Войти
Океаническая кора формируется на океаническом хребте, а литосфера погружена 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, субдукционная плита начинает опускаться под другую литосферную плиту. Траншеи 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 измеренная глубина океана находится в Глубине Челленджера в Марианской впадине на глубине 11 034 м (36 201 фут) ниже уровня моря. Океаническая литосфера движется в траншеи со скоростью около 3 км / год.
Основные траншеи Тихого океана (1–10) и зоны разломов (11–20): 1. Кермадек 2. Тонга 3. 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-Тихоокеанский подъем (S-образный) 20. Хребет Наска Протяженность сходящиеся края плит, в основном вокруг Тихого океана - причина ссылки на окраину «тихоокеанского типа» - но они также встречаются в восточной части Индийского океана, с относительно короткими сходящимися сегментами окраины в Атлантическом океане и в. В мире насчитывается более 50 крупных океанических желобов, занимающих площадь 1,9 миллиона км, или около 0,5% мирового океана. Частично засыпанные траншеи известны как «впадины», а иногда они полностью погребены и лишены батиметрического выражения, но фундаментальные тектонические структуры, которые они представляют, означают, что здесь также следует применять великое имя. Это относится к Каскадии, Макрану, южным Малым Антильским островам и Калабрийским окопам. Траншеи вместе с вулканическими дугами и зонами землетрясений, которые погружаются под вулканическую дугу на глубину до 700 км (430 миль), указывают на конвергентные границы плит и их более глубокие проявления, зоны субдукции. Траншеи связаны с зонами континентального столкновения (например, между Индией и Азией, образующими Гималаи ), но отличаются от них, где континентальная кора входит в зону субдукции. Когда плавучая континентальная кора входит в желоб, субдукция в конце концов прекращается, и этот район становится зоной столкновения континентов. Элементы, аналогичные траншеям, связаны с зонами столкновения, в том числе заполненными наносами передовыми прогибами, такими как реки Ганг и реки Тигр-Евфрат.
Траншеи не были четко определены до конца 1940-х и 1950-х годов. батиметрия океана не представляла особого интереса до конца XIX - начала XX веков, когда трансатлантические телеграфные кабели были впервые проложены по морскому дну между континентами. Удлиненное батиметрическое выражение траншей не было признано вплоть до 20 века. Термин «траншея» не встречается в классической океанографии книги Мюррея и Хьорта (1912). Вместо этого они применили термин «глубокий» для обозначения самых глубоких частей океана, таких как Challenger Deep. Опыт Первой мировой войны на полях сражений продемонстрировал концепцию траншеи как вытянутой впадины, определяющей важную границу, что, возможно, привело к тому, что термин «траншея» использовался для описания природных особенностей в начале 1920-е гг. 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 понимании 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 гравитацию на борту подводной лодки и использовал его для измерения гравитация над траншеями. Его измерения показали, что траншеи - это места опускания в твердую Землю. 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 привела к значительным улучшениям 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 лодки Bathyscaphe Trieste, которая установила непревзойденный мировой рекорд, погрузившись на дно Челленджера. После того, как Роберт С. Дитц 'и Гарри Гесс ' сформулировали гипотезу расширения морского дна в начале 1960-х годов и тектоническую революцию плит в конце 1960-х годов, термин «траншея» был переопределен. тектонические плиты, а также батиметрические коннотации.
Поперечное сечение океанического желоба, образованного вдоль конвергентной океанической границы 
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 океаническая плита Наска погружается под континентальную Южно-Американскую плиту Желоба являются центральными элементами характерной физиографии сходящейся границы плиты. 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 наклон определяется вершиной опускающейся пластины, которая должна изгибаться, когда начинает спускаться. Большая толщина литосферы требует, чтобы этот изгиб был пологим. Когда погружающая пластина приближается к траншее, она сначала изгибается вверх, образуя внешнюю волну траншеи, затем опускается, образуя внешний откос траншеи. Внешний уклон траншеи обычно нарушается рядом субпараллельных нормальных разломов, которые «спускаются по лестнице» от морского дна к траншее. Граница плиты определяется самой осью траншеи. Под внутренней стенкой траншеи две плиты скользят друг мимо друга по субдукции деколлемент, пересечение морского дна которой определяет местоположение траншеи. Направляющая плита обычно содержит область вулканической дуги и преддугу. Вулканическая дуга вызвана физическими и химическими взаимодействиями между погруженной плитой на глубине и астеносферной мантией, связанной с доминирующей плитой. Преддуга находится между желобом и вулканической дугой. В глобальном масштабе преддуги имеют самый низкий тепловой поток от внутренней части Земли, потому что нет астеносферы (конвектирующей мантии) между литосферой преддуги и холодной субдукционной плитой.
Внутренняя стена траншеи отмечает край верхняя пластина и крайняя передняя дуга. Преддуга состоит из магматической и метаморфической коры, и эта кора может выступать в качестве опоры для растущего аккреционного клина (образованного из отложений, соскобленных с вершины опускающегося грунта. тарелка). Если поток отложений высок, материал переходит от погружающей плиты к перекрывающей плите. В этом случае аккреционная призма растет, и местоположение желоба постепенно смещается 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 положение 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. Преддуга постоянно подвергается субдукционным деформациям и землетрясениям. 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.
Океанический желоб, образованный вдоль континентально-океанической конвергентной границы Состав внутреннего склона желоба и контроль первого порядка по морфологии желоба определяется отложениями поставка. Активные аккреционные призмы обычны в желобах около континентов, где реки или ледники поставляют большие объемы наносов в желоб. Эти заполненные траншеи могут не иметь батиметрического выражения траншеи. Окраина Cascadia на северо-западе США представляет собой заполненную траншею, образовавшуюся в результате отложения отложений реками западных Соединенных Штатов и Канады.
Конвергентная окраина Малых Антильских островов демонстрирует важность близости к источникам наносов для морфологии траншеи. На юге, недалеко от устья реки Ориноко, морфологического желоба нет, а ширина передней дуги (включая аккреционную призму) составляет почти 500 км (310 миль). Большая аккреционная призма поднимается над уровнем моря и образует 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 имеет глубину более 8600 м (28200 футов), и здесь нет активной аккреционной призмы.
Подобную взаимосвязь между близостью к рекам, шириной преддуги и морфологией желоба можно наблюдать с востока на запад вдоль конвергентной границы Аляски - Алеутской. 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 - конвергентная окраина Макран у берегов Пакистана и Ирана, которая представляет собой траншею, заполненную отложениями из Тигра - Евфрата и Инда реки. Толстые скопления турбидитов вдоль траншеи могут быть доставлены за счет переноса отложений вниз по оси, которые входят в траншею на расстоянии 1000–2000 км (620–1240 миль), как это обнаружено для Перу – Чили. Желоб к югу от Вальпараисо и Алеутский желоб.
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 наносов 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.
Схематическое сечение зоны субдукции с аккреционной призмой, образованной выносом отложений с нисходящей плиты. Аккреционные призмы растут двумя путями: за счет фронтальной аккреции, в результате чего осадки соскребаются с опускающейся плиты, бульдозерным способом, рядом с траншеей, и подстилкой погруженных отложений (и иногда океанической коры ) вдоль неглубокие части 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. 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 отражены 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 пологий, но может быть прорезан подводными каньонами. Поскольку аккреционные конвергентные границы имеют высокий рельеф, непрерывно деформируются и вмещают большой поток наносов, они представляют собой мощные системы рассеивания и накопления наносов. Перенос наносов контролируется подводными оползнями, обломочными потоками, мутными течениями и контуритами. Подводные каньоны переносят отложения с пляжей и рек вниз по верхнему склону. Эти каньоны формируются канальцевыми турбидитами и обычно теряют четкость с глубиной, потому что непрерывные разломы нарушают подводные каналы. Осадки движутся вниз по внутренней стенке траншеи через каналы и ряд 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 плиту Хуан-де-Фука, достигая хребта распространения в нескольких сотнях километров к западу.
Наклон внутреннего желоба аккреционной сходящейся границы отражает непрерывные 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 уклона, поддерживаемого отложениями. По достижении критического сужения клин стабильно скользит по своему 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 давление, и, следовательно, к относительно слабой аккреционной призме с неглубокой конической геометрией, тогда как высокая проницаемость и медленная сходимость приводят к более низкому поровому давлению, более сильным призмам и более крутой геометрии.
Греческий желоб системы Греческой дуги необычен, потому что эта сходящаяся граница подчиняет эвапоритов. Наклон поверхности южного фланга (аккреционной призмы) небольшой, около 1 °, что указывает на очень низкое напряжение сдвига на деколлементе в основании клина. Эвапориты контролируют мелкую 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 эффективное напряжение. В 1970-х годах считалось, что линейные углубления эллинского желоба к югу от Крита похожи на желоба 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 плиты лежит к югу от Средиземноморского хребта.
Океанический желоб, образованный вдоль конвергентной границы между океаном и океаном 
Марианский желоб содержит самую глубокую часть мирового океана и проходит вдоль конвергентной границы между океаном и океаном. Это результат океанической Тихоокеанской плиты , погружающей под океаническую Марианскую плиту.Желоба, удаленные от притока континентальных отложений, лишены аккреционной призмы, а внутренний склон таких траншей 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, примыкающих к континентам с небольшим притоком наносов, переносимых реками, например, в центральной части Перу-Чилийского желоба, также может отсутствовать аккреционная призма.
Магматическое основание неаккреционной дуги может постоянно подвергаться воздействию субдукционной эрозии. Это переносит материал от передней дуги к субдуцирующей пластине и может быть выполнен посредством фронтальной эрозии или базальной эрозии. Фронтальная эрозия наиболее активна после погружения подводных гор под преддугу. Подвод больших построек (проходка подводных гор) чрезмерно наклоняет переднюю дугу, вызывая массовые разрушения, которые несут обломки в траншею и в конечном итоге в нее. 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 сейсмических отражений, поэтому возможность базальной эрозии трудно подтвердить. Субдукционная эрозия может также уменьшить некогда прочную аккреционную призму, если поток наносов в желоб уменьшится.
Несаккреционные преддуги также могут быть местом серпентинового грязевых вулканов. Они образуются там, где флюиды, выпущенные из опускающейся плиты, просачиваются вверх и взаимодействуют с литосферой холодной мантии преддуги. Мантия перидотит гидратируется до серпентинита, который намного менее плотен, чем перидотит, и поэтому поднимается диапирически, когда это возможно. Некоторые несаккреционные 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.
Желоба кажутся позиционно стабильными с течением времени, но ученые полагают, что некоторые траншеи - особенно те, которые связаны с зонами субдукции, где сходятся две океанические плиты - перемещаются назад в погружающуюся плиту. Это называется откат канавки или отступление петли (также откат петли ) и является одним из объяснений существования задуговых бассейнов.
плиты. откат происходит во время погружения двух тектонических плит и приводит к смещению 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. Движущей силой отката является отрицательная плавучесть плиты по отношению к нижележащей мантии, измененная геометрией самой плиты. Обратно-дуговые бассейны часто связаны с откатом плиты из-за удлинения перекрывающей плиты в ответ на последующий субгоризонтальный поток мантии из-за смещения плиты на глубине.
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 субдукции, в то время как преобладающая пластина оказывает усилие на погружающуюся пластину (FTS). Усилие вытягивания плиты (FSP) вызвано отрицательной плавучестью плиты, перемещающей плиту на большую глубину. Сила сопротивления со стороны окружающей мантии противостоит силам вытягивания плиты. Взаимодействия с разрывом 660 км вызывают отклонение из-за плавучести при фазовом переходе (F660). Уникальное взаимодействие этих сил приводит к откату плиты. Когда глубокая секция перекрытия препятствует нисходящему движению мелкой секции плиты, происходит откат плиты. Погружающаяся плита опускается назад из-за отрицательных сил плавучести, вызывающих ретроградацию шарнира траншеи по поверхности. Подъем мантии вокруг плиты может создать благоприятные условия для формирования задугового бассейна.
Сейсмическая томография свидетельствует об откате плиты. Результаты демонстрируют высокотемпературные аномалии в мантии, что позволяет предположить, что субдуцированный материал присутствует в мантии. Офиолиты рассматриваются как свидетельство таких механизмов, как быстрое поднятие горных пород под высоким давлением и температурой на поверхность за счет процессов отката плиты, что обеспечивает пространство для эксгумации офиолитов.
Откат плиты не всегда является непрерывным процессом, что позволяет предположить эпизодический характер. Эпизодический характер отката объясняется изменением плотности субдуцирующей плиты, например приходом плавучей литосферы (континента, дуги, гребня или плато), изменением динамики субдукции или изменением кинематика пластин. Возраст погружающихся плит не влияет на откат плиты. Столкновения с соседними континентами влияют на откат плиты. Столкновения континентов вызывают мантийный поток и экструзию мантийного материала, что вызывает растяжение и откат дугового желоба. В районе юго-восточной части Тихого океана произошло несколько событий отката, приведших к образованию многочисленных задуговых бассейнов.
Взаимодействия с разрывами мантии играют значительную роль в откате плиты. Застой на разрыве 660 км вызывает ретроградное движение плиты из-за всасывающих сил, действующих на поверхности. Откат плиты вызывает возвратный поток мантии, что вызывает расширение из-за касательных напряжений в основании перекрывающей плиты. По мере увеличения скоростей отката плиты также увеличиваются скорости кругового потока мантии, что увеличивает скорость расширения. Темпы расширения изменяются, когда плита взаимодействует с неоднородностями в мантии на глубине 410 км и 660 км. Слэбы могут либо проникать непосредственно в нижнюю мантию, либо задерживаться 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. 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, вызывают более медленную скорость отката слэбов (~ 1–3 см / год), например, Марианская дуга, дуга Тонга.
Объем вода, вытекающая изнутри и из-под передней дуги, 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 передняя дуга 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 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 глинами и опалом. Повышение давления и температуры, испытываемые субдуцированными материалами, превращает водные минералы в более плотные фазы, которые содержат все менее структурно связанной воды. Вода, высвобождаемая при дегидратации, сопровождающей фазовые переходы, является еще одним источником жидкости, попадающей 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 преддуговой зоне в ледоподобной форме (клатрат метана, также называемый газогидратом). 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 преддуги. 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 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 (Японский желоб, перуанская окраина). Просачивание с поверхности может быть связано с массивными отложениями гидратов и дестабилизацией (например, окраина Каскадии). Высокие концентрации метана и сульфида в флюидах, вытекающих с морского дна, являются основными источниками энергии для хемосинтеза.
Траншея Пуэрто-Рико Существует несколько факторов, влияющих на глубину траншеи. Самым важным элементом контроля является поступление наносов, которые заполняют траншею так, что не возникает батиметрического выражения. 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. Поскольку океаническая литосфера охлаждается и уплотняется с возрастом, она опускается. 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 нижележащей астеносфере легче обтекать края опускающейся плиты. Such slabs may have steep dips at relatively shallow depths and so may be associated with unusually deep trenches, such as the Challenger Deep.
| Trench | Ocean | Maximum Depth | Source |
|---|---|---|---|
| Mariana Trench | Pacific Ocean | 10,984 m (36,037 ft) | |
| Tonga Trench | Pacific Ocean | 10,882 m (35,702 ft) | |
| Philippine Trench | Pacific Ocean | 10,545 m (34,596 ft) | |
| Kuril–Kamchatka Trench | Pacific Ocean | 10,542 m (34,587 ft) | |
| Kermadec Trench | Pacific Ocean | 10,047 m (32,963 ft) | |
| Izu-Bonin Trench (Izu-Ogasawara Trench ) | Pacific Ocean | 9,810 m (32,190 ft) | |
| Japan Trench | Pacific Ocean | 10,375 m (34,039 ft) | |
| Puerto Rico Trench | Atlantic Ocean | 8,800 m (28,900 ft) | |
| South Sandwich Trench | Atlantic Ocean | 8,428 m (27,651 ft) | |
| Peru–Chile Trench or Atacama Trench | Pacific Ocean | 8,065 m (26,460 ft) |
(*) The five deepest trenches in the world
| Trench | Location |
|---|---|
| Intermontane Trench | Western North America ; between the Intermontane Islands and North America |
| Western North America; between the Insular Islands and the Intermontane Islands | |
| Farallon Trench | Western North America |
| Tethyan Trench | South of Turkey, Iran, Tibet and Southeast Asia |
Oceans portal 