Океанические желоба — это выдающиеся, длинные и узкие топографические впадины на дне океана . Обычно они имеют ширину от 50 до 100 километров (от 30 до 60 миль) и на 3–4 км (от 1,9 до 2,5 миль) ниже уровня окружающего океанического дна, но могут достигать тысяч километров в длину. Во всем мире существует около 50 000 км (31 000 миль) океанических желобов, в основном вокруг Тихого океана , но также в восточной части Индийского океана и в некоторых других местах. Самая большая измеренная глубина океана находится в Бездне Челленджера Марианской впадины , на глубине 10 920 м (35 830 футов) ниже уровня моря .
Океанические желоба являются особенностью своеобразной тектоники плит Земли . Они отмечают места сходящихся границ плит , вдоль которых литосферные плиты движутся навстречу друг другу со скоростью от нескольких миллиметров до более десяти сантиметров в год. Океаническая литосфера перемещается в траншеи со скоростью около 3 км 2 (1,2 квадратных миль) в год. [1] Траншея отмечает место, в котором изогнутая погружающаяся плита начинает опускаться под другую литосферную плиту. Траншеи обычно расположены параллельно вулканической дуге и на расстоянии около 200 км (120 миль) от нее .
Большая часть жидкости, захваченной в отложениях погружающейся плиты, возвращается на поверхность в океаническом желобе, образуя грязевые вулканы и холодные просачивания . Они поддерживают уникальные биомы, основанные на хемотрофных микроорганизмах. Существует обеспокоенность тем, что пластиковый мусор скапливается в траншеях и угрожает этим общинам.
Во всем мире существует около 50 000 км (31 000 миль) границ сходящихся плит . В основном они расположены вокруг Тихого океана, но также встречаются и в восточной части Индийского океана , с несколькими более короткими сходящимися сегментами окраин в других частях Индийского океана, в Атлантическом океане и в Средиземноморье. [2] Они встречаются на обращенной к океану стороне островных дуг и орогенов андского типа . [3] Во всем мире существует более 50 крупных океанских желобов, занимающих площадь 1,9 миллиона км 2 или около 0,5% площади Мирового океана. [4]
Желоба геоморфологически отличаются от впадин . Тропы представляют собой вытянутые впадины морского дна с крутыми бортами и плоским дном, а траншеи характеризуются V-образным профилем. [4] Частично заполненные траншеи иногда называют впадинами, например, Макранская впадина. [5] Некоторые траншеи полностью погребены под землей и не имеют батиметрического выражения, как в зоне субдукции Каскадия , [6] которая полностью заполнена отложениями. [7] Несмотря на их внешний вид, в этих случаях фундаментальной тектонической структурой плит по-прежнему является океанический желоб. Некоторые впадины похожи на океанические желоба, но обладают другими тектоническими структурами. Одним из примеров является прогиб Малых Антильских островов , который является преддуговым бассейном зоны субдукции Малых Антильских островов . [8] Также не желобом является прогиб Новой Каледонии , который представляет собой осадочный бассейн растяжения , относящийся к зоне субдукции Тонга-Кермадек . [9] Кроме того, Кайманов желоб, который представляет собой бассейн, расположенный в зоне трансформного разлома , [10] не является океаническим желобом.
Желоба наряду с вулканическими дугами и зонами Вадати-Беньоффа (зонами землетрясений под вулканической дугой) являются диагностикой границ конвергентных плит и их более глубоких проявлений — зон субдукции . [2] [3] [11] Здесь две тектонические плиты дрейфуют друг к другу со скоростью от нескольких миллиметров до более 10 сантиметров (4 дюйма) в год. По крайней мере, одна из плит представляет собой океаническую литосферу , которая погружается под другую плиту и перерабатывается в мантии Земли .
Желоба связаны с континентальными зонами столкновения, такими как Гималаи , но отличаются от них . В отличие от желобов, в зонах столкновения континентов континентальная кора переходит в зону субдукции. Когда плавучая континентальная кора входит в желоб, субдукция прекращается, и этот район становится зоной столкновения континентов. С зонами столкновений связаны особенности, аналогичные траншеям . Одной из таких особенностей является периферийный прибрежный бассейн , заполненный отложениями передний прогиб . Примеры периферийных прибрежных бассейнов включают поймы реки Ганг и речную систему Тигр-Ефрат . [2]
Траншеи не были четко определены до конца 1940-х и 1950-х годов. Батиметрия океана была плохо известна до экспедиции Челленджера 1872–1876 гг. [12], в ходе которой было произведено 492 зондирования глубин океана. [13] На станции № 225 экспедиция обнаружила Бездну Челленджера , [14] которая теперь известна как южная оконечность Марианской впадины . Прокладка трансатлантических телеграфных кабелей на морском дне между континентами в конце 19 - начале 20 веков послужила дополнительным стимулом для улучшения батиметрии. [15] Термин «траншея» в современном понимании выдающейся вытянутой впадины морского дна был впервые использован Джонстоном в его учебнике 1923 года «Введение в океанографию» . [16] [2]
В 1920-х и 1930-х годах Феликс Андриес Венинг Мейнес измерял силу тяжести над траншеями, используя недавно разработанный гравиметр , который мог измерять силу тяжести с борта подводной лодки. [11] Он предложил гипотезу тектогена для объяснения поясов отрицательных гравитационных аномалий, обнаруженных вблизи островных дуг. Согласно этой гипотезе, пояса представляли собой зоны опускания легких пород коры, возникающие в результате подкоровых конвекционных течений. Гипотеза тектогена была далее развита Григгсом в 1939 году с использованием аналоговой модели, основанной на паре вращающихся барабанов. Гарри Хаммонд Гесс существенно пересмотрел теорию на основе своего геологического анализа. [17]
Вторая мировая война в Тихом океане привела к значительному улучшению батиметрии, особенно в западной части Тихого океана. В свете этих новых измерений линейный характер глубин стал ясен. В 1950-х и 1960-х годах наблюдался быстрый рост усилий по глубоководным исследованиям, особенно широкое использование эхолотов . Эти усилия подтвердили морфологическую полезность термина «траншея». Важные траншеи были идентифицированы, взяты пробы и нанесены на карту с помощью гидролокатора.
Ранний этап исследования траншеи достиг своего пика со спуском батискафа « Триест » в 1960 году на дно Бездны Челленджера. После обнародования Робертом С. Дитцем и Гарри Хессом гипотезы о расширении морского дна в начале 1960-х годов и тектонической революции плит в конце 1960-х годов океанический желоб стал важной концепцией в теории тектоники плит . [11]
Океанические желоба имеют ширину от 50 до 100 километров (от 30 до 60 миль) и имеют асимметричную V-образную форму с более крутым уклоном (от 8 до 20 градусов) на внутренней (основной) стороне желоба и более пологим уклоном (около 5 градусов). ) на внешней (погружающейся) стороне желоба. [18] [19] Дно траншеи отмечает границу между погружающимися и перекрывающими плитами, известную как сдвиг границы базальной плиты [20] или субдукционный деколлемент . [2] Глубина траншеи зависит от начальной глубины океанической литосферы, когда она начинает погружаться в траншею, угла, под которым погружается плита, и количества отложений в траншее. И начальная глубина, и угол субдукции больше для более старой океанической литосферы, что отражается в глубоких желобах западной части Тихого океана. Здесь дно Марианских островов и желобов Тонга-Кермадек находится на глубине до 10–11 километров (6,2–6,8 миль) ниже уровня моря. В восточной части Тихого океана, где погружающаяся океаническая литосфера намного моложе, глубина Перу-Чилийской впадины составляет около 7–8 километров (от 4,3 до 5,0 миль). [18]
Несмотря на свою узость, океанические желоба удивительно длинные и непрерывные, образуя крупнейшие линейные впадины на Земле. Длина отдельной траншеи может достигать тысяч километров. [3] Большинство траншей выпуклы в сторону погружающейся плиты, что объясняется сферической геометрией Земли. [21]
Асимметрия траншеи отражает различные физические механизмы, определяющие внутренний и внешний угол уклона. Внешний угол наклона траншеи определяется радиусом изгиба погружающейся плиты, определяемым ее упругой толщиной. Поскольку океаническая литосфера с возрастом утолщается, внешний угол наклона в конечном итоге определяется возрастом погружающейся плиты. [22] [20] Внутренний угол наклона определяется углом естественного откоса края пластины. [20] Это отражает частые землетрясения вдоль траншеи, которые предотвращают чрезмерную крутизну внутреннего склона. [2]
Когда погружающаяся плита приближается к желобу, она слегка изгибается вверх, прежде чем начать погружение в глубину. В результате склон внешней траншеи ограничен высотой внешней траншеи . Он невелик, часто имеет высоту всего несколько десятков метров и обычно расположен в нескольких десятках километров от оси траншеи. На самом внешнем склоне, где плита начинает изгибаться вниз в желоб, верхняя часть погружающейся плиты нарушена нарушениями изгиба, придающими склону внешнего желоба горстовый и грабеновый рельеф. Образование этих изгибных разломов подавляется там, где океанические хребты или крупные подводные горы погружаются в желоб, но изгибные разломы пересекают более мелкие подводные горы. Там, где погружающаяся плита лишь тонко покрыта осадками, на внешнем склоне часто наблюдаются спрединговые хребты морского дна, наклоненные к горстовым и грабеновым хребтам. [20]
Морфология желоба сильно изменяется в зависимости от количества отложений в желобе. Оно варьируется от практически полного отсутствия осадконакопления, как в желобе Тонга-Кермадек, до полного заполнения осадками, как в зоне субдукции Каскадия. Седиментация во многом контролируется тем, находится ли желоб рядом с источником континентальных отложений. [21] Диапазон седиментации хорошо иллюстрируется Чилийской впадиной. Часть желоба на севере Чили, расположенная вдоль пустыни Атакама с очень медленной скоростью выветривания, испытывает недостаток осадков: на дне траншеи находится от 20 до нескольких сотен метров отложений. Тектоническая морфология этого сегмента желоба полностью обнажена на дне океана. Центральный сегмент желоба Чили умеренно отложен, с отложениями, налегающими на пелагические отложения или океанский фундамент погружающейся плиты, но морфология желоба все еще четко различима. Южный сегмент желоба Чили полностью отложен, до такой степени, что внешний подъем и уклон уже не различимы. Другие полностью осажденные траншеи включают Макранский прогиб, где толщина отложений достигает 7,5 километров (4,7 миль); зона субдукции Каскадия, которая полностью покрыта отложениями на глубине от 3 до 4 километров (от 1,9 до 2,5 миль); и самая северная зона субдукции Суматры, которая погребена под 6 километрами (3,7 мили) отложений. [23]
Иногда осадки переносятся вдоль оси океанического желоба. В центральном желобе Чили происходит перенос осадков от конусов источников по осевому каналу. [24] Подобный перенос отложений был зафиксирован в Алеутском желобе. [2]
Помимо седиментации рек, впадающих во впадину, седиментация также происходит в результате оползней на тектонически крутом внутреннем склоне, часто вызванных меганадвиговыми землетрясениями . Слайд Релока в центральной впадине Чили является примером этого процесса. [25]
Конвергентные окраины классифицируются как эрозионные или аккреционные, и это оказывает сильное влияние на морфологию внутреннего склона желоба. Эрозионные окраины, такие как северные Перу-Чилийские, Тонга-Кермадекские и Марианские желоба, соответствуют желобам, испытывающим недостаток осадков. [3] Опускающаяся плита размывает материал из нижней части перекрывающей плиты, уменьшая ее объем. Край плиты испытывает проседание и повышение крутизны с нормальными разломами. Склон подстилается относительно прочными магматическими и метаморфическими породами, сохраняющими большой угол откоса. [26] Более половины всех конвергентных границ являются эрозионными. [2]
Аккреционные окраины, такие как южные районы Перу-Чили, Каскадия и Алеутские острова, связаны с желобами, отложенными от умеренной до сильной степени отложений. По мере погружения плиты осадки «бульдозерами» выбрасываются на край перекрывающей плиты, образуя аккреционный клин или аккреционную призму . При этом переопределяющая пластина выдвигается наружу. Поскольку отложениям недостает прочности, угол их откоса мягче, чем у пород, составляющих внутренний склон эрозионных окраин траншей. Внутренний склон подстилается чешуйчатыми надвиговыми пластинами отложений. Топография внутреннего склона огрублена из-за локализованного массового истощения . [26] Каскадия практически не имеет батиметрического выражения внешнего поднятия и траншеи из-за полного заполнения осадками, но склон внутренней траншеи сложный, со множеством надвиговых хребтов. Они конкурируют с образованием каньонов реками, впадающими в желоб. На внутренних желобных склонах эрозионных окраин редко наблюдаются надвиги. [19]
Аккреционные призмы растут двумя способами. Первый – это фронтальная аккреция, при которой отложения соскабливаются с нисходящей плиты и помещаются в передней части аккреционной призмы. [2] По мере роста аккреционного клина более старые отложения, расположенные дальше от желоба, становятся все более литифицированными , а разломы и другие структурные особенности становятся крутыми из-за вращения в сторону желоба. [27] Другим механизмом роста аккреционной призмы является андерплейтинг [2] (также известный как базальная аккреция [28] ) субдуцированных отложений вместе с некоторой океанической корой вдоль неглубоких частей субдукционного деколлемента. Францисканская группа Калифорнии интерпретируется как древняя аккреционная призма, в которой под плитами зафиксированы тектонические меланжи и дуплексные структуры . [2]
Частые мегаземлетрясения изменяют внутренний склон траншеи, вызывая массивные оползни. Они оставляют на головных и боковых стенках полукруглые оползневые уступы с уклоном до 20 градусов. [29]
Погружение подводных гор и асейсмических хребтов в траншею может увеличить асейсмическую ползучесть и уменьшить силу землетрясений. Напротив, субдукция большого количества отложений может привести к распространению разрывов вдоль деколлемента субдукции на большие расстояния, вызывая меганадвиговые землетрясения. [30]
Траншеи кажутся стабильными в своем положении с течением времени, но ученые полагают, что некоторые траншеи — особенно те, которые связаны с зонами субдукции, где сходятся две океанические плиты, — движутся назад, в субдукционную плиту. [31] [32] Это называется откатом траншеи или откатом шарнира (также откат шарнира ) и является одним из объяснений существования задуговых бассейнов .
Силы, перпендикулярные плите (части погружающейся плиты внутри мантии), ответственны за крутизну плиты и, в конечном итоге, за движение шарнира и траншеи на поверхности. [33] Эти силы возникают из-за отрицательной плавучести плиты по отношению к мантии [34], измененной геометрией самой плиты. [35] Расширение доминирующей плиты в ответ на последующее субгоризонтальное мантийное течение в результате смещения плиты может привести к образованию задугового бассейна. [36]
В процессе отката плиты участвуют несколько сил. Две силы, действующие друг против друга на границе двух погружающихся плит, оказывают воздействие друг на друга. Погружающая пластина оказывает изгибающую силу (FPB), которая создает давление во время субдукции, в то время как перекрывающая пластина оказывает силу на погружающую пластину (FTS). Сила тяги плиты (FSP) вызвана отрицательной плавучестью плиты, толкающей плиту на большую глубину. Сила сопротивления окружающей мантии противодействует силам притяжения плиты. Взаимодействия с разрывом 660 км вызывают отклонение за счет плавучести при фазовом переходе (F660). [35] Уникальное взаимодействие этих сил является причиной отката плиты. Когда глубокая секция плиты препятствует движению вниз мелкой секции плиты, происходит откат плиты. Погружающаяся плита подвергается обратному погружению из-за отрицательных сил плавучести, вызывающих ретроградное движение шарнира траншеи вдоль поверхности. Апвеллинг мантии вокруг плиты может создать благоприятные условия для формирования задугового бассейна. [36]
Сейсмическая томография подтверждает откат плиты. Результаты демонстрируют высокие температурные аномалии внутри мантии, что позволяет предположить, что в мантии присутствует субдуцированный материал. [37] Офиолиты рассматриваются как свидетельство таких механизмов, как высокое давление и температура, при которых породы быстро выносятся на поверхность посредством процессов отката плиты, что обеспечивает пространство для эксгумации офиолитов .
Откат плиты не всегда представляет собой непрерывный процесс, предполагающий эпизодический характер. [34] Эпизодический характер отката объясняется изменением плотности погружающейся плиты, например приходом плавучей литосферы (континента, дуги, хребта или плато), изменением динамики субдукции или изменение кинематики пластины. Возраст погружающихся плит не оказывает никакого влияния на откат плиты. [35] Близлежащие столкновения континентов влияют на откат плит. Столкновения континентов вызывают движение мантии и выдавливание мантийного материала, что вызывает растяжение и откат дуговых желобов. [36] В районе юго-восточной части Тихого океана произошло несколько событий отката, приведших к образованию многочисленных задуговых бассейнов. [34]
Взаимодействия с разрывами мантии играют существенную роль в откате плиты. Застой на разрыве длиной 660 км вызывает ретроградное движение плиты из-за сил всасывания, действующих на поверхности. [35] Откат плиты вызывает обратный поток мантии, который вызывает растяжение из-за касательных напряжений в основании перекрывающей плиты. По мере увеличения скорости отката плиты скорость кругового мантийного течения также увеличивается, ускоряя темпы расширения. [33] Скорость растяжения изменяется, когда плита взаимодействует с разрывами внутри мантии на глубине 410 км и 660 км. Плиты могут либо проникнуть непосредственно в нижнюю мантию , либо затормозиться из-за фазового перехода на глубине 660 км, создающего разницу в плавучести. Увеличение ретроградной миграции желоба (откат плиты) (2–4 см/год) является результатом уплощения плиты на разрыве 660 км, где плита не проникает в нижнюю мантию. [38] Так обстоит дело с желобами Японии, Явы и Идзу-Бонин. Эти сплющенные плиты лишь временно задерживаются в переходной зоне. Последующее смещение в нижнюю мантию вызвано силами притяжения плиты или дестабилизацией плиты из-за нагревания и расширения из-за термодиффузии. Плиты, которые проникают непосредственно в нижнюю мантию, приводят к более медленным скоростям отката плит (~ 1–3 см / год), например, Марианская дуга, дуги Тонга. [38]
По мере того как отложения погружаются на дно желобов, большая часть их жидкого содержимого выбрасывается и движется обратно вдоль декольте субдукции, образуясь на внутреннем склоне в виде грязевых вулканов и холодных выходов . Клатраты метана и газовые гидраты также накапливаются на внутреннем склоне, и есть опасения, что их распад может способствовать глобальному потеплению . [2]
Жидкости, выбрасываемые грязевыми вулканами и холодными просачиваниями, богаты метаном и сероводородом , обеспечивающими химическую энергию для хемотрофных микроорганизмов , составляющих основу уникального биома желоба . Сообщества холодного просачивания были идентифицированы на склонах внутренних желобов западной части Тихого океана (особенно в Японии [39] ), Южной Америке, Барбадосе, Средиземноморье, Макране и Зондском желобе. Они встречаются на глубине до 6000 метров (20 000 футов). [2] Геном экстремофила Deinococcus из Challenger Deep был секвенирован на предмет его экологических исследований и потенциального промышленного использования. [40]
Поскольку траншеи являются самыми низкими точками на дне океана, существуют опасения, что пластиковый мусор может накапливаться в траншеях и подвергать опасности хрупкие биомы траншей. [41]
Недавние измерения, в которых соленость и температура воды измерялись на протяжении всего погружения, имеют погрешность около 15 м (49 футов). [42] Более ранние измерения могут отличаться на сотни метров.
(*) Пять самых глубоких впадин в мире
