Толчок хребта (также известный как гравитационное скольжение или сила скольжения плит ) — это предполагаемая движущая сила движения плит в тектонике плит , которая возникает в срединно-океанических хребтах в результате скольжения жесткой литосферы вниз по горячей, поднятой астеносфере под срединно-океаническими хребтами. Хотя это называется толчком хребта, этот термин несколько вводит в заблуждение; на самом деле это объемная сила , которая действует по всей океанической плите, а не только на хребте, в результате гравитационного притяжения . Название происходит от более ранних моделей тектоники плит, в которых толчок хребта в первую очередь приписывался подъему магмы в срединно-океанических хребтах, толкающей или расклинивающей плиты.
.png/1280px-Ridge_Push_(Mid-ocean_Ridge).png)
Толчок хребта является результатом гравитационных сил, действующих на молодую, приподнятую океаническую литосферу вокруг срединно-океанических хребтов , заставляя ее скользить вниз по столь же приподнятой, но более слабой астеносфере и толкать литосферный материал дальше от хребтов. [1]
Срединно-океанические хребты представляют собой длинные подводные горные цепи, которые встречаются на расходящихся границах плит в океане, где новая океаническая кора формируется путем подъема мантийного материала в результате тектонического расширения плит и относительно мелководного (выше ~60 км) декомпрессионного плавления . [1] Поднимающаяся мантия и свежая кора горячее и менее плотные , чем окружающая кора и мантия, но охлаждаются и сжимаются с возрастом, пока не достигнут равновесия со старой корой около 90 млн лет назад. [1] [2] [3] Это вызывает изостатическую реакцию, которая заставляет молодые регионы, ближайшие к границе плит, подниматься над старыми регионами и постепенно опускаться с возрастом, создавая морфологию срединно-океанического хребта. [1] Более сильное тепло на хребте также ослабляет горную породу ближе к поверхности, поднимая границу между хрупкой литосферой и более слабой, пластичной астеносферой, создавая похожую приподнятую и наклонную структуру под хребтом. [3]
Эти приподнятые особенности вызывают толчок хребта; гравитационное воздействие, тянущее вниз литосферу в срединно-океаническом хребте, в основном противодействует нормальной силе со стороны подстилающей породы, но остальная часть действует, чтобы толкать литосферу вниз по наклонной астеносфере и от хребта. [1] [3] Поскольку астеносфера слаба, толчок хребта и другие движущие силы достаточны, чтобы деформировать ее и позволить литосфере скользить по ней, противодействуя сопротивлению на границе литосферы и астеносферы и сопротивлению субдукции на конвергентных границах плит . [3] Толчок хребта в основном активен в литосфере моложе 90 млн лет, после чего она достаточно остыла, чтобы достичь теплового равновесия с более старым материалом, и наклон границы литосферы и астеносферы становится фактически нулевым. [2]
Несмотря на свой нынешний статус одной из движущих сил тектоники плит , толчок хребта не был включен ни в одно из предложений Альфреда Вегенера 1912-1930 гг. о континентальном дрейфе , которые были сделаны до открытия срединно-океанических хребтов и не содержали никаких конкретных механизмов, посредством которых этот процесс мог бы происходить. [4] [5] [6] Даже после развития акустического глубинного зондирования и открытия глобальных срединно-океанических хребтов в 1930-х годах идея силы расширения, действующей на хребты, не упоминалась в научной литературе до предложения Гарри Гесса о расширении морского дна в 1960 году, которое включало силу толкания на срединно-океанических хребтах в результате подъема магмы , расклинивающей литосферу . [4] [7] [8] [9]
В 1964 и 1965 годах Эгон Орован предложил первый гравитационный механизм распространения срединно-океанических хребтов, постулируя, что распространение может быть выведено из принципов изостазии . В предложении Орована давление внутри и непосредственно под приподнятым хребтом больше, чем давление в океанической коре с обеих сторон из-за большего веса вышележащей породы, выталкивающей материал от хребта, в то время как более низкая плотность материала хребта относительно окружающей коры будет постепенно компенсировать больший объем породы до глубины изостатической компенсации . [10] [11] Аналогичные модели были предложены Ллибутри в 1969 году, Парсонсом и Ричером в 1980 году и другими. [11] В 1969 году Хейлз предложил модель, в которой поднятая литосфера срединно-океанических хребтов сползала вниз по поднятому хребту, а в 1970 году Якоби предположил, что менее плотный материал и изостазия Орована и других исследователей вызвали подъем, который привел к скольжению, аналогичному предложению Хейлза. [11] Термин «сила выталкивания хребта» был введен Форсайтом и Уйедой в 1975 году. [11] [12]
Ранние модели тектоники плит , такие как модель распространения морского дна Гарри Гесса , предполагали, что движения плит и активность срединно-океанических хребтов и зон субдукции были в первую очередь результатом конвекционных потоков в мантии , которые тянут кору и поставляют свежую, горячую магму в срединно-океанические хребты . [4] [7] Дальнейшее развитие теории предполагало, что некоторая форма толчка хребта помогала дополнять конвекцию, чтобы поддерживать движение плит, но в 1990-х годах расчеты показали, что тяга плиты , сила, которую субдуцированная часть плиты оказывает на прикрепленную кору на поверхности, была на порядок сильнее, чем толчок хребта. [1] [4] [6] [10] [11] [12] По состоянию на 1996 год тяга плиты, как правило, считалась доминирующим механизмом, движущим тектонику плит. [4] [6] [12] Однако современные исследования показывают, что эффекты притяжения плит в основном сводятся на нет силами сопротивления в мантии, ограничивая их всего лишь 2-3 эффективными силами толкания хребтов в большинстве плит, и что конвекция в мантии, вероятно, слишком медленная для того, чтобы тяга между литосферой и астеносферой могла объяснить наблюдаемое движение плит. [1] [4] [13] Это восстанавливает толкание хребтов как один из доминирующих факторов движения плит.
Толчок хребта в первую очередь противостоит сопротивлению плиты, которое является силой сопротивления жесткой литосферы, движущейся по более слабой, пластичной астеносфере. [3] [14] Модели оценивают, что толчок хребта, вероятно, достаточен для преодоления сопротивления плиты и поддержания движения плиты в большинстве областей. [14] [15] Тяга плиты аналогичным образом противостоит сопротивлению субдукции литосферы в мантию на конвергентных границах плит . [3] [14]
Исследования Резене Махатсенте показывают, что движущие напряжения, вызванные толчком хребта, будут рассеиваться за счет разломов и землетрясений в материале плиты, содержащем большое количество несвязанной воды, но они приходят к выводу, что толчок хребта по-прежнему является значительной движущей силой в существующих плитах из-за редкости внутриплитовых землетрясений в океане. [15]
В плитах с особенно маленькими или молодыми субдуцирующими плитами, толчок хребта может быть преобладающей движущей силой в движении плиты. [13] [14] По словам Стефаника и Джерди, сила толчка хребта, действующая на Южноамериканскую плиту, примерно в 5 раз превышает силы тяги плиты, действующие на ее субдуцирующих краях из-за небольшого размера субдуцирующих плит на окраинах Скотии и Карибского моря . [14] Плита Наска также испытывает относительно небольшое тяговое усилие плиты, примерно равное толчку хребта, потому что материал плиты молодой (не более 50 миллионов лет) и, следовательно, менее плотный, с меньшей тенденцией погружаться в мантию. [13] Это также заставляет субдуцирующую плиту Наска испытывать плоскую субдукцию плиты , одно из немногих мест в мире, где это в настоящее время происходит. [16]