Океанические желоба: формирование, особенности и экологические проблемы

Введение

Длинные и узкие углубления морского дна.

Океанские траншеи – это выраженные, протяженные, узкие топографические понижения морского дна. Они обычно имеют ширину и залегают ниже уровня окружающего океанического дна, но могут простираться на тысячи километров в длину. Во всем мире насчитывается около 500 океанических траншей, преимущественно в районе Тихого океана, а также в восточной части Индийского океана и в нескольких других местах. Наибольшая измеренная глубина океана находится в Бездне Челленджера Марианской впадины, на глубине ниже уровня моря. Океанские траншеи являются характерной особенностью тектоники плит Земли. Они отмечают расположение зон схождения плит, вдоль которых литосферные плиты движутся навстречу друг другу со скоростью от нескольких миллиметров до более десяти сантиметров в год. Океаническая литосфера погружается в траншеи с глобальной скоростью около одного метра в год. Траншея обозначает место, где изогнутая, субдуцирующая плита начинает опускаться под другую литосферную плиту. Траншеи обычно параллельны вулканической дуге и расположены на расстоянии около от неё. Большая часть флюида, заключенного в осадочных отложениях субдуцирующей плиты, возвращается на поверхность в океанической траншее, формируя грязевые вулканы и холодные просачивания. Эти явления поддерживают уникальные биомы, основанные на хемотрофных микроорганизмах. Выражает опасение накопление пластикового мусора в траншеях и угроза, которую он представляет для этих сообществ.

Географическое распространение

Во всем мире существует приблизительно 500 сходящихся границ плит. Они в основном расположены вокруг Тихого океана, но также встречаются в восточной части Индийского океана, с несколькими более короткими конвергентными сегментами в других частях Индийского океана, в Атлантическом океане и в Средиземном море. Они встречаются на океанической стороне островных дуг и андских орогенов. В глобальном масштабе существует более 50 крупных океанических желобов, охватывающих площадь в 1,9 миллиона км2 или около 0,5% океанов. Желоба геоморфологически отличаются от впадин. Впадины – это удлиненные углубления морского дна с крутыми склонами и плоским дном, в то время как желоба характеризуются V-образным профилем. Желоба, которые частично заполнены, иногда описываются как впадины, например, Макранская впадина. Некоторые желоба полностью засыпаны и не имеют батиметрического выражения, как в зоне субдукции Каскадия, которая полностью заполнена осадками. Несмотря на их внешний вид, в этих случаях фундаментальная тектоническая структура все еще является океаническим желобом. Некоторые впадины похожи на океанические желоба, но обладают другими тектоническими структурами. Одним из примеров является впадина Малых Антильских островов, которая является бассейном преддуговой зоны субдукции Малых Антильских островов. Также не является желобом Нью-Каледонская впадина, которая представляет собой экстенсиональный осадочный бассейн, связанный с зоной субдукции Тонга-Кермадек. Кроме того, Кайманова впадина, которая является разрывным бассейном в зоне трансформного разлома, не является океаническим желобом. Желоба, наряду с вулканическими дугами и зонами Вадати-Бениоффа (зоны землетрясений под вулканической дугой) являются диагностическими признаками конвергентных границ плит и их более глубоких проявлений – зон субдукции. Здесь две тектонические плиты сближаются друг с другом со скоростью от нескольких до более миллиметров в год. По крайней мере, одна из плит – это океаническая литосфера, которая погружается под другую плиту для переработки в мантии Земли. Желоба связаны с, но отличаются от, зон континентального столкновения, таких как Гималаи. В отличие от желобов, в зонах континентального столкновения континентальная кора входит в зону субдукции. Когда плавучая континентальная кора попадает в желоб, субдукция прекращается, и область становится зоной континентального столкновения. С зонами столкновения связаны признаки, аналогичные желобам. Одной из таких особенностей является периферический предгорный бассейн – заполненная осадками предгорная впадина. Примерами периферических предгорных бассейнов являются поймы реки Ганг и речной системы Тигр и Евфрат.

There are approximately of convergent plate margins worldwide. These are mostly located around the Pacific Ocean, but are also found in the eastern Indian Ocean, with a few shorter convergent margin segments in other parts of the Indian Ocean, in the Atlantic Ocean, and in the Mediterranean. They are found on the oceanward side of island arcs and Andean type orogens. Globally, there are over 50 major ocean trenches covering an area of 1.9 million km2 or about 0.5% of the oceans. Trenches are geomorphologically distinct from troughs. Troughs are elongated depressions of the sea floor with steep sides and flat bottoms, while trenches are characterized by a V shaped profile. Trenches that are partially infilled are sometimes described as troughs, for example the Makran Trough. Some trenches are completely buried and lack bathymetric expression as in the Cascadia subduction zone, which is completely filled with sediments. Despite their appearance, in these instances the fundamental plate tectonic structure is still an oceanic trench. Some troughs look similar to oceanic trenches but possess other tectonic structures. One example is the Lesser Antilles Trough, which is the forearc basin of the Lesser Antilles subduction zone. Also not a trench is the New Caledonia trough, which is an extensional sedimentary basin related to the Tonga Kermadec subduction zone. Additionally, the Cayman Trough, which is a pull apart basin within a transform fault zone, is not an oceanic trench. Trenches, along with volcanic arcs and Wadati Benioff zones (zones of earthquakes under a volcanic arc) are diagnostic of convergent plate boundaries and their deeper manifestations, subduction zones. Here, two tectonic plates are drifting into each other at a rate of a few millimeters to over per year. At least one of the plates is oceanic lithosphere, which plunges under the other plate to be recycled in the Earth's mantle. Trenches are related to, but distinct from, continental collision zones, such as the Himalayas. Unlike in trenches, in continental collision zones continental crust enters a subduction zone. When buoyant continental crust enters a trench, subduction comes to a halt and the area becomes a zone of continental collision. Features analogous to trenches are associated with collision zones. One such feature is the peripheral foreland basin, a sediment filled foredeep. Examples of peripheral foreland basins include the floodplains of the Ganges River and the Tigris Euphrates river system.

История термина "трах"

Строение траншей было четко определено только в конце 1940-х и 1950-х годов. Батиметрия океана была плохо изучена до экспедиции «Челленджер» 1872–1876 годов, в ходе которой было выполнено 492 измерения глубин океана. На станции № 225 экспедиция обнаружила глубину Челленджера, которая в настоящее время известна как южная часть Марианской впадины. Прокладка трансатлантических телеграфных кабелей по морскому дну между континентами в конце XIX и начале XX веков стала дополнительным стимулом для улучшения батиметрии. Термин «траншея», в его современном значении – как выраженное удлиненное углубление морского дна, впервые был использован Джонстоуном в его учебнике 1923 года «Введение в океанографию». В 1920-х и 1930-х годах Феликс Андриес Венинг-Мейнез измерял гравитацию над траншеями с помощью недавно разработанного гравиметра, способного измерять гравитацию с борта подводной лодки. Он выдвинул гипотезу тектогена для объяснения поясов отрицательных гравитационных аномалий, обнаруженных вблизи островных дуг. Согласно этой гипотезе, пояса представляли собой зоны опускания легких пород коры, возникающих из-за подкорых 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 эту теорию на основе своего геологического анализа. Вторая мировая война в Тихом океане привела к значительному улучшению батиметрии, особенно в западной части Тихого океана. В свете этих новых измерений стала ясна линейная природа глубоководных желобов. Наблюдался быстрый рост исследований глубоких морей, особенно широкое использование эхолотных приборов в 1950-х и 1960-х годах. Эти усилия подтвердили морфологическую значимость термина «траншея». Важные траншеи были идентифицированы, исследованы и картографированы с помощью гидролокатора. Ранний этап изучения траншей достиг своего пика в 1960 году, когда батискаф «Триест» опустился на дно Челленджеровой глубины. После публикации Робертом С. Дицем и Гарри Хессом гипотезы расширения морского дна в начале 1960-х годов и революции в теории тектоники плит в конце 1960-х годов океаническая траншея стала важной концепцией в теории тектоники плит.

Trenches were not clearly defined until the late 1940s and 1950s. The bathymetry of the ocean was poorly known prior to the Challenger expedition of 1872–1876, which took 492 soundings of the deep ocean. At station #225, the expedition discovered Challenger Deep, now known to be the southern end of the Mariana Trench. The laying of transatlantic telegraph cables on the seafloor between the continents during the late 19th and early 20th centuries provided further motivation for improved bathymetry. The term trench, in its modern sense of a prominent elongated depression of the sea bottom, was first used by Johnstone in his 1923 textbook An Introduction to Oceanography. During the 1920s and 1930s, Felix Andries Vening Meinesz measured gravity over trenches using a newly developed gravimeter that could measure gravity from aboard a submarine. He proposed the tectogene hypothesis to explain the belts of negative gravity anomalies that were found near island arcs. According to this hypothesis, the belts were zones of downwelling of light crustal rock arising from subcrustal convection currents. The tectogene hypothesis was further developed by Griggs in 1939, using an analogue model based on a pair of rotating drums. Harry Hammond Hess substantially revised the theory based on his geological analysis. World War II in the Pacific led to great improvements of bathymetry, particularly in the western Pacific. In light of these new measurements, the linear nature of the deeps became clear. There was a rapid growth of deep sea research efforts, especially the widespread use of echosounders in the 1950s and 1960s. These efforts confirmed the morphological utility of the term "trench." Important trenches were identified, sampled, and mapped via sonar. The early phase of trench exploration reached its peak with the 1960 descent of the Bathyscaphe Trieste to the bottom of the Challenger Deep. Following Robert S. Dietz' and Harry Hess' promulgation of the seafloor spreading hypothesis in the early 1960s and the plate tectonic revolution in the late 1960s, the oceanic trench became an important concept in plate tectonic theory.

Морфология

Океанские траншеи широки и имеют асимметричную V-образную форму, с более крутым склоном (8–20 градусов) на внутренней (надвигающей) стороне траншеи и более пологим склоном (около 5 градусов) на внешней (субдуцирующей) стороне траншеи. Дно траншеи отмечает границу между субдуцирующей и надвигающей плитами, известную как зона сдвига базального слоя или плоскость отслоения субдукции. Глубина траншеи зависит от начальной глубины океанической литосферы в момент начала её погружения в траншею, угла погружения плиты и количества осадочных отложений в траншее. Как начальная глубина, так и угол субдукции больше для более древней океанической литосферы, что отражается в глубоких траншеях западной части Тихого океана. Здесь дно Марианской и Тонга-Кермадекской впадин достигает глубин более чем метров ниже уровня моря. В восточной части Тихого океана, где субдуцирующая океаническая литосфера значительно моложе, глубина Перу-Чилийской траншеи составляет около метров. Несмотря на свою узкость, океанские траншеи удивительно длинные и непрерывные, формируя самые протяженные линейные углубления на Земле. Отдельная траншея может простираться на тысячи километров. Большинство траншей имеют выпуклую форму в направлении субдуцирующей плиты, что обусловлено сферической геометрией Земли. Асимметрия траншеи отражает различные физические механизмы, определяющие углы внутреннего и внешнего склонов. Угол внешнего склона траншеи определяется радиусом изгиба субдуцирующей плиты, который, в свою очередь, зависит от её эластической толщины. Поскольку океаническая литосфера утолщается с возрастом, угол внешнего склона в конечном итоге определяется возрастом субдуцирующей плиты. Угол внутреннего склона определяется углом естественного откоса края надвигающей плиты. Это отражает частые землетрясения вдоль траншеи, которые препятствуют чрезмерному увеличению крутизны внутреннего склона. По мере приближения субдуцирующей плиты к траншее она слегка изгибается вверх, прежде чем начать погружение в глубину. В результате внешний склон траншеи ограничен внешним валом траншеи. Этот вал незначителен, часто его высота составляет всего несколько десятков метров, и он обычно расположен в нескольких десятках километров от оси траншеи. На самом внешнем склоне, где плита начинает изгибаться вниз в траншею, верхняя часть субдуцирующей плиты изрезана изгибными разломами, которые придают внешнему склону траншеи топографию горстов и грабенов. Формирование этих изгибных разломов подавляется в местах, где в траншею погружаются океанические хребты или крупные подводные горы, но изгибные разломы прорезают более мелкие подводные горы. В тех случаях, когда субдуцирующая плита покрыта тонким слоем осадочных отложений, внешний склон часто демонстрирует хребты распространения морского дна, наклонные к хребтам горстов и грабенов.

Oceanic trenches are wide and have an asymmetric V shape, with the steeper slope (8 to 20 degrees) on the inner (overriding) side of the trench and the gentler slope (around 5 degrees) on the outer (subducting) side of the trench. The bottom of the trench marks the boundary between the subducting and overriding plates, known as the basal plate boundary shear or the subduction décollement. The depth of the trench depends on the starting depth of the oceanic lithosphere as it begins its plunge into the trench, the angle at which the slab plunges, and the amount of sedimentation in the trench. Both starting depth and subduction angle are greater for older oceanic lithosphere, which is reflected in the deep trenches of the western Pacific. Here the bottoms of the Marianas and the Tonga–Kermadec trenches are up to below sea level. In the eastern Pacific, where the subducting oceanic lithosphere is much younger, the depth of the Peru Chile trench is around
Though narrow, oceanic trenches are remarkably long and continuous, forming the largest linear depressions on earth. An individual trench can be thousands of kilometers long. Most trenches are convex towards the subducting slab, which is attributed to the spherical geometry of the Earth. The trench asymmetry reflects the different physical mechanisms that determine the inner and outer slope angle. The outer slope angle of the trench is determined by the bending radius of the subducting slab, as determined by its elastic thickness. Since oceanic lithosphere thickens with age, the outer slope angle is ultimately determined by the age of the subducting slab. The inner slope angle is determined by the angle of repose of the overriding plate edge. This reflects frequent earthquakes along the trench that prevent oversteepening of the inner slope. As the subducting plate approaches the trench, it bends slightly upwards before beginning its plunge into the depths. As a result, the outer trench slope is bounded by an outer trench high. This is subtle, often only tens of meters high, and is typically located a few tens of kilometers from the trench axis. On the outer slope itself, where the plate begins to bend downwards into the trench, the upper part of the subducting slab is broken by bending faults that give the outer trench slope a horst and graben topography. The formation of these bending faults is suppressed where oceanic ridges or large seamounts are subducting into the trench, but the bending faults cut right across smaller seamounts. Where the subducting slab is only thinly veneered with sediments, the outer slope will often show seafloor spreading ridges oblique to the horst and graben ridges.

Осадочность

Морфология траншеи сильно изменяется в зависимости от количества осадочных отложений в траншее. Это варьируется от практически полного отсутствия осадконакопления, как в Тонга-Кермадекской впадине, до полного заполнения отложениями, как в зоне субдукции Каскадия. Осадконакопление в значительной степени контролируется близостью траншеи к континентальному источнику осадков. Диапазон осадконакопления хорошо иллюстрируется Чилийской впадиной. Северная часть Чилийской впадины, расположенная вдоль пустыни Атакама с очень низкой скоростью выветривания, испытывает дефицит осадков, с 20 до нескольких сотен метров отложений на дне впадины. Тектоническая морфология этого сегмента впадины полностью обнажена на дне океана. Центральный сегмент Чилийской впадины умеренно осажден, отложения налегают на пелагические отложения или океанический фундамент субдуцирующей плиты, но морфология впадины все еще отчетливо различима. Южный сегмент Чилийской впадины полностью заполнен отложениями, настолько, что внешний подъем и склон становятся неразличимыми. К другим полностью заполненным отложениями впадинам относятся Махранская впадина, где мощность отложений достигает [укажите единицу измерения]; Каскадийская зона субдукции, полностью погребенная под [укажите единицу измерения] отложений; и самая северная зона субдукции Суматры, погребенная под [укажите единицу измерения] отложений. Отложения иногда транспортируются вдоль оси океанической траншеи. В центральной части Чилийской впадины происходит перенос отложений из источников вдоль осевого канала. Аналогичный перенос отложений задокументирован в Алеутской впадине. Помимо осадконакопления от рек, впадающих в траншею, осадконакопление происходит также за счет оползней на тектонически крутом внутреннем склоне, часто вызванных землетрясениями с высокой магнитудой. Оползень Релока в центральной части Чилийской впадины является примером этого процесса.

Эрозивные маржи против аккреционных

Сходящиеся границы классифицируются как эрозионные или аккреционные, и это оказывает сильное влияние на морфологию внутреннего склона океанической впадины. Эрозионные границы, такие как северные участки Перу-Чили, Тонга-Кермадек и Марианская впадина, соответствуют впадинам с недостаточным количеством осадков. Поддвигающаяся плита эрозирует материал из нижней части налегающей плиты, уменьшая ее объем. Кромка плиты испытывает опускание и увеличение крутизны, с развитием нормальных разломов. Склон подстилается относительно прочными магматическими и метаморфическими породами, которые поддерживают высокий угол естественного откоса. Более половины всех сходящихся границ являются эрозионными. Аккреционные границы, такие как южные участки Перу-Чили, Каскадия и Алеутские острова, связаны с умеренно или сильно осажденными впадинами. По мере поддвига плиты, осадочные отложения "сгребаются" на кромку налегающей плиты, образуя аккреционный клин или аккреционную призму. Это приводит к расширению налегающей плиты в сторону океана. Поскольку осадочные породы обладают низкой прочностью, их угол естественного откоса более пологий, чем у пород, составляющих внутренний склон эрозионных впадин. Внутренний склон подстилается наслоенными надвигами осадочных пород. Топография внутреннего склона усложнена локальными оползнями и обвалами. В Каскадии практически отсутствует батиметрическое выражение внешнего поднятия и впадины из-за полного заполнения осадками, но внутренний склон впадины сложен множеством надвиговых хребтов. Они конкурируют с образованием каньонов реками, впадающими во впадину. Внутренние склоны впадин эрозионных границ редко демонстрируют надвиговые хребты. Аккреционные призмы растут двумя способами. Первый – фронтальная аккреция, при которой осадочные отложения соскабливаются с опускающейся плиты и отлагаются у передней части аккреционной призмы. По мере роста аккреционного клина, более древние осадочные породы, расположенные дальше от впадины, становятся все более литифицированными, а разломы и другие структурные элементы становятся круче из-за вращения в направлении впадины. Другой механизм роста аккреционной призмы – поддвиговая аккреция (также известная как базальная аккреция) субдуцированных осадков вместе с частью океанической коры вдоль пологих участков зоны отслоения субдукции. Францисканская группа в Калифорнии интерпретируется как древняя аккреционная призма, в которой поддвиговая аккреция зафиксирована в виде тектонических меланжей и дуплексных структур.

Convergent margins are classified as erosive or accretionary, and this has a strong influence on the morphology of the inner slope of the trench. Erosive margins, such as the northern Peru Chile, Tonga Kermadec, and Mariana trenches, correspond to sediment starved trenches. The subducting slab erodes material from the lower part of the overriding slab, reducing its volume. The edge of the slab experiences subsidence and steepening, with normal faulting. The slope is underlain by relative strong igneous and metamorphic rock, which maintains a high angle of repose. Over half of all convergent margins are erosive margins. Accretionary margins, such as the southern Peru Chile, Cascadia, and Aleutians, are associated with moderately to heavily sedimented trenches. As the slab subducts, sediments are "bulldozed" onto the edge of the overriding plate, producing an accretionary wedge or accretionary prism. This builds the overriding plate outwards. Because the sediments lack strength, their angle of repose is gentler than the rock making up the inner slope of erosive margin trenches. The inner slope is underlain by imbricated thrust sheets of sediments. The inner slope topography is roughened by localized mass wasting. Cascadia has practically no bathymetric expression of the outer rise and trench, due to complete sediment filling, but the inner trench slope is complex, with many thrust ridges. These compete with canyon formation by rivers draining into the trench. Inner trench slopes of erosive margins rarely show thrust ridges. Accretionary prisms grow in two ways. The first is by frontal accretion, in which sediments are scraped off the downgoing plate and emplaced at the front of the accretionary prism. As the accretionary wedge grows, older sediments further from the trench become increasingly lithified, and faults and other structural features are steepened by rotation towards the trench. The other mechanism for accretionary prism growth is underplating (also known as basal accretion) of subducted sediments, together with some oceanic crust, along the shallow parts of the subduction decollement. The Franciscan Group of California is interpreted as an ancient accretionary prism in which underplating is recorded as tectonic mélanges and duplex structures.

Землетрясения

Частые мегаземлетрясения изменяют внутренний склон океанической впадины, вызывая масштабные оползни. Эти оползни оставляют полукруглые оползневые уступы с углами наклона до 20 градусов на торцевых и боковых стенках. Субдукция подводных гор и асейсмических хребтов в океаническую впадину может усиливать асейсмическое смещение и уменьшать силу землетрясений. И наоборот, субдукция больших объемов осадочных пород может способствовать распространению разрывов вдоль плоскости отслоения субдукции на значительные расстояния, что приводит к возникновению мегаземлетрясений.

Возвращение траншеи

Траншеи 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 субдуцирующую плиту. Это явление называется откатом траншеи или отступлением дуги (также откатом дуги) и является одним из объяснений существования бассейнов обратной дуги. Силы, перпендикулярные плите (части субдуцирующей плиты в мантии), ответственны за увеличение крутизны плиты и, в конечном итоге, за движение дуги и траншеи на поверхности. Эти силы обусловлены отрицательной плавучестью плиты относительно мантии, модифицированной геометрией самой плиты. Расширение в налегающей плите, в ответ на последующий субгоризонтальный поток мантии, вызванный смещением плиты, может привести к образованию бассейна обратной дуги.

Процессы

В процессе отката плиты участвуют несколько сил. Две силы, действующие друг против друга на границе двух субдуцирующих плит, оказывают взаимное воздействие. Субдуцирующая плита создает силу изгиба (FPB), обеспечивающую давление при субдукции, в то время как налегающая плита оказывает силу сопротивления на субдуцирующую плиту (FTS). Сила притяжения плиты (FSP) обусловлена отрицательной плавучестью плиты, которая тянет ее вглубь. Сила сопротивления со стороны окружающей мантии противодействует силе притяжения плиты. Взаимодействие с 660-километровым разрывом вызывает отклонение из-за плавучести на фазовом переходе (F660). Уникальное сочетание этих сил и генерирует откат плиты. Откат плиты происходит, когда глубокая часть плиты препятствует движению вниз более мелкой части. Субдуцирующая плита испытывает обратное погружение из-за отрицательной плавучести, что вызывает ретроградацию оси впадины вдоль поверхности. Восходящие потоки мантии вокруг плиты могут создать благоприятные условия для формирования бассейна задней дуги. Сейсмическая томография предоставляет доказательства отката плиты. Результаты демонстрируют высокие температурные аномалии в мантии, указывающие на наличие субдуцированного материала. Офиолиты рассматриваются как свидетельство таких механизмов, поскольку породы, сформированные при высоком давлении и температуре, быстро поднимаются на поверхность в результате отката плиты, создавая пространство для эксгумации офиолитов. Откат плиты не всегда является непрерывным процессом, что свидетельствует об его эпизодическом характере. Эпизодичность отката объясняется изменением плотности субдуцирующей плиты, например, прибытием плавучей литосферы (континента, дуги, хребта или плато), изменением динамики субдукции или изменением кинематики плиты. Возраст субдуцирующих плит не оказывает влияния на откат плиты. Континентальные столкновения вблизи зоны субдукции влияют на откат плиты. Континентальные столкновения индуцируют мантийный поток и экструзию мантийного материала, что вызывает растяжение и откат дуговой впадины. В районе Юго-Восточной части Тихого океана произошло несколько эпизодов отката, приведших к образованию многочисленных бассейнов задней дуги.

Several forces are involved in the process of slab rollback. Two forces acting against each other at the interface of the two subducting plates exert forces against one another. The subducting plate exerts a bending force (FPB) that supplies pressure during subduction, while the overriding plate exerts a force against the subducting plate (FTS). The slab pull force (FSP) is caused by the negative buoyancy of the plate driving the plate to greater depths. The resisting force from the surrounding mantle opposes the slab pull forces. Interactions with the 660 km discontinuity cause a deflection due to the buoyancy at the phase transition (F660). The unique interplay of these forces is what generates slab rollback. When the deep slab section obstructs the down going motion of the shallow slab section, slab rollback occurs. The subducting slab undergoes backward sinking due to the negative buoyancy forces causing a retrogradation of the trench hinge along the surface. Upwelling of the mantle around the slab can create favorable conditions for the formation of a back arc basin. Seismic tomography provides evidence for slab rollback. Results demonstrate high temperature anomalies within the mantle suggesting subducted material is present in the mantle. Ophiolites are viewed as evidence for such mechanisms as high pressure and temperature rocks are rapidly brought to the surface through the processes of slab rollback, which provides space for the exhumation of ophiolites. Slab rollback is not always a continuous process suggesting an episodic nature. The episodic nature of the rollback is explained by a change in the density of the subducting plate, such as the arrival of buoyant lithosphere (a continent, arc, ridge, or plateau), a change in the subduction dynamics, or a change in the plate kinematics. The age of the subducting plates does not have any effect on slab rollback. Nearby continental collisions have an effect on slab rollback. Continental collisions induce mantle flow and extrusion of mantle material, which causes stretching and arc trench rollback. In the area of the Southeast Pacific, there have been several rollback events resulting in the formation of numerous back arc basins.

Взаимодействие манты

Взаимодействие с дисперсионными границами мантии играет значительную роль в откатке плиты. Застой на границе в 660 км вызывает ретроградное движение плиты из-за сил всасывания, действующих на поверхности. Откатка плиты индуцирует возвратный поток мантии, который вызывает растяжение из-за касательных напряжений в основании налегающей плиты. По мере увеличения скорости отката плиты, скорости циркуляционного потока мантии также увеличиваются, ускоряя скорости растяжения. Скорости растяжения изменяются при взаимодействии плиты с дисперсионными границами внутри мантии на глубинах 410 км и 660 км. Плиты могут либо проникать непосредственно в нижнюю мантию, либо замедляться из-за фазового перехода на глубине 660 км, создающего разницу в плавучести. Увеличение ретроградной миграции зоны субдукции (откат плиты) (2–4 см/год) является результатом уплощенных плит на границе в 660 км, где плита не проникает в нижнюю мантию. Это характерно для зон субдукции Японии, Явы и Идзу-Бонина. Эти уплощенные плиты лишь временно задерживаются в переходной зоне. Последующее погружение в нижнюю мантию обусловлено силами тяжения плиты или дестабилизацией плиты из-за потепления и расширения, вызванных тепловой диффузией. Плиты, проникающие непосредственно в нижнюю мантию, характеризуются более медленными скоростями отката (~1–3 см/год), как, например, в Марианской дуге и дугах Тонга.

Гидротермальная активность и связанные с ней биомы

По мере того, как осадочные породы субдуцируются в дно океанических желобов, большая часть содержащейся в них жидкости высвобождается и перемещается обратно вдоль плоскости отслоения субдукции, выходя на внутренний склон в виде грязевых вулканов и холодных просачиваний. Внутри склона также накапливаются клатраты метана и газовые гидраты, и существует опасение, что их разрушение может способствовать глобальному потеплению. Жидкости, выделяемые грязевыми вулканами и холодными просачиваниями, богаты метаном и сероводородом, обеспечивая химическую энергию для хемотрофных микроорганизмов, которые формируют основу уникальной биоты желоба. Сообщества холодных просачиваний были обнаружены на внутренних склонах желобов западной части Тихого океана (особенно в районе Японии), Южной Америки, Барбадоса, Средиземноморья, Макрана и Зондского желоба. Они встречаются на больших глубинах, таких как… Геном экстремофила Deinococcus, выделенного из Бездны Челленджера, был секвенирован для получения экологических данных и оценки потенциального промышленного применения. Поскольку океанические желоба являются самыми низкими точками на дне океана, существует опасение, что пластиковый мусор может накапливаться в желобах и представлять угрозу для хрупких экосистем желобов.