowania rowów oceanicznych.
W tej sytuacji jedna z płyt podlega subdukcji. Z płyty, która ulega subdukcji uwalniane są duże ilości wody, której obecność wpływa na obniżenie temperatury topnienia skał. Stąd nad subdukowaną płytą powstają komory wytopionej magmy (pluton), mające mniejszą gęstość w stosunku do otaczających je skał. Wznoszą się one ku górze i wydostają na powierzchnię w formie erupcji wulkanicznych. Stożki wulkanów powstałych w ten sposób widziane z góry są ułożone w formie łuku. Dlatego mówimy o łuku wysp wulkanicznych (magmatic arc1). Płyta w strefie załamania podlega lekkiemu wzniesieniu (outer swell/rice). Za wzniesieniem mamy rów oceaniczny (trench). Występują tu pryzmy akrecyjne dna oceanicznego (accretionary wedge). Są to pofałdowane osady dna oceanicznego. Za pryzmą oceaniczną występuje strefa wulkanów. Za wulkanem pojawia się często strefa ryftowa. Za wulkanami pojawiają się odkształcenia mechaniczne spowodowane ryftami. Obszar do łuku to forearc. Obszar za wulkanami to backarc.
Przykładem konwergencji płyt oceanicznych jest rów Tonga, przechodzący w Kermadec, a także rów Macquarie. Na północy subdukcja postępuje w kierunku zachodnim, a na południu w kierunku wschodnim. Uskok transformacyjny łączy dwa rowy ze sobą. Jest to granica płyty Pacyficznej z płytą Indoaustralijską.
Teraz zajmiemy się konwergencją płyty oceanicznej z płytą kontynentalną. Skorupa kontynentalna jako ta, która posiada mniejszą gęstość z zasady zostaje zachowana i nie podlega subdukcji. Czyli zawsze subdukcji w tym wypadku ulega płyta oceaniczna, która wsuwa się pod skorupą 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. Musimy sobie zdawać sprawę że istotnym elementem pryzmy akrecyjnej są osady fliszowe. Część osadów, która podlega subdukcji, na większych głębokościach zostaje poddana metamorfizmowi. 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 (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.
Przykładem takiej strefy jest strefa kolizji płyty Nazca z płytą południowoamerykańską w wyniku której powstały Andy. Innym przykładem jest kolizja małej płyty Juan de Fuca z płytą północnoamerykańską.
Pryzma akrecyjna- zmiatane są wszystkie osady skorupy oceanicznej. Kolorem szarym zaznaczono osady szelfowe. Kolorem czerwonym zaznaczono pasma fałdowe.
W Ameryce Południowej za rowem mamy strefę wulkaniczną na kontynencie. Proces kolizji płyty Nazca z płytą S Amerykańską ciągle trwa. W wyniku tego procesu powstała gigantyczna ilość magmy, w wyniku czego miąższość skorupy kontynentalnej uległa podwojeniu i wynosi obecnie około 75 kilometrów. Skały krawędzi pasywnej (dawnej) kontynentu, podlegając fałdowaniom uległy także znacznemu metamorfizmowi. Skały te w stosunku do płaszcza są relatywnie lekkie. Procesowi zwiększania grubości skorupy kontynentalnej towarzyszą ruchy izostatyczne, w wyniku czego lekkie skały są podnoszone w górę. Po wschodniej stronie łuku wulkanicznego powstał basen przedpola (załukowy), który był zalany wodami jeszcze w miocenie (10 mln lat temu). Wody tegoż basenu były połączone z Atlantykiem doliną nieczynnego ryftu. Nieczynny ryft to inaczej aulakogen. Aulakogenem tym spływają współcześnie wody Amazonki. Według pomiarów grawimetrycznych pojawia się deficyt masy w obrębie rowu, za którym pojawiają się skały o większej gęstości, a następnie kolejny deficyt masy.
Drugim obszarem kolizji płyty oceanicznej z kontynentalną jest zachodni obszar Ameryki Północnej (Kalifornia, Nevada, Utah, Kolorado). W wyniku kolizji na obszarze płyty północnoamerykańskiej rozwinął się równoległy do jej krawędzi łuk wulkaniczny (California). Intruzji magmy towarzyszyła wówczas ekspansja termiczna skorupy kontynentalnej, co doprowadziło do izostatycznego wypiętrzenia tegoż obszaru. Powstał tam gigantyczny, kwaśny batolit, za którym w kierunku kontynentu rozwinęło się pasmo fałdowo- nasunięciowe. Powstał szereg płaszczowin sięgających po Kolorado. Na przedpolu tychże płaszczowin powstało płytkie morze (basen przedpola). Basen ten występował na obszarze współczesnego Kolorado. To morze było zasypywane osadami powstałymi z erozji nowopowstałych gór. Były to osady deltowe oraz fliszowe. Taki typ osadów, zapełniających basen przedpola nosi nazwę molasa. Te osady stanowią współcześnie na obszarze Stanów Zjednoczonych podstawowy rezerwuar ropy i gazu ziemnego
Innym przykładem basenu zaułkowego jest Morze Egejskie w Europie. Niebieska linia pokazuje strefę subdukcji, gdzie płyta Afrykańska podsuwa się pod płytę Egejską i Anatolijską. Mamy do czynienia znowu ze strefą subdukcji i obecnością wielu wysp wulkanicznych. Za tym łukiem pojawia się szereg rowów o genezie związanej z rozciąganiem skorupy kontynentalnej. Strzałki do zewnątrz wskazują na proces tensyjny.
Kolejnym przykładem jest obszar Aleutów.
W wypadku dwóch płyt kontynentalnych żadna z nich nie ulega zanurzeniu. Występuje tylko podsunięcie czyli obdukcja. Nie wyróżnia się outer swell, strefy subdukcji i obszaru przedłukowego. W tym wypadku w pierwszej kolejności następuje zderzenie obu krawędzi pasywnych, 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 połączona jest pasem gór fałdowych, który określany jest mianem szwu tektonicznego. W tej strefie występują zarówno zjawiska plutoniczne jak i metamorficzne. Wergencja fałdów po dwóch stronach szwów jest zwrócona w dwie różne strony, przeciwnie do wektora kompresji (kwiat lotosu). Drugą cecha jest obecność ofiolitu, który objawia się w obrębie pasa gór fałdowych.
Najbardziej znanym przykładem jest zderzenie mikrokontynentu Indyjskiego z kontynentem Azjatyckim w wyniku czego powstało pasmo Himalajów. Zjawisko w dużej skali dotyczy zderzenia Afryki z Eurazją i powstania szwu w postaci Alpidów, czyli gór powstałych w orogenezie alpejskiej. Podobną genezę mają także waryscyjskie góry Uralu, które powstały w późnym paleozoiku, gdy kontynent syberyjski zderzył się z Eurameryką. Himalaje powstały w okresie ostatnich około 100 mln lat. W tym samym czasie obserwowaliśmy również kolizję Afryki z Eurazją. Proces doprowadził do zamknięcia kopalnego oceanu, który nosił nazwę Tetyda.
Początek kolizji moglibyśmy porównać do kolizji płyty oceanicznej z kontynentalną, jako że najpierw musiał zostać zamknięty ocean. 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 około 50 mln lat temu. Pozostałości skorupy oceanicznej zostały wbudowane w kontynent w formie ofiolitu. Musimy sobie zdawać sobie sprawę, że ofiolit występuje na obszarze całego pasma alpidów (Alpy Appuańskie, Anatolia, Dynarydy itp.).Kolizja spowodowała podsunięcie kontynentu indyjskiego pod Azjatycki i podwojenie 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. W Himalajach znajdziemy natomiast liczne skały metamorficzne.
Musimy pamiętać o tym, że skały są słabymi przewodnikami ciepła. W efekcie skały podlegające subdukcji ulegają rozgrzaniu bardzo powoli, czyli pozostają zimne w stosunku do skał osłony. Na głębokości 300 km powinniśmy mieć do czynienia z temperaturą 1500 st. C. Na dłużej głębokości pogrążane skały pozostają stosunkowo zimne (około 600 stopni C). Przy takich temperaturach skały nie ulegają stopieniu. Temperatura ta ma charakter anomalii. Całkowite rozgrzanie tych skał wymaga bardzo dużego okresu czasu. Obliczenia mówią, że jest to około 12 milionów lat. Kropeczki oznaczają ogniska trzęsień ziemi. Ich układ nazywamy strefą Beniofa.
Innym zjawiskiem termin obszarów subdukcji jest zjawisko wzrostu strumienia ciepła, w strefie łuków wulkanicznych. Przyjmowane są dwa źródła tegoż ciepła. Pierwszym źródłem są magmy powstające na skutek subdukcji, a drugim źródłem tego ciepła może być wypór gorących mas astenosfery przez zanurzające się skały litosfery.
Łuki wulkaniczne odległe są mniej więcej o 100 kilometrów od rowu oceanicznego. Magmy tych stref najczęściej posiadają skład bazaltów wapniowo-alkalicznych. Są to bazalty wysokoaluminiowe (mają dużo glinu). W analizie chemicznej zawartość CaO, równa jest zawartości K2O i Na2O. Zawartość SiO2 Wynosi 56 do 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. Rozkład wulkanów jest równoległy do przebiegu rowu oceanicznego.
Wulkanizm kontynentalny jest także oddalony o około 100 km od rowu. Cechą charakterystyczną jest obecność wielu nawzajem przecinających się batolitów, których skład jest w stosunku do łuków wysp wulkanicznych bardziej kwaśny. Prze większe zakwaszenie są zarazem bardziej lepkie. Duża lepkość utrudnia ucieczkę gazów, których obecność jest następstwem obecności H2O zawartej w osadach podlegających subdukcji. Wulkany tych stref charakteryzuje duża eksplozywność. Upłynnieniu podlegają nie tyle zimne skały podlegające subdukcji, co skały znajdujące się nad tymi zimnymi skałami, co jest wywoływane obecnością wody, która jest uwalniana z subdukowanych skał. Obecność wody znacznie obniża temperaturę topnienia skał. Woda może pochodzić z porów. Z drugiej strony źródłem wody będą też minerały, które cząsteczki wody mają wbudowane w swoją strukturę (łyszczyki, minerały ilaste rozpadają się w wyniku ogrzania i uwalniają wodę). Proces ten nazywamy dehydratacją.
Ma szerokość od 50 do 100 km↩