តំបន់ Subduction នៅលើផែនទីពិភពលោក។ ការបង្ហាញភូគព្ភសាស្ត្រនៃតំបន់រង

ប្រសិនបើបាតសមុទ្រថ្មីជាច្រើនត្រូវបានបង្កើតឡើងឥតឈប់ឈរ ហើយផែនដីមិនពង្រីក (ហើយមានភស្តុតាងគ្រប់គ្រាន់នៃរឿងនេះ) នោះអ្វីមួយនៅលើសំបកផែនដីត្រូវតែដួលរលំដើម្បីទូទាត់សង។ នេះគឺជាអ្វីដែលកំពុងកើតឡើងនៅលើគែមនៃមហាសមុទ្រប៉ាស៊ីហ្វិក។ នៅទីនេះ បន្ទះ lithospheric មកជាមួយគ្នា ហើយនៅព្រំដែនរបស់វា ចានដែលបុកគ្នាមួយបានធ្លាក់នៅក្រោមមួយទៀត ហើយចូលទៅជ្រៅទៅក្នុងផែនដី។ តំបន់នៃការប៉ះទង្គិចចានបែបនេះត្រូវបានគេហៅថា តំបន់ subduction (subduction, submersion of one plate under another); នៅលើផ្ទៃផែនដីពួកគេត្រូវបានសម្គាល់ដោយប្រឡាយមហាសមុទ្រជ្រៅ (លេណដ្ឋាន) និងភ្នំភ្លើងសកម្ម (រូបភាព 5.4) ។ ខ្សែសង្វាក់ភ្នំភ្លើងដ៏ធំសម្បើមដែលបង្កើតបានជាចិញ្ចៀនភ្លើងដែលលាតសន្ធឹងតាមបណ្តោយឆ្នេរសមុទ្រនៃមហាសមុទ្រប៉ាស៊ីហ្វិក - Andes កោះ Aleutian ក៏ដូចជាភ្នំភ្លើង Kamchatka ប្រទេសជប៉ុននិងកោះ Mariana - ទាំងអស់ជំពាក់អត្ថិភាពរបស់ពួកគេចំពោះ បាតុភូតនៃការដកថយ។

អង្ករ។ ៥.៤. ផ្នែកឆ្លងកាត់តាមគ្រោងការណ៍នៃតំបន់ subduction (កំពូលមិនមែនដើម្បីមាត្រដ្ឋាន) បង្ហាញបន្ទះ lithospheric ចុះចូលទៅក្នុងអាវធំជ្រៅ និងភ្នំភ្លើងសកម្មនៅពីលើវា។ នៅផ្នែកខាងក្រោមនៃរូបភាព ចំណុចពណ៌នាអំពីទីតាំងនៃ foci រញ្ជួយដីដែលបានកត់ត្រានៅក្រោម Tonga Trench នៅភាគនិរតីនៃមហាសមុទ្រប៉ាស៊ីហ្វិក។ សរុបមក ពួកគេសម្គាល់ទីតាំងនៃចានដកទៅជម្រៅប្រហែល ៧០០ គីឡូម៉ែត្រ។ សញ្ញានៅលើមាត្រដ្ឋានផ្ដេកបង្ហាញពីចម្ងាយពីលូ។ ចងក្រងដោយប្រើផ្នែកខ្លះនៃរូបភាពទី 4-10 ពី P. J. Willey's How the Earth Works ។ រោងពុម្ព "John Wiley and Sons" ឆ្នាំ ១៩៧៦។

គ្មាននរណាម្នាក់អាចនិយាយបានច្បាស់អំពីរបៀបដែលការដកថយចាប់ផ្តើមនៅពេលដែលចានពីរចាប់ផ្តើមខិតទៅជិតគ្នានោះទេ ប៉ុន្តែគន្លឹះនៃអន្តរកម្មរបស់វាហាក់ដូចជាដង់ស៊ីតេនៃថ្ម។ សំបកមហាសមុទ្រក្រាស់អាចស្ថិតនៅក្រោមការលិចលង់ ដោយបាត់ចូលទៅក្នុងជម្រៅនៃផែនដីស្ទើរតែគ្មានដាន ខណៈដែលទ្វីបដែលស្រាលៗតែងតែស្ថិតនៅលើផ្ទៃ។ នេះហើយជាមូលហេតុដែលផ្ទៃបាតសមុទ្រតែងតែនៅក្មេង ហើយទ្វីបគឺចាស់៖ កម្រាលសមុទ្រមិនត្រឹមតែត្រូវបានបង្កើតឡើងជាបន្តបន្ទាប់នៅកំហុសនៃជួរភ្នំមហាសមុទ្រប៉ុណ្ណោះទេ ប៉ុន្តែក៏ត្រូវបានបំផ្លាញឥតឈប់ឈរនៅក្នុងតំបន់ subduction ផងដែរ។ ដូចដែលយើងបានឃើញរួចមកហើយ ផ្នែកខ្លះនៃទ្វីបមានអាយុកាលជិត 4 ពាន់លានឆ្នាំ ខណៈដែលផ្នែកចំណាស់បំផុតនៃបាតសមុទ្រមិនចាស់ជាង 200 លានឆ្នាំ។ អ្នកផ្សព្វផ្សាយដំបូងនៃគំនិតនៃការរសាត់តាមទ្វីបបានប្រៀបធៀបទ្វីបទៅនឹងពពុះដែលកកកុញនៅលើផ្ទៃនៃសក្តានុពលនៃស៊ុបរំពុះ - រស់រវើកទោះបីជាមិនមានភាពត្រឹមត្រូវក៏ដោយក៏ការប្រៀបធៀប។

ការពិតនៃការរញ្ជួយដីត្រូវបានបញ្ជាក់ដោយការរញ្ជួយដីដែលអមជាមួយវា។ ទោះបីជាការរញ្ជួយដីគឺជាលក្ខណៈលក្ខណៈនៃព្រំប្រទល់ចានគ្រប់ប្រភេទក៏ដោយ មានតែតំបន់ subduction ប៉ុណ្ណោះដែលត្រូវបានសម្គាល់ដោយការរញ្ជួយដីជ្រៅដែលកើតឡើងនៅជម្រៅ 600 គីឡូម៉ែត្រ ឬច្រើនជាងនេះ។ ការរញ្ជួយដីជ្រៅត្រូវបានគេដឹងជាយូរមកហើយមុនពេលដែលបន្ទះប្លាកែតទទួលបានប្រជាប្រិយភាព។ នៅឆ្នាំ 1928 អ្នកជំនាញរញ្ជួយដីជប៉ុន K. Wadachi បានរាយការណ៍ពីការរញ្ជួយដីដែលបានកើតឡើងនៅជិតប្រទេសជប៉ុនក្នុងជម្រៅជាច្រើនរយគីឡូម៉ែត្រ។ ប្រហែលម្ភៃឆ្នាំក្រោយមក អ្នកភូគព្ភវិទូម្នាក់ទៀតគឺលោក Hugo Benioff បានបង្ហាញថានៅក្នុងផ្នែកផ្សេងទៀតនៃពិភពលោកមាន "កំហុសធំ" ដែលត្រូវបានសម្គាល់ដោយការរញ្ជួយដីជាញឹកញាប់ដែលធ្លាក់ចូលទៅក្នុងអាវធំពីលេណដ្ឋានមហាសមុទ្រដូចជាប្រសិនបើបន្តវាទៅជម្រៅ។ គាត់បានពិពណ៌នាអំពីកំហុសបែបនេះជាច្រើន ដែលមានទីតាំងនៅតាមបណ្តោយឆ្នេរសមុទ្រភាគខាងលិចនៃអាមេរិកខាងត្បូង និងនៅភាគនិរតីនៃមហាសមុទ្រប៉ាស៊ីហ្វិក នៅតំបន់ Tonga Trench។ តំបន់ទាំងនេះមិនត្រូវបានគេបកស្រាយថាជាតំបន់ subduction ទេនៅពេលនោះ ហើយវាគ្រាន់តែនៅពេលក្រោយប៉ុណ្ណោះដែលវាច្បាស់ថាតំបន់ទំនាបដ៏ធំទាំងនេះនៃការកើនឡើងនៃការរញ្ជួយដីបានដើរតាមគន្លងនៃចានដែលធ្លាក់ចូលទៅក្នុងអាវទ្រនាប់ (រូបភាព 5.4) ។ ការរញ្ជួយដីកើតឡើងដោយសារតែផ្នែកខ្លះនៃចានមហាសមុទ្រដែលធ្លាក់ចូលទៅក្នុងអាវធំនៅតែត្រជាក់ ផ្ទុយពីផ្ទាំងថ្មដែលនៅជុំវិញ ហើយនៅមានភាពផុយស្រួយខ្លាំង សូម្បីតែនៅជម្រៅដ៏អស្ចារ្យដែលស្នាមប្រេះអាចកើតឡើងនៅក្នុងពួកវាដែលបណ្តាលឱ្យមានការរញ្ជួយដី។ ការរញ្ជួយដីដ៏ជ្រៅបំផុតមួយចំនួនក៏អាចកើតឡើងផងដែរ ដោយសារតែសារធាតុរ៉ែនៅក្នុងផ្នែកដែលបំប្លែងនៃចានមិនស្ថិតស្ថេរក្រោមសម្ពាធខ្ពស់ដែលពួកវាត្រូវបានទទួលរងនៅទីនោះ ហើយដួលរលំភ្លាមៗ បង្កើតជាសារធាតុរ៉ែកាន់តែក្រាស់ ខណៈពេលដែលការផ្លាស់ប្តូរបរិមាណរបស់វាយ៉ាងខ្លាំង។

ផ្ទុយទៅនឹងការផ្ទុះដ៏ស្ងប់ស្ងាត់នៃកម្អែ basaltic នៅតាមអ័ក្សនៃការបង្វែរចាន លក្ខណៈភ្នំភ្លើងនៃតំបន់ subduction ជារឿយៗបង្ហាញខ្លួនឯងដោយហិង្សា។ ខណៈពេលដែលសកម្មភាពភ្នំភ្លើងនៅលើផែនដីនេះបង្កើតបានជាភ្នំភ្លើងដ៏ស្រស់ស្អាតគួរឱ្យភ្ញាក់ផ្អើល ដូចជាភ្នំ Fuji របស់ប្រទេសជប៉ុន វាក៏បានរួមចំណែកដល់គ្រោះមហន្តរាយជាច្រើនដែលបានញាំញីប្រវត្តិសាស្រ្តរបស់ផែនដីផងដែរ។ ឧទាហរណ៍នៃគ្រោះមហន្តរាយបែបនេះរួមមានការបញ្ចុះសពទីក្រុងរ៉ូមបុរាណ Pompeii នៅក្រោមស្រទាប់ផេះភ្នំភ្លើងក្តៅដែលបញ្ចេញដោយភ្នំភ្លើង Vesuvius ដែលនៅក្បែរនោះ ការបំផ្លិចបំផ្លាញដ៏ធំនៃជីវិតទាំងអស់នៅក្នុងតំបន់ដោយការផ្ទុះនៃភ្នំភ្លើង Krakatoa នៅប្រទេសឥណ្ឌូនេស៊ីក្នុងឆ្នាំ 1883 និង ថ្មីៗនេះ ការផ្ទុះភ្នំភ្លើង Pinatubo នៅកោះហ្វីលីពីនក្នុងឆ្នាំ ១៩៩១។ ហេតុអ្វីបានជាភ្នំភ្លើងមាននៅក្នុងតំបន់ subduction? នៅក្នុងជំពូកទី 2 យើងបានណែនាំអំពីចម្លើយដែលអាចកើតមាន៖ ចានមហាសមុទ្រមានទឹក។ ទឹកកកកុញនៅក្នុងស្រទាប់ក្រាស់នៃដីល្បាប់ដែលកកកុញនៅលើបាតសមុទ្រនៅពេលដែលវាផ្លាស់ទីពីកន្លែងបង្កើតនៅជួរភ្នំទៅការបំផ្លិចបំផ្លាញរបស់វានៅក្នុងតំបន់ subduction ។ លើសពីនេះ ក្នុងអំឡុងពេលធ្វើដំណើរដ៏វែងឆ្ងាយនេះ សារធាតុរ៉ែមួយចំនួននៅក្នុងសំបកបាសាល់ទិកមានប្រតិកម្មជាមួយនឹងទឹកសមុទ្រដើម្បីបង្កើតជាសារធាតុរ៉ែអ៊ីដ្រូស។ ថ្វីត្បិតតែក្នុងអំឡុងពេលបុកចាន ដីល្បាប់នេះខ្លះត្រូវបានខ្ចាត់ខ្ចាយចេញពីចានចុះក្រោម ហើយបោះទៅលើដីក៏ដោយ ប៉ុន្តែនៅសល់ត្រូវយកទៅដាក់ក្នុងអាវក្នុងជម្រៅសន្ធឹកសន្ធាប់។ នៅពេលដែលដីល្បាប់ទាំងនេះចុះតាមតំបន់ subduction ភាគច្រើននៃទឹកដោយឥតគិតថ្លៃដែលមាននៅក្នុងរន្ធញើសរវាងគ្រាប់ធញ្ញជាតិត្រូវបានច្របាច់ចេញដោយសម្ពាធកើនឡើង និងធ្វើឱ្យផ្លូវរបស់វាត្រឡប់ទៅផ្ទៃវិញ។ ប៉ុន្តែផ្នែកខ្លះរបស់វានៅសល់ ដូចជាទឹកដែលចងនៅក្នុងរចនាសម្ព័ន្ធនៃសារធាតុរ៉ែនៃសំបក។ នៅទីបំផុត ការកើនឡើងសីតុណ្ហភាព និងសម្ពាធជំរុញទឹកនេះចេញពីថ្ម ហើយវាជ្រាបចូលទៅក្នុងអាវទ្រនាប់នៅផ្នែកខាងលើនៃតំបន់រង។ វាគឺជាដំណើរការនេះដែលបណ្តាលឱ្យមានការផ្ទុះភ្នំភ្លើង។ នៅជម្រៅទាំងនោះដែលទឹកត្រូវបានបណ្តេញចេញពីរន្ធញើស និងពីសារធាតុរ៉ែដោយខ្លួនឯង អាវធំជុំវិញគឺក្តៅហើយ ហើយការបន្ថែមទឹកនឹងបន្ថយចំណុចរលាយនៃថ្ម គ្រប់គ្រាន់សម្រាប់ការរលាយចាប់ផ្តើម។ គោលការណ៍នេះគួរតែស៊ាំនឹងអ្នករស់នៅទីក្រុងភាគខាងជើង ដែលបាចអំបិលនៅតាមដងផ្លូវក្នុងរដូវរងា ដើម្បីបន្ថយសីតុណ្ហភាពរលាយនៃទឹកកក។

នៅគ្រប់តំបន់រងនៃផែនដី ភ្នំភ្លើងសកម្មកើតឡើងដោយជៀសមិនរួចនៅកម្ពស់ប្រហែលដូចគ្នាខាងលើបន្ទះចុះក្រោម ពោលគឺប្រហែល 150 គីឡូម៉ែត្រ។ នេះគឺប្រហែលជម្រៅដែលសារធាតុរ៉ែដែលមានទឹកត្រូវបានបំផ្លាញ

ការបញ្ចេញទឹកដែលជំរុញការរលាយ។ ប្រភេទថ្មធម្មតាសម្រាប់ការកំណត់នេះគឺ andesite ដែលទទួលបានឈ្មោះរបស់វា ដូចដែលអ្នកអាចទាយបានពីឈ្មោះជួរភ្នំនៅអាមេរិកខាងត្បូង (The Andes) ដែលថ្មនេះគឺជារឿងធម្មតាណាស់។ ការពិសោធន៍មន្ទីរពិសោធន៍បង្ហាញថា andesite គឺពិតជាប្រភេទនៃថ្មដែលនឹងត្រូវបានរំពឹងថានឹងបង្កើតបានប្រសិនបើថ្ម mantle ត្រូវបានរលាយនៅក្នុងវត្តមាននៃទឹកដែលបានចេញផ្សាយពីចាន subducted; ទឹកនេះក៏ពន្យល់ពីការផ្ទុះ និងហឹង្សានៃលក្ខណៈនៃភ្នំភ្លើង លក្ខណៈនៃតំបន់ subduction ។ នៅពេលដែល magma ខិតជិតផ្ទៃផែនដី ទឹករលាយ និងសមាសធាតុងាយនឹងបង្កជាហេតុផ្សេងទៀតបានពង្រីកយ៉ាងឆាប់រហ័សក្នុងការឆ្លើយតបទៅនឹងការថយចុះនៃសម្ពាធ។ ការពង្រីកនេះច្រើនតែមានលក្ខណៈនៃការផ្ទុះ។

ការរញ្ជួយដីដ៏ធំបំផុតជាច្រើនកើតឡើងនៅតាមតំបន់ subduction ។ នេះមិនមែនជារឿងគួរឱ្យភ្ញាក់ផ្អើលទេ នៅពេលអ្នកគិតអំពីអ្វីដែលកើតឡើងនៅក្នុងតំបន់ទាំងនេះ៖ បំណែកដ៏ធំនៃសំបកផែនដីដែលមានកម្រាស់ប្រហែល 100 គីឡូម៉ែត្រ បុកគ្នាដោយបន្ទះមួយត្រូវបានរុញនៅក្រោមមួយទៀត។ ជាអកុសល តំបន់មួយចំនួននៅជិតតំបន់ subduction មានប្រជាជនរស់នៅយ៉ាងក្រាស់ក្រែល។ យើងអាចទស្សន៍ទាយបានដោយភាពប្រាកដ 100% ថាការរញ្ជួយដីដ៏ធំនឹងបន្តកើតឡើងនៅក្នុងតំបន់បែបនេះ។ នេះ​ទំនង​ជា​មិន​មែន​ជា​ការ​លួង​លោម​ច្រើន​ទេ​នៅ​ចំពោះ​មុខ​ការ​រំពឹង​ទុក​នៃ​ព្រឹត្តិការណ៍​មហន្តរាយ​ដូច​ជា​ការ​រញ្ជួយ​ដី​ទីក្រុង Kobe នៅ​ប្រទេស​ជប៉ុន​នៅ​ដើម​ឆ្នាំ 1995។

ប៉ុន្តែផែនដីគឺជាភពដែលមានថាមពល។ សូម្បីតែតំបន់ subduction ក៏មិនស្ថិតស្ថេរជារៀងរហូតដែរ យ៉ាងហោចណាស់ទាក់ទងនឹងពេលវេលាភូមិសាស្ត្រ។ នៅទីបំផុតពួកគេឈប់ធ្វើការ ហើយអ្នកផ្សេងទៀតត្រូវបានបង្កើតឡើងនៅកន្លែងណាមួយ។ តើ​ព្រឹត្តិការណ៍​អ្វី​ខ្លះ​ដែល​អាច​បញ្ឈប់​ដំណើរការ​ដក​ថយ​បាន?

ភាគច្រើនជាញឹកញាប់ នេះគឺជាការប៉ះទង្គិចគ្នារវាងទ្វីប បន្ទាប់ពីសំបកមហាសមុទ្រដែលមានរវាងពួកវាត្រូវបានប្រើប្រាស់ដោយដំណើរការនៃ subduction ។ ចូរយើងចងចាំថា ជាញឹកញាប់ណាស់ ចាន lithospheric មានសំបកទ្វីប និងមហាសមុទ្រ។ ខណៈពេលដែលចានខ្លួនឯងអាចនឹងព្រងើយកន្តើយនឹងលក្ខណៈនៃអ្នកដំណើររបស់វា វាមិនអាចត្រូវបាននិយាយអំពីតំបន់ subduction ដូចគ្នានោះទេ។ វាគ្រាន់តែមិនអាចលេបសំបកទ្វីបដែលមានដង់ស៊ីតេទាបរបស់វាបានទេ។ ដូច្នេះនៅពេលដែលអាងមហាសមុទ្រនៅទីបំផុតបានបិទដោយសារការបំផ្លិចបំផ្លាញ បំណែកនៃសំបកទ្វីបពីរគ្រាន់តែបុកគ្នា ហើយត្រូវបានផ្សារភ្ជាប់ជាមួយគ្នា។ subduction ឈប់។ គំនូរព្រាងសាមញ្ញនៃដំណើរការបែបនេះត្រូវបានបង្ហាញនៅក្នុងរូបភព។ ៥.៥. វាមិនសាមញ្ញដូចការពិពណ៌នាខាងលើអាចនាំឱ្យអ្នកជឿ។ ក្នុងករណីធម្មតា ការប៉ះទង្គិចគ្នារវាងទ្វីបនានាត្រូវបានអមដោយភ្នំភ្លើងដ៏មានឥទ្ធិពល ការបំប្លែងសារ និងការកសាងភ្នំ ហើយត្រូវចំណាយពេលយូរណាស់។

ប្រហែលជាឧទាហរណ៍ដ៏លេចធ្លោបំផុតនៃដំណើរការបែបនេះពីអតីតកាលថ្មីៗនេះគឺការប៉ះទង្គិចគ្នារវាងប្រទេសឥណ្ឌា និងអាស៊ី ដែលបានពិពណ៌នាលម្អិតនៅក្នុងជំពូកទី 11 ដែលបានបង្កើតភ្នំហិមាល័យ។ កាលពីព្រេងនាយ ក្នុងអ្វីដែលជាភ្នំហិមពាន្ត បច្ចុប្បន្នមានតំបន់ទំនាបមួយ ដែលបន្ទះទៅខាងត្បូងបានធ្លាក់ចុះពីខាងជើងក្រោមទ្វីបអាស៊ី ហើយរវាងអាស៊ី និងទ្វីបឥណ្ឌា ដែលស្ថិតនៅភាគខាងត្បូង មានផ្ទៃដីដ៏ធំល្វឹងល្វើយ។ មហាសមុទ្រ។ ផ្ទាំងថ្មនៃហិម៉ាឡៃយ៉ា និងខ្ពង់រាបទីបេ បង្ហាញថា ស្ថានភាពនេះបានបន្តអស់រយៈពេលជាយូរណាស់មកហើយ ក្នុងអំឡុងពេលដែលបំណែកតូចៗជាច្រើននៃសំបកទ្វីបដែលរីកដុះដាល ដឹកជញ្ជូនរួមជាមួយនឹងចានមហាសមុទ្រនេះបានមកដល់ពីភាគខាងត្បូងទៅតំបន់ subduction ហើយជាប់គាំងទៅភាគខាងត្បូង។ គែមនៃអាស៊ី។ ប៉ុន្តែបន្តិចម្តងៗ ផ្ទៃមហាសមុទ្រត្រូវបានស្រូបយកដោយតំបន់ subduction ដែលជាលទ្ធផលដែលឥណ្ឌាត្រូវបានទាញទៅភាគខាងជើង។ ចន្លោះពី 50 ទៅ 60 លានឆ្នាំមុន ជ្រុងមួយនៃទ្វីបនេះបានឈានដល់តំបន់ subduction ហើយបានចាប់ផ្តើមវាយលុកប្រឆាំងនឹងអាស៊ី។ និចលភាពនៃចលនារបស់វាបានធ្វើឱ្យផ្នែកខាងជើងនៃប្រទេសឥណ្ឌារអិលនៅក្រោមផ្នែកខាងត្បូងនៃបន្ទះអាស៊ី បង្កើតបានជាផ្នែកនៃសំបកទ្វីបក្រាស់ជាងកន្លែងផ្សេងទៀតក្នុងពិភពលោក។ ដីល្បាប់បានបោកបក់ចេញពីគែមនៃទ្វីបទាំងពីរដែលនៅជិតគ្នាមុនពេលប៉ះទង្គិចគ្នា កោះភ្នំភ្លើងដែលមាននៅតាមបណ្តោយគែមរបស់វា ហើយថ្មនៃទ្វីបខ្លួនឯងត្រូវបានចាប់នៅក្នុងការប៉ះទង្គិចដ៏ធំមួយ បុកចូលទៅក្នុងប្រព័ន្ធនៃផ្នត់ស្របគ្នា បំបែកជាប្លុកដោយ ប្រព័ន្ធនៃកំហុស, និង metamorphosed ។ ជាលទ្ធផលជួរភ្នំខ្ពស់បំផុតនិងខ្ពង់រាបធំបំផុតនៅលើផែនដីត្រូវបានបង្កើតឡើង។

អង្ករ។ ៥.៥. ផ្នែកឆ្លងកាត់តាមគ្រោងការណ៍ដែលបង្ហាញពីរបៀបដែលដំណើរការនៃការដកថយអាចបិទអាងមហាសមុទ្រ ហើយបណ្តាលឱ្យទ្វីបនានាប៉ះទង្គិចគ្នា បង្កើតបានជាប្រព័ន្ធភ្នំដ៏ធំដូចជាហិម៉ាឡៃយ៉ា។

ប្រទេសភ្នំដ៏ធំនៃហិម៉ាឡៃយ៉ានៅតែត្រូវបានចាត់ទុកថាជាព្រំដែនចាន ពីព្រោះនៅតែមានចលនាទាក់ទងគ្នារវាងអាស៊ី និងឥណ្ឌា។ ប្រទេសនេះនៅតែកើនឡើង; ការរញ្ជួយដីគឺជារឿងធម្មតានៅទីនោះ។ ជាការពិតណាស់ ការរញ្ជួយដីដែលបន្ធូរបន្ថយភាពតានតឹងនៃសំបកផែនដីកើតឡើងសព្វថ្ងៃនេះនៅឆ្ងាយពីតំបន់ប៉ះទង្គិចគ្នា ជាពិសេសនៅក្នុងប្រទេសចិន ដែលជាលទ្ធផលនៃការពិតដែលថាផ្នែកខ្លះនៃអាស៊ីត្រូវបានបង្រួម និងបែរទៅទិសខាងកើត ខណៈដែលបន្ទះទាំងពីរបានប្រញាប់ប្រញាល់ទៅរកគ្នាទៅវិញទៅមក។ ទោះជាយ៉ាងណាក៏ដោយ នៅទីបំផុតនៅពេលដែលចលនាទាក់ទងគ្នារវាងទ្វីបទាំងពីរដែលបំបែកពីមុននោះឈប់ នោះហិម៉ាឡៃយ៉ានឹងត្រូវបានទទួលស្គាល់ថាជាតំបន់ដេរអសកម្មដែលមានទីតាំងនៅក្នុងទ្វីបនេះ។ ប៉ុន្តែនៅពេលដែលរឿងនេះកើតឡើង អ្វីផ្សេងទៀតនឹងត្រូវផ្លាស់ទីទៅឆ្ងាយ ដើម្បីសម្រុះសម្រួលតំបន់ថ្មីនៃបាតសមុទ្រដែលបង្កើតតាមជួរភ្នំមហាសមុទ្រដែលនៅឆ្ងាយទៅភាគខាងត្បូង (រូបភាព 5.2) ។ ការសិក្សាអំពីបាតសមុទ្រនៅជិតស្រីលង្កាក្នុងប៉ុន្មានឆ្នាំចុងក្រោយនេះ បង្ហាញថា តំបន់ subduction ថ្មីមួយអាចនឹងត្រូវបានបង្កើតឡើងនៅភាគខាងត្បូងនៃកោះនេះ ដែលនឹងដោះស្រាយល្បែងផ្គុំរូបធរណីមាត្រ។

ការប៉ះទង្គិចគ្នាពីទ្វីបមួយទៅទ្វីបដូចជាមួយដែលបានបង្កើតហិម៉ាឡៃយ៉ាហាក់ដូចជាកើតឡើងជាទៀងទាត់ក្នុងប្រវត្តិសាស្ត្រភូមិសាស្ត្រ។ ទោះបីជាភ្នំខ្ពស់ដែលពួកគេបានបង្កើតឡើងតាំងពីយូរយារណាស់មកហើយក៏ដោយ ក៏ដាននៃព្រឹត្តិការណ៍បែបនេះអាចត្រូវបានគេទទួលស្គាល់នៅក្នុងថ្មបុរាណដោយការពិតដែលថាពួកវាបង្កើតជាឆ្នូតវែងលក្ខណៈនៃថ្មដែលមានការផ្លាស់ប្តូរខ្ពស់ដែលមានអាយុប្រហាក់ប្រហែលគ្នា។ ឧទាហរណ៍ដ៏ល្អនៃតំបន់បែបនេះគឺខេត្ត Granville នៅភាគខាងកើតអាមេរិកខាងជើង (រូបភាព 4.3) ដែលគ្មានអ្វីគួរឱ្យសង្ស័យទេ នៅសម័យបុរាណគឺស្រដៀងនឹងភ្នំហិម៉ាឡៃបច្ចុប្បន្ន។

7. បាតុភូតដ៏អស្ចារ្យ - ការរីករាលដាលនិង subduction

បាតុភូតទាំងនេះត្រូវបានបង្ហាញដោយរូបភាពនៅលើទំ។ 74. ចូរចាប់ផ្តើមជាមួយនឹងការរីករាលដាល។ វាកើតឡើងនៅតាមជួរភ្នំកណ្តាលមហាសមុទ្រ - ព្រំដែនរវាងចានផ្លាស់ទី (ព្រំដែនទាំងនេះតែងតែរត់តាមបណ្តោយមហាសមុទ្រ) ។ នៅក្នុងរូបភាពរបស់យើង ជួរភ្នំកណ្តាលមហាសមុទ្របំបែកបន្ទះ lithospheric A និង B។ ទាំងនេះអាចជាបន្ទះប៉ាស៊ីហ្វិក និងចាន Nazca រៀងគ្នា។ បន្ទាត់ដែលមានព្រួញនៅក្នុងរូបបង្ហាញពីទិសដៅនៃចលនានៃម៉ាស់ម៉ាញេទិកនៃ asthenosphere ។ វាងាយមើលឃើញថា លំហអាកាសមានទំនោរអូសចាន A ទៅខាងឆ្វេង ហើយផ្លាក B ទៅខាងស្តាំ ហើយដោយហេតុនេះរុញចានទាំងនេះដាច់ពីគ្នា។ ការរំកិលចានដាច់ពីគ្នាក៏ត្រូវបានសម្របសម្រួលដោយលំហូរនៃ magma ពី asthenosphere ដែលដឹកនាំពីបាតទៅកំពូលដោយផ្ទាល់ទៅចំណុចប្រទាក់ចាន។ វាដើរតួដូចជាក្រូចឆ្មារមួយប្រភេទ។ ដូច្នេះ ចាន A និង B ផ្លាស់ទីដាច់ពីគ្នាបន្តិច ហើយស្នាមប្រេះ (ប្រេះឆា) កើតឡើងរវាងពួកវា។ សម្ពាធនៃថ្មនៅកន្លែងនេះធ្លាក់ចុះ ហើយកណ្តាលនៃ magma រលាយលេចឡើងនៅទីនោះ។ ការ​ផ្ទុះ​ភ្នំភ្លើង​ក្រោម​ទឹក​កើត​ឡើង​ បាសាល់​រលាយ​ហូរ​ចូល​តាម​ប្រឡាយ​ ហើយ​រឹង​មាំ​បង្កើត​ជា​កម្អែល​ភ្នំភ្លើង។ នេះជារបៀបដែលគែមនៃចាន A និង B បង្កើតឡើង ដូច្នេះការស្ថាបនាកើតឡើងដោយសារតែម៉ាស់ម៉ាញេទិកដែលបានកើនឡើងពី asthenosphere ហើយរាលដាលតាមជម្រាលនៃជួរភ្នំកណ្តាលមហាសមុទ្រ។ ដូច្នេះពាក្យអង់គ្លេស "រីករាលដាល" ដែលមានន័យថា "ការពង្រីក" "ការរីករាលដាល" ។

វាគួរតែត្រូវបានរក្សាទុកក្នុងចិត្តថាការរីករាលដាលកើតឡើងជាបន្តបន្ទាប់។ បន្ទះ A&V កំពុងត្រូវបានសាងសង់គ្រប់ពេលវេលា។ នេះជារបៀបដែលចានទាំងនេះផ្លាស់ទីក្នុងទិសដៅផ្សេងគ្នា។ យើងសង្កត់ធ្ងន់៖ ចលនានៃចាន lithospheric មិនមែនជាចលនារបស់វត្ថុខ្លះក្នុងលំហ (ពីកន្លែងមួយទៅកន្លែងមួយទៀត); វាមិនមានអ្វីដែលត្រូវធ្វើជាមួយចលនានៃ, និយាយ, floe ទឹកកកនៅលើផ្ទៃទឹក។ ចលនានៃចាន lithospheric កើតឡើងដោយសារតែការពិតដែលថានៅកន្លែងខ្លះ (កន្លែងដែលជួរកណ្តាលមហាសមុទ្រស្ថិតនៅ) ផ្នែកថ្មីនិងថ្មីនៃចានកំពុងរីកចម្រើនឥតឈប់ឈរដែលជាលទ្ធផលដែលផ្នែកដែលបានបង្កើតពីមុននៃចានមានជានិច្ច។ ផ្លាស់ទីឆ្ងាយពីកន្លែងដែលបានរៀបរាប់។ ដូច្នេះ​ចលនា​នេះ​មិន​គួរ​ត្រូវ​បាន​គេ​យល់​ឃើញ​ថា​ជា​ការ​ផ្លាស់​ទីលំនៅ​ទេ ប៉ុន្តែ​ជា​ការ​រីក​ចម្រើន (គេ​អាច​និយាយ​ថា​៖ ការ​ពង្រីក​) ។

ជាការប្រសើរណាស់, នៅពេលដែលវាលូតលាស់, សំណួរកើតឡើងដោយធម្មជាតិ: កន្លែងដែលត្រូវដាក់ផ្នែក "បន្ថែម" នៃបន្ទះ? ចាន B បានរីកចម្រើនយ៉ាងខ្លាំងដែលវាបានឈានដល់ចាន C. ប្រសិនបើក្នុងករណីរបស់យើងចាន B គឺជាចាន Nazca នោះចាន C អាចជាចានអាមេរិចខាងត្បូង។

ចំណាំថាមានទ្វីបមួយនៅលើចាន C; វាគឺជាចានធំជាងបើប្រៀបធៀបទៅនឹងចានមហាសមុទ្រ B. ដូច្នេះចាន B បានទៅដល់ចាន C. តើមានអ្វីបន្ទាប់ទៀត? ចំលើយត្រូវបានគេដឹង៖ ចាន B នឹងបត់ចុះក្រោម មុជ (ផ្លាស់ទី) នៅក្រោមចាន C ហើយនឹងបន្តលូតលាស់នៅក្នុងជម្រៅនៃ asthenosphere ក្រោមផ្លាក C បន្តិចម្តងៗប្រែទៅជារូបធាតុ asthenosphere ។ បាតុភូតនេះត្រូវបានគេហៅថា subduction ។ ពាក្យ​នេះ​មក​ពី​ពាក្យ "រង" និង "កាត់"។ នៅក្នុងឡាតាំងពួកគេមានន័យថា "ក្រោម" និង "ដឹកនាំ" រៀងគ្នា។ ដូច្នេះ "ការដកខ្លួនចេញ" គឺដាក់អ្វីមួយនៅក្រោមអ្វីមួយ។ ក្នុងករណីរបស់យើង slab B ត្រូវបានដាក់នៅក្រោម slab C ។

តួលេខនេះបង្ហាញយ៉ាងច្បាស់ថាដោយសារតែការផ្លាតរបស់ចាន B ជម្រៅនៃមហាសមុទ្រនៅជិតគែមនៃចានទ្វីប C កើនឡើង - លេណដ្ឋានសមុទ្រជ្រៅត្រូវបានបង្កើតឡើងនៅទីនេះ។ ខ្សែសង្វាក់នៃភ្នំភ្លើងសកម្មជាធម្មតាលេចឡើងនៅជិតលេណដ្ឋាន។ ពួកវាត្រូវបានបង្កើតឡើងនៅខាងលើកន្លែងដែលចាន lithospheric "លិចទឹក" ដែលចូលទៅក្នុងជម្រៅជ្រៅ ចាប់ផ្តើមរលាយដោយផ្នែក។ ការរលាយកើតឡើងដោយសារតែសីតុណ្ហភាពបានកើនឡើងគួរឱ្យកត់សម្គាល់ជាមួយនឹងជម្រៅ (រហូតដល់ 1000-1200 ° C) ហើយសម្ពាធនៃថ្មមិនទាន់កើនឡើងខ្លាំងនៅឡើយទេ។

ឥឡូវនេះ អ្នកតំណាងឱ្យខ្លឹមសារនៃគោលគំនិតនៃប្លាកែតសកល។ lithosphere របស់ផែនដីគឺជាការប្រមូលផ្តុំនៃចានដែលអណ្តែតលើផ្ទៃនៃ asthenosphere viscous ។ នៅក្រោមឥទិ្ធពលនៃ asthenosphere បន្ទះ lithospheric មហាសមុទ្រផ្លាស់ទីក្នុងទិសដៅពីជួរភ្នំកណ្តាលមហាសមុទ្រ រណ្ដៅដែលធានាបាននូវការលូតលាស់ឥតឈប់ឈរនៃ lithosphere មហាសមុទ្រ (នេះគឺជាបាតុភូតនៃការបញ្ចេញទឹករំអិល)។ ចានមហាសមុទ្រផ្លាស់ទីឆ្ពោះទៅរកលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ; នៅទីនោះពួកវាចូលកាន់តែជ្រៅ ហើយទីបំផុតត្រូវបានស្រូបយកដោយ asthenosphere (នេះគឺជាបាតុភូតនៃ subduction) ។ នៅក្នុងតំបន់ដែលរីករាលដាល សំបករបស់ផែនដីត្រូវបាន "ចុក" ដោយបញ្ហានៃ asthenosphere ហើយនៅក្នុងតំបន់ subduction វាត្រឡប់សារធាតុ "លើស" ទៅ asthenosphere ។ ដំណើរការទាំងនេះកើតឡើងដោយសារតែថាមពលកំដៅនៃផ្ទៃខាងក្នុងរបស់ផែនដី។ តំបន់រីករាលដាល និងតំបន់បំប្លែងគឺជាតំបន់ដែលសកម្មជាងគេបំផុត ពួកវាមានចំនួនច្រើន (ច្រើនជាង 90%) នៃប្រភពនៃការរញ្ជួយដី និងភ្នំភ្លើងនៅលើផែនដី។

ចូរយើងបន្ថែមរូបភាពដែលបានពិពណ៌នាជាមួយនឹងការកត់សម្គាល់ពីរ។ ទីមួយ មានព្រំប្រទល់រវាងចានដែលធ្វើចលនាស្របគ្នានឹងគ្នាទៅវិញទៅមក។ នៅព្រំដែនបែបនេះ ចានមួយ (ឬផ្នែកមួយនៃចាន) ត្រូវបានផ្លាស់ទីលំនៅបញ្ឈរទាក់ទងទៅនឹងមួយទៀត។ ទាំងនេះហៅថា កំហុសបំប្លែង។ ឧទាហរណ៏មួយគឺ Pacific Rifts ដ៏អស្ចារ្យ ដែលរត់ស្របគ្នាទៅវិញទៅមក។ ចំណុចទីពីរ គឺថាការទម្លាក់អាចនឹងត្រូវបានអមដោយដំណើរការនៃការបត់ និងផ្នត់នៃភ្នំនៅគែមនៃសំបកទ្វីប។ នេះជារបៀបដែល Andes នៅអាមេរិកខាងត្បូងត្រូវបានបង្កើតឡើង។ ការបង្កើតខ្ពង់រាបទីបេ និងហិម៉ាឡៃយ៉ា សមនឹងទទួលបានការលើកឡើងពិសេស។ យើងនឹងនិយាយអំពីរឿងនេះនៅកថាខណ្ឌបន្ទាប់។

សំបកផែនដីគឺជាស្រទាប់ខាងលើបំផុតនៃផែនដី ហើយត្រូវបានសិក្សាល្អបំផុត។ នៅក្នុងជម្រៅរបស់វាមានថ្ម និងសារធាតុរ៉ែដ៏មានតម្លៃសម្រាប់មនុស្ស ដែលគាត់បានរៀនប្រើនៅក្នុងកសិដ្ឋាន។ រូបភាពទី 1. រចនាសម្ព័ន្ធរបស់ផែនដី ស្រទាប់ខាងលើនៃសំបកផែនដីមានថ្មទន់ល្មម។ ពួកវាត្រូវបានបង្កើតឡើងជាលទ្ធផលនៃការបំផ្លាញថ្មរឹង (ឧទាហរណ៍ខ្សាច់) សំណល់សត្វ (ដីស) ឬ ...

របប tectonic ពីរត្រូវបានសម្គាល់: platform និង orogenic ដែលត្រូវគ្នាទៅនឹង megastructures លំដាប់ទីពីរ - platforms និង orogens ។ ភាពធូរស្រាលនៃវាលទំនាបដែលមានកម្ពស់ខុសៗគ្នានៃហ្សែនផ្សេងៗកើតឡើងនៅលើវេទិកា ហើយប្រទេសភ្នំមានការរីកចម្រើននៅតំបន់ភ្នំ។ Platform plains Platform Platform plains អភិវឌ្ឍលើ platforms ដែលមានអាយុខុសៗគ្នា និងជា megaform សំខាន់នៃការសង្គ្រោះទ្វីប...

ហើយពេលខ្លះសូម្បីតែការបរាជ័យក៏អាចបង្កើតបានដែរ។ ទម្រង់ទាំងនេះរីករាលដាលនៅក្នុងតំបន់អាស៊ីកណ្តាល។ ទម្រង់ដី Karst និង Karst ។ ថ្មកំបោរ gypsum និងថ្មដែលទាក់ទងផ្សេងទៀតស្ទើរតែតែងតែមានស្នាមប្រេះមួយចំនួនធំ។ ភ្លៀង និងទឹកធ្លាក់ព្រិលចូលជ្រៅទៅក្នុងផែនដី តាមរយៈស្នាមប្រេះទាំងនេះ។ ក្នុងពេលជាមួយគ្នានេះពួកវារលាយបន្តិចម្តង ៗ នូវថ្មកំបោរនិងពង្រីកស្នាមប្រេះ។ ជាលទ្ធផលកម្រាស់ទាំងមូលនៃថ្មកំបោរ ...

ចំណុចខ្ពស់បំផុតនៅអ៊ុយក្រែនទាំងអស់គឺ Mount Goverla (2,061 ម៉ែត្រ) នៅ Carpathians អ៊ុយក្រែន។ តំបន់ទំនាប ភ្នំ និងភ្នំនៃប្រទេសអ៊ុយក្រែន ត្រូវបានបង្ខាំងដោយរចនាសម្ព័ន្ធ tectonic ផ្សេងៗ ដែលជះឥទ្ធិពលដល់ការអភិវឌ្ឍន៍នៃជំនួយសង្គ្រោះទំនើប និងផ្ទៃនៃផ្នែកនីមួយៗនៃទឹកដី។ តំបន់ទំនាប។ នៅភាគខាងជើងនៃប្រទេសអ៊ុយក្រែនមានតំបន់ទំនាប Polesie ដែលជម្រាលឆ្ពោះទៅកាន់ទន្លេ Pripyat និង Dnieper ។ កម្ពស់របស់វាមិនលើសពី 200 ម៉ែត្រទេ ...

ការស្វែងយល់ពីធម្មជាតិនៃរចនាសម្ព័ន្ធដ៏ល្អនៃតំបន់ subduction គឺមានសារៈសំខាន់សម្រាប់រូបវិទ្យានៃដំណើរការ seismotectonic ។ លទ្ធផលនៃការសិក្សាភូមិសាស្ត្រ និងភូគព្ភសាស្ត្រដែលពឹងផ្អែកខ្លាំងលើតំបន់ subduction ក្នុងរយៈពេលប៉ុន្មានទសវត្សរ៍កន្លងមកនេះគឺជាទិន្នន័យថ្មីស្តីពីរចនាសម្ព័ន្ធនៃតំបន់នេះ និងលក្ខណៈនៃការរញ្ជួយដី។ ពួកគេ​បាន​លើក​ឡើង​នូវ​សំណួរ​មួយ​ចំនួន ជា​ចម្លើយ​ដែល​មិន​អាច​ទទួល​បាន​ក្នុង​ក្របខណ្ឌ​នៃ​គំរូ tectonics ចាន។ វាជាការប្រសើរក្នុងការពិចារណាបញ្ហាទាំងនេះនៅលើមូលដ្ឋាននៃការធ្វើឱ្យសកម្មនៃដំណើរការ endogenous ដែលមានសមាសភាគបញ្ឈរដ៏សំខាន់នៃការផ្ទេរថាមពល។ យើងនឹងដាក់កម្រិតខ្លួនយើងក្នុងការបង្ហាញលទ្ធផលនៃការងារមួយចំនួននៅលើ Kamchatka កោះ Kuril និងប្រទេសជប៉ុន ដែលត្រូវបានគេស្គាល់យ៉ាងទូលំទូលាយ និងមានគោលបំណង។

ជាបឋមសូមឱ្យយើងពិចារណាពីលក្ខណៈពិសេសនៃការកើតឡើងនៃដំណើរការរញ្ជួយដីដែលក្នុងពេលដំណាលគ្នាឆ្លុះបញ្ចាំងពីលក្ខខណ្ឌនៃការបង្ហាញរបស់ពួកគេ។ នេះអាចត្រូវបានវិនិច្ឆ័យពីការបែងចែកដង់ស៊ីតេនៃចំណុចកណ្តាលនៃការរញ្ជួយដី Kamchatka (រូបភាព 5.6, [Boldyrev, 2002]) ។ តំបន់សកម្មរញ្ជួយដីមានទទឹង ២០០-២៥០ គីឡូម៉ែត្រ។ ការចែកចាយដង់ស៊ីតេនៃចំណុចកណ្តាលនៃ foci (តទៅនេះហៅថា foci) នៅក្នុងលំហគឺស្មុគស្មាញដោយមានតំបន់ isometric និងពន្លូតនៃដង់ស៊ីតេ foci ផ្សេងៗគ្នាត្រូវបានកំណត់។

តំបន់នៃដង់ស៊ីតេកើនឡើងនៃ foci បង្កើតបានជាប្រព័ន្ធនៃ lineaments មួយដែលគួរឱ្យកត់សម្គាល់បំផុតដែលស្របពេលជាមួយនឹងការធ្វើកូដកម្មនៃ morphostructures នៃតំបន់ Kamchatka ។ តំបន់ទាំងនេះមានលំនឹងនៅក្នុងលំហរក្នុងរយៈពេលនៃការគ្រប់គ្រងឧបករណ៍ចាប់ពីឆ្នាំ 1962 ដល់ឆ្នាំ 2000 ។ ទីតាំងនៃតំបន់រញ្ជួយដីខ្សោយក៏មានស្ថេរភាពនៅក្នុងលំហ។ ចំណាំថាភាពញឹកញាប់នៃការរញ្ជួយដីនៅក្នុងតំបន់ទាំងនេះអាចប្រែប្រួលយ៉ាងខ្លាំង។ នេះត្រូវបានបង្ហាញនៅពេលអនុវត្តឧទាហរណ៍ RTL algorithms [Sobolev and Ponomarev, 2003] ។

រូបភព 5.6 ដង់ស៊ីតេនៃចំណុចកណ្តាល (N ក្នុង 100 គីឡូម៉ែត្រការ៉េ) នៃការរញ្ជួយដី Kamchatka ឆ្នាំ 1962-1998 ។ (H=0-70km, kb> 8.5)។ ចតុកោណ - តំបន់នៃការចុះឈ្មោះប្រកបដោយទំនុកចិត្តនៃព្រឹត្តិការណ៍ជាមួយ KB> 8.5 ។ 1 - ភ្នំភ្លើងទំនើប 2 - ប្រភពដែលមាន kb> 14.0, 3 - អ័ក្សនៃលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ 4 - isobath - 3500m.

ការផ្លាស់ប្តូរ Spatiotemporal នៅក្នុងដង់ស៊ីតេនៃប្រភពនៅក្នុងបន្ទះបីនៃតំបន់រញ្ជួយនៃ Kamchatka ត្រូវបានបង្ហាញនៅក្នុងរូបភព។ ៥.៧. [Boldyrev, 2002] ។ ដូចដែលអាចមើលឃើញ ទីតាំងនៃតំបន់រញ្ជួយដីដែលមានសកម្មភាពរញ្ជួយ និងខ្សោយគឺមានស្ថេរភាពខ្លាំងក្នុងរយៈពេលនៃការត្រួតពិនិត្យនេះ។ តួលេខដូចគ្នាបង្ហាញពីទីតាំងនៃប្រភពនៃការរញ្ជួយដីខ្លាំង (K> 12.5) ស្របពេលជាមួយនឹងតំបន់នៃការកើនឡើងនៃដង់ស៊ីតេនៃប្រភពនៃការរញ្ជួយដីខ្សោយ។ វាអាចត្រូវបានចែងថាព្រឹត្តិការណ៍ខ្លាំងកើតឡើងនៅក្នុងតំបន់នៃការកើនឡើងនៃសកម្មភាពនៃព្រឹត្តិការណ៍ខ្សោយ ទោះបីជាយោងទៅតាមគោលគំនិតនៃយន្តការក៏ដោយ ការហូរចេញនៃភាពតានតឹងបង្គរគួរតែកើតឡើងនៅក្នុងតំបន់ទាំងនេះ។

លទ្ធផលនៃការវិភាគដែលបង្ហាញក្នុងរូបភាពទី 1 គឺគួរឱ្យចាប់អារម្មណ៍ណាស់។ 5.8 [Boldyrev, 2000] ។ ផ្នែកខាងលើនៃរូបបង្ហាញពីផ្នែកបញ្ឈរនៃការបែងចែកដង់ស៊ីតេនៃអ៊ីប៉ូកណ្តាលនៅក្នុងកោសិកា 10 គុណនឹង 10 គីឡូម៉ែត្រ និងទីតាំងនៃផ្នែក crust-mantle ។ ជាក់ស្តែងមិនមានមជ្ឈមណ្ឌលនៅក្នុងអាវធំនៅក្រោម Kamchatka ទេ ខណៈដែលពួកវាគ្របដណ្តប់នៅក្រោមខ្សែអេក្វាទ័រនៃមហាសមុទ្រប៉ាស៊ីហ្វិក។ នៅផ្នែកខាងក្រោមនៃតួលេខ អ្នកនិពន្ធបង្ហាញពីនិន្នាការប៉ាន់ស្មានក្នុងការធ្វើចំណាកស្រុកនៃព្រឹត្តិការណ៍ខ្លាំងពី 159°E។ ទៅ 167 o ខាងកើត ល្បឿននៃ "ការធ្វើចំណាកស្រុក" នៃការផ្ទុះឡើងគឺ 50 - 60 គីឡូម៉ែត្រ / ឆ្នាំ, ភាពញឹកញាប់នៃការធ្វើឱ្យសកម្មគឺ 10 - 11 ឆ្នាំ។ ដូចគ្នានេះដែរ យើងអាចកំណត់អត្តសញ្ញាណនិន្នាការនៃព្រឹត្តិការណ៍កម្រិតថាមពលទាបដែល "រីករាលដាល" ពីខាងលិចទៅខាងកើត។ ទោះជាយ៉ាងណាក៏ដោយ ធម្មជាតិនៃដំណើរការផ្ទេរថាមពលយឺតបែបផ្តេកនេះមិនត្រូវបានគេពិភាក្សាទេ។ ចំណាំថាគ្រោងការណ៍នៃដំណើរការផ្តេកនៃការផ្ទេរថាមពលយឺតមិនយល់ស្របជាមួយនឹងទីតាំងស្ថេរភាពដែលបានសង្កេតនៅក្នុងលំហនៃតំបន់ដែលមានកម្រិតនៃការរញ្ជួយដីថេរ។ អត្ថិភាពនៃតំបន់ដែលមានស្ថេរភាពជាមួយនឹងបាតុភូតរញ្ជួយដីសកម្មគឺកាន់តែបង្ហាញពីការកើតឡើងនៃដំណើរការបញ្ឈរនៃភាពរំភើបនៃបរិស្ថានដែលមានចង្វាក់ជាក់លាក់ក្នុងអំឡុងពេលដែលបានផ្តល់ឱ្យ។

វាអាចទៅរួចដែលថាដំណើរការទាំងនេះត្រូវបានផ្សារភ្ជាប់ជាមួយនឹងលក្ខណៈផ្សេងៗនៃបរិស្ថានដែលឆ្លុះបញ្ចាំងនៅក្នុងគំរូល្បឿន (រូបភាព 5.9 និង 5.10) [Tarakanov, 1987; Boldyrev និង Katz, 1982] ។ ការកត់សម្គាល់ភ្លាមៗគឺភាពមិនដូចគ្នាដែលបង្កើតជាប្លុកដ៏ស្មុគស្មាញនៃ "ប្លុក" ជាមួយនឹងកម្រិតល្បឿនកើនឡើង ឬថយចុះ (ទាក់ទងទៅនឹងផ្នែកល្បឿនមធ្យមយោងទៅតាម Jeffreys) ។ លើសពីនេះទៅទៀត "ប្លុក" ដែលល្បឿនស្ទើរតែថេរគឺស្ថិតនៅក្នុងជួរដ៏ធំទូលាយនៃរចនាសម្ព័ន្ធទំនោរក៏មានភាពខុសគ្នាយ៉ាងខ្លាំងនៅក្នុងជម្រៅផ្ទុយគ្នា។ នៅក្នុងជួរជម្រៅដូចគ្នា ល្បឿននៃរលកយឺតអាចមានទាំងខ្ពស់ និងទាប។ ល្បឿននៅក្នុងអាវរងាទ្វីបគឺទាបជាងនៅក្នុងអាវរងាសមុទ្រដែលមានជម្រៅដូចគ្នា។ វាក៏ចាំបាច់ផងដែរក្នុងការកត់សម្គាល់តម្លៃខ្ពស់បំផុតនៃជម្រាលល្បឿន។

រូបភព 5.7 ការចែកចាយ Spatiotemporal នៃដង់ស៊ីតេប្រភព (ចំនួននៃព្រឹត្តិការណ៍ក្នុង 0.5 ឆ្នាំក្នុងចន្លោះពេល AY = 20 គីឡូម៉ែត្រ) នៅក្នុងបន្ទាត់បណ្តោយបីនៃតំបន់សកម្មរញ្ជួយដី Kamchatka ។ ទីតាំងនៃការរញ្ជួយដីខ្លាំងបំផុតចំនួន 20 នៅក្នុងបន្ទះនីមួយៗត្រូវបានសម្គាល់ដោយឈើឆ្កាង។

រូប ៥.៨. ផ្នែកបញ្ឈរ (a) និងការផ្លាស់ប្តូរ spatiotemporal នៅក្នុងដង់ស៊ីតេនៃ foci (ខ) នៅក្នុងបន្ទះ 20 គីឡូម៉ែត្រតាមបណ្តោយ 55 ° N 1 - ការរញ្ជួយដី foci Kb> 12.5, 2 - ការព្យាករណ៍នៃតំបន់ភ្នំភ្លើងទំនើប 3 - ការព្យាករណ៍នៃអ័ក្ស។ លេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ។

Fig.5.9 វាលល្បឿននៃរលកបណ្តោយ (km/s) នៅក្នុងតំបន់ប្រសព្វតាមបណ្តោយស្ថានីយ Hachinohe - កោះ Shikotan: 1 -< 7.25, 2 - 7.25 - 7.5, 3 - 7.51 - 7.75, 4 - 7.76 - 8.0, 5 - 8.01 - 8.25, 6 - 8.26 - 8.5, 7 - >8.5, 8 - ចំណុចកណ្តាលនៃការរញ្ជួយដីខ្លាំងបំផុត។

រូបភាព 5.10 ទម្រង់ Latitudinal នៃការផ្លាស់ប្តូរល្បឿននៃរលកបណ្តោយ (ស្ថានីយ៍ SKR - លេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ) លំហូរកំដៅ និងភាពមិនប្រក្រតីនៃវាលទំនាញ។ 1 - ឯកោនៃវាលល្បឿន V; 2 - តម្លៃល្បឿនសម្រាប់គំរូផែនដីស្តង់ដារ; 3 - ទីតាំងនៃផ្ទៃ M និងតម្លៃនៃល្បឿនព្រំដែននៅក្នុងវា; 4 - ការផ្លាស់ប្តូរលំហូរកំដៅផ្ទៃខាងក្រោយ; 5 - ភាពមិនធម្មតានៃវាលទំនាញ; 6 - ភ្នំភ្លើងសកម្ម; 7 - លេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ 8 - ព្រំដែននៃស្រទាប់រញ្ជួយដី។

កម្រិតនៃសកម្មភាពរញ្ជួយដី (ឧ. ដង់ស៊ីតេប្រភព) នៅក្នុងតំបន់មានទំនាក់ទំនងបញ្ច្រាសជាមួយល្បឿន V? និងដោយផ្ទាល់ជាមួយកត្តាគុណភាពនៃបរិស្ថាន។ ក្នុងពេលជាមួយគ្នានេះ តំបន់នៃល្បឿនកើនឡើងជាក្បួនត្រូវបានកំណត់លក្ខណៈដោយកម្រិតនៃការថយចុះខ្ពស់ [Boldyrev, 2005] ហើយចំណុចកណ្តាលនៃព្រឹត្តិការណ៍ដ៏មានឥទ្ធិពលបំផុតមានទីតាំងនៅក្នុងតំបន់ដែលមានល្បឿនកើនឡើង ហើយត្រូវបានបង្ខាំងទៅនឹងព្រំដែននៃ "ប្លុក" ដែលមានល្បឿនខុសៗគ្នា [Tarakanov, 1987] ។

គំរូល្បឿនទូទៅនៃឧបករណ៍ផ្ទុកប្លុកមួយត្រូវបានសាងសង់សម្រាប់តំបន់រញ្ជួយដី និងបរិស្ថានរបស់វា [Tarakanov, 1987] ។ តំបន់ប្រសព្វក៏មានភាពខុសប្លែកគ្នាផងដែរនៅក្នុងលក្ខខណ្ឌនៃការចែកចាយលំហនៃចំណុចកណ្តាល និងរចនាសម្ព័ន្ធល្បឿន។ បើនិយាយពីកម្រាស់ វាប្រៀបដូចជាស្រទាប់ពីរ ពោលគឺតំបន់រញ្ជួយដីខ្លួនឯង និងស្រទាប់ដែលមានល្បឿនលឿនដែលនៅជាប់គ្នា (ឬ "ប្លុក") ជាមួយនឹង D V ~ (0.2 - 0.3 km/s)។ ផ្នែកដែលរញ្ជួយខ្លាំងបំផុតនៃតំបន់ត្រូវបានកំណត់ដោយល្បឿនខ្ពស់មិនធម្មតា ហើយប្លុកដោយផ្ទាល់នៅក្រោមធ្នូកោះ និងសូម្បីតែជ្រៅក្នុងទិសដៅនៃតំបន់ប្រសព្វនៃការរញ្ជួយដីត្រូវបានកំណត់លក្ខណៈដោយល្បឿនទាបមិនធម្មតា។ តំបន់រញ្ជួយដីពីរស្រទាប់នៅជម្រៅខ្លះក៏ត្រូវបានរាយការណ៍នៅក្នុងស្នាដៃផ្សេងទៀត [Stroenie..., 1987] ។

ទិន្នន័យទាំងនេះអាចត្រូវបានចាត់ទុកថាមានគោលបំណង ទោះបីជាព្រំដែននៃ "ប្លុក" ដែលបានជ្រើសរើសអាចមិនត្រូវបានកំណត់ត្រឹមត្រូវគ្រប់គ្រាន់ក៏ដោយ។ ការចែកចាយដែលបានសង្កេតឃើញនៃល្បឿនរលករញ្ជួយ លក្ខណៈពិសេសនៃភាពតានតឹង tectonic និងការខូចទ្រង់ទ្រាយ ក៏ដូចជាការចែកចាយលំហនៃភាពមិនធម្មតានៃវាលភូគព្ភសាស្ត្រ និង hydrogeochemical ផ្សេងៗមិនអាចដឹងបាន ប្រសិនបើយើងស្រមៃថាតំបន់ប្រសព្វនៃការរញ្ជួយដីស្ថិតនៅក្នុងចលនាតែមួយផ្លូវថេរ ដូចតទៅ។ ពីគំរូ tectonics ចាន [Tarakanov និង Kim, 1979 ; Boldyrev និង Katz, 1982; Tarakanov, ឆ្នាំ 1987; Boldyrev, 1987] ។ នៅទីនេះ ភាពខុសប្រក្រតីនៃល្បឿនត្រូវបានផ្សារភ្ជាប់ជាមួយនឹងការប្រែប្រួលនៃដង់ស៊ីតេ ដែលអាចពន្យល់ពីចលនារបស់ឧបករណ៍ផ្ទុកដែលមានជាតិ viscous នៅក្នុងវាលទំនាញមួយ។ វាត្រូវបានកត់សម្គាល់ថាធម្មជាតិនៃចលនាប្រហាក់ប្រហែលនឹងវាលនៅក្នុងកោសិកា convective ដែលចលនាឡើងលើអាចត្រូវបានផ្លាស់ប្តូរទៅជាចលនាផ្ដេកនៃ mantle ខាងលើដែលលេចធ្លោនៅជិតជួរភ្នំ។ ទីតាំងនៃតំបន់រញ្ជួយដី គ្រោង និងជម្រាលរបស់វាត្រូវបានផ្សារភ្ជាប់ជាមួយនឹងអន្តរកម្មនៃអាវទ្រនាប់ដែលត្រូវបានបង្រួមនៅក្រោមសមុទ្ររឹមជាមួយនឹងបរិយាកាសក្រាស់នៅក្រោមមហាសមុទ្រ។

ស្នាដៃរបស់ L.M. មានការចាប់អារម្មណ៍។ Balakina, ឧទ្ទិសដល់ការស្រាវជ្រាវទៅលើយន្តការនៃ foci រញ្ជួយដីនៅក្នុងតំបន់ subduction ([Balakina, 1991,2002] និងអក្សរសិល្ប៍នៅទីនោះ)។ ធ្នូកោះ Kuril-Kamchatka និងកោះជប៉ុនត្រូវបានសិក្សាយ៉ាងពេញលេញបំផុត។ ចំពោះការរញ្ជួយដី (M> 5.5) នៅផ្នែកខាងលើ 100 គីឡូម៉ែត្រនៃ lithosphere យន្តការប្រសព្វមួយប្រភេទត្រូវបានកំណត់អត្តសញ្ញាណ។ នៅក្នុងនោះ យន្តហោះដែលអាចប្រេះស្រាំបានមួយត្រូវបានតម្រង់ទិសយ៉ាងស្ថិតស្ថេរតាមអ័ក្សកោះ និងមានមុំទំនោរ (60 - 70°) ឆ្ពោះទៅរកលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ ទីពីរ - យន្តហោះរាបស្មើ (មុំនៃឧប្បត្តិហេតុតិចជាង លើសពី 30°) មិនមានការតំរង់ទិសស្ថេរភាពតាមបណ្តោយ azimuth នៃកូដកម្ម និងទិសដៅនៃឧប្បត្តិហេតុ។ នៅក្នុងយន្តហោះទីមួយ ចលនាលេចធ្លោគឺតែងតែបញ្ច្រាស់ រីឯនៅទីពីរវាប្រែប្រួលពីការរុញច្រានរហូតដល់ការរអិល។ នេះបង្កប់ន័យការតំរង់ទិសធម្មជាតិនៃភាពតានតឹងសម្ដែងសម្រាប់ជម្រៅរហូតដល់ 100 គីឡូម៉ែត្រ៖ ភាពតានតឹងបង្ហាប់នៅទូទាំងកម្រាស់ទាំងមូលនៃ lithosphere ត្រូវបានតម្រង់ទិសឆ្លងកាត់ការធ្វើកូដកម្មនៃធ្នូកោះជាមួយនឹងទំនោរឆ្ពោះទៅរកលេណដ្ឋានសមុទ្រជ្រៅនៅមុំតូចទៅផ្តេក។ (20-25°)។ ភាពតានតឹងនៃភាពតានតឹងនៅជម្រៅទាំងនេះត្រូវបានតម្រង់ទិសយ៉ាងចោតជាមួយនឹងទំនោរទៅអាងខាងក្រោយ និងការខ្ចាត់ខ្ចាយដ៏ធំមួយនៅតាមបណ្តោយ azimuth កូដកម្ម។ នេះមានន័យថា គំនិតដែលថាការតំរង់ទិសនៃអ័ក្សនៃការបង្ហាប់ ឬភាពតានតឹងដែលកើតឡើងស្របគ្នាជាមួយនឹងវ៉ិចទ័រលំអៀងនៃតំបន់ប្រសព្វគឺមិនត្រឹមត្រូវ។ ផងដែរ L.M. Balakina កត់សម្គាល់ថានៅក្នុង foci នៃការរញ្ជួយដីកម្រិតមធ្យម និងជ្រៅ គ្មានការបង្ហាប់ ឬភាពតានតឹងណាមួយអាចត្រូវបានគេចាត់ទុកថាស្របគ្នាជាមួយនឹងវ៉ិចទ័រធ្លាក់ចុះនៃតំបន់រញ្ជួយនោះទេ។ ការវិភាគនៃយន្តការប្រសព្វបានបង្ហាញថា ចលនា subvertical នៃរូបធាតុកើតឡើងនៅក្នុង lithosphere និង mantle ។ ទោះជាយ៉ាងណាក៏ដោយនៅក្នុងអាវធំមិនដូច lithosphere វាអាចឡើងឬចុះ (រូបភាព 5.11) ។ ដូច្នេះ តំបន់រញ្ជួយដីអាចជាព្រំប្រទល់រវាងតំបន់នៃការលើក និងទំនាប។ ដំណើរការឈានមុខគេហាក់បីដូចជាការបង្កើត និងការអភិវឌ្ឍនៃរចនាសម្ព័ន្ធទ្រនាប់ខាងក្រោយ ដែលបណ្តាលមកពីចលនានៃម៉ាស់ដែលគ្របដណ្តប់លើអាវធំខាងលើទាំងមូលនៅក្រោមអាងខាងក្រោយ (Balakina, 1991)។ ដំណើរការនេះត្រូវបានផ្សារភ្ជាប់ជាមួយនឹងភាពខុសគ្នាទំនាញនៃរូបធាតុនៅក្នុងតំបន់នៃការផ្លាស់ប្តូរដំណាក់កាលរវាងអាវទ្រនាប់ខាងក្រោម និងខាងលើ ពោលគឺ ដំណើរការចលនាចាប់ផ្តើមពីខាងក្រោម មិនមែនមកពីខាងលើទេ ដូចខាងក្រោមពីគំរូ tectonics ចាន។ តំបន់ប្រសព្វគឺជាតំបន់នៃចលនាខុសគ្នានៅព្រំប្រទល់រវាងអាវធំនៃអាងខាងក្រោយ និងអាវទ្រនាប់នៃមហាសមុទ្រ។ ការចែកចាយបន្តនៃមហាជនក៏ត្រូវបានអមដោយចលនាផ្តេករបស់ពួកគេផងដែរ ការអភិវឌ្ឍន៍ដែលនៅក្នុង asthenosphere បណ្តាលឱ្យមានការកើនឡើងនៃមូលដ្ឋាននៃផ្នែកដែលត្រូវគ្នានៃ lithosphere ។ ជាលទ្ធផល ភាពតានតឹងត្រូវបានប្រមូលផ្តុំនៅតាមបណ្តោយតំបន់ប្រសព្វ និងការខូចទ្រង់ទ្រាយនៃស្រទាប់កកកុញ ដែលកំណត់លំនាំនៃការចែកចាយនៃយន្តការប្រសព្វនៅជម្រៅផ្សេងៗ ពីផ្ទៃទៅអាវទ្រនាប់។

គំនិតអំពីការបង្កើតតំបន់រញ្ជួយដី (តំបន់រង) ដែលត្រូវបានបង្កើតឡើងនៅក្នុងស្នាដៃដែលបានលើកឡើងគឺស្រដៀងគ្នាភាគច្រើន ហើយយន្តការនៃចលនាបញ្ឈរក៏ត្រូវបានពន្យល់ផងដែរនៅក្នុងគំរូនៃការកើនឡើងបញ្ឈរនៃរូបធាតុ [Vertical..., 2003] ។

ទោះយ៉ាងណាក៏ដោយ សំណួរពីរនៅតែមាន។ ក្រុមទី 1៖ ធម្មជាតិនៃការរញ្ជួយដីខ្សោយ តំបន់រញ្ជួយដីដែលមានសកម្មភាពខុសៗគ្នា ការភ្ជាប់តំបន់នៃការរញ្ជួយដីខ្សោយ និងខ្លាំងជាង។ ក្រុមទីពីរនៃសំណួរគឺទាក់ទងទៅនឹងលក្ខណៈនៃការរញ្ជួយដីដែលផ្តោតយ៉ាងស៊ីជម្រៅ និងគំរូល្បឿននៃបរិស្ថាន។

ចម្លើយចំពោះសំណួរក្រុមទី 1 អាចទទួលបានពីគំនិតអំពីផលវិបាកនៃអន្តរកម្មនៃលំហូរនៃឧស្ម័នពន្លឺដែលមានដំណាក់កាលរឹងនៃ lithosphere ។ អាំងតង់ស៊ីតេនៃព្រឹត្តិការណ៍រញ្ជួយដីនៅក្នុងតំបន់ផ្សេងៗគ្នា (ការរញ្ជួយដីតាមលំនាំ) ត្រូវបានកំណត់ដោយភាពខុសគ្នានៃលំហូរនៃឧស្ម័នពន្លឺដែលកើនឡើង និងរង្វិលរបស់វា ពោលគឺ ភាពប្រែប្រួលនៃការរញ្ជួយដីឆ្លុះបញ្ចាំងពីភាពមិនស្មើគ្នានៃលំហូរនៃឧស្ម័នពន្លឺដែលកើនឡើង។

រូបភព ៥.១១ គ្រោងការណ៍នៃចលនាឌីផេរ៉ង់ស្យែលនៃរូបធាតុនៅក្នុងតំបន់ព្រំដែនរវាងអាវទ្រនាប់សកម្មនៃអាងខាងក្រោយ និងអាវទ្រនាប់នៃមហាសមុទ្រអកម្ម ដែលកើតឡើងក្នុងអំឡុងពេលនៃការបាក់នៃអាងខាងក្រោយ (យោងទៅតាមបាឡាគីណា)។ ផ្នែកបញ្ឈរកាត់កែងទៅនឹងកូដកម្មនៃធ្នូ។ 1 - ចលនាចុះក្រោមនៅតាមបរិវេណនៃអាងខាងក្រោយ; 2 - ចលនាផ្តេកនៃរូបធាតុនៅក្នុង asthenosphere នៅក្រោមជម្រាលកោះនៃលេណដ្ឋាន; 3 - បន្ទាត់នៃការកើនឡើងនៃមូលដ្ឋាននៃ lithosphere ដោយសារតែចលនានៃរូបធាតុនៅក្នុង asthenosphere នេះ; 4,5 - ការតំរង់ទិសនៃភាពតានតឹង: 4 - ការបង្ហាប់, 5 - ភាពតានតឹង, កើតឡើងក្នុងអំឡុងពេលចលនាឌីផេរ៉ង់ស្យែលនៃរូបធាតុនៅក្នុង lithosphere និងនៅផ្នែកខាងក្រោមនៃតំបន់ប្រសព្វ; 6 - ការតំរង់ទិសនៃការឈប់ចោតនិងចលនានៅក្នុង lithosphere; 7 - អាវធំនៅក្រោមអាងខាងក្រោយ; 8 - អាវធំនៃមហាសមុទ្រ; 9 - តំបន់ប្រសព្វ; ភាពចោតចំនួន 10 នៅផ្នែកខាងក្រោមនៃតំបន់ប្រសព្វ។

ធម្មជាតិនៃដំណើរការនៃការបង្កើតរចនាសម្ព័ន្ធល្បឿនដ៏ល្អរបស់ឧបករណ៍ផ្ទុក ដូចដែលវាហាក់បីដូចជាយើង មិនត្រូវបានពិភាក្សាជាក់ស្តែងទេ។ រចនាសម្ព័ន្ធល្បឿននៃបរិស្ថានគឺពិតជាគួរឱ្យភ្ញាក់ផ្អើលនៅក្នុងភាពផ្ទុយរបស់វា។ រចនាសម្ព័ន្ធល្បឿនខាងក្រៅនៃបរិស្ថានប្រហាក់ប្រហែលនឹងតំបន់បញ្ឈរ (ប្លុក) នៃការរញ្ជួយដីកើនឡើង ឬថយចុះ ប៉ុន្តែពួកវាស្ថិតនៅក្នុងតំបន់ផ្លាស់ប្តូរនៃសំបកខាងក្រោម និងអាវធំខាងលើ (៤០-១២០ គីឡូម៉ែត្រ)។ ការផ្លាស់ប្តូររបបល្បឿននៅក្នុងរចនាសម្ព័ន្ធប្លុកបញ្ឈរអាចត្រូវបានពន្យល់មិនត្រឹមតែនៅលើមូលដ្ឋាននៃគំរូដង់ស៊ីតេសុទ្ធសាធ (ប្រភពដើមដែលត្រូវការពិភាក្សា) ប៉ុន្តែក៏មានការប្រែប្រួលនៃរបបសីតុណ្ហភាពដែលទាក់ទងនឹងឥទ្ធិពលកម្ដៅនៃលំហូរអ៊ីដ្រូសែនកើនឡើងនៅក្នុង ធាតុផ្សេងៗនៃរចនាសម្ព័ន្ធ។ លើសពីនេះទៅទៀត នៅក្នុងតំបន់ផ្លាស់ប្តូរពីស្រទាប់ខាងលើទៅស្រទាប់ខាងក្រោម យើងអាចនិយាយបានតែអំពីការសាយភាយឡើងលើនៃអាតូមអ៊ីដ្រូសែននៅក្នុងរចនាសម្ព័ន្ធគ្រីស្តាល់ប៉ុណ្ណោះ។ ជាក់ស្តែង លំហូរនៃអ៊ីដ្រូសែន និងអេលីយ៉ូមអាចធ្វើទៅបានក្នុងទិសដៅនៃការវេចខ្ចប់រចនាសម្ព័ន្ធគ្រីស្តាល់ដែលមិនសូវក្រាស់ ស្រដៀងទៅនឹងអ្វីដែលបានសង្កេតឃើញនៅក្នុងការពិសោធន៍មន្ទីរពិសោធន៍ (រូបភាព 4.4 ខ, គ, ឃ)។ នេះអាចត្រូវបានបញ្ជាក់ដោយទិន្នន័យស្តីពីការប្រែប្រួលយ៉ាងឆាប់រហ័សនៃប៉ារ៉ាម៉ែត្រល្បឿននៃបរិស្ថាន [Slavina et al., 2007] ។

ចូរយើងពិភាក្សាអំពីយន្តការដែលអាចកើតមានសម្រាប់ការផ្លាស់ប្តូរលក្ខណៈសម្បត្តិរបស់ឧបករណ៍ផ្ទុកនៅក្នុងតំបន់នៃលំហូរអ៊ីដ្រូសែនឡើងលើយន្តហោះ។ យន្តការមួយត្រូវបានផ្សារភ្ជាប់ជាមួយនឹងដំណើរការនៃការរំលាយអ៊ីដ្រូសែននៅក្នុងរចនាសម្ព័ន្ធគ្រីស្តាល់។ នេះគឺជាដំណើរការ endothermic ។ ទោះបីជាកំដៅនៃការរំលាយអ៊ីដ្រូសែនមិនត្រូវបានគេស្គាល់ថាជាវត្ថុធាតុថ្មក៏ដោយទិន្នន័យសម្រាប់វត្ថុធាតុដើមដែលមិនបង្កើតសមាសធាតុអ៊ីដ្រូសែនអាចត្រូវបានប្រើសម្រាប់ការប៉ាន់ប្រមាណ។ តម្លៃនេះអាចជាលំដាប់នៃ 30 kcal / mol (N) ។ ជាមួយនឹងលំហូរឡើងជាបន្តបន្ទាប់នៃអ៊ីដ្រូសែនអាតូមិក (ផ្តល់ថាកន្លែងទំនេរនិងរចនាសម្ព័ន្ធដែលមានបញ្ហាត្រូវបានកាន់កាប់ដោយអ៊ីដ្រូសែន) នៃលំដាប់ 1 mol N / m 2 ការថយចុះសីតុណ្ហភាពអាចមានពី 50-100 °។ ដំណើរការនេះអាចត្រូវបានសម្របសម្រួលដោយវាយនភាពនៃរចនាសម្ព័ន្ធព្រំដែនជាក់លាក់ ឧទាហរណ៍នៅក្នុងតំបន់ប្រសព្វនៃការរញ្ជួយដី និងតំបន់ជាប់គ្នា។ វាគួរតែត្រូវបានកត់សម្គាល់ថាការបង្ហាញនៃដំណើរការ endothermic អមជាមួយនឹងការរំលាយអ៊ីដ្រូសែននៅក្នុងរចនាសម្ព័ន្ធគ្រីស្តាល់គឺខ្លាំងនៅក្នុងតំបន់នៃការផ្លាស់ប្តូររចនាសម្ព័ន្ធនិងសម្ភារៈដែលដឹងពីលំហូរ rheid នៃរូបធាតុ។ លទ្ធភាពនៃដំណើរការបែបនេះត្រូវបានចង្អុលបង្ហាញដោយគំរូមួយចំនួនក្នុងការបន្តពូជនៃរលកយឺត។ ឧទាហរណ៍ តំបន់បញ្ឈរនៃល្បឿនកើនឡើងត្រូវបានកំណត់លក្ខណៈដោយកម្រិតនៃការថយចុះខ្ពស់ [Boldyrev, 2005] ។ នេះអាចបណ្តាលមកពីអន្តរកម្មនៃរលកយឺតជាមួយ sublattice អ៊ីដ្រូសែន ការប្រមូលផ្តុំដែលត្រូវបានកើនឡើងនៅក្នុងតំបន់ដែលមានសីតុណ្ហភាពទាបជាង។ ផលប៉ះពាល់បែបនេះត្រូវបានគេស្គាល់នៅក្នុងការអនុវត្តមន្ទីរពិសោធន៍។ វត្តមាននៃបន្ទះអ៊ីដ្រូសែនបន្ទាប់ពីការតិត្ថិភាពនៃវត្ថុធាតុដើមថ្មត្រូវបានកត់ត្រានៅក្នុងការសិក្សាពីការបំភាយកាំរស្មីអ៊ិចដោយរូបរាងនៃការឆ្លុះបញ្ចាំងពីរចនាសម្ព័ន្ធនៅមុំតូច (រូបភាព 4.2) ។ នៅក្នុងការតំណាងនៃរចនាសម្ព័ន្ធល្បឿនទាំងនេះ តំបន់ពីរប្រភេទត្រូវបានពិចារណា៖ តំបន់ដែលមានផ្ទៃខាងក្រោយធម្មតានៃលំហូរអ៊ីដ្រូសែនឡើងលើ និងតំបន់ដែលមានកំហាប់អ៊ីដ្រូសែនទាប (កាលពីមុនសីតុណ្ហភាពនៅក្នុងតំបន់នេះត្រូវបានកើនឡើង) ដែលការរំលាយអ៊ីដ្រូសែនបន្ថែមគឺ អាច។ វាអាចត្រូវបានកត់សម្គាល់ថាការលេចឡើងនៃស្ថានភាពពីរដំណាក់កាលនៅក្នុងបរិយាកាសភូមិសាស្ត្រនៅសម្ពាធអ៊ីដ្រូសែនខ្ពស់អាចនាំឱ្យមានការកើនឡើងនៃដង់ស៊ីតេដោយសារតែការវេចខ្ចប់ក្រាស់នៃរចនាសម្ព័ន្ធ។

ទោះជាយ៉ាងណាក៏ដោយគំរូមួយផ្សេងទៀតសម្រាប់ការបង្កើតភាពខុសគ្នានៃរចនាសម្ព័ន្ធល្បឿននៃបរិស្ថានអាចត្រូវបានពិចារណា។ កំឡុងពេលលំហូរនៃអ៊ីដ្រូសែនតាមរយៈរចនាសម្ព័ន្ធផ្សេងៗ (ឧទាហរណ៍ក្នុងរូប 4.4b) ចំនួនកំដៅជាក់លាក់មួយត្រូវបានយកទៅជាមួយវា [Letnikov and Dorogokupets, 2001] ។ នៅក្នុងគំនិតទាំងនេះមានរចនាសម្ព័ន្ធដែលមានសីតុណ្ហភាពកើនឡើងនិងរចនាសម្ព័ន្ធដែលមានសីតុណ្ហភាពធម្មតាសម្រាប់ជម្រៅដែលត្រូវគ្នា។ ប៉ុន្តែទាំងអស់នេះមានន័យថាល្បឿននៃរលកយឺតនៅក្នុងរចនាសម្ព័ន្ធផ្សេងៗនឹងផ្លាស់ប្តូរតាមពេលវេលា ហើយពេលវេលានៃការផ្លាស់ប្តូរអាចខ្លីណាស់ ដូចដែលបានបង្ហាញដោយ L.B. Slavina និងសហការី។

នៅក្នុងក្របខ័ណ្ឌនៃដំណើរការដែលកំពុងពិចារណា លក្ខណៈសម្បត្តិមួយចំនួននៃតំបន់ប្រសព្វនៃការរញ្ជួយដី (តំបន់រង) អាចត្រូវបានផ្សារភ្ជាប់ជាមួយនឹងដំណើរការនៃអន្តរកម្មនៃលំហូរឡើងនៃអ៊ីដ្រូសែនជ្រៅជាមួយនឹងដំណាក់កាលរឹង។ តំបន់ seismofocal គឺជាកន្លែងលិចសម្រាប់ឧស្ម័នពន្លឺ។ ការកើនឡើងកំហាប់នៃពិការភាពរចនាសម្ព័ន្ធ ដូចដែលបានពិភាក្សាខាងលើអាចនាំឱ្យមានការប្រមូលផ្តុំអ៊ីដ្រូសែន និងអេលីយ៉ូមនៅក្នុងពិការភាព (កន្លែងទំនេរ) ជាមួយនឹងដង់ស៊ីតេជិតនឹងដង់ស៊ីតេរបស់វានៅក្នុងដំណាក់កាលរឹង។ ដោយសារតែនេះ ដង់ស៊ីតេនៃសម្ភារៈនៃតំបន់រញ្ជួយអាចកើនឡើងដោយប្រភាគនៃឯកតា (g/cm 3)។ នេះក៏អាចជួយបង្កើនល្បឿននៃរលកយឺតផងដែរ។ ទោះជាយ៉ាងណាក៏ដោយដំណើរការនេះកើតឡើងប្រឆាំងនឹងផ្ទៃខាងក្រោយនៃបាតុភូតទ្រង់ទ្រាយធំនៃប្រភេទភពដែលជាក់ស្តែងបណ្តាលមកពីការផ្ទេរវត្ថុធាតុបញ្ឈរ (យន្តការនៃសារធាតុរាវ advection [Belousov, 1981; Spornye.., 2002; 0keanization.., 2004; Pavlenkova, 2002]) និងផងដែរដោយដំណើរការនៅក្នុងស្រទាប់ព្រំដែនរវាង mantle ទ្វីប និងមហាសមុទ្រ និង lithosphere ។ តាមធម្មជាតិ តំបន់ព្រំដែននេះគួរតែមានលក្ខណៈសម្បត្តិពិសេសមួយចំនួន។ ការបង្កើតតំបន់នេះនិងការថែរក្សារយៈពេលវែង ស្ថេរភាពដោយស្មើភាពរបស់វាត្រូវបានអមដោយរូបរាងនៅក្នុងវា ដូចដែលបានកត់សម្គាល់ខាងលើនៃភាពតានតឹងខ្ពស់ បង្កើតវាយនភាពខូចទ្រង់ទ្រាយជាក់លាក់មួយ។ វាយនភាពនៃការខូចទ្រង់ទ្រាយក៏អាចរួមចំណែកយ៉ាងសំខាន់ដល់ការកើនឡើងនៃល្បឿនរលកយឺតនៅតាមបណ្តោយរចនាសម្ព័ន្ធព្រំដែនបែបនេះ។ ការបង្កើត និងថែទាំវាយនភាពខូចទ្រង់ទ្រាយក៏ត្រូវបានសម្របសម្រួលដោយការសាយភាយឡើងលើនៃអ៊ីដ្រូសែន និងអេលីយ៉ូម។ ឧទាហរណ៍នៃការវាយនភាព (រូបភាព 4.1b) នៃវត្ថុធាតុថ្មនៅពេលដែលឆ្អែតដោយឧស្ម័នពន្លឺត្រូវបានផ្តល់ឱ្យខាងលើ។ វាគួរតែត្រូវបានកត់សម្គាល់ថារចនាសម្ព័ន្ធវាយនភាពមានការប្រមូលផ្តុំកើនឡើងនៃពិការភាព។ នេះរួមចំណែកដល់ការប្រមូលផ្តុំនៃឧស្ម័នពន្លឺនៅក្នុងពួកវា និងការបង្ហាញពីអស្ថិរភាពបរិស្ថាន ដោយសារតែការសាយភាយនៃឧស្ម័នពន្លឺកើនឡើងជាបន្តបន្ទាប់។ ដូច្នេះ តំបន់ព្រំដែន ដែលត្រូវបានគេស្គាល់ថាជាតំបន់រញ្ជួយដី ក៏អាចតំណាងឱ្យរចនាសម្ព័ន្ធពីរដំណាក់កាល ដែលប៉ះពាល់ដល់ប៉ារ៉ាម៉ែត្រល្បឿនរបស់វា។ ចំណាំថាស្ថានភាពមិនស្មើគ្នានៃបរិស្ថានភូមិសាស្ត្រនៅតម្លៃកើនឡើងនៃប៉ារ៉ាម៉ែត្រ P-T អាចជាសញ្ញានៃការកើតឡើងនៃ superplasticity ។ នេះមកពីគំនិតមន្ទីរពិសោធន៍ និងការសង្កេតនៃ superplasticity ។ ទោះជាយ៉ាងណាក៏ដោយ ការផ្ទេរគំនិតទាំងនេះទៅកាន់លក្ខខណ្ឌបរិស្ថានដែលមានជម្រៅលើសពី 150-200 គីឡូម៉ែត្រ មិនទាន់មានមូលដ្ឋានពិតប្រាកដនៅឡើយទេ។

ឥឡូវនេះអំពីធម្មជាតិនៃការរញ្ជួយដីដែលផ្តោតការយកចិត្តទុកដាក់ជ្រៅ ឬច្បាស់ជាងនេះទៅទៀត ជាការពិតដើម្បីនិយាយអំពីធម្មជាតិនៃការរៀបចំ និងការកើតឡើងនៃ "ចលនា" ដែលផ្តោតលើពហុមាត្រដ្ឋាន។ លើសពីនេះទៅទៀត មូលដ្ឋានសម្រាប់គំនិតទាំងនេះ គឺជាលក្ខណៈពិសេសនៃបាតុភូតរញ្ជួយដី ដែលកំណត់ដោយសមាសធាតុកាត់នៃចលនានៅក្នុងអ្វីដែលគេហៅថា "ប្រភព" ដែលផ្តោតយ៉ាងជ្រៅ។ គំនិតសំខាន់ៗអំពីរឿងនេះគឺផ្អែកលើគំរូនៃបន្ទះ tectonics ។ ទោះយ៉ាងណាក៏ដោយ គំរូនេះត្រូវបានរិះគន់កាន់តែខ្លាំងឡើង [Spornye..., 2002; មហាសមុទ្រ.., ២០០៤]។ បរិមាណប្រមូលផ្ដុំនៃទិន្នន័យភូមិសាស្ត្រ និងភូគព្ភសាស្ត្រ ធ្វើឱ្យមានការសង្ស័យលើការពិតនៃគំរូនេះ។ នៅក្នុងក្របខ័ណ្ឌនៃគំរូ tectonics នៃចាន ការកើតឡើងនៃចលនាផ្តោតអារម្មណ៍ជ្រៅត្រូវបានផ្សារភ្ជាប់ជាមួយនឹងការផ្លាស់ប្តូរដំណាក់កាល olivine-spinel នៅក្រោមលក្ខខណ្ឌ P-T ជាក់លាក់នៅក្នុងស្រទាប់ព្រំដែននៃចានមហាសមុទ្រត្រជាក់ចុះ [Kalinin et al., 1989] ។ ព្រំដែនដំណាក់កាលនៅក្នុងចានដកត្រូវបានតំណាងដោយតំបន់ដែលចុះខ្សោយដោយមេកានិក ដែលការរំកិលនៃផ្នែកនៃចានរឹងដែលលាតសន្ធឹងកើតឡើងដោយមានការចូលរួមខ្លះនៃ "ដំណាក់កាលរាវ" [Rodkin, 2006], i.e. ចំនុចប្រសព្វគឺជាតំបន់រអិល។ នៅក្នុងក្របខណ្ឌនៃគំរូនេះ ពួកគេក៏ព្យាយាមពន្យល់ពីពត់មុតស្រួចនៃចានដក ដែលកំណត់ពីចំណុចកណ្តាលនៃការរញ្ជួយដីជ្រៅ និងពីទិន្នន័យ tomography រញ្ជួយដី។ ពត់មុតស្រួចនៃចានទាំងនេះក៏ត្រូវបានផ្សារភ្ជាប់ជាមួយនឹងការផ្លាស់ប្តូរដំណាក់កាលនៅជម្រៅជាក់លាក់ និងការបាត់បង់ភាពរឹងដែលត្រូវគ្នានៃចានបែបនេះ។ ទោះជាយ៉ាងណាក៏ដោយនេះមិនគិតពីលក្ខណៈនៃកម្លាំង (នៅក្នុងក្របខ័ណ្ឌនៃគំរូ tectonics ចាន) ដែលបណ្តាលឱ្យចានផ្លាស់ទីចុះក្រោម។ តើវាអាចទៅរួចទេក្នុងការពន្យល់ពីចលនាផ្តេកនៃចានបន្ទាប់ពីពត់ដោយសកម្មភាពនៃកម្លាំងទាំងនេះ? តើវាអាចទៅរួចទេក្នុងការផ្លាស់ប្តូរទិសដៅចុះក្រោមនៃចលនារបស់ចាន? សំណួរទាំងនេះចាំបាច់ត្រូវកត់សម្គាល់។ វាក៏នៅតែមានសំណួរអំពីលក្ខណៈនៃភាពផ្ទុយគ្នាយ៉ាងខ្លាំងនៃព្រំប្រទល់នៃចានចុះក្រោម។ បញ្ហាទាំងនេះមិនត្រូវបានពិភាក្សានៅក្នុងគំរូ tectonics របស់ចានទេ ហើយមិនអាចពន្យល់នៅក្នុងវាបានទេ។

ដោយគិតពីចំណុចខាងលើ ក៏ដូចជាទិន្នន័យស្រាវជ្រាវជាច្រើន ចាំបាច់ត្រូវយល់ស្របជាមួយអ្នកដែលបង្ហាញពីភាពងាយរងគ្រោះនៃគំនិតនៃចាន tectonics ។ តំបន់ Zavaritsky-Benioff គឺជាព្រំប្រទល់នៃបរិស្ថានពីរគឺ lithosphere-mantle ទ្វីប និង lithosphere-mantle មហាសមុទ្រ។ បរិស្ថានទាំងនេះមានឥទ្ធិពលយ៉ាងសំខាន់ទៅលើរចនាសម្ព័ន្ធព្រំដែន និងសក្ដានុពលរបស់វា។ ទោះជាយ៉ាងណាក៏ដោយ លក្ខណៈពិសេសមួយចំនួននៃរចនាសម្ព័ន្ធព្រំដែនបង្ហាញថា វាគឺជាការលិចដ៏មានឥទ្ធិពលនៃឧស្ម័នពន្លឺ ដែលជាចម្បងអ៊ីដ្រូសែន ពីស្នូលទៅផ្ទៃ។

លំហូរអ៊ីដ្រូសែនកើនឡើងមានលក្ខណៈធម្មជាតិ ហើយអាចត្រូវបានគ្រប់គ្រងដោយព្រំដែនដែលបានកំណត់យ៉ាងច្បាស់ ដែលត្រូវបានកំណត់ដោយលក្ខណៈរចនាសម្ព័ន្ធរបស់ឧបករណ៍ផ្ទុក។ នេះត្រូវបានបង្ហាញនៅក្នុងគំរូមន្ទីរពិសោធន៍ (រូបភាព 4.4b,c,d)។ ដូចដែលបានកត់សម្គាល់រួចមកហើយ ទៅលើផ្ទៃកំហាប់អ៊ីដ្រូសែននឹងកើនឡើង។ បន្តិចម្ដងៗ កន្លែងដែលមានបញ្ហា (ការផ្លាស់ទីលំនៅ កន្លែងទំនេរ កំហុសក្នុងការដាក់ជង់។ ដូច្នេះឧបសគ្គចម្បងនៃលំហូរនឹងជារចនាសម្ព័ន្ធខូចនិងធាតុវាយនភាពខូចទ្រង់ទ្រាយដែលត្រូវបានកាន់កាប់ដោយអ៊ីដ្រូសែនរួចហើយ។ អ៊ីដ្រូសែននឹងចាប់ផ្តើមកកកុញក្នុងចន្លោះប្រហោង និងការខូចទ្រង់ទ្រាយដោយសេរី ដែលបង្កឱ្យមានភាពតានតឹងផ្នែករចនាសម្ព័ន្ធ។

ការដាក់ស្រទាប់បញ្ឈរ និងផ្ដេកនៃអាវធំខាងលើត្រូវបានគេស្គាល់។ ធម្មជាតិនៃការបញ្ឈប់នៃអាវធំខាងលើត្រូវបានពិចារណាលើមូលដ្ឋាននៃយន្តការកំដៅ, advective-polymorphic និងយន្តការរាវ។ ការវិភាគនៃសកម្មភាពនៃដំណើរការទាំងនេះត្រូវបានពិចារណានៅក្នុងស្នាដៃរបស់ [Pavlenkova, 2002] ។ ដោយផ្អែកលើការវិភាគនេះ វាត្រូវបានគេសន្និដ្ឋានថាការបញ្ឈប់នៃអាវធំខាងលើអាចត្រូវបានពន្យល់យ៉ាងពេញលេញបំផុតដោយសកម្មភាពនៃយន្តការរាវ [Letnikov, 2000] ។ ខ្លឹមសារនៃយន្តការដែលបានពិចារណានៅទីនេះគឺថា ដោយសារតែការចល័តដ៏សំខាន់នៃសារធាតុរាវ សម្ភារៈនៃអាវទ្រនាប់កើនឡើងយ៉ាងឆាប់រហ័ស (បើប្រៀបធៀបទៅនឹងលំហូរ convective) នៅតាមបណ្តោយតំបន់ខ្សោយ ឬមានកំហុស។ នៅជម្រៅខ្លះវានៅជាប់ បង្កើតជាស្រទាប់ជាមួយនឹងការកើនឡើងកំហាប់សារធាតុរាវ។ ចលនាឡើងលើបន្ថែមទៀតនៃសារធាតុជ្រៅអាស្រ័យទៅលើភាពជ្រាបចូលនៃស្រទាប់ខាងលើ។ តំបន់ permeability បែបនេះគឺជារចនាសម្ព័ន្ធ mantle inclined រួមទាំងតំបន់ subduction ដែលសំខាន់តំបន់ប្រសព្វនៃរចនាសម្ព័ន្ធពីរផ្សេងគ្នា។ តំបន់ទាំងនេះមាន kinks ហើយក្នុងករណីខ្លះ kinks មានមុំនៅជិតមុំខាងស្តាំ។

ទោះយ៉ាងណាក៏ដោយ តំបន់នៃ "ការជ្រាបចូល" នៅក្នុងអាវធំខាងលើមិនអាចមានស្នាមប្រេះទេ ដូច្នេះពួកវាអាចជ្រាបចូលបានតែឧស្ម័នពន្លឺប៉ុណ្ណោះ (ដោយអង្គធាតុរាវគួរតែយល់បានតែឧស្ម័នពន្លឺ) ដែលបង្កើតជាដំណាក់កាលនៃការជ្រៀតចូល។ ទាំងនេះគឺជាអ៊ីដ្រូសែននិងអេលីយ៉ូម។ តំបន់ពត់កោងហាក់ដូចជាតំបន់នៃការប្រមូលផ្តុំអ៊ីដ្រូសែននៅក្នុងរចនាសម្ព័ន្ធគ្រីស្តាល់។ វាអាចត្រូវបានសន្មត់ថាលំហូរនៃអ៊ីដ្រូសែនពីស្នូលខាងក្រៅគឺថេរពាក់កណ្តាល ដូច្នេះការប្រមូលផ្តុំអ៊ីដ្រូសែននៅក្នុងតំបន់ទាំងនេះនឹងបញ្ចប់ដោយការបំបែករបស់វាចូលទៅក្នុងរចនាសម្ព័ន្ធលើស។ ឧទាហរណ៍នៃអាកប្បកិរិយាបែបនេះរបស់អ៊ីដ្រូសែនអាចជាការបំបែកយន្តហោះ (សូមមើលរូប 4.4 គ, ឃ និង 4.7-4.10) ។ របកគំហើញនេះនឹងត្រូវបានអមដោយការរៀបចំរចនាសម្ព័ន្ធឡើងវិញពីបាតឡើងលើនៃរចនាសម្ព័ន្ធគ្រីស្តាល់ដែលបានពង្រីក ដែលបង្ហាញឱ្យឃើញនៅក្នុងការខូចទ្រង់ទ្រាយយ៉ាងឆាប់រហ័សរបស់វា ពោលគឺឧ។ អ្វី​ដែល​ហៅ​ថា​រញ្ជួយ​ដី​ផ្ដោត​ខ្លាំង។ តាមធម្មជាតិ វាមិនមានភាពជាប់គាំងនៅក្នុងដំណើរការនេះទេ។ ដើម្បីគាំទ្រគំរូនេះ យើងអាចដកស្រង់ទិន្នន័យអំពីវដ្ត ឬចង្វាក់នៃការរញ្ជួយដីដែលមានការផ្តោតអារម្មណ៍យ៉ាងជ្រៅជាមួយនឹងរយៈពេលនៃ 7-8 ឆ្នាំ [Polikarpova et al., 1995] ដែលឆ្លុះបញ្ចាំងដោយប្រយោលទាំងទំហំនៃលំហូរអ៊ីដ្រូសែនជ្រៅ និង លក្ខណៈពិសេសនៃអន្តរកម្មនៃលំហូរនេះជាមួយនឹងដំណាក់កាលរឹង និងប្រតិកម្មរបស់វាចំពោះលំហូរនេះ។

ជំនួសឱ្យការសន្និដ្ឋាន។

ដំណើរការ Endogenous នៅក្នុងតំបន់ដែលហៅថា subduction ដំណើរការលើមាត្រដ្ឋានដែលលើសពីតំបន់មួយចំនួន។ ការវាស់វែងនៃការរំខាននៃវិស័យផ្សេងៗនៅក្នុងតំបន់មូលដ្ឋានអាចផ្តល់ព័ត៌មានអំពីការធ្វើឱ្យសកម្មនៃដំណើរការលំហ ឬក្នុងតំបន់។ ទោះយ៉ាងណាក៏ដោយ ពួកគេមិនអាចជួយក្នុងការវាយតម្លៃ និងព្យាករណ៍ពីប្រតិកម្មក្នុងតំបន់នៃបរិស្ថាននៅក្នុងតំបន់ជាក់លាក់នោះទេ។ ក្នុងពេលជាមួយគ្នានេះ បណ្តាញត្រួតពិនិត្យក្រាស់ ដែលអាចធ្វើទៅបាន អាចជួយក្នុងការកំណត់តំបន់ក្នុងតំបន់នៃការរំភើបចិត្តនៃបរិស្ថាន ប៉ុន្តែស្ទើរតែមិនអាចបង្ហាញពីទីតាំងដែលទំនងនៃព្រឹត្តិការណ៍ខ្លាំងនោះទេ។

ដើម្បី​គ្រប់គ្រង​អ្វី​មួយ ត្រូវតែ​គិតគូរ​ពី​ការពិត​ធំៗ ហើយ​រឹតតែ​ល្អ​ទៀត​នោះ គឺ​ត្រូវ​យល់​ពី​ការពិត​ទាំងនោះ។

មិនយូរប៉ុន្មានអ្នកវិទ្យាសាស្ត្របានដឹងថាសមុទ្រមេឌីទែរ៉ាណេកំពុងងាប់ហើយដោយវិនិច្ឆ័យដោយទិន្នន័យដែលត្រូវបានប្រមូលក្នុងអំឡុងពេលនេះមានហេតុផលដើម្បីជឿថាមហាសមុទ្រអាត្លង់ទិកដែលនៅជិតខាងនឹងត្រូវឆ្លងកាត់សម័យថ្មី។

វាមិនមែនជារឿងសម្ងាត់សម្រាប់ពិភពវិទ្យាសាស្ត្រទេដែលអាយុកាលនៃមហាសមុទ្រមានរយៈពេលរាប់រយលានឆ្នាំ ដែលតាមស្តង់ដារនៃភពផែនដីរបស់យើងគឺមិនយូរប៉ុន្មាននោះទេ។ មហាសមុទ្រខ្លះលេចឡើង ចំណែកខ្លះទៀតបាត់ជារៀងរហូត។ ដំណើរការនៃការបង្កើតត្រូវបានផ្សារភ្ជាប់ជាមួយនឹងការបែកបាក់នៃទ្វីប ដែលឆាប់ឬក្រោយមកកើតឡើង ហើយការស្លាប់នៃមហាសមុទ្រ អាស្រ័យហេតុនេះ ចាប់ផ្តើមនៅពេលដែលទ្វីបបានបុកគ្នា ហើយសំបកមហាសមុទ្របានលិចចូលទៅក្នុងអាវធំរបស់ផែនដី។

ទោះជាយ៉ាងណាក៏ដោយ ទោះបីជាមានចំណេះដឹងនេះក៏ដោយ ក៏ដំណើរការនៃការបង្កើតតំបន់រងហៅថា subduction zones នៅតែមិនច្បាស់លាស់ (ដំណើរការនេះឥឡូវចាប់ផ្តើមនៅ Atlantic)។ តំបន់ subduction ខ្លួនវាគឺជាតំបន់ពង្រីកលីនេអ៊ែរ ដែលប្លុកមួយចំនួននៃសំបកផែនដីត្រូវបានលិចនៅក្រោមផ្សេងទៀត។ ភាគច្រើននៅក្នុងពួកវា សំបកសមុទ្រត្រូវបានរុញនៅក្រោមធ្នូកោះ ឬគែមទ្វីបសកម្ម ហើយធ្លាក់ចូលទៅក្នុងអាវធំ។

ការរកឃើញដ៏គួរឱ្យចាប់អារម្មណ៍មួយនៅក្នុងតំបន់នេះត្រូវបានធ្វើឡើងដោយ Joao Duarte មកពីសាកលវិទ្យាល័យ Monash ដែលបានសម្រេចចិត្តស្វែងរកតំបន់ subduction ដែលកំពុងលេចឡើងដើម្បីសង្កេតមើលសម្រាប់ការសិក្សាបន្ថែម។ ការសង្កេតរបស់គាត់បាននាំគាត់ទៅរកគំរូ tectonic ថ្មីទាំងស្រុងនៅក្នុងតំបន់ភាគខាងត្បូងនៃប្រទេសព័រទុយហ្គាល់។ ក្នុងរយៈពេលប្រាំបីឆ្នាំ អ្នកស្រាវជ្រាវ និងក្រុមរបស់គាត់បានវាស់វែង និងធ្វើផែនទីសកម្មភាពភូមិសាស្ត្រនៅតាមបណ្តោយឆ្នេរនៃប្រទេសព័រទុយហ្គាល់ ហើយបានរកឃើញថាការរកឃើញរបស់ពួកគេបានបង្ហាញថា តំបន់ subduction ត្រូវបានបង្កើតឡើងនៅក្នុងតំបន់នេះ។

ការពិតបើកចំហ និងល្បីគឺថាតំបន់ភាគនិរតីនៃប្រទេសព័រទុយហ្កាល់ត្រូវបានប្រេះឆាជាមួយនឹងកំហុសរុញច្រាន ដែលយោងទៅតាមក្រុមរបស់លោក Duarte ត្រូវបានទាក់ទងគ្នាទៅវិញទៅមកដោយកំហុសបំលែង ដូច្នេះហើយមិនមែនជាផ្នែកដាច់ដោយឡែកនៃថ្មដែលស្ថិតនៅក្រោមកន្លែងផ្សេងទៀតនោះទេ ប៉ុន្តែតាមពិតទៅ អាំងតេក្រាលមួយ។ ប្រព័ន្ធនៃកំហុសដែលលាតសន្ធឹងជាច្រើនរយគីឡូម៉ែត្រ។ ការពិតនេះ Dutre ជឿថា គឺជាការបញ្ជាក់ពីការសន្មត់របស់ពួកគេអំពីការបង្កើតតំបន់ subduction នៅទីនេះ។

សមិទ្ធិផលសំខាន់នៃការស្រាវជ្រាវរបស់ក្រុមរបស់លោក Joao Duatre គឺសមត្ថភាពក្នុងការវិនិច្ឆ័យហេតុផលសម្រាប់ការបង្កើត។ គំនិតចម្បងនៃការស្រាវជ្រាវរបស់អ្នកវិទ្យាសាស្ត្រគឺដើម្បីគូរភាពស្របគ្នារវាងការបង្កើតតំបន់ និងតំបន់ subduction នៅសមុទ្រមេឌីទែរ៉ាណេខាងលិច។ គាត់ជឿថាកំហុសបំប្លែងគឺជាតំណភ្ជាប់រវាងតំបន់ថ្មីនេះ និងធ្នូ Gibraltar ហេតុដូច្នេះហើយ មានជម្រើសមួយដែលការផ្លាស់ប្តូរនៃចាន lithospheric មួយនៅក្រោមការរីករាលដាលមួយទៀតពីសមុទ្រមេឌីទែរ៉ាណេដែលកំពុងស្លាប់។

លោក Duarte និយាយ​ថា​៖ «​អ្នក​អាច​គិត​ថា​តំបន់​កាត់​បន្ថយ​ទាំង​នេះ​ជា​ការ​ខូច​ទ្រង់ទ្រាយ​។ - ស្នាមប្រេះនឹងរាលដាលចេញពីតំបន់ទាំងនេះ ដែលឆាប់ឬក្រោយមកនឹងនាំឱ្យមានការបាក់ឆ្អឹងនៃបន្ទះ lithospheric ។ យើង​ប្រហែល​ជា​កំពុង​ឃើញ​ចំណុច​របត់​មួយ​ក្នុង​ប្រវត្តិសាស្ត្រ​អាត្លង់ទិក»។ រួចហើយ មហាសមុទ្រអាត្លង់ទិកកំពុងស្រកចុះនៅតំបន់ការាបៀន និងភាគខាងត្បូងឆ្ងាយ។

ទោះយ៉ាងណាក៏ដោយ មិនមែនគ្រប់គ្នាគាំទ្រអ្នកវិទ្យាសាស្ត្រនោះទេ។ ប្រសិនបើនៅលើដៃម្ខាង "ទ្រឹស្តីនៃការឆ្លង" របស់ Dutre ពន្យល់ពីហេតុផលសម្រាប់ការបង្កើតតំបន់រង ផ្ទុយទៅវិញមានទិន្នន័យតិចតួចពេកនៅដំណាក់កាលបច្ចុប្បន្ន ហើយវាមិនអាចទៅរួចទេក្នុងការនិយាយដោយមានទំនុកចិត្តថាតំបន់ថ្មីមួយគឺ លោក Jacques Deverscher មកពីសាកលវិទ្យាល័យ Brest ក្នុងប្រទេសបារាំង មានប្រសាសន៍ថា

ថាតើនេះជាការពិតឬអត់ - ការស្រាវជ្រាវបន្ថែមនឹងបង្ហាញនៅពេលអនាគត ប៉ុន្តែសម្រាប់ពេលនេះយើងនឹងមិនប្រញាប់ប្រញាល់ផ្ទេរមហាសមុទ្រអាត្លង់ទិកពីបញ្ជីមហាសមុទ្រក្មេងៗទៅជាប្រភេទមនុស្សចាស់ និងស្លាប់នោះទេ។

15. ការអនុគ្រោះ។

អន្តរកម្មនៃចាន lithospheric កំឡុងពេលចលនាប្រឆាំង (ពោលគឺនៅព្រំប្រទល់បញ្ចូលគ្នា) បង្កើតឱ្យមានដំណើរការស្មុគ្រស្មាញ និងចម្រុះដែលជ្រាបចូលទៅក្នុងស្រទាប់ខាងក្នុង។ ពួកវាត្រូវបានបង្ហាញដោយតំបន់ដ៏មានឥទ្ធិពលនៃសកម្មភាព tectonomagmatic ដូចជាធ្នូកោះ គែមទ្វីបប្រភេទ Andean និងរចនាសម្ព័ន្ធភ្នំបត់។ មានអន្តរកម្មរួមនៃចាន lithospheric ពីរប្រភេទសំខាន់ៗគឺ៖ ការអូសទាញ និងការប៉ះទង្គិច។ Subduction មានការរីកចម្រើនជាកន្លែងដែល lithospheres ទ្វីប និងមហាសមុទ្រ ឬ lithospheres មហាសមុទ្រ និងមហាសមុទ្រ មកបញ្ចូលគ្នានៅព្រំដែនបញ្ចូលគ្នា។ ជាមួយនឹងចលនាប្រឆាំងរបស់ពួកគេ បន្ទះ lithospheric ធ្ងន់ជាង (តែងតែមានមហាសមុទ្រ) ទៅក្រោមម្ខាងទៀត ហើយបន្ទាប់មកលិចចូលទៅក្នុងអាវ។ ការប៉ះទង្គិច, i.e. ការប៉ះទង្គិចគ្នានៃបន្ទះ lithospheric មានការរីកចម្រើនជាកន្លែងដែល lithosphere ទ្វីបប៉ះជាមួយទ្វីបមួយ៖ ចលនាបន្តបន្ទាប់របស់ពួកគេគឺពិបាក វាត្រូវបានផ្តល់សំណងដោយការខូចទ្រង់ទ្រាយនៃ lithosphere ការឡើងក្រាស់របស់វា និង "ហ្វូងមនុស្ស" នៅក្នុងរចនាសម្ព័ន្ធភ្នំបត់។ មិនសូវជាញឹកញាប់ទេ ហើយក្នុងរយៈពេលខ្លីមួយកំឡុងពេលបង្រួបបង្រួម លក្ខខណ្ឌកើតឡើងសម្រាប់បំណែកនៃ lithosphere មហាសមុទ្រដែលត្រូវរុញទៅគែមនៃចានទ្វីប៖ ការអូសទាញរបស់វាកើតឡើង។ ជាមួយនឹងប្រវែងសរុបនៃព្រំប្រទល់ទំនើបប្រហែល 57 ពាន់គីឡូម៉ែត្រ 45 នៃពួកគេត្រូវបានកាត់បន្ថយ 12 ដែលនៅសល់គឺជាការប៉ះទង្គិច។ អន្តរកម្ម obduction នៃចាន lithospheric មិនត្រូវបានបង្កើតឡើងនៅគ្រប់ទីកន្លែងប៉ុន្មានថ្ងៃនេះទេ ទោះបីជាតំបន់ត្រូវបានគេស្គាល់ថាជាកន្លែងដែលវគ្គនៃការ obduction បានកើតឡើងនៅក្នុងពេលវេលាភូមិសាស្ត្រថ្មីៗនេះក៏ដោយ។

៦.១. Subduction: ការបង្ហាញរបស់វា របៀប និងផលវិបាកភូមិសាស្ត្រ

ត្រលប់ទៅដើមទសវត្សរ៍ទី 30 ដោយបានរកឃើញភាពមិនប្រក្រតីអវិជ្ជមានយ៉ាងខ្លាំងនៅតាមលេណដ្ឋានសមុទ្រជ្រៅនៃប្រទេសឥណ្ឌូនេស៊ី F. Vening-Meines បានសន្និដ្ឋានថានៅក្នុងតំបន់សកម្មទាំងនេះផ្នត់នៃសារធាតុ crustal ស្រាលកំពុងត្រូវបានទាញចូលទៅក្នុងអាវ។ ក្នុងពេលជាមួយគ្នានោះ បឹង F. ដែលសិក្សាពីរូបរាង និងទីតាំងនៃធ្នូកោះ បានពន្យល់ពីការបង្កើតរបស់វាដោយចំណុចប្រសព្វនៃស្វ៊ែររបស់ផែនដីជាមួយនឹងការបំបែកទំនោរដែលទ្វីបអាស៊ីផ្លាស់ទីឆ្ពោះទៅមហាសមុទ្រប៉ាស៊ីហ្វិក។ មិនយូរប៉ុន្មាន K. Wadachi ជាលើកដំបូងបានបង្កើតតំបន់រញ្ជួយដីដែលមានទំនោរលាតសន្ធឹងពីលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅក្រោមខ្សែសង្វាក់ភ្នំភ្លើងនៃកោះជប៉ុន ដែលគាំទ្រការសន្មត់នៃការតភ្ជាប់នៃធ្នូកោះជាមួយនឹងការរុញធំ (ឬរុញច្រាន) តាមបណ្តោយបរិវេណ នៃមហាសមុទ្រប៉ាស៊ីហ្វិក។

នៅចុងទសវត្សរ៍ទី 50 លោក G. Stille បានបង្ហាញពីគំនិតដែលថា ការបង្កើតលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ ដែលអមជាមួយនឹងភាពខុសប្រក្រតីនៃទំនាញអវិជ្ជមាន និងតំបន់រញ្ជួយដីដែលលាតសន្ធឹងចូលទៅក្នុងអាវទ្រនាប់ត្រូវបានផ្សារភ្ជាប់ជាមួយនឹងការរុញច្រាន oblique នៃសំបកមហាសមុទ្រ។ នៅជម្រៅជាក់លាក់មួយ វារលាយ បង្កើតឱ្យមានខ្សែសង្វាក់ភ្នំភ្លើងដែលលាតសន្ធឹងស្របទៅនឹងលេណដ្ឋាន។

គ្រោងការណ៍នេះគឺមានភាពស្និទ្ធស្នាលនឹងគំនិតទំនើបនៃ subduction ដែលជាទម្រង់នៃអន្តរកម្មបញ្ចូលគ្នានៃចាន lithospheric ។ វាបានបង្កើតឡើងនៅក្នុងទសវត្សរ៍ទី 60 នៅពេលដែលគំរូនៃការកាត់ lithospheric ត្រូវបានបង្កើតឡើង។ ពាក្យថា "subduction" ខ្លួនវា (ឡាតាំងរង - ក្រោម, ductio - នាំមុខ) ត្រូវបានខ្ចីពីភូមិសាស្ត្រអាល់ផែន: នៅដើមទសវត្សរ៍ទី 50 A. Amstutz បានហៅថាចលនា subduction និងទាញទៅជម្រៅនៃស្មុគ្រស្មាញ sialic មួយចំនួននៃភ្នំ Alps នៅក្រោមផ្សេងទៀត។ នៅក្នុងអត្ថន័យថ្មីរបស់វា ពាក្យ "ការដកខ្លួនចេញ" ត្រូវបានអនុម័តនៅក្នុងសន្និសិទ II Penrose ហើយចាប់តាំងពីពេលនោះមកត្រូវបានគេប្រើយ៉ាងទូលំទូលាយសម្រាប់គោលគំនិតជាមូលដ្ឋានមួយនៃបន្ទះ lithospheric tectonics ។ ក្នុងរយៈពេលប៉ុន្មានទសវត្សរ៍កន្លងមកនេះ ការសិក្សាអំពី subduction បានក្លាយជាសាខាយ៉ាងទូលំទូលាយនៃ geotectonics ។

វាគួរតែត្រូវបានសង្កត់ធ្ងន់ថា គោលគំនិត និងពាក្យ "ការដកខ្លួនចេញ" ត្រូវបានណែនាំ ដើម្បីបង្ហាញពីដំណើរការជ្រៅដ៏ស្មុគស្មាញ ដែលពីមុនមិនស្គាល់។ Subduction មិនអាចកាត់បន្ថយទៅជា "underthrust" ឬ "thrust" នៃចាន lithospheric បានទេ។ វិធីសាស្រ្តរបស់ពួកគេក្នុងអំឡុងពេល subduction មានវ៉ិចទ័រចលនានៃចានទំនាក់ទំនងពីរ ហើយទំនាក់ទំនងប្រែប្រួលរវាងទិសដៅ និងទំហំនៃវ៉ិចទ័រទាំងនេះត្រូវបានអង្កេត។ លើសពីនេះទៀត ក្នុងករណីដែលទំនាញទំនាញយ៉ាងលឿននៃចាន lithospheric ចូលទៅក្នុង asthenosphere កើតឡើង អន្តរកម្មរបស់ពួកគេមានភាពស្មុគស្មាញដោយការវិលត្រឡប់មកវិញនៃព្រំដែនរួម។ វាត្រូវបានបង្កើតឡើងដែលថា subduction មានការវិវឌ្ឍន៍ខុសគ្នាអាស្រ័យលើសមាមាត្រនៃវ៉ិចទ័រចលនារបស់ចាន អាយុនៃ lithosphere subducting និងកត្តាមួយចំនួនទៀត។

ចាប់តាំងពីក្នុងអំឡុងពេលនៃការដាក់បញ្ចូលបន្ទះ lithospheric មួយត្រូវបានស្រូបនៅជម្រៅ ដែលជារឿយៗផ្ទុកជាមួយវានូវទម្រង់ sedimentary នៃ trench និងសូម្បីតែថ្មនៃជញ្ជាំងព្យួរ ការសិក្សាអំពីដំណើរការ subduction គឺមានភាពលំបាកយ៉ាងខ្លាំង។ ការសង្កេតភូគព្ភសាស្ត្រក៏ត្រូវបានរារាំងដោយទឹកជ្រៅនៃមហាសមុទ្រនៅពីលើព្រំប្រទល់ subduction ។ subduction សម័យទំនើបត្រូវបានបង្ហាញនៅក្នុងការសង្គ្រោះក្រោមទឹក និងដី ចលនា និងរចនាសម្ព័ន្ធ tectonic ភ្នំភ្លើង និងលក្ខខណ្ឌ sedimentation ។ រចនាសម្ព័ន្ធជ្រៅនៃតំបន់ subduction ការរញ្ជួយដី និងការបង្ហាញកំដៅក្នុងផែនដីរបស់វាត្រូវបានសិក្សាដោយប្រើវិធីសាស្ត្រភូមិសាស្ត្រ។ ដើម្បីគណនា kinematics នៃអន្តរកម្ម subduction នៃចាន lithospheric ប៉ារ៉ាម៉ែត្រនៃចលនារបស់ពួកវាត្រូវបានប្រើ ដែលកំណត់ទាក់ទងទៅនឹងអ័ក្សរីករាលដាល និងនៅក្នុងកូអរដោនេនៃចំណុចក្តៅ ក៏ដូចជាដំណោះស្រាយចំពោះយន្តការប្រសព្វដោយផ្ទាល់នៅក្នុងផ្នែកខាងលើនៃតំបន់ Benioff ។ . ក្នុងប៉ុន្មានឆ្នាំថ្មីៗនេះ ការវាស់វែងដោយផ្ទាល់នៃចលនាដែលទាក់ទងនៃចាន lithospheric ដោយប្រើឧបករណ៍ឆ្លុះឡាស៊ែរ និងវិធីសាស្ត្រ interferometry វិទ្យុ កាន់តែមានសារៈសំខាន់។

៦.១.១. ការបង្ហាញនៃតំបន់ subduction នៅក្នុងការសង្គ្រោះ

វិធីសាស្រ្តនៃអន្តរកម្មបញ្ចូលគ្នានៃចាន lithospheric កំឡុងពេលដកខ្លួនចេញកំណត់ភាពមិនស្មើគ្នានៃតំបន់នីមួយៗ និងការធូរស្រាលរបស់វា។ បន្ទាត់នៃទំនាក់ទំនងសកម្មត្រូវបានបង្ហាញយ៉ាងច្បាស់ដោយលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ ជម្រៅដែលជារចនាសម្ព័ន្ធ lithospheric គឺពឹងផ្អែកដោយផ្ទាល់ទៅលើល្បឿននៃការដក និងលើដង់ស៊ីតេមធ្យម (ពោលគឺអាយុ) នៃចានដក។ ដោយសារលេណដ្ឋានបម្រើជាអន្ទាក់ដីល្បាប់ ជាចម្បងសម្រាប់ភាពច្របូកច្របល់នៃកោះ-ធ្នូ ឬទ្វីប ជម្រៅរបស់ពួកវាត្រូវបានបង្ខូចទ្រង់ទ្រាយដោយដីល្បាប់ ដែលត្រូវបានកំណត់ដោយលក្ខខណ្ឌសរីរវិទ្យា។ ជម្រៅនៃមហាសមុទ្រនៅពីលើលេណដ្ឋានទំនើបមានភាពខុសប្លែកគ្នាយ៉ាងទូលំទូលាយ វាគឺអតិបរមានៅក្នុងលេណដ្ឋាន Mariana (11022 ម៉ែត្រ)។ ជម្រៅនៃលេណដ្ឋានដែលទាក់ទងទៅនឹងការហើមរឹមដែលនៅជាប់គ្នានៃចានដកទឹកឈានដល់ 4000 ម៉ែត្រ។

ជាមួយនឹងប្រវែងរហូតដល់រាប់ពាន់គីឡូម៉ែត្រទទឹងនៃលេណដ្ឋានជាធម្មតាមិនលើសពី 50-100 គីឡូម៉ែត្រ។ តាមក្បួនមួយ ពួកវាត្រូវពត់កោងដោយប៉ោងមួយឆ្ពោះទៅកាន់ចានដក ដែលមិនសូវជាញឹកញាប់ពួកគេត្រង់។ លេណដ្ឋានទឹកជ្រៅទំនើបលាតសន្ធឹងកាត់កែងទៅនឹងទិសដៅនៃការដកថយ (ការកាត់រាងពងក្រពើ) ឬនៅមុំស្រួចទៅនឹងទិសដៅនេះ (ការត្រួតត្រានៃទិសអ័រតូហ្គោន និងទិសស្រដៀងគ្នាត្រូវបានបង្កើតឡើង)។

ទម្រង់នៃលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅគឺតែងតែមានភាពមិនស៊ីសង្វាក់គ្នា៖ ជញ្ជាំងផ្នែកខាងក្រោមគឺសំប៉ែត (ប្រហែល 5°) ជញ្ជាំងព្យួរគឺចោតជាង (រហូតដល់ 10 និងសូម្បីតែ 20°) ។ ពត៌មានលំអិតនៃការធូរស្រាលប្រែប្រួលអាស្រ័យលើស្ថានភាពស្ត្រេសនៃបន្ទះ lithospheric របប subduction និងលក្ខខណ្ឌផ្សេងទៀត។ នៅចំណុចប្រសព្វជាច្រើន ជម្រាលមហាសមុទ្រនៃលេណដ្ឋានមានភាពស្មុគស្មាញដោយការចាប់យកបណ្តោយ និងភ្នំ។ បាតតូចចង្អៀត និងសំប៉ែតនៃលេណដ្ឋាន ជួនកាលមានទទឹងតែពីរបីរយម៉ែត្រប៉ុណ្ណោះ មានដីល្បាប់។

ការដាក់ទម្រង់សង្គ្រោះនៅលើស៊ុមនៃលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅក៏មានលក្ខណៈមិនស្មើគ្នាដែរ។ នៅផ្នែកម្ខាងនៃមហាសមុទ្រ ទាំងនេះគឺជាការហើមរឹមតូចៗដែលកើនឡើងពី 200-1000 ម៉ែត្រពីលើផ្ទៃមហាសមុទ្រ ដោយវិនិច្ឆ័យដោយទិន្នន័យភូមិសាស្ត្រ ការហើមរឹមតំណាងឱ្យការពត់កោងនៃ lithosphere មហាសមុទ្រ ដែលមិនមានលំនឹង isostatically និងត្រូវបានគាំទ្រដោយការបង្ហាប់ផ្តេករបស់វា។ . នៅកន្លែងដែលភាពស្អិតជាប់នៃបន្ទះ lithospheric មានកម្រិតខ្ពស់ កម្ពស់នៃការហើមរឹមគឺនៅក្នុងការឆ្លើយឆ្លងដោយផ្ទាល់ជាមួយនឹងជម្រៅដែលទាក់ទងនៃផ្នែកជាប់គ្នានៃលេណដ្ឋាន។

នៅផ្នែកម្ខាងទៀត ពីលើស្លាបព្យួរ ("កំពុងរង់ចាំ") នៃតំបន់ទំនាប ស្របទៅនឹងលេណដ្ឋាន លាតសន្ធឹងជួរភ្នំខ្ពស់ ឬជួរភ្នំក្រោមទឹក ដែលដូចនឹងបង្ហាញខាងក្រោម មានរចនាសម្ព័ន្ធ និងប្រភពដើមខុសគ្នា។ ប្រសិនបើការបញ្ចុះត្រូវបានដឹកនាំដោយផ្ទាល់នៅក្រោមគែមទ្វីប (ហើយលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅនៅជាប់នឹងរឹមនេះ) ច្រាំងសមុទ្រ និងជួរសំខាន់ដែលបំបែកចេញពីវាដោយជ្រលងបណ្តោយត្រូវបានបង្កើតឡើងជាធម្មតា សណ្ឋានដីអាចស្មុគស្មាញដោយសំណង់ភ្នំភ្លើង។ . ក្រោយមកទៀតក៏ត្រូវបានផ្សារភ្ជាប់ជាមួយនឹង subduction ដែលមានទីតាំងនៅចម្ងាយជាក់លាក់មួយពីលេណដ្ឋានសមុទ្រជ្រៅ។ Andes គឺជាតំបន់ដ៏មានឥទ្ធិពលបំផុត និងជាតំណាងនៃប្រព័ន្ធភ្នំទំនើបនៃប្រភពដើមនេះ។

នៅកន្លែងដែលតំបន់ subduction មិនមានទីតាំងនៅគែមនៃទ្វីបនោះ ទម្រង់ដីវិជ្ជមានមួយគូដែលមានប្រភពដើមស្រដៀងគ្នាត្រូវបានតំណាងដោយធ្នូកោះ។ នេះគឺជាធ្នូខាងក្រៅដែលមិនមែនជាភ្នំភ្លើង (ភ្លាមៗនៅជាប់នឹងលេណដ្ឋាន) ហើយត្រូវបានបំបែកដោយការធ្លាក់ទឹកចិត្ត ស្របទៅនឹងវា ដែលជាផ្នែកសំខាន់មួយនៃភ្នំភ្លើងខាងក្នុង។ ជួនកាល ធ្នូកោះខាងក្រៅមិនបង្កើតទេ ហើយវាត្រូវគ្នាទៅនឹងការពត់យ៉ាងមុតស្រួចនៅក្នុងការសង្គ្រោះក្រោមទឹកនៅគែមនៃលេណដ្ឋានសមុទ្រជ្រៅ។ ធ្នូកោះទំនើបភាគច្រើនមានទីតាំងនៅគែមខាងលិចនៃមហាសមុទ្រប៉ាស៊ីហ្វិក៖ ពីធ្នូ Aleutian និង Kuril-Kamchatka នៅភាគខាងជើងដល់ធ្នូ Kermadec នៅភាគខាងត្បូង។ ក្រោយមកទៀតពង្រីកស្ទើរតែជាលីនេអ៊ែរ៖ រូបរាងរាងមូលនៃជួរភ្នំភ្លើង និងមិនមែនភ្នំភ្លើង លេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ/និងការបង្ហាញផ្សេងទៀតនៃតំបន់ subduction ដែលឈានដល់ផ្ទៃគឺរីករាលដាល មិនចៃដន្យ ប៉ុន្តែមិនមែនជាកាតព្វកិច្ចទេ។

ចាប់តាំងពីតំបន់ subduction ណាមួយចូលទៅក្នុងជម្រៅ obliquely ឥទ្ធិពលរបស់វានៅលើជញ្ជាំងព្យួរនិងការសង្គ្រោះរបស់វាអាចពង្រីក 600-700 គីឡូម៉ែត្រឬច្រើនជាងនេះពីលេណដ្ឋានដែលអាស្រ័យជាចម្បងលើមុំទំនោរ។ ក្នុងពេលជាមួយគ្នានេះ ដោយអនុលោមតាមលក្ខខណ្ឌ tectonic ទម្រង់នៃការសង្គ្រោះផ្សេងៗត្រូវបានបង្កើតឡើង ដែលនឹងត្រូវបានពិភាក្សាខាងក្រោម នៅពេលកំណត់លក្ខណៈនៃស៊េរីរចនាសម្ព័ន្ធនៅពេលក្រោយនៅពីលើតំបន់ subduction ។

៦.១.២. ទីតាំង Tectonic និងប្រភេទសំខាន់ៗនៃតំបន់រង

ទីតាំងបច្ចុប្បន្ននៃតំបន់ subduction គឺធម្មជាតិខ្លាំងណាស់ ពួកគេភាគច្រើនត្រូវបានបង្ខាំងនៅបរិវេណនៃមហាសមុទ្រប៉ាស៊ីហ្វិក។ ប្រព័ន្ធរងនៃអង់ទីលតិច និងខាងត្បូង ទោះបីជាមានទីតាំងនៅអាត្លង់ទិកក៏ដោយ វាមានទំនាក់ទំនងយ៉ាងជិតស្និទ្ធនៅក្នុងប្រភពដើមរបស់វាទៅនឹងការវិវត្តនៃរចនាសម្ព័ន្ធនៃស៊ុមប៉ាស៊ីហ្វិក ជាមួយនឹងការពត់កោង និងការជ្រៀតចូលរបស់វាឆ្ងាយទៅខាងកើតក្នុងចន្លោះទំនេរដែលបើករវាង ទ្វីបអាមេរិកខាងជើង អាមេរិកខាងត្បូង និងអង់តាក់ទិក។ ប្រព័ន្ធ Subduction Sunda មានភាពឯករាជ្យជាង ទោះជាយ៉ាងណាក៏ដោយ វាក៏មានទំនាញឆ្ពោះទៅរកក្រុមរចនាសម្ព័ន្ធនៃ Pacific Rim ផងដែរ។ ដូច្នេះហើយ នាពេលបច្ចុប្បន្ន តំបន់រងទាំងអស់ដែលបានទទួលការអភិវឌ្ឍន៍ពេញលេញ និងលក្ខណៈគឺនៅក្នុងវិធីមួយ ឬមួយផ្សេងទៀតដែលភ្ជាប់ជាមួយនឹងខ្សែក្រវ៉ាត់ដ៏មានឥទ្ធិពលបំផុតនៃសកម្មភាព tectonic ទំនើបនេះ។ មានតែតំបន់រងតូច រាក់ និងជាក់លាក់មួយចំនួនប៉ុណ្ណោះ (ដូចជា Aegean, Aeolian) ដែលអភិវឌ្ឍនៅក្នុងអាងមេឌីទែរ៉ាណេ ដែលជាវត្ថុបុរាណនៃមហាសមុទ្រ Mesozoic-Cenozoic Tethys ។ គែមខាងជើងនៃ Tethys ក៏ត្រូវបានទទួលមរតកដោយតំបន់ Mekran ផងដែរ។

ភូគព្ភសាស្ត្រប្រវត្តិសាស្ត្រអនុញ្ញាតឱ្យយើងយល់ពីគំរូដែលបានរៀបរាប់ខាងលើនៃទីតាំងទំនើបនៃតំបន់ subduction ។ នៅដើមនៃ Mesozoic ពួកគេស្ទើរតែទាំងស្រុងនូវឧបទ្វីប Pangea ដែលបង្រួបបង្រួមនៅពេលនោះ ដែលនៅក្រោម lithosphere នៃមហាសមុទ្រ Panthalassa ដែលព័ទ្ធជុំវិញត្រូវបានដក។ ក្រោយមក នៅពេលដែលមហាទ្វីបបានបែកបាក់ជាបណ្តើរៗ ហើយបំណែករបស់វាបានផ្លាស់ទីដោយផ្ចិតផ្ចង់ តំបន់ subduction បានបន្តអភិវឌ្ឍនៅពីមុខផ្នែកខាងមុខនៃចលនានៃទ្វីប។ ដំណើរការទាំងនេះមិនឈប់រហូតដល់សព្វថ្ងៃនេះទេ។ ដោយសារមហាសមុទ្រប៉ាស៊ីហ្វិកទំនើបគឺជាលំហដែលនៅសេសសល់ពី Panthalassa តំបន់ subduction ដែលលេចឡើងនៅលើស៊ុមរបស់វាដូចដែលវាគឺជាបំណែកនៃរង្វង់ subduction ដែលព័ទ្ធជុំវិញ Pangea ។ នាពេលបច្ចុប្បន្នពួកវាមានទីតាំងនៅលើបន្ទាត់នៃរង្វង់ដ៏អស្ចារ្យនៃស្វ៊ែររបស់ផែនដី ហើយជាមួយនឹងការឆ្លងកាត់នៃពេលវេលាភូគព្ភសាស្ត្រ នៅពេលដែលតំបន់នៃមហាសមុទ្រប៉ាស៊ីហ្វិកបន្តរួញតូច ពួកវានឹងប្រហែលជាអាចបញ្ចូលគ្នាកាន់តែជិតទៅនឹងស៊ុមរបស់វា។

តំបន់ subduction មេឌីទែរ៉ាណេ មិនមានប្រព័ន្ធផ្សព្វផ្សាយដែលទាក់ទងគ្នាទេ ហើយហាក់ដូចជាត្រូវបានគាំទ្រដោយការបិទនៃសមុទ្រ Tethys ដែលជាពន្លកដ៏សំខាន់នៃ Panthalassa ។

ធម្មជាតិនៃផ្នែកអន្តរកម្មនៃ lithosphere កំណត់ភាពខុសគ្នារវាងប្រភេទ tectonic សំខាន់ៗនៃតំបន់ subduction: continental-margin (Andean) និង oceanic (Mariana) ទីមួយត្រូវបានបង្កើតឡើងដែលជាកន្លែងដែល lithosphere មហាសមុទ្រស្ថិតនៅក្រោមទ្វីប ទីពីរ - ។ ក្នុងអំឡុងពេលអន្តរកម្មនៃផ្នែកពីរនៃ lithosphere មហាសមុទ្រ។

រចនាសម្ព័ននិងរបបដកនៃតំបន់រឹមទ្វីបមានភាពចម្រុះ និងអាស្រ័យលើលក្ខខណ្ឌជាច្រើន។ ទន្លេ Andean ដែលវែងជាងគេបំផុត (ប្រហែល 8 ពាន់គីឡូម៉ែត្រ) ត្រូវបានកំណត់ដោយការចុះក្រោមយ៉ាងទន់ភ្លន់នៃ lithosphere មហាសមុទ្រវ័យក្មេង ឥទ្ធិពលនៃភាពតានតឹងបង្ហាប់ និងការកសាងភ្នំនៅលើស្លាបទ្វីប។ Sunda Arc ត្រូវបានសម្គាល់ដោយអវត្ដមាននៃភាពតានតឹងបែបនេះ ដែលអាចធ្វើឱ្យមានលទ្ធភាពនៃការស្តើងនៃសំបកទ្វីប ដែលផ្ទៃខាងលើភាគច្រើនស្ថិតនៅក្រោមកម្រិតទឹកសមុទ្រ។ lithosphere មហាសមុទ្របុរាណកាន់តែច្រើនត្រូវបានដកពីក្រោមវាទៅជម្រៅនៅមុំចោតជាង។

ប្រភេទជប៉ុននៃតំបន់ subduction ក៏អាចត្រូវបានចាត់ទុកថាជាភាពខុសគ្នានៃតំបន់ marginal-ទ្វីបដែលជាគំនិតមួយដែលត្រូវបានផ្តល់ឱ្យដោយផ្លូវប្រសព្វឆ្លងកាត់ជប៉ុន Trench - សមុទ្រ Honshu-Japan ត្រូវបានកំណត់លក្ខណៈដោយវត្តមាននៃរឹមមួយ។ បាតសមុទ្រដែលមានសំបកដែលទើបបង្កើតថ្មីនៃប្រភេទមហាសមុទ្រ ឬ suboceanic ។ ទិន្នន័យភូគព្ភសាស្ត្រ និងស្លេកស្លាំង ធ្វើឱ្យវាអាចតាមដានការបើកនៃសមុទ្រជប៉ុន ដែលជាបន្ទះនៃ lithosphere ទ្វីបត្រូវបានបំបែកចេញពីរឹមអាស៊ី។ ពត់បន្តិចម្តងៗ វាបានប្រែទៅជាធ្នូរបស់កោះជប៉ុន ជាមួយនឹងមូលដ្ឋានទ្វីប sialic ពោលគឺឧ។ ចូលទៅក្នុងធ្នូនៃកោះ eisial ។ ខាងក្រោមនេះ យើងនឹងត្រឡប់ទៅសំណួរថា ហេតុអ្វីបានជាក្នុងករណីខ្លះ ការអភិវឌ្ឍន៍នៃតំបន់អនុទ្វីបរឹម-ទ្វីប នាំទៅដល់ការបើកសមុទ្ររឹម ខណៈខ្លះទៀតវាមិនកើតឡើងនោះទេ។

ក្នុងអំឡុងពេលនៃការបង្កើតតំបន់រងនៃប្រភេទមហាសមុទ្រ (ម៉ារីយ៉ាណា) លីថូស្ហ្វៀនៃមហាសមុទ្របុរាណ (ហើយដូច្នេះមានថាមពលខ្លាំងជាង និងធ្ងន់ជាង) ត្រូវបានដកចេញពីក្រោមក្រោមមួយនៅគែមដែល (នៅលើមូលដ្ឋានស៊ីមេទ្រី) ត្រូវបានបង្កើតឡើង។ ensimatiកោសកោះ។ឧទាហរណ៏នៃតំបន់ subduction បែបនេះ រួមជាមួយនឹង Mariana អាចជាប្រព័ន្ធធ្នូរបស់កោះដូចជា Izu-Bopin, Tonga-Kermadec និង Southern Lntil ។ គ្មានតំបន់រងទាំងនេះទេ យ៉ាងហោចណាស់ក្នុងរយៈពេលថ្មីៗនេះត្រូវបានបង្កើតឡើងនៅកណ្តាលមហាសមុទ្រ៖ ពួកគេទំនាញឆ្ពោះទៅរករចនាសម្ព័ន្ធស្មុគស្មាញនៃរចនាសម្ព័ន្ធនៅក្នុងស៊ុមមហាសមុទ្រ។

នៅក្នុងករណីទាំងអស់ដែលបានពិចារណា លីចូសនៃប្រភេទមហាសមុទ្រត្រូវបានដក។ ដំណើរការដំណើរការខុសគ្នានៅពេលដែល lithosphere ទ្វីបចូលទៅជិតព្រំប្រទល់ជាប់គ្នាទាំងសងខាង។ វារួមបញ្ចូលសំបកក្រាស់ និងដង់ស៊ីតេទាប។ ដូច្នេះ ការបញ្ចូលគ្នាកើតឡើងនៅទីនេះ ជាការប៉ះទង្គិច ដែលត្រូវបានអមដោយការ delamination tectonic និងការខូចទ្រង់ទ្រាយស្មុគស្មាញនៃផ្នែកខាងលើនៃ lithosphere ។ តំបន់ប៉ះទង្គិចជាច្រើនមានលក្ខណៈមិនស៊ីមេទ្រី; នេះគឺជាសកម្មភាព tectonic បច្ចុប្បន្ននៃហិម៉ាឡៃយ៉ានៅចំណុចប្រសព្វនៃចានទ្វីបនៃអឺរ៉ាស៊ីនិងហិណ្ឌូស្ថាន។ យើង​នឹង​ចាត់​ទុក​ប្រភេទ​នៃ​ព្រំដែន​រួម​នេះ​ថា​ជា​ប្រភេទ​នៃ​ការ​ប៉ះទង្គិច។

ទោះជាយ៉ាងណាក៏ដោយ ក្នុងករណីភាគច្រើន A-subduction មានធម្មជាតិ tectonic ផ្សេងគ្នា ហើយដូចដែលបានកត់សម្គាល់ដោយ A. Bally ត្រូវបានផ្សារភ្ជាប់ជាមួយនឹងការដឹកនាំឆ្ពោះទៅកាន់ការចុះចូលកាន់តែជ្រៅនៃ lithosphere មហាសមុទ្រ។ វាអភិវឌ្ឍនៅផ្នែកខាងក្រោយនៃរចនាសម្ព័ន្ធភ្នំនៅគែមទ្វីប ជាកន្លែងដែល lithosphere ដកពីមហាសមុទ្រមានសមត្ថភាពបញ្ចេញសម្ពាធលើទ្វីប បង្កើតកំហុសបញ្ច្រាស និងរុញច្រានចេញពីមហាសមុទ្រ។ ឧទាហរណ៍មួយគឺការកេងប្រវ័ញ្ចនៃខ្សែសង្វាក់ Subandian ដែលជាភ្នំ Rocky ។ វាអាចទៅរួចដែលថា នៅក្រោមឥទ្ធិពលនៃការអូសទាញយ៉ាងជ្រៅ ការទាញចុះក្រោមនៃ autochthon ទ្វីបនៃការរុញច្រានដែលពាក់ព័ន្ធបែបនេះក៏កើតឡើងផងដែរ។ តំបន់រង A-subduction ស្រដៀងគ្នា ដែលមានទីតាំងនៅខាងលើតំបន់អនុទ្វីបដ៏មានឥទ្ធិពល ទំនងជាបន្ទាប់បន្សំពីពួកវា។ ពួកវាសមនឹងរចនាសម្ព័ន្ធ paragenesis នៃរឹមទ្វីប។

៦.១,៣. ការបង្ហាញភូគព្ភសាស្ត្រនៃតំបន់រង

វិធីសាស្រ្តនៃការរញ្ជួយដី ការរញ្ជួយដី ទំនាញផែនដី ម៉ាញ៉េទិច ការបន្លឺសំឡេង magnetotelluric ភូគព្ភសាស្ត្រ ការបំពេញគ្នាទៅវិញទៅមក ផ្តល់ព័ត៌មានផ្ទាល់អំពីស្ថានភាពជ្រៅនៃរូបធាតុ និងរចនាសម្ព័ន្ធនៃតំបន់ subduction ដែលអាចត្រូវបានតាមដានដោយជំនួយរបស់វាចុះទៅផ្នែកខាងក្រោម។ ទម្រង់ការរញ្ជួយដីពហុឆានែលធ្វើឱ្យវាអាចទទួលបានទម្រង់រចនាសម្ព័ន្ធនៃតំបន់ subduction ចុះទៅជម្រៅរាប់សិបគីឡូម៉ែត្រជាមួយនឹងគុណភាពបង្ហាញខ្ពស់។ នៅលើទម្រង់បែបនេះ ការផ្លាស់ទីលំនៅសំខាន់នៃតំបន់ subduction អាចត្រូវបានគេដឹង ក៏ដូចជារចនាសម្ព័ន្ធខាងក្នុងនៃចាន lithospheric នៅលើផ្នែកទាំងពីរនៃរចនាសម្ព័ន្ធនេះ។

ដោយប្រើវិធីសាស្រ្ត tomography រញ្ជួយដី lithosphere subducting អាចត្រូវបានតាមដានយ៉ាងជ្រៅទៅក្នុង mantle ចាប់តាំងពី lithosphere នេះខុសពីថ្មជុំវិញដែលមានលក្ខណៈសម្បត្តិបត់បែនខ្ពស់ ("កត្តាគុណភាពរញ្ជួយ") និងលក្ខណៈល្បឿន។ ទម្រង់បង្ហាញពីរបៀបដែលចានដកឆ្លងកាត់ស្រទាប់ asthenospheric សំខាន់។ នៅតំបន់ខ្លះ រួមទាំងនៅជិត Kamchatka វាបន្តដំណើរទៅមុខជាលំដាប់ ដោយចូលទៅក្នុងស្រទាប់ខាងក្រោមទៅជម្រៅ 1200 គីឡូម៉ែត្រ។

អន្តរកម្មរួមនៃ lithosphere នៅក្នុងតំបន់ subduction បង្កើតភាពតានតឹងដែលរំខានដល់លំនឹង isostatic និងរក្សាការពត់កោងនៃចាន lithospheric និងការធូរស្បើយ tectonic ដែលត្រូវគ្នា។ ជី រ៉ាវីមេទ្រីរកឃើញភាពខុសប្រក្រតីនៃទំនាញខ្លាំង ដែលលាតសន្ធឹងតាមតំបន់ subduction ហើយនៅពេលឆ្លងកាត់វា ផ្លាស់ប្តូរតាមលំដាប់ធម្មតា។ នៅពីមុខលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅក្នុងមហាសមុទ្រ ភាពមិនធម្មតាជាវិជ្ជមានរហូតដល់ 40-60 mGl ដែលត្រូវបានបង្ខាំងទៅនឹងការហើមរឹម ជាធម្មតាត្រូវបានតាមដាន។ វាត្រូវបានគេជឿថាវាបណ្តាលមកពីការពត់កោង anticlinal យឺតនៃ lithosphere មហាសមុទ្រនៅដើមតំបន់ subduction ។ នេះត្រូវបានបន្តដោយភាពមិនប្រក្រតីអវិជ្ជមានខ្លាំង (120-200 តិចជាញឹកញាប់រហូតដល់ 300 mGl) ដែលលាតសន្ធឹងលើលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ ហើយត្រូវបានផ្លាស់ទីលំនៅជាច្រើនគីឡូម៉ែត្រទៅកាន់ផ្នែកកោះ-ធ្នូ (ឬទ្វីប) របស់វា។ ភាពខុសប្រក្រតីនេះជាប់ទាក់ទងជាមួយភាពធូរស្រាលនៃសំបកកង់ទិចនៃ lithosphere ហើយក្នុងករណីជាច្រើនជាមួយនឹងការកើនឡើងនៃកម្រាស់នៃស្រទាប់ sedimentary ។ នៅផ្នែកម្ខាងទៀតនៃលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ ភាពមិនធម្មតាវិជ្ជមានខ្ពស់ (1C0-300 mGl) ត្រូវបានគេសង្កេតឃើញនៅពីលើជញ្ជាំងព្យួរនៃតំបន់ subduction ។ ការប្រៀបធៀបនៃតម្លៃទំនាញផែនដីដែលបានសង្កេតជាមួយនឹងតម្លៃដែលបានគណនាបញ្ជាក់ថា អតិបរមាទំនាញនេះអាចបណ្តាលមកពីការទម្លាក់ oblique នៃថ្មក្រាស់ចូលទៅក្នុង asthenosphere ពី lithosphere ត្រជាក់ដែលទាក់ទង។ នៅក្នុងប្រព័ន្ធកោះ-ធ្នូ ការបន្តនៃទម្រង់ទំនាញជាធម្មតាត្រូវបានអនុវត្តដោយភាពមិនប្រក្រតីវិជ្ជមានតូចៗនៅលើអាងសមុទ្ររឹម។

subduction សម័យទំនើបក៏ត្រូវបានបង្ហាញនៅក្នុងទិន្នន័យផងដែរ។ វេទមន្តនីតូមេទ្រី។ផែនទីនៃភាពមិនប្រក្រតីម៉ាញេទិកលីនេអ៊ែរនៃអាងប្រភេទមហាសមុទ្រ បែងចែកយ៉ាងច្បាស់នូវព្រំប្រទល់ tectonic របស់ពួកគេនៃការប្រេះឆា និងធម្មជាតិ subduction ។ ប្រសិនបើទាក់ទងទៅនឹងអតីតភាពខុសប្រក្រតីលីនេអ៊ែរនៃសំបកមហាសមុទ្រមានភាពស៊ីសង្វាក់គ្នា (ស្របនឹងពួកវា) នោះព្រំប្រទល់នៃផ្នែករងគឺស្ងប់ស្ងាត់ ពួកគេបានកាត់ផ្តាច់ប្រព័ន្ធភាពមិនប្រក្រតីនៅមុំណាមួយ អាស្រ័យលើអន្តរកម្មរួមនៃចាន lithospheric ។

នៅពេលដែល lithosphere មហាសមុទ្រត្រូវបានជ្រមុជនៅក្នុងលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ អាំងតង់ស៊ីតេនៃភាពមិនប្រក្រតីលីនេអ៊ែរ ជារឿយៗថយចុះជាច្រើនដង ដែលត្រូវបានសន្មតថាពន្យល់ដោយ demagnetization នៃថ្មដោយសារតែភាពតានតឹងពត់កោង។ ក្នុងករណីផ្សេងទៀត ភាពមិនប្រក្រតីអាចត្រូវបានគេតាមដានទៅព្រំដែនរួម និងសូម្បីតែបន្ថែមទៀត។

ការសង្កេតអាកាសធាតុរកឃើញការថយចុះនៃលំហូរកំដៅនៅពេលដែល lithosphere ត្រជាក់ដែលទាក់ទងនៅក្រោមកោះ-ធ្នូ (ឬទ្វីប) នៃលេណដ្ឋានសមុទ្រជ្រៅ។ ទោះជាយ៉ាងណាក៏ដោយ បន្ថែមទៀត នៅពេលដែលយើងចូលទៅជិតខ្សែក្រវាត់នៃភ្នំភ្លើងសកម្ម លំហូរកំដៅកើនឡើងយ៉ាងខ្លាំង។ វាត្រូវបានគេជឿថាថាមពលដែលបានបញ្ចេញនៅជម្រៅដែលជាលទ្ធផលនៃការកកិត subduction ការបង្ហាប់ adiabatic និងការបំប្លែងសារធាតុរ៉ែ exothermic ត្រូវបានអនុវត្តនៅទីនោះ។

ដូច្នេះ ទិន្នន័យពីវិធីសាស្ត្រភូគព្ភសាស្ត្រផ្សេងៗគ្នាគឺស្ថិតក្នុងការព្រមព្រៀងគ្នាយ៉ាងល្អដែលពួកគេបានបម្រើជាមូលដ្ឋានសម្រាប់គំរូនៃការដក lithospheric ដែលត្រូវបានត្រួតពិនិត្យ និងចម្រាញ់នៅពេលដែលទិន្នន័យទាំងនេះត្រូវបានបំពេញបន្ថែម។

៦.១.៤. តំបន់ Benioff

ការបង្ហាញជាក់ស្តែងបំផុតនៃ subduction ទំនើបគឺ ដូចដែលបានកត់សម្គាល់ខាងលើ តំបន់ប្រសព្វនៃការរញ្ជួយដីដែលទៅ obliquely ទៅជម្រៅ។ នៅពាក់កណ្តាលទសវត្សរ៍ទី 30 លោក K. Wadachi បានបង្កើតតំបន់បែបនេះជាលើកដំបូងនៅជិតប្រទេសជប៉ុន ហើយនៅក្នុងទសវត្សរ៍បន្ទាប់ (1938-1945) B. Gutenberg និង C. Richter បានបោះពុម្ពផ្សាយព័ត៌មានអំពីតំបន់រញ្ជួយដីភាគច្រើនដែលនៅសល់។ សេចក្តីសង្ខេបជាសកលនៃអ្នកនិពន្ធទាំងនេះបានបង្កើតចំណាប់អារម្មណ៍ជាច្រើន។ រួចទៅហើយនៅឆ្នាំ 1946 ជាពិសេសអត្ថបទមួយដោយអ្នកជំនាញខាងសត្វពាហនៈនិងភ្នំភ្លើងដ៏ល្បីល្បាញ A. N. Zavaritsky "ការពិតមួយចំនួនដែលត្រូវតែយកមកពិចារណានៅក្នុងសំណង់ tectonic" បានលេចចេញជាកន្លែងដែលគំនិតត្រូវបានបង្កើតឡើងអំពីតួនាទីចម្បងនៃតំបន់សកម្មរញ្ជួយដីក្នុងទំនាក់ទំនង។ ចំពោះ​អ្នក​ដែល​បាន​សង្កេត​ឃើញ​នៅ​ខាង​លើ​ពួកវា​នៅ​ជិត​ដំណើរការ​បច្ចេកវិជ្ជា​ផ្ទៃ និង​ភ្នំភ្លើង ដែល​ជា​អនុវិទ្យាល័យ​ក្នុង​ន័យ​នេះ។

នៅឆ្នាំ ១៩៤៩-១៩៥៥ ។ H. Benioff នៃវិទ្យាស្ថានបច្ចេកវិទ្យាកាលីហ្វ័រញ៉ាបានបោះពុម្ពឯកសារសំយោគជំនាន់ក្រោយស្តីពីតំបន់ប្រសព្វនៃការរញ្ជួយដី។ នៅក្នុងឆ្នាំទាំងនោះ គោលគំនិតនៃ "សំបកផែនដីថ្មី" កំពុងតែមានភាពចាស់ទុំ អ្នកបង្កើតដែលប្រើយ៉ាងទូលំទូលាយនូវការងាររបស់ H. Benioff លើតំបន់រញ្ជួយដី ហើយបានចាប់ផ្តើមហៅពួកគេថា "តំបន់ Benioff" ។ ឈ្មោះនេះមានឫសគល់នៅក្នុងពាក្យភូគព្ភសាស្ត្រ និងភូគព្ភសាស្ត្រ ខណៈពេលដែលអាទិភាពរបស់ K. Wadati ត្រូវបានទទួលស្គាល់ ហើយកិត្តិយសត្រូវបានបង់ចំពោះការរកឃើញជាមូលដ្ឋានរបស់អ្នកវិទ្យាសាស្ត្រនេះ។

រហូតមកដល់បច្ចុប្បន្ន សម្ភារៈយ៉ាងទូលំទូលាយត្រូវបានប្រមូលផ្តុំនៅលើរចនាសម្ព័ន្ធ និងលក្ខណៈនៃតំបន់ប្រសព្វនៃការរញ្ជួយដី Benioff ។ ទីតាំងនៃប្រភពរញ្ជួយដី ទំហំរបស់វា ក៏ដូចជាលទ្ធផលនៃការដោះស្រាយយន្តការប្រសព្វរបស់ពួកគេត្រូវបានគេយកមកពិចារណា ដែលធ្វើឱ្យវាអាចវិនិច្ឆ័យការតំរង់ទិសនៃអ័ក្សស្ត្រេសសំខាន់ៗ។ ទីតាំងនៃ foci ជ្រៅជាធម្មតាត្រូវបានបង្ហាញនៅលើផែនទី (ឧទាហរណ៍នៅក្នុងការព្យាករលើយន្តហោះផ្ដេក) ក៏ដូចជានៅលើ "ទម្រង់" ឆ្លងកាត់និងបណ្តោយនៃតំបន់ Benioff ។ "ទម្រង់" នីមួយៗគឺជាការព្យាករណ៍នៃប្រភពរញ្ជួយដីទៅលើផ្ទៃបញ្ឈរ។ ដើម្បីបង្កើត "កម្រងព័ត៌មាន" ឆ្លងកាត់ ផ្នែកជាក់លាក់នៃតំបន់ Benioff ត្រូវបានយក ហើយ foci នៅក្នុងវាត្រូវបានព្យាករលើយន្តហោះបញ្ឈរមួយតម្រង់ទៅឈើឆ្កាងនៃកូដកម្មក្នុងតំបន់។ ពេលខ្លះយន្តហោះបញ្ឈរនេះត្រូវបានតម្រង់ទិសក្នុងទិសដៅនៃការដកថយ ដែលអាចកើតឡើងនៅមុំផ្សេងគ្នាទៅនឹងការធ្វើកូដកម្មនៃតំបន់។ "ទម្រង់" បណ្តោយនៃតំបន់ Benioff ត្រូវបានទទួលដោយការព្យាករប្រភពរញ្ជួយដីទៅលើផ្ទៃបញ្ឈរដែលដើរតាមតំបន់ប្រសព្វរញ្ជួយដោយពត់ជាមួយវា។

ជម្រៅនៃតំបន់ Benioff ។ ដោយការប្រៀបធៀបទីតាំងនៃប្រភពរញ្ជួយដីជាមួយនឹងលទ្ធផលនៃ tomography seismic សម្រាប់តំបន់ subduction ដូចគ្នា មនុស្សម្នាក់អាចជឿជាក់បានថាការដួលរលំនៃ lithosphere ដំបូងទៅជម្រៅជាក់លាក់មួយ បង្កើតប្រភពនៃការរំញ័រយឺត ហើយបន្ទាប់មកបន្តជាដំណើរការ aseismic ។ . នេះប្រហែលជាត្រូវបានកំណត់ជាចម្បងដោយការថយចុះនៃលក្ខណៈសម្បត្តិនៃការបត់បែននៃ lithosphere subduing នៅពេលដែលវាក្តៅឡើង។ ជម្រៅនៃតំបន់ Benioff ពឹងផ្អែកជាចម្បងលើកម្រិតសំឡេង។ ក្នុងពេលតែមួយពីភាពចាស់ទុំនៃ lithosphere មហាសមុទ្រដែលលាតសន្ធឹង ដែលបង្កើនកម្រាស់របស់វា និងត្រជាក់ទៅតាមអាយុ។

និយតករសំខាន់ទីពីរនៃជម្រៅនៃតំបន់ Benioff គឺអត្រានៃការដកថយ។

ជម្រៅដែលបានសង្កេតឃើញនៃតំបន់ Benioff ប្រែប្រួលយ៉ាងទូលំទូលាយទាំងពីតំបន់មួយទៅតំបន់មួយទៀត និងតាមបណ្តោយកូដកម្មនៃតំបន់ដូចគ្នា។ ជាពិសេស ជម្រៅនៃតំបន់ប្រសព្វនៃការរញ្ជួយដីដ៏វែងបំផុតមួយគឺ Andean ថយចុះពី 600 គីឡូម៉ែត្រនៅផ្នែកកណ្តាលរបស់វាទៅ 150-100 គីឡូម៉ែត្រនៅលើគែម។

ការចែកចាយបញ្ឈរនៃប្រភពរញ្ជួយនៅក្នុងតំបន់ Benioff គឺមិនស្មើគ្នាខ្លាំង។ ចំនួនរបស់ពួកគេគឺអតិបរមានៅផ្នែកខាងលើនៃតំបន់ ថយចុះអិចស្ប៉ូណង់ស្យែលទៅជម្រៅ 250-300 គីឡូម៉ែត្រ ហើយបន្ទាប់មកកើនឡើង ដែលផ្តល់កម្រិតកំពូលក្នុងចន្លោះពី 450 ទៅ 600 គីឡូម៉ែត្រ។

ទិសដៅនៃជម្រាលនៃតំបន់ Benioff ។ តំបន់ Benioff ទាំងអស់ត្រូវបានតម្រង់ទិស។ នៅក្នុងប្រព័ន្ធរឹមទ្វីប រួមទាំងប្រព័ន្ធសំណង់ស្មុគ្រស្មាញនៃប្រភេទជប៉ុន ពួកគេតែងតែចុះទៅទ្វីប ដោយសារវាជា lithosphere មហាសមុទ្រដែលកាត់។

ទម្រង់តំបន់ Benioff ។ ទំនោរនៃតំបន់ប្រសព្វនៃការរញ្ជួយដីនីមួយៗផ្លាស់ប្តូរជាមួយនឹងជម្រៅ ដោយហេតុនេះកំណត់ទម្រង់ឆ្លងកាត់របស់វា។ មុំតូចនៃទំនោរនៅលើផ្ទៃ (35-10°) កើនឡើងជាមួយនឹងជម្រៅ: ដំបូងបន្តិច បន្ទាប់មកជាធម្មតាបន្តដោយ inflection ផ្សេងគ្នា បន្តដោយការកើនឡើងបន្តិចម្តងបន្ថែមទៀតនៃទំនោររហូតដល់ស្ទើរតែគ្រប់ទម្រង់ទាំងមូល មានទីតាំងស្ថិតនៅតាមធម្មជាតិរវាងប្រភេទខ្លាំងទាំងពីរ

សកម្មភាពរញ្ជួយអតិបរិមាត្រូវបានប្រមូលផ្តុំនៅក្នុងផ្នែកបន្ទាប់នៃតំបន់ Benioff ដែលវាត្រូវបានបង្កើតឡើងដោយអន្តរកម្មបញ្ចូលគ្នានៃចាន lithospheric ពីរ។

៦.១.៥. ការបង្ហាញភូគព្ភសាស្ត្រនៃតំបន់រង

ការសិក្សាអំពីតំបន់ subduction ទំនើបអនុញ្ញាតឱ្យយើងវិនិច្ឆ័យការបញ្ចេញមតិនៃដំណើរការនេះនៅក្នុង sedimentation, deformations tectonic, magmatism និង metamorphism ។ នេះនៅក្នុងវេនផ្តល់នូវគន្លឹះក្នុងការកសាងឡើងវិញជាក់ស្តែងនៃតំបន់ subduction បុរាណ។

ការជ្រាបចូល និងការជ្រាបចូល។ ភាពធូរស្រាល tectonic ដែលបង្កើតឡើងដោយ subduction កំណត់ទុកជាមុននូវការដាក់ធម្មជាតិនៃអាង sedimentary ជាមួយនឹងការបង្កើតលក្ខណៈ។ ភាពជាក់លាក់នៃការកកកុញនៃដីល្បាប់នៅក្នុងលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ ដែលព្រំប្រទល់បញ្ចូលគ្នានៃបន្ទះ lithospheric ឆ្លងកាត់ និងចាប់ផ្តើមចុះក្រោម សមនឹងទទួលបានការយកចិត្តទុកដាក់ជាពិសេស។

ស៊េរីបន្ទាប់នៃអាង sedimentary ប្រែប្រួលអាស្រ័យលើប្រភេទ tectonic នៃតំបន់ subduction ។ នៅក្នុងការកំណត់គែមទ្វីបប្រភេទ Andean ចាប់ផ្តើមពីមហាសមុទ្រ ធ្វើតាម លេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ អាងខាងមុខ និងខាងក្រោយ។លេណដ្ឋានត្រូវបានកំណត់លក្ខណៈដោយប្រាក់បញ្ញើ flyschoid, turbidites ដ៏គួរឱ្យភ័យខ្លាច និង tuffaceous ។ សម្ភារៈដែលផ្សំពួកវាមកពីជម្រាលទ្វីប ហើយជារឿយៗមានផលិតផលសំណឹកនៃបន្ទប់ក្រោមដីថ្មក្រានីត-មេតាម៉ូហ្វីក។ ការដឹកជញ្ជូនតាមបណ្តោយតាមលេណដ្ឋានក្នុងរយៈចម្ងាយឆ្ងាយគឺជាលក្ខណៈ។ អាងខាងមុខ និងខាងក្រោយ (រនាំង) បម្រើជាកន្លែងប្រមូលផ្តុំនៃស្រទាប់ទ្វីប និងសមុទ្ររាក់នៃរូបរាងទឹករំអិលដែលមានកំរាស់ច្រើនគីឡូម៉ែត្រ។ ក្នុងករណីនេះ អាងខាងមុខដែលស្ថិតនៅចន្លោះច្រាំងសមុទ្រ (មិនភ្នំភ្លើង) និងជួរភ្នំមេ (ភ្នំភ្លើង) ត្រូវបានបំពេញដោយ asymmetrically: នៅលើដៃម្ខាងមានសម្ភារៈ clastic ម្ខាងទៀត - មានទាំងសម្ភារៈ clastic និង volcanogenic ។ អាងខាងក្រោយដែលនៅក្នុងទីតាំងរបស់វាជា piedmont, foredeep, ក៏ទទួលបានផលិតផលនៃការបំផ្លិចបំផ្លាញនៃ Ridge ចម្បងនិងសម្ភារៈភ្នំភ្លើងរបស់វា។ ការបំផ្លិចបំផ្លាញពីការលើកកំពស់ intracontinental នៃ craton ក៏កើតឡើងនៅទីនោះដែរ។

នៅក្នុងការកំណត់នៃកោះ ជួរក្រោយនៃអាង និងការបំពេញរបស់វាត្រូវបានកែប្រែ។ ប្រាក់បញ្ញើ flyschoid នៃលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅមានផ្ទុកនូវសម្ភារៈដែលមិនគួរឱ្យខ្លាចនៅទីនេះ។ នៅពីមុខ arcs ensimatic ផលិតផលបំផ្លិចបំផ្លាញនៃ gabbroids, ultrabasites និងថ្មផ្សេងទៀតនៃ lithosphere មហាសមុទ្រលេចឡើងប្រសិនបើវា protrude នៅលើកោះ arc ជម្រាលនៃលេណដ្ឋាន។ ក្នុងនាមជាផ្នែកខាងមុខមួយនៅក្នុង arcs កោះវាត្រូវបានបង្កើតឡើង ខ្ញុំនឹងគិតទុកជាមុនអាងទឹកស្អុយ,ដែលត្រូវបានបំពេញដោយសមុទ្ររួមទាំង flyschoid ប្រាក់បញ្ញើ tuffaceous-sedimentary នៃកម្រាស់ដ៏អស្ចារ្យ។ ជ្រៅមានការរីកចម្រើនជាផ្នែកខាងក្រោយ back-arc ឬអាងអន្តរធ្នូ,កន្លែងដែលមានដីល្បាប់សមុទ្រក្រាស់ រួមទាំងសត្វរុយ កកកុញនៅលើមូលដ្ឋានទ្វីបស្តើង ឬនៅលើសំបកសមុទ្រដែលទើបបង្កើតថ្មី។ ដូច្នេះ ទម្រង់ទឹករាក់-សមុទ្រ និងទ្វីបនៃរឹមនៃប្រព័ន្ធទ្វីបត្រូវបានជំនួសដោយប្រព័ន្ធកោះ-ធ្នូដោយទឹកជ្រៅ ដែលភាគច្រើនជា flyschoid ។ ពួកវាទាំងពីរត្រូវបានកំណត់លក្ខណៈដោយវត្តមាននៃវត្ថុធាតុភ្នំភ្លើងដែលសមាសភាពអាស្រ័យលើប្រភេទ tectonic នៃតំបន់ subduction ដែលនឹងត្រូវបានពិភាក្សាខាងក្រោមនៅក្នុងផ្នែក magmatism ។

ការ​កំណត់​នៃ​ការ​កកកុញ​នៃ​ដី​ល្បាប់​នៅ​ក្នុង​លេណដ្ឋាន​សមុទ្រ​ជ្រៅ​គឺ​មាន​លក្ខណៈ​ពិសេស។ ដោយមិនគិតពីរយៈពេលនៃអត្ថិភាពនៃតំបន់ subduction វាផ្ទុកតែដីល្បាប់ Pleistocene និង Holocene ដែលនៅក្មេងនៅឡើយ កម្រាស់ដែលជាធម្មតាមិនលើសពីជាច្រើនរយម៉ែត្រ។ នៅក្នុងន័យនេះ ពួកវាផ្ទុយនឹងការបំពេញ sedimentary នៃ troughs នៅជាប់គ្នានៃរឹមទ្វីប ឬ ធ្នូកោះ ដែលទាំងចន្លោះអាយុ និងកម្រាស់គឺធំជាង។ ដោយដេកស្ទើរតែផ្ដេក ដីល្បាប់នៃលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ ទំនោរទល់នឹងមហាសមុទ្ររបស់វា ហើយនៅផ្នែកម្ខាងនៃទ្វីប (ឬកោះ) សមាមាត្រអាស្រ័យទៅលើរបបនៃទំនាញផែនដី។ ក្នុងករណីខ្លះ ជាឧទាហរណ៍ នៅក្នុង Trench អាមេរិកកណ្តាល ក្បែរឆ្នេរសមុទ្រ Guatemala ពួកវាផ្លាស់ទីនៅក្រោមជញ្ជាំងព្យួរ ហើយជាប់ពាក់ព័ន្ធក្នុងការដកថយ ដោយជួបប្រទះស្ទើរតែគ្មានការខូចទ្រង់ទ្រាយ។ ក្នុងករណីផ្សេងទៀត ផ្ទុយទៅវិញ នៅជិតព្រំប្រទល់បញ្ចូលគ្នា ដីល្បាប់នៃលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅទទួលបានរចនាសម្ព័ន្ធស្មុគស្មាញកាន់តែខ្លាំងឡើង (ជាចុងក្រោយគឺ isoclinal-lamellae បត់) ដោយភ្ជាប់ជាមួយអ្វីដែលគេហៅថាក្រូចឆ្មារបន្ថែម។ ទាំងនេះគឺជាទំនាក់ទំនងនៅផ្នែកខាងជើងនៃ Trench អាមេរិកកណ្តាលដូចគ្នានៅឆ្នេរសមុទ្រម៉ិកស៊ិក។

ដូច្នេះ ភាពជាក់លាក់នៃការកកកុញនៃដីល្បាប់នៅក្នុងលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅក្នុងករណីណាក៏ដោយ គឺថាស្រទាប់ខាងក្រោមនៃសំបកនៅក្នុងចលនា ដកនៅក្រោមគែមទ្វីប (ឬធ្នូកោះ) ដូចជាខ្សែក្រវាត់ conveyor យកវត្ថុធាតុ sedimentary ចូលទៅក្នុងលេណដ្ឋាន បង្កើតបន្ទប់។ សម្រាប់ទឹកភ្លៀងកាន់តែក្មេង។ ទំនាក់ទំនងទាំងនេះបង្ហាញយ៉ាងច្បាស់នៅក្នុង Japan Trench ក្បែរឆ្នេរសមុទ្រ Honshu ដែលជាកន្លែងដែលពួកគេត្រូវបានគូសផែនទីពីយានជំនិះក្រោមទឹកក្នុងអំឡុងពេលស្រាវជ្រាវក្រោមកម្មវិធី Kaiko ។ ជាពិសេស នៅទីនោះ ការរអិលបាក់ដីក្រោមទឹកដែលចេញមកពីជម្រាលកោះ-ធ្នូ ត្រូវបានជាប់ពាក់ព័ន្ធក្នុងការកាត់បន្ថយ ហើយមិនបង្កើតបានជាដុំកំភួនណាមួយនៅបាតនៃលេណដ្ឋាននោះទេ។

ប្រសិនបើនៅក្នុងអាងដែលមានដីល្បាប់ធម្មតា កម្រាស់នៃដីល្បាប់ភាគច្រើនអាស្រ័យទៅលើការដួលរលំនៃបាត នោះនៅក្នុងលេណដ្ឋានទឹកជ្រៅ កត្តារូបវន្ត និងភូមិសាស្ត្រដែលគ្រប់គ្រងការផ្គត់ផ្គង់វត្ថុធាតុកខ្វក់មកមុន។ ក្នុងន័យនេះ លេណដ្ឋាន Chilean-Peruvian គឺជាការចង្អុលបង្ហាញ ជាក់ស្តែងមិនមានទឹកភ្លៀងនៅក្នុងផ្នែកដែលនៅជាប់នឹងវាលខ្សាច់ Atacama ហើយទទួលបានបន្តិចម្តងៗនូវការបំពេញធម្មតារបស់វាទៅភាគខាងជើង និងខាងត្បូង ដែលអាកាសធាតុប្រែជាសើម និងការផ្គត់ផ្គង់កំទេចកំទីពីទ្វីប។ ត្រូវបានធ្វើឱ្យធម្មតា។ ឧទហរណ៍ដ៏គួរអោយកត់សំគាល់មួយទៀតគឺ Puerto Rico Trench ដែលជាផ្នែកខាងត្បូងបំផុតដែលត្រូវបានរារាំងដោយដីល្បាប់ខ្លាំង ខណៈដែលទឹកហូរខ្លាំងពីតំបន់ Orinoco Delta ត្រូវបានដឹកនាំនៅទីនោះ។ នៅភាគខាងជើង នៅពេលអ្នកផ្លាស់ទីឆ្ងាយពីប្រភពដ៏មានថាមពលនេះ កម្រាស់នៃដីល្បាប់នៅក្នុងលេណដ្ឋានថយចុះ។

៦.១.៦. Kinematics នៃ subduction

ភាពចម្រុះនៃការធូរស្រាល រចនាសម្ព័ន្ធជ្រៅ ស្ថានភាពស្ត្រេស និង magmatism នៃតំបន់ subduction ស៊េរីរចនាសម្ព័ន្ធនៅពេលក្រោយរបស់ពួកគេត្រូវបានកំណត់ដោយអន្តរកម្មនៃកត្តាជាច្រើន ដែលក្នុងនោះ ដូចដែលបានកត់សម្គាល់ខាងលើ តួនាទីនៃប៉ារ៉ាម៉ែត្រ kinematic នៃ subduction គឺមានសារៈសំខាន់។ ទោះបីជាការពិតដែលថា subduction ជាចម្បងសំដៅទៅលើអន្តរកម្មរួមនៃចានក៏ដោយ វាជាការសំខាន់ក្នុងការគិតគូរអំពីសំណុំទាំងមូលនៃប៉ារ៉ាម៉ែត្រទាំងនេះ។ ក្នុង​ចំណោម​នោះ ល្បឿន​នៃ​ការ​រួម​បញ្ចូល​គ្នា​មិន​សំខាន់​ក្នុង​ករណី​ជា​ច្រើន​នោះ​ទេ។

ប៉ារ៉ាម៉ែត្រ Kinematic នៃ subduction ។ គំរូ Kinematic នៃ subduction គឺផ្អែកលើវ៉ិចទ័រល្បឿននៃចលនា "ដាច់ខាត"៖ ការរំកិលផ្ដេកនៃចាន lithospheric អន្តរកម្មពីរ ក៏ដូចជាទំនាញទំនាញរបស់មួយក្នុងចំណោមពួកវាជាមួយនឹងការកើនឡើងអវិជ្ជមានរបស់វានៅលើ asthenosphere ។ នៅក្នុងករណីចុងក្រោយនេះ ការវិលត្រឡប់មកវិញដែលត្រូវគ្នានៃ hinge នៃចាន subducting (បន្ទាត់ inflection របស់ខ្លួននៅ trench) ក៏ត្រូវបានយកមកពិចារណាផងដែរ។ ដោយផ្អែកលើវ៉ិចទ័រនៃល្បឿន "ដាច់ខាត" ចលនាដែលទាក់ទងនៃចាននៅតាមបណ្តោយតំបន់ផ្លាស់ទីលំនៅនៃតំបន់ subduction ត្រូវបានកំណត់ ក៏ដូចជាការខូចទ្រង់ទ្រាយដែលបំពេញបន្ថែមពួកវា (ការផ្លាស់ទីលំនៅបត់ និងកំហុស៖ ការកាត់ កំហុសបញ្ច្រាស និងការរុញច្រាន ការប្រេះឆា និង ការរីករាលដាល) នៅក្នុងចាន lithospheric ឈានមុខ។

ផ្ទុយមកវិញ ការវាយលុកនៃការផ្លាស់ទីលំនៅរបស់បន្ទះក្តាររអិលត្រូវបានគេគិតថាត្រូវបានទប់ទល់ដោយផ្នែកខាងក្រោមនៃបន្ទះក្តារ "បោះយុថ្កា" នៅក្នុងអាវទ្រនាប់។ ជាមួយនឹងការផ្លាស់ទីលំនៅបែបនេះ វានឹងក្រឡាប់ និងក្រឡាប់ ទោះជាយ៉ាងណាក៏ដោយ ទាល់តែគេអាចវិនិច្ឆ័យពីទិន្នន័យភូមិសាស្ត្រ វាមិនកើតឡើងនោះទេ។ ចលនាវាយលុកនៃ lithosphere subducting (និង hinge របស់វា) រួមជាមួយនឹងសម្ភារៈ asthenospheric ជុំវិញនោះ មិនអាចបដិសេធបានទេ។

នៅល្បឿនខ្ពស់នៃចលនានៃចានខាងលើ ហើយក៏ជាកន្លែងដែលមានពន្លឺតិច ឬក្រាស់នៃមហាសមុទ្រ នោះចានខាងលើឈានទៅហួសពីខ្សែបន្ទាត់នៃបន្ទះខាងក្រោម ហើយត្រួតលើវា។ ផ្នែកផ្ទៃរាបស្មើនៃតំបន់ Benioff ត្រូវបានបង្កើតឡើង ដែលបង្ហាញលក្ខណៈនៅក្រោមផ្នែកកណ្តាលនៃ Andes ។ រចនាសម្ព័ន្ធស្ត្រេសនិងបង្ហាប់លេចឡើងនៅក្នុងចាន lithospheric ទាំងពីរ។

ផ្ទុយទៅវិញ កន្លែងណាដែលដាក់ lithosphere បុរាណ និងធ្ងន់ លក្ខខណ្ឌគឺអាចធ្វើទៅបាន ដែលស្លាបព្យួរនៅខាងក្រោយ rollback នៃ hinge នៅក្នុងចលនារបស់វា។ គម្លាតដែលត្រូវគ្នាកើតឡើងនៅតាមបណ្តោយតំបន់ដែលខ្សោយនៅពីលើផ្ទៃ subduction ដែលអាង back-arc ឬ intra-arc basins បើក។ នេះត្រូវបានកំណត់ដោយវ៉ិចទ័រនៃការផ្លាស់ទីលំនៅដែលទាក់ទងនៃផ្នែកខាងមុខនៃចាន lithospheric ដែលកំពុងរីកចម្រើន .