چرخه ویلسون – Wilson Cycle
نظریه تکتونیک صفحه‌ای
بر اساس این نظریه زمین از صفحاتی به نام صفحات سنگ کره تشکیل یافته است که حرکت این صفحات نسبت به یکدیگر باعث ماگماتیسم، به وجود آمدن حوضه‌های رسوبی، چین خوردگی، دگرگونی، کانسارزایی و… می‌گردد.
چرخه ویلسون
چرخه زمین شناسی که شامل باز شدن یک حوضه اقیانوسی و بسته شدن در حاشیه‌های قاره‌ای مجاور است را چرخه ویلسون می‌نامند که به مناسبت انتشار مقاله معروف توزو ویلسون استاد دانشگاه تورنتو در سال 1966 به این نام مرسوم شده است. در این مقاله ویلسون نه تنها واقعیت قطعه قطعه شدن پانگه آرا از اوایل ژوراسیک به اثبات رسانید بلکه وجود پانگه آهای قدیمی‌تری را که فقط با چرخه‌های باز شدن و بسته شدن حوضه اقیانوسی قابل توضیح بود به اثبات رسانید و نهایتا نظریه اشتقاق قاره‌ها را به وسیله آن تفسیر کرد.
مراحل چرخه ویلسون
هر حوضه اقیانوسی از مرحله ریفت اصلی شروع می‌شود بعد به مرحله رشد می‌رسد که در طی آن مساحت حوضه افزایش می‌یابد. در این مرحله، تمام حواشی قاره‌ای آن حالت غیرفعال دارند. بعد از این مرحله، یک یا چندین حاشیه آن وارد مرحله فرورانش شده و حوضه اقیانوسی تنگ‌تر و باریک‌تر می‌گردد ودر نهایت با برخورد قاره‌ای، حوضه اقیانوسی به طور کامل بسته و محو می‌شود وبه جای ان جوش خوردگی افیولیتی در حوضه قاره‌ای بوجود می‌آید. این چرخه سنگی که حدود 200 میلیون سال به طول می‌انجامد شامل 8 مرحله است که چرخه ویلسون نام دارد.
مرحله A – کراتون قاره‌ای پایدار
کراتون قاره‌ای پایدار از اطراف توسط حوضه‌های اقیانوسی احاطه شده است. قاره به سمت دریا فرسایش می‌یابد و یک پنی پلن را ایجاد می‌کند. هیچ فعالیت تکتونیکی وجود ندارد و در طی میلیون‌ها سال فرسایش، هوازدگی و جورشدگی، لایه‌ای از ماسه سنگ بالغ کوارتزدار ایجاد می‌شود. اگر آب وهوا گرم باشد، آهک‌ها به خوبی توسعه می‌یابند ولی اغلب شیل‌ها از قاره شسته شده و به حوضه‌های اقیانوسی اطراف منتقل می‌شوند.
از نظر ایزوستازی قاره در تعادل کامل است وهیچ فعالیت ولکانیکی و یا زمین لرزه‌ای اتفاق نمی‌افتد. قاره‌ها از سنگ‌های آذرین فلسیک تشکیل شده‌اند که سبک هستند مانند گرانیت و پلاژیوگرانیت و… لذا وقتی قاره فرسایش می‌یابد و به یک پنی پلن تبدیل می‌شود از نظر ایزوستازی شناور است و سطح آن چند صد فوت بالای سطح دریاست. از طرف دیگر حوضه‌های اقیانوسی از سنگ‌های آذرین مافیک مانند بازالت وگابرو تشکیل شده که سنگین هستند و در حدود 5 مایل در زیر سطح دریا و بر روی گوشته زیرین قرار می‌گیرند.
مرحله B– نقطه داغ و ریفت‌زایی
در این مرحله قاره پایدار مرحله A دچار آشوب می‌شود و ستونی از ماگمای مافیک واولترامافیک داغ از عمق گوشته به طرف سطح بالا آمده و نقطه داغی را ایجاد می‌کند. گرمای نقطه داغ پوسته قاره‌ای را گرم کرده و موجب کشش آن می‌شود تا اینکه پوسته کشیده شده و در نهایت شکسته می‌شود و ترک‌هایی در امتداد بازوی سه گانه ریفت از مرکز نقطه داغ باز می‌شوند (پیوست سه گانه).
در این مرحله در واقع اولین مرحله ریفت‌زایی آغاز شده و قاره به دو بخش شرقی وغربی تقسیم می‌شود که هنوز به هم متصل هستند. در هنگام باز شدن ولکانیسم مافیک غالب است و به شکل سیل‌های نفوذی یا آتشفشان‌های رگه‌ای و یا بازالت‌های طغیانی از شکاف آتشفشان‌ها در امتداد دایک‌های تغذیه کننده در حال بالا آمدن هستند.
گرمای نقطه داغ پوسته قاره‌ای متشکل از گرانودیوریت‌ها یا پلاژیوگرانیت‌ها را دچار ذوب تفریقی کرده و ماگماهای گرانیتی و آلکالن را ایجاد می‌کند که به صورت باتولیت جایگزین می‌شوند و اگر به سطح برسند آتشفشان‌های فلسیک را ایجاد می‌کنند. همزمانی تشکیل این دو نوع سنگ (از ابتدا و انتهای سری باون) توزیع بایمودال یا دوگانه نام دارد.
ریفت‌زایی فعال
محور ریفت‌ها به طور مشخص ده‌ها کیلومتر عرض دارند. دره‌های ریفت ، گرابن‌های بلوک گسلی هستند که توسط کوه‌های برآمده احاطه شده‌اند. در ابتدا کف دره محوری خارج از آب قرار دارد ولی همزمان با فرونشست گرابن اصلی و بالا آمدن آب، کف دره در زیر آب قرار گرفته و حوضه دریایی باریکی تشکیل می‌شود.
سرزمین‌های بلند هورست از سنگ‌های فلسیک وقاعده قاره‌ای با درجه دگرگونی بالا تشکیل شده‌اند که به سرعت فرسایش می‌یابند و به کنگلومرا وبرش آرکوزی تبدیل می‌شوند. در کف حوضه به دلیل عدم وجود اکسیژن و چرخش آب در پایین، رس‌های غنی از مواد آلی تجمع می‌یابند. پس از هجوم آب دریا بر روی ریفت، دلتاهای مخروطی شکل گسترش می‌یابند. در یک مدت زمان کوتاه پر شدن کف حوضه خاتمه می‌یابد.
مرحله C – تشکیل پوسته اقیانوسی جدید: حاشیه نابالغ واگرا
در این مرحله ممکن است نقطه داغی شکل گرفته، مدتی فعالیت کند و از بین برود اما گاهی زنجیره‌ای از نقاط داغ به هم متصل شده و سلول‌های همرفتی را ایجاد می‌کنند و این سلول‌های همرفتی نقطه داغ را به یک سیستم ریفتینگ تبدیل می‌کنند و یک حوضه اقیانوسی جدید شکل می‌گیرد (چهار لایه متشکل از لیتوسفر اقیانوسی که واحد افیولیتی هستند).
فرایند تشکیل حوضه اقیانوسی با جریانی از فعالیت آتشفشان‌های مافیک در امتداد یک طرف محور ریفت آغاز می‌شود. در ابتدا ماگما به صورت تعدادی دایک‌های بازالتی به درون پوسته قاره‌ای گرانیتی که نازک و کشیده شده تزریق می‌گردد. بازالت‌های تزریق شده و گرانیت‌های قاره‌ای متقابلا بر یکدیگر اثر گذاشته و با یکدیگر اختلاط می‌یابند. این اختلاط را پوسته تحولی می‌نامند.
با ادامه فعالیت آتشفشانی دو قطعه قاره شروع به جدا شدن از یکدیگر کرده و فضای خالی ایجاد شده در بین آنها توسط سنگ‌های آذرین مافیک پر می‌شود. به دلیل سنگین بودن این سنگ‌های آذرین مافیک (بازالت، گابرو، نزدیک زمین و دونیت و پریدوتیت در عمق) در زیر سطح زمین لیتوسفر اقیانوسی را تشکیل می‌دهند که مجموعه افیولیتی هستند.
مرحله D– حاشیه واگرای بالغ
در این مرحله بخش شرقی قاره از بخش دیگر دور شده و تنها بخش غربی و حوضه اقیانوسی جدید با مرکز بازشدگی آن (پشته میان اقیانوسی) باقی می‌مانند. گرما از سلول‌های کنوکسیونی به طرف سطح می‌آید و در بخش ریفت در مرکز حوضه اقیانوسی جدید باقی می‌ماند. زمانی که حوضه اقیانوسی گسترش می‌یابد، حاشیه قاره‌ای جدید شکل می‌گیرد که حاشیه قاره‌ای واگرا یا غیرفعال یا DCM نام دارد.
این حاشیه چون از منبع گرمایی دور شده، سرد می‌شود و با گذشت زمان سرعت فرورانش آن کمتر می‌شود. همچنین منشور بزرگی از رسوبات بر روی DCM نهشته شده است که به سمت حوضه اقیانوسی ضخامتش افزوده می‌شود این رسوبات یا از فرسایش قاره حاصل شده (تخریبی) و یا از فعالیت شیمیایی و بیولوژیکی حاصل می‌شوند مانند کربنات‌ها.
این بخش غالبا شامل نهشته‌های آب‌های کم عمق است زیرا فرونشست و رسوبگذاری هردو تقریبا با سرعت یکسانی صورت می‌گیرد. در امتداد ساحل شرقی آمریکای شمالی جایی که امروزه ماسه سنگ‌های ساب ولکانیک و شیل‌ها رایج هستند. در واقع ناحیه ویرجینیای امروزی یک DCM است. در این مکان ریفت‌زایی، اقیانوس اطلس را باز کرده و این باز شدگی در حدود 250 میلیون سال قبل اتفاق افتاده است.
مرحله E– ایجاد مرز همگرا – تشکیل کوه‌های قوس جزایر آتشفشانی
واگرایی و ایجاد پوسته اقیانوسی جدید ممکن است ده‌ها تا صدها میلیون سال به طول انجامد. در برخی نقاط واگرایی متوقف می‌شود و دو قاره به سمت یکدیگر حرکت می‌کنند که مرز همگرایی است این مرز زمانی ایجاد می‌شود که پوسته اقیانوسی در چندین قسمت شکسته شده و در امتداد زون فرورانش به درون گوشته فرو رود. مناطق فرورانش از هر جایی در حوضه اقیانوسی و در هر جهتی ممکن است رخ دهد. دو نوع زون سابداکشن وجود دارد:
- درون حوضه اقیانوسی: فرورانش پوسته‌های اقیانوسی ( نوع جزیره قوسی)
- در حاشیه قاره: فرورانش پوسته‌های اقیانوسی – قاره‌ای (نوع کوردیلرین)
ویژگی‌های ساختاری زون‌های فرورانش
در محل فرورانش بخشی از پوسته اقیانوسی به زیر پوسته دیگر کشیده می‌شود و در گوشته فرو می‌رود. در عمق حدود Km 120 سنگ شروع به ذوب شدن می‌کند و تشکیل ماگما می‌دهد. ماگمای داغ وکم چگال به طرف سطح می‌آید که منجر به تشکیل باتولیت‌ها شده و یا به صورت گدازه از شکاف کف اقیانوس خارج شده و جزایر اقیانوسی را تشکیل می‌دهد. حوضه‌ای که در جلوی قوس قرار گرفته را حوضه پیش کمان و گودالی که در عقب قوس واقع شده را حوضه پشت قوس می‌نامند. این حوضه‌ها محل‌های رسوبگذاری هستند.
ذوب بخشی و تشکیل سنگ‌های آذرین جدید
سنگ‌های گوشته در بالای صفحه فرورانده شده دچار ذوب بخشی شده و مذاب ایجاد شده تفریق می‌یابد وبا جداشدن از سنگ منشأ ،دو جزء مذاب و جامد باقیمانده ازیکدیگر تفکیک می‌شوند. از آنجا که به همراه ورقه فرورانده شده مقدار زیادی آب اقیانوس نیز وارد می‌شود، گرما وآب در عمق تقریبی Km120 منجر به ذوب بخشی مواد گوشته بالای ورقه فرورانده شده می‌شود.
که ابتدا فازهای زودگدازذوب شده و تشکیل ماگمای حدواسط را می‌دهد که سنگ‌های دیوریتی، گرانودیوریتی را ایجاد می‌کند. بخش جامد باقیمانده دارای ترکیب مافیک، اولترامافیک‌تری نسبت به جامد باقیمانده است. با گذشت زمان فرایند تفریق ادامه می‌یابد و ماگماهای فلسیک‌تر باقیمانده مافیک را ترک می‌کنند.
زوج کمربندهای دگرگونی
دو نوع دگرگونی در زون‌های فرورانش معمول‌اند که زوج کمربندهای دگرگونی را تشکیل می‌دهند. اولین نوع دگرگونی، دگرگونی نوع بارووین (حرارت کم تا زیاد و فشار متوسط) است که در اطراف آتشفشان بر اثر گرمای توده‌های باتولیتی شکل گرفته و با چین خوردگی و برش خوردگی همراه است.
باتولیت‌ها پوسته اقیانوسی را تحت تأثیر قرار داده و آنها را به شیست سبز (غنی از کلریت و اپیدوت)،آمفیبولیت (غنی از آمفیبول) وگرانولیت (غنی از پیروکسن) تبدیل می‌کند. دومین نوع دگرگونی، دگرگونی فشار – دما بالا است که دگرگونی شیست آبی است و در ملانژ گودال شکل می‌گیرد. محل و نوع این دگرگونی گودال فرورانش است که رسوبات با سرعت بین دو ورقه فرورانده می‌شوند. این کمربندهای دگرگونی نتیجه فرورانش هستند علاوه بر این، دگرگونی‌های همبری وهیدروترمال نیز در امتداد تنوره‌های آتشفشانی ودایک‌های بالا آمده از باتولیت‌ها ایجاد می‌شوند.
اقیانوس‌های باقیمانده
اگر فرورانش ادامه یابد حوضه اقیانوسی کوچک و کوچک‌تر خواهد شد تا اینکه قاره غربی و جزیره به یکدیگر برخورد کنند در واقع پوسته اقیانوسی فرورانده و تخریب خواهد شد. این حوضه‌های اقیانوسی که در زون فرورانش تخریب شده و ناپدید می‌شوند اقیانوس‌های باقیمانده نامیده می‌شوند. قدیمی‌ترین حوضه‌های اقیانوسی درحدود 200 میلیون سال سن دارند. در مقایسه پوسته قاره‌ای بسیار سبک است وحفظ می‌شود مگر اینکه دچار فرسایش و هوازدگی شود.
مرحله F– کوهزایی برخورد قاره – جزیره قوسی
در این مرحله بخش غربی قاره و جزیره قوسی به هم برخورد می‌کنند و منجر به کوهزایی می‌شود و حوضه اقیانوسی باقیمانده به یک زمین درز یا سوچورزون تبدیل می‌شود. کوهزایی‌های حاصل از برخورد دو نوع‌اند:
- برخورد قاره – جزیره قوسی
- برخورد قاره – قاره
در هر برخورد یک صفحه بر روی صفحه دیگر رانده می‌شود صفحه‌ای که رورانده می‌شود هینترلند (Hinterland) و صفحه زیر رانده، فورلند (Foreland) نامیده می‌شود.
زمین درز (suture zone)
در طی برخورد اولین بخش قوس آتشفشانی که تحت تأثیر قرار می‌گیرد، ملانژ گودال است. رسوبات ملانژ گودال از پوسته اقیانوسی فرورانده کنده شده ودر طی زمان‌های طولانی در گودال انباشته شده که در مرحله برخورد توسط گسل تراست بر روی هینترلند رانده شده است. در انتها از عرض کمربند ملانژ کاسته خواهد شد. به این زون باریک با سنگ‌های مختلط، زمین درز می‌گویند که زونی مرزی است و دو بلوکی را که به هم برخورد کرده اند از هم جدا می‌کند. در واقع این زون نشانه برخورد است.
کوه هینترلند
کمان اتشفشانی ممکن است چند کیلومتر ارتفاع داشته باشد ولی پس از برخورد به علت رانده شدن، مرتفع‌تر شده و قله‌های آن توسط کلاهک برفی پوشیده می‌شود.
فورلند
در منطقه فورلند چندین فرایند رخ می‌دهد:
- اولین رخداد این است که گوه ضخیمی از رسوبات قدیمی DCM بر روی بخش غربی قاره انباشته شده و فشرده می‌شود که به صورت تاقدیس و ناودیس‌هایی چین می‌خورد و توسط گسلهای تراست به سمت فورلند رانده می‌شود و تشکیل گوه‌های افزاینده را می‌دهد.
- دومین رخداد این است که رسوبات DCM به جزایر قوسی نزدیک شده و توسط قوس رو رانده شده به درون زمین فشرده می‌شود. در طی این رخداد گوه‌های افزاینده متحمل دگرگونی بارووین شده و به مرمر، کوارتزیت، اسلیت و فیلیت تبدیل می‌شود. شدت دگرگونی در سنگ‌های عمیق بیشتر شده وبه رخساره‌های گرانولیت و امفیبولیت تبدیل می‌شوند.
- سومین رخداد این است که حوضه فورلندی ایجاد می‌شود که با فرونشست سریع، حوضه عمیقی را تشکیل می‌دهد که از رسوبات آواری ضخیم پر می‌شود. این رسوبات حاصل فرسایش کوه‌های هینترلند هستند و غالبأ ترکیب لیتیکی (آتشفشانی و آذرین درونی و قطعه سنگ‌های دگرگونی) دارند که به همراه مقادیری پلاژیوکلاز سدیک حاصل فرسایش سنگ‌های حدواسط هستند. محیط‌های رسوبی حوضه فورلند به طور مشخص با شیل‌های سیاه آب‌های عمیق شروع می‌شوند .
دو نوع متفاوت از منشورهای رسوبی در چرخه ویلسون وجود دارد:
- منشورهای DCM که از کراتون به شکل نازک شروع شده و به سمت حوضه اقیانوسی ضخیم می‌شوند.
- منشورهای آواری حوضه فورلند که نزدیک به کوه‌ها ضخیم است و به سمت کراتون قاره‌ای نازک می‌شود. با گذشت زمان کوه‌های هینترلند فرسایش و حالت مسطح و پنی پلن می‌یابند.
مرحله G– کوهزایی تیپ کوردیلرن
زون فرورانش در زیر قوس آتشفشانی از بین رفته و کوه‌های روی حاشیه غربی قاره مسطح می‌شود ولی بخش غربی و شرقی قاره هنوز توسط نیروهای خارجی به سمت یکدیگر رانده می‌شوند. بنابراین زون فرورانش دیگری شروع می‌شود که این زون ممکن است از هر جایی در حوضه اقیانوسی شروع شده و قوس جزیره دیگری را تشکیل می‌دهد.
فرایند تشکیل گودال، فرورانش و ذوب بخشی پوسته اقیانوسی، رسوبگذاری ملانژ و دگرگونی شیست آبی در این نوع کوهزایی همانند کوهزایی جزایر قوسی است. تمام این فعالیت‌ها در امتداد حاشیه قدیمی واگرای قاره اتفاق می‌افتد.
مرحله H– کوهزایی برخورد قاره – قاره
در این مرحله حوضه اقیانوسی باقیمانده، بسته شده و با برخورد قاره به یکدیگر، کوهزایی نوع برخورد قاره‌ای شکل می‌گیرد. این نوع کوهزایی اجزایی شبیه کوهزایی نوع برخورد قاره- قوس را دارند. هینترلند، فورلند، زمین درز، حوضه فورلند و رشته کوه‌های بلند مشابه رشته کوه‌های هیمالیا. تفاوت این نوع کوهزایی با کوهزایی برخوردی قاره – قاره این است که در این نوع کوهزایی، سنگ‌های DCM و منشورهای افزاینده به سمت فورلند رانده می‌شوند اما در کوهزایی نوع برخورد قاره – قوس، قطعاتی از پوسته اقیانوسی (واحد افیولیتی) و کمان آتشفشانی به سمت فورلند رانده می‌شوند.
رسوبات: رسوبات حاصل از فرسایش این کوه‌ها که حوضه فورلند را پر می‌کنند از نظر ترکیب متفاوت با رسوبات حاصل از فرسایش جزایر قوسی است. در حالی که هردو در محیط‌های رسوبی مشابهی، نهشته می‌شوند. سنگ‌های هینترلند حجم زیادی از سنگ‌های رسوبی DCM را شامل می‌شوند که غنی از کوارتز هستند. فلدسپات در این حوضه به علت هوازدگی وفرسایش شیست‌ها و گنیس‌های دگرگونی وجود دارد که متفاوت با رسوباتی هستند که حوضه فورلند را پر می‌کنند.
حوضه فورلند قبل از برخورد از نظر تکتونیکی پایدار است. ماسه سنگ‌های غنی از کوارتز و سنگ آهک در آن نهشته می‌شود. پس از برخورد، حوضه فورلند فرونشست می‌کند.
مرحله- I کراتون قاره‌ای پایدار
چرخه‌ای که در مرحله A شروع شد اکنون به انتها می‌رسد کراتون قاره‌ای اولیه که در مرحله C به دو قطعه تقسیم شد در این مرحله به سمت یکدیگر آمده و مجددأ پایدار می‌شوند. این قاره جدید نسبت به کراتن مرحله A کاملأ پیچیده‌تر است. پی سنگ‌ها ظاهر شده‌اند و بسیار متنوع هستند بین بلوک‌های شرقی وغربی، کمان آتشفشانی قرار گرفته و دو حوضه فورلند با منشورهایی از رسوبات تخریبی، همچنین دو زون درز حاوی ملانژها و سنگ‌های آذرین و دگرگونی متفاوت در این قاره قرار دارند. در نهایت این قاره به طور کامل هوازده می‌شود و به شکل یک دشت فرسایش می‌یابد.
در حال حاضر هر مرحله از این چرخه را می‌توان در یک حوضه اقیانوسی خاص نشان داد:
- مرحله جنینی: (مراحل A تا C) را می‌توان در ریفت بزرگ شرق آفریقا مشاهده کرد.
- مرحله بلوغ: (مرحله C) که اقیانوس اطلس کنونی معرف آن است.
- مرحله زوال: (مرحله E) در این مرحله در یک یا چند منطقه فرورانش، جزایر قوسی وحوضه‌های حاشیه‌ای ایجاد می‌شود. این مرحله، مرحله‌ای است که اقیانوس آرام امروزی درآن به سر می‌برد
- مرحله نهایی: (مرحله F) مانند دریای مدیترانه فعلی که همزمان با باز شدن اقیانوس اطلس در 160 میلیون سال قبل اقیانوس عظیم تتیس شروع به بسته شدن کرد.
- مرحله تصادم: (مراحل G،H) را می‌توان در سلسله کوه‌های آلپ – هیمالیا مشاهده کرد.
