海底扩张
的上涌岩浆继续，板块继续分裂，这一过程被称为海底扩张．样本采集自海底显示了年龄的海洋地壳随着距离的增加而增加传播中心——支持这一进程的重要证据。这些年龄数据还允许确定海底扩张的速度，他们表明速度从每年0.1厘米(0.04英寸)到每年17厘米(6.7英寸)不等。海底扩张的速度要快得多太平洋而不是大西洋而且印度洋．以每年约15厘米(6英寸)的扩张速度，太平洋下面的整个地壳(宽约15,000公里[9,300英里])可以在1亿年内形成。
海洋地壳的分裂和形成伴随着许多火山活动被许多肤浅的人地震地壳不断地断裂，愈合，再断裂。脆地震-倾向的岩石只出现在浅层地壳中。相比之下，深层地震发生的频率较低，因为地震强度高热流在地幔岩石中。这些海洋地壳区域因受热而膨胀，因此比周围的海底高出2至3公里(1.2至1.9英里)。的升高地形结果形成了一种反馈的情况，由此产生的引力将地壳分开，允许新的岩浆从下面涌出，反过来又维持了隆起的地形。峰顶通常在海平面以下1至5公里(0.6至3.1英里)处。在全球范围内，这些脊形成了一个相互连接的海底系统。”山，长约65,000公里(40,000英里)，被称为海洋山脊．
收敛利润率
考虑到地球体积是恒定的，还是连续的形成地球新地壳的一部分产生了过剩，必须通过其他地方地壳的破坏来平衡。这是在收敛板块边界处完成的，也被称为破坏板块边界，在那里一个板块以一定的角度下降，即俯冲到另一个板块下面。
因为海洋地壳随着年龄的增长而冷却，它最终会比下面的密度更大软流层，所以它有一种俯冲的趋势，或者潜入下面，相邻大陆板块或较年轻的海洋地壳。海洋地壳的寿命因其刚性而延长，但这种阻力最终会被克服。实验表明，大洋俯冲岩石圈比周围的密度大吗地幔深度至少600公里(约400英里)。
负责启动的机制俯冲带是有争议的。在20世纪末和21世纪初，出现了支持这一观点的证据，即俯冲带优先沿着预先存在的裂缝(如变形裂缝)启动缺点)在海洋地壳中。撇开确切的机制不谈，地质记录表明，对俯冲的阻力最终被克服了。
在两个大洋板块交汇的地方，密集的板块优先俯冲到较年轻、较温暖的板块之下。当一个板块边缘是海洋边缘，另一个是大陆边缘时，大陆地壳阻止它下沉，大洋板块优先俯冲。大陆相对于不断循环进入地幔的海洋地壳，以这种方式优先保存。这就解释了为什么海底岩石一般都不到2亿年，而最古老的大陆岩石岩石有40多亿年的历史。在20世纪中叶之前，大多数地球科学家坚持认为大陆地壳浮力太大，不可能俯冲。然而，后来人们清楚地发现，与地球相邻的大陆地壳深海海沟，以及沉积物沉积在沟槽中，可能被拖下来俯冲带．这种材料的循环利用在化学中被发现火山在俯冲带上方爆发。
两个携带大陆地壳的板块在它们之间的海洋岩石圈消失后发生碰撞。最终，俯冲停止，高耸入云山范围，例如喜马拉雅山脉，被创建。见下文大陆碰撞形成的山脉．
因为盘子形成了集成系统中，在任意给定的发散边界上形成的新地壳不需要在最近处完全补偿俯冲只要产生的地壳总量等于破坏的地壳总量。
俯冲带
俯冲过程包括下降到厚约100公里(60英里)的冷水合海洋岩石圈板块的地幔，其中携带着相对较薄的海洋沉积物帽。下降的路径是由无数地震沿着一个平面倾向于在30°和60°之间进入地幔，被称为Wadati-Benioff区日本地震学家Kiyoo Wadati和美国地震学家雨果·贝尼奥夫，他是该研究的先驱。在10%到20%之间俯冲带它们主宰着环太平洋海洋盆地是亚水平的(也就是说，它们以0°和20°之间的角度俯冲)。控制俯冲带倾角的因素还不完全清楚，但它们可能包括俯冲洋岩石圈的年龄和厚度以及板块收敛的速度。
大多数，但不是全部，在这个平面倾斜带的地震是由压缩地震活动延伸到地表以下300至700公里(200至400英里)，这意味着俯冲地壳在这个深度保留了一些刚性。在更大的深度，俯冲板块被部分回收到海底地幔．
俯冲的地点以一条深沟为标志，深5至11公里(3至7英里)，是由摩擦拖就像下降板块在俯冲之前弯曲一样。上覆板块刮走下覆板块的上地壳上的沉积物和隆起的海底部分，在海沟内形成一个高度变形的岩石带，与上覆板块相连或吸积。这种混乱的混合物被称为吸积楔。
俯冲带中的岩石经历了高压但相对较低的温度，这是寒冷的海洋板块下降的影响。在这种条件下，岩石再结晶或变质，形成一套被称为蓝片岩的岩石，得名于诊断蓝色矿物被称为蓝闪石，它只有在俯冲带的高压和低温下才稳定。（另请参阅变质岩)。在俯冲带的深层(即大于30-35公里[约19-22英里])，榴辉岩，由高压矿物组成，例如红石榴石(镁铝榴石)和绿辉石(辉石),形式。由蓝片岩形成榴辉岩的同时，也伴随着显著的增加密度并且被认为是一个重要的附加因素促进俯冲过程。