ขอบเขตบรรจบกัน

จากวิกิพีเดีย สารานุกรมเสรี
ข้ามไปที่การนำทางข้ามไปที่การค้นหา
แผนภาพอย่างง่ายของขอบเขตบรรจบกัน

บรรจบกัน (ยังเป็นที่รู้จักขอบเขตการทำลายล้าง ) เป็นพื้นที่บนโลกที่สองหรือมากกว่าlithospheric จานชน หนึ่งในจานในที่สุดสไลด์ใต้อื่น ๆ กระบวนการที่เรียกว่าเหลื่อมโซนเหลื่อมสามารถกำหนดได้โดยเครื่องบินที่แผ่นดินไหวเกิดขึ้นอย่างมากมายเรียกว่าโซน Wadati-Benioff [1]การชนกันเหล่านี้เกิดขึ้นในช่วงหลายล้านถึงหลายสิบล้านปี และสามารถนำไปสู่ภูเขาไฟ แผ่นดินไหวกำเนิดการทำลายของเปลือกโลกและการเสียรูป. ขอบเขตบรรจบกันเกิดขึ้นระหว่างเปลือกโลกมหาสมุทร-มหาสมุทร เปลือกโลกมหาสมุทร-ทวีป และเปลือกโลกภาคพื้นทวีป ลักษณะทางธรณีวิทยาที่เกี่ยวข้องกับขอบเขตบรรจบกันจะแตกต่างกันไปตามประเภทของเปลือกโลก

การแปรสัณฐานของแผ่นเปลือกโลกถูกขับเคลื่อนโดยเซลล์พาความร้อนในเสื้อคลุม เซลล์พาเป็นผลมาจากความร้อนที่เกิดจากการสลายตัวของกัมมันตภาพรังสีขององค์ประกอบในเสื้อคลุมที่หลบหนีไปยังพื้นผิวและการส่งคืนวัสดุเย็นจากพื้นผิวไปยังเสื้อคลุม[2]เซลล์พาความร้อนเหล่านี้นำวัสดุปกคลุมที่ร้อนขึ้นสู่พื้นผิวตามแนวศูนย์กลางการแพร่กระจายทำให้เกิดเปลือกโลกใหม่ เมื่อเปลือกโลกใหม่นี้ถูกผลักออกจากศูนย์กลางการแพร่กระจายโดยการก่อตัวของเปลือกโลกที่ใหม่กว่า เปลือกโลกจะเย็นลง ผอมลง และหนาแน่นขึ้น การมุดตัวเริ่มต้นขึ้นเมื่อเปลือกโลกหนาแน่นมาบรรจบกับเปลือกโลกที่มีความหนาแน่นน้อยกว่า แรงโน้มถ่วงช่วยขับแผ่นซับดักท์เข้าไปในเสื้อคลุม[3]ในขณะที่แผ่นพื้นย่อยที่ค่อนข้างเย็นจะจมลึกลงไปในเสื้อคลุม มันถูกให้ความร้อน ทำให้แร่ธาตุที่มีน้ำแตกตัว การปล่อยน้ำออกสู่ชั้นบรรยากาศแอสเทโนสเฟียร์ที่ร้อนขึ้น ซึ่งนำไปสู่การละลายบางส่วนของแอสเทโนสเฟียร์และภูเขาไฟ ทั้งการคายน้ำและการหลอมละลายบางส่วนเกิดขึ้นที่ไอโซเทอร์ม 1,000 °C (1,830 °F) โดยทั่วไปที่ระดับความลึก 65 ถึง 130 กม. (40 ถึง 81 ไมล์) [4] [5]

บางจาน lithospheric ประกอบด้วยทั้งคอนติเนนและเปลือกโลกมหาสมุทร ในบางกรณี การบรรจบกันเริ่มต้นกับจานอื่นจะทำลายชั้นธรณีภาคในมหาสมุทร นำไปสู่การบรรจบกันของแผ่นเปลือกโลกสองแผ่น ไม่มีแผ่นทวีปใดจะทรุดตัวลง มีแนวโน้มว่าแผ่นเปลือกโลกอาจแตกไปตามขอบของเปลือกโลกภาคพื้นทวีปและมหาสมุทร เอกซ์เรย์คลื่นไหวสะเทือนเผยให้เห็นชิ้นส่วนของเปลือกโลกที่แตกออกระหว่างการบรรจบกัน [ ต้องการการอ้างอิง ]

โซนมุดตัว

เขตการเหลื่อมเป็นพื้นที่ที่แผ่นธรณีธรณีแผ่นหนึ่งเลื่อนอยู่ใต้อีกแผ่นหนึ่งที่ขอบบรรจบกันเนื่องจากความแตกต่างของความหนาแน่นของธรณีธรณี จานเหล่านี้จุ่มลงโดยเฉลี่ย 45 ° แต่สามารถเปลี่ยนแปลงได้ เขตมุดตัวมักถูกทำเครื่องหมายด้วยแผ่นดินไหวจำนวนมาก ซึ่งเป็นผลมาจากการเสียรูปภายในของจาน การบรรจบกับแผ่นเปลือกโลกตรงข้าม และการโค้งงอที่ร่องลึกก้นสมุทรในมหาสมุทร ตรวจพบแผ่นดินไหวที่ระดับความลึก 670 กม. (416 ไมล์) แผ่นซับดักเตอร์ที่ค่อนข้างเย็นและหนาแน่นถูกดึงเข้าไปในเสื้อคลุมและช่วยขับเคลื่อนการพาความร้อนของเสื้อคลุม [6]

มหาสมุทร – การบรรจบกันของมหาสมุทร

ในการชนกันระหว่างแผ่นเปลือกโลกสองแผ่น เปลือกโลกมหาสมุทรที่เย็นกว่าและหนาแน่นกว่าจะจมอยู่ใต้เปลือกโลกที่อุ่นกว่าและมีความหนาแน่นน้อยกว่า ขณะที่แผ่นพื้นจมลึกลงไปในเสื้อคลุม มันจะปล่อยน้ำจากการคายน้ำของแร่ธาตุที่มีน้ำในเปลือกโลกในมหาสมุทร น้ำนี้ช่วยลดอุณหภูมิการหลอมของหินในชั้นบรรยากาศแอสเทโนสเฟียร์และทำให้เกิดการหลอมละลายบางส่วน บางส่วนละลายจะเดินทางผ่าน asthenosphere ในที่สุดก็ถึงพื้นผิวและรูปแบบภูเขาไฟโค้งเกาะ

ทวีป – การบรรจบกันของมหาสมุทร

เมื่อธรณีภาคธรณีภาคมหาสมุทรและธรณีภาคพื้นทวีปชนกัน ธรณีภาคเปลือกโลกในมหาสมุทรที่หนาแน่นจะมุดตัวอยู่ใต้ธรณีภาคพื้นทวีปที่มีความหนาแน่นน้อยกว่า ลิ่มลิ่มรูปแบบในเปลือกทวีปเป็นตะกอนในทะเลลึกและเปลือกโลกมหาสมุทรจะคัดลอกมาจากแผ่นมหาสมุทร อาร์คภูเขาไฟก่อตัวขึ้นบนธรณีภาคของทวีปอันเป็นผลมาจากการละลายบางส่วนเนื่องจากการคายน้ำของแร่ธาตุที่มีน้ำของแผ่นซับดักเตอร์

คอนเวอร์เจนต์คอนติเนนทัล – คอนเวอร์เจนต์

แผ่นเปลือกโลกบางแผ่นประกอบด้วยเปลือกโลกทั้งทวีปและมหาสมุทร การเหลื่อมเริ่มขึ้นเมื่อธรณีภาคธรณีธรณีเคลื่อนตัวไปใต้เปลือกโลก เมื่อชั้นธรณีภาคในมหาสมุทรลดระดับลงไปที่ระดับความลึกที่มากขึ้น เปลือกโลกที่ติดอยู่จะถูกดึงเข้าไปใกล้เขตมุดตัวมากขึ้น เมื่อธรณีภาคธรณีภาคไปถึงเขตมุดตัว กระบวนการมุดตัวจะเปลี่ยนแปลงไป เนื่องจากธรณีภาคของทวีปมีความลอยตัวมากกว่าและต้านทานการมุดตัวภายใต้ธรณีภาคธรณีภาคอื่นๆ ส่วนเล็ก ๆ ของเปลือกโลกทวีปอาจถูกยุบจนแผ่นพื้นแตกออก ทำให้ธรณีภาคในมหาสมุทรสามารถย่อยต่อไปได้ แอสทีโนสเฟียร์ร้อนขึ้นและเติมเต็มช่องว่าง และเปลือกโลกของทวีปจะดีดตัวขึ้น[7]หลักฐานของการฟื้นตัวของทวีปนี้รวมถึงหินแปรความดันสูงพิเศษซึ่งก่อตัวขึ้นที่ระดับความลึก 90 ถึง 125 กม. (56 ถึง 78 ไมล์) ซึ่งเผยให้เห็นที่พื้นผิว [8]

ภูเขาไฟและส่วนโค้งของภูเขาไฟ

มหาสมุทรเปลือกมีแร่ธาตุไฮเดรทเช่นamphiboleและไมกากลุ่ม ในระหว่างการมุดตัว ธรณีภาคในมหาสมุทรจะได้รับความร้อนและแปรสภาพ ทำให้เกิดการสลายตัวของแร่ธาตุที่มีน้ำซึ่งปล่อยน้ำออกสู่ชั้นบรรยากาศแอสทีโนสเฟียร์ การปล่อยน้ำสู่ชั้นบรรยากาศแอสเทโนสเฟียร์ทำให้เกิดการหลอมละลายบางส่วน การหลอมละลายบางส่วนทำให้วัสดุที่ลอยตัวและร้อนเพิ่มขึ้น และอาจนำไปสู่การเกิดภูเขาไฟที่พื้นผิวและการจัดตำแหน่งของพลูตอนในใต้ผิวดิน [9]กระบวนการที่สร้างหินหนืดเหล่านี้ไม่เป็นที่เข้าใจทั้งหมด [10]

เมื่อหินหนืดเหล่านี้ไปถึงพื้นผิว พวกมันจะสร้างส่วนโค้งของภูเขาไฟ ส่วนโค้งของภูเขาไฟสามารถก่อตัวเป็นโซ่เกาะหรือส่วนโค้งบนเปลือกโลกหินภูเขาไฟสามชุดถูกพบร่วมกับส่วนโค้งลดสารเคมี ชุดแมก tholeiiticเป็นลักษณะโค้งที่สุดของภูเขาไฟในมหาสมุทรแม้เรื่องนี้ยังพบในโค้งภูเขาไฟเนลตัลข้างต้นเหลื่อมอย่างรวดเร็ว (> 7 ซม. / ปี) ชุดนี้ค่อนข้างต่ำในโพแทสเซียม ซีรี่ส์แคล-อัลคาไลน์ที่ออกซิไดซ์มากกว่าซึ่งอุดมด้วยโพแทสเซียมและธาตุที่เข้ากันไม่ได้ในระดับปานกลาง เป็นลักษณะเฉพาะของส่วนโค้งของภูเขาไฟในทวีปชุดแมกอัลคาไลน์(อุดมด้วยโพแทสเซียมสูง) บางครั้งก็มีอยู่ในส่วนลึกของทวีป shoshoniteชุดซึ่งเป็นที่สูงมากในโพแทสเซียมเป็นของหายาก แต่บางครั้งจะพบได้ในโค้งภูเขาไฟ [5] andesiteสมาชิกของแต่ละชุดโดยทั่วไปจะมีความอุดมสมบูรณ์มากที่สุด[11]และการเปลี่ยนแปลงจากภูเขาไฟทุรกันดารของลุ่มน้ำแปซิฟิกลึกเพื่อภูเขาไฟ andesitic ในรอบโค้งภูเขาไฟได้รับการเรียกสาย andesite [12] [13]

อ่างโค้งหลัง

แอ่งส่วนโค้งด้านหลังก่อตัวขึ้นหลังส่วนโค้งของภูเขาไฟและมีความเกี่ยวข้องกับการแปรสัณฐานของเปลือกโลกและการไหลของความร้อนสูง ซึ่งมักเป็นที่อยู่ของศูนย์กลางการแพร่กระจายของพื้นทะเล ศูนย์กลางการแพร่กระจายเหล่านี้เป็นเหมือนสันเขากลางมหาสมุทร แม้ว่าโดยทั่วไปองค์ประกอบของแมกมาของแอ่งอาร์คส่วนหลังจะมีความหลากหลายมากกว่าและมีปริมาณน้ำที่สูงกว่าแมกมาสันกลางมหาสมุทร [14]แอ่งส่วนโค้งด้านหลังมักมีลักษณะเป็นเปลือกโลกร้อนบาง การเปิดแอ่งอาร์คด้านหลังอาจเกิดขึ้นจากการเคลื่อนที่ของแอสเธโนสเฟียร์ที่ร้อนเข้าสู่ธรณีภาคทำให้เกิดการยืดออก [15]

ร่องลึกมหาสมุทร

ร่องลึกก้นสมุทรเป็นภูมิประเทศที่แคบซึ่งทำเครื่องหมายเขตบรรจบกันหรือเขตมุดตัว ร่องลึกมหาสมุทรมีความกว้างเฉลี่ย 50 ถึง 100 กม. (31 ถึง 62 ไมล์) และยาวได้หลายพันกิโลเมตร ร่องลึกมหาสมุทรเกิดจากการดัดของแผ่นพื้นใต้ท่อ ความลึกของร่องลึกก้นสมุทรดูเหมือนจะถูกควบคุมโดยอายุของชั้นธรณีภาคในมหาสมุทรที่ถูกลดระดับลง [5]ตะกอนที่เติมลงในร่องลึกก้นสมุทรจะแตกต่างกันไปและโดยทั่วไปขึ้นอยู่กับปริมาณตะกอนที่ป้อนเข้ามาจากบริเวณโดยรอบ ร่องลึกก้นสมุทรมาเรียนาเป็นจุดที่ลึกที่สุดของมหาสมุทรที่ความลึกประมาณ 11,000 ม. (36,089 ฟุต)

แผ่นดินไหวและสึนามิ

แผ่นดินไหวเป็นเรื่องปกติตามเขตบรรจบกัน บริเวณที่เกิดแผ่นดินไหวสูง เขตWadati-Benioffโดยทั่วไปจะลดระดับลง 45° และทำเครื่องหมายที่แผ่นซับดักเตอร์ แผ่นดินไหวจะเกิดขึ้นที่ระดับความลึก 670 กม. (416 ไมล์) ตามขอบ Wadati-Benioff

ทั้งแรงอัดและแรงขยายกระทำการตามขอบเขตบรรจบกัน ที่ผนังด้านในของร่องลึกก้นสมุทร การกดทับหรือความผิดพลาดแบบย้อนกลับเกิดขึ้นเนื่องจากการเคลื่อนที่สัมพัทธ์ของแผ่นเปลือกโลกทั้งสอง การย้อนกลับของรอยตำหนิจะขจัดตะกอนในมหาสมุทรและนำไปสู่การก่อตัวของลิ่มเสริม ย้อนกลับ faulting สามารถนำไปสู่แผ่นดินไหวเมกะทรัสต์ ความตึงหรือความผิดปกติแบบปกติเกิดขึ้นที่ผนังด้านนอกของร่องลึกก้นสมุทร ซึ่งน่าจะเกิดจากการดัดของแผ่นพื้นด้านล่าง [16]

แผ่นดินไหวครั้งใหญ่อาจทำให้เกิดการเคลื่อนตัวในแนวดิ่งอย่างกะทันหันของพื้นที่ขนาดใหญ่ของพื้นมหาสมุทร นี้ในการเปิดสร้างคลื่นสึนามิ [17]

ภัยธรรมชาติที่ร้ายแรงที่สุดบางส่วนเกิดขึ้นจากกระบวนการบรรจบกันของเขตแดน 2004 แผ่นดินไหวในมหาสมุทรอินเดียและสึนามิที่ถูกเรียกโดยแผ่นดินไหวเมกะทรัสต์ตามแนวพรมแดนมาบรรจบกันของแผ่นอินเดียและ microplate พม่าและถูกฆ่าตายกว่า 200,000 คน สึนามินอกชายฝั่งของญี่ปุ่นในปี 2554 ซึ่งคร่าชีวิตผู้คนไป 16,000 ราย และสร้างความเสียหาย 360,000 ล้านดอลลาร์ เกิดจากแผ่นดินไหวขนาด 9 เมกะทรัสต์ตามแนวพรมแดนบรรจบกันของแผ่นยูเรเซียนและแผ่นแปซิฟิก

ลิ่มเสริม

ลิ่มเสริม (เรียกอีกอย่างว่าปริซึมปริซึม ) ก่อตัวเป็นตะกอนถูกขูดออกจากเปลือกธรณีภาคย่อยและวางไว้กับธรณีธรณีที่อยู่เหนือชั้น ตะกอนเหล่านี้รวมถึงเปลือกหินอัคนี ตะกอนขุ่น และตะกอนทะเล การเกิดรอยตำหนิของแรงขับแบบ Imbrication ตามพื้นผิวที่หลุดลอกของฐานเกิดขึ้นในลิ่มเสริมเนื่องจากแรงยังคงบีบอัดและทำให้ตะกอนที่เพิ่มเข้ามาใหม่เหล่านี้ผิดปกติ [5]ข้อบกพร่องอย่างต่อเนื่องของลิ่มเสริมนำไปสู่การหนาโดยรวมของลิ่ม [18]ภูมิประเทศของก้นทะเลมีบทบาทบางอย่างในการเพิ่มจำนวน โดยเฉพาะอย่างยิ่งการวางตำแหน่งของเปลือกหินอัคนี (19)

ตัวอย่าง

  • การปะทะกันระหว่างเอเชียจานและจานอินเดียที่มีรูปเทือกเขาหิมาลัย
  • การปะทะกันระหว่างออสเตรเลียจานและแผ่นแปซิฟิกที่เกิดขึ้นทางตอนใต้ของเทือกเขาแอลป์ / KA Tiritiri o Te Moanaในนิวซีแลนด์
  • มุดตัวของส่วนเหนือของแผ่นแปซิฟิกและ NW อเมริกาเหนือจานที่เป็นรูปหมู่เกาะ Aleutian
  • มุดตัวของแผ่น Nazcaใต้อเมริกาใต้จานในรูปแบบแอนดีส
  • มุดตัวของแผ่นแปซิฟิกใต้ออสเตรเลียจานและตองกาจานรูปที่ซับซ้อนนิวซีแลนด์เพื่อนิวกินีเหลื่อม / เปลี่ยนขอบเขต
  • การปะทะกันของเอเชียจานและจานแอฟริกันที่เกิดขึ้นเทือกเขาติกในตุรกี
  • มุดตัวของแผ่นแปซิฟิกใต้แผ่นมาเรียนาเกิดร่องลึกบาดาลมาเรียนา
  • มุดตัวของแผ่น Juan de Fucaใต้อเมริกาเหนือจานในรูปแบบน้ำตกช่วง

ดูเพิ่มเติม

  • รายชื่อแผ่นเปลือกโลก  – รายชื่อส่วนที่เคลื่อนที่ค่อนข้างของธรณีภาคของโลก
  • รายการปฏิสัมพันธ์ของแผ่นเปลือกโลก  – คำจำกัดความและตัวอย่างของการโต้ตอบระหว่างส่วนที่เคลื่อนที่ได้ของเปลือกโลก
  • Obduction  – การเคลื่อนตัวของชั้นธรณีภาคในมหาสมุทรเข้าสู่ชั้นธรณีภาคที่ขอบแผ่นบรรจบกัน

อ้างอิง

  1. ^ วิแคนเดอร์ รีด; มอนโร, เจมส์ เอส. (2016). กอล (ฉบับที่ 2) เบลมอนต์ แคลิฟอร์เนีย: Cengage Learning ISBN 978-1133108696. OCLC  795757302 .
  2. ^ Tackley, พอลเจ (2000/06/16) "การพาความร้อนของเสื้อคลุมและการแปรสัณฐานของแผ่นเปลือกโลก: สู่ทฤษฎีฟิสิกส์และเคมีแบบบูรณาการ" วิทยาศาสตร์ . 288 (5473): 2002–2007 Bibcode : 2000Sci...288.2002T . ดอย : 10.1126/science.288.5473.2002 . ISSN 1095-9203 . PMID 10856206 .  
  3. คอนราด คลินตัน พี.; Lithgow-Bertelloni, Carolina (2004-10-01) "วิวัฒนาการชั่วขณะของแรงขับเพลท: ความสำคัญของ "การดูดแผ่นพื้น" กับ "การดึงแผ่นพื้น" ระหว่าง Cenozoic" วารสารวิจัยธรณีฟิสิกส์: ดินแข็ง . 109 (B10): B10407. Bibcode : 2004JGRB..10910407C . ดอย : 10.1029/2004JB002991 . hdl : 2027.42/95131 . ISSN 2156-2202 . 
  4. ^ เบอร์ดอน เบอร์นาร์ด; เทิร์นเนอร์, ไซม่อน; ดอสเซโต, แอนโธนี่ (2003-06-01). "การคายน้ำและหลอมละลายในโซนเหลื่อม: ข้อ จำกัด จาก U-ชุด disequilibria" วารสารวิจัยธรณีฟิสิกส์: ดินแข็ง . 108 (B6): 2291. Bibcode : 2003JGRB..108.2291B . ดอย : 10.1029/2002JB001839 . ISSN 2156-2202 . 
  5. ^ a b c d P. , Kearey (2009). เปลือกโลก . Klepeis, Keith A., Vine, FJ (ฉบับที่ 3) อ็อกซ์ฟอร์ด: ไวลีย์-แบล็คเวลล์ ISBN 9781405107778. OCLC  132681514 .
  6. ^ วิดิยันโตโร ศรี; Hilst, ร็อบ ดี. แวนเดอร์; แกรนด์, สตีเฟน พี. (1997-12-01). "เอกซ์เรย์คลื่นไหวสะเทือนระดับโลก: ภาพรวมของการพาความร้อนในโลก" . กสทช . วันนี้ 7 (4). ISSN 1052-5173 . 
  7. ^ Condie เคนท์ซี (2016/01/01) "วิวัฒนาการของเปลือกโลกและเสื้อคลุม". โลกเป็นดาวเคราะห์การพัฒนาระบบ สื่อวิชาการ. น. 147–199. ดอย : 10.1016/b978-0-12-803689-1.00006-7 . ISBN 9780128036891.
  8. เอิร์นส์, ทองคำขาว; มารุยามะ, S.; วาลลิส, เอส. (1997-09-02). "การขับเคลื่อนด้วยการลอยตัว การขุดอย่างรวดเร็วของเปลือกโลกที่แปรสภาพด้วยความดันสูงพิเศษ" . การดำเนินการของ National Academy of Sciences แห่งสหรัฐอเมริกา . 94 (18): 9532–9537. Bibcode : 1997PNAS...94.9532E . ดอย : 10.1073/pnas.94.18.9532 . ISSN 0027-8424 . พีเอ็มซี 23212 . PMID 11038569 .   
  9. ^ Philpotts แอนโธนี R .; อาก, เจ เจ. (2009). หลักการของปิโตรวิทยาอัคนีและหินแปร (2nd ed.). เคมบริดจ์ สหราชอาณาจักร: สำนักพิมพ์มหาวิทยาลัยเคมบริดจ์ น. 604–612. ISBN 9780521880060.
  10. ^ คาสโตร, อันโตนิโอ (มกราคม 2014). "ต้นกำเนิดของหินแกรนิตบาธโทลิธ" . พรมแดนธรณีศาสตร์ . 5 (1): 63–75. ดอย : 10.1016/j.gsf.2013.06.006 .
  11. ^ Philpotts & Ague 2009 , พี. 375.
  12. ^ Watters, WA (7 เมษายน 2549) "มาร์แชล, แพทริก 2412 - 2493" . พจนานุกรมชีวประวัตินิวซีแลนด์. สืบค้นเมื่อ26 พฤศจิกายน 2020 .
  13. ^ ขาว AJR (1989). "สายแอนดีไซต์" . มาตรวิทยา . สารานุกรมธรณีศาสตร์: 22–24. ดอย : 10.1007/0-387-30845-8_12 . ISBN 0-442-20623-2.
  14. ^ เทย์เลอร์ ไบรอัน; มาร์ติเนซ, เฟอร์นันโด (มีนาคม 2545) "การควบคุมลิ่มของเสื้อคลุมบนเปลือกโลกส่วนหลังที่เพิ่มขึ้น". ธรรมชาติ . 416 (6879): 417–420. Bibcode : 2002Natur.416..417M . ดอย : 10.1038/416417a . ISSN 1476-4687 . PMID 11919628 . S2CID 4341911 .   
  15. ^ Tatsumi, ยูกิ; โอโตฟุจิ, โยอิจิโระ; มัตสึดะ, ทาคาอากิ; โนดะ, สุสุมุ (1989-09-10). "การเปิดแอ่งส่วนโค้งหลังทะเลญี่ปุ่นโดยการฉีดแอสทีโนสเฟียร์". ธรณีฟิสิกส์ . 166 (4): 317–329. Bibcode : 1989Tectp.166..317T . ดอย : 10.1016/0040-1951(89)90283-7 . ISSN 0040-1951 . 
  16. ^ โอลิเวอร์ เจ.; ไซคส์, แอล.; ไอแซคส์, บี. (1969-06-01). "แผ่นดินไหววิทยาและการแปรสัณฐานโลกใหม่". ธรณีฟิสิกส์ . 7 (5–6): 527–541. Bibcode : 1969Tectp...7..527O . ดอย : 10.1016/0040-1951(69)90024-9 . ISSN 0040-1951 . 
  17. ^ "คำถามและคำตอบเกี่ยวกับแผ่นดินไหวเมกะทรัสต์" . ทรัพยากรธรรมชาติแคนาดา . รัฐบาลแคนาดา. 19 ตุลาคม 2561 . สืบค้นเมื่อ23 กันยายน 2020 .
  18. คอนสแตนตินอฟสกายา, เอเลนา; มาลาวีย, ฌาคส์ (2005-02-01). "การกัดเซาะและการขุดในแหล่งสะสม orogens: วิธีการทดลองและธรณีวิทยา". ธรณีเคมี, ธรณีฟิสิกส์, ธรณีระบบ . 6 (2): Q02006. Bibcode : 2005GGG.....6.206K . ดอย : 10.1029/2004GC000794 . ISSN 1525-2027 . 
  19. ^ ชาร์จอร์จ F .; คาริก, แดเนียล อี. (1975-03-01). "การมุดตัวและการเพิ่มขึ้นในร่องลึก". GSA Bulletin 86 (3): 377–389. Bibcode : 1975GSAB...8..377K . ดอย : 10.1130/0016-7606(1975)86<377:SAAIT>2.0.CO;2 . ISSN 0016-7606 . 

ลิงค์ภายนอก

สื่อที่เกี่ยวข้องกับSubductionที่ Wikimedia Commons