เรียนรู้

วัฏจักรวิลสัน : วัฏสงสารของเปลือกโลก

เคยสงสัยกันบ้างไหมครับว่า ทำไมหินในแต่ละแห่งแต่ละที่จึงไม่เหมือนกัน ทำไมบางพื้นที่จึงมีสภาพภูมิประเทศราบเรียบในขณะที่บางแห่งเป็นภูเขาสูงชัน (จริงๆ แล้วการร่วมกันอยู่หรือแพร่กระจายของหินและภูมิประเทศนั้นไม่ได้เกิดจากความบังเอิญ แต่เกิดจากธรรมชาติของโลกที่ผ่านร้อนผ่านหนาวมานับล้านๆ ปี ซึ่งปัจจุบันนักธรณีวิทยาสามารถอธิบายความไม่บังเอิญเหล่านี้ได้ จากแนวคิดทางวิทยาศาสตร์ที่เรียกว่า ธรณีแปรสัณฐาน (geotectonic )

ตัวอย่าง แผนที่ธรณีวิทยา (geological map) ในพื้นที่ประเทศไทยบางส่วน แสดงการกระจายตัวของหินชนิดต่างๆ ในพื้นที่ (ที่มา : กรมทรัพยากรธรณี)

ธรณีแปรสัณฐาน (geotectonic) คือ กระบวนการต่างๆ ที่เกิดขึ้นบนโลกในส่วนที่เป็นของแข็งนอกสุดที่เรียกว่า ธรณีภาค (lithosphere) หรือเรียกถัวๆ ว่า แผ่นเปลือกโลก (plate) ซึ่งมีหลายๆ แผ่นลอยอยู่บนชั้นเนื้อโลก (mantle) ที่อ่อนตัวกว่า เรียกว่า ฐานธรณีภาค (asthenosphere) เหมือนท่อนไม้ที่ลอยอยู่เหนือน้ำ โดยมีแรงขับเคลื่อนจากใต้โลกด้วย กระแสพาความร้อน (convection current) ในชั้นเนื้อโลกเป็นแรงกระทำที่สำคัญให้แผ่นเปลือกโลกมีการเคลื่อนที่อยู่ตลอดเวลาและไม่เคยสงบนิ่ง ซึ่งจากการเคลื่อนที่ไม่หยุดนิ่งของแผ่นเปลือกโลกนี่เอง ที่ส่งผลให้เกิดการกระทบกระทั่งกันตามขอบแผ่นและทำให้เกิดลักษณะหินต่างๆ สภาพภูมิประเทศทั้งบนบกและในทะเล รวมทั้งลักษณะปฏิสัมพันธ์เฉพาะทางธรณีแปรสัณฐาน 3 แบบหลักๆ ได้แก่ 1) ขอบที่แผ่นเคลื่อนจากกัน (divergent plate boundary) 2) ขอบที่แผ่นเคลื่อนหากัน (convergent plate boundary) และ 3) ขอบที่แผ่นเคลื่อนผ่านกัน (transform plate boundary)

แบบจำลองแสดงลักษณะการแปรสัณฐานในแบบต่างๆ ของเปลือกโลก สีส้ม หมายถึง การเคลื่อนที่ออกจากกันของแผ่นสมุทร สีแดง หมายถึง การเคลื่อนที่เข้าหากันของเปลือกโลก และสีเขียว หมายถึง การเคลื่อนที่ผ่านกัน

ธรณีภาค (lithosphere) คือ ชั้นนอกสุดของโลกที่มีสถานะเป็นของแข็ง ซึ่งประกอบด้วย 1) เปลือกโลกทั้งหมด บวกกับ 2) ส่วนบนสุดของแมนเทิล ทั้งนี้เนื่องจากนักวิทยาศาสตร์แยกระหว่างเปลือกโลกและแมนเทิลจากองค์ประกอบของแร่หรือคุณสมบัติทางเคมี แต่เนื่องจากส่วนบนสุดของแมนเทิลเป็นของแข็งเหมือนกับเปลือกโลก จึงเรียกรวมว่า ธรณีภาค (lithosphere)

นับตั้งแต่โลกได้ถือกำเนิดขึ้นมาเมื่อประมาณ 4,600 ล้านปีก่อน แผ่นเปลือกโลกเรามีการเคลื่อนที่แยกออกจากกัน ชนกัน หรือ ผ่านกัน ซ้ำแล้วซ้ำเล่า จนนับครั้งไม่ถ้วน เหมือนกับการเวียน-ว่าย-ตาย-เกิด ในทางพระพุทธศาสนา ที่เรียกว่า วัฏสงสาร หรือ สังสารวัฏ เพียงแต่ในเรื่องของ หินๆ ทางธรณีวิทยา เราเรียกวัฏจักรนี้ว่า วัฏจักรวิลสัน (Wilson Cycle)

วัฏจักรวิลสัน ป็นวัฏจักรที่เกิดจากการสังเกต ศึกษาตีความ รวบรวมข้อมูล และนำเสนอโดยศาสตราจารย์จอห์น ทูโซ่ วิลสัน (John Tuzo Wilson) แห่งมหาวิทยาลัยโตรอนโต้ แคนนาดา ซึ่งมีชีวิตอยู่ในช่วง ค.ศ. 1908-1993 โดยใช้เวลาในระหว่างเรียนมหาวิทยาลัยในการคิดแบบจำลองลำดับขั้นของกระบวนการทางธรณีแปรสัณฐาน เพื่ออธิบายกระบวนการเกิดของหินในภูมิภาคต่างๆ ของโลก และได้แบ่งวัฏจักรของการแปรสัณฐานทางธรณีที่สัมพันธ์กับการเกิดหินแต่ละชนิดเป็น

9 ช่วงเวลา (stage) ดังนี้

ระยะ 1 : ทวีปเสถียร

ทวีปเสถียร (stable continental craton) เป็นช่วงเวลาเริ่มต้น ที่ศาสตราจารย์จอห์น ทูโซ่ วิลสัน กล่าวถึง โดยลักษณะของทวีปเสถียร คือ เป็นพื้นที่ที่ถูกกัดกร่อนด้วยกระบวนการทางธรณีวิทยาบนพื้นผิวโลก จนมีระดับความสูงของภูมิประเทศใกล้เคียงระดับน้ำทะเลเกือบทั้งพื้นที่ โดยพื้นที่ทั้งหมดสูงกว่าระดับน้ำทะเลไม่เกิน 10 เมตร เรียกอีกอย่างว่า พื้นทวีปปรับราบ (peneplain) ซึ่งมีความสงบอย่างมากในทางธรณีแปรสัณฐาน คือ ไม่มีกระบวนการทางธรณีแปรสัณฐานใดๆ ที่ทำให้พื้นที่ยกหรือยุบตัว ไม่มีรอยเลื่อนมีพลังและไม่มีภูเขาไฟ ภาพรวมก็ประมาณนี้

แบบจำลองของศาสตราจารย์วิลสัน แสดงแผ่นทวีปเสถียร

ถ้ามองเผินๆ เราอาจจะจินตนาการไปว่า ทวีปเสถียร คือ แผ่นเปลือกโลกเริ่มต้นที่ยังสดๆ ซิงๆ ไม่เคยผ่านกระบวนการทางธรณีแปรสัณฐานมาก่อน เพราะปัจจุบันทวีปเสถียรเหล่านี้ก็อยู่ห่างไกลเหลือเกินจากขอบของแผ่นเปลือกโลก แต่เปล่าเลย ทวีปเสถียรที่กระจายตัวอยู่ทั่วโลก ล้วนแล้วแต่เป็นแผ่นเปลือกโลกเก่าแก่ที่เคยเคลื่อนที่แยกออกจากกัน เคลื่อนที่ผ่านกัน รวมทั้งเคลื่อนที่ชนกัน อัดบู้บี้กันมาแล้วหลายต่อหลายครั้ง ซึ่งแน่นอนในระหว่างที่แผ่นเปลือกโลกเหล่านี้ผ่านกระบวนการทางธรณีแปรสัณฐานต่างๆ ภูมิประเทศสูงๆ ต่ำๆ ก็จะเกิดขึ้นมากมาย แต่สุดท้ายก็ถูกกระบวนการกัดกร่อนปรับให้พื้นผิวโลกราบเรียบ ดังนั้นทวีปเสถียรในที่นี้จึงหมายถึงแผ่นเปลือกโลกตั้งเดิมที่เก่าแก่ ที่ผ่านร้อนผ่านหนาวมานับครั้งไม่ถ้วน

(บน) แบบจำลองภาพตัดขวางแสดงความหลากหลายของหินที่มีอยู่ใต้ดินของหินฐานทวีปหรือทวีปเสถียร (ล่าง) ภาพถ่ายมุมสูงจากเครื่องบิน บริเวณหินฐานทวีป แคนาดา (Cannadian Shield) (ที่มา : www.lpi.usra.edu)

จากการสำรวจของนักธรณีวิทยา ปัจจุบันพบว่านอกจากแนวเทือกเขาทั้งใหม่และเก่าที่เกิดจากปฏิสัมพันธ์กันของแผ่นเปลือกโลกหรือเกิดจากกระบวนการทางธรณีแปรสัณฐาน ส่วนของทวีปเสถียรในเรื่อง วัฏจักรวิลสันนั้น สามารถพบเห็นกระจายอยู่ทุกทวีปทั่วโลก ซึ่งส่วนใหญ่เป็นพื้นที่ที่อยู่ภายในแผ่นเปลือกโลกต่างๆ ในปัจจุบัน ซึ่งประกอบไปด้วยพื้นที่ทางธรณีวิทยา 2 รูปแบบ คือ

แผนที่โลกแสดงการกระจายตัวของหินฐานทวีป (continental shields) และ ลานเสถียร (stable platforms) ซึ่งเชื่อว่าเป็นแผ่นทวีปที่เสถียรเพราะไม่มีกระบวนการทางธรณีแปรสัณฐานใดๆ เกิดขึ้นมากนัก

1) หินฐานทวีป (continental shield) หมายถึง พื้นทวีปราบเรียบ ที่มีความแตกต่างของระดับความสูงน้อย และระดับความสูงโดยเฉลี่ยใกล้เคียงกับระดับน้ำทะเล หินฐานทวีปโดยส่วนใหญ่อยู่บริเวณกลางทวีป ประกอบด้วยหินอัคนีและหินแปรในยุคเก่า (โดยส่วนใหญ่มีอายุหินมากกว่า 1,000 ล้านปี) และมีโครงสร้างทางธรณีวิทยาที่ซับซ้อน แต่ไม่พบกิจกรรมทางธรณีแปรสัณฐานในยุคปัจจุบัน ทั้งภูเขาไฟและแผ่นดินไหว เช่น หินฐานทวีปในประเทศคนนาดา

2) ลานเสถียร (stable platform) หมายถึง หินฐานทวีปที่ถูกปกคลุมด้วยหินตะกอนในยุคเก่าที่ไม่ถูกแปรสภาพ โดยทั้งหินฐานธรณีและลานเสถียร สามารถเรียกรวมกันได้ว่า หินฐานธรณี (craton) ในทางการแบ่งพื้นแผ่นดินในทางธรณีวิทยา หรือ ทวีปเสถียร (stable continental craton) ในเรื่องของ วัฏจักรวิลสัน

ลานเสถียรในทวีปแอฟริกา

พื้นผิวส่วนใหญ่ของแผ่นทวีปมักปกคลุมด้วยหินตะกอนจำพวก หินทรายควอทซ์บริบูรณ์ (mature quartz sandstone) (โซนสีเหลืองจากแผนภูมิ QFL) ซึ่งเป็นผลมาจากกระบวนการผุพังและกัดกร่อนจากลมดินฟ้าอากาศและการคัดขนาดเม็ดตะกอน เป็นเวลานานนับล้านปี ในบางกรณีอาจเกิด หินปูน (limestone)ได้บ้างหากมีสภาพอากาศอบอุ่นเหมาะสม ส่วนหินดินดาน (shale) หรือ ตะกอนดิน (clay) มักถูกลมหรือน้ำพัดพาออกไปจากแผ่นทวีปลงสู่มหาสมุทรหรือแอ่งตะกอนโดยรอบทวีปจนเกือบหมด

xxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxx

ในส่วนของหินอัคนี ส่วนใหญ่จะเป็น หินอัคนีสีจาง (felsic igneous rock) เช่น หินแกรนิต (granite) หินแกรโนไดโอไลต์ (granodiorite) เป็นต้น ซึ่งส่วนใหญ่เป็นหินที่มีน้ำหนักเบาเมื่อเทียบกับหินอัคนีชนิดอื่นๆ ในขณะที่พื้นมหาสมุทรประกอบด้วยหินอัคนีสีเข้ม (mafic igneous rock) เช่น หินบะซอลต์ (basalt) หินแกบโบร (grabbo) เนื่องจากหินเหล่านี้ค่อนข้างหนัก จึงลอยอยู่เหนือชั้นเนื้อโลกใต้ระดับน้ำทะเลประมาณกว่า 7 กิโลเมตร (ลอยแต่มีส่วนที่จมมากหรือ isostacy) ดังนั้นเราจึงจำแนกแผ่นทวีปเสถียร (stable platform) และมหาสมุทรออกจากกันได้ จากหลักฐานองค์ประกอบของหิน และความแตกต่างของการลอยตัวตามสมดุล Isostatic

แผนภูมิสามเหลี่ยม Q-F-L แสดงการกระจายตัวของหินตะกอนที่ประกอบด้วยแร่จำพวกควอตซ์ (quartz) เฟลสปาร์ (feldspar) และ เศษหิน (lithics) ในปริมาณที่แตกต่างกันอันเป็นผลจากสภาพการแปรสัณฐานที่แตกต่างกัน

ระยะ 2 : ทวีปแตกร้าว

2.1) จุดร้อนและการปริแตกของเปลือกโลก (B: Hot Spot and Continental Rifting)

2.1 ลักษณะทั่วไป การเกิดร่องแยกในทวีป

ในช่วงเวลา ข. นี้ทวีปเสถียรจากระยะ ก เริ่มถูกรบกวนจากมวลหินหนืดชนิดสีเข้ม (mafic magma) หรือสีเข้มจัด (ultramafic magma) (รูป 6ก) โดยหินหนืดที่ลอยตัวขึ้นชนและแทรกดันใต้แผ่นเปลือกโลกและสร้างเป็นจุดร้อน (hot spot) ขึ้นบนผิวทวีปเสถียรเดิม เมื่อเวลาผ่านไปความร้อนจากจุดร้อนเริ่มหลอมแผ่นทวีปด้านล่างบางส่วน ส่งผลให้ทวีปเสถียรเริ่มขยายตัวและบวมเป็นโดมสูง (บางครั้งสูงถึง 3-4 กิโลเมตร) และมีเส้นผ่านศูนย์กลางเป็นหลักพันกิโลเมตร (รูป 6ก) หลังจากนั้นเมื่อแผ่นเปลือกโลกเริ่มบางและถูกแรงกระแทกแทรกดันจากแมกมาใต้โลก แผ่นเปลือกโลกจึงเริ่มปริแตกจนเป็นร่องแยก (rifting) ซึ่งโดยทั่วไปมักเป็นรูปสามแยก (triple junction) ซึ่งแต่ละแขนทำมุมกัน 120 องศา โดยมีจุดร้อนเป็นจุดศูนย์กลาง

ในทางทฤษฎี แนวแตกรูปสามแฉกนี้ถูกแรงแทรกดันของหินหนืดไม่เท่ากัน ทำให้มักมีแขนหนึ่งของรอยแตกนั้นไม่สามารถพัฒนาการแยกออกจากกันได้อีก เรียกว่า แขนหรือแฉกที่ไม่มีการแยกตัวนี้ว่าแขนไม่พัฒนา (alacogent) คงเหลือแค่แขน 2 แขน ยังพัฒนาต่อไปโดยกระบวนการปริแตก จนเริ่มแยกแผ่นทวีปออกเป็น 2 แผ่นออกจากกัน เรียกกระบวนการนี้ว่า การแยกออกของแผ่นทวีป (spreading) (รูป 6ข)

จากรูป 6ก ภูเขาไฟหรือจุดร้อนที่เกิดจากหินหนืดสีเข้ม (mafic volcanoes หรือ mafic hot spot) นี้สามารถพบได้โดยทั่วไปในรูปของผนังแทรกชั้นภูเขาไฟ (sill) หรือปล่องภูเขาไฟ (vent volcanoes) หรืออาจเกิดในรูปแบบของลาวาหลาก (flood basalts) รั่วไหลอกจากรอยปริแตกเหล่านั้น หินภูเขาไฟส่วนใหญ่มักเป็นแบบหินภูเขาไฟที่มีเนื้อเป็นเศษหิน (volcanic clastic rock) หรือหินบะซอลต์แบบมีรูพรุน (vesicular) และแบบแนวแตกรูปเสาหลายเหลี่ยม (columnar joint)

ในช่วงปลายของระยะ ข (รูป 6 ข) ทวีปแยกออกกันและกลายเป็นทะเลในบางพื้นที่ โดยอาจมีการปะทุของหินภูเขาไฟรูปหมอน (pillow lava) ที่เกิดจากการแทรกดันของหินละลายใต้ทะเล ในบางครั้งความร้อนจากจุดร้อนอาจสูงพอที่จะเกิดการหลอมละลายบางส่วน (fractionally melt) ทางส่วนล่างของแผ่นทวีป ซึ่งประกอบด้วยหินจำพวกแกรโนไดโอไลต์ หรือ แพลกจิโอแกรนิต (plagiogranites) ส่งผลให้หินหนืดที่ได้จากการหลอมละลายนี้มีองค์ประกอบแบบอัลคาไล (alkali granite) แทรกดันขึ้นมาในแผ่นทวีปได้ หรือในบางครั้งอาจแทรกออกมาสู่ผิวโลก กลายเป็นภูเขาไฟที่มีองค์ประกอบเป็นหินอัคนีสีจาง (felsic volcanoes) กระบวนการที่เกิดขึ้นพร้อมกันในกำเนิดหินทั้ง 2 ชนิดที่แตกต่างกันนี้ (คือมีทั้งจากด้านล่างและด้านบนของชุดปฏิกิริยาของโบเวน) เรียกว่า การกระจายตัวแบบสองขั้ว (Bimodal distribution) (ดูรูป 7 ประกอบ)

รูป 6. แบบจำลองแสดงขั้นการพัฒนาการ (บน) เป็นช่วงเวลา ก. การปริแตกของแผ่นทวีปเนื่องจากการแทรกดันของหินหนืดในบริเวณจุดร้อนภายในทวีปเสถียรเดิม และ(ล่าง)ช่วงเวลา ข เป็นช่วงเวลาที่แผ่นทวีปถูกแทรกดันด้วยหินหนืดและเริ่มแยกตัวออกจากกันเป็น 2 แผ่น
สภาพทางกายภาพกับชุดปฏิกิริยาโบเวน รูป 7. ภาพเปรียบเทียบระหว่างชุดปฏิกิริยาโบเวนกับสภาพทางกายภาพต่าง ๆ (บน) และชนิดหินอัคนี (ล่าง)

2.2) การเกิดร่องแยกมีพลัง (Active Rifting)

ตามแกนกลางการปริแตกอาจกว้างนับเป็นกิโลเมตรได้ และส่วนพื้นแอ่งกับส่วนยอดที่อยู่ทั้งสองข้างอาจมีความสูงประมาณ 4-5 กิโลเมตร ทำให้เราได้ร่องเขาที่เกิดจากรอยเลื่อน ที่เรียกแอ่งยุบรอยเลื่อน (block-fault graben) หรือ graben และถูกขนาบด้วยสันเขาที่เกิดจากรอยเลื่อนซึ่งเรียกว่าเขาขนาบรอยเลื่อน (horst) ทั้ง 2 ข้าง โดยขอบสันเขานี้แบ่งแยกแกนของ graben เรียกว่า continental terraces (หรือเรียกว่า hinge zones) (ดูรูป 6)

ภายในแอ่งยุบ (graben) หลักมักประกอบด้วยโครงสร้างย่อยแบบแอ่งยุบรอยเลื่อนและเขารอยเลื่อนขนาบ (horsts & graben) ขนาดเล็กมากมาย ซึ่งถูกควบคุมโดยรอยเลื่อนปกติแบบ ลิสติก (listric) เนื่องจากผิวภาษาไทยราชบัณฑิต รอยเลื่อนมีลักษณะโค้งจึงทำให้คูหาของแอ่งยุบนั้นหมุนตามกันเป็นชุดๆ เหมือนเป็นการทรุดตัวของแผ่นดินหรือดินถล่ม ก่อให้เกิดเป็นแอ่งเล็กๆ สะสมตะกอนเล็กๆ ระหว่างรอยเลื่อนที่ขนาบนั้นๆ มากมาย ซึ่งโดยปกติเป็นแอ่งตะกอนบนบกที่มีน้ำ (aqueous basin) ยกเว้นในบางกรณีที่แอ่งพัฒนาจนกลายเป็นทะเลสาบ หรือกรณีที่แกนแอ่ง ทรุดตัวจนน้ำทะเลสามารถรุกเข้ามา และอาจกลายเป็นแอ่งตะกอนทะเลเล็กๆ (subaqueous marine basin) ได้ ถ้าหากมีแรงดึงออกภายในแอ่งมากขึ้น

ความหลากหลายของตะกอนหรือหินตะกอนที่สะสมตัวในแอ่งยุบรอยเลื่อนนี้ ส่วนใหญ่เกิดในสภาพแวดล้อมที่มีการเปลี่ยนแปลงช่วงสั้นๆ ทำให้ชุดลักษณ์ตะกอนเปลี่ยนไปอย่างรวดเร็วมาก โดยเริ่มจากเขารอยเลื่อนขนาบ ซึ่งมีหินฐานธรณีที่ประกอบด้วยหินอัคนีสีจางและหินแปรชั้นสูงถูกกัดกร่อนพัดพาอย่างรวดเร็วเป็นตะกอนหยาบจำพวกกรวดเหลี่ยมมีเฟลสปาร์ที่เกิดบนบก(subareal arkosic breccias) และหินกรวดมน (conglomerates) หรือหินกรวดเหลี่ยม (Fanglomerates) (โซนสีส้มจากแผนภาพ QFL ในรูป 4)

ในบริเวณรอบขอบแอ่งตะกอนส่วนล่างผารอยเลื่อน มักปรากฏชั้นตะกอนสะสมตัวเป็น ชั้นหนาและเป็นเนินตะกอนรูปพัด (alluvial fans) ที่มีหน้าตัดชันในพื้นที่ห่างและไปจากผารอยเลื่อนไปทางแกนแอ่งมักปรากฏเป็นตะกอนที่สะสมตัวตามลำน้ำประสานสาย(braided rivers)หรือทะเลสาบ (lakes)

ในบางครั้งสภาพแวดล้อมแบบทะเลสาบมักพัฒนาขึ้นเป็นที่ราบลุ่มต่ำ ซึ่งทะเลสาบในหลายๆ แห่งมีความลึกมาก และมักมีชั้นเกลือระเหย (evaporates) ที่มีความเป็นด่างสูงบนพื้นผิว ในส่วนของท้องทะเลสาบมีการสะสมตัวของชั้นดินเหนียวสีดำที่มีอินทรียวัตถุสูง (black organic-rich anoxic clays) เนื่องจากแทบไม่มีการหมุนเวียนของออกซิเจนในน้ำลึก

ในขั้นต่อมาหากมีน้ำทะเลรุกเข้าไป อาจมีการพัฒนาสภาพแวดล้อมแบบเนินตะกอนสามเหลี่ยมรูปพัด (fan deltas) โดยสภาพแวดล้อมแบบ Alluvial fansจะยังคงมีอยู่ แต่กระบวนการพัดพาของตะกอนไปสู่ศูนย์กลางหรือแกนกลางแอ่งตะกอนอาจเปลี่ยนจากแบบลำน้ำประสานสายไปเป็นกระแสน้ำขุ่น (turbidity current) บริเวณพื้นที่ตรงกลางของแอ่งตะกอนอาจยังแสดงลักษณะน้ำลึกและไม่มีการไหลเวียนของออกซิเจนเพียงพออยู่เช่นเดิม และมีการสะสมตัวของดินหรือทรายแป้งสีดำที่แสดงริ้วตะกอนชั้นบาง ซึ่งทำให้เกิดการสะสมตัวของตะกอนขนาดเล็กเป็นชั้นหนาและบางครั้งอาจหนาถึงพันเมตรได้ ในช่วงเวลาให้หลัง 10 ล้านปี เป็นช่วงที่แอ่งตะกอนเริ่มสิ้นสุดการสะสมตัว และเกิดการปรับระดับจนทำให้แอ่งยุบและเขาขนาบรอยเลื่อนเกือบมีความสูงเท่ากันจนทำให้เกิดการสะสมตัวของตะกอนชายฝั่งและไหล่ทวีปเข้ามาแทนที่ ตะกอนทรายเริ่มเป็นชั้นหนามากขึ้นและแสดงชั้นตะกอนเฉียงและริ้วคลื่นชัดเจน ซึ่งบ่งชี้ถึงการสะสมตะกอนในเขตน้ำตื้น ซึ่งถึงตอนนี้เริ่มมีการเปลี่ยนแปลงเป็นช่วงเวลา ค (รูป 8)

ระยะ 3 : แผ่นทวีปเริ่มตีจาก และหนีห่าง

5. ชั้น ค: การสร้างแผ่นมหาสมุทรใหม่ : และการแยกกันของแผ่นตอนต้น (Creation of new and Oceanic Crust: Early Divergent Margin) (ดูรูป 8)

รูป 8. (ก) แบบจำลองอย่างง่ายแสดงการปริแตกของแผ่นทวีปเนื่องจากการแทรกดันของหินหนืด และเริ่มมีการสร้างแผ่นมหาสมุทรขึ้นมาใหม่ (ข) ช่วงเวลา ค.ตามวัฏจักรของวิลสัน ซึ่งแสดงถึงการแยกของแผ่นทวีปและการเริ่มสร้างแผ่นสมุทรใหม่เข้ามา ให้สังเกตว่าทางด้านซ้ายเกิดเป็นร่องแยก ส่วนทางขวาไม่ปรากฏร่องแยก (rift)

3.1) ลักษณะทั่วไป

ในระยะ ค นี้ (ดูรูป 8 ก และ ข) จุดร้อนอาจปรากฏให้เห็นอยู่เพียงช่วงเวลาสั้นๆ และอาจหยุดกิจกรรมไปเลย แต่ในบางครั้ง แนวจุดร้อนที่เคยเกิดขึ้นอาจแสดงให้เห็นเป็นแนวต่อกัน หรืออาจรวมกันเป็นกระจุกก็ได้ ทั้งนี้เป็นผลจากกระแสพาความร้อนในแนวแยก และผลักดันให้แผ่นทวีปที่เพิ่งแตกออกจากันนั้น เคลื่อนที่แยกออกจากกัน และเกิดแผ่นมหาสมุทร (oceanic plate) ใหม่ขึ้น (สีดำในรูป 8) ซึ่งโดยทั่วไปแผ่นสมุทรใหม่ที่สร้างขึ้นมามักประกอบด้วยชั้นหินอัคนีที่แตกต่างกัน 4 ชั้น ซึ่งเราเรียกว่าชุดหินงูใหญ่หรือชุดอักครนาคา (ophiolite suite) (รูป 10)

xxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxx

รูป 9. ชุดหินงูใหญ่หรือชุดอัครนาคา (ophiolite suite) อันเนื่องมาจากการแยกตัวและสร้างแผ่นมหาสมุทรใหม่

สันเขากลางมหาสมุทร

สันเขากลางมหาสมุทร (mid-oceanic ridge) คือ แนวเทือกเขาใต้ทะเลที่มีความชันเพิ่มขึ้นอย่างกะทันหัน มีความสูงกว่า ที่ราบมหาสมุทร (abyssal plain) ประมาณ 1-4 กิโลเมตร แอ่นเหมือนกับหลังคาหน้าจั่ว ซึ่งตลอดระยะสันเขากลางมหาสมุทรจะมีรอยแยกขวางแนวสันเขาเป็นช่วงๆ ซึ่งโดยปกติบริเวณแนวสันเขากลางมหาสมุทรจะเป็นการเคลื่อนที่ออกจากกันของแผ่นเปลือกโลก โดยที่ตรงกลางของสันเขากลางมหาสมุทรจะมีร่องลึกเป็นช่องทางให้หินหนืดจากเนื้อโลกไหลออกมาเกิดเป็นหินบะซอลต์ที่เกิดใหม่อยู่ตลอดเวลา ทำให้แผ่นมหาสมุทรเก่าถูกแทนที่และดันให้แยกออกทั้งสองฝั่งของสันกลางอย่างช้าๆ

(ซ้าย) หินบะซอลต์รูปหมอน (pillow basalt) ซึ่งเกิดจากแมกมาไหลหลากออกมาบริเวณแนวสันเขากลางมหาสมุทร (ขวา) ปล่องควันดำใต้มหาสมุทร (black smoker) ซึ่งเกิดบริเวณแนวสันกลางมหาสมุทรและเป็นแหล่งสะสมตัวของแร่สำคัญต่างๆ

ปัจจุบันนักวิทยาศาสตร์สำรวจพบและนำเสนอแนวสันเขากลางมหาสมุทรทั่วโลก โดยในกรณีของแนวสันเขากลางมหาสมุทรแอตแลนติกและมหาสมุทรอินเดียจะทอดยาวอยู่ตรงกลางมหาสมุทรจึงเรียกว่า 1) สันเขากลางมหาสมุทรแอตแลนติก (Mid-Atlantic Ridge) (หมายเลข 5) มีอัตราการแผ่ขยายตัวโดยเฉลี่ยประมาณ 2.5-3.5 เซนติเมตร/ปี และ 2) สันเขากลางมหาสมุทรอินเดีย (Mid-Indian Ridge) (หมายเลข 6) มีอัตราการแผ่ขยายตัวโดยเฉลี่ยประมาณ 2-7 เซนติเมตร/ปี ส่วนมหาสมุทรแปซิฟิกจะเกิดขึ้นทางตะวันออก ค่อนข้างจะชิดกับทวีปอมเริกาเหนือจึงเรียกว่า 3) เนินเขามหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออก (East-Pacific Rise) (หมายเลข 2-4) หรือ ซึ่งมีอัตราการแผ่ขยายตัวยประมาณ 5-16.5 เซนติเมตร/ปี ซึ่งโดยรวมสันเขากลางมหาสมุทรทั้งหมดมีความยาวประมาณ 65,000 กิโลเมตร

สันเขากลางมหาสมุทรที่สำคัญของโลก

สืบเนื่องจากการแทรกดันและไหลหลากของแมกมาในบริเวณสันเขากลางมหาสมุทรก่อให้เกิดการแผ่ขยายตัวของพื้นมหาสมุทร ตามแนวคิด พื้นทะเลแผ่กว้าง (sea-floor spreading) ในทางธรณีแปรสัณฐาน ซึ่งพื้นมหาสมุทรใหม่ดังกล่าว คือ แผ่นเปลือกโลกมหาสมุทร (oceanic curst) ซึ่งมีองค์ประกอบเฉพาะประกอบด้วยหินหลากหลายชนิด เรียกว่า ชุดหินโอฟิโอไลต์ (Ophiolite Suite) ซึ่งการลำดับชั้นหินโอฟิโอไลต์ ประกอบด้วยชั้นหินชนิดต่างๆ ได้แก่

  • 1) ชั้นตะกอนทะเลลึก (pelagic sediment) ประกอบด้วยหินเชิร์ต หินดินดานสีดำและหินปูน เป็นต้น
  • 2) ชั้นหินบะซอลต์รูปหมอน (basalt pillow) เกิดจากลาวาสัมผัสกับผิวน้ำแล้วเกิดเย็นตัวอย่างรวดเร็วมีรูปร่างคล้ายหมอน
  • 3) แผ่นผนังหิน (sheeted dike) เป็นหินที่มีแนวการวางตัวตั้งฉากในแนวดิ่ง เนื่องจากการฉีดพุ่งขึ้นมาของแมกมาใต้พื้นผิวโลก โดยส่วนใหญ่เนื้อหินเป็นหินบะซอลล์
  • 4) ชั้นหินแกบโบร (gabbro)
  • 5) ชั้นหินอัคนีสีเข้มจัด (ultramafic) ซึ่งโดยส่วนใหญ่ที่พบจะเป็นหินดันไนต์ (dunite) หรือหินเพอริโดไทต์ (peridotile) และ
  • 6) ชั้นเนื้อโลก (mantle) ประกอบด้วยหินฮาร์ซเบอร์ไกต์ (harzburgite) หรือหินเลอร์โซไลต์ (lherzolite)
การลำดับชั้นหินของชุดหินโอฟิโอไลต์

การลำดับชั้นหินของชุดหินโอฟิโอไลต์ไม่สามารถดูได้ที่บริเวณสันเขากลางมหาสมุทร แต่นักวิทยาศาสตร์ศึกษาชุดหินนี้ในบริเวณที่เขตมุดตัวของแผ่นเปลือกโลกในอดีต ซึ่งมีการครูดถูและดึงชุดหินโอฟิโอไลต์นี้มาสู่พื้นด้านบน เช่น เทือกเขาแอลป์ เทือกเขาหิมาลัย เป็นต้น

รอยเลื่อนเหลื่อมข้าง

แต่เนื่องจากปริมาตรของแมกมาในการแทรกดันที่แตกต่างกันในแต่ละพื้นที่ย่อยตามแนวสันเขากลางมหาสมุทร ทำให้อัตราการแยกตัวออกของแผ่นเปลือกโลกมหาสมุทรนั้นแตกต่างกัน ซึ่งทำให้เกิดแรงเฉือนกันระหว่างโซนที่มีอัตราการเลื่อนตัวสูงและต่ำ และเกิดเป็น รอยเลื่อนเหลื่อมข้าง (strike-slip fault) ที่มีการเคลื่อนที่แบบผ่านกันตัดขวางแนวสันเขาเป็นช่วงๆ ดังแสดงในรูปด้านล่าง

(ก) แบบจำลองแสดงการเคลื่อนที่ผ่านกันของรอยแตกบริเวณสันเขากลางมหาสมุทร
ภาพถ่ายดาวเทียมแสดงนเขากลางมหาสมุทรแอตแลนติก (Mid-Atlantic Ridge) และระบบรอยแตกที่ตั้งฉาก

xxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxx

กระบวนการสร้างแอ่งตะกอนทะเลเริ่มต้นด้วยการระเบิดของภูเขาไฟจนเกิดเป็นหินสีเข้มอย่างรวดเร็วและมากมายตามแนวแกนร่องแยก (axial rift) ซึ่งมักไม่เกิดทั้ง 2 ข้างของแกนพร้อมๆ กัน โดยจะเกิดเพียงแกนใดแกนหนึ่งเท่านั้น รูป 9 แสดงแบบจำลองนี้แสดงกิจกรรมทางด้านตะวันออกหรือด้านซ้ายของแกน

ในระยะแรกหินหนืดจะถูกอัดฉีดขึ้นมากลายเป็นพนังหินบะซอลต์ (basaltic dikes) จำนวนมากอยู่ภายในชั้นเปลือกทวีป ซึ่งตอนนี้ถูกดึงออกจนบาง ดังนั้นในท้ายที่สุดพนังหิน เหล่านี้จึงยากในการตรวจสอบว่าหินดั้งเดิมนั้นมีกำเนิดมาจากไหน หินแกรนิตรุกเข้ามาในหินบะซอลต์ หรือหินบะซอลต์รุกเข้าไปในหินแกรนิต จนเกิดการผสมปนกันของหินในแผ่นทวีป (continental granite) และเราเรียกหินบะซอลต์ที่ถูกอัดฉีดเข้ามานั้นว่าหินลูกผสม(transition crust) (รูป 9-10) (ซึ่งโดยหลักการเนื่องจากความเร็วของคลื่อนไหวสะเทือนเดินทางผ่านโซนการเปลี่ยนแปลงระหว่าง หินแกรนิตที่เคลื่อนผ่านได้ช้าและหินบะซอลต์ที่เคลื่อนผ่านได้เร็วกว่า)

หินภูเขาไฟแบบสีเข้ม มักพบมากในเขตร่องแยก(rifting zone) แต่ก็ไม่ได้จำกัดอยู่ในเขตนี้เพียงแห่งเดียว ในบางครั้งการแทรกดันของหินหนืด จนกลายเป็นพนังหินที่ตัดผ่านชั้นเปลือกโลกในหลายบริเวณ และอาจอยู่ในรูปของพนังหินตามชั้น (sills) หรือ หินอัคนีรูปเห็ด (laccoliths) หรืออาจประทุออกมาถึงพื้นผิวกลายเป็นภูเขาไฟตามรอยแตกหรือธารหินละลายไหล (fissure volcanoes lava flows)

ด้วยเหตุที่การระเบิดของภูเขาไฟที่ยังคงดำเนินอย่างต่อเนื่อง ในที่สุดทำให้แผ่นเปลือกโลกเกิดเปลือกสมุทรทั้งสองด้านของร่องแยกและแยกตัวห่างจากกันไปเรื่อยๆ โดยมีหินอัคนีชนิดสีเข้มแทรกดันเข้ามาเรื่อยๆ ซึ่งภายในไม่กี่ล้านปีแผ่นทวีปทั้งสองแผ่นก็แยกจากกันได้นับเป็นพันกิโลเมตรเลยทีเดียว

เนื่องจากหินอัคนีที่เกิดขึ้นมาใหม่ทั้งหมดนี้มีองค์ประกอบเป็นสีเข้มจัด (ultramafic) และสีเข้ม(mafic) อีกทั้งมีความหนาแน่นสูง (หินบะซอลต์ หินแกบโบร บริเวณใกล้พื้นผิว และหินดันไนต์/เพอริโดไทต์ที่ระดับลึกลงไป)ทำให้หินเหล่านี้ปะทุลึกจากระดับน้ำทะเลลงไปได้ถึง 5 กิโลเมตร และเรามักเรียกชั้นหินอัคนีซึ่งเป็นตัวสร้างชั้นธรณีภาคเหล่านี้ว่าชุดหินงูใหญ่ (ophiolite suite)

ดังนั้นจากที่เริ่มต้นด้วยแผ่นเปลือกทวีปแผ่นเดียวในระยะ ก ก็จะถูกแยกออกจากกันกลายเป็นแผ่นทวีปใหม่ 2 แผ่น คือ แผ่นทวีปฝั่งตะวันตก(ซ้าย) และแผ่นทวีปตะวันออก(ขวา)นั่นเอง

3.2) การสะสมตัวของตะกอน (Sedimentary Record)

หลังจากแอ่งตะกอนทะเลใหม่ได้เริ่มก่อตัวขึ้นตามขอบทวีปซึ่งเย็นตัวลงหลังจากถูกกระทุ้งและยุบตัวลงต่ำกว่าระดับน้ำทะเล จนน้ำทะเลรุกล้ำเข้าไป(transgression)ในแผ่นดิน โดยเริ่มจากขอบแผ่นทวีปซึ่งเย็นและต่ำ ต่อมาจึงเริ่มมีตะกอนมาสะสมตามขอบทวีปสถิตย์ (divergent continental margin หรือ DCM) ซึ่งตะกอนเหล่านี้จะเริ่มโดดเด่นมากขึ้นในระยะถัดไป (รูป 10) แต่ในระยะแรกที่ทะเลรุกล้ำเข้ามา ตะกอนทรายควอทซ์จะวางตัวคล้ายการสะสมตัวแบบชายหาด ห่างออกไปจากทะเลจะเป็นการสะสมตัวบนไหล่ทวีปตื้นๆ นอกชายฝั่งออกไปเป็นการสะสมตัวของหินดินดาน หากแหล่งที่มาของตะกอนเป็นแบบประสม(clastic)ในทวีป แต่ถ้าหากทวีปใหม่มีความเสถียร ดังเช่นแผ่นทวีปฝั่งตะวันตก (ด้านซ้ายของรูป 12 และดูรูป 11) และมีอากาศอบอุ่นเหมาะสม ก็สามารถสะสมตัวให้ตะกอนคาร์บอเนต (หินปูน) ได้

ระยะ 4 : ทวีปแยกกันอย่างอิสระ

ขั้น ง : แผ่นทวีปแยกจากกันเด็ดขาดด้วยการขยายพื้นทะเล

รูป 10. ภาพตัดขวางแสดงสภาพการแปรสัณฐานในลักษณะการแยกกันของแผ่นเปลือกโลกแบบสมบูรณ์ (full divergent margin)

ในช่วงนี้แผ่นทวีปฝั่งตะวันออกแยกตัวออกไปไกลจนสุดสายตา และมีเพียงแผ่นทวีปฝั่งตะวันตกและแอ่งมหาสมุทรที่เกิดขึ้นมาใหม่พร้อมกับศูนย์กลางร่องแยก (หรือเรียกอีกอย่างว่า สันกลางสมุทร หรือ Mid-oceanic ridge) เท่านั้นที่ยังคงอยู่ และความร้อนลอยตัวสูงขึ้นสู่ผิวเนื่องมาจากกระแสพาความร้อน โดยมุ่งกระทุ้งไปที่แกนกลางร่องแยก จากการที่พื้นสมุทรเริ่มขยายตัวกว้างขึ้นบริเวณขอบทวีปจึงก่อตัวขึ้นมาใหม่เรียกว่า ขอบทวีปสถิตย์ (passive continental margin) เนื่องจากเป็นขอบทวีปที่ไม่มีเหตุการณ์สำคัญรุนแรงอะไรทางธรณีวิทยาเป็นพิเศษ เพราะขอบทวีปเคลื่อนตัวออกจากแหล่งกำเนิดความร้อนไปเรื่อยๆ และแผ่นสมุทรก็เย็นตัวลงเรื่อยๆ ส่งผลให้แผ่นทวีปสถิตที่เย็นตัวลงและมีความหนาแน่นมากขึ้นเริ่มจมตัวลงอย่างรวดเร็วในช่วงแรกแต่จมช้าลงไปตามกาลเวลา (โดยเรามักเรียกกระบวนการนี้ว่าการสลายตัวทางความร้อน (thermal decay)

ต่อมาอีกประมาณ 5-10 ล้านปี เขาเลื่อนยกสูง (horsts) ซึ่งครั้งหนึ่งเคยสูงถึง 3-5 กิโลเมตรเหนือระดับน้ำทะเลจึงจมลงจากระดับน้ำทะเล และท้ายที่สุดก็ใช้เวลาอีกประมาณ 10 ล้านปี ที่ทำให้ขอบทวีปสถิตย์นั้นเย็นตัวลงอย่างสมบูรณ์และมีเสถียรภาพ (ด้านขวาของรูป 8 และ 12) ซึ่ง ณ จุดนั้นจะมีความลึกประมาณ 14 กิโลเมตรจากระดับน้ำทะเล (ช่วงเวลา จ)

ในช่วงเวลาที่ลิ่มตะกอน(wedge)ขนาดใหญ่สะสมตัวอยู่บนขอบทวีปสถิตย์ น่าจะทำให้ทวีปขยายตัวและมีตะกอนมาสะสมตัวหนามากขึ้น ในส่วนที่ติดกับขอบทวีปและบางลงไปในกลางทะเล ตะกอนเหล่านี้อาจมีได้ทั้งตะกอนเนื้อประสมที่มาจากแผ่นทวีปที่ถูกกรัดกร่อน ส่วนตะกอนคาร์บอเนตได้มาจากกระบวนการทางเคมีหรือชีวภาพ ซึ่งตะกอนทั้งสองประเภทนี้เกิดจากสภาพการสะสมตัวแบบทะเลตื้น(shallow-water marine) เนื่องจากอัตราการทรุดตัวและสะสมตัวของตะกอนมีค่าใกล้เคียงกัน

เมื่อพิจารณาที่เขตทวีปเก่าแก่ที่เสถียร(craton) ลิ่มหินตะกอนส่วนใหญ่ประกอบด้วยหินทรายอิ่มตัว หินปูนและโดโลไมต์ แต่ถ้าหากแผ่นทวีปเกิดการแปรสัณฐาน ก็อาจได้ตะกอนจำพวกหินทรายปนเศษหิน และหินดินดาน เช่น ตามแนวชายฝั่งตะวันออกของทวีปอเมริกาเหนือในปัจจุบัน โดยเฉพาะพื้นที่ชายฝั่งเวอร์จิเนีย ซึ่งจัดเป็นขอบทวีปสถิตย์ที่พบเห็นในปัจจุบัน ที่เป็นบริเวณเสถียร เนื่องจากมีการปริแตกและแยกขยายออกของแผ่นทวีปจนเป็นพื้นมหาสมุทรแอตแลนติกที่เกิดขึ้น เกือบ 250 ล้านปีที่แล้วมา

5. ทวีปถาโถมเข้าหากัน

ขั้น : ง การสร้างขอบการชนกัน : โค้งภูเขาไฟและบรรพรตรังสรรค์ (E : Creating a Convergent Boundary : Volcanic Island Arc & Mountain Building)

รูป 11. ภาพตัดขวางแสดงแบบจำลองแสดงการเริ่มการเคลื่อนที่ชนกันของแผ่นเปลือกโลก

4.1) ลักษณะทั่วไป

กระบวนการเคลื่อนที่แยกออกจากกันของแผ่นเปลือกโลกและการสร้างแผ่นมหาสมุทรใหม่ อาจดำเนินไปอย่างต่อเนื่องเป็นเวลาสิบหรือหลายร้อยล้านปี แต่สำหรับบางพื้นที่กระบวนการแยกตัวอาจหยุดลงและแผ่นทวีปเริ่มเคลื่อนที่กลับเข้าหากัน ซึ่งถือเป็นการเริ่มครึ่งหลังของ วัฏจักร วิลสันช่วงเวลา จ ซึ่งเป็นเริ่มต้นของกระบวนการเคลื่อนที่เข้าหากันซึ่งเกิดจากแผ่นเปลือกโลกสองแผ่นมีการเปลี่ยนทิศการเคลื่อนที่ โดยการผลักดันให้แผ่นสมุทรที่เป็นตัวแบ่งกั้นระหว่างแผ่นทวีปทั้งสองแผ่นนั้นให้มุดลงสู่เนื้อโลกตามแนวเขตมุดตัว (subduction zone) ซึ่งโดยหลักการเมื่อมีการเคลื่อนที่ชนกัน แผ่นมหาสมุทร (oceanic crust) จะมุดลงไปข้างใต้แผ่นทวีปเสมอ ทั้งนี้เนื่องจาก แผ่นมหาสมุทรมีความบางและหนาแน่นกว่าแผ่นทวีปหลายเท่านั่นเอง

ในกรณีแผ่นเปลือกโลกมุดตัว อาจเกิดเขตมุดตัวได้ในทุกแห่งของขอบเปลือกสมุทรและอาจมีแอ่งตะกอนมหาสมุทรด้วย ในรูป 11 แสดงภาพตัดขวางของแบบจำลองจะแสดงการมุดตัวของแผ่นมหาสมุทรลงไปทางทิศตะวันออก แต่ในความเป็นจริงสามารถมุดตัวลงไปในทิศทางใดก็ได้ โดยสามารถแบ่งชนิดของการมุดตัวได้เพียง 2 แบบตาม ตำแหน่งของเขตมุดตัว (รูป 12) คือ

1. แบบเกาะโค้ง (island arc type) ซึ่งแผ่นเปลือกสมุทรมุดตัวภายในแอ่งตะกอนมหาสมุทรหรือมุดตัวลงไปข้างใต้แผ่นเปลือกสมุทรด้วยกัน และ

2. แบบคอร์ดิลเลอแรนด์ (Cordilleran type) ซึ่งแผ่นเปลือกสมุทรมุดตัวอยู่บริเวณขอบแผ่นทวีป

การมุดตัวทั้งสองแบบนี้ก่อให้เกิดแนวภูเขาไฟขึ้น ซึ่งมีความสำคัญมากในทางธรณีธรณีวิทยา ในแบบจำลองนี้จะอธิบาย แบบเกาะโค้ง ในระยะ F ส่วนแบบคอร์ดิลเลอแรนด์ อธิบายในระยะ G ซึ่งเมื่อมีการมุดตัวขึ้น จะเกิดแนวมุดตัวที่เป็นแนวยาว และก่อให้เกิดโครงสร้างทางธรณีวิทยาแบบต่างๆ มากมาย ตลอดจนการกระจายตัวของหินที่แตกต่างกัน

รูป 12 แบบจำลองบรรพตรังสรรค์หรือการเกิดภูเขาจากการมุดตัวของแผ่นเปลือกโลก (ซ้าย) เป็นการมุดตัวของแผ่นเปลือกโลกสมุทรลงไปได้อีก แผ่นเปลือกสมุทรหนึ่ง และ (ขวา) เป็นการมุดตัวของแผ่นเปลือกสมุทรลงไปใต้แผ่นเปลือกทวีป

4.2) ลักษณะธรณีวิทยาโครงสร้าง (Structural Features)

ในเขตมุดตัวแผ่นสมุทรบางส่วนอาจถูกดึงลงไปในร่องลึกมหาสมุทร (trench) ซึ่งอยู่ต่ำกว่าระดับพื้นสมุทร (ocean floor) และอาจอยู่ต่ำกว่าถึง 5 กิโลเมตร ในบางแห่งเปลือกสมุทรที่มุดลงไปนี้เดิมเคยมีอุณหภูมิต่ำเริ่มถูกให้ความร้อนเพิ่มขึ้นเมื่อมุดลงไปในเนื้อโลกและเมื่อลึกถึงระดับหนึ่งเปลือกสมุทรอาจถูกหลอมละลายบางส่วนกลายเป็นแมกมาในที่สุด และเมื่อหินหนืดซึ่งร้อนและความหนาแน่นต่ำเริ่มหมุนขึ้นสู่พื้นผิวในรูปแบบหินอัคนีมวลไพศาล (batholiths) และแทรกผ่านแผ่นเปลือกสมุทรออกมาสู่พื้นผิวจนกลายเป็นภูเขาไฟ ซึ่งในบางครั้งมีความสูงเหนือระดับน้ำทะเลและกลายเป็นหมู่เกาะโค้งสมุทร (island arc) ซึ่งอาจอยู่ห่างจากฝั่งได้ถึง 7-8 กิโลเมตรดังที่เราเห็นในปัจจุบัน

ที่ตั้งของภูเขาไฟมักอยู่ด้านหน้าแผ่นทวีปจึงมักเรียกหน้าภูเขาไฟ (volcanic front) ซึ่งหากมองแบบ 3 มิติ จะเป็นแนวภูเขาไฟเรียงตัวขนานกับเขตมุดตัว (รูป 12) เราเรียกพื้นที่ด้านหลังร่องลึกมหาสมุทรของหน้าภูเขาไฟว่าโค้งหน้า (forearc) และเรียกพื้นที่ด้านหลังของภูเขาไฟว่าโค้งหลัง (back arc) ตรงขอบเข้าหากัน (convergent boundary) จึงเกิดขึ้นตามแนวเขตการมุดตัวนั่นเอง

รูป 12 ภาคตัดขวางของโครงสร้างการแปรสัณฐานอันเนื่องมาจากการชนกันของแผ่นเปลือกโลกจนเกิดแนวโค้งเกาะภูเขาไฟ (island arc)

4.3) การหลอมละลายลำดับส่วนและการสร้างหินอัคนีใหม่ (Fractional Melting and the

 Creation of New Igneous Rocks)

ในการหลอมละลายลำดับส่วน หินอัคนีที่มีองค์ประกอบเดียวถูกแบ่งออกเป็น 2 ส่วนที่มีองค์ประกอบที่แตกต่างกัน โดยหินเดิมของแผ่นมหาสมุทรซึ่งโดยส่วนใหญ่เป็นชุดหินรูใหญ่ (ophiolite suite) (รูป 9)ที่ประกอบด้วยหินบะซอลต์และหินแกบโบรของเปลือกมหาสมุทรและหินเพอริโดไทต์ (peridotite) ของเนื้อโลกชั้นบน (Upper mantel) (ดูรายละเอียด รูป 13) สืบเนื่องจากแผ่นมหาสมุทรนี้ค่อยๆ มุดตัวลงสู่เนื้อโลกจึงได้รับความร้อนอย่างช้าๆ จากลาดอุณหภูมิโลก(geothermal gradient) และแรงเสียดทานจากการมุดตัว แต่เนื่องจากการมุดตัวลงของแผ่นสมุทรมีการนำน้ำทะเลลงไปด้วย และที่ระดับความลึกประมาณ 120 กิโลเมตร น้ำและความร้อนเป็นปัจจัยนำไปสู่กระบวนการหลอมละลายลำดับส่วน (fractional melting) ของวัสดุในเนื้อโลกที่อยู่เหนือแผ่นที่มุดตัว (subduction slab)

ณ ระดับความร้อนที่อุณหภูมิต่ำ หินที่อยู่ในระดับต่ำของชุดปฏิกิริยาของโบเวนจึงถูกหลอมละลายได้ง่ายกลายเป็นหินหนืดที่มีองค์ประกอบแบบเข้มปานกลาง (intermediate magma) และลอยตัวขึ้นแทรกดันกับแผ่นสมุทรเดิมและกลายเป็นหินอัคนีสีเข้มปานกลาง (intermediate igneous rock) เช่น หินไดโอไลต์หรือแกรโนไดโอไลต์ เป็นต้น ส่วนที่สองเป็นส่วนที่หลงเหลือจากหินหนืดส่วนที่แข็งกลายเป็นหินไปแล้ว โดยส่วนที่เหลือมีองค์ประกอบที่มีความเป็นสีเข้มและสีเข้มจัดมากกว่าหินเดิมที่มีองค์ประกอบของแร่สีจางกว่าในชุดปฏิกิริยาของโบเวน

รูป 13 การกระจายตัวของหินอัคนีชนิดต่างๆ อันเป็นผลจากกระบวนการการชนกันของแผ่นเปลือกโลก

ในกรณีที่มีเวลาและสภาวะที่เหมาะสม การหลอมละลายลำดับส่วนสามารถดำเนินต่อไป โดยหินหนืดสีเข้มปานกลางอาจพัฒนากลายเป็นหินหนืดสีจางได้ (โดยปกติ คือ หินแพลจิโอแกรนิต(plagiogranites) และเหลือค้างเฉพาะหินหนืดสีเข้มมากขึ้นกว่าหินเดิมที่มีองค์ประกอบแบบสีเข้มปานกลาง

ดังนั้นถ้าเริ่มต้นจากหินอัคนีชนิดสีเข้มเพียงชนิดเดียวจากแผ่นมหาสมุทร เราสามารถสร้างหินอัคนีในแผ่นทวีปได้หลายแบบ ซึ่งอาจประกอบด้วย สีเข้มจัด สีเข้ม สีเข้มปานกลาง ตลอดจนสีจาง (ดูรายละเอียดรูป 14)

รูป 14 ขั้นตอนการหลอมละลายลำดับส่วน (fractional melting) ของหินหนืดในโลก

ในเขตมุดตัว หินหนืดชนิดสีเข้มจัดที่หลงเหลืออยู่ในชั้นเนื้อโลก จึงมีความหนาแน่นสูงมาก โดยหินหนืดสีเข้มปานกลางและสีจางนั้นแทรกดันไปสู่ผิวโลกตามช่องทางปล่องภูเขาไฟ ซึ่งในบางครั้งเมื่อหินหนืดมาถึงปลายบนเหนือปล่อง ทำให้มีโอกาสเกิดภูเขาไฟซึ่งโดยส่วนใหญ่ประกอบ ด้วยหินแอนดีไซต์ได้ และในบางครั้งอาจเกิดกระบวนการแปรสภาพหินแบบ Hydrothermal ได้เนื่องจากลาวาร้อนพวยพุ่งออกมาทางพื้นมหาสมุทรและทำปฏิกิริยากับน้ำทะเล และสร้างหินบะซอลต์ที่มีโครงสร้างรูปหมอนได้ (รูป 13)

4.4) กระบวนการเกิดตะกอน (Sedimentary Processes)

ทันทีที่กระบวนการสร้างภูเขาไฟหยุดลง กระบวนการผุพังและการกัดกร่อนก็เริ่มขึ้นกับภูเขาไฟนั้นและกระบวนการพื้นผิวทำให้เกิดการสะสมตะกอนที่มีเศษหินได้ (lithic-rich sediments) (รูป 15) (คือมีองค์ประกอบของเฟลด์สปาร์มาก เนื่องจากการพังทลายของหินอัคนีมวลไพศาลที่โผล่ออกมาหรือมาจากหินไรโอไลท์และแอนดีไซต์ที่มีการผุกร่อนของผลึกดอก (feldspar phenocrysts) ซึ่งตะกอนเหล่านี้จะถูกชะล้างลงไปสู่ฝั่งทะเล

สำหรับตะกอน (backarc) มักตกลงสู่พื้นมหาสมุทรโดยกระแสน้ำขุ่นและสะสมตรงนั้นโดยไม่มีการรบกวนใดๆ ในขณะที่ตะกอนด้านหน้าแอ่ง (forearc) ตกลงไปเติมเต็มร่องสมุทรหรือร่องลึกมหาสมุทรแบบการถล่มของตะกอนใต้น้ำ (underwater avalanches) และร่องลึกมหาสมุทรนี้จึงทำหน้าที่เหมือนปากของสายพานลำเลียงตะกอนให้ถูกครูดไถในเขตตะกอนไถดัน (mélange zone) หรืออาจถูกกระบวนการมุดตัวในบางส่วนทำให้ถูกแปรสภาพไปในเขตตะกอนไถดัน (mélange) ซึ่งเป็นพื้นที่ที่มีประกอบด้วยรอยโค้ง รอยเฉือน รอยแตก และรอยเลื่อน ตลอดจนหินชีสสีคราม (blueschist metamorphosed blocks) ในเขตการมุดตัว

นอกจากนั้นหากเป็นสภาวะที่เหมาะสม ปะการังรอบเกาะ(atols)หรือแนวโค้ง(ภูเขาไฟ) อาจเกิดแทรกสลับชั้นกับตะกอนเศษกรวด(coarse-grained lithic breccias) และหินกรวด (conglomerates) ที่ผุกร่อนมาจากภูเขาไฟและทรายภูเขาไฟบนชายหาด หรือในบางกรณีอาจได้จากการระเบิดของภูเขาไฟ อาจมีชั้นหินละลายตะกอนภูเขาไฟ (pyroclastics) และแทรกสลับกับหินปูนก็เป็นไปได้ แต่มักไม่พบเห็นบ่อยครั้งนัก

รูป 15 ลักษณะการสะสมตัวของตะกอนแบบต่างๆ อันเป็นผลจากการแปรสัณฐานจากการชนกันของแผ่นเปลือกโลก 2 แผ่น ตามเกาะโค้ง (ภูเขาไฟ)

4.5) การแปรสภาพคู่ (Paired Metamorphism) :

ปกติกกระบวนการแปรสภาพหินในบริเวณโค้งภูเขาไฟ(volcanic arc) มี 2 แบบ (ดูรูป 16ประกอบ)

1. การแปรสภาพแบบแบโรเวียน(Barrovian metamorphism) เป็นการแปรสภาพที่เกิด ณ อุณหภูมิต่ำ-สูง และความดันกลาง ซึ่งเกิดขึ้นในเขตภูเขาไฟโดยการให้ความร้อนจากหินอัคนีมวลไพศาล พร้อมด้วยการเกิดรอยโค้งอย่างรุนแรงและการเฉือนของหิน และเนื่องจากหินอัคนีมวลไพศาลได้ดันรุก(emplased)เข้าไปในเปลือกสมุทรที่ประกอบด้วยหินสีเข้ม(mafic) จนทำให้หินเหล่านี้ถูกแปลงเป็นชุดลักษณ์หินแปรแบบหินชีสสีเขียว (ที่มีแร่คลอไรต์และอีพิไดต์มาก), หินแอมฟิโปไลต์ (ที่มีแร่แอมฟิโบลมาก) และหินแกรนไลด์ (ที่มีแร่ไพรอกซีนมาก)

2. การแปรสภาพแบบหินชีสสีคราม (blueschist metamorphism) เป็นการแปรสภาพที่เกิด ณ ความดันต่ำแต่อุณหภูมิสูง ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในเขตตะกอนไถดัน (mélange) บริเวณร่องลึกมหาสมุทร (deep-sea trench) ซึ่งเป็นเขตที่มีความดันสูงเพราะเป็นขอบแผ่นเข้าหากัน (convergent boundary) และตะกอนของร่องลึกมหาสมุทรในเขตมุดตัวอย่างรวดเร็ว ส่วน อุณหภูมิต่ำเนื่องจากหินบนแผ่นที่เย็นมุดตัวอย่างเร็วจนไม่มีเวลาให้เกิดความร้อนขึ้น

เขตการแปรสภาพทั้งสองแนวนี้ได้แก่แบบแบโรเวียนและหินชีสสีคราม และเกิดเป็นแนว ขนานกันจนเรียกว่า เขตการแปรสภาพคู่ (Paired Metamorphic Belt) ซึ่งมักเกิดขึ้นเสมอในเขตมุดตัวโดยเฉพาะในประเทศญี่ปุ่น

อนึ่งสำหรับการเปลี่ยนแปลงชนิดอื่นๆ ที่มักเกี่ยวข้องกับแนวโค้งภูเขาไฟ (volcanic arc) ในเขตมุดตัว ได้แก่ชั้นหินอัคนีสีเข้มจัดของชุดหินใหญ่นี้ มักถูกแปรสภาพไปเป็นหินเอกโคลไจต์ (eclogite) ซึ่งเป็นหินแปรที่เกิดจากกระบวนการแปรสภาพ ณ ที่อุณหภูมิ-ความดันสูง และการแปรสภาพแบบสัมผัส(contact) และโดยน้ำยาร้อน (hydrothermal activity) ซึ่งอาจเกิดขึ้นในบริเวณปล่องภูเขาไฟ (volcanic pipes) และพนังหิน (dikes) ซึ่งมาจากหินอัคนีมวลไพศาล เกาะภูเขาไฟที่สามารถพบเห็นได้ในปัจจุบัน ได้แก่ ญี่ปุ่น ทะเลเอลิวเตียน(Aleutian Islands) ของอลาสกาและหมู่เกาะชวา & สุมาตรา พบตัวอย่างแนวภูเขาไฟแบบนี้ในอดีตนั้นไม่ค่อยพบเห็นบ่อยนัก เนื่องจากในท้ายที่สุดแนวภูเขาไฟเหล่านี้จะถูกดันให้เข้าไปบดยู่ยี่อยู่กับแนวภูเขาไฟอีกแนว อย่างไรก็ตามจะมีการอธิบายต่อไปในช่วงเวลา ซ

4.6) มหาสมุทรเหลือค้าง (Remnant Oceans)

เมื่อย้อนกลับไปดูภาพตัดขวางการแปรสัณฐานในช่วงเวลา ฉ (รูป 11) จะเห็นว่าแผ่นสมุทรฝั่งตะวันตก (ด้านซ้าย) ของแนวโค้งภูเขาไฟวางตัวอยู่ระหว่างแนวร่องแยกของแผ่นเปลือกโลกทางด้านซ้ายและเขตการมุดตัวของแผ่นเปลือกโลกทางด้านขวา ซึ่งหากกระบวนการมุดตัวของแผ่นเปลือกโลกยังคงดำเนินต่อไป แอ่งตะกอนมหาสมุทรที่อยู่ระหว่างกลางนั้นจะมีขนาดเล็กลงเรื่อยๆ จนชนกับแนวภูเขาไฟในที่สุด และส่วนใหญ่มักมุดลงไปข้างใต้โลกจนทำให้แผ่นสมุทรนั้นหายไปจากเขตมุดตัวของแผ่นเปลือกโลก โดยเราเรียกส่วนแผ่นสมุทรที่ยังคงเหลืออยู่เพียงเล็กน้อยนั้นว่า มหาสมุทรเหลือค้าง (remnant oceans) ซึ่งมีหลักฐานจากการหาอายุสนับสนุนว่าแผ่นสมุทรที่มีความเก่าแก่ที่สุดนั้นมีอายุ 200 ล้านปี ซึ่งน้อยกว่าอายุของโลกมาก ในขณะที่แผ่นทวีปซึ่งปกติมักไม่แสดงการมุดลงไปใต้โลก ยกเว้นกระบวนการผุพังของหินที่จะทำให้หินบนแผ่นทวีปนั้นค่อยๆ ลดลง และมักพบหลักฐานบ่งชี้ว่าแผ่นทวีปที่แก่ที่สุดมีอายุประมาณ 3,000-4,000 ล้านปี

ระยะ 5 : แผ่นทวีปเชื่อมต่อเป็นทองแผ่นเดียวกัน

ชั้น จ : บรรพตรังสรรค์จากการชนกันระหว่างโค้งเกาะกับทวีป (F : Island Arc-Continent

 Collision Mountain Building

รูป 17 ภาพตัดขวางแสดงการแปรสัณฐานแบบบรรพตรังสรรค์จากการชนกันระหว่างแผ่นทวีปกับ เกาะโค้ง

5.1) สภาพทั่วไป

ในระยะ ฉ แผ่นทวีปฝั่งตะวันตก (ด้านซ้าย) และ เกาะโค้ง(ภูเขาไฟ) เริ่มวิ่งเข้าหากันและชนกันจนเกิดภูเขาขนาดใหญ่ และแอ่งสมุทรเหลือค้างถูกบีบอัดจนกลายเป็นเขตตะเข็บธรณี (suture zone) และในบางครั้งแผ่นทวีปฝั่งตะวันออก (ด้านขวา) อาจเดินทางกลับมาอยู่ในระยะที่ห่างไกลออกไป การเกิดบรรพตรังสรรค์จากการชนกันในลักษณะนี้แบ่งได้เป็น 2 แบบ(รูป 18) คือ 1) การชนกันระหว่างทวีปกับเกาะโค้ง (island arc-continent collision และ 2) การชนกันระหว่างทวีปกับทวีป (continent-continent collision) โดยในขั้นนี้จะอธิบายการเกิดแบบแรก ส่วนแบบ หลังจะอธิบายต่อในขั้นต่อไป

จากการสังเกตภาพตัดขวางช่วงเวลา ฉ (รูป18) รูปทางซ้าย เนื่องจากการมุดตัวไปทางตะวันออกทำให้เกิดแนวโค้งภูเขาไฟ (island arc) พยายามที่จะเลื่อนขึ้นไปอยู่บนขอบทวีปที่เคยแยกตัวที่มีอยู่เดิม ดังนั้นเมื่อเกิดบรรพตรังสรรค์จึงเป็นผลมาจากการชนกัน (collision orogeny) และทำให้แผ่นเปลือกโลกหนึ่งแผ่นขี่ขึ้นไปยังขอบแผ่นเปลือกโลกอีกแผ่น ซึ่งแผ่นบนเรียกเขตหลังแผ่นดิน (Hinterland) ส่วนแผ่นที่ถูกขี่ให้อยู่ข้างล่างเรียกเขตหน้าแผ่นดิน(Foreland) โดยไม่สนใจว่าขอบนั้นจะคืออะไร ไม่ว่าจะเป็นการโค้ง จุดร้อน หรือแม้กระทั่งแผ่นทวีปเอง continent (ดูรูป 18 ประกอบ)

รูป 18 ภาพตัดขวางแสดงรูปแบบบรรพตรังสรรค์อันเป็นผลมาจากการชนกันของแผ่นเปลือกโลกในชั้น ฉ

5.2) แนวตะเข็บธรณี (Suture Zone)

ในช่วงเวลาที่แผ่นเปลือกโลกชนกัน เรามักเรียกเขตมุดตัวที่เกิดขึ้นว่าชั้นตะกอนที่ประกอบด้วยหินตะกอนหลากชนิดและหลากอายุและเกิดการโก่งตัวและเลื่อนย้อนขึ้นในเขตมุดตัวว่าเขตตะกอนไถดัน (mélange) หลังจากนั้นเขตตะกอนไถดันจึงค่อยสะสมตัวเป็นเวลานาน อันเนื่องมาจากการอัดบดขัดสีของแผ่นสมุทรที่มุดตัวลงด้านล่าง และต่อมาได้ไถลย้อนขึ้นมาด้านบนเหนือเขตหลังแผ่นดินตามแนวรอยเลื่อนย้อนหลัก ในช่วงท้ายๆ เขตตะกอนไถดันมักมีความหนาหรือความกว้างมากกว่า 10 กิโลเมตร และอาจประกอบด้วยรอยเลื่อนย้อนเพียงแนวเดียวหรือเป็นชุดก็ได้ แนวนี้เรียกว่า แนวตะเข็บธรณี (Suture Zone) ซึ่งเป็นรอยต่อของแผ่นเปลือกโลก 2 แผ่นที่ชนกัน โดยในบางครั้งอาจมีแผ่นสมุทรเกยขึ้นมาให้เห็นบนพื้นผิวได้เช่นกัน

5.3) ภูเขาในเขตหลังแผ่นดิน (Hinterland mountain)

โดยปกติก่อนการชนกันของแผ่นเปลือกโลก ภูเขาไฟแบบเกาะโค้ง อาจมีความสูงไม่กี่กิโลเมตร แต่เมื่อเกิดการชนกันของแผ่นเปลือกโลก ภูเขาไฟเหล่านี้อาจเกยสูงขึ้นโดยมีความสัมพันธ์กับแนวรอยเลื่อนย้อนซึ่งมีทิศการเอียงเทขนานไปกับเขตการมุดตัว ในบริเวณด้านหลังของภูเขาอาจมีเกิดกระบวนการทางภูเขาไฟได้บ้างแต่เพียงเล็กน้อย อันเนื่องมาจากหินหนืดในระยะสุดท้ายในเขตมุดตัว อย่างไรก็ตามโดยทั่วไป แทบทุกๆ กระบวนการได้หยุดลงในระยะนี้ ไม่ว่าจะเป็นกระบวนการเกิดภูเขาไฟ บรรพตรังสรรค์และกระบวนการชนกัน ดังนั้นกิจกรรมทางธรณีวิทยาหลักๆ ดังกล่าวส่วนใหญ่จึงเป็นผลจากหรือเกี่ยวเนื่องกับการผุพังของภูเขาที่ได้สร้างขึ้นในลักษณะนี้แทบทั้งสิ้น

5.4) เขตหน้าแผ่นดิน (Foreland)

หลายสิ่งเกิดขึ้นในเขตหน้าแผ่นดินอันดับแรก คือ ลิ่มหนาของชั้นตะกอนโบราณที่เคยสะสมตัวในบริเวณ DCM ที่สะสมตัวในแผ่นทวีปฝั่งตะวันตก โดยบางส่วนจะถูกบีบอัดและพับตัวจนเป็นรูปประทุนหรือกระทะคว่ำ(anticlines) และกระทะหงาย(synclines) และเกิดรอยเลื่อนย้อน (thrust fault) ที่ดับเลื่อนไปทางหน้าแผ่นดิน อันดับ 2 คือตะกอน DCM ที่ใกล้ที่สุดกับเกาะโค้ง ถูกกดต่ำลงไปในแผ่นดินโดยเกาะโค้งที่เกยขึ้น (overriding arc) ซึ่งเป็นพื้นที่ที่ทำให้เกิดการแปรสภาพแบบบาโรเวียน(Barrovian metamorphism) โดยก่อให้เกิดหินอ่อน หินควอร์ตไซต์ หินดินดานและหินฟิลไลต์ ส่วนหินที่อยู่ลึกกว่าลงไปอาจแปรสภาพทั้งหมดไปอยู่ในชุดลักษณ์หินแปรแอมฟิโบไลต์ (amphibolite) หรือแกรนูไลต์(granulite facies) อันดับ 3 ในส่วนของพื้นดินบนบก แอ่งตะกอน หน้าแผ่นดินจะยุบตัวอย่างรวดเร็วลงไปในแอ่งตะกอนน้ำลึกซึ่งถูกเติมเต็มด้วยตะกอนเนื้อประสมชั้นลิ่มหนา (Thick clastic wedge of sediments)

สิ่งที่น่าสนใจอีกอย่าง คือตะกอนที่มาเติมเต็มเหล่านี้นั้นมีองค์ประกอบอย่างไร สืบเนื่องจากเกาะโค้ง(Island arc) มักทำให้เกิดเขาหลังแผ่นดิน (hinterland mountain) ดังนั้นตะกอนที่ผุพังลงมานั้น มักจะเต็มไปด้วยองค์ประกอบที่เป็นเศษหิน(lithic) (ซึ่งได้แก่ หินอัคนีภูเขาไฟและหินอัคนีบาดาลและในบางครั้งอาจเป็นเศษหินแปรที่ผุกกร่อนลงมา) ซึ่งประกอบด้วยแร่เฟลสปาร์โซเดียม(sodic plagioclase feldspar) ในปริมาณที่แตกต่างจากหินอัคนีสีเข้มปานกลาง

แต่อย่างไรก็ตามเนื่องจากบางส่วนของหินเดิมประกอบด้วยหินตะกอนแบบ DMC จากแผ่นทวีปฝั่งตะวันตก ซึ่งผ่านกระบวนการผุพังมาแล้วอย่างน้อย 1 รอบ ดังนั้นหินหรือตะกอนที่ได้จึงมีองค์ประกอบของแร่ควอตซ์มากกว่าตะกอนที่มาจากโค้งภูเขาไฟล้วนๆ ดังนั้นตะกอนชนิดDCM ซึ่งได้เคยผ่านกระบวนการพื้นผิวมาแล้ว 1 รอบ จึงจะประกอบด้วยแร่ควอร์ตมากกว่า ที่เกิดมาจากเกาะโค้งภูเขาไฟจริงๆ (ลูกศรสีแดงในรูป 19 แสดงเส้นทางของวิวัฒนาการของตะกอนที่ได้มาจากทวีป)

ในกรณีของสภาพแวดล้อมที่สะสมตัวตะกอนในแอ่งหน้าแผ่นดิน ตะกอนที่สะสมเริ่มต้นด้วยหินดินดาน(shales) สีดำในเขตน้ำลึก แต่ตะกอนจำนวนมากที่ผุกร่อนจากภูเขามักจะเข้ามาเติมเต็มอย่างรวดเร็ว (ในช่วงธรณีกาล) สภาพแวดล้อมการสะสมตัวตะกอนโดยปกติเป็นแบบเขตตะกอนทะเลรูปพัด(submarine fans) ซึ่งตื้นขึ้นไปสู่เขตชายฝั่งทะเล(shelf environments) และท้ายที่สุดเป็นเขตตะกอนบก(terrestrial deposits) ซึ่งมีทั้งที่เป็นเขตกวัดแกว่ง(meandering) และ ธารน้ำประสานสาย (braided streams)

เมื่อพิจารณาถึงบริเวณเขตเปลือกโลกเก่าแก่(craton) เรามักพบว่าแอ่งหน้าแผ่นดินมักตื้นเขินและประกอบด้วยชั้นตะกอนเนื้อประสมรูปลิ่ม (clastic wedge) ที่บางและประกอบด้วยตะกอนเนื้อละเอียดลงเรื่อยๆ จนรวมตัวกลายเป็นตะกอนที่ถูกสะสม คัดขนาดและเป็นเม็ดเล็กจนหลอมรวมกันกับตะกอนถูกสะสมตัวในโลกทวีปให้สังเกตได้ว่า มีลิ่มตะกอนอยู่ 2 ประเภทที่ต่างกัน ในวัฏจักรวิลสัน แบบแรกเป็นลิ่มตะกอน DCM ซึ่งเริ่มต้นจากบนเขตเสถียรต่างๆ และเริ่มหนาขึ้นไปทางแอ่งตะกอนสมุทร แบบที่สองเป็นเนื้อประสมในแอ่งหน้าแผ่นดิน (foreland basin clastic wedge) ที่เริ่มหนาจากภูเขาและไปบางในบริเวณพื้นที่เสถียรทาง (craton)

5.5) จุดสิ้นสุดของเทือกภูเขา (Denouement of the Mountain Range)

ท้ายที่สุดภูเขาในเขตหลังเขาจะถูกกัดกร่อนและปรับราบให้อยู่ในระดับน้ำทะเล (peneplain) แต่โดยเวลานั้นเขตหลังเขา(ซึ่งก็คือเกาะโค้ง) ก็จะกลายเป็นแนวตะเข็บ(suture) อย่างถาวรบนแผ่นทวีปฝั่งตะวันตก (ด้านซ้ายของภาพตัดขวางในชั้น ฉ รูป 20)

แผ่นทวีปฝั่งตะวันตก (ซ้าย) ในระยะนี้มีขนาดใหญ่กว่าเนื่องจากกระบวนการ island arc-continent collision แต่นี่จะเป็นไปได้เพียงเพราะเนื่องจาก การมุดตัวและลำดับส่วน (fractionation) ซึ่งเป็นตัวสร้างหินอัคนีมวลไพศาลแบบสีเข้มปานกลางและสีจาง ซึ่งประกอบไปด้วยแกนของ volcanic arc และในเวลานี้กลายเป็นส่วนหนึ่งของการใหญ่ขึ้นของ sutured continental crust

ระยะ 6 : ทวีปผนวกดื่มด่ำและงดงาม

ขั้น ฉ : บรรพรดรังสรรค์แบบคอร์ดิลเลอร์แรน(Cordilleran Mountain Building)

รูป 19 ภาพตัดขวางแสดงบรรพตรังสรรค์หรือกระบวนการก่อเทือกเขาแบบคอร์ดิลเลอแลนด์ (Cordilleran

 Orogeny) ในชั้น ฉ

เขตมุดตัวใต้เกาะโค้ง ตอนนี้ตายและภูเขาบนขอบแผ่นทวีป(ฝั่งตะวันตก) ได้ถูกปรับราบในบริเวณแผ่นทวีปฝั่งตะวันออกแต่ในบริเวณแผ่นทวีปฝั่งตะวันตกยังคงถูกขับเคลื่อนให้ชนกันโดยแรงภายนอก ดังแสดงในรูปตัดขวางรูป 19 ดังนั้นจึงอาจเกิดเขตมุดตัวอื่นได้ โดยสามารถเริ่มต้นทุกที่ภายในแอ่งสมุทร (ocean basin) และจะสร้างเกาะโค้ง ซึ่งอาจมุดตัวไปทางใดก็ได้ แต่ในแบบจำลองนี้การชนกันเกิดขึ้นเป็นผลจากการมุดตัวของแผ่นสมุทรไปทางตะวันออกใต้ขอบแผ่นทวีปฝั่งตะวันออกจนเกิดเป็นแนวโค้ง แบบคอร์ดิลเลอแรนด์ (Cordilleran Volcanic arc) อันเป็นผลจากบรรพตรังสรรค์

การเกิดร่องลึกสมุทร การมุดตัว การหลอมละลายลำดับส่วนของแผ่นทวีปในเขตมุดตัว การสะสมตัวของตะกอนไถดัน(melange deposition) และการแปรสภาพหินแบบหินชีสคราม ล้วนเกิดขึ้นในขั้น ฉ นี้เช่นเดียวกับที่เกิดขึ้นในขั้น ซ (island arc orogeny) แต่จะสังเกตได้ว่าทางธรณีแปรสัณฐานนี้เกิดขึ้นภายในขอบเก่าของ DMC จะเหมือนกับขอบร่องแยก(rifted margins) (ดูช่วง ค) ที่มีการสะสมตะกอนลิ่มหนาแบบ DCM ดังนั้นการแทรกดันของหินหนืดสีเข้มปานกลางและสีจางแทรกดันเข้าไปในลิ่มตะกอนหนาตรงขอบทวีปนั้นและให้ความร้อนสูงมากแก่ตะกอนเหล่านั้น จนทำให้เกิดการแปรสภาพแบบแบโรเวียน (แอมฟิโบไลต์ถึงแกรนูไลต์) ถ้าตะกอนมีหินปูนและหินทรายควอร์ต จะได้หินแปรจำพวกหินอ่อนและหินควอร์ตไซต์ และหินดินดาน จะเกิดเป็นหินชนวนฟิลไลท์, หินชีท และหินไนทส์ นอกจากฐานหินพวกนี้แล้ว หินอัคนีมวลไพศาล ภายใต้ DMC จะถูกแปรสภาพไปเป็นหินไนส์ และ หินผสม(migmatites) อีกด้วย

การแปรสภาพลิ่มตะกอน DMC เก่าและหินอัคนีมวลไพศาล ร่วมกับหินภูเขาไฟที่วางอยู่ด้านบนจึงถูกยกตัวตามแนวร่องรอยเลื่อนย้อนหลักๆ จนกระทั่งเกิดเป็นเทือกเขาสูงตระหง่าน เช่น เทือกเขาแอนดีสในทวีปอเมริกาใต้และเทือกเขาคาสเดตในรัฐวอชิงตัน โอเรกอน และทางตอนเหนือของแคร์ลิฟรอเนียร์ เป็นต้น

ส่วนฝั่งบนบกบริเวณแนวโค้งภูเขาไฟและหลังแนวโค้ง อาจเกิดการแผ่ขยายพื้นทะเลหลังแนวโค้ง (backarc spreading)ได้ โดยที่ความร้อนเพิ่มขึ้นจากบริเวณเหนือเขตมุดตัวโดยการสร้างกระแสพา(ความร้อน)ขนาดเล็ก ซึ่งจะขยายเปลือกทวีปออก(รูป 19) และทำให้เกิดการพัฒนารอยเลื่อนปกติภายในแอ่งรอยเลื่อนขนาบได้ลึก หากดูแบบเผินๆ อาจเหมือนกับร่องแกนกลางสมุทรได้ แต่ก็มีสภาวะและกระบวนการที่แตกต่างกัน เนื่องจากส่วนประกอบบนบกหลากหลายมากกว่ามาก (หินจาก DMC, ตะเข็บธรณี, หินแปร, หินภูเขาไฟ, หินแกรนิต และหินอัคนีมวลไพศาลสีเข้มปานกลาง) จนทำให้ตะกอนที่ถูกกัดเซาะมานั้นอุดมไปด้วยควอร์ต และมีเศษหินเกิดร่วมด้วย หลายชนิด ส่วนเฟลด์สปาร์พบอยู่ในปริมาณน้อย ทั้งที่เป็นโซเดียมและโปแตสเซียมดูตัวอย่างได้จากโซนสีน้ำเงินในรูป 5

แอ่งรอยเลื่อนขนาบ(graben) มีการสะสมตัวที่มากมายและซับซ้อน และประกอบด้วยตะกอนเนื้อหยาบประสม(coarse clastic) ในเนินตะกอนรูปพัด (alluvial fan) หรือ ลำน้ำประสานสาย และแทรกกลางด้วยการพุ่งแทรกดันขึ้นของหินภูเขาไฟสีจางในเขตมุดตัว

หินภูเขาไฟในแอ่งหลังแนวโค้งมักเริ่มจากหินบะซอลต์และสกอเรีย แต่จะเปลี่ยนอย่างช้าๆเป็นหินภูเขาไฟ เช่น ออนดีไซต์ และสุดท้ายเป็นหินสีจาง เช่น ไรโอไลต์ ในระยะหลัง Dikes หรือ stocks ของหินแกรนิต แทรกตัวเข้าไปในแอ่งรอยเลื่อนขนาบได้

ระยะ 7 : ทวีปประชิดแนบสนิท

ช่วง ช : บรรพตรังสรรค์ แบบทวีปชนทวีป (H : Continent-Continent Collision Mountain Building)

รูป 21 ภาพตัดขวางแสดงลักษณะการแปรสัณฐานของเปลือกโลกอันเป็นผลจากการชนกันของ

 แผ่นทวีปกับแผ่นทวีป

7.1) ลักษณะทั่วไป

โดยช่วง ช แอ่งสมุทรเหลือค้าง remnant ocean basin separating East- and แผ่นทวีปฝั่งตะวันตก ถูกปิดและชนกันจนเกิดเป็นแนวเทือกเขาหรือบรรพตมาลา ที่เกิดจากบรรพตรังสรรค์แบบทวีปชนทวีป (continent-continent collision orogeny) เทือกเขานี้มีหลายองค์ประกอบเช่นเดียวกับการชนกันในช่วง ฉ (คือ island arc-continent collision) ซึ่งได้แก่ เขตหลังแผ่นดิน เขตหน้าแผ่นดิน แนวตะเข็บธรณี แอ่ง(ตะกอน)หน้าแผ่นดิน และบรรพตมาลา(แนวเทือกเขาสูง) โดยมีขนาดใกล้เคียงกับเทือกเขาหิมาลัย (ดูรูป 22)

รูป 22 ลักษณะโดยละเอียดของกระบวนการเกิดภูเขาอันเนื่องมาจากแผ่นทวีปชนแผ่นทวีป

สภาพการชนกันระหว่างทวีปกับทวีปจนทำให้ได้บรรพตรังสรรค์หรือกระบวนการก่อเทือกเขา ความแตกต่างที่สำคัญระหว่างบรรพตรังสรรค์แบบชนกันกับช่วง ฉ แบบแนวโค้งชนทวีป คือการที่ เขตหลังแผ่นดินเริ่มเป็น DCM กับลิ่มตะกอนหนา ดังนั้นหินที่เกิดจาก DCM เหล่านี้จึงถูกเลื่อนย้อน (thrust) ไปทางเขตหน้าแผ่นดินให้สังเกตว่า แผ่นทวีปฝั่งตะวันออก DCM ของชั้น ฉ นั้นถูกบุกรุกโดยหินอัคนีมวลไพศาลในชั้น ช หลังจากการแปรสภาพหิน หิน DCM จะใช้สัญลักษณ์ไม่เหมือนกันในรูป)

ในการชนกันของแนวโค้งกับทวีป (arc-continent collision) มักมีชิ้นส่วนของแผ่นเปลือกสมุทร(โดยเฉพาะชุดหินโอฟิโอไลต์) และแนวโค้งภูเขาไฟถูกเลื่อนย้ายไปทางเขตหน้าแผ่นดิน แต่กับ DCM ของแผ่นทวีปฝั่งตะวันตก เราคาดหวังว่าน่าจะเกิดลักษณะแบบพื้นราบเอียงน้อย(ramp) และรอยเลื่อนย้อน ทำให้เกิดการซ้อนกันของกองตะกอนที่หนามากจนเป็นโครงสร้างแนวนอนขนาดใหญ่ได้

นอกจากนี้เป็นที่น่าสังเกตว่า เขตหลังแผ่นดินจะไม่ทับซ้อนอยู่บนขอบแผ่นทวีปฝั่งตะวันตก แต่ด้านตะวันออกของแนวโค้งภูเขาไฟซึ่งชนกันกับแผ่นทวีปฝั่งตะวันตกในชั้น C อันเป็นผลเนื่องจากเขตหลังแผ่นดิน ใช้น้ำหนักของมันในการผลักแนวโค้งภูเขาไฟให้มุดตัวลึกลงไปในแผ่นดินจนทำให้เกิดการแปรสภาพหินแบบแบโรเวียนของหินในบริเวณแนวโค้งภูเขาไฟ แต่น่าจะไม่ใช่ครั้งแรกที่หินเหล่านี้ถูกการแปรสภาพหินแบบนี้ เนื่องจากในระหว่างการเกิดแนวโค้งภูเขาไฟนั้น ส่วนที่ลึกจะถูกแปรสภาพหินโดยการแทรกดันของหินอัคนีมวลไพศาล

หมายเหตุ จากรูป 22 จะเห็นได้ว่า DCM ของเขตหลังแผ่นดินนั้นถูกเลื่อนทับ(override) โดยแนวโค้งภูเขาไฟ และลิ่มตะกอนถูกดันเข้าไปในโลกและถูกการแปรสภาพหิน ซึ่งสรุปได้ว่า มีหลายรูปแบบที่เป็นไปได้ในแบบจำลองนี้ อ.สันติครับอยากขออ่านภาษาอังกฤษด้วยครับ

7.2) ตะกอน

ตะกอนที่ผุกร่อนจากภูเขานี้และเข้าไปเติมเต็มในแอ่งโค้งหน้า(foreland basin) มักมีองค์ประกอบที่แตกต่างจากพวกที่ได้จากการกัดกร่อนจากเกาะโค้ง(island arc) แม้ว่าการสะสมตัวจะเกิดในสภาพแวดล้อมที่คล้ายกันมาก หินจากผืนแผ่นดินหลังฝังทะเลประกอบด้วยหินตะกอนแบบที่สะสมแบบ DCM ปริมาณมากแต่ผ่านวัฏจักรการผุพังและกัดกร่อนมามากกว่า 2-3 รอบแล้ว ซึ่งส่วนใหญ่เป็นตะกอนที่มีควอร์ตมาก (ช่องสีน้ำเงิน-QFL) นอกจากนี้เนื่องจากแหล่งตะกอนบนผืนแผ่นดินซึ่งมีความซับซ้อนมาจากต้นกำเนิดรอบด้านจึงมีความหลากหลายของเศษตะกอนอย่างมากมาย ซึ่งมีทั้งเศษหินตะกอน หินแปรและหินอัคนี นอกจากนี้แร่เฟลด์สปาร์ยังพบได้เนื่องจากการกัดกร่อนของหินชีส และหินไนส์ (ซึ่งส่วนใหญ่เป็นแร่เฟลด์สปาร์จำพวกโซเดียม) และท้ายที่สุดหินอัคนีมวลไพศาลที่โผล่ออก ซึ่งส่วนใหญ่ประกอบด้วยแร่เฟลสปาร์จำพวกโซเดียมและโปแตสเซียม

ลักษณะดังกล่าวทำให้ตะกอนชั้นทั้งหมดนี้จะแตกต่างอย่างชัดเจนกับตะกอนที่เติมอยู่ใน แอ่งตะกอนหน้าแผ่นดินในชั้น ฉ เนื่องจากมวลหินในชั้น ฉ เป็นพวกแนวโค้งภูเขาไฟ ดังนั้นตะกอนที่ลงไปสะสมตัวในแอ่งหน้าแผ่นดินส่วนใหญ่จึงเป็นพวกที่มีเศษหินมากและควอร์ตน้อย volcanic- lithic rich and more quartz poor (ซึ่งคือโซนสีเขียวในรูป 5) ทางตรงกันข้ามกับตะกอนควอตซ์มาก ที่เข้าไปสะสมตัวในสภาพแวดล้อมแบบแอ่งหน้าแผ่นดินจากการชนกันแบบทวีปกับทวีป (continent-continent collision foreland basin) (ซึ่งคือโซนสีน้ำเงินในรูป 5)

7.3) แอ่งหน้าแผ่นดิน (Foreland Basin)

แอ่งหน้าแผ่นดินในชั้น ช นี้ พัฒนาอย่างรวดเร็วในธรณีกาล เพียงแต่ก่อนการชนกัน แอ่งดังกล่าว เป็นพื้นที่การแปรสัณฐานที่เสถียรมีซึ่งประกอบด้วยหินทรายควอร์ตมาก และหินปูนในขั้น ช (รูป 23 ระยะ 1) ต่อจากนั้นจึงชนกันภายในไม่กี่ล้านปีถัดมา แอ่งหน้าแผ่นดินดังกล่าวจึงเริ่มทรุดตัวลงและมีรูปร่างแอ่งไม่สมมาตร คือส่วนลึกที่สุดอยู่ใกล้กับภูเขาและค่อยๆ ตื้นไปทางทะเล (รายละเอียดในรูป 23 ระยะ II) ซึ่งถือว่าไม่ผิดปกติโดยที่ชั้นตะกอนในแอ่งอาจหนาถึง 3 กิโลเมตรเพราะมีอัตราการทรุดตัวที่สูงและมีปริมาณตะกอนที่เข้ามาในแอ่งมาก โดยที่ความเร็วของการทรุดตัวสามารถสังเกตได้จากลักษณะปรากฏของชนิดหิน หินก่อนการชนมักเป็นหินทราย และหินปูน ซึ่งทั้งคู่บ่งชี้ความเสถียรของพื้นที่ ณ ขณะนั้น แต่ชั้นบนของตะกอนเหล่านี้เป็นหินดินดาน ซึ่งสะสมตัวใต้น้ำที่ระดับความลึก 100 เมตร ตะกอนเริ่มเติมเต็มเข้ามาในแอ่ง แต่เวลาของการทรุดตัวของแอ่งตะกอนและเวลาสะสมตัวกำลังแข่งกัน แต่ที่เขตหลังแผ่นดินเนื่องจากมีรอยเลื่อนย้อนทำให้การทรุดตัวช้าลงและอาจหยุดการทรุดตัวได้ และตะกอนยังมีโอกาสที่จะถูกพัดพาเข้ามาในแอ่ง (ระยะ III และ IV) และเติมเต็มไปเรื่อยอย่างที่มันควรจะเป็น โดยตะกอนส่วนใหญ่เป็นหินดินดานดำน้ำลึกที่ได้จากการถล่ม(avalanches)ของตะกอนกระแสน้ำขุ่น(turbidity) ของบริเวณเนินตะกอนรูปพัดใต้น้ำ(submarine fans) อยู่บนพื้นแอ่งที่อาจหนาหลายร้อยเมตร ลักษณะสภาพ แวดล้อมแบบกระแสน้ำขุ่นจะเริ่มเปลี่ยนไปเป็นแบบสภาพแวดล้อมชายฝั่ง(shelf environments) ในเขตใกล้ภูเขาจะได้ลิ่มตะกอนที่หนาซึ่งเกิดจากสภาพแวดล้อมแบบบนบก(terrestrial sediments) ออกไปทางชายฝั่ง เหล่านี้ทำให้มีการเริ่มสะสมตัวแบบเนินตะกอนรูปพัด(alluvial fan) และแหล่งสะสมจากธารลำน้ำประสานสาย ซึ่งในที่สุดก็จะกลายเป็นแม่น้ำกวัดแกว่ง(meandering rivers) เมื่อเขาถูกกัดกร่อนให้ต่ำลงไปมากและสร้างตะกอนไปสู่ชายฝั่งทะเล และแม่น้ำเทตะกอนในพื้นที่ชายฝั่งได้เรื่อย ๆ ลงบนพื้นดินขึ้นซึ่งครั้งหนึ่งเคยเป็นทะเลมาก่อน เราเรียกการสร้างชายฝั่งงอกออกไปในแอ่งตะกอนการงอกเงยออก(progradation) ทำให้เกิดชายฝั่งแบบงอกเงย (prograding shelf) ได้

รูป 23 แบบจำลองอย่างง่ายแสดงวิวัฒนาการการสะสมตัวของตะกอนในแอ่งหน้าแผ่นดิน ( foreland basin)

เราเรียกระยะที่ชายฝั่งงอกเงยสู่ทะเลเข้าไปทางตอนกลางแอ่งตะกอน และเติมเต็มอย่างสมบูรณ์ในขณะที่ตะกอนภาคพื้นดิน (terrestrial deposit) สะสมซ้อนทับขึ้นมานับเป็นร้อยเมตรว่าระยะ 5 (ดูรูป 23)

โดยในช่วงเวลานี้ภูเขาส่วนใหญ่ถูกกัดกร่อนจนแทบหายไปเหลือความสูงไม่มาก โดยถูกกัดเซาะลงไปกลายเป็นเนินเขาเตี้ยๆ หินส่วนใหญ่ของมันถูกส่งผ่านไปยังแอ่งหน้าแผ่นดินและถัดไปอีก 2-3 ล้านปี แม้แต่เนินเขาเตี้ยๆ เหล่านี้ก็จะถูกกรัดกร่อนจนกลายเป็นพื้นปรับราบ (peneplain) วัฎจักรวิสันหากเราเดินข้ามบริเวณแถบนั้นได้จะพบว่าพื้นที่ที่เดินจะเป็นลักษณะแบนและไม่มีรูปแบบภูมิประเทศอะไรเลยที่เด่นชัด แต่ใต้ภายใต้นี้จะมีบันทึกประวัติศาสตร์อยู่มากมาย จากทางตะวันออกของรากที่ถูกกัดเซาะของภูเขาจะพบหินอัคนีมวลไพศาล และหินแปรของพวกเขาและทางตะวันตกเป็นตะกอนลิ่มหนาจากเขตหน้าแผ่นดินซึ่งในปัจจุบันถูกฝังอยู่ใต้พื้นผิว

ระยะ 8 : ทวีปกลับคืนวัฎจักรสงบนิ่ง

ช่วง ซ: แผ่นทวีปเสถียร (Stable Plate)

รูป 24 ภาพตัดขวางแสดงสภาพการแปรสัณฐานหลังจากแผ่นเปลือกโลกผ่านกระบวนการชนกัน แต่เมื่อมอง ผิวโลกส่วนนั้นแบบเผินๆ จะราบเรียบเหมือนไม่มีอะไรเกิดขึ้น แต่ในความเป็นจริง (ยับเยินและยุ่งเหยิง)

วัฏจักรซึ่งเริ่มขึ้นในระยะแรกจนถึงระยะสุดท้ายนี้ จากแผ่นทวีปเสถียรดั้งเดิมของระยะแรกจนถูกแยกออกเป็น 2 แผ่น ในขั้น ค ได้เคลื่อนที่กลับเข้าหากันและกลายเป็นพื้นดินที่เสถียรภาพอีกครั้ง อย่างไรก็ตามทวีปใหม่ที่เกิดขึ้นนี้ค่อนข้างซับซ้อนกว่าเมื่อเทียบกับแผ่นทวีปเสถียรที่กล่าวถึงในระยะแรกหรือขั้น ก และหินที่พื้นผิวที่มีความหลากหลายมาก รูป 24 แสดงรายละเอียดที่จะเห็นว่านอกเหนือจาก แผ่นทวีปฝั่งตะวันตกเดิมและแผ่นทวีปฝั่งตะวันออกแล้วจะมี คั่นอยู่ระหว่างกลาง นอกจากนี้ยังมีลิ่มของแอ่งหน้าแผ่นดินอีก 2 แอ่ง (ซึ่งบางทีมาจากการสะสมตัวจากตะกอนที่แตกต่างกันเนื่องจากแหล่งตะกอนมาจากทั้งแนวโค้งภูเขาไฟและจากเขาจากการชนกันของทวีป(cordilleran mountain) จนเกิดตะเข็บธรณีสองตะเข็บจากตะกอนไถดัน melange และโครงสร้างเดิมของเขารอยเลื่อนขนาบของหินอัคนีและหินแปรที่แตกต่างกัน อย่างไรก็ตามเมื่อทุกสิ่งถูกผุพังจนถึงที่สุด และพื้นทวีปถูกกัดกร่อนจนไปเป็นพื้นที่ปรับราบ(peneplain) ทวีปนี้จะปกคลุมด้วยหินทรายควอร์ตมาก(รูป 5 แผนภาพ QFL, เขตสีเหลือง) หินปูนและหินดินดานเกิดขึ้นแต่จริงๆ แล้วในท้ายที่สุดหากเวลาเพียงพอหินเหล่านี้จะผุพังลงกลายเป็นตะกอนและถูกชะล้างออกออกไปสะสมตัวตามขอบทวีปอีกครั้งในที่สุด

ด้วยเหตุนี้เมื่อเราเริ่มต้นจากการวิเคราะห์หรือตรวจสอบทวีปในชั้นต้น (ขั้น ก) เราอาจรู้สึกว่ามันปรับราบเรียบ แต่ที่แท้จริงมันยุ่งเหยิงและซับซ้อน กว่าที่คิด (ดูรูป 24) เพราะอย่างที่บอกเปลือกโลกผ่านการแปรสัณฐานมามาก ถึงแม้จะดูราบเรียบในพื้นผิวแต่ลึกลงไปแผ่นทวีปส่วนใหญ่ประกอบด้วยหลักฐานที่บอกกำพืดเดิมของแผ่นเปลือกโลกมากมาย วนเวียนเป็นวัฏจักร เกิดมา ตั้งอยู่ จนล้ม(แก่ & เจ็บ) แล้วก็ดับไป ดังนั้นจงคาดหวัง อย่าคาดหวังว่า หรืออ่านจนถึงบรรทัดนี้แล้วจะเข้าใจการแปรสัณฐานได้หมด เพราะยังมีอีกมากมายที่เราต้องเรียนรู้ แล้วลองคิดง่ายๆ กว่าจะเป็นพื้นราบที่เราเห็นจะผ่านร้อนผ่านหนาวมากขนาดไหนลองนึกดูว่าถิ่นที่อยู่เดิมของท่านจะเป็นอย่างไร

ดังนั้น วัฏจักรวิลสัน (Wilson’s Cycle) จึงเรียกได้ว่าเป็นวัฏจักรการเวียน-ว่าย-ตาย-เกิด ของเปลือกโลก

. . .
บทความล่าสุด : www.mitrearth.org
เยี่ยมชม facebook : มิตรเอิร์ธ – mitrearth

Share: