Розташування районів все ще активних і вже вимерлих вулканів показує чітко визначений порядок, який чітко вказує на межі літосферних плит. На основі їх відносного руху вони позначають три типи тектонічно-вулканічного середовища (рис. 52):

розбіжні краї плит: океанські та континентальні щілини,

пояси субдукції краю збіжної плити (активні континентальні ребра та арки)

внутрішні ділянки літосферних плит (вулканізм гарячих точок)

80% вулканів пов'язано з активними континентальними окраїнами та арками, а 20% - з долинами тріщин у хребтах середнього океану. Співвідношення змінюється, якщо дивитись на масу та розподіл вулканів, що з’явилися. Для Землі в цілому середньорічна швидкість поверхневого потоку розплаву становить 4 км³/рік, близько 70% з яких виходить на поверхню на хребтах середнього океану, 15% із зон субдукції, 10% з гарячих точок і залишок від вулканів континентальних шельфів до поверхні.

плит

Малюнок 52. Тектонічні середовища плит формування розплаву гірських порід та їх середньорічне виробництво ядер.

Зона плавлення розплаву гірських порід - це астеносфера між літосферою та мезосферою, що характеризується меншими швидкостями землетрусних хвиль, розташованих на глибині 50-150 км. Раніше були висунуті гіпотези про згуртовані ядерні пояси під земною корою, але геофізичні дослідження показали, що бідний кремнієм, багатий залізом і магнієм перидотіт астеносфери є твердим, але податливим під дією сили при переважаючих умовах тиску, температури та складу. Зміни стану рівноваги, тісно пов’язані з тектонічними процесами плит: підвищення температури, зниження тиску або зміна хімічного складу призводять до утворення магмових мас, які спричиняють виверження вулканів у разі активної системи руйнування, що проникає в поверхні.

У випадку з континентальними долинами тріщин (Східноафриканська траншейна система, провінція Басейну та хребта, США) крім базальту з’являються гірські породи, багаті кремнієм, завдяки вирішальній дії кислої континентальної кори на початку дистиляційного процесу. У східноафриканській канаві 70% поверхневого матеріалу становить базальт, а 15% - розплав із більшим вмістом SiO2.

Області мантії з більш високою температурою, що поширюються під літосферою, називаються причинами гарячих точок. Розташування вулканізму всередині плити визначається структурою мантійних течій, що піднімаються з різної глибини, і самою корою. Можуть з’являтися як океанічні, так і наземні гірські плити, але також під хребтом середнього океану. З понад ста гарячих точок близько 50 знаходяться під океанами. В околицях мантійних плюмів температура підвищується на 150-200 ° С, що відіграє значну роль у витонченні та розщепленні кори над нею. Більшість плавок мають базальтовий характер, і наземна активність гарячих точок часто призводила до відокремлення континентів. Поява великої кількості цінного базального плато або базальту (плато Дін, плато Колумбія, Ісландія) впливало на зміну клімату протягом всієї історії Землі. Базаль сибірської пастки була однією з найбільших вулканічних подій за останні 500 мільйонів років на пермсько-тріасовому кордоні, який досі охоплює 2 мільйони км².

Гарячі точки під океанською плитою створюють острови - ряди островів. У міру переміщення літосферних плит зона активного вулкану також мігрує, залишаючи там сліди своєї діяльності в поточному положенні мантійного шлейфу при будівництві іншого діючого вулкана. Ланцюг імператорських підводних архіпелагів та Гавайських островів утворює серію вулканів довжиною 6000 км, на основі яких Тихоокеанська плита подорожувала зі швидкістю 8,5 см/рік протягом останніх 60 мільйонів років. Молодий вулкан Єллоустоун - це нинішня кульмінація вулканічної події, яка розпочалася 13 мільйонів років тому на півночі Невади, яка досягла свого теперішнього місця через плато Снейк-Рівер на 2-3 см/рік.

Океанічна кора, яка постійно зростає вздовж океанських хребтів, неодмінно викликає напруги стиснення в зоні зіткнення плит, де підстилаюча океанічна літосфера насичується морською водою і потрапляє в мантійний матеріал, покритий осадами. Отриманий розплав буде багатшим на кремній, ніж матеріал хребта, утворюючи арку у разі зіткнення океанічно-океанічної плити та континентальний вулканічний ланцюг у разі зіткнення плити океан-суша. Основною рушійною силою формування субдукційної магми є вміст води та інших летких речовин у підстилаючій пластині, що також відповідає за вибуховий характер вулканізму. Мінеральні та геохімічні відмінності вулканічних порід арок та континентальних шельфів визначаються тим, що утворена магма повинна прорватися через ще жорсткішу, товстішу континентальну кору. Розплав має «довший час» і більше часу для диференціації через збільшення вмісту кремнію за допомогою процесів асиміляції та кристалізації (рис. 44, рис. 46), що може бути додатково ускладнено змішуванням розплавів мантії та кори.

У разі збіжних країв плит класичні острівні арки (Тонга, Кермадек, Маріанські острови або Малі Антильські острови) утворюються при зіткненні плити океан-океан. На західному узбережжі Тихого океану океанічна плита часто занурена під фрагментовані континентальні фрагменти (Японія, Нова Зеландія та Індонезійський архіпелаг). Ці так звані мікроконтинентальні арки ширші за класичні архіпелаги, їх кора товща (30 км) і може продовжуватися під океанським басейном. Що стосується архіпелагів, значна частина розплаву, що виходить на поверхню, буде базальтовою, також з'явиться менша частка більш диференційованих, багатих кремнеземом порід. У випадку мікроконтинентальних дуг плавлення нижньої частини континентальної кори призводить до розплаву, насиченого Si-, Na-, K, що спричиняє збільшення частоти вибухової вулканічної активності з утворенням кальдер (Taupó, Нова Зеландія 186, Кракатау 1883,).

Об’єм матеріалу, що вийшов на поверхню (км 3 )