Океанические желоба — это заметные, длинные, узкие топографические впадины океанического дна . Обычно они имеют ширину от 50 до 100 километров (от 30 до 60 миль) и глубину от 3 до 4 км (от 1,9 до 2,5 миль) ниже уровня окружающего океанического дна, но могут быть длиной в тысячи километров. Во всем мире насчитывается около 50 000 км (31 000 миль) океанических желобов, в основном вокруг Тихого океана , но также в восточной части Индийского океана и в нескольких других местах. Наибольшая измеренная глубина океана находится в Бездне Челленджера Марианской впадины , на глубине 10 994 м (36 070 футов) ниже уровня моря .
Океанические впадины являются особенностью отличительной 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 движется в впадины с глобальной скоростью около 3 км 2 (1,2 кв. мили) в год. [1] Впадина отмечает положение, в котором изогнутая, субдуцирующая плита начинает опускаться под другую литосферную плиту. Впадины, как правило, параллельны вулканической дуге и находятся примерно в 200 км (120 милях) от нее .
Большая часть жидкости, захваченной в осадках субдуцирующей плиты, возвращается на поверхность в океаническом желобе, образуя грязевые вулканы и холодные просачивания . Они поддерживают уникальные биомы, основанные на хемотрофных микроорганизмах. Существует опасение, что пластиковый мусор накапливается в желобах и угрожает этим сообществам.
В мире насчитывается около 50 000 км (31 000 миль) конвергентных краев плит . Они в основном расположены вокруг Тихого океана, но также встречаются в восточной части Индийского океана , с несколькими более короткими сегментами конвергентных краев в других частях Индийского океана, в Атлантическом океане и в Средиземном море. [2] Они находятся на обращенной к океану стороне островных дуг и орогенов андийского типа . [3] Во всем мире существует более 50 крупных океанических желобов, покрывающих площадь 1,9 млн км 2 или около 0,5% океанов. [4]
Желоба геоморфологически отличаются от впадин . Впадины представляют собой вытянутые углубления морского дна с крутыми бортами и плоским дном, в то время как впадины характеризуются V-образным профилем. [4] Частично заполненные впадины иногда описываются как впадины, например, впадина Макран . [5] Некоторые впадины полностью заглублены и не имеют батиметрического выражения, как в зоне субдукции Каскадия , [6] которая полностью заполнена осадками. [7] Несмотря на их внешний вид, в этих случаях фундаментальная структура тектонических плит по-прежнему является океаническим желобом. Некоторые впадины похожи на океанические впадины, но обладают другими тектоническими структурами. Одним из примеров является впадина Малых Антильских островов , которая является преддуговым бассейном зоны субдукции Малых Антильских островов . [8] Также не впадиной является впадина Новой Каледонии , которая является протяженным осадочным бассейном, связанным с зоной субдукции Тонга-Кермадек . [9] Кроме того, Кайманов прогиб, представляющий собой бассейн сдвига в зоне трансформного разлома , [10] не является океаническим желобом.
Траншеи, наряду с вулканическими дугами и зонами Вадати-Бениоффа (зонами землетрясений под вулканической дугой), являются диагностическими признаками конвергентных границ плит и их более глубоких проявлений, зон субдукции . [2] [3] [11] Здесь две тектонические плиты дрейфуют друг в друга 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, чтобы быть переработанной в мантии Земли .
Желоба связаны с зонами столкновения континентов, такими как Гималаи , но отличаются от них . В отличие от желобов, в зонах столкновения континентов континентальная кора входит в зону субдукции. Когда плавучая континентальная кора входит в желоб, субдукция останавливается, и область становится зоной столкновения континентов. Особенности, аналогичные желобам, связаны с зонами столкновения . Одной из таких особенностей является периферический форландовый бассейн , заполненный осадками передовой прогиб . Примерами периферических форландовых бассейнов являются поймы реки Ганг и речная система Тигр-Евфрат . [2]
Траншеи не были четко определены до конца 1940-х и 1950-х годов. Батиметрия океана была плохо известна до экспедиции Челленджера 1872–1876 годов, [12] которая провела 492 зондирования глубокого океана. [13] На станции № 225 экспедиция обнаружила впадину Челленджера , [14] теперь известную как южный конец Марианской впадины . Прокладка трансатлантических телеграфных кабелей по морскому дну между континентами в конце 19-го и начале 20-го веков дала дополнительную мотивацию для улучшения батиметрии. [15] Термин «траншея » , в его современном смысле, как выдающаяся вытянутая впадина морского дна, был впервые использован Джонстоном в его учебнике 1923 года « Введение в океанографию» . [16] [2]
В 1920-х и 1930-х годах Феликс Андриеш Венинг Майнес измерял гравитацию над траншеями, используя недавно разработанный гравиметр , который мог измерять гравитацию с борта подводной лодки. [11] Он предложил тектогенную гипотезу для объяснения поясов отрицательных гравитационных аномалий, которые были обнаружены вблизи островных дуг. Согласно этой гипотезе, пояса были зонами нисхождения легких пород земной коры, возникающих из подкоровых конвекционных течений. Тектогенная гипотеза 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 линейная природа глубин стала очевидной. Наблюдался быстрый рост усилий по исследованию глубоководных районов, особенно широкое использование эхолотов в 1950-х и 1960-х годах. Эти усилия подтвердили морфологическую полезность термина «траншея». Важные траншеи были идентифицированы, отобраны и нанесены на карту с помощью сонара.
Ранняя фаза исследования впадины достигла своего пика с погружением батискафа « Триест » на дно Бездны Челленджера в 1960 году. После того, как Роберт С. Дитц и Гарри Хесс обнародовали гипотезу расширения морского дна в начале 1960-х годов и произошла революция в тектонике плит в конце 1960-х годов, океаническая впадина стала важной концепцией в теории тектоники плит . [11]
Океанические желоба имеют ширину от 50 до 100 километров (от 30 до 60 миль) и асимметричную V-образную форму с более крутым уклоном (от 8 до 20 градусов) на внутренней (надвигающейся) стороне желоба и более пологим уклоном (около 5 градусов) на внешней (поддвигающейся) стороне желоба. [18] [19] Дно желоба отмечает границу между погружающейся и надвигающейся плитами, известную как сдвиг границы базальной плиты [20] или субдукционный деколлемент . [2] Глубина желоба зависит от начальной глубины океанической литосферы, когда она начинает нырять в желоб, угла, под которым погружается плита, и количества осадков в желобе. Как начальная глубина, так и угол субдукции больше для более старой океанической литосферы, что отражено в глубоких желобах западной части Тихого океана. Здесь дно Марианских и Тонга-Кермадекских впадин находится на глубине до 10–11 километров (6,2–6,8 миль) ниже уровня моря. В восточной части Тихого океана, где субдуцирующая океаническая литосфера намного моложе, глубина Перуано-Чилийской впадины составляет около 7–8 километров (4,3–5,0 миль). [18]
Хотя океанические впадины узкие, они удивительно длинные и непрерывные, образуя самые большие линейные впадины на Земле. Отдельная впадина может быть длиной в тысячи километров. [3] Большинство впадин выпуклые по направлению к погружающейся плите, что объясняется сферической геометрией Земли. [21]
Асимметрия желоба отражает различные физические механизмы, которые определяют внутренний и внешний угол наклона. Внешний угол наклона желоба определяется радиусом изгиба погружающейся плиты, определяемым ее упругой толщиной. Поскольку океаническая литосфера утолщается с возрастом, внешний угол наклона в конечном итоге определяется возрастом погружающейся плиты. [22] [20] Внутренний угол наклона определяется углом естественного откоса перекрывающего края плиты. [20] Это отражает частые землетрясения вдоль желоба, которые предотвращают чрезмерное укручение внутреннего склона. [2]
Когда погружающаяся плита приближается к желобу, она слегка изгибается вверх, прежде чем начать нырять в глубины. В результате внешний склон желоба ограничен внешним возвышением желоба . Это едва заметно, часто всего лишь десятки метров высотой, и обычно расположено в нескольких десятках километров от оси желоба. На самом внешнем склоне, где плита начинает изгибаться вниз в желоб, верхняя часть погружающейся плиты нарушена изгибающими разломами, которые придают внешнему склону желоба топографию горста и грабена . Образование этих изгибающих разломов подавляется там, где океанические хребты или крупные подводные горы погружаются в желоб, но изгибающие разломы пересекают более мелкие подводные горы. Там, где погружающаяся плита лишь тонко покрыта осадками, внешний склон часто будет показывать хребты спрединга морского дна , наклонные к хребтам горста и грабена. [20]
Морфология желоба сильно изменяется в зависимости от количества осадков в желобе. Оно варьируется от практически полного отсутствия осадков, как в желобе Тонга-Кермадек, до полного заполнения осадками, как в зоне субдукции Каскадия. Седиментация в значительной степени контролируется тем, находится ли желоб вблизи континентального источника осадков. [21] Диапазон осадконакопления хорошо иллюстрируется Чилийским желобом. Северная чилийская часть желоба, которая лежит вдоль пустыни Атакама с ее очень медленной скоростью выветривания, испытывает недостаток осадков, с от 20 до нескольких сотен метров осадков на дне желоба. Тектоническая морфология этого сегмента желоба полностью обнажена на дне океана. Центральный чилийский сегмент желоба умеренно осадочный, с осадками, наложенными на пелагические осадки или океаническое основание субдуцирующей плиты, но морфология желоба все еще четко различима. Южный чилийский сегмент желоба полностью осадочный, до такой степени, что внешний подъем и склон больше не различимы. Другие полностью осадочные желоба включают в себя Макранский желоб, где толщина осадков достигает 7,5 километров (4,7 миль); зону субдукции Каскадия, которая полностью погребена под 3–4 километрами (1,9–2,5 мили) осадков; и самую северную зону субдукции Суматры, которая погребена под 6 километрами (3,7 мили) осадков. [23]
Осадки иногда переносятся вдоль оси океанического желоба. Центральный Чилийский желоб испытывает перенос осадков из конусов выноса вдоль осевого канала. [24] Похожий перенос осадков был задокументирован в Алеутском желобе. [2]
В дополнение к седиментации из рек, впадающих в желоб, седиментация также происходит из-за оползней на тектонически крутом внутреннем склоне, часто вызванных мегавзрывными землетрясениями . Оползень Релока в центральной чилийской впадине является примером этого процесса. [25]
Конвергентные границы классифицируются как эрозионные или аккреционные, и это оказывает сильное влияние на морфологию внутреннего склона желоба. Эрозионные границы, такие как северные желоба Перу-Чили, Тонга-Кермадек и Марианская впадина, соответствуют желобам с дефицитом осадков. [3] Субдукционная плита вымывает материал из нижней части вышележащей плиты, уменьшая ее объем. Край плиты испытывает проседание и укручение с нормальным сбросом. Склон подстилается относительно прочной магматической и метаморфической породой, которая поддерживает высокий угол естественного откоса. [26] Более половины всех конвергентных границ являются эрозионными границами. [2]
Аккреционные окраины, такие как южные Перуано-Чили, Каскадия и Алеутские острова, связаны с умеренно или сильно осадочными желобами. По мере того, как плита субдуцирует, осадки «бульдозером» надвигаются на край перекрывающей плиты, образуя аккреционный клин или аккреционную призму . Это выстраивает перекрывающую плиту наружу. Поскольку осадки не обладают прочностью, их угол естественного откоса более пологий, чем у породы, составляющей внутренний склон эрозионных пограничных желобов. Внутренний склон подстилается черепитчатыми надвиговыми пластами осадков. Рельеф внутреннего склона шероховатый из-за локализованного опустошения массы . [26] Каскадия практически не имеет батиметрического выражения внешнего подъема и желоба из-за полного заполнения осадками, но внутренний склон желоба сложный, со множеством надвиговых хребтов. Они конкурируют с образованием каньона реками, впадающими в желоб. Внутренние склоны желобов эрозионных окраин редко показывают надвиговые хребты. [19]
Аккреционные призмы растут двумя способами. Первый — фронтальная аккреция, при которой осадки соскребаются с нисходящей плиты и размещаются в передней части аккреционной призмы. [2] По мере роста аккреционного клина более старые осадки, расположенные дальше от желоба, становятся все более литифицированными , а разломы и другие структурные особенности становятся круче из-за вращения в сторону желоба. [27] Другим механизмом роста аккреционной призмы является андерплейтинг [2] (также известный как базальная аккреция [28] ) субдуцированных осадков вместе с некоторой океанической корой вдоль мелководных частей субдукционного деколлемента. Францисканская группа Калифорнии интерпретируется как древняя аккреционная призма , в которой андерплейтинг зафиксирован в виде тектонических меланжей и дуплексных структур. [2]
Частые мега-землетрясения изменяют внутренний склон траншеи, вызывая массивные оползни. Они оставляют полукруглые оползневые уступы с уклонами до 20 градусов на головных и боковых стенках. [29]
Субдукция подводных гор и асейсмических хребтов в желоб может увеличить асейсмическую ползучесть и уменьшить силу землетрясений. Напротив, субдукция большого количества осадков может позволить разрывам вдоль субдукционного деколлемента распространяться на большие расстояния, вызывая мега-взрывные землетрясения. [30]
Желоба кажутся позиционно стабильными с течением времени, но ученые полагают, что некоторые желоба, особенно те, которые связаны с зонами субдукции, где сходятся две океанические плиты, движутся назад в погружающуюся плиту. [31] [32] Это называется откатом желоба или отступлением шарнира (также откатом шарнира ) и является одним из объяснений существования задуговых бассейнов .
Силы, перпендикулярные плите (часть погружающейся плиты внутри мантии), ответственны за крутизну плиты и, в конечном итоге, за перемещение шарнира и желоба на поверхности. [33] Эти силы возникают из-за отрицательной плавучести плиты по отношению к мантии [34], измененной геометрией самой плиты. [35] Расширение в перекрывающей плите в ответ на последующий субгоризонтальный поток мантии из-за смещения плиты может привести к образованию бассейна задней дуги. [36]
В процессе отката плиты задействовано несколько сил. Две силы, действующие друг против друга на границе двух погружающихся плит, оказывают друг на друга силы. Подводящая плита оказывает изгибающую силу (FPB), которая обеспечивает давление во время субдукции, в то время как перекрывающая плита оказывает силу против погружающейся плиты (FTS). Сила тяги плиты (FSP) вызвана отрицательной плавучестью плиты, которая тянет плиту на большие глубины. Сила сопротивления со стороны окружающей мантии противодействует силам тяги плиты. Взаимодействие с 660-километровым разрывом вызывает прогиб из-за плавучести при фазовом переходе (F660). [35] Уникальное взаимодействие этих сил является тем, что порождает откат плиты. Когда глубокая секция плиты препятствует нисходящему движению неглубокой секции плиты, происходит откат плиты. Подводящая плита подвергается обратному погружению из-за отрицательных сил плавучести, вызывающих ретроградацию шарнира желоба вдоль поверхности. Подъем мантии вокруг плиты может создать благоприятные условия для формирования задугового бассейна. [36]
Сейсмическая томография подтверждает откат плиты. Результаты демонстрируют высокотемпературные аномалии в мантии, что позволяет предположить наличие субдуцированного материала в мантии. [37] Офиолиты рассматриваются как доказательство таких механизмов, как высокое давление и температура пород, которые быстро выносятся на поверхность в процессе отката плиты, что обеспечивает пространство для эксгумации офиолитов .
Откат плиты не всегда является непрерывным процессом, предполагающим эпизодическую природу. [34] Эпизодическая природа отката объясняется изменением плотности погружающейся плиты, таким как прибытие плавучей литосферы (континента, дуги, хребта или плато), изменением динамики субдукции или изменением кинематики плиты. Возраст погружающихся плит не оказывает никакого влияния на откат плиты. [35] Близлежащие столкновения континентов оказывают влияние на откат плиты. Столкновения континентов вызывают течение мантии и выдавливание материала мантии, что вызывает растяжение и откат дуги-желоба. [36] В районе юго-восточной части Тихого океана произошло несколько событий отката, приведших к образованию многочисленных задуговых бассейнов. [34]
Взаимодействие с разрывами мантии играет важную роль в откате плиты. Застой на 660-километровом разрыве вызывает ретроградное движение плиты из-за сил всасывания, действующих на поверхности. [35] Откат плиты вызывает возвратный поток мантии, который вызывает расширение от касательных напряжений у основания перекрывающей плиты. По мере увеличения скоростей отката плиты, скорости кругового потока мантии также увеличиваются, ускоряя скорости расширения. [33] Скорости расширения изменяются, когда плита взаимодействует с разрывами внутри мантии на глубине 410 км и 660 км. Плиты могут либо проникать непосредственно в нижнюю мантию , либо могут замедляться из-за фазового перехода на глубине 660 км, создающего разницу в плавучести. Увеличение ретроградной миграции желоба (откат плиты) (2–4 см/год) является результатом сплющенных плит на 660-километровом разрыве, где плита не проникает в нижнюю мантию. [38] Это касается Японского, Яванского и Изу-Бонинского желобов. Эти сплющенные плиты только временно задерживаются в переходной зоне. Последующее смещение в нижнюю мантию вызвано силами натяжения плиты или дестабилизацией плиты из-за нагревания и расширения из-за тепловой диффузии. Плиты, которые проникают непосредственно в нижнюю мантию, приводят к более медленным скоростям отката плиты (~1–3 см/год), таким как Марианская дуга, дуги Тонга. [38]
По мере того, как осадки погружаются на дно желобов, большая часть их жидкого содержимого выталкивается и движется обратно вдоль субдукционного декольмента, чтобы выйти на внутренний склон в виде грязевых вулканов и холодных просачиваний . Метановые клатраты и газовые гидраты также накапливаются на внутреннем склоне, и есть опасения, что их распад может способствовать глобальному потеплению . [2]
Жидкости, выделяемые грязевыми вулканами и холодными просачиваниями, богаты метаном и сероводородом , обеспечивая химическую энергию для хемотрофных микроорганизмов , которые формируют основу уникального биома впадины . Сообщества холодных просачиваний были обнаружены на внутренних склонах впадины западной части Тихого океана (особенно в Японии [39] ), Южной Америки, Барбадоса, Средиземноморья, Макрана и Зондского желоба. Они находятся на глубине до 6000 метров (20 000 футов). [2] Геном экстремофила Deinococcus из Challenger Deep был секвенирован для его экологической информации и потенциального промышленного использования. [40]
Поскольку впадины являются самыми низкими точками на дне океана, существует опасение, что пластиковый мусор может накапливаться в впадинах и представлять угрозу для хрупких биомов впадин. [41]
Недавние измерения, в ходе которых измерялись соленость и температура воды на протяжении всего погружения, имеют погрешность около 15 м (49 футов). [42] Более старые измерения могут иметь погрешность в сотни метров.
(*) Пять самых глубоких впадин в мире
