Океанический желоб - Oceanic trench

Эта статья включает в себя список общих использованная литература, но он остается в основном непроверенным, потому что ему не хватает соответствующих встроенные цитаты. Пожалуйста, помогите улучшить эта статья введение более точные цитаты. (Август 2015 г.) (Узнайте, как и когда удалить этот шаблон сообщения)

Океаническая кора формируется на океанический хребет, в то время как литосфера погружается обратно в астеносферу в траншеях

Океанические желоба находятся топографический впадины морского дна, относительно узкие по ширине, но очень длинные. Эти океанографический особенности - самые глубокие части дна океана. Океанические желоба - отличительная морфологическая особенность сходящиеся границы плит, по которому литосферный тарелки движутся навстречу друг другу со скоростью от нескольких миллиметров до более десяти сантиметров в год. Траншея отмечает положение, в котором изгибается, подчинение плита начинает спускаться под другую литосферную плиту. Траншеи обычно параллельны вулканический островная дуга и примерно в 200 км (120 миль) от вулканическая дуга. Океанические желоба обычно простираются на 3–4 км (от 1,9 до 2,5 миль) ниже уровня окружающего океанического дна. Наибольшая измеренная глубина океана находится в Challenger Deep из Марианская впадина, на глубине 11 034 м (36 201 фут) ниже уровня моря. Океаническая литосфера перемещается в траншеи с глобальной скоростью около 3 км.²/ год.^[1]

Географическое распространение

Основные Тихоокеанские желоба (1–10) и зоны разломов (11–20): 1. Kermadec 2. Тонга 3. Бугенвиль 4. Мариана 5. Идзу-Огасавара 6. Япония 7. Курило – Камчатка 8. Алеутский 9. Средняя Америка 10. Перу-Чили 11. Мендоцино 12. Мюррей 13. Молокаи 14. Кларион 15. Клиппертон 16. Челленджер 17. Элтанин 18. Удинцев 19. Восточно-Тихоокеанский подъем (S-образный) 20. Хребет Наска

Примерно 50 000 км (31 000 миль) сходящиеся края пластины, в основном вокруг Тихий океан - причина ссылки на окраину «тихоокеанского типа», но они также встречаются в восточной Индийский океан, с относительно короткими сходящимися сегментами маржи в Атлантический океан и в Средиземное море. В мире насчитывается более 50 крупных океанских желобов площадью 1,9 млн км.² или около 0,5% океанов.^[2] Частично засыпанные траншеи известны как «желоба», иногда они полностью засыпаны землей и не имеют батиметрического выражения, но основные тектоника плит структуры, которые они представляют, означают, что здесь также следует применять великое имя. Это относится к Каскадия, Макран, южный Малые Антильские острова, и Калабрийские окопы. Траншеи вместе с вулканические дуги и зоны землетрясения погружение под вулканическую дугу на глубину до 700 км (430 миль) указывает на конвергентные границы плит и их более глубокие проявления, зоны субдукции. Траншеи связаны с зонами континентального столкновения (например, между Индией и Азией, образующими континентальную зону столкновения, но отличаются от них). Гималаи ), где Континентальный разлом входит в зону субдукции. Когда плавучая континентальная кора входит в желоб, субдукция в конце концов прекращается, и этот район становится зоной столкновения континентов. Возможности, аналогичные траншеям, связаны с зоны столкновения, в том числе с осадком прогибы, например, те Река Ганг и протекают реки Тигр-Евфрат.

История термина «окоп»

Траншеи не были четко обозначены до конца 1940-х и 1950-х годов. В батиметрия океана не представляли особого интереса до конца 19 - начала 20 веков.^{[нужна цитата ]}, когда Трансатлантические телеграфные кабели на морское дно между континентами впервые были заложены. Удлиненное батиметрическое выражение траншей не было признано вплоть до 20 века. Термин «траншея» не встречается в Мюррей и классика Хьорта (1912) океанография книга. Вместо этого они применили термин «глубокий» для самых глубоких частей океана, таких как Challenger Deep. Опыт от Первая Мировая Война поля сражений украшали концепцию траншея как удлиненная впадина, определяющая важную границу, что, возможно, привело к тому, что термин «траншея» использовался для описания природных объектов в начале 1920-х годов.^{[нужна цитата ]} Этот термин впервые был использован в геологическом контексте Скофилдом через два года после окончания войны для описания структурно контролируемой депрессии в Холмистая местность. Джонстон в своем учебнике 1923 г. Введение в океанографию, впервые использовал этот термин в его современном смысле для обозначения любой заметной удлиненной впадины морского дна.

В 1920-1930-е гг. Феликс Андриес Венинг Майнес разработал уникальный гравиметр это может измерить сила тяжести на борту подводной лодки и использовал его для измерения силы тяжести над окопами. Его измерения показали, что траншеи являются участками нисходящий в твердой Земле. Концепция опускания в траншеях была охарактеризована Григгсом в 1939 году как гипотеза тектогена, для которой он разработал аналоговую модель с использованием пары вращающихся барабанов. Вторая Мировая Война в Тихом океане привело к значительному улучшению батиметрии, особенно в западной части Тихого океана, и линейная природа этих глубин стала очевидной. Быстрый рост глубоководных исследований, особенно широкое использование эхолотов в 1950-х и 1960-х годах, подтвердил морфологическую полезность этого термина. Важные траншеи были идентифицированы, взяты образцы, и их самые большие глубины были акустически промаркированы. Ранняя фаза исследования траншеи завершилась спуском в 1960 г. Батискаф Триест, который установил непревзойденный мировой рекорд, погрузившись на дно Бездны Челленджера. Следующий Роберт С. Дитц ' и Гарри Гесс Формулировка гипотезы распространения морского дна в начале 1960-х годов и тектонической революции плит в конце 1960-х годов, термин «траншея» был переопределен с плита тектоническая а также батиметрические коннотации.

Морфологическое выражение

Поперечный разрез океанического желоба, образовавшегося вдоль океано-океанического сходящаяся граница

В Перу – Чилийский желоб расположен слева от резкой линии между синим глубоким океаном (слева) и голубым континентальным шельфом, вдоль западного побережья Южной Америки. Он проходит вдоль океано-континентальной границы, где океанический Плита Наска субдукты под континентальным Южноамериканская плита

Траншеи - это центральные элементы характерной физиографии сходящейся кромки пластины. Трансекты траншей образуют асимметричные профили с относительно пологими (~ 5 °) внешними (в сторону моря) уклонами и более крутыми (~ 10–16 °) внутренними (в сторону суши) склонами. Эта асимметрия возникает из-за того, что внешний уклон определяется вершиной опускающейся плиты, которая должна изгибаться, когда начинает спускаться. Большая толщина литосферы требует, чтобы этот изгиб был пологим. Когда погружающая плита приближается к траншее, она сначала изгибается вверх, образуя внешнее волнение траншеи, затем спускается, образуя внешний откос траншеи. Внешний уклон траншеи обычно нарушается рядом параллельных нормальных недостатки эта «лестница» по морскому дну вниз к траншее. Граница плиты определяется самой осью траншеи. Под внутренней стенкой траншеи две плиты скользят друг мимо друга по субдукции. деколлемент, пересечение которого с морским дном определяет положение траншеи. Пластина блокировки обычно содержит вулканическая дуга и преддуга область, край. Вулканическая дуга вызвана физическим и химическим взаимодействием между субдуцированной плитой на глубине и астеносферная мантия связанный с приоритетной пластиной. Преддуга находится между желобом и вулканической дугой. В глобальном масштабе передние дуги имеют самый низкий тепловой поток из недр Земли, потому что нет астеносфера (конвектирующая мантия) между литосферой преддуги и холодной субдуцирующей плитой.^{[нужна цитата ]}

Внутренняя стенка траншеи отмечает край перекрывающей пластины и крайнюю переднюю дугу. Преддуга состоит из огненный и метаморфический корка, и эта корка может служить опорой для растущего аккреционный клин (образуется из отложений, соскобленных с верхней части опускающейся плиты). Если поток отложений высок, материал переходит от погружающей плиты к перекрывающей плите. В этом случае аккреционная призма растет, и место желоба постепенно перемещается от вулканической дуги в течение жизни сходящейся окраины. Сходящиеся поля с растущими аккреционными призмами называются аккреционными краями и составляют почти половину всех сходящихся полей. Если поток поступающего осадка невелик, материал соскребается с перекрывающей пластины погружающей пластиной в процессе, называемом субдукционной эрозией. Затем этот материал уносится в зону субдукции. В этом случае местоположение желоба смещается в сторону магматической дуги в течение срока службы сходящейся окраины. Сходящиеся границы, испытывающие субдукционную эрозию, называются неаккреционными или эрозионными краями и составляют более половины границ сходящихся плит. Это чрезмерное упрощение, потому что один и тот же участок окраины может испытывать как наращивание наносов, так и субдукционную эрозию на протяжении всего своего активного периода времени.

Асимметричный профиль траншеи отражает фундаментальные различия в материалах и тектонической эволюции. Внешняя стенка траншеи и внешняя волна составляют морское дно, которое требуется несколько миллионов лет, чтобы переместиться от места, где деформация, связанная с субдукцией, начинает опускаться под перекрывающую плиту. Напротив, внутренняя стенка траншеи деформируется за счет взаимодействия плит в течение всего срока службы сходящейся границы. Передняя дуга постоянно подвергается субдукционной деформации и землетрясения. Эта длительная деформация и сотрясение обеспечивают регулирование уклона внутренней траншеи с помощью угла естественного откоса любого материала, который в нее входит. Поскольку внутренний склон неаккреционных желобов состоит из вулканических и метаморфических пород вместо деформированных отложений, эти желоба имеют более крутые внутренние стенки, чем аккреционные желоба.

Залитые траншеи

Океанический желоб образовался вдоль океано-континентального сходящаяся граница

Состав внутреннего откоса траншеи и контроль первого порядка по морфологии траншеи определяется осадок поставка. Активные аккреционные призмы обычны в траншеях вблизи континенты где реки или ледники подавать в траншею большие объемы наносов. В этих заполненных траншеях может не хватать батиметрическое выражение траншеи. В Каскадия окраина северо-запада США представляет собой заполненную траншею, образовавшуюся в результате отложения отложений реками западных Соединенных Штатов и Канады.

В Малые Антильские острова конвергентная окраина демонстрирует важность близости к источникам наносов для морфологии желоба. На юге, у устья Ориноко Река, морфологического желоба нет, а передняя дуга (включая аккреционную призму) имеет ширину почти 500 км (310 миль). Большая аккреционная призма возвышается над уровнем моря, образуя острова Барбадос и Тринидад. К северу преддуга сужается, аккреционная призма исчезает, а к северу от ~ 17 ° с.ш. преобладает морфология желоба. Дальше на север, вдали от основных источников наносов, Желоб Пуэрто-Рико глубина более 8600 м (28 200 футов), активная аккреционная призма отсутствует.

Подобную взаимосвязь между близостью к рекам, шириной преддуги и морфологией желоба можно наблюдать с востока на запад вдоль побережья. Аляскинский -Алеутский сходящаяся маржа. Граница сходящейся плиты у берегов Аляски изменяется по своему простиранию от заполненного желоба с широкой передней дугой на востоке (у прибрежных рек Аляски) до глубокой траншеи с узкой передней дугой на западе (у побережья Алеутских островов). Другой пример - Макран конвергентная окраина у берегов Пакистана и Ирана, которая представляет собой траншею, заполненную отложениями из Тигр -Евфрат и Инд реки. Густые скопления турбидиты вдоль траншеи может подаваться транспортировка отложений вниз по оси, которые попадают в траншею на расстоянии 1000–2000 км (620–1240 миль), как это происходит для Перу – Чилийский желоб к югу от Вальпараисо и для Алеутского желоба.

Скорость конвергенции также может быть важна для контроля глубины траншеи, особенно для траншей вблизи континентов, поскольку медленная конвергенция делает емкость конвергентной границы недостаточной для удаления наносов. Можно ожидать эволюции морфологии желобов по мере сближения океанов и сближения континентов. Хотя океан широк, желоб может быть далеко от континентальных источников отложений и поэтому может быть глубоким. По мере приближения континентов друг к другу желоб может заполняться континентальными отложениями и становиться мельче. Простой способ приблизиться к моменту перехода от субдукции к столкновению - это когда граница плиты, ранее отмеченная траншеей, заполнена достаточно, чтобы подняться над уровнем моря.

Аккреционные призмы и перенос наносов

Схематический разрез зоны субдукции с аккреционной призмой, образованной выносом отложений с нисходящей плиты

Аккреционные призмы растут двумя способами: путем фронтальной аккреции, когда осадки соскребают с опускающейся плиты, бульдозер -мода, возле окопа, и мимо покрытие субдуцированных отложений (а иногда океаническая кора ) вдоль неглубоких частей деколлемента субдукции. Фронтальная аккреция в течение жизни сходящейся окраины приводит к появлению более молодых отложений, определяющих крайнюю часть аккреционной призмы, и самых старых отложений, определяющих самую внутреннюю часть. Более старые (внутренние) части аккреционной призмы более литифицированы и имеют более крутые структуры, чем более молодые (внешние) части.^{[требуется разъяснение ]} Андерплейт трудно обнаружить в современных зонах субдукции, но он может быть зафиксирован в древних аккреционных призмах, таких как францисканская группа Калифорнии, в виде тектонических меланжей и дуплексных структур.

Различные способы аккреции отражаются в морфологии внутреннего склона желоба, который обычно показывает три морфологические провинции. Нижний склон состоит из черепичных надвигов, образующих гребни. Средний склон может включать скамейку или террасы. Верхний склон более ровный, но может быть срезан подводные каньоны. Поскольку аккреционные конвергентные границы имеют высокий рельеф, непрерывно деформируются и вмещают большой поток отложений, они представляют собой мощные системы рассеивания и накопления отложений. Транспорт осадка управляется подводной лодкой оползни, селевые потоки, токи мутности, и контуриты. Подводные каньоны переносят отложения из пляжи и реки вниз по верхнему склону. Эти каньоны образуются каналированными турбидитами и обычно теряют четкость с глубиной, потому что непрерывные разломы нарушают подводные каналы.^{[нужна цитата ]} Осадки движутся вниз по внутренней стенке траншеи через каналы и серию бассейнов, контролируемых разломами. Сама траншея служит осью переноса наносов. Если в траншею переместится достаточное количество наносов, она может быть полностью заполнена, так что мутные потоки смогут выносить отложения далеко за пределы траншеи и могут даже преодолеть внешнюю волну, как в восточной части залива Аляска. Осадки рек Северной Америки перетекают через заполненную траншею Каскадия и пересекают ее Тарелка Хуана де Фука достичь хребта в нескольких сотнях километров западнее.

Наклон внутреннего желоба аккреционной сходящейся границы отражает непрерывные изменения толщины и ширины аккреционной призмы. Призма поддерживает "критическая конусность ’, Созданный в соответствии с Теория Мора – Кулона, угол наклона которого определяется материальными свойствами отложений. Пакет отложений, соскребанный с опускающейся литосферной плиты, деформируется до тех пор, пока она и аккреционная призма, которую она была добавлена, достигли максимального уклона, поддерживаемого отложениями. Как только критическая конусность достигается, клин стабильно скользит по своей основной декольте. Скорость деформации и гидрологические свойства также влияют на прочность аккреционной призмы и угол критического конуса. Поровое давление жидкости изменяет прочность породы. Низкая проницаемость и быстрая сходимость могут привести к поровому давлению, превышающему литостатическое давление, и, следовательно, к относительно слабой аккреционной призме с мелко сужающейся геометрией, тогда как высокая проницаемость и медленная сходимость приводят к более низкому поровому давлению, более прочным призмам и более крутой геометрии.

В Греческий желоб из Эллинская дуга система необычна, потому что эта конвергентная маржа уменьшает эвапориты. Уклон поверхности южного фланга р. Средиземноморский хребет (его аккреционная призма) низка, около 1 °, что указывает на очень низкое напряжение сдвига на деколлементе у основания клина. Эвапориты контролируют неглубокую конусность аккреционного комплекса как потому, что их механические свойства отличаются от свойств силикокластических отложений, так и из-за их влияния на поток и давление жидкости, которые, в свою очередь, контролируют эффективный стресс. В 1970-х годах линейные глубины Греческой впадины к югу от Крит считались похожими на траншеи в других зонах субдукции. Однако с осознанием того, что Средиземноморский хребет представляет собой аккреционный комплекс, стало очевидно, что эллинский желоб на самом деле является голодным преддуговым бассейном и что граница плит проходит к югу от Средиземноморского хребта.^[3]

Пустые траншеи и субдукционная эрозия

Океанический желоб образовался вдоль океано-океанического сходящаяся граница

В Марианский желоб содержит самую глубокую часть мирового океана и проходит по конвергентной океано-океанической границе. Это результат океанического Тихоокеанская плита подчинение под океаном Марианская тарелка.

В желобах, удаленных от притока континентальных отложений, отсутствует аккреционная призма, а внутренний склон таких желобов обычно сложен магматическими или метаморфическими породами. Неаккреционные сходящиеся поля характерны для примитивных дуговых систем (но не ограничиваются ими). Примитивные дуговые системы - это системы, построенные на океанической литосфере, такие как дуговые системы Идзу-Бонин-Мариана, Тонга-Кермадек и Скотия (Южный Сэндвич). Внутренний наклон желоба этих сходящихся границ обнажает кору преддуги, включая базальт, габбро и серпентинизированный мантийный перидотит. Эти обнажения обеспечивают легкий доступ к изучению нижней океанической коры и верхняя мантия на месте и предоставить уникальную возможность изучить магматические продукты, связанные с зарождением зон субдукции. Большинство офиолитов, вероятно, возникают в преддуговых средах во время начала субдукции, и эта обстановка способствует внедрению офиолитов во время столкновения с блоками утолщенной коры. Не все неаккреционные сходящиеся поля связаны с примитивными дугами. В желобах, прилегающих к континентам, где речной приток наносов незначительный, например, в центральной части Перу-Чилийского желоба, также может отсутствовать аккреционная призма.

Магматический фундамент безаккреционной дуги может постоянно подвергаться субдукционной эрозии. Это переносит материал от передней дуги к субдугирующей пластине и может быть выполнен с помощью фронтальной или базальной эрозии. Фронтальная эрозия наиболее активна после погружения подводных гор под переднюю дугу. Подвод больших построек (прокладка туннелей на подводных горах) чрезмерно наклоняет переднюю дугу, вызывая массовые разрушения, которые несут обломки к траншее и в конечном итоге в траншею. Этот мусор может быть отложен в грабене опускающейся плиты и погружен вместе с ним. Напротив, структуры, возникшие в результате субдукционной эрозии основания передней дуги, трудно распознать по профилям сейсмического отражения, поэтому возможность базальной эрозии трудно подтвердить. Субдукционная эрозия также может уменьшить некогда прочную аккреционную призму, если поток отложений в желоб уменьшится.

Неаккреционные предплечья также могут быть местом змеевик грязевые вулканы. Они образуются там, где жидкости, выпущенные из опускающейся плиты, просачиваются вверх и взаимодействуют с литосферой холодной мантии преддуги. Мантия перидотит гидратирован в серпентинит, который намного менее плотен, чем перидотит, и поэтому при возможности поднимается диапирически. Некоторые неаккреционные преддуги подвергаются сильным растягивающим напряжениям, например Марианские острова, и это позволяет плавучему серпентиниту подниматься на морское дно, где они образуют серпентинитовые грязевые вулканы. Хемосинтетические сообщества также встречаются на неаккреционных окраинах, таких как Марианские острова, где они процветают в жерлах, связанных с серпентинитовыми грязевыми вулканами.

Откат траншеи

Траншеи кажутся позиционно стабильными во времени, но ученые полагают, что некоторые желоба - особенно те, которые связаны с зонами субдукции, где сходятся две океанические плиты, - перемещаются назад в погружающуюся плиту.^[4][5] Это называется откат траншеи или петля отступление (также откат петли) и является одним из объяснений существования задуговые бассейны.

Откат плиты происходит во время субдукция двух тектонических плит и приводит к перемещению желоба в сторону моря. Силы, перпендикулярные плите на глубине (часть погружающейся плиты в мантии), ответственны за крутизну плиты в мантии и, в конечном итоге, за движение шарнира и траншеи на поверхности.^[6] Движущей силой отката является отрицательная плавучесть плиты по отношению к подстилающей мантии. ^[7] изменен геометрией самой плиты.^[8] Задуговые бассейны часто связаны с откатом плиты из-за расширения перекрывающей плиты в ответ на последующий субгоризонтальный поток мантии из-за смещения плиты на глубине.^[9]

Вовлеченные процессы

В процессе отката плиты задействовано несколько сил. Две силы, действующие друг против друга на границе двух погружаемых пластин, действуют друг против друга. Подводящая пластина оказывает изгибающее усилие (FPB), которое обеспечивает давление во время поддува, в то время как преобладающая пластина оказывает усилие на подводящую пластину (FTS). Сила вытягивания плиты (FSP) вызвана отрицательной плавучестью плиты, перемещающей плиту на большую глубину. Сила сопротивления окружающей мантии противостоит силам вытягивания плиты. Взаимодействия с разрывом 660 км вызывают отклонение из-за плавучести при фазовом переходе (F660).^[8] Уникальное взаимодействие этих сил приводит к откату плиты. Когда глубокая секция перекрытия препятствует нисходящему движению мелкой секции плиты, происходит откат плиты. Поглощающая плита опускается в обратном направлении из-за отрицательных сил плавучести, вызывающих ретроградацию шарнира траншеи по поверхности. Апвеллинг мантии вокруг плиты может создать благоприятные условия для образования задугового бассейна.^[9]

Сейсмическая томография свидетельствует об откате плиты. Результаты демонстрируют высокотемпературные аномалии в мантии, свидетельствующие о наличии субдуцированного материала в мантии.^[10] Офиолиты рассматриваются как свидетельство таких механизмов, как быстрое поднятие горных пород под высоким давлением и температурой на поверхность посредством процессов отката плиты, что обеспечивает пространство для эксгумации офиолиты.

Откат плиты не всегда является непрерывным процессом, предполагающим эпизодический характер.^[7] Эпизодический характер отката объясняется изменением плотности субдуцирующей плиты, например, прибытием плавучей литосферы (континента, дуги, гребня или плато), изменением динамики субдукции или изменением кинематика пластин. Возраст погружающихся плит не влияет на откат плиты.^[8] Столкновения с соседними континентами влияют на откат плиты. Столкновения континентов вызывают мантийный поток и экструзию мантийного материала, что вызывает растяжение и откат дугового желоба.^[9] В районе юго-восточной части Тихого океана произошло несколько событий отката, в результате которых образовались многочисленные задуговые бассейны.^[7]

Взаимодействие с мантией

Взаимодействие с мантия разрывы играют важную роль в откате плиты. Застой на разрыве 660 км вызывает ретроградное движение плиты из-за всасывающих сил, действующих на поверхности.^[8] Откат плиты вызывает возвратный поток мантии, что вызывает расширение из-за касательных напряжений в основании перекрывающей плиты. По мере того как скорость отката плиты увеличивается, возрастают и скорости кругового потока мантии, что увеличивает скорость расширения.^[6] Скорость растяжения изменяется, когда плита взаимодействует с неоднородностями в мантии на глубинах 410 км и 660 км. Плиты могут проникать прямо в нижняя мантия, или может быть замедлен из-за фазового перехода на глубине 660 км, создавая разницу в плавучести. Увеличение ретроградной миграции желобов (откат плиты) (2–4 см / год) является результатом уплощения плит на разрыве 660 км, где плита не проникает в нижнюю мантию.^[11] Так обстоит дело с траншеями Япония, Ява и Идзу-Бонин. Эти сплющенные плиты только временно задерживаются в переходной зоне. Последующее смещение в нижнюю мантию вызвано силами вытягивания плиты или дестабилизацией плиты из-за нагрева и расширения из-за термодиффузии. Слэбы, которые проникают непосредственно в нижнюю мантию, приводят к более медленным скоростям отката слэбов (~ 1–3 см / год), как, например, Марианская дуга, дуга Тонга.^[11]

Вода и биосфера

Объем воды, выходящей изнутри и под преддуга приводит к одним из самых динамичных и сложных взаимодействий на Земле между водными флюидами и горными породами. Большая часть этой воды удерживается в порах и трещинах верхней литосферы и отложениях погружающейся плиты. В среднем передняя дуга покрыта твердым объемом океанических отложений толщиной 400 м (1300 футов). Этот осадок поступает в траншею с 50–60% пористость. Эти отложения постепенно сжимаются по мере их погружения, уменьшая пустое пространство и вытесняя жидкости вдоль деколлемента и вверх в вышележащую переднюю дугу, которая может иметь аккреционную призму, а может и не иметь. Осадки, сросшиеся с преддугой, являются еще одним источником флюидов. Вода также связана с водными минералами, особенно глины и опал. Повышение давления и температуры, испытываемых субдуцированными материалами, преобразует водные минералы в более плотные фазы, которые содержат все менее структурно связанную воду. Вода, высвобождаемая при дегидратации, сопровождающей фазовые переходы, является еще одним источником жидкостей, попадающих в основание основной пластины. Эти флюиды могут распространяться через аккреционную призму диффузно, через взаимосвязанные поровые пространства в отложениях или могут следовать по дискретным каналам вдоль разломов. Участки вентиляции могут принимать форму грязевых вулканов или просачиваний и часто связаны с хемосинтетическими сообществами. Флюиды, выходящие из самых мелких частей зоны субдукции, также могут выходить вдоль границы плиты, но редко наблюдались утечки вдоль оси желоба. Во всех этих жидкостях преобладает вода, но они также содержат растворенные ионы и органические молекулы, особенно метан. Метан часто улавливается в форме льда (клатрат метана, также называемый газогидратом) в преддуге. Они являются потенциальным источником энергии и могут быстро выйти из строя. Дестабилизация газовых гидратов способствовала глобальному потеплению в прошлом и, вероятно, будет способствовать этому в будущем.

Хемосинтетический сообщества процветают там, где из преддуги вытекают холодные жидкости. Сообщества холодных просачиваний были обнаружены на внутренних склонах желобов на глубине до 7000 м в западной части Тихого океана, особенно вокруг Японии, в восточной части Тихого океана вдоль побережья Северной, Центральной и Южной Америки от Алеутских впадин до Перу-Чилийских желобов на Барбадосе. призмы, в Средиземном море и в Индийском океане вдоль сходящихся границ Макрана и Зунды. Этим сообществам уделяется гораздо меньше внимания, чем хемосинтетическим сообществам, связанным с гидротермальные источники. Хемосинтетические сообщества расположены в различных геологических условиях: над отложениями с избыточным давлением в аккреционных призмах, где флюиды выбрасываются через грязевые вулканы или хребты (Барбадос, Нанкай и Каскадия); по активным эрозионным окраинам с разломами; и вдоль откосов, вызванных оползнями (Японский желоб, перуанская окраина). Просачивание с поверхности может быть связано с массивными отложениями гидратов и дестабилизацией (например, окраина Каскадии). Высокие концентрации метана и сульфид в флюидах, выходящих с морского дна, являются основными источниками энергии для хемосинтеза.

Факторы, влияющие на глубину траншеи

В Желоб Пуэрто-Рико

Есть несколько факторов, влияющих на глубину траншеи. Самый важный контроль - это подача осадка, который заполняет траншею, чтобы не было батиметрический выражение. Поэтому неудивительно, что самые глубокие траншеи (глубже 8000 м (26000 футов)) все неаккреционные. В отличие от этого, все траншеи с растущими аккреционными призмами имеют глубину менее 8000 м (26000 футов). Второй контроль глубины траншеи - это возраст литосферы во время субдукции. Потому что океаническая литосфера с возрастом остывает и уплотняется, спадает. Чем старше морское дно, тем оно глубже, и это определяет минимальную глубину, с которой морское дно начинает опускаться. Эту очевидную корреляцию можно устранить, посмотрев на относительную глубину, разницу между глубиной регионального дна и максимальной глубиной траншеи. Относительная глубина может контролироваться возрастом литосферы в желобе, скоростью конвергенции и падением погруженной плиты на промежуточных глубинах. Наконец, узкие плиты могут опускаться и откатываться быстрее, чем широкие плиты, потому что их легче укладывать. астеносфера обтекать края тонущей пластины. Такие плиты могут иметь крутые провалы на относительно небольшой глубине и поэтому могут быть связаны с необычно глубокими траншеями, такими как Challenger Deep.

Самые глубокие океанические желоба

Известные океанические желоба

(*) Пять самых глубоких траншей в мире

Древние океанические желоба

Смотрите также

• Список форм рельефа
• Список топографических особенностей подводной лодки
• Срединно-океанский хребет
• Физическая океанография
• Желоб (геология)

использованная литература

Список используемой литературы

• Кристенсен, УР (1996). «Влияние траншейной миграции на проникновение слэбов в нижнюю мантию». Письма по науке о Земле и планетах. 140 (1–4): 27–39. Bibcode:1996E и PSL.140 ... 27C. Дои:10.1016 / 0012-821x (96) 00023-4.

• «Глубоководный желоб». Энциклопедия науки и технологий Макгроу-Хилла (8-е изд.). 1997 г.

• Цветок, MFJ; Дилек, Y (2003). «Откат дуги и траншеи и аккреция передней дуги: 1. Модель мантийного потока, индуцированная столкновениями для тетических офиолитов». Паб. Геол. Soc. Лондон. 218 (1): 21–41. Bibcode:2003GSLSP.218 ... 21F. Дои:10.1144 / gsl.sp.2003.218.01.03. S2CID  128899276.
• Фишер, Р. Л. и Хесс, Х. Х. и М. Н. Хилл (редактор) (1963). «Траншеи». Море v. 3 Земля под морем. Нью-Йорк: Wiley-Interscience. С. 411–436.CS1 maint: использует параметр авторов (ссылка на сайт)

• Холл, R; Спакман, В. (2002). «Погруженные плиты под регионом Восточная Индонезия - Тонга: выводы из томографии». Письма по науке о Земле и планетах. 201 (2): 321–336. Bibcode:2002E и PSL.201..321H. CiteSeerX  10.1.1.511.9094. Дои:10.1016 / s0012-821x (02) 00705-7.

• Гамильтон, В. Б. (1988). «Тектоника плит и островные дуги». Бюллетень Геологического общества Америки. 100 (10). С. 1503–1527.

• Hawkins, J. W .; Bloomer, S. H .; Evans, C.A .; Мельхиор, Дж. Т. (1984). «Эволюция внутриокеанических дуго-желобных систем». Тектонофизика. 102 (1–4): 175–205. Bibcode:1984Tectp.102..175H. Дои:10.1016/0040-1951(84)90013-1.

• Джаррард, Р. Д. (1986). «Соотношения между параметрами субдукции». Обзоры геофизики. 24 (2): 217–284. Bibcode:1986RvGeo..24..217J. Дои:10.1029 / RG024i002p00217.

• Ladd, J.W. И Холкомб, Т. Л., Уэстбрук, Г. К., Эдгар, Н. Т., Денго, Г. (редактор), и Кейс, Дж. (Редактор) (1990). «Карибская морская геология: активные окраины границы плит». Геология Северной Америки, Vol. H, Карибский регион. Геологическое общество Америки. С. 261–290.CS1 maint: использует параметр авторов (ссылка на сайт)

• Накакуки, Т; Мура, Э (2013). «Динамика отката слябов и индуцированного обратно-дугового бассейнового образования». Письма по науке о Земле и планетах. 361 (B11): 287–297. Bibcode:2013E и PSL.361..287N. Дои:10.1016 / j.epsl.2012.10.031.
• Schellart, WP; Листер, GS (2004). «Орогенная кривизна: палеомагнитный и структурный анализ». Геологическое общество Америки: 237–254.
• Schellart, WP; Листер, GS; Игрушка, В.Г. (2006). «Позднемеловая и кайнозойская реконструкция юго-западной части Тихого океана: тектоника, управляемая процессами субдукции и отката плиты». Обзоры наук о Земле. 76 (3–4): 191–233. Bibcode:2006ESRv ... 76..191S. Дои:10.1016 / j.earscirev.2006.01.002.
• Schellart, WP; Мореси, Л. (2013). «Новый движущий механизм для удлинения задней дуги и ее укорочения из-за опускания плиты, вызванного тороидальным и полоидальным потоком мантии: результаты динамических моделей субдукции с перекрывающей пластиной». Журнал геофизических исследований. 118 (6): 3221–3248. Bibcode:2013JGRB..118.3221S. Дои:10.1002 / jgrb.50173.

• Scholl, D.W .; Шолль, Д. (1993). «Возвращение сиалического материала в мантию, обозначенное терригенным материалом, субдуцированным на сходящихся краях». Тектонофизика. 219 (1–3): 163–175. Bibcode:1993Tectp.219..163V. Дои:10.1016 / 0040-1951 (93) 90294-Т.

• Сибует, М .; Олу, К. (1998). «Биогеография, биоразнообразие и флюидозависимость глубоководных сообществ холодного просачивания на активных и пассивных окраинах». Глубоководные исследования. II (45): 517–567. Bibcode:1998DSRII..45..517S. Дои:10.1016 / S0967-0645 (97) 00074-X.

• Smith, W.H.F .; Сандвелл, Д. Т. (1997). «Глобальная топография морского дна по данным спутниковой альтиметрии и судовых глубинных зондирований». Наука. 277 (5334): 1956–1962. Дои:10.1126 / science.277.5334.1956.

• Стерн, Р. Дж. (2002). «Зоны субдукции». Обзоры геофизики. 40 (4): 1012–1049. Bibcode:2002RvGeo..40.1012S. Дои:10.1029 / 2001RG000108.

• Уоттс, А. (2001). Изостазия и изгиб литосферы. Издательство Кембриджского университета. 458стр.

• Райт, Д. Дж .; Bloomer, S. H .; MacLeod, C.J .; Taylor, B .; Гудлайф, А. М. (2000). «Батиметрия желоба Тонга и Преддуги: серия карт». Морские геофизические исследования. 21 (489–511): 2000. Bibcode:2000MarGR..21..489Вт. Дои:10.1023 / А: 1026514914220. S2CID  6072675.

внешние ссылки

• «HADEX: Исследовательский проект по исследованию океанских желобов». Океанографическое учреждение Вудс-Хоул.
• "Океанские окопы". Океанографическое учреждение Вудс-Хоул.