ร่องลึกก้นสมุทร

จากวิกิพีเดีย สารานุกรมเสรี
เปลือกโลกใต้มหาสมุทรจะเกิดขึ้นที่เทือกเขากลางสมุทรขณะที่แผ่นธรณีภาคชั้นนอกจะถูกมุดกลับเข้าไปในชั้นฐานธรณีภาคที่ร่องลึกก้นสมุทร

ร่องลึกก้นสมุทร (อังกฤษ: oceanic trench) เป็นร่องหลุมลึกของพื้นผิวท้องทะเลที่มีลักษณะภูมิประเทศยาว แคบ และโค้ง และถือว่าเป็นส่วนของมหาสมุทรที่ลึกที่สุด

ร่องลึกก้นสมุทรถือเป็นหนึ่งในขอบเขตทางธรรมชาติที่สำคัญที่สุดบนพื้นผิวในส่วนที่เป็นของแข็งของโลกระหว่างแผ่นเปลือกโลกสองแผ่น ขอบเขตระหว่างแผ่นธรณีภาคชั้นนอกมี 3 ประเภท คือ ขอบเขตแนวแผ่นเปลือกโลกแยกตัว (divergent boundary) (เป็นขอบเขตที่เกิดขึ้นที่เทือกเขากลางสมุทร) ขอบเขตแนวแผ่นเปลือกโลกลู่เข้าหากัน (convergent boundary) (เป็นขอบเขตที่แผ่นธรณีภาคชั้นนอกจมลงไปใต้อีกแผ่นหนึ่งกลับลงไปสู่ชั้นเนื้อโลก) และขอบเขตที่แผ่นธรณีภาคชั้นนอกเคลื่อนที่ผ่านซึ่งกันและกัน (transform boundary)

ร่องลึกก้นสมุทรเป็นลักษณะของขอบเขตระหว่างแผ่นเปลือกโลกที่โดดเด่นชัดเจน โดยเป็นบริเวณที่แผ่นเปลือกโลกมีการเคลื่อนที่เข้าหากันด้วยอัตราการลู่เข้าหากันที่แปรผันจากปีละไม่กี่มิลลิเมตรจนไปถึงสิบเซนติเมตรหรือมากกว่า ร่องลึกก้นสมุทรหนึ่งๆเป็นตำแหน่งที่แผ่นธรณีภาคชั้นนอกหนึ่งมีการโค้งมุดลงไปใต้แผ่นธรณีภาคชั้นนอกอีกแผ่นหนึ่ง โดยทั่วไปแล้วร่องลึกก้นสมุทรจะขนานไปกับแนวหมู่เกาะรูปโค้ง (volcanic arc) และอยู่ห่างจากแนวหมู่เกาะรูปโค้งออกไปประมาณ 200 กิโลเมตร โดยทั่วไปร่องลึกก้นสมุทรจะมีความลึกประมาณ 3 ถึง 4 กิโลเมตรลงไปจากพื้นมหาสมุทรรอบข้าง ส่วนที่ลึกที่สุดอยู่ที่ร่องลึกชาลเลนเจอร์ของร่องลึกก้นสมุทรมาเรียน่าซึ่งมีความลึก 10,911 เมตรใต้ระดับทะเล แผ่นธรณีภาคชั้นนอกใต้มหาสมุทรจะเคลื่อนที่หายเข้าไปในร่องลึกก้นสมุทรด้วยอัตราประมาณ 10 ตารางเมตรต่อวินาที

ตำแหน่งและการกระจายตัวทางภูมิศาสตร์[แก้]

ขอบเขตรอยต่อระหว่างแผ่นเปลือกโลกแบบลู่เข้าหากันมีความยาวทั้งหมดได้ถึง 50,000 กิโลเมตรทั้งหมดอยู่ในมหาสมุทรแปซิฟิกซึ่งเป็นที่มาของการใช้คำว่า “ขอบเขตรอยต่อแบบแปซิฟิก” (pacific-type margin) แต่ก็พบได้ทางด้านตะวันออกของมหาสมุทรอินเดียด้วย และรวมถึงขอบเขตรอยต่อสั้นๆในมหาสมุทรแอตแลนติกและทะเลเมดิเตอร์เรเนียน บางครั้งร่องลึกก้นทะเลก็ถูกฝังกลบไม่แสดงลักษณะ แต่จากลักษณะโครงสร้างพื้นฐานแล้วก็ยังต้องเรียกว่าร่องลึกก้นทะเล ดังที่นำไปใช้กับโซนมุดตัวแคสคาเดีย มากรัน เลสเซอร์แอนตอลเลสด้านใต้ และร่องลึกก้นสมุทรคาลาเบรียล ร่องลึกก้นสมุทรจะอยู่ขนานไปกับแนวหมู่เกาะรูปโค้ง และโซนแผ่นดินไหวที่มีการเอียงเทลงไปใต้แนวหมู่เกาะรูปโค้งลึกลงไปได้ถึง 700 กิโลเมตรที่จัดให้เป็นขอบเขตรอยต่อแผ่นเปลือกโลกแบบลู่เข้าหากันเกิดเป็นโซนมุดตัวลึกลงไป ร่องลึกก้นสมุทรมีความเกี่ยวข้องกับการชนกันของแผ่นเปลือกโลกแต่มีความแตกต่างไปจากการชนกันระหว่างแผ่นเปลือกทวีป (ดังเช่นการชนกันระหว่างอินเดียกับเอเชียที่ทำให้เกิดเทือกเขาหิมาลัย) อันเกิดจากแผ่นเปลือกทวีปเคลื่อนที่เข้าไปในแนวมุดตัว เมื่อแผ่นเปลือกทวีปเคลื่อนที่ถึงบริเวณร่องลึกก้นสมุทรการมุดตัวก็จะสิ้นสุดลงและขอบของแผ่นเปลือกโลกแบบลู่เข้าหากันก็จะกลายเป็นแนวชนกันของแผ่นเปลือกโลกบนทวีป ลักษณะที่เทียบเคียงได้กับร่องลึกก้นสมุทรจะเกิดมีสัมพันธ์กับแนวชนกันที่เป็นร่องลึกหน้าเกาะ (foredeep) ที่มีการสะสมตัวของตะกอนและถือว่าเป็นแอ่งสะสมตะกอนหน้าแผ่นดิน อย่างเช่นที่พบในแม่น้ำแกงเกส และแม่น้ำไทกรีส-ยูเฟรตีส

ประวัติความเป็นมาของคำว่า “ร่องลึกก้นสมุทร”[แก้]

ร่องลึกก้นสมุทรยังไม่เป็นที่เข้าใจกันอย่างชัดเจนจนกระทั่งช่วงปลายทศวรรษที่ 1940 และทศวรรษที่ 1950 ลักษณะพื้นผิวก้นสมุทรยังไม่เป็นที่สนใจกันอย่างจริงจังจนถึงช่วงปลายศตวรรษที่ 19 และช่วงต้นของศตวรรษที่ 20 จากช่วงแรกๆของโครงการวางสายโทรเลขข้ามมหาสมุทรแอตแลนติกลงบนพื้นท้องมหาสมุทรเชื่อมต่อระหว่างทวีป และรวมไปถึงที่ลักษณะพื้นผิวของมหาสมุทรที่มีลักษณะเป็นร่องลึกลงไปและมีรูปร่างเรียวยาวจะยังไม่เป็นที่รู้จักกันจนกระทั่งศตวรรษที่ 20 ศัพท์คำว่า “ร่องลึกก้นสมุทร” (trench) ยังไม่พบปรากฏอยู่ในตำราสมุทรศาสตร์ของจอห์น เมอร์เรย์ และเจิร์ต (1912) แต่เขากลับใช้คำว่า “ร่องลึก” (deep) ใช้เรียกส่วนของทะเลที่ลึกที่สุดแทน อย่างเช่น ร่องลึกชาแลนเจอร์ (Challenger Deep) ประสบการณ์จากสนามรบในสงครามโลกครั้งที่ 1 ได้มีการกล่าวถึงแนวคิดของการกำหนดขอบเขตสงครามโดยใช้ร่องลึกก้นสมุทรว่าเป็นลักษณะภูมิประเทศใต้ทะเลที่เว้าลึกลงไปที่เป็นแนวแคบๆและยาวให้เป็นขอบเขตที่สำคัญ ดังนั้นไม่ต้องสงสัยเลยว่าคำว่า “ร่องลึกก้นสมุทร” ถูกใช้อธิบายในลักษณะสิ่งธรรมชาติในช่วงต้นของทศวรรษที่ 1920 แล้ว และถูกนำมาใช้ในทางธรณีวิทยาโดยสโคฟิลด์สองปีหลังจากสิ้นสุดสงครามเพื่อใช้อธิบายลักษณะที่เป็นร่องที่เกิดจากโครงสร้างทางธรณีวิทยาของเทือกเขาร็อกกี้ ในหนังสือของจอห์นสโตนตีพิมพ์ในปี 1923 เรื่อง “สมุทรศาสตร์เบื้องต้น” (An Introduction to Oceanography) ได้มีการนำคำศัพท์นี้มาใช้แทนลักษณะพื้นท้องทะเลที่เป็นร่องลึกและแคบเรียวยาว

ระหว่างทศวรรษที่ 1920 – 1930 เฟลิกซ์ แอนดรีส์ เวนิ่ง ไมเนสซ์ ได้พัฒนาเครื่องมือวัดแรงโน้มถ่วงโลกที่สามารถวัดค่าแรงโน้มถ่วงโลกในสภาพแวดล้อมใต้ทะเลที่เสถียรและได้ทำการวัดค่าแรงโน้มถ่วงเหนือร่องลึกก้นสมุทรด้วย จากค่าแรงโน้มถ่วงที่เขาวัดได้ชี้ชัดว่าร่องลึกก้นสมุทรเป็นบริเวณที่เว้าลึกลงไปในเนื้อโลก แนวคิดเรื่องลักษณะที่เว้าลึกลงไปตรงบริเวณร่องลึกก้นสมุทรถูกทำให้เป็นรูปเป็นร่างขึ้นมาโดยกริ๊กกส์ในปี 1939 ด้วยสมมุติฐานเทคโทยีน ซึ่งเขาได้พัฒนาแบบจำลองเปรียบเทียบมีรูปลักษณะเป็นรูปกลองคู่หมุนได้ ในช่วงสงครามโลกครั้งที่ 2 ได้มีการปรับปรุงข้อมูลลักษณะพื้นผิวก้นทะเลในมหาสมุทรแปซิฟิกโดยเฉพาะอย่างยิ่งทางด้านตะวันตกและทางด้านเหนือที่ทำให้เห็นแนวร่องลึกเป็นแนวยาวชัดเจนขึ้น ความพยายามในการวิจัยห้วงทะเลลึกมีการเติบโตอย่างรวดเร็วโดยเฉพาะอย่างยิ่งมีการใช้เครื่องกำเนิดเสียงสะท้อนกันอย่างกว้างขวางในช่วงทศวรรษที่ 1950 – 1960 ที่ช่วยยืนยันคุณประโยชน์ของคำศัพท์ในเชิงรูปลักษณ์สัณฐานนี้ มีการค้นพบร่องลึกก้นทะเลที่สำคัญๆ มีการเก็บตัวอย่างและมีการวัดความลึกได้อย่างแม่นยำมากขึ้น ช่วงระยะเวลาของการสำรวจร่องลึกก้นทะเลได้บรรลุถึงจุดสุดยอดในปี 1960 ที่ทำให้ทราบถึงลักษณะที่ชัดเจนด้วยการดำดิ่งลงไปถึงก้นทะเลที่ร่องลึกชาลเลนเจอร์ หลังจากนั้นโรเบิร์ต ไดเอตซ์ และฮาร์รี เฮสส์ ได้สร้างสมมุติฐานการแยกแผ่ออกไปของแผ่นเปลือกโลกใต้มหาสมุทร (seafloor spreading) ในช่วงต้นของทศวรรษที่ 1960 และพัฒนาไปเป็นเพลตเทคโทนิกในช่วงปลายของทศวรรษจนทำให้คำว่า “ร่องลึกก้นสมุทร” ได้รับการนิยามอีกครั้งในเชิงเทคโทนิกและความหมายทางพื้นผิวก้นมหาสมุทร

การม้วนกลับของร่องลึกก้นสมุทร[แก้]

แม้ว่าร่องลึกก้นสมุทรดูเหมือนว่าจะมีความเสถียรทางตำแหน่งตลอดช่วงเวลา แต่บางร่องลึกก้นสมุทรโดยเฉพาะอย่างยิ่งที่มีความเกี่ยวข้องสัมพันธ์กับแนวมุดตัวที่แผ่นเปลือกโลกใต้มหาสมุทร 2 แผ่นเคลื่อนที่ลู่เข้าหากัน กล่าวคือมีการเคลื่อนถอยหลังเข้าไปในแผ่นเปลือกโลกซึ่งกำลังมุดตัวเหมือนกับการเคลื่อนถอยหลังของคลื่น เรียกกันว่าการม้วนกลับของร่องลึกก้นสมุทร (trench rollback หรือ hinge rollback) นี่เป็นสิ่งอธิบายอย่างหนึ่งที่ระบุได้ว่ามีแอ่งด้านหลังหมู่เกาะรูปโค้ง (back-arc basin)

รูปลักษณะ[แก้]

ร่องลึกก้นสมุทรเปรู-ชิลี

ร่องลึกก้นสมุทรเป็นลักษณะทางกายภาพที่ชัดเจนของขอบแผ่นเปลือกโลกที่เคลื่อนที่ลู่เข้าหากัน ภาพตัดขวางผ่านร่องลึกก้นสมุทรแสดงลักษณะที่ไม่สมมาตรที่มีการเอียงเทไปทางด้านทะเลประมาณ 5 องศาและเอียงเทไปทางด้านแผ่นดินที่มีความชันกว่าคือประมาณ 10 – 16 องศา ความไม่สมมาตรนี้เกิดขึ้นเนื่องมาจากข้อเท็จจริงที่ว่าด้านนอกของการเอียงเทถูกกำหนดโดยส่วนบนสุดของแผ่นเปลือกโลกใต้สมุทรที่กำลังมุดตัวลงไปซึ่งจะต้องโค้งงอในช่วงต้นๆของการมุดตัวต่ำลง ส่วนที่หนามากๆของส่วนธรณีภาคชั้นนอกต้องการการโค้งงอเล็กน้อย ขณะที่การมุดตัวเข้าถึงร่องลึกก้นสมุทรการโค้งงอครั้งแรกจะยกตัวขึ้นทำให้เกิดผนังด้านนอกของร่องลึกก้นสมุทร จากนั้นจะกดตัวลงไปเกิดการเอียงเทของร่องลึกก้นสมุทรด้านนอก การเอียงเทของร่องลึกก้นสมุทรด้านนอกทำให้เกิดชุดของรอยเลื่อนปรกติในแนวกึ่งขนานเกิดเป็นลักษณะขั้นบันไดทอดตัวลงจากพื้นสมุทรลงไปที่ร่องลึกก้นสมุทร ขอบเขตระหว่างแผ่นเปลือกโลกถูกกำหนดให้เป็นแนวกึ่งกลางของร่องลึกก้นสมุทร ใต้ผนังร่องลึกก้นสมุทรด้านในแผ่นเปลือกโลกทั้งสองจะเคลื่อนที่ครูดผ่านซึ่งกันและกันไปตามแนวมุดตัว ระดับพื้นท้องมหาสมุทรที่มาตัดผ่านถูกกำหนดให้เป็นตำแหน่งของร่องลึกก้นสมุทร แผ่นเปลือกโลกที่ขี่ทับอยู่ด้านบนประกอบด้วยหมู่เกาะรูปโค้ง (โดยทั่วไป) และส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้ง (forearc) หมู่เกาะรูปโค้งเกิดขึ้นจากปฏิสัมพันธ์ทางกายภาพและเคมีระหว่างแผ่นเปลือกโลกที่มุดตัวลงไปที่ระดับความลึกกับฐานธรณีภาคและเกี่ยวข้องสัมพันธ์กับแผ่นเปลือกโลกที่ขี่ทับอยู่ด้านบนด้วย ส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งวางตัวอยู่ระหว่างหมู่เกาะรูปโค้งกับร่องลึกก้นสมุทร ส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งมีการไหลเวียนของความร้อนจากภายในโลกต่ำที่สุดเนื่องจากไม่มีการไหลเวียนของเนื้อโลกในส่วนของฐานธรณีภาคระหว่างแผ่นธรณีภาคชั้นนอกบริเวณส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งกับแผ่นเปลือกโลกที่กำลังมุดตัวในส่วนที่ยังคงเย็นตัวอยู่

ผนังร่องลึกก้นสมุทรด้านในเป็นขอบของแผ่นเปลือกโลกที่กำลังขี่ทับอยู่และเป็นด้านนอกสุดของส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้ง ส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งประกอบไปด้วยเปลือกโลกที่เป็นหินอัคนีและหินแปรและแผ่นเปลือกโลกนี้ทำตัวเป็นส่วนที่ยื่นค้ำออกไปของการตกตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึม (accretionary prism) (ตะกอนที่ครูดออกจากแผ่นเปลือกโลกที่กำลังมุดตัวลงไปลงบนผนังของร่องลึกก้นสมุทรด้านในทั้งนี้ขึ้นอยู่กับว่าจะมีตะกอนมากน้อยแค่ไหนที่จะตกเข้าไปในร่องลึกก้นสมุทร) ถ้าปริมาณตะกอนมีมากตะกอนจะถูกเคลื่อนย้ายถ่ายเทจากแผ่นเปลือกโลกที่กำลังมุดตัวลงไปไปที่แผ่นเปลือกโลกที่กำลังขี่ทับอยู่ด้านบน ในกรณีนี้การตกตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมจะมีการเติบโตและตำแหน่งของร่องลึกก้นสมุทรจะเคลื่อนตัวออกไปอย่างก้าวหน้าจากแนวหมู่เกาะรูปโค้งตลอดอายุขัยของการเคลื่อนที่ลู่เข้าหากันของขอบเปลือกโลก การเคลื่อนที่ลู่เข้าหากันของขอบเปลือกโลกพร้อมกับการสะสมตัวของตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมจะเรียกว่าขอบของการลู่เข้าหากันที่มีการสะสมตัวของตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมและเป็นรูปแบบที่เกิดขึ้นเกือบครึ่งหนึ่งในบรรดาขอบของการลู่เข้าหากันทั้งหมด ถ้าปริมาณของตะกอนมีน้อยตะกอนจะถูกเคลื่อนย้ายจากแผ่นเปลือกโลกที่ขี่ทับอยู่ด้านบนไปยังแผ่นเปลือกโลกที่กำลังมุดตัวอยู่โดยกระบวนการละลายหายไปทางเทคโทนิกที่รู้จักกันว่าการกัดเซาะจากการมุดตัว (subduction erosion) และจะถูกตกลงไปในโซนมุดตัว ส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งที่ประสบกับการกัดเซาะจากการมุดตัวปรกติจะมีหินอัคนีดันตัวขึ้นมา ในกรณีนี้ตำแหน่งของร่องลึกก้นสมุทรจะเคลื่อนไปทางด้านหน้าของแนวหินหนืดรูปโค้งตลอดอายุขัยของการเคลื่อนที่ลู่เข้าหากันของขอบเปลือกโลก ขอบการลู่เข้าหากันที่กำลังเกิดการกัดเซาะจากการมุดตัวจะเรียกว่าขอบของการลู่เข้ากันที่ไม่มีการตกสะสมตัวของตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมและจะเป็นรูปแบบนี้มากกว่าครึ่งหนึ่งของขอบเขตแผ่นเปลือกโลกที่เคลื่อนที่ลู่เข้าหากัน นี้เป็นสิ่งที่เกิดขึ้นได้อย่างง่ายๆมากเพราะว่าส่วนที่แตกต่างกันของขอบของการลู่เข้าหากันสามารถประสบกับการพอกพูนของตะกอนและการกัดเซาะทำลายจากการมุดตัวตลอดอายุขัยของมัน

ลักษณะภาคตัดขวางของร่องลึกก้นสมุทรที่ไม่สมมาตรแสดงให้เห็นความแตกต่างขั้นพื้นฐานในชนิดของวัตถุและวิวัฒนาการทางเทคโทนิก ผนังด้านนอกของร่องลึกก้นสมุทรและการพองตัวออกด้านนอกรวมไปถึงพื้นมหาสมุทรนั้นจะใช้ระยะเวลา 2 - 3 ล้านปีที่จะเคลื่อนที่จากที่การแปรสภาพอันเกิดจากการมุดตัวเริ่มต้นขึ้นที่ใกล้ๆกับการขยายตัวของร่องลึกก้นสมุทรด้านนอกไปจนกระทั่งจมลงไปในร่องลึกก้นสมุทร ในทางตรงกันข้ามผนังด้านในของร่องลึกก้นสมุทรจะถูกแปรสภาพโดยปฏิสัมพันธ์ของแผ่นเปลือกโลกตลอดช่วงเวลาของขอบเปลือกโลกที่เคลื่อนที่ลู่เข้าหากัน ส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งจะมีสภาพขึ้นอยู่กับแผ่นดินไหวที่เกี่ยวข้องกับการมุดตัว การแปรสภาพด้วยการขยายตัวออกและการสั่นไหวนี้เกิดขึ้นโดยที่พื้นลาดเอียงของร่องลึกก้นสมุทรด้านในมีมุมลาดเอียงที่ทำให้มีการคงสภาพอยู่ได้ของวัตถุใดๆที่เป็นองค์ประกอบ เพราะว่ามันประกอบด้วยหินอัคนีแทนที่จะเป็นตะกอนที่แปรสภาพ ร่องลึกก้นสมุทรที่ไม่มีการพอกพูนของตะกอนจะมีผนังด้านในชันกว่าร่องลึกก้นสมุทรที่มีการพอกพูนของตะกอน

ร่องลึกก้นสมุทรที่ที่ถูกเติมด้วยตะกอน[แก้]

องค์ประกอบของพื้นลาดด้านในของร่องลึกก้นสมุทรและสิ่งที่ควบคุมลักษณะสัณฐานเป็นอันดับแรกของร่องลึกก้นสมุทรคือตะกอนที่สะสมตัวลงไป การตกตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมเป็นสิ่งที่พบได้ทั่วไปในร่องลึกก้นสมุทรที่อยู่ใกล้ผืนทวีปที่มีแม่น้ำหรือธารน้ำแข็งสายใหญ่ๆไหลลงทะเลที่จะนำพาเอาตะกอนจำนวนมากเข้าไปในร่องลึกก้นสมุทร ร่องลึกก้นสมุทรที่มีตะกอนสะสมตัวอยู่นี้สร้างความสับสนเนื่องจากในทางเพลตเทคโทนิกนั้นมันเป็นสิ่งที่แยกแยะออกจากขอบของการเคลื่อนที่ลู่เข้าหากันอื่นๆไม่ได้และขาดลักษณะพื้นผิวแบบร่องลึกก้นสมุทร แนวมุดตัวแคดคาเดียทางขอบด้านตะวันตกเฉียงเหนือของสหรัฐอเมริกานั้นเป็นร่องลึกก้นสมุทรที่มีตะกอนปิดทับอยู่อันเนื่องมาจากตะกอนที่ถูกพัดพามาโดยแม่น้ำทางด้านตะวันตกเฉียงเหนือของสหรัฐอเมริการและด้านตะวันตกเฉียงใต้ของแคนาดา ขอบของการลู่เข้าหากันเลสเซอร์แอนทิลเลสแสดงความสำคัญของการอยู่ใกล้ชิดกับแหล่งตะกอนที่จะทำให้เกิดรูปลักษณะของร่องลึกก้นสมุทร ทางตอนใต้ใกล้ๆกับปากแม่น้ำโอริราโคไม่มีลักษณะของร่องลึกก้นสมุทรและส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งมีการสะสมตัวของตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมที่มีความกว้างเกือบ 500 กิโลเมตร ตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมนี้มีขนาดใหญ่เกิดเป็นหมู่เกาะบาร์บาโดสและตรินิแดด ขยับไปทางด้านเหนือส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งจะแคบลงและไม่พบตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมปรากฏอยู่ และเมื่อขยับขึ้นไปทางด้านเหนือที่ละติจูด 17 องศาเหนือลักษณะของร่องลึกก้นสมุทรก็ปรากฏให้เห็นชัดเจน ทางเหนือสุดซึ่งไกลจากแหล่งตะกอน ร่องลึกก้นสมุทรเปอร์โตริโกซึ่งมีความลึกกว่า 8600 เมตรที่พบว่าไม่มีการสะสมตัวของตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึม มีความสัมพันธ์ที่คล้ายคลึงกันระหว่างความใกล้เคียงกับแม่น้ำ ความกว้างของส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้ง และลักษณะของร่องลึกก้นสมุทรสามารถสังเกตได้จากทางด้านตะวันออกไปทางด้านตะวันตกไปตามขอบของการลู่เข้าหากันอะแลสกา-เอลิวเตียน ขอบเขตรอยต่อระหว่างแผ่นเปลือกโลกชนิดเคลื่อนที่ลู่เข้าหากันด้านนอกชายฝั่งอะแลสกามีการเปลี่ยนแปลงตามแนวรอยเลื่อนจากลักษณะร่องลึกก้นสมุทรที่มีตะกอนเติมเต็มและมีส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งที่กว้างทางด้านตะวันออก (ใกล้ชายฝั่งแม่น้ำในอะแลสกา) ไปเป็นร่องลึกก้นสมุทรที่ลึกและมีส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งแคบๆทางด้านตะวันตก (นอกชายฝั่งหมู่เกาะเอลิวเตียน) อีกกรณีตัวอย่างหนึ่งคือขอบของการลู่เข้าหากันมากรันนอกชายฝั่งปากีสถานและอีหร่านซึ่งร่องลึกก้นสมุทรถูกเติมเต็มไปด้วยตะกอนจากแม่น้ำไทกรีส-ยูเฟรตีสและแม่น้ำอินดัส การสะสมตัวอย่างหนาของตะกอนกระแสความขุ่น (turbidites) ตามแนวร่องลึกก้นสมุทรอาจได้มาจากการพัดพามาจากสันแกนลงไป (down-axis transport) ที่เข้าไปในร่องลึกก้นสมุทรเป็นระยะทางถึง 1000 – 2000 กิโลเมตรดังที่พบในร่องลึกก้นสมุทรเปรู-ชิลีทางตอนใต้ของวัลปารายโซ และร่องลึกก้นสมุทรเอลิวเตียน อัตราการลู่เข้าหากันก็มีความสำคัญเช่นกันในการที่จะควบคุมความลึกของร่องลึกก้นสมุทรโดยเฉพาะอย่างยิ่งร่องลึกก้นสมุทรที่อยู่ใกล้ทวีปเพราะว่าอัตราการลู่เข้าหากันอย่างช้าๆมีผลทำให้ความจุของขอบของการลู่เข้าหากันจัดวางตะกอนได้มากกว่า

มีการวิวัฒนาการในรูปลักษณ์สัณฐานของร่องลึกก้นสมุทรที่สามารถทำนายได้ในขณะที่ทวีปเคลื่อนตัวลู่เข้าหากันและมหาสมุทรมีการปิดตัวลง ในขณะที่มหาสมุทรยังเปิดกว้างอยู่นั้นร่องลึกก้นสมุทรอาจอยู่ห่างจากแหล่งตะกอนในทวีปและอาจทำให้ร้องลึกก้นสมุทรมีความลึก เมื่อทวีปเคลื่อนที่เข้าหาซึ่งกันและกันร่องลึกก้นสมุทรอาจถูกเติมด้วยตะกอนจากทวีปและทำให้ร่องลึกก้นสมุทรตื้นเขินขึ้นมา มีวิธีการอย่างง่ายๆอย่างหนึ่งที่จะประมาณการตำแหน่งของร่องลึกก้นสมุทรคือเมื่ออยู่ในระยะคาบเกี่ยวจากการมุดตัวไปเป็นการชนกันนั้น ขอบเขตรอยต่อของแผ่นเปลือกโลกเดิมจะถูกกำหนดที่ร่องลึกก้นสมุทรได้ถูกเติมด้วยตะกอนลงไปอย่างมากเพียงพอที่จะให้ถูกดันตัวขึ้นมาพ้นเหนือระดับทะเล

การตกตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมและการพัดพาของตะกอน[แก้]

ตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึม (accretionary prism) มีการเติบโตโดยการพอกตัวไปทางด้านหน้าตรงที่ตะกอนถูกครูดออกในลักษณะเหมือนรถแทรกเตอร์เกลี่ยดินใกล้ๆกับร่องลึกก้นสมุทรหรือโดยการพอกตัวของตะกอนจากการมุดตัวและบางทีก็พบบริเวณเปลือกโลกใต้มหาสมุทรตามส่วนตื้นๆของพื้นผิวหน้ารอยเลื่อนของการมุดตัว (subduction decollement) การพอกตัวไปทางด้านหน้าตลอดอายุขัยของขอบของการลู่เข้าหากันยังผลให้ตะกอนมีอายุอ่อนกว่าทางด้านนอกสุดของตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมและจะแก่ที่สุดทางด้านในสุด ส่วนด้านในที่แก่กว่าจะมีการแข็งตัวกว่าและมีโครงสร้างที่ชันกว่าส่วนด้านนอกที่มีอายุที่อ่อนกว่า การพอกตัวของตะกอนนั้นเป็นการยากที่จะรับรู้ได้ในแนวมุดตัวปัจจุบันแต่อาจพบปรากฏในตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมโบราณอย่างเช่นในกลุ่มหินฟรานซิสกันในแคลิฟอร์เนียในรูปแบบของสิ่งผสมผสานทางเทคโทนิกและโครงสร้างคู่ (duplex structure) วิธีการพอกตัวที่แตกต่างกันส่งผลให้รูปลักษณ์สัณฐานของแนวลาดเอียงด้านในของร่องลึกก้นสมุทรซึ่งโดยทั่วไปแล้วจะแสดงลักษณะสัณฐานใน 3 บริเวณคือ แนวลาดเอียงด้านล่างประกอบด้วยชุดรอยเลื่อนย้อนที่ซ้อนกันเกิดเป็นแนวสันหลายแนว แนวลาดเอียงส่วนกลางมีลักษณะเป็นระดับตะพัก และแนวลาดเอียงด้านบนมีความราบเรียบกว่าแต่อาจถูกตัดเป็นหุบเขาลึกใต้สมุทร เพราะว่าขอบของการลู่เข้าหากันที่มีตะกอนพอกตัวมีความสูงต่ำแตกต่างกันมากถูกแปรเปลี่ยนอย่างต่อเนื่องและเป็นที่อยู่ของตะกอนจำนวนมากที่มีระบบการแผ่กระจายตัวและการสะสมตัวได้ดี การพัดพาตะกอนถูกควบคุมโดยแผ่นดินถล่มใต้ทะเล การไหลของเศษหิน กระแสความขุ่น และแหล่งสะสมตามเส้นชั้น (contourites) หุบเขาลึกใต้สมุทรพัดพาเอาตะกอนจากชายหาดและแม่น้ำลงไปที่ความลาดด้านบน หุบเขาใต้สมุทรเหล่านี้ก่อให้เกิดตะกอนขุ่นตามร่องเขาและโดยปรกติแล้วจะสูญเสียนิยามตามความลึกเนื่องจากมีรอยเลื่อนอย่างต่อเนื่องทำให้ร่องเขาใต้สมุทรมีลักษณะที่ยุ่งเหยิง ตะกอนจะเคลื่อนลงไปที่ผนังด้านในของร่องลึกก้นสมุทรผ่านร่องเขาและแอ่งที่มีชุดของรอยเลื่อนกำกับอยู่ ตัวร่องลึกก้นสมุทรเองก็เป็นแนวแกนของการพัดพาของตะกอน ถ้ามีตะกอนมากเพียงพอเข้าไปในร่องลึกก้นสมุทรมันอาจถูกเติมด้วยตะกอนโดยสมบูรณ์เพื่อที่กระแสความขุ่นจะสามารถพัดพาเอาตะกอนไปได้ดีข้ามร่องลึกก้นสมุทรไปและอาจรวมถึงจะข้ามส่วนการพองตัวด้านนอก ตะกอนจากแม่น้ำทางด้านตะวันตกเฉียงใต้ของแคนาดาและด้านตะวันตกเฉียงเหนือของสหรัฐอเมริกาที่ถูกพัดพาแผ่เข้าไปในร่องลึกก้นสมุทรแคดคาเดียอาจจะถูกพัดพาข้ามแผ่นเปลือกโลกจวนเดอฟูก้าไปถึงสันเขาที่แผ่ห่างออกไปหลายร้อยกิโลเมตรทางด้านตะวันตก

แนวลาดเอียงของผนังด้านในของร่องลึกก้นสมุทรของขอบของการลู่เข้าหากันที่มีการสะสมตัวของตะกอนส่งผลให้เกิดการปรับตัวอย่างต่อเนื่องในความหนาและความกว้างของตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึม ปริซึมนี้ยังคงรักษาสภาพรูปทรงสอบเรียววิกฤต (critical taper) ที่เกิดขึ้นในโครงร่างตามทฤษฎีโมหร์-คูลอมบ์สำหรับวัตถุที่เกี่ยวข้อง ชุดของตะกอนที่ถูกครูดออกจากแผ่นธรณีภาคชั้นนอกที่มุดลงไปจะเกิดการเปลี่ยนรูปจนกระทั่งตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมที่เติมเข้าไปเพื่อให้เข้าถึงรูปทรงเรขาคณิตสอบเรียววิกฤต ทันทีที่เข้าถึงจุดรูปทรงสอบเรียววิกฤตจะเกิดการลื่นไถลลงไปอย่างเสถียรไปตามฐานของผิวหน้ารอยเลื่อน (basal decollement) ของมัน อัตราการตึงและคุณสมบัติทางชลศาสตร์มีอิทธิพลอย่างมากต่อการคงทนอยู่ได้ของตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมและมุมของรูปทรงสอบเรียววิกฤต ความกดดันของของเหลวในช่องว่างทำให้ความคงทนของหินเปลี่ยนไปและก็มีความสำคัญต่อการควบคุมมุมของรูปทรงสอบเรียววิกฤตด้วย สภาพให้ซึมผ่านได้ที่ต่ำๆและการลู่เข้าหากันอย่างรวดเร็วอาจส่งผลในความดันในช่องว่างที่เกินกว่าความดันของธรณีภาคชั้นนอกและตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมที่บอบบางด้วยรูปทรงเรขาคณิตที่เรียวบางลง ขณะที่สภาพให้ซึมผ่านได้สูงๆและการลู่เข้าหากันอย่างช้าๆจะส่งผลให้เกิดความกดดันในช่องว่างที่ต่ำกว่า ปริซึมที่แข็งแรงกว่าย่อมเกิดรูปทรงเรขาคณิตที่ชันกว่าได้

ระบบร่องลึกก้นสมุทรเฮลเลนิกมีลักษณะที่ผิดปรกติเพราะว่าขอบของการลู่เข้าหากันของมันมีการมุดตัวลงไปในหินเกลือระเหย แนวเอียงตัวของพื้นผิวทางฝั่งด้านทิศใต้ของเทือกเขาเมดิเตอร์เรเนียนมีค่าต่ำมากคือประมาณ 1 องศาซึ่งแสดงให้เห็นว่ามีค่าความเค้นเฉือนบนผิวหน้ารอยเลื่อยที่ฐานของลิ่มที่ต่ำมาก เกลือหินระเหยมีอิทธิพลต่อค่ารูปทรงสอบเรียววิกฤตของโครงสร้างที่ซับซ้อนของการพอกตัวขณะที่คุณสมบัติทางกลศาสตร์แตกต่างไปจากคุณสมบัติที่พบในตะกอนแร่ซิลิก้าทั้งหลายและเพราะว่าผลกระทบของมันทั้งหลายต่อการไหลของของไหลและต่อแรงกดดันของของไหลซึ่งควบคุมค่าแรงเค้น ในช่วงทศวรรษที่ 1970 แนวร่องลึกของร่องลึกก้นสมุทรเฮลเลนิกทางตอนใต้ของครีตถูกตีความว่ามีลักษณะเหมือนกับร่องลึกก้นสมุทรที่แนวมุดตัวอื่นๆแต่ด้วยข้อเท็จจริงที่ว่าเทือกเขาเมดิเตอร์เรเนียนมีโครงสร้างที่ซับซ้อนของการตกสะสมตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมซึ่งทำให้ดูเหมือนว่าร่องลึกก้นสมุทรเฮลเลนิกนั้นที่จริงแล้วเป็นแอ่งด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งที่ถูกฝังกลบและนั่นกลายเป็นว่าขอบเขตรอยต่อระหว่างแผ่นเปลือกโลกวางต้วอยู่ทางด้านใต้ของเทือกเขาเมดิเตอร์เรเนียน

น้ำและชีวภาค[แก้]

ปริมาตรของน้ำที่เล็ดรอดออกมาจากภายในและด้านใต้ของส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งส่งผลต่อพลวัตของโลกและปฏิสัมพันธ์ที่ซับซ้อนระหว่างของเหลวและหิน น้ำทั้งหมดจะถูกกักเก็บไว้อยู่ในช่องว่างและรอยแตกทางด้านบนของแผ่นธรณีภาคชั้นนอกและตะกอนของแผ่นเปลือกโลกที่มุดตัวลงไป ส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งมีตะกอนที่สะสมตัวในทะเลที่แข็งตัวเคลื่อนที่รอดอยู่ทางด้านใต้ด้วยความหนาเฉลี่ย 400 เมตร ตะกอนเหล่านี้เข้าไปอยู่ในร่องลึกก้นสมุทรด้วยค่าความพรุน 50-60% ตะกอนเหล่านี้ถูกบีบอัดอย่างต่อเนื่องขณะที่มันมุดตัวลงไป มีการลดขนาดช่องว่างลงและบีบอัดไล่เอาของเหลวออกไปตามผิวหน้ารอยเลื่อนและขึ้นไปที่มวลหินส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งที่วางตัวอยู่ด้านบนซึ่งอาจจะมีหรือไม่มีตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมก็ได้ ตะกอนที่พอกสะสมตัวที่ส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งนี้เป็นแหล่งของของเหลวอีกแหล่งหนึ่ง น้ำก็พบอยู่ในแร่ไฮดรัสด้วยโดยเฉพาะอย่างยิ่งแร่ดินและโอปอล วัตถุที่มุดตัวลงไปมีการเพิ่มขึ้นของแรงกดดันและอุณหภูมิทำให้แร่ไฮดรัสมีสภาพที่หนาแน่นขึ้นและมีน้ำอยู่ในโครงสร้างลดน้อยลงอย่างต่อเนื่อง น้ำที่ถูกปลดปล่อยออกมาด้วยกระบวนการขจัดน้ำเป็นแหล่งของของเหลวอีกแหล่งหนึ่งที่ถูกปล่อยออกไปที่ฐานของแผ่นเปลือกโลกที่ขี่ทับซ้อนอยู่ทางด้านบน ของเหลวเหล่านี้อาจซึมแผ่ออกไปในเนื้อตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมผ่านช่องว่างที่ต่อเนื่องกันของตะกอนหรืออาจซึมผ่านไปตามรอยเลื่อน ตำแหน่งที่เป็นปล่องให้ของเหลวไหลออกมาอาจอยู่ในรูปของเนินพุโคลน (mud volcano) หรือไหลซึมผ่านออกมาตามรอยแตกมักจะพบชุมชนของสิ่งมีชีวิตที่สร้างอาหารด้วยการสังเคราะห์ทางเคมี (chemosynthetic community) อยู่ด้วย ของเหลวที่ซึมออกมาจากส่วนที่ตื้นที่สุดของแนวมุดตัวอาจซึมออกมาตามแนวขอบเขตรอยต่อระหว่างแผ่นเปลือกโลกได้ด้วยแต่มีน้อยมากที่จะพบซึมออกมาตามแนวแกนของร่องลึกก้นสมุทร ของเหลวเหล่านี้ทั้งหมดส่วนใหญ่เป็นน้ำเสียส่วนใหญ่แต่ก็มีเหล็กและโมเลกุลของอินทรีย์สารอยู่ด้วยโดยเฉพาะอย่างยิ่งจะมีมีเทนละลายอยู่ด้วย มีเทนมักจะอยู่โดดๆในรูปของมีเทนคลาเทรตบ้างก็เรียกว่าแก๊สไฮเดรตซึ่งมีลักษณะคล้ายน้ำแข็งอยู่ในมวลหินส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้ง นี้เป็นแหล่งพลังงานแหล่งหนึ่งแต่ก็สามารถหมดไปได้อย่างรวดเร็ว การสูญเสียเสถียรภาพของแก๊สไฮเดรตก่อให้เกิดปรากฏการณ์โลกร้อนในอดีตและก็ดูเหมือนว่าจะเกิดขึ้นได้ในอนาคตด้วย

ชุมชนสิ่งมีชีวิตที่สังเคราะห์อาหารทางเคมีพบเจริญเติบโตอยู่บริเวณที่ของเหลวเย็นซึมออกมาจากมวลหินส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้ง ชุมชนสิ่งมีชีวิตในของเหลวเย็นที่ซึมออกมานี้ถูกค้นพบอยู่บริเวณแนวลาดเอียงด้านในของร่องลึกก้นสมุทรลงไปที่ระดับความลึกถึง 6000 เมตรทางด้านตะวันตกของมหาสมุทรแปซิฟิกโดยเฉพาะอย่างยิ่งแถวๆญี่ปุ่น ในแปซิฟิกตะวันออกตามแนวด้านเหนือ ตามชายฝั่งอเมริกากลางและอเมริกาใต้ จากร่องลึกก้นสมุทรเอลิวเตียนลงไปถึงร่องลึกก้นสมุทรเปรู-ชิลี ที่บาร์บาโดส ในเมดิเตอร์เรเนียน และในมหาสมุทรอินเดียตามแนวมุดตัวมากรันและซุนด้า ชุมชนสิ่งมีชีวิตเหล่านี้ได้รับความสนใจน้อยกว่าชุมชนสิ่งมีชีวิตที่สังเคราะห์อาหารทางเคมีที่พบบริเวณปล่องไฮโดรเทอร์มอล ชุมชนสิ่งมีชีวิตที่สังเคราะห์อาหารทางเคมีนี้พบอยู่ในลักษณะทางธรณีวิทยาที่หลากหลาย – บนตะกอนที่ถูกกดทับอย่างมากเกินพอในตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมตรงบริเวณที่ของเหลวถูกซึมผ่านออกมาผ่านเนินพุโคลนหรือสันเขา (บาร์บาโดส แนนกาอิ และแคสคาเดีย) ตามขอบที่ถูกกัดเซาะที่มีรอยเลื่อน ผาชันที่เกิดจากเศษหินถล่ม (ร่องลึกก้นสมุทรญี่ปุ่น ขอบแผ่นเปลือกโลกเปรูเวียน) การซึมออกมาจากพื้นผิวอาจเกี่ยวข้องกับการสะสมตัวของไฮเดรตจำนวนมหาศาลและการสูญเสียเสถียรภาพ (อย่างเช่น ขอบแผ่นเปลือกโลกแคสคาเดีย) ความเข้มข้นสูงๆของมีเทนและซัลไฟด์ในของเหลวที่ซึมออกมาจากพื้นทะเลนี้ถือว่าเป็นแหล่งพลังงานหลักสำหรับการสังเคราะห์ทางเคมี

ร่องลึกก้นสมุทรว่างเปล่าและการกัดเซาะจากการมุดตัว[แก้]

ร่องลึกก้นสมุทรที่อยู่ห่างจากแหล่งตะกอนทวีปจะขาดตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมและแนวลาดเอียงด้านในของร่องลึกก้นสมุทรมักประกอบไปด้วยหินอัคนีและหินแปร ขอบของการลู่เข้าหากันที่ไม่มีตะกอนพอกพูนอยู่เป็นลักษณะของ (แต่ไม่จำกัด) ระบบแนวรูปโค้งปฐมภูมิ ระบบแนวรูปโค้งปฐมภูมินี้เป็นสิ่งที่ถูกสร้างขึ้นบนแผ่นธรณีภาคชั้นนอกส่วนมหาสมุทรอย่างเช่น ระบบแนวรูปโค้งอิซู-โบนิน-มาเรียนา ตองก้า-เคอมาเดก และสคอเตีย (เซ้าท์แซนวิชต์) แนวลาดชันด้านในของร่องลึกก้นสมุทรของขอบของการลู่เข้าหากันเหล่านี้โผล่ขึ้นทำให้เกิดเปลือกโลกส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งประกอบไปด้วยหินบะซอลต์ แกบโบร และเพริโดไทต์จากเนื้อโลกที่เป็นพวกเซอร์เพนทีน สิ่งที่โผล่ขึ้นมาเหล่านี้สามารถเข้าถึงได้ง่ายเพื่อการศึกษาเปลือกโลกส่วนมหาสุทรด้านล่างและด้านบนของเนื้อโลกและทำให้มีโอกาสที่จะศึกษาผลผลิตของหินหนืดที่เกิดร่วมกับการเริ่มต้นของแนวมุดตัว โอฟิโอไลต์อาจจะเกิดในสภาพแวดล้อมของส่วนด้านหน้าแนวหมู่เกาะรูปโค้งระหว่างที่มีการเริ่มต้นการมุดตัวและองค์ประกอบนี้มักจะพบโอฟิโอไลต์ระหว่างการมุดตัวด้วยมวลของเปลือกโลกที่หนาขึ้น ขอบของการลู่เข้าหากันไม่ทั้งหมดที่เกิดสัมพันธ์กับแนวรูปโค้งปฐมภูมินี้ ร่องลึกก้นสมุทรที่อยู่ใกล้กับทวีปที่มีตะกอนที่พัดพามากับแม่น้ำจำนวนเล็กน้อยอย่างเช่นส่วนกลางของร่องลึกก้นสมุทรเปรู-ชิลีก็อาจจะไม่พบตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมนี้

ฐานหินอัคนีของส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งที่ไม่มีตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมอาจจะโผล่ให้เห็นอย่างต่อเนื่องจากการกัดเซาะที่เกิดจากการมุดตัว นี้จะเกิดการเคลื่อนย้ายวัตถุจากส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งไปยังแผ่นเปลือกโลกที่กำลังมุดตัวอยู่และก็สามารถจะเกิดการกัดเซาะด้านหน้าและด้านฐานควบคู่ไปด้วย การมุดตัวของแผ่นเปลือกโลกขนาดใหญ่ทำให้ส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งชันตัวขึ้นมากทำให้เกิดการแตกหักของมวลหินเกิดเป็นเศษหินตกหล่นเข้าไปในร่องลึก เศษหินเหล่านี้อาจจะไปสะสมตัวในแอ่งกราเบนของแผ่นเปลือกโลกที่กำลังเคลื่อนตัวลงไปและก็มุดตัวลงไปกับมันด้วย ในทางกลับกันโครงสร้างที่เป็นผลมาจากการกัดเซาะจากการมุดตัวของฐานของส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งจะสังเกตเห็นได้ยากจากการสำรวจคลื่นไหวสะเทือนแบบสะท้อนกลับ ดังนั้นความเป็นไปได้ที่จะเกิดการกัดเซาะด้านฐานจึงเป็นสิ่งยากที่จะยืนยัน การกัดเซาะจากการมุดตัวก็อาจจะลดขนาดของตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมที่ครั้งหนึ่งเคยมีการสะสมตัวอย่างมากให้เล็กลงได้ถ้าปริมาณของตะกอนที่เข้าไปในร่องลึกก้นสมุทรลดลง

ส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้งที่ไม่มีตะกอนพอกพูนอยู่อาจเป็นบริเวณที่มีเนินพลุโคลนเซอร์เพนทีนเกิดขึ้นได้ ลักษณะนี้เกิดขึ้นจากการมีของไหลซึมออกมาจากแผ่นเปลือกโลกทางด้านล่างแล้วซึมขึ้นมาด้านบนเกิดปฏิกิริยากับธรณีภาคส่วนเนื้อโลกที่เย็นของส่วนด้านหน้าหมู่เกาะรูปโค้ง เพริโดไทต์จากส่วนเนื้อโลกถูกเติมด้วยน้ำเกิดเป็นเซอร์เพนทีนซึ่งมีความหนาแน่นน้อยกว่าเพริโดไทต์อยู่มากและนั่นจะดันตัวขึ้นมาก่อให้เกิดลักษณะโครงสร้างโค้งงอแบบรูปประทุนเมื่อมีโอกาส ร่องลึกก้นสมุทรที่ไม่มีตะกอนพอกพูนบางแห่งอยู่ภายใต้แรงเค้นดึงออกอย่างรุนแรงตัวอย่างเช่น มาเรียนา ที่ทำให้เซอร์เพนทีนไนต์ที่เบาตัวถูกดันตัวขึ้นมาที่พื้นมหาสมุทรที่ทำให้เกิดเนินพลุโคลนเซอร์เพนทีนไนต์ ชุมชนสิ่งมีชีวิตที่สังเคราะห์อาหารทางเคมีก็พบได้ในขอบแผ่นเปลือกโลกที่ไม่มีการพอกพูนของตะกอนอย่างเช่นมาเรียนาที่พวกมันอาศัยอยู่บนปล่องกับเนินพลุโคลนเซอร์เพนทีนไนต์

ปัจจัยต่อความลึกของร่องลึกก้นสมุทร[แก้]

ร่องลึกก้นสมุทรเปอร์โตริโก้

มีปัจจัยหลายประการที่มีส่วนกำหนดความลึกของร่องลึกก้นสมุทร ปัจจัยที่สำคัญที่สุดคือปริมาณของตะกอนที่จะเข้าไปสะสมตัวอยู่ในร่องลึกจนอาจไม่แสดงลักษณะพื้นผิวที่แท้จริงของร่องลึกนั้น ดังนั้นจึงไม่ต้องสงสัยเลยว่าร่องลึกก้นสมุทรที่ลึกมากๆ (ลึกมากกว่า 8000 เมตร) เป็นร่องลึกก้นสมุทรที่ไม่มีการสะสมตัวของตะกอน ในทางตรงกันข้ามร่องลึกก้นสมุทรที่มีการสะสมตัวของตะกอนรูปลิ่มแบบปริซึมจะตื้นกว่า 8000 เมตร ปัจจัยที่สำคัญรองลงมาที่ควบคุมความลึกของร่องลึกก้นสมุทรก็คืออายุของแผ่นธรณีภาคชั้นนอกในช่วงเวลาที่กำลังมีการมุดตัว เพราะว่าแผ่นเปลือกโลกพื้นมหาสมุทรมีการเย็นตัวลงและหนาขึ้นตามอายุของมัน อายุของพื้นมหาสมุทรยิ่งแก่ก็จะยิ่งอยู่ที่ระดับลึกและพื้นท้องทะเลที่ตื้นที่สุดจะอยู่ที่จุดที่พื้นท้องทะเลเริ่มเคลื่อนที่ลงต่ำ จากการเปรียบเทียบที่เด่นชัดนี้สามารถสังเกตได้ที่ระดับความลึกเปรียบเทียบที่ลึกแตกต่างกันของพื้นมหาสมุทรในบริเวณกว้างๆ และความลึกที่ร่องลึกก้นสมุทรจะมากที่สุด ความลึกเปรียบเทียบอาจถูกควบคุมโดยอายุของธรณีภาคชั้นนอกที่ร่องลึกก้นสมุทร อัตราการลู่เข้าหากัน และมุมเอียงเทของการมุดตัวที่ระดับความลึกที่ส่วนกลางของความลึกทั้งหมดของร่องลึกก้นสมุทร ปัจจัยสุดท้ายคือแผ่นเปลือกโลกที่แคบๆสามารถจมตัวลงไปและม้วนตัวกลับได้อย่างรวดเร็วกว่าแผ่นเปลือกโลกที่มีขนาดกว้างกว่า เพราะว่าเป็นการง่ายกว่าที่ฐานธรณีภาคที่วางตัวอยู่ด้านล่างจะไหลไปรอบๆขอบของแผ่นเปลือกโลกที่กำลังจมตัวลงไป บางแผ่นเปลือกโลกอาจมีมุมเอียงเทของการมุดตัวที่ชันในช่วงตื้นๆและอาจจะเกิดสัมพันธ์กับร่องลึกก้นสมุทรที่มีความลึกผิดปรกติได้อย่างเช่นร่องลึกชาลเลนเจอร์

ร่องลึกก้นสมุทรที่สำคัญ[แก้]

ร่องลึก มหาสมุทร ความลึก
ร่องลึกก้นสมุทรมาเรียนา มหาสมุทรแปซิฟิก 10,911 ม.
Tonga Trench มหาสมุทรแปซิฟิก 10,882 ม.
Kuril Trench มหาสมุทรแปซิฟิก 10,542 ม.
Philippine Trench มหาสมุทรแปซิฟิก 10,540 ม.
Kermadec Trench มหาสมุทรแปซิฟิก 10,047 ม.
Izu-Bonin Trench (Izu-Ogasawara Trench) มหาสมุทรแปซิฟิก 9,780 ม.
ร่องลึกก้นสมุทรญี่ปุ่น มหาสมุทรแปซิฟิก 9,000 ม.
ร่องลึกเปอร์โตริโก มหาสมุทรแอตแลนติก 8,605 ม.
Peru-Chile Trench หรือ Atacama Trench มหาสมุทรแปซิฟิก 8,065 ม.
ร่องลึก ตำแหน่ง
Aleutian Trench ทางตะวันตกของอะแลสกา
Bougainville Trench ทางใต้ของนิวกินี
Cayman Trench ทางตะวันตกของทะเลแคริบเบียน
Cedros Trench (inactive) ชายฝั่งแปซิฟิกของBaja California
Hikurangi Trench ทางตะวันออกของนิวซีแลนด์
Izu-Ogasawara Trench ใกล้ เกาะIzu และ Bonin
ญี่ปุ่น Trench ทางตะวันออกเฉียงเหนือของญี่ปุ่น
Kermadec Trench ทางตะวันออกเฉียงเหนือของนิวซีแลนด์
Kuril-Kamchatka Trench ใกล้ Kuril islands
Manila Trench ทางตะวันตกของลูซอน, ฟิลิปปินส์
Mariana Trench (ส่วนของมหาสมุทรที่ลึกที่สุดเท่าที่ค้นพบ) ทางตะวันตกของมหาสมุทรแปซิฟิก; ทางตะวันออกของMariana Islands
Middle America Trench
New Hebrides Trench ทางตะวันตกของ New Caledonia
Peru-Chile Trench ทางตะวันออกมหาสมุทรแปซิฟิก; นอกชายฝั่งเปรูและชิลี
Philippine Trench ทางตะวันออกของ Philippine Islands
ร่องลึกเปอร์โตริโก (ส่วนของมหาสมุทรแอตแลนติกที่ลึกที่สุดเท่าที่ค้นพบ) พรมแดนของทะเลแคริบเบียนและมหาสมุทรแอตแลนติก
Puysegur trench ทางตะวันตกเฉียงใต้ของ นิวซีแลนด์
Ryukyu Trench ขอบตะวันออกของเกาะริวกิวของญี่ปุ่น
South Sandwich Trench
Sunda Arc and Java Trench
Tonga Trench ใกล้ตองกา
Yap Trench ทางตะวันตกของ มหาสมุทรแปซิฟิก; ระหว่างเกาะพาเลาและร่องลึกมาเรียนา

ร่องลึกก้นสมุทรโบราณ[แก้]

ร่องลึก ตำแหน่ง
Intermontane Trench ทางตะวันตกของทวีปอเมริกาเหนือ; ระหว่าง Intermontane Islands และทวีปอเมริกาเหนือ
Insular Trench ทางตะวันตกของทวีปอเมริกาเหนือ; ระหว่าง Insular Islands และ Intermontane Islands
Farallon Trench ทางตะวันตกของทวีปอเมริกาเหนือ
Tethyan Trench ทางใต้ของตุรกี อิหร่าน ธิเบตและเอเชียตะวันออกเฉียงใต้

อ้างอิง[แก้]

  • R. J. Stern 2002. "Subduction Zones". Reviews of Geophysics. 10.1029/2001RG000108
  • A.B. Watts, 2001. Isostasy and Flexure of the Lithosphere. Cambridge University Press. 458p.
  • D. J. Wright, S. H. Bloomer, C. J. MacLeod, B. Taylor and A. M. Goodlife, 2000. "Bathymetry of the Tonga Trench and Forearc: a map series". Marine Geophysical Researches 21: 489–511, 2000.
  • M. Sibuet, K. Olu, 1998. "Biogeography, biodiversity and fluid dependence of deep-sea cold-seep communities at active and passive margins." Deep-Sea Research II 45, 517-567.
  • W. H. F. Smith, D. T. Sandwell, 1997. "Global sea floor topography from satellite altimetry and ship depth soundings". Science, vol.277, no.5334, pp.1956-1962.
  • "Deep-sea trench". McGraw-Hill Encyclopedia of Science & Technology, 8th edition, 1997.
  • R. von Huene and D. W. Scholl 1993. "The return of sialic material to the mantle indicated by terrigeneous material subducted at convergent margins". Tectonophysics 219, 163-175.
  • J.W. Ladd, T. L. Holcombe, G. K. Westbrook, N. T. Edgar, 1990. "Caribbean Marine Geology: Active margins of the plate boundary", in Dengo, G., and Case, J. (eds.) The Geology of North America, Vol. H, The Caribbean Region, Geological Society of America, p. 261-290.
  • W. B. Hamilton 1988. "Plate tectonics and island arcs". Geological Society of America Bulletin: Vol. 100, No. 10, pp. 1503–1527.
  • R. D. Jarrard, 1986. "Relations among subduction parameters". Reviews of Geophysics, vol.24, no.2, pp.217-284.
  • J. W. Hawkins, S. H. Bloomer, C. A. Evans, J. T. Melchior. 1984. "Evolution of Intra-Oceanic Arc-Trench Systems". Tectonophysics 102, 175-205.
  • R. L. Fisher and H. H. Hess 1963. "Trenches" in M.N. Hill ed. The Sea v. 3 The Earth Beneath the Sea. New York: Wiley-Interscience, p. 411-436.