ข้ามไปเนื้อหา

การแปรสัณฐานแผ่นธรณีภาค

จากวิกิพีเดีย สารานุกรมเสรี
แผนที่แสดงแผ่นเปลือกโลกหลัก 16 แผ่น[1]

ลู่เข้าหากัน:                      เขตการชนกัน                      เขตการมุดตัว
แยกจากกัน:                      เขตการยืดตัว                      ศูนย์กลางการแผ่ขยายพื้นมหาสมุทร
รอยเลื่อนแปลงสภาพ:                      รอยเลื่อนแบบเหลื่อมขวา                      รอยเลื่อนแบบเหลื่อมซ้าย

การแปรสัณฐานแผ่นธรณีภาค (อังกฤษ: plate tectonics; มาจากภาษากรีก: τεκτονικός, "tectonicus" แปลว่า "เกี่ยวกับการสร้าง") คือทฤษฎีทางวิทยาศาสตร์ที่อธิบายว่า ธรณีภาคของโลกประกอบด้วยแผ่นเปลือกโลกขนาดใหญ่จำนวนหลายแผ่น ซึ่งเคลื่อนที่อย่างช้า ๆ มาตั้งแต่ประมาณ 3 ถึง 4 พันล้านปีก่อน[2][3][4] แบบจำลองนี้พัฒนาต่อยอดมาจากแนวคิดเรื่อง ทวีปเลื่อน ซึ่งเป็นแนวคิดที่ได้รับการพัฒนาขึ้นในช่วงทศวรรษแรก ๆ ของคริสต์ศตวรรษที่ 20 ทั้งนี้ การแปรสัณฐานแผ่นธรณีภาคเริ่มเป็นที่ยอมรับอย่างกว้างขวางในหมู่นักวิทยาศาสตร์โลก หลังจากทฤษฎีการขยายตัวของพื้นมหาสมุทร ได้รับการพิสูจน์ยืนยันความถูกต้องในช่วงกลางถึงปลายทศวรรษ 1960 (ช่วงต้น พ.ศ. 2500) โดยกระบวนการต่าง ๆ ที่ก่อให้เกิดแผ่นเปลือกโลกและปรับเปลี่ยนสัณฐานของเปลือกโลกนั้น เรียกว่า ธรณีแปรสัณฐาน

ธรณีภาคของโลกซึ่งเป็นเปลือกชั้นนอกที่มีความแข็งเกร็งของดาวเคราะห์ ประกอบด้วยเปลือกโลก และเนื้อโลกตอนบน ได้แตกแยกออกเป็นแผ่นเปลือกโลกขนาดใหญ่จำนวนเจ็ดหรือแปดแผ่น (ขึ้นอยู่กับเกณฑ์นิยามที่ใช้จำแนก) ตลอดจนแผ่นเปลือกโลกขนาดเล็ก หรือ "แผ่นเปลือกโลกย่อย" อีกจำนวนมาก บริเวณที่แผ่นเปลือกโลกเหล่านี้มาบรรจบกัน การเคลื่อนที่สัมพัทธ์ระหว่างแผ่นจะเป็นตัวกำหนดประเภทของแนวขอบหรือรอยต่อแผ่นเปลือกโลก ได้แก่ แนวรอยต่อแบบลู่เข้าหากัน, แนวรอยต่อแบบแยกจากกัน หรือ รอยเลื่อนแปลงสภาพ การเคลื่อนที่สัมพัทธ์ของแผ่นเปลือกโลกเหล่านี้โดยทั่วไปมีอัตราอยู่ระหว่าง 0 ถึง 10 เซนติเมตรต่อปี ทั้งนี้ แนวรอยเลื่อนมักมีพลังทางธรณีวิทยา โดยสัมพันธ์กับการเกิดแผ่นดินไหว กิจกรรมภูเขาไฟ การก่อเทือกเขา ตลอดจนการก่อตัวของร่องลึกก้นสมุทร

แผ่นเปลือกโลกประกอบด้วยธรณีภาคมหาสมุทรและธรณีภาคทวีปที่มีความหนามากกว่า โดยแต่ละส่วนจะถูกปกคลุมด้วยเปลือกโลกชนิดของตนเอง ตามแนวรอยต่อแผ่นเปลือกโลกแบบลู่เข้าหากัน กระบวนการมุดตัวของแผ่นเปลือกโลก จะพัดพาขอบของแผ่นเปลือกโลกแผ่นหนึ่งมุดตัวลงไปข้างใต้ของอีกแผ่นหนึ่งและจมลงสู่ชั้นเนื้อโลก กระบวนการนี้ส่งผลให้พื้นที่ผิวเปลือกโลกทั้งหมดลดลง ทว่าพื้นที่ผิวที่สูญเสียไปจะถูกชดเชยอย่างสมดุลด้วยการก่อตัวของเปลือกโลกภาคพื้นสมุทรแผ่นใหม่ ตามแนวขอบรอยต่อแบบแยกจากกัน โดยอาศัยการขยายตัวของพื้นมหาสมุทร ซึ่งช่วยรักษาพื้นที่ผิวทั้งหมดของโลก ให้คงที่อยู่เสมอในลักษณะกลไก "สายพานลำเลียง" ทางธรณีแปรสัณฐาน

แม้ว่าโลกจะเป็นดาวเคราะห์เพียงดวงเดียวในปัจจุบันที่ทราบแน่ชัดว่ายังมีกระบวนการแปรสัณฐานแผ่นธรณีภาคที่มีพลังอยู่ แต่หลักฐานต่าง ๆ บ่งชี้ว่าดาวเคราะห์และดวงจันทร์บริวารดวงอื่น ๆ เคยผ่านหรือยังคงแสดงออกถึงกิจกรรมทางธรณีแปรสัณฐานในรูปแบบต่าง ๆ เช่น ดวงจันทร์ยูโรปาของดาวพฤหัสบดีแสดงร่องรอยการเคลื่อนที่และปฏิสัมพันธ์ระหว่างแผ่นเปลือกน้ำแข็ง ซึ่งมีลักษณะคล้ายคลึงกับกระบวนการธรณีแปรสัณฐานแผ่นเปลือกโลกของโลก[5] ขณะที่ดาวอังคารและดาวศุกร์คาดว่าเคยมีกิจกรรมทางธรณีแปรสัณฐานเกิดขึ้นในอดีต แม้ว่าจะไม่ได้มีรูปแบบเดียวกันกับที่ปรากฏบนโลกก็ตาม[6]

แผ่นเปลือกโลกมีคุณสมบัติค่อนข้างแข็งทื่อ และลอยตัวอยู่เหนือชั้นฐานธรณีภาคด้านล่างซึ่งมีสภาพดัดงอได้ ความผันแปรของความหนาแน่นในแนวราบภายในเนื้อโลกก่อให้เกิดกระแสการพาความร้อน อันเป็นการเคลื่อนที่แบบคืบตัวอย่างช้า ๆ ของเนื้อโลกในสถานะของแข็ง ณ บริเวณการขยายตัวของพื้นมหาสมุทร แผ่นเปลือกโลกจะเคลื่อนตัวผละออกจากแนวสันเขาซึ่งเป็นบริเวณที่มีลักษณะภูมิประเทศยกตัวสูง โดยเปลือกโลกที่ก่อตัวขึ้นใหม่จะเย็นตัวลงขณะที่เคลื่อนตัวห่างออกไป ส่งผลให้ความหนาแน่นเพิ่มขึ้นและช่วยเสริมแรงขับเคลื่อนการเคลื่อนที่ดังกล่าว ขณะที่บริเวณเขตมุดตัว เปลือกโลกมหาสมุทรที่ค่อนข้างเย็นและหนาแน่นกว่าจะจมตัวลงสู่เนื้อโลก ก่อตัวเป็นแขนงการพาความร้อนไหลลงของเซลล์การพาความร้อนในเนื้อโลก[7] ซึ่งถือเป็นแรงขับเคลื่อนที่ทรงพลังที่สุดของการเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลก[8][9] ทั้งนี้ ความสำคัญเชิงเปรียบเทียบและปฏิสัมพันธ์ของปัจจัยอื่น ๆ ที่มีการเสนอขึ้น เช่น การพาความร้อนแบบแอ็กทิฟ การพวยพุ่งขึ้นของมวลสารภายในเนื้อโลก และแรงฉุดจากน้ำขึ้นน้ำลงเนื่องจากดวงจันทร์ ยังคงเป็นประเด็นที่มีการถกเถียงกันอยู่

หลักการสำคัญ

[แก้]

โครงสร้างชั้นนอกของโลกถูกแบ่งออกเป็นธรณีภาคและฐานธรณีภาค โดยเกณฑ์การแบ่งจำแนกนี้อิงตามความแตกต่างของสมบัติเชิงกลและรูปแบบการถ่ายเทความร้อน ชั้นธรณีภาคมีอุณหภูมิต่ำกว่าและมีความแข็งทื่อมากกว่า ในขณะที่ชั้นฐานธรณีภาคมีอุณหภูมิสูงกว่าและไหลเปลี่ยนรูปได้ง่ายกว่า ในแง่ของการถ่ายเทความร้อน ธรณีภาคสูญเสียความร้อนโดยกระบวนการการนำความร้อน ส่วนฐานธรณีภาคถ่ายโอนความร้อนผ่านกระบวนการการพาความร้อนร่วมด้วย และมีเกรเดียนต์ของอุณหภูมิแบบเกือบอะเดียแบติก[10] ทั้งนี้ การแบ่งชั้นลักษณะนี้จะต้องไม่นำไปสับสนกับการแบ่งชั้นย่อยทางเคมีของชั้นโครงสร้างเดียวกันที่จำแนกออกเป็น เนื้อโลก (ซึ่งครอบคลุมทั้งชั้นฐานธรณีภาคและส่วนเนื้อโลกของชั้นธรณีภาค) และเปลือกโลก กล่าวคือ ชิ้นส่วนมวลสารของเนื้อโลก ณ ตำแหน่งหนึ่ง ๆ อาจจัดเป็นส่วนหนึ่งของธรณีภาคหรือฐานธรณีภาคในห้วงเวลาที่ต่างกันได้ ขึ้นอยู่กับสภาวะอุณหภูมิและความดัน[11]

หลักการสำคัญของการแปรสัณฐานแผ่นธรณีภาค คือการที่ธรณีภาคแยกตัวและดำรงอยู่อย่างเป็นเอกเทศในลักษณะแผ่นเปลือกโลกแต่ละแผ่น ซึ่งเคลื่อนตัวลอยอยู่เหนือชั้นฐานธรณีภาคที่มีสมบัติความหยุ่นหนืด ทั้งนี้ อัตราการเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกมีตั้งแต่ 10 ถึง 40 มิลลิเมตรต่อปี บริเวณเทือกเขากลางสมุทร[12][13]

แผ่นธรณีภาคประกอบด้วยเนื้อโลกส่วนธรณีภาค ที่ถูกปกคลุมทับด้วยมวลสารเปลือกโลกชนิดใดชนิดหนึ่งหรือทั้งสองชนิด ได้แก่ เปลือกโลกภาคพื้นสมุทร (ตำราเก่าเรียกว่า ซิมา มาจากซิลิคอนและแมกนีเซียม) และ เปลือกโลกภาคพื้นทวีป (ซิอัล มาจากซิลิคอนและอะลูมิเนียม) การจำแนกความแตกต่างระหว่างเปลือกโลกภาคพื้นสมุทรและเปลือกโลกภาคพื้นทวีปนั้นอาศัยรูปแบบการกำเนิดเป็นเกณฑ์ โดยเปลือกโลกภาคพื้นสมุทรจะก่อตัวขึ้น ณ บริเวณศูนย์กลางการแผ่ขยายของพื้นสมุทร ส่วนเปลือกโลกภาคพื้นทวีปจะก่อตัวผ่านกระบวนการโค้งภูเขาไฟ และการงอกพอกพูนของศิลาภูมิประเทศ ผ่านกระบวนการแปรสัณฐานแผ่นธรณีภาค เปลือกโลกภาคพื้นสมุทรมีความหนาแน่นมากกว่าเปลือกโลกทวีป เนื่องจากมีปริมาณซิลิคอนน้อยกว่า และมีสัดส่วนของธาตุที่มีน้ำหนักมากกว่าในกลุ่มหินเมฟิกสูงกว่าเมื่อเทียบกับกลุ่มหินเฟลสิกของเปลือกโลกทวีป[14][15] อันเป็นผลสืบเนื่องมาจากความแตกต่างของความหนาแน่นนี้ ทำให้โดยทั่วไปเปลือกโลกภาคพื้นสมุทรจะจมตัวอยู่ต่ำกว่าระดับน้ำทะเล ขณะทเปลือกโลกภาคพื้นทวีปจะลอยตัวและโผล่พ้นเหนือระดับน้ำทะเลขึ้นมาตามหลักการดุลเสมอภาคของเปลือกโลก

โดยทั่วไป ธรณีภาคมหาสมุทรจะมีความหนาเฉลี่ยอยู่ที่ประมาณ 100 กิโลเมตร[16] โดยความหนานี้เป็นฟังก์ชันที่แปรผันตามอายุของมัน เมื่อเวลาผ่านไป ธรณีภาคมหาสมุทรจะค่อย ๆ เย็นตัวลงผ่านการนำความร้อนขึ้นมาจากเบื้องล่าง และแผ่รังสีระบายความร้อนออกสู่อวกาศ เนื้อโลกที่อยู่ประชิดด้านล่างจะเย็นตัวลงจากกระบวนการนี้และถูกผนวกเพิ่มเข้าเป็นส่วนฐานของแผ่นธรณีภาค และเนื่องจากธรณีภาคมหาสมุทรเริ่มต้นก่อตัวขึ้น ณ บริเวณเทือกเขากลางมหาสมุทรแล้วแผ่ขยายตัวออกไปด้านข้าง ความหนาของมันจึงเป็นฟังก์ชันที่แปรผันตามระยะห่างจากเทือกเขากลางมหาสมุทรจุดกำเนิดด้วยเช่นกัน สำหรับระยะทางตามแบบฉบับที่ธรณีภาคมหาสมุทรต้องเคลื่อนที่ผ่านก่อนจะเข้าสู่เขตมุดตัว ความหนาจะแปรผันตั้งแต่ประมาณ 6 กิโลเมตร ณ บริเวณเทือกเขากลางมหาสมุทร ไปจนถึงมากกว่า 100 กิโลเมตร ณ เขตมุดตัว หากระยะทางดังกล่าวสั้นลงหรือยาวขึ้น ความหนา ณ เขตมุดตัว และความหนาเฉลี่ยโดยรวม ก็จะลดลงหรือเพิ่มขึ้นตามลำดับ ในทางตรงกันข้าม ธรณีภาคทวีปจะมีความหนาตามแบบฉบับอยู่ที่ประมาณ 200 กิโลเมตร ทว่าค่าความหนานี้มีความผันแปรอย่างมีนัยสำคัญระหว่างบริเวณแอ่งตะกอน แนวเทือกเขา และหินฐานธรณีที่เสถียรภายในแผ่นทวีป

บริเวณที่แผ่นเปลือกโลกสองแผ่นมาบรรจบกันเรียกว่า ขอบ/รอยต่อแผ่นเปลือกโลก ขอบแผ่นเปลือกโลกเหล่านี้คือบริเวณที่เกิดปรากฏการณ์ทางธรณีวิทยาต่าง ๆ เช่น แผ่นดินไหว และการก่อรูปของลักษณะภูมิประเทศสำคัญ อาทิ แนวเทือกเขา ภูเขาไฟ เทือกเขากลางสมุทร และร่องลึกก้นสมุทร ภูเขาไฟมีพลังส่วนใหญ่ของโลกตั้งอยู่ตามแนวรอยต่อแผ่นเปลือกโลกเหล่านี้ โดยเฉพาะอย่างยิ่ง วงแหวนไฟตามแนวขอบแผ่นแปซิฟิก ซึ่งจัดเป็นแนวที่มีพลังรุนแรงที่สุดและเป็นที่รู้จักกันอย่างกว้างขวาง ทั้งนี้ ยังมีภูเขาไฟบางส่วนที่ก่อตัวขึ้นภายในตอนในของแผ่นเปลือกโลก ซึ่งการเกิดภูเขาไฟลักษณะนี้ได้รับการอธิบายด้วยทฤษฎีที่หลากหลาย ทั้งการเปลี่ยนรูปภายในแผ่นเปลือกโลก[17] และการพวยพุ่งขึ้นของมวลสารร้อนในเนื้อโลกหรือกระเปาะหินหนืดร้อนจัด

แผ่นเปลือกโลกอาจประกอบด้วยเปลือกโลกภาคพื้นทวีป หรือเปลือกโลกภาคพื้นมหาสมุทร หรือประกอบด้วยทั้งสองชนิดร่วมกัน ตัวอย่างเช่น แผ่นแอฟริกา ครอบคลุมทั้งส่วนที่เป็นผืนทวีปแอฟริกาและบางส่วนของพื้นมหาสมุทรแอตแลนติกรวมทั้งมหาสมุทรอินเดีย[11]

ชิ้นส่วนของเปลือกโลกภาคพื้นมหาสมุทรบางชิ้นส่วนที่รู้จักกันในชื่อโอฟิโอไลต์ ไม่ได้เกิดการมุดตัวลงไปใต้เปลือกโลกภาคพื้นทวีป ณ บริเวณขอบแผ่นเปลือกโลกแบบทำลาย ในทางกลับกัน ชิ้นส่วนเปลือกโลกภาคพื้นมหาสมุทรเหล่านี้กลับถูกผลักดันเกยขึ้นด้านบนและคงสภาพฝังตัวอยู่ภายในมวลเปลือกโลกทวีป[18]

ประเภทของขอบแผ่นเปลือกโลก

[แก้]

ขอบแผ่นเปลือกโลกแบ่งออกเป็นสามประเภทหลัก[19] โดยจำแนกตามลักษณะและทิศทางการเคลื่อนที่สัมพัทธ์ระหว่างแผ่นเปลือกโลก ขอบแผ่นเปลือกโลกแต่ละประเภทมีความสัมพันธ์กับปรากฏการณ์บนพื้นผิวโลกที่แตกต่างกัน ทั้งนี้ ประเภทต่าง ๆ ของขอบแผ่นเปลือกโลก ได้แก่[20][21]

แนวรอยต่อแบบแยกจากกัน
  • แนวรอยต่อแบบแยกจากกัน (Divergent boundary หรือเรียกอีกอย่างหนึ่งว่า แนวรอยต่อแบบสร้างเสริม หรือ แนวรอยต่อแบบขยายตัว) คือบริเวณที่แผ่นเปลือกโลกสองแผ่นเคลื่อนที่แยกตัวออกจากกัน ณ บริเวณเขตการแตกแยกตัวระหว่างแผ่นมหาสมุทรกับแผ่นมหาสมุทร แนวรอยต่อแบบแยกจากกันจะก่อตัวขึ้นผ่านกระบวนการแผ่ขยายของพื้นมหาสมุทร ซึ่งเปิดทางให้เกิดการสร้างแอ่งมหาสมุทรแห่งใหม่ เช่น เทือกเขากลางมหาสมุทรแอตแลนติก และ เทือกเขากลางมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออก เมื่อแผ่นเปลือกโลกมหาสมุทรปริแยกออกจากกัน แนวเทือกเขาจะก่อตัวขึ้น ณ บริเวณศูนย์กลางการแผ่ขยาย ส่งผลให้แอ่งมหาสมุทรขยายกว้างออก และทำให้พื้นที่ผิวของแผ่นเปลือกโลกเพิ่มขึ้นในท้ายที่สุด ซึ่งกระบวนการดังกล่าวทำให้เกิดภูเขาไฟขนาดเล็กจำนวนมากและ/หรือแผ่นดินไหวระดับตื้น สำหรับบริเวณเขตการแตกแยกตัวระหว่างแผ่นทวีปกับแผ่นทวีป แนวรอยต่อแบบแยกจากกันอาจนำไปสู่การก่อกำเนิดแอ่งมหาสมุทรแห่งใหม่ เมื่อมวลทวีปปริแยกและแผ่ขยายตัวออก แนวรอยแยกตอนกลางเกิดการทรุดตัวลง และน้ำในมหาสมุทรไหลเข้ามาเติมเต็มในแอ่งทรุดดังกล่าว เช่น หุบเขาทรุดแอฟริกาตะวันออก หุบเขาทรุดไบคัล หุบเขาทรุดแอนตาร์กติกตะวันตก และหุบเขาทรุดริโอแกรนด์
แนวรอยต่อแบบลู่เข้าหากัน
เขตมุดตัวแบ่งออกเป็นสองรูปแบบ ได้แก่ การมุดตัวระหว่างแผ่นมหาสมุทรกับแผ่นทวีป ซึ่งธรณีภาคมหาสมุทรที่มีความหนาแน่นสูงจะมุดตัวลงสู่เบื้องล่างของแผ่นทวีปที่มีความหนาแน่นต่ำกว่า หรือการมุดตัวระหว่างแผ่นมหาสมุทรกับแผ่นมหาสมุทร ซึ่งเปลือกโลกมหาสมุทรที่มีอายุมากกว่า เย็นกว่า และหนาแน่นกว่า จะไถลมุดตัวลงไปข้างใต้เปลือกโลกมหาสมุทรที่มีความหนาแน่นน้อยกว่า โดยทั่วไปมักพบร่องลึกก้นสมุทรสัมพันธ์กับเขตมุดตัวเหล่านี้ และแอ่งตะกอนที่พัฒนาขึ้นตามแนวขอบที่มีพลังมักเรียกว่า "แอ่งฟอร์แลนด์"
ศูนย์เกิดแผ่นดินไหวจะทอดตัวเป็นแนวรอยตามวิถีการเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกที่มุดตัวลงสู่ชั้นฐานธรณีภาค เมื่อเกิดร่องลึกก้นสมุทรขึ้นและแผ่นเปลือกโลกที่มุดตัวได้รับความร้อนสูงขึ้น แผ่นเปลือกโลกจะปลดปล่อยสารระเหยง่าย ส่วนใหญ่คือน้ำที่กักเก็บอยู่ในแร่ไฮดรัสเข้าสู่ชั้นเนื้อโลกโดยรอบ การเพิ่มขึ้นของน้ำนี้ส่งผลให้จุดหลอมเหลวของมวลสารในเนื้อโลกที่อยู่เหนือแผ่นเปลือกโลกมุดตัวลดต่ำลง จนนำไปสู่การหลอมละลาย หินหนืดที่เกิดขึ้นจากกระบวนการนี้จึงมักนำไปสู่กิจกรรมการปะทุของภูเขาไฟ[22]
ณ เขตการมุดตัวระหว่างแผ่นมหาสมุทรกับแผ่นมหาสมุทร ร่องลึกก้นสมุทรจะก่อตัวเป็นรูปแนวโค้ง จากนั้นชั้นเนื้อโลกตอนบนของแผ่นที่มุดตัวจะได้รับความร้อน ส่งผลให้หินหนืดแทรกดันตัวขึ้นมาจนเกิดเป็นแนวเทือกเขาหมู่เกาะภูเขาไฟรูปโค้ง เช่น หมู่เกาะอะลูเชียน หมู่เกาะมาเรียนา และ แนวหมู่เกาะภูเขาไฟญี่ปุ่น
ณ เขตการมุดตัวระหว่างแผ่นมหาสมุทรกับแผ่นทวีป จะนำไปสู่การก่อตัวของแนวเทือกเขาสูง เช่น เทือกเขาแอนดีส และ เทือกเขาแคสเคด
ณ เขตการชนกันของแผ่นทวีป มวลธรณีภาคทวีปสองแผ่นจะเคลื่อนที่มาลู่เข้าหากัน เนื่องจากแผ่นทวีปทั้งสองมีความหนาแน่นใกล้เคียงกัน จึงไม่มีแผ่นใดมุดตัวลงไปข้างใต้ ขอบของแผ่นเปลือกโลกทั้งสองจะถูกบีบอัด เกิดการคดโค้งโก่งงอ และยกตัวสูงขึ้นกลายเป็นแนวเทือกเขาขนาดใหญ่ เช่น เทือกเขาหิมาลัย และ เทือกเขาแอลป์ โดยการปิดตัวของแอ่งมหาสมุทรสามารถเกิดขึ้นได้ตามแนวรอยต่อระหว่างทวีปกับทวีปเหล่านี้
รอยเลื่อนแปลงสภาพ
  • แนวรอยต่อแบบแปลงสภาพ (Transform boundary หรือเรียกอีกอย่างหนึ่งว่า แนวรอยต่อแบบคงเดิม หรือ แนวรอยต่อแบบเลื่อนตามแนวระดับ) เกิดขึ้นในบริเวณที่แผ่นเปลือกโลกไม่มีการสร้างขึ้นใหม่หรือถูกทำลายลง ในทางกลับกัน แผ่นเปลือกโลกสองแผ่นจะเคลื่อนที่เลื่อนไถล หรือหากกล่าวให้แม่นยำยิ่งขึ้นคือ บดและเสียดสีผ่านซึ่งกันและกันไปตามแนวรอยเลื่อนแปลงสภาพ การเคลื่อนที่สัมพัทธ์ของแผ่นเปลือกโลกทั้งสองแผ่นอาจเป็นได้ทั้งแบบเลื่อนซ้าย (sinistral; ระนาบฝั่งซ้ายมือเคลื่อนที่เข้าหาผู้สังเกต) หรือแบบเลื่อนขวา (dextral; ระนาบฝั่งขวามือเคลื่อนที่เข้าหาผู้สังเกต) ทั้งนี้ รอยเลื่อนแปลงสภาพมักเกิดขึ้นตัดขวางศูนย์กลางการแผ่ขยายของพื้นสมุทร และสามารถก่อให้เกิดแผ่นดินไหวรุนแรงขึ้นตามแนวรอยเลื่อนได้ ตัวอย่างเช่น รอยเลื่อนแซนแอนเดรอัสในรัฐแคลิฟอร์เนีย ซึ่งจัดเป็นตัวแทนของขอบแผ่นเปลือกโลกแบบแปลงสภาพที่แสดงการเคลื่อนที่แบบเลื่อนขวา
  • แนวรอยต่อแผ่นเปลือกโลก แบบอื่น ๆ เกิดขึ้นในบริเวณที่ผลลัพธ์ของปฏิสัมพันธ์ระหว่างแผ่นเปลือกโลกยังไม่มีความชัดเจน โดยขอบเขตดังกล่าวมักทอดตัวเป็นแถบกว้าง ไม่มีการจำแนกเส้นขอบเขตไว้อย่างแน่ชัด และอาจแสดงรูปแบบการเคลื่อนที่ที่หลากหลายแตกต่างกันไปในแต่ละช่วงเวลา

แรงขับเคลื่อนการเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลก

[แก้]
การเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกโดยอิงจากข้อมูลดาวเทียมระบบกำหนดตำแหน่งบนโลกของ NASA JPL เก็บถาวร 2011-07-21 ที่ เวย์แบ็กแมชชีน จุดสีแดงแต่ละจุดคือสถานีตรวจวัด และเวกเตอร์แสดงทิศทางร่วมกับขนาดอัตราเร็วของการเคลื่อนที่

แผ่นเปลือกโลกสามารถเคลื่อนที่ได้เนื่องจากความหนาแน่นสัมพัทธ์ของธรณีภาคมหาสมุทร และความอ่อนตัวเชิงกลศาสตร์สัมพัทธ์ของฐานธรณีภาค การระบายความร้อนออกจากเนื้อโลก ถือเป็นแหล่งกำเนิดพลังงานปฐมภูมิที่จำเป็นต่อการขับเคลื่อนกลไกธรณีแปรสัณฐานแผ่นเปลือกโลก ผ่านกระบวนการพาความร้อนหรือการพวยพุ่งขึ้นของมวลสารร้อนขนาดใหญ่ร่วมกับการโก่งนูนรูปโดม ด้วยเหตุดังกล่าว แหล่งกำเนิดแรงอันทรงพลังที่ก่อให้เกิดการเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกจึงมาจากความหนาแน่นส่วนเกินของธรณีภาคมหาสมุทรที่กำลังจมตัวลง ณ เขตมุดตัวของเปลือกโลก เมื่อเปลือกโลกใหม่ก่อตัวขึ้นตามแนวเทือกเขากลางมหาสมุทร ในระยะเริ่มต้น ธรณีภาคมหาสมุทรนี้จะมีความหนาแน่นน้อยกว่าฐานธรณีภาคด้านล่าง แต่จะทวีความหนาแน่นมากขึ้นตามอายุการใช้งานทางธรณีวิทยา เมื่อเกิดการนำพาและระบายความร้อนออกไปจนเย็นตัวลงและหนาตัวขึ้น ความหนาแน่นที่มากกว่าของธรณีภาคโบราณเมื่อเปรียบเทียบกับฐานธรณีภาคเบื้องล่างนี้เองที่เอื้อให้แผ่นเปลือกโลกสามารถจมตัวลงสู่เนื้อโลกชั้นลึก ณ เขตมุดตัว ซึ่งก่อให้เกิดแรงขับเคลื่อนหลักส่วนใหญ่สำหรับการเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลก ในขณะที่สภาพความอ่อนตัวเชิงกลศาสตร์ของฐานธรณีภาคช่วยให้แผ่นเปลือกโลกสามารถเลื่อนไถลเข้าหาเขตมุดตัวได้อย่างราบรื่น[23]

แรงขับเคลื่อนที่เกี่ยวข้องกับพลศาสตร์ของเนื้อโลก

[แก้]

ตลอดช่วงไตรมาสแรกของคริสต์ศตวรรษที่ 20 ทฤษฎีชั้นนำที่ใช้อธิบายแรงขับเคลื่อนเบื้องหลังการเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกได้มุ่งเน้นไปที่กระแสการพาความร้อนขนาดใหญ่ ภายในเนื้อโลกตอนบนซึ่งสามารถถ่ายทอดแรงผ่านชั้นฐานธรณีภาคได้ ทฤษฎีนี้ริเริ่มขึ้นโดยอาร์เธอร์ โฮล์มส์ (Arthur Holmes) และนักวิชาการยุคบุกเบิกหลายท่านในช่วงทศวรรษ 1930[24] และได้รับการยอมรับทันทีว่าเป็นคำตอบสำคัญที่ช่วยสนับสนุนการยอมรับทฤษฎีตามที่เคยอภิปรายไว้ในผลงานวิจัยของอัลเฟรด เวเกเนอร์ในช่วงต้นคริสต์ศตวรรษที่ 20 อย่างไรก็ตาม แม้จะเริ่มได้รับการยอมรับ ข้อสมมติฐานนี้ยังคงเป็นประเด็นถกเถียงอย่างยาวนานในแวดวงวิทยาศาสตร์ เนื่องจากกระบวนทัศน์หลักในยุคนั้นยังคงมองว่าโลกมีลักษณะหยุดนิ่งตายตัวโดยไม่มีการเคลื่อนที่ของมวลทวีป จนกระทั่งเกิดความก้าวหน้าและการค้นพบครั้งสำคัญในช่วงต้นทศวรรษ 1960

การสร้างภาพสองมิติและสามมิติของโครงสร้างภายในโลกด้วยการสร้างภาพตัดขวางด้วยคลื่นไหวสะเทือน เผยให้เห็นการกระจายตัวของความหนาแน่นในแนวราบที่แปรผันตลอดทั่วทั้งชั้นเนื้อโลก ความผันแปรของความหนาแน่นดังกล่าวอาจเกิดจากความแตกต่างด้านมวลสาร (จากองค์ประกอบทางเคมีของหิน) ด้านแร่วิทยา (จากความผันแปรของโครงสร้างผลึกแร่) หรือด้านความร้อน (ผ่านการขยายตัวและหดตัวจากความร้อนเนื่องจากพลังงานความร้อน) การแสดงออกเชิงประจักษ์ของความหนาแน่นในแนวราบที่แปรผันนี้ คือ การพาความร้อนในเนื้อโลกอันเนื่องมาจากแรงลอยตัว[25]

ประเด็นที่ว่าการพาความร้อนในเนื้อโลกเชื่อมโยงกับการเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกทั้งโดยตรงและโดยอ้อมอย่างไรนั้น ยังคงเป็นหัวข้อการศึกษาและอภิปรายอย่างต่อเนื่องในสาขาธรณีพลศาสตร์ โดยพลังงานดังกล่าวจะต้องถูกถ่ายโอนไปยังชั้นธรณีภาคในลักษณะใดลักษณะหนึ่งเพื่อให้แผ่นเปลือกโลกสามารถเคลื่อนที่ได้ โดยพื้นฐานแล้ว มีการสันนิษฐานว่ามีกลไกหลักสองประเภทที่เกี่ยวข้องกับพลศาสตร์ของเนื้อโลกซึ่งส่งอิทธิพลต่อการเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลก ได้แก่ กลไกปฐมภูมิ (ขับเคลื่อนผ่านเซลล์การพาความร้อนขนาดใหญ่) หรือกลไกทุติยภูมิ กลไกทุติยภูมิมองว่า การเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกถูกขับเคลื่อนด้วยแรงเสียดทานระหว่างกระแสการพาความร้อนในชั้นฐานธรณีภาคกับชั้นธรณีภาคที่แข็งเกร็งกว่าซึ่งวางตัวอยู่ด้านบน อันเนื่องมาจากการไหลเข้าของมวลสารเนื้อโลกที่เชื่อมโยงกับแรงดึงลงด้านล่างที่กระทำต่อแผ่นเปลือกโลก ณ เขตมุดตัวบริเวณร่องลึกก้นสมุทร แรงดึงของแผ่นเปลือกโลกมุดตัวอาจเกิดขึ้นในสภาพแวดล้อมทางธรณีพลศาสตร์ที่แรงลากดึงใต้ฐาน ยังคงกระทำต่อแผ่นเปลือกโลกอย่างต่อเนื่องขณะที่แผ่นดังกล่าวดำดิ่งลงสู่เนื้อโลก (แม้ว่าอาจจะกระทำในระดับที่มากกว่าต่อทั้งพื้นผิวด้านล่างและด้านบนของแผ่นมุดตัวก็ตาม) ยิ่งไปกว่านั้น แผ่นมุดตัวที่แตกหักหลุดออกและจมลงสู่เนื้อโลก ยังสามารถก่อให้เกิดแรงหนืดของเนื้อโลกที่ช่วยขับเคลื่อนแผ่นเปลือกโลกผ่านกระบวนการ แรงดูดของแผ่นเปลือกโลกมุดตัว

ธรณีแปรสัณฐานแบบพวยพุ่ง

[แก้]

ในทฤษฎีธรณีแปรสัณฐานแบบพวยพุ่ง (plume tectonics) ซึ่งมีนักวิจัยจำนวนมากศึกษาและพัฒนาต่อยอดในช่วงทศวรรษ 1990 ได้มีการนำแนวคิดดัดแปลงของกระแสการพาความร้อนในเนื้อโลกมาประยุกต์ใช้ ทฤษฎีนี้ยืนยันว่า ลำมวลสารร้อนพวยพุ่งขนาดยักษ์ (super plumes) พุ่งตัวขึ้นมาจากเนื้อโลกชั้นลึก และทำหน้าที่เป็นตัวขับเคลื่อนหลักหรือเป็นกลไกทดแทนเซลล์การพาความร้อนขนาดใหญ่เดิม แนวคิดเหล่านี้มีรากฐานย้อนกลับไปในช่วงต้นทศวรรษ 1930 จากผลงานของวลาดิมีร์ เบโลอูซอฟ (Vladimir Beloussov) และเรเนาต์ วิลเลม ฟาน เบมเมเลน (Reinout Willem van Bemmelen) ซึ่งในระยะแรกเริ่มทั้งสองท่านมีแนวคิดต่อต้านทฤษฎีธรณีแปรสัณฐานแผ่นเปลือกโลก และวางกลไกการเคลื่อนที่ของเปลือกโลกไว้ในกรอบของการเคลื่อนที่แนวดิ่งเป็นหลัก ในเวลาต่อมา ฟาน เบมเมเลนได้ปรับปรุงแก้ไขแนวคิดดังกล่าวใน "แบบจำลองการกระเพื่อมคลื่นของเปลือกโลก" (Undation Models) โดยนำแนวคิด "การพุพองเนื้อโลก" (Mantle Blisters) มาใช้อธิบายแรงขับเคลื่อนสำหรับการเคลื่อนที่ในแนวราบ ผ่านการเหนี่ยวนำให้เกิดแรงโน้มถ่วงที่ไถลตัวผลักออกจากศูนย์กลางการโก่งนูนรูปโดมของเปลือกโลกในระดับภูมิภาค[26][27]

ทฤษฎีเหล่านี้มีความสอดคล้องอย่างเด่นชัดกับทฤษฎีสมัยใหม่ที่ตั้งสมมติฐานถึง จุดร้อน หรือ ลำหินหนืดร้อนพวยพุ่งในเนื้อโลก (mantle plumes) ซึ่งคงตำแหน่งอยู่กับที่และถูกแผ่นธรณีภาคมหาสมุทรและแผ่นธรณีภาคทวีปเคลื่อนที่เคลื่อนผ่านไปตามกาลเวลา พร้อมทั้งทิ้งร่องรอยไว้ในบันทึกทางธรณีวิทยา (แม้ว่าปรากฏการณ์เหล่านี้จะไม่ได้ถูกนำมาอ้างอิงในฐานะกลไกขับเคลื่อนหลักที่แท้จริง แต่ทำหน้าที่ในฐานะตัวแปรปรับเปลี่ยนมากกว่า)

กลไกดังกล่าวยังคงได้รับการสนับสนุนเพื่อใช้อธิบายการแตกกระจายตัวของมหาทวีปในช่วงยุคทางธรณีวิทยาที่เจาะจงบางยุค[28] ทั้งนี้ แนวคิดนี้ยังมีกลุ่มผู้สนับสนุนในหมู่นักวิทยาศาสตร์ที่มีส่วนร่วมในทฤษฎีโลกขยายตัว[29][30][31]

ธรณีแปรสัณฐานแบบกระเพื่อมรุนแรง

[แก้]

อีกทฤษฎีหนึ่งเสนอว่า เนื้อโลกไม่ได้ไหลเวียนในลักษณะเซลล์การพาความร้อนหรือลำมวลสารร้อนพวยพุ่งขนาดใหญ่ หากแต่ไหลเวียนในลักษณะชุดของช่องทางไหลที่อยู่ใต้เปลือกโลกพอดี ซึ่งช่องทางเหล่านี้จะส่งแรงเสียดทานใต้ฐานไปยังชั้นธรณีภาค ทฤษฎีนี้มีชื่อเรียกว่า "ธรณีแปรสัณฐานแบบกระเพื่อมรุนแรง" (surge tectonics) ซึ่งได้รับความนิยมและเผยแพร่อย่างกว้างขวางในช่วงทศวรรษ 1980 และ 1990[32] อย่างไรก็ดี งานวิจัยยุคหลังที่อาศัยแบบจำลองคอมพิวเตอร์สามมิติชี้ให้เห็นว่า เรขาคณิตของแผ่นเปลือกโลกถูกควบคุมโดยปฏิสัมพันธ์แบบป้อนกลับ ระหว่างรูปแบบการพาความร้อนในเนื้อโลกและความแข็งแรงของชั้นธรณีภาค[33]

แรงขับเคลื่อนที่เกี่ยวข้องกับแรงโน้มถ่วง

[แก้]

แรงที่เกี่ยวข้องกับแรงโน้มถ่วงเคยถูกอ้างถึงในฐานะปรากฏการณ์ทุติยภูมิ ภายใต้กรอบของกลไกการขับเคลื่อนทั่วไป เช่น รูปแบบต่าง ๆ ของพลศาสตร์เนื้อโลกดังที่ได้กล่าวไว้ข้างต้น ทว่าในทัศนะทางธรณีฟิสิกส์สมัยใหม่ แรงโน้มถ่วงได้รับการยอมรับให้เป็นแรงขับเคลื่อนหลัก ผ่านกลไกแรงดึงของแผ่นเปลือกโลกมุดตัว ตามแนวเขตมุดตัวของแผ่นเปลือกโลก

การเลื่อนไถลด้วยแรงโน้มถ่วงออกจากแนวเทือกเขาแผ่ขยาย เป็นหนึ่งในข้อเสนอของแรงขับเคลื่อน โดยการเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกจะถูกขับเคลื่อนด้วยระดับความสูงที่มากกว่าของแผ่นเปลือกโลก ณ บริเวณเทือกเขากลางมหาสมุทร[34][35] เมื่อธรณีภาคมหาสมุทรก่อตัวขึ้นตามแนวเทือกเขาแผ่ขยายจากมวลสารเนื้อโลกร้อน มันจะค่อย ๆ เย็นตัวลงและหนาตัวขึ้นตามอายุทางธรณีวิทยา (ซึ่งสัมพันธ์กับระยะห่างที่เพิ่มขึ้นจากแนวเทือกเขา) ธรณีภาคมหาสมุทรที่เย็นตัวจะมีความหนาแน่นสูงกว่ามวลสารเนื้อโลกร้อนที่เป็นจุดกำเนิดอย่างมีนัยสำคัญ ดังนั้น เมื่อมีความหนาเพิ่มขึ้น มันจึงค่อย ๆ ทรุดตัวจมลงสู่เนื้อโลกเพื่อชดเชยน้ำหนักตัวเองที่เพิ่มขึ้นตามหลักดุลยภาพความดัน ผลลัพธ์ที่ได้จึงก่อให้เกิดความลาดเอียงในแนวราบเล็กน้อย เมื่อระยะห่างจากแกนแนวสันเขาเพิ่มมากขึ้น

แรงนี้ถูกจัดว่าเป็นแรงทุติยภูมิ และมักได้รับการขนานนามว่า "แรงผลักจากเทือกเขา" ทว่าคำเรียกดังกล่าวจัดเป็นชื่อที่ไม่ตรงกับความเป็นจริง เนื่องจากไม่มีแรงใดกระทำในลักษณะ "ผลักดัน" ในแนวราบอย่างแท้จริง ซึ่งในความเป็นจริง โครงสร้างทางธรณีวิทยาที่เกิดจากแรงดึงยืด กลับเป็นลักษณะเด่นหลักตลอดแนวเทือกเขากลางมหาสมุทร ดังนั้น ทางวิชาการจะเรียกกลไกนี้ว่า "การเลื่อนไถลด้วยแรงโน้มถ่วง" จึงจะแม่นยำกว่า เนื่องจากลักษณะภูมิประเทศตลอดทั่วทั้งแผ่นเปลือกโลกสามารถแปรผันได้อย่างมาก และเทือกเขาแผ่ขยายเป็นเพียงโครงสร้างภูมิประเทศที่เด่นชัดที่สุดเท่านั้น กลไกอื่น ๆ ที่สร้างแรงทุติยภูมิอันเนื่องมาจากแรงโน้มถ่วงนี้ ยังรวมถึง การโป่งนูนจากการดัดโค้งของธรณีภาคของแผ่นธรณีภาคก่อนที่แผ่นดังกล่าวจะมุดดิ่งลงสู่เบื้องล่างของแผ่นเปลือกโลกข้างเคียง ซึ่งก่อให้เกิดลักษณะภูมิประเทศที่ชัดเจนอันสามารถหักล้าง หรืออย่างน้อยที่สุดก็ส่งผลกระทบต่ออิทธิพลทางภูมิประเทศของแนวสันเขากลางมหาสมุทร ยิ่งไปกว่านั้น ยังมีข้อสมมติฐานว่า ลำมวลสารร้อนพวยพุ่งในเนื้อโลกและจุดร้อนสามารถพุ่งเข้ากระทบและดันส่วนใต้ท้องของแผ่นเปลือกโลกได้เช่นเดียวกัน

แรงดึงของแผ่นเปลือกโลกมุดตัว: ความเห็นพ้องทางวิทยาศาสตร์ในปัจจุบันชี้ว่า ชั้นฐานธรณีภาคมีสภาพความแข็งแกร่งหรือแข็งทื่อไม่เพียงพอที่จะขับเคลื่อนการเคลื่อนที่ได้โดยตรงผ่านแรงเสียดทานตามแนวฐานของชั้นธรณีภาค ด้วยเหตุดังกล่าว แรงดึงของแผ่นเปลือกโลกมุดตัวจึงได้รับการยอมรับอย่างกว้างขวางที่สุดว่าเป็นแรงที่มีขนาดใหญ่ที่สุดที่กระทำต่อแผ่นเปลือกโลก ภายใต้ความเข้าใจนี้ การเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกส่วนใหญ่จึงถูกขับเคลื่อนโดยน้ำหนักของแผ่นเปลือกโลกที่เย็นตัวและหนาแน่นซึ่งกำลังจมตัวลงสู่เนื้อโลก ณ บริเวณร่องลึกก้นสมุทร[9] ทั้งนี้ แบบจำลองยุคหลังชี้ให้เห็นว่า แรงดูดบริเวณร่องลึกมีบทบาทสำคัญอย่างยิ่งร่วมด้วยเช่นกัน อย่างไรก็ดี ข้อเท็จจริงที่ว่า แผ่นอเมริกาเหนือไม่ได้มีขอบเขตส่วนใดที่กำลังมุดตัวลงเลย ทว่าแผ่นเปลือกโลกนี้ยังคงมีการเคลื่อนที่อยู่ ก่อให้เกิดประเด็นปัญหาเชิงทฤษฎีที่ต้องหาคำอธิบาย ซึ่งกรณีดังกล่าวก็เป็นเช่นเดียวกันกับแผ่นแอฟริกา แผ่นยูเรเชีย และแผ่นแอนตาร์กติก[36]

การเลื่อนไถลด้วยแรงโน้มถ่วงออกจากศูนย์กลางการโก่งนูนรูปโดมของเนื้อโลก: ตามทฤษฎีดั้งเดิมในอดีต หนึ่งในกลไกขับเคลื่อนแผ่นเปลือกโลกคือการมีอยู่ของโครงสร้างรูปโดมขนาดใหญ่ในชั้นฐานธรณีภาคหรือเนื้อโลก ซึ่งส่งผลให้เกิดการเลื่อนไถลด้วยแรงโน้มถ่วงของแผ่นธรณีภาคแยกตัวออกจากโครงสร้างโดมดังกล่าว (ดูย่อหน้าว่าด้วยกลไกของเนื้อโลก) การเลื่อนไถลด้วยแรงโน้มถ่วงนี้ถือเป็นปรากฏการณ์ทุติยภูมิของกลไกที่มีทิศทางในแนวดิ่งเป็นหลัก โดยมีรากฐานมาจากแบบจำลองการกระเพื่อมคลื่นของเปลือกโลกของเรเนาต์ วิลเลม ฟาน เบมเมเลน (Reinout Willem van Bemmelen) ซึ่งกลไกนี้สามารถเกิดขึ้นได้ในหลากสเกล ตั้งแต่สเกลขนาดเล็กระดับแนวหมู่เกาะรูปโค้ง ไปจนถึงสเกลขนาดใหญ่ระดับแอ่งมหาสมุทรทั้งแอ่ง[34][35][28]

แรงขับเคลื่อนที่เกี่ยวข้องกับการหมุนรอบตัวเองของโลก

[แก้]

อัลเฟรท เวเกอเนอร์ ซึ่งมีภูมิหลังเป็นนักอุตุนิยมวิทยาได้เคยเสนอว่าแรงน้ำขึ้นลงและแรงหนีศูนย์กลาง คือกลไกขับเคลื่อนหลักเบื้องหลังการเลื่อนของทวีป อย่างไรก็ตาม แรงเหล่านี้ได้รับการพิจารณาว่ามีขนาดเล็กเกินไปอย่างยิ่งที่จะก่อให้เกิดการเคลื่อนที่ของทวีปได้ เนื่องจากแนวคิดดั้งเดิมในยุคนั้นมองว่ามวลทวีปต้องเคลื่อนที่บุกตะลุยฝ่าตัดผ่านเปลือกโลกมหาสมุทร ด้วยเหตุดังกล่าว ในเวลาต่อมา เวเกอเนอร์จึงได้เปลี่ยนจุดยืนทางวิชาการของตน โดยยืนยันว่ากระแสการพาความร้อน คือแรงขับเคลื่อนหลักของธรณีแปรสัณฐานแผ่นเปลือกโลก ในหนังสือฉบับปรับปรุงครั้งสุดท้ายของเขาเมื่อปี ค.ศ. 1929 (พ.ศ. 2472)[37]

อย่างไรก็ดี ภายใต้บริบทของทฤษฎีธรณีแปรสัณฐานแผ่นเปลือกโลก (ซึ่งได้รับการยอมรับนับตั้งแต่ข้อเสนอเรื่องการขยายตัวของพื้นมหาสมุทรของ ฮีเซน, เฮสส์, ดิตซ์, มอร์ลีย์, ไวน์ และ แมตทิวส์ ในช่วงต้นทศวรรษ 1960 ดังแสดงด้านล่าง) มีการเสนอว่าเปลือกโลกมหาสมุทรนั้นเคลื่อนที่ไป "พร้อมกับ" มวลทวีป ซึ่งส่งผลให้ข้อเสนอที่เกี่ยวข้องกับแรงจากการหมุนรอบตัวเองของโลกได้รับการนำกลับมาพิจารณาใหม่อีกครั้ง ในวรรณกรรมวิชาการยุคหลัง แรงขับเคลื่อนเหล่านี้ประกอบด้วย

  1. แรงฉุดหน่วงจากน้ำขึ้นลงอันเนื่องมาจากแรงโน้มถ่วงที่ดวงจันทร์ (และดวงอาทิตย์) กระทำต่อเปลือกโลก[38]
  2. การเปลี่ยนรูปทรงระดับโลกของจีออยด์อันเนื่องมาจากการกระจัดหรือการเลื่อนตำแหน่งทีละน้อยของขั้วการหมุนเมื่อเทียบกับเปลือกโลก
  3. ผลกระทบจากการเปลี่ยนรูปทรงขนาดเล็กอื่น ๆ ของเปลือกโลกอันเกิดจากการแกว่งกวัดและการเคลื่อนที่แบบหมุนควงของการหมุนรอบตัวเองของโลกในมาตราเวลาที่สั้นกว่า

แรงที่มีขนาดเล็กและโดยทั่วไปถือว่าสามารถละได้ ประกอบด้วย

  1. แรงกอรียอลิส[39][40]
  2. แรงหนีศูนย์กลาง ซึ่งได้รับการพิจารณาและปฏิบัติในฐานะเพียงส่วนปรับเปลี่ยนเล็กน้อยของแรงโน้มถ่วงเท่านั้น[39][40]: 249 

เพื่อให้กลไกเหล่านี้มีความสมเหตุสมผลและใช้การได้โดยรวมในระดับโลก ย่อมต้องมีความสัมพันธ์อย่างเป็นระบบปรากฏขึ้นทั่วทุกมุมโลก ระหว่างการวางแนวและจลนศาสตร์ของการเปลี่ยนรูป กับโครงข่ายพิกัดทางภูมิศาสตร์ตามแนวละติจูดและลองจิจูดของตัวโลกเอง อย่างไรก็ดี การศึกษาความสัมพันธ์เชิงระบบในช่วงครึ่งหลังของคริสต์ศตวรรษที่ 19 และครึ่งแรกของคริสต์ศตวรรษที่ 20 กลับเน้นย้ำถึงสิ่งที่เป็นไปในทางตรงกันข้ามอย่างสิ้นเชิง นั่นคือ แผ่นเปลือกโลกไม่ได้มีการเคลื่อนที่ตามกาลเวลา โครงข่ายการเปลี่ยนรูปทรงมีตำแหน่งคงที่ตายตัวเมื่อเทียบกับเส้นศูนย์สูตรและแกนหมุนของโลก และแรงขับเคลื่อนโน้มถ่วงโดยทั่วไปทำหน้าที่ในแนวดิ่ง ซึ่งก่อให้เกิดการเคลื่อนที่ในแนวราบเพียงในระดับท้องถิ่นเท่านั้น (หรือที่เรียกว่า "ทฤษฎีแนวคิดฟิกซิสม์" ยุคก่อนทฤษฎีธรณีแปรสัณฐานแผ่นเปลือกโลก) ด้วยเหตุดังกล่าว การศึกษาในยุคต่อมา (ซึ่งจะอภิปรายด้านล่างในหน้านี้) จึงได้อ้างอิงความสัมพันธ์จำนวนมากที่เคยได้รับการระบุไว้ในช่วงยุคก่อนทฤษฎีแผ่นเปลือกโลกนี้ เพื่อสนับสนุนสมมติฐานของตน (ดูบทความปริทัศน์ว่าด้วยกลไกต่าง ๆ ที่เกี่ยวข้องกับการหมุนรอบตัวเองของโลกในผลงานของฟาน ไดจ์ก และคณะ[41]

ผลกระทบจากแรงน้ำขึ้นลงที่อาจมีต่อธรณีแปรสัณฐานแผ่นเปลือกโลก

[แก้]

ในบรรดาแรงหลากหลายชนิดที่ได้อภิปรายไว้ข้างต้น แรงน้ำขึ้นลงยังคงเป็นประเด็นที่มีการถกเถียงอย่างเข้มข้น และมีผู้สนับสนุนว่าเป็นแรงขับเคลื่อนหลักที่อาจเป็นไปได้ของธรณีแปรสัณฐานแผ่นเปลือกโลก ส่วนแรงประเภทอื่น ๆ นั้นถูกนำไปใช้เฉพาะในแบบจำลองธรณีพลศาสตร์ระดับโลกที่ไม่ได้อาศัยแนวคิดของธรณีแปรสัณฐานแผ่นเปลือกโลก (จึงอยู่นอกเหนือขอบเขตการอภิปรายในส่วนนี้) หรือถูกเสนอในฐานะเพียงตัวแปรปรับเปลี่ยนย่อย ภายใต้แบบจำลองแผ่นเปลือกโลกโดยรวมเท่านั้นในปี ค.ศ. 1973 (พ.ศ. 2516) จอร์จ ดับเบิลยู มัวร์ (George W. Moore) แห่งสำนักงานสำรวจทางธรณีวิทยาแห่งสหรัฐ (USGS) และอาร์ ซี บอสตรอม (R. C. Bostrom)[42] ได้นำเสนอหลักฐานเชิงประจักษ์ของการเลื่อนตัวสู่ทิศตะวันตกโดยรวมของชั้นธรณีภาคของโลกเมื่อเทียบกับชั้นเนื้อโลก โดยอาศัยความชันของเขตมุดตัว (มุมเอียงเทลาดต่ำไปทางทิศตะวันออก และมุมเอียงเทชันไปทางทิศตะวันตก) ทั้งสองสรุปว่า แรงน้ำขึ้นลง (การหน่วงหรือ "แรงเสียดทาน" จากแรงน้ำขึ้นลง) ซึ่งเกิดจากการหมุนรอบตัวเองของโลกและแรงที่ดวงจันทร์กระทำต่อโลก ถือเป็นแรงขับเคลื่อนของธรณีแปรสัณฐานแผ่นเปลือกโลก ขณะที่โลกหมุนรอบตัวเองไปทางทิศตะวันออกภายใต้ดวงจันทร์ แรงโน้มถ่วงของดวงจันทร์จะดึงรั้งชั้นพื้นผิวโลกกลับไปทางทิศตะวันตกทีละน้อยมาก สอดคล้องกับข้อเสนอเดิมของอัลเฟรท เวเกอเนอร์ นับตั้งแต่ปี ค.ศ. 1990 (พ.ศ. 2533) ทฤษฎีนี้ได้รับการสนับสนุนหลักโดยโดกลิโอนีและคณะ ((Doglioni 1990)) เช่นเดียวกับในงานวิจัยปี ค.ศ. 2006 (พ.ศ. 2549)[43] ซึ่งนักวิทยาศาสตร์ได้ทำการทบทวนและสนับสนุนแนวคิดเหล่านี้ มีการเสนอข้อสังเกตเพิ่มเติม Lovett (2006) ว่าข้อสังเกตนี้อาจช่วยอธิบายได้ว่าเหตุใดดาวศุกร์และดาวอังคารจึงไม่มีธรณีแปรสัณฐานแผ่นเปลือกดาว เนื่องจากดาวศุกร์ไม่มีดวงจันทร์บริวาร ส่วนดวงจันทร์บริวารของดาวอังคารก็มีขนาดเล็กเกินกว่าจะสร้างผลกระทบจากแรงไทดัลที่มีนัยสำคัญต่อตัวดาวเคราะห์ได้ ในทางกลับกัน งานวิจัยโดยทอร์สวิกและคณะ[44] ได้ชี้แนะว่า เราสามารถสังเกตได้อย่างชัดเจนเช่นกันว่าแผ่นเปลือกโลกจำนวนมากกำลังเคลื่อนที่ไปทางทิศเหนือและทิศตะวันออก และการเคลื่อนตัวไปทางทิศตะวันตกอย่างเด่นชัดของแอ่งมหาสมุทรแปซิฟิกนั้น เป็นผลพวงโดยตรงมาจากความเอนเอียงไปทางทิศตะวันออกของเทือกเขากลางสมุทรแปซิฟิก (ซึ่งไม่ได้เป็นไปตามแบบแผนที่ทำนายไว้ด้วยแรงดึงดูดของดวงจันทร์) อย่างไรก็ดี ในบทความเดียวกันนี้ คณะผู้วิจัยยอมรับว่า เมื่อเทียบกับเนื้อโลกชั้นล่างแล้ว ยังคงมีองค์ประกอบการเคลื่อนตัวสู่ทิศตะวันตกเล็กน้อยในทุกแผ่นเปลือกโลก ถึงกระนั้น พวกเขาได้แสดงหลักฐานว่าการเลื่อนตัวสู่ทิศตะวันตกนี้เพิ่งปรากฏขึ้นเพียงในช่วง 30 ล้านปีที่ผ่านมาเท่านั้น ซึ่งเป็นผลมาจากการครอบงำที่เพิ่มขึ้นของแผ่นแปซิฟิกที่เติบโตและมีความเร่งขึ้นอย่างต่อเนื่อง ข้อถกเถียงนี้จึงยังคงเปิดกว้าง และงานวิจัยในปี ค.ศ. 2022 (พ.ศ. 2565) โดยฮอฟไมสเตอร์และคณะ[45] ได้รื้อฟื้นแนวคิดเรื่องอันตรกิริยาระหว่างการหมุนรอบตัวเองของโลกกับดวงจันทร์ในฐานะแรงขับเคลื่อนหลักของการเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกขึ้นมาอีกครั้ง

บทบาทของน้ำ

[แก้]

โดยดั้งเดิมแล้ว มีการเสนอว่าบทบาทของน้ำมีความสำคัญยิ่งยวด ต่อกระบวนการธรณีแปรสัณฐานแผ่นเปลือกโลกบนโลก เนื่องจากน้ำช่วยลดค่าความหนืดในชั้นฐานธรณีภาค ซึ่งเอื้อให้เกิดกระบวนการมุดตัวของแผ่นเปลือกโลก[46][47] อย่างไรก็ตาม ข้อเสนอดังกล่าวได้ถูกตั้งคำถามและทบทวนอยู่เป็นระยะในบางช่วงเวลา[48]

ความสำคัญเชิงเปรียบเทียบของแต่ละกลไกแรงขับเคลื่อน

[แก้]

เวกเตอร์การเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกเป็นฟังก์ชันของแรงทั้งหมดที่กระทำต่อแผ่นเปลือกโลกนั้น อย่างไรก็ตาม ประเด็นปัญหาที่แท้จริงกลับอยู่ที่ระดับขอบเขตว่า แต่ละกระบวนการมีส่วนเกื้อหนุน ต่อการเคลื่อนที่โดยรวมของแผ่นเปลือกโลกแต่ละแผ่นมากน้อยเพียงใด

ความหลากหลายของสภาพแวดล้อมทางธรณีพลศาสตร์ และคุณสมบัติเฉพาะของแผ่นเปลือกโลกแต่ละแผ่น เป็นผลลัพธ์ที่เกิดจากผลกระทบของกระบวนการอันหลากหลายที่กำลังขับเคลื่อนแผ่นเปลือกโลกแต่ละแผ่นอย่างแข็งขัน วิธีการหนึ่งในการรับมือกับประเด็นปัญหานี้ คือการพิจารณาอัตราเร็วสัมพัทธ์ที่แผ่นเปลือกโลกแต่ละแผ่นกำลังเคลื่อนที่ ควบคู่ไปกับหลักฐานเชิงประจักษ์ที่เกี่ยวข้องกับนัยสำคัญของแต่ละกระบวนการที่มีต่อแรงขับเคลื่อนโดยรวมที่กระทำต่อแผ่นเปลือกโลกนั้น

หนึ่งในความสัมพันธ์เชิงสหสัมพันธ์ที่สำคัญที่สุดที่ได้รับการค้นพบจนถึงปัจจุบัน คือการที่แผ่นธรณีภาคที่มีส่วนเชื่อมต่อกับแผ่นเปลือกโลกที่กำลังจมตัวลงสู่เบื้องล่าง (แผ่นมุดตัว) จะเคลื่อนที่เร็วกว่าแผ่นเปลือกโลกประเภทอื่น ๆ เป็นอย่างมาก ตัวอย่างเช่น แผ่นแปซิฟิกถูกล้อมรอบไปด้วยเขตมุดตัวของเปลือกโลกเป็นหลัก (หรือที่เรียกกันว่าวงแหวนไฟ) และเคลื่อนที่เร็วกว่าแผ่นเปลือกโลกในแอ่งแอตแลนติกอย่างเห็นได้ชัด ซึ่งแผ่นในแอ่งแอตแลนติกดังกล่าวเชื่อมต่อแนบแน่น (หรืออาจกล่าวได้ว่า 'เชื่อมประสานกัน') เข้ากับมวลทวีปข้างเคียงแทนที่จะเป็นแผ่นมุดตัว ด้วยเหตุดังกล่าว จึงเกิดแนวคิดที่เชื่อกันว่า แรงที่สัมพันธ์กับแผ่นเปลือกโลกที่กำลังจมตัวลงสู่เบื้องล่าง (แรงดึงของแผ่นมุดตัวและแรงดูดของแผ่นมุดตัว) คือแรงขับเคลื่อนหลักที่กำหนดการเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลก ยกเว้นแผ่นเปลือกโลกที่ไม่ได้มีส่วนที่กำลังมุดตัวลงไป[9] อย่างไรก็ตาม ทัศนะนี้ได้ถูกโต้แย้งโดยงานวิจัยยุคหลัง ซึ่งค้นพบว่าการเคลื่อนที่จริงของแผ่นแปซิฟิกและแผ่นเปลือกโลกอื่น ๆ ที่สัมพันธ์กับแนวเทือกเขากลางสมุทรแปซิฟิกตะวันออก ไม่ได้มีความสัมพันธ์เชิงสหสัมพันธ์หลักกับทั้งแรงดึงของแผ่นมุดตัว หรือแรงผลักของแผ่นมุดตัว แต่กลับสัมพันธ์กับการพวยพุ่งขึ้นของการพาความร้อนในเนื้อโลก ซึ่งการแผ่ขยายตัวในแนวราบของมวลสารดังกล่าวไปตามแนวฐานของแผ่นเปลือกโลกต่าง ๆ ได้ช่วยขับเคลื่อนแผ่นเหล่านี้ไปข้างหน้าผ่านแรงลากดึงอันเนื่องมาจากความหนืด[49] ประเด็นว่าด้วยแรงขับเคลื่อนของการเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกจึงยังคงเป็นหัวข้อการวิจัยที่มีความตื่นตัวและดำเนินการศึกษาอย่างต่อเนื่องในสาขาธรณีฟิสิกส์และธรณีฟิสิกส์แปรสัณฐาน

แผ่นเปลือกโลกขนาดใหญ่

[แก้]

แผ่นเปลือกโลกที่มีขนาดใหญ่ได้แก่

นอกจากนี้ยังมีแผ่นเปลือกโลกที่มีขนาดเล็กกว่า ได้แก่ แผ่นอินเดีย, แผ่นอาระเบีย, แผ่นแคริบเบียน, แผ่นฮวนเดฟูกา, แผ่นนาสกา, แผ่นทะเลฟิลิปปินส์, และแผ่นสโกเชีย

การเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกนั้นมีสาเหตุมาจากการรวมตัวและแตกออกของทวีปเมื่อผ่านช่วงเวลาหนึ่ง ๆ รวมถึงการรวมตัวของมหาทวีปในบางครั้ง ซึ่งได้รวมทุกทวีปเข้าด้วยกัน มหาทวีปโรดิเนีย (Rodinia) นั้นคาดว่าก่อตัวขึ้นเมื่อหนึ่งพันล้านปีที่ผ่านมา และได้ครอบคลุมผืนดินส่วนใหญ่บนโลก จากนั้นจึงเกิดการแตกตัวไปเป็นแปดทวีปเมื่อ 600 ล้านปีที่แล้ว ทวีปทั้งแปดนี้ต่อมาเข้ามาร่วมตัวกันเป็นมหาทวีปอีกครั้ง โดยมีชื่อว่าแพนเจีย (Pangaea) และในที่สุด แพนเจียก็แตกออกไปเป็นทวีปลอเรเชีย (Laurasia) ซึ่งกลายมาเป็นทวีปอเมริกาเหนือและยูเรเชีย และทวีปกอนด์วานา (Gondwana) ซึ่งกลายมาเป็นทวีปอื่น ๆ นอกเหนือจากที่ได้กล่าวข้างต้น ดังที่เห็นกันอยู่ทุกวันนี้

การเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลก

[แก้]
การเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลก

การเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลก (plate motion) คือลักษณะการเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลก 2 แผ่นที่อยู่ติดกัน สามารถจำแนกได้ออกเป็น 3 รูปแบบ ตามลักษณะการเคลื่อนที่สัมพัทธ์กันระหว่างแผ่นเปลือกโลกทั้งสอง ได้ดังต่อไปนี้

  • การเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกแบบเคลื่อนผ่านกัน
  • การเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกแบบเคลื่อนแยกจากกัน
  • การเคลื่อนที่ของแผ่นเปลือกโลกแบบชนเข้าหากัน

อ้างอิง

[แก้]
  1. ↑ New Map Shows Earth's Tectonic Plates In Unprecedented Detail
  2. ↑ Dhuime, B; Hawkesworth, CJ; Cawood, PA; Storey, CD (2012). "A change in the geodynamics of continental growth 3 billion years ago". Science. 335 (6074): 1334–1336. Bibcode:2012Sci...335.1334D. doi:10.1126/science.1216066. PMID 22422979. S2CID 206538532.
  3. ↑ Harrison, TM (2009). "The Hadean crust: evidence from> 4 Ga zircons". Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 37 (1): 479–505. Bibcode:2009AREPS..37..479H. doi:10.1146/annurev.earth.031208.100151.
  4. ↑ Windley, BF; Kusky, T; Polat, A (2021). "Onset of plate tectonics by the Eoarchean". Precambrian Research. 352 105980. Bibcode:2021PreR..35205980W. doi:10.1016/j.precamres.2020.105980. S2CID 228993361.
  5. ↑ Scientists Find Evidence of 'Diving' Tectonic Plates on Jupiter's Moon Europa
  6. ↑ Do other planets have plate tectonics?
  7. ↑ Stern, Robert J. (2002). "Subduction zones". Reviews of Geophysics. 40 (4): 1012. Bibcode:2002RvGeo..40.1012S. doi:10.1029/2001RG000108. S2CID 247695067.
  8. ↑ Forsyth, D.; Uyeda, S. (1975). "On the Relative Importance of the Driving Forces of Plate Motion". Geophysical Journal International. 43 (1): 163–200. Bibcode:1975GeoJ...43..163F. doi:10.1111/j.1365-246x.1975.tb00631.x.
  9. 1 2 3 Conrad & Lithgow-Bertelloni 2002.
  10. ↑ "Using the Diagram to Discuss How Plate Tectonics Works". volcanoes.usgs.gov. ข้อมูลเก่าจากแหล่งเดิมเมื่อ 2025-09-15.
  11. 1 2 "Plate tectonics - Earth layers". Brittanica. ข้อมูลเก่าจากแหล่งเดิมเมื่อ 2026-07-05.
  12. ↑ Zhen Shao 1997.
  13. ↑ Hancock, Skinner & Dineley 2000.
  14. ↑ Schmidt & Harbert 1998.
  15. ↑ McGuire, Thomas (2005). "Earthquakes and Earth's Interior". Earth Science: The Physical Setting. AMSCO School Publications Inc. น. 182–184. ISBN 978-0-87720-196-0.
  16. ↑ Turcotte & Schubert 2002, p. 5.
  17. ↑ Foulger 2010.
  18. ↑ "The emplacement of ophiolites by collision". USGS. 1982. ข้อมูลเก่าจากแหล่งเดิมเมื่อ 2025-04-05.
  19. ↑ Meissner 2002, p. 100.
  20. ↑ "Plate Tectonics: Plate Boundaries". platetectonics.com. ข้อมูลเก่าจากต้นฉบับ เมื่อ 16 มิถุนายน 2010. สืบค้นเมื่อ 12 มิถุนายน 2010.{{cite web}}: CS1 maint: date auto-translated (ลิงก์)
  21. ↑ "Understanding plate motions". United States Geological Survey. ข้อมูลเก่าจากแหล่งเดิมเมื่อ 16 พฤษภาคม 2019. สืบค้นเมื่อ 12 มิถุนายน 2010.{{cite web}}: CS1 maint: date auto-translated (ลิงก์)
  22. ↑ Grove, Timothy L.; Till, Christy B.; Krawczynski, Michael J. (8 มีนาคม 2012). "The Role of H2O in Subduction Zone Magmatism". Annual Review of Earth and Planetary Sciences. 40 (1): 413–39. Bibcode:2012AREPS..40..413G. doi:10.1146/annurev-earth-042711-105310. สืบค้นเมื่อ 14 มกราคม 2016.{{cite journal}}: CS1 maint: date auto-translated (ลิงก์)
  23. ↑ Mendia-Landa, Pedro. "Myths and Legends on Natural Disasters: Making Sense of Our World". ข้อมูลเก่าจากแหล่งเดิมเมื่อ 2016-07-21. สืบค้นเมื่อ 2008-02-05.
  24. ↑ Holmes, Arthur (1931). "Radioactivity and Earth Movements" (PDF). Transactions of the Geological Society of Glasgow. 18 (3): 559–606. doi:10.1144/transglas.18.3.559. S2CID 122872384. ข้อมูลเก่า (PDF)จากแหล่งเดิมเมื่อ 2019-10-09. สืบค้นเมื่อ 2014-01-15.
  25. ↑ Tanimoto & Lay 2000.
  26. ↑ Van Bemmelen 1976.
  27. ↑ Van Bemmelen 1972.
  28. 1 2 Segev 2002.
  29. ↑ Maruyama 1994.
  30. ↑ Yuen et al. 2007.
  31. ↑ Wezel 1988.
  32. ↑ Meyerhoff et al. 1996.
  33. ↑ Mallard et al. 2016.
  34. 1 2 Spence 1987.
  35. 1 2 White & McKenzie 1989.
  36. ↑ "Understanding plate motions". USGS. ข้อมูลเก่าจากแหล่งเดิมเมื่อ 2026-08-10.
  37. ↑ "Alfred Wegener (1880–1930)". University of California Museum of Paleontology. ข้อมูลเก่าจากต้นฉบับ เมื่อ 2017-12-08. สืบค้นเมื่อ 2010-06-18.
  38. ↑ Neith, Katie (15 เมษายน 2011). "Caltech Researchers Use GPS Data to Model Effects of Tidal Loads on Earth's Surface". Caltech. ข้อมูลเก่าจากต้นฉบับ เมื่อ 19 ตุลาคม 2011. สืบค้นเมื่อ 15 สิงหาคม 2012.{{cite web}}: CS1 maint: date auto-translated (ลิงก์)
  39. 1 2 Ricard, Y. (2009). "2. Physics of Mantle Convection". ใน Bercovici, David; Schubert, Gerald (บ.ก.). Treatise on Geophysics: Mantle Dynamics. เล่มที่ 7. Elsevier Science. น. 36. ISBN 978-0-444-53580-1.
  40. 1 2 Glatzmaier, Gary A. (2013). Introduction to Modeling Convection in Planets and Stars: Magnetic Field, Density Stratification, Rotation. Princeton University Press. น. 149. ISBN 978-1-4008-4890-4.
  41. ↑ van Dijk 1992, van Dijk & Okkes 1990.
  42. ↑ Bostrom 1971.
  43. ↑ Scoppola et al. 2006.
  44. ↑ Torsvik et al. 2010.
  45. ↑ Hofmeister, Criss & Criss 2022.
  46. ↑ Solomatov, V. S. (2001). "The role of liquid water in maintaining plate tectonics and the regulation of surface temperature". AGU Fall Meeting Abstracts. 2001. Bibcode:2001AGUFM.U21A..09S.
  47. ↑ Tikoo, S. M.; Elkins-Tanton, L. T. (2017). "The fate of water within Earth and super-Earths and implications for plate tectonics". Philosophical Transactions. Series A, Mathematical, Physical, and Engineering Sciences. 375 (2094). Bibcode:2017RSPTA.37550394T. doi:10.1098/rsta.2015.0394. PMC 5394257. PMID 28416729.
  48. ↑ Helmholtz Association of German Research Centres (12 มิถุนายน 2013). "Water is no lubricant: Reassessment of the role of water in plate tectonics". Phys.org. สืบค้นเมื่อ 13 มกราคม 2025.{{cite web}}: CS1 maint: date auto-translated (ลิงก์)
  49. ↑ Rowley, David B.; Forte, Alessandro M.; Rowan, Christopher J.; Glišović, Petar; Moucha, Robert; Grand, Stephen P.; Simmons, Nathan A. (2016). "Kinematics and dynamics of the East Pacific Rise linked to a stable, deep-mantle upwelling". Science Advances. 2 (12) e1601107. Bibcode:2016SciA....2E1107R. doi:10.1126/sciadv.1601107. PMC 5182052. PMID 28028535.
เข้าถึงจาก "https://th.wikipedia.org/w/index.php?title=การแปรสัณฐานแผ่นธรณีภาค&oldid=13343343"