Океанический желоб

Эта статья включает в себя список общих ссылок , но он остается в значительной степени непроверенным, поскольку в нем отсутствует достаточное количество соответствующих встроенных ссылок . Пожалуйста, помогите улучшить эту статью, добавив более точные цитаты. ( Август 2015 г. ) ( Узнайте, как и когда удалить этот шаблон сообщения )

Океаническая кора формируется на океаническом хребте , а литосфера погружается обратно в астеносферу в желобах.

Океанические желоба - это топографические впадины морского дна, относительно узкие по ширине, но очень длинные. Эти океанографические объекты - самые глубокие части дна океана. Океанические желоба являются отличительной морфологической особенностью конвергентных границ плит , вдоль которых литосферные плиты движутся навстречу друг другу со скоростью от нескольких миллиметров до более десяти сантиметров в год. Траншея отмечает положение, в котором изогнутая, погружающаяся плита начинает опускаться под другую литосферную плиту. Желоба обычно параллельны вулканической островной дуге и примерно в 200 км (120 миль) от вулканической дуги.. Океанические желоба обычно простираются на 3–4 км (от 1,9 до 2,5 миль) ниже уровня окружающего океанического дна. Наибольшая глубина океана измеряется в Challenger Deep в Марианской впадине , на глубине 11,034 м (36,201 фута) ниже уровня моря. Океаническая литосфера перемещается в траншеи со скоростью около 3 км ² / год. ^[1]

Географическое распространение [ править ]

Основные тихоокеанские желоба (1–10) и зоны разломов (11–20): 1. Кермадек 2. Тонга 3. Бугенвиль 4. Мариана 5. Идзу-Огасавара 6. Япония 7. Курило-Камчатский 8. Алеутский 9. Средняя Америка 10 . Перу-Чили 11. Мендосино 12. Мюррей 13. Молокаи 14. Кларион 15. Клиппертон 16. Челленджер 17. Элтанин 18. Удинцев 19. Восточно-Тихоокеанское поднятие (S-образное) 20. Хребет Наска.

Существует приблизительно 50 000 км (31 000 миль) конвергентных краев плит , в основном вокруг Тихого океана - причина эталонной окраины «тихоокеанского типа», - но они также встречаются в восточной части Индийского океана с относительно короткими сходящимися сегментами окраин в Атлантический океан и в Средиземном море . В мире насчитывается более 50 крупных океанических желобов, занимающих площадь 1,9 млн км ² или около 0,5% мирового океана. ^[2] Частично заполненные траншеи известны как «впадины», и иногда они полностью засыпаны землей и не имеют батиметрического выражения, но фундаментальная тектоника плитструктуры, которые они представляют, означают, что здесь также следует применять великое имя. Это относится к траншеям Каскадия , Макран , южных Малых Антильских островов и Калабрии . Траншеи вместе с вулканическими дугами и зонами землетрясений, которые падают под вулканическую дугу на глубину до 700 км (430 миль), указывают на конвергентные границы плит и их более глубокие проявления, зоны субдукции . Желоба связаны с зонами континентального столкновения (например, между Индией и Азией, образующими Гималаи ), но отличаются от них , где континентальная коравходит в зону субдукции. Когда плавучая континентальная кора входит в желоб, субдукция в конечном итоге прекращается, и этот район становится зоной столкновения континентов. Элементы, аналогичные траншеям, связаны с зонами столкновения , включая заполненные наносами передние прогибы , такие как те, по которым протекают реки Ганг и реки Тигр-Евфрат.

История термина «окоп» [ править ]

Траншеи не были четко обозначены до конца 1940-х и 1950-х годов. Батиметрия океана было мало интереса до конца 19 - го и начала 20 - го века ^{[ править ]} , когда телеграфные трансатлантические на дне моря между континентами были первым положен. Удлиненное батиметрическое выражение траншей не было признано вплоть до 20 века. Термин «траншея» не встречается в классической океанографической книге Мюррея и Хьорта (1912) . Вместо этого они применили термин «глубокий» для обозначения самых глубоких частей океана, таких как Challenger Deep . Опыт полей сражений Первой мировой войны украсил концепциюЖелоб как удлиненная впадина, определяющая важную границу, что, возможно, привело к тому, что термин «желоб» использовался для описания природных объектов в начале 1920-х годов. ^{[ необходима цитата ]} Этот термин был впервые использован в геологическом контексте Скофилдом через два года после окончания войны для описания структурно контролируемой депрессии в Скалистых горах . Джонстон в своем учебнике 1923 года «Введение в океанографию» впервые использовал этот термин в его современном смысле для обозначения любой заметной вытянутой впадины морского дна.

В течение 1920-х и 1930-х годов Феликс Андрис Венинг Майнес разработал уникальный гравиметр, который мог измерять силу тяжести на борту подводной лодки, и использовал его для измерения силы тяжести над траншеями. Его измерения показали, что траншеи - это места опускания твердой Земли. 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 Войнав Тихом океане привели 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 году Батискаф Триест , который установил непревзойденный мировой рекорд, погрузившись на дно Челленджера. По следам Роберта С. Дитца и Гарри Гесса«Формулировка гипотезы о расширении морского дна в начале 1960-х годов и тектоническая революция плит в конце 1960-х годов», термин «траншея» был переопределен с учетом тектонических и батиметрических коннотаций плит .

Морфологическое выражение [ править ]

Траншеи являются центральным элементом 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 пластины, 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 внешнюю волну траншеи , а затем опускается, образуя откос внешней траншеи. Внешний откос траншеи обычно нарушается рядом субпараллельных нормальных разломов.эта «лестница» по морскому дну вниз к траншее. Граница плиты определяется самой осью траншеи. Под внутренней стенкой траншеи две плиты скользят мимо друг друга по деколлементу субдукции , пересечение которого на морском дне определяет местоположение траншеи. Основная плита обычно содержит вулканическую дугу и область преддуги . Вулканическая дуга вызвана физическим и химическим взаимодействием между погруженной плитой на глубине и астеносферной мантией, связанной с доминирующей плитой. Преддуга находится между желобом и вулканической дугой. В глобальном масштабе передние дуги имеют самый низкий тепловой поток из недр Земли, потому что здесь нет астеносферы.(конвектирующая мантия) между литосферой преддуги и холодной субдуцирующей плитой. ^{[ необходима цитата ]}

Внутренняя стенка траншеи отмечает край перекрывающей пластины и крайнюю переднюю дугу. Преддуга состоит из магматической и метаморфической коры, и эта кора может служить опорой для растущего аккреционного клина.(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, а положение желоба постепенно перемещается от вулканической дуги в течение жизни сходящейся окраины. Сходящиеся границы с растущими аккреционными призмами называются аккреционными краями и составляют почти половину всех сходящихся границ. Если поток поступающего осадка невелик, материал соскребается с перекрывающей пластины погружающей пластиной в процессе, называемом субдукционной эрозией. Затем этот материал переносится в зону субдукции. В этом случае местоположение желоба смещается к магматической дуге в течение срока службы сходящейся окраины.Сходящиеся границы, испытывающие субдукционную эрозию, называются неаккреционными или эрозионными краями и составляют более половины конвергентных границ 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 пластин в течение всего срока службы сходящейся границы. Преддуга постоянно подвергается субдукционным деформациям и землетрясениям.. Эта продолжительная деформация и встряхивание гарантирует, что уклон внутренней траншеи контролируется углом 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 [ править ]

Состав внутреннего откоса траншеи и контроль первого порядка по морфологии траншеи определяется поступлением наносов . Активные аккреционные призмы обычны в желобах у континентов, где реки или ледники доставляют в желоб большие объемы наносов. Эти заполненные траншеи могут не иметь батиметрического выражения траншеи. Каскадия край на северо - западе США является заполненным траншеи, в результате седиментации по рекам западной части Соединенных Штатов и Канады.

Малые Антильские Маржа сходящимся демонстрирует важность близости к наносов источников для позиционной морфологии. На юге, недалеко от устья реки Ориноко , нет морфологического желоба, а ширина преддуги (включая аккреционную призму) составляет почти 500 км (310 миль). Большая аккреционная призма возвышается над уровнем моря, образуя острова Барбадос и Тринидад . К северу передняя дуга сужается, аккреционная призма исчезает, а севернее ~ 17 ° с.ш. преобладает морфология желоба. Дальше на север, вдали от основных источников наносов, желоб Пуэрто-Рико имеет глубину более 8600 м (28 200 футов), и здесь нет активной аккреционной призмы.

Аналогичное соотношение между близостью к рекам, преддуговой шириной и позиционной морфологией можно наблюдать с востока на запад вдоль аляскинских - алеутские краев конвергентных. Граница сходящейся плиты у берегов Аляски изменяется по своему простиранию от заполненного желоба с широкой передней дугой на востоке (около прибрежных рек Аляски) до глубокого желоба с узкой передней дугой на западе (у побережья Алеутских островов). Другой пример - конвергентная окраина Макрана у берегов Пакистана и Ирана, которая представляет собой желоб, заполненный отложениями рек Тигр - Евфрат и Инд . Мощные скопления турбидитоввдоль траншеи может подаваться перенос отложений вниз по оси, которые попадают в траншею на расстоянии 1000–2000 км (620–1240 миль), как это происходит в желобе Перу-Чили к югу от Вальпараисо и в Алеутском желобе.

Скорость конвергенции также может быть важна для контроля глубины траншеи - особенно для траншей вблизи континентов - потому что 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 [ править ]

Аккреционные призмы растут двумя способами: за счет фронтальной аккреции, когда осадки соскребают с опускающейся плиты, бульдозерным способом, вблизи траншеи, и за счет андерплейтинга субдуцированных отложений (а иногда и океанической коры ) вдоль неглубоких частей субдукционного деколлеммента. 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 зарегистрирован 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 состоять из скамейки или террас. Верхний склон более пологий, но может быть прорезан подводными каньонами . Поскольку аккреционные сходящиеся границы имеют высокий рельеф, непрерывно деформируются и вмещают большой поток отложений, они представляют собой мощные системы рассеивания и накопления отложений. Перенос наносов контролируется подводными оползнями , селевыми потоками, мутными течениями и контуритами . Подводные каньоны переносят отложения с пляжейи реки вниз по верхнему склону. Эти каньоны образуются каналированными турбидитами и обычно теряют четкость с глубиной, потому что непрерывные разломы нарушают подводные каналы. ^{[ необходима 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 внешний вал, как в восточной части залива Аляска. Осадки рек Северной Америки перетекают через заполненную траншею Каскадия и пересекают плиту Хуан-де-Фука, достигая хребта распространения в нескольких сотнях километров к западу.

Наклон внутреннего желоба аккреционной сходящейся границы отражает постоянные изменения толщины и ширины аккреционной призмы. Призма сохраняет « критический конус », установленный в соответствии с теорией Мора – Кулона , с наклоном, определяемым свойствами материала отложений. Пакет отложений, соскребанный с опускающейся литосферной плиты, деформируется до тех пор, пока она и аккреционная призма, которую она была добавлена, достигли максимального наклона, поддерживаемого отложениями. По достижении критического сужения клин стабильно скользит по базальному 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, и, таким образом, к относительно слабой аккреционной призме с мелко сужающейся геометрией, тогда как высокая проницаемость и медленная сходимость приводят к более низкому поровому давлению, более сильным призмам и более крутой геометрии.

Hellenic Желоб из Греческой дуги системы является необычным , поскольку маржинальные это сходится подвигается эвапориты . Наклон поверхности южного фланга Средиземноморского хребта (его аккреционной призмы) невысок, около 1 °, что указывает на очень низкое напряжение сдвига на деколлементе в основании 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 жидкости и давление жидкости, которые, в свою очередь, контролируют эффективное напряжение . В 1970-х годах линейные глубины Греческой впадины к югу от Критасчитались 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 [ править ]

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 верхней мантии.на месте и предоставляют 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 небольшой, например, в центральной части Перу-Чилийского желоба, также может отсутствовать аккреционная призма.

Магматическое основание безаккреционной дуги может постоянно подвергаться субдукционной эрозии. Это переносит материал от передней дуги к субдугирующей пластине и может быть выполнен посредством фронтальной эрозии или базальной эрозии. Фронтальная эрозия наиболее активна после погружения подводных гор под преддугу. Подвод больших построек (туннелирование подводных гор) чрезмерно наклоняет переднюю дугу, вызывая массовые разрушения, которые переносят обломки к траншее и, в конечном итоге, в траншею. Этот мусор может оседать в грабене опускающейся плиты и погружаться вместе с ним. Напротив, структуры, возникшие в результате субдукционной эрозии основания передней дуги, трудно распознать по профилям сейсмических отражений, поэтому возможность базальной эрозии трудно подтвердить.Субдукционная эрозия может также уменьшить некогда прочную аккреционную призму, если поток отложений в желоб уменьшится.

Неаккреционные преддуги также могут быть местом серпантинных грязевых вулканов . Они образуются там, где жидкости, выпущенные из опускающейся плиты, просачиваются вверх и взаимодействуют с литосферой холодной мантии преддуги. Мантийный перидотит гидратирован в серпентинит , который намного менее плотен, чем перидотит, и поэтому поднимается диапирически, когда это возможно. Некоторые неаккреционные преддуги подвергаются сильным напряжениям растяжения, 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 [ править ]

Траншеи кажутся позиционно стабильными с течением времени, но ученые считают, что некоторые желоба - особенно те, которые связаны с зонами субдукции, где сходятся две океанические плиты, - перемещаются назад в погружающуюся плиту. ^{[4] [5]} Это называется откатом траншеи или отступлением петли (также откат петли ) и является одним из объяснений существования бассейнов задней дуги .

Откат плиты происходит во время погружения двух тектонических плит и приводит к перемещению траншеи в сторону моря. Силы, перпендикулярные плите на глубине (часть погружающейся плиты внутри 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 нижележащей мантии ^[7], измененная геометрией самой плиты. ^[8] Обратно-дуговые 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]

Участвующие процессы [ править ]

В процессе отката плиты задействованы 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 погружающуюся пластину (FTS). Сила вытягивания плиты (FSP) вызвана отрицательной плавучестью плиты, перемещающей плиту на большую глубину. Сила сопротивления со стороны окружающей мантии противостоит силам вытягивания плиты. Взаимодействие с разрывом 660 км вызывает отклонение из-за плавучести при фазовом переходе (F660). ^[8] Уникальное взаимодействие этих сил приводит к откату плиты. Когда глубокая секция плиты препятствует нисходящему движению мелкой секции плиты, происходит откат плиты. Поглощающая плита опускается назад 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, что позволяет предположить, что в мантии присутствует субдуцированный материал. ^[10] Офиолиты рассматриваются как свидетельство таких механизмов, как высокое давление и температура, породы быстро выносятся на поверхность в результате отката плиты, что обеспечивает пространство для эксгумации офиолитов .

Откат плиты не всегда является непрерывным процессом, предполагающим эпизодический характер. ^[7] Эпизодический характер отката объясняется изменением плотности погружающейся плиты, например, прибытием плавучей литосферы (континента, дуги, гребня или плато), изменением динамики субдукции или изменение кинематики пластины. 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, приведших к образованию многочисленных задуговых бассейнов. ^[7]

Взаимодействие с мантией [ править ]

Взаимодействие с мантийными неоднородностями играет важную роль в откате слэба. Застой на разрыве 660 км вызывает ретроградное движение плиты из-за всасывающих сил, действующих на поверхности. ^[8] Откат плиты вызывает возвратный поток мантии, который вызывает расширение из-за касательных напряжений в основании перекрывающей плиты. По мере того как скорость отката плиты увеличивается, увеличивается и круговая скорость потока мантии, что увеличивает скорость расширения. ^[6] Скорость расширения изменяется, когда плита взаимодействует с неоднородностями в мантии на глубине 410 км и 660 км. Плиты могут проникать либо непосредственно в нижнюю мантию., или может задерживаться из-за фазового перехода на глубине 660 км, создавая разницу в плавучести. Увеличение ретроградной миграции желоба (откат плиты) (2–4 см / год) является результатом уплощения плит на разрыве 660 км, где плита не проникает в нижнюю мантию. ^[11] Это относится к траншеям 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 [ править ]

Объем воды, выходящей изнутри и из-под преддуги, 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. Средняя преддуга покрыта твердым объемом океанических отложений толщиной 400 м (1300 футов). Этот осадок поступает в траншею с пористостью 50–60% . Эти отложения постепенно сжимаются по мере 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 с глинами.и опал. Повышение давления и температуры, испытываемые субдуцированными материалами, превращает 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. Места выхода из них могут иметь 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,особеннометан . 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, сделает это в будущем.

Хемосинтетические сообщества процветают там, где холодные жидкости просачиваются из передней дуги. 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 Индийском океане вдоль сходящихся границ Макрана и Сунды. Этим сообществам уделяется гораздо меньше внимания, чем хемосинтетическим сообществам, связанным с гидротермальными жерлами.. 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 (Японская траншея, перуанская окраина). Просачивание с поверхности может быть связано с массивными отложениями гидратов и дестабилизацией (например, окраина Каскадии). Высокие концентрации метана и сульфида в флюидах, уходящих с морского дна, являются основными источниками энергии для хемосинтеза.

Факторы, влияющие на глубину траншеи [ править ]

Есть несколько факторов, влияющих на глубину траншеи. Самым важным элементом контроля является поступление наносов, которые заполняют траншею, так что нет никаких батиметрических проявлений. Поэтому неудивительно, что самые глубокие траншеи (глубже 8000 м (26000 футов)) все неаккреционные. Напротив, 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 литосферас возрастом остывает и густеет, спадает. Чем старше морское дно, тем глубже оно лежит, 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 нижележащей астеносфере легче обтекать края опускающейся плиты. Такие плиты могут иметь крутые провалы на относительно небольшой глубине и, следовательно, могут быть связаны с необычно глубокими траншеями, такими как впадина Челленджера .

Самые глубокие океанические желоба [ править ]

Известные океанические желоба [ править ]

(*) Пять самых глубоких траншей в мире

Древние океанические желоба [ править ]

См. Также [ править ]

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

Ссылки [ править ]

Библиография [ править ]

• Кристенсен, УР (1996). «Влияние траншейной миграции на проникновение слэбов в нижнюю мантию» . Письма о Земле и планетах . 140 (1–4): 27–39. Bibcode : 1996E и PSL.140 ... 27C . DOI : 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 перед дуги: 1. Модель мантийного течения, вызванная столкновениями, для тетических офиолитов». Паб. Геол. Soc. Лондон . 218 (1): 21–41. Bibcode : 2003GSLSP.218 ... 21F . DOI : 10,1144 / gsl.sp.2003.218.01.03 . S2CID  128899276 .
• Фишер, RL & Hess, HH & MN Hill (редактор) (1963). «Траншеи». Море v. 3 Земля под морем . Нью-Йорк: Wiley-Interscience. С. 411–436.CS1 maint: использует параметр авторов ( ссылка )

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

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

• Хокинс, JW; Bloomer, SH; Эванс, Калифорния; Мельхиор, JT (1984). «Эволюция внутриокеанических дуго-желобных систем». Тектонофизика . 102 (1–4): 175–205. Bibcode : 1984Tectp.102..175H . DOI : 10.1016 / 0040-1951 (84) 90013-1 .

• Джаррард, RD (1986). «Отношения между параметрами субдукции». Обзоры геофизики . 24 (2): 217–284. Bibcode : 1986RvGeo..24..217J . DOI : 10,1029 / RG024i002p00217 .

• Лэдд, Дж. У. и Холкомб, Т. Л. и Уэстбрук, Г. К. и Эдгар, Н. Т. и 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 )

• Накакуки, Т; Мура, Э (2013). «Динамика отката слябов и индуцированного обратно-дугового бассейнового образования». Письма о Земле и планетах . 361 (B11): 287–297. Bibcode : 2013E и PSL.361..287N . DOI : 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 . DOI : 10.1016 / j.earscirev.2006.01.002 .
• Schellart, WP; Мореси, Л. (2013). «Новый движущий механизм для расширения 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 . DOI : 10.1002 / jgrb.50173 .

• Scholl, DW; 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 . DOI : 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 . DOI : 10.1016 / S0967-0645 (97) 00074-X .

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

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

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

• Райт, диджей; Bloomer, SH; МакЛауд, CJ; Taylor, B .; Гудлайф, AM (2000). «Батиметрия желоба Тонга и Преддуги: серия карт» . Морские геофизические исследования . 21 (489–511): 2000. Bibcode : 2000MarGR..21..489W . DOI : 10,1023 / A: 1026514914220 . S2CID  6072675 .

Внешние ссылки [ править ]

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