Океанический желоб

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 миль) 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 гипотезу тектогенеза 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. Гипотеза тектогенеза была дополнительно 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 свое погружение 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, на дне желоба находится от 20 до нескольких сотен метров осадков. 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 мега-взрывными 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 сохраняет 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 залегает под напластованием надвиговых пластов 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 разрыве 660 км 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

• Глоссарий форм рельефа
• Список подводных топографических объектов
• Срединно-океанический хребет
• Физическая океанография
• Кольцо Огня

• Allwrardt, Allan O. (1993). "Эволюция концепции тектогена, 1930–1965" (PDF) . Труды Пятого международного конгресса по истории океанографии . Получено 29 сентября 2021 г. .
• Амос, Джонатан (11 мая 2021 г.). «Экстремальные глубины океанов, измеренные с точностью до деталей». Новости . BBC . Получено 2 октября 2021 г. .
• Bangs, NL; Morgan, JK; Tréhu, AM; Contreras-Reyes, E.; Arnulf, AF; Han, S.; Olsen, KM; Zhang, E. (ноябрь 2020 г.). «Базальная аккреция вдоль южной центральной чилийской окраины и ее связь с большими землетрясениями». Журнал геофизических исследований: Solid Earth . 125 (11). Bibcode : 2020JGRB..12519861B. doi : 10.1029/2020JB019861. S2CID  225154312.
• Bodine, JH; Watts, AB (1979). «О литосферном изгибе в сторону моря от Бонинского и Марианского желобов». Earth and Planetary Science Letters . 43 (1): 132– 148. Bibcode : 1979E&PSL..43..132B. doi : 10.1016/0012-821X(79)90162-6.
• Christensen, UR (1996). «Влияние миграции желоба на проникновение плиты в нижнюю мантию». Earth and Planetary Science Letters . 140 ( 1– 4): 27– 39. Bibcode : 1996E&PSL.140...27C. doi : 10.1016/0012-821x(96)00023-4 .
• Дастанпур, Мохаммад (март 1996 г.). «Девонская система в Иране: обзор». Geological Magazine . 133 (2): 159– 170. Bibcode : 1996GeoM..133..159D. doi : 10.1017/S0016756800008670. S2CID  129199671.
• Дворкин, Джек; Нур, Амос; Мавко, Гэри ; Бен-Авраам, Цви (1993). «Узкие субдукционные плиты и происхождение задуговых бассейнов». Тектонофизика . 227 ( 1–4 ): 63–79 . Bibcode : 1993Tectp.227...63D. doi : 10.1016/0040-1951(93)90087-Z .
• Einsele, Gerhard (2000). Осадочные бассейны: эволюция, фации и бюджет осадков (2-е изд.). Springer. стр. 630. ISBN 978-3-540-66193-1.
• Eiseley, Loren (1946). "The Great Deeps" . The Immense Journey (редакция 1959 г.). Соединенные Штаты: Vintage Books. стр. 38–41. ISBN 0-394-70157-7.
• Фудзикура, К.; Линдси, Д.; Китазато, Х.; Нисида, С.; Сираяма, Ю. (2010). «Морское биоразнообразие в водах Японии». ПЛОС Один . 5 (8): e11836. Бибкод : 2010PLoSO...511836F. дои : 10.1371/journal.pone.0011836 . ПМК  2914005 . ПМИД  20689840.
• «Глубоководный желоб». Энциклопедия науки и технологий McGraw-Hill (8-е изд.). 1997.
• Flower, MFJ; Dilek, Y (2003). «Откат дуги–желоба и аккреция преддуги: 1. Модель течения мантии, вызванного столкновением, для офиолитов Тетии». Pub. Geol. Soc. Lond . 218 (1): 21– 41. Bibcode : 2003GSLSP.218...21F. doi : 10.1144/gsl.sp.2003.218.01.03. S2CID  128899276.
• Галло, ND; Кэмерон, J; Харди, K.; Фрайер, P.; Бартлетт, DH; Левин, LA (2015). «Образцы сообществ, наблюдаемые с помощью подводных аппаратов и спускаемых аппаратов в Марианской и Новой Британской впадинах: влияние продуктивности и глубины на эпибентосные и питающиеся падалью сообщества». Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers . 99 : 119– 133. Bibcode : 2015DSRI...99..119G. doi : 10.1016/j.dsr.2014.12.012 .
• Гарфанкель, З.; Андерсон, КА; Шуберт, Г. (10 июня 1986 г.). «Циркуляция мантии и боковая миграция субдуцированных плит». Журнал геофизических исследований: Твердая Земля . 91 (B7): 7205– 7223. Bibcode : 1986JGR....91.7205G. doi : 10.1029/JB091iB07p07205.
• Geersen, Jacob; Voelker, David; Behrmann, Jan H. (2018). «Океанические впадины». Подводная геоморфология . Springer Geology. стр.  409–424 . doi :10.1007/978-3-319-57852-1_21. ISBN 978-3-319-57851-4.
• Goldfinger, Chris; Nelson, C. Hans; Morey, Ann E.; Johnson, Joel E.; Patton, Jason R.; Karabanov, Eugene B.; Gutierrez-Pastor, Julia; Eriksson, Andrew T.; Gracia, Eulalia; Dunhill, Gita; Enkin, Randolph J.; Dallimore, Audrey; Vallier, Tracy (2012). Kayen, Robert (ред.). "История событий турбидита — методы и последствия для палеосейсмичности голоцена зоны субдукции Каскадия". Профессиональная статья Геологической службы США . Профессиональная статья. 1661-E: 4. Bibcode : 2012usgs.rept....4G. doi : 10.3133/pp1661F .
• Хакни, Рон; Сазерленд, Руперт; Колло, Жюльен (июнь 2012 г.). «История рифтинга и начала субдукции впадины Новой Каледонии, юго-западная часть Тихого океана, ограниченная моделями гравитации, ориентированными на процессы: гравитационное моделирование впадины Новой Каледонии». Geophysical Journal International . 189 (3): 1293– 1305. doi : 10.1111/j.1365-246X.2012.05441.x .
• Холл, Р.; Спакман, В. (2002). «Субдуцированные плиты под регионом Восточной Индонезии–Тонга: выводы из томографии». Earth and Planetary Science Letters . 201 (2): 321– 336. Bibcode : 2002E&PSL.201..321H. CiteSeerX  10.1.1.511.9094 . doi : 10.1016/s0012-821x(02)00705-7. S2CID  129884170.
• Harris, PT; MacMillan-Lawler, M.; Rupp, J.; Baker, EK (2014). «Геоморфология океанов». Морская геология . 352 : 4–24 . Bibcode : 2014MGeol.352....4H. doi : 10.1016/j.margeo.2014.01.011.
• Jamieson, AJ; Fujii, T.; Mayor, DJ; Solan', M.; Priede, IG (2010). «Хадальские впадины: экология самых глубоких мест на Земле». Trends in Ecology & Evolution . 25 (3): 190– 197. Bibcode : 2010TEcoE..25..190J. doi : 10.1016/j.tree.2009.09.009. PMID  19846236.
• Джонстон, Джеймс (1923). Введение в океанографию с особым упором на географию и геофизику . Creative Media Partners, LLC. ISBN 978-1-340-39958-0.
• Кири, П.; Клепеис, К.А.; Вайн, Ф.Дж. (2009). Глобальная тектоника (3-е изд.). Оксфорд: Wiley-Blackwell. С.  184–188 . ISBN 978-1-4051-0777-8.
• Макконнелл, А. (1990). «Искусство прокладки подводного кабеля: его вклад в физическую океанографию». Deutsche hydrographische Zeitschrift, Erganzungs-heft, (B) . 22 : 467–473 .
• Накакуки, Т.; Мура, Э. (2013). «Динамика отката плиты и вызванное образование задугового бассейна». Earth and Planetary Science Letters . 361 (B11): 287– 297. Bibcode : 2013E&PSL.361..287N. doi : 10.1016/j.epsl.2012.10.031.
• Пэн, Гуюй; Беллерби, Ричард; Чжан, Фэн; Сунь, Сюэронг; Ли, Даоцзи (январь 2020 г.). «Последняя мусорная корзина океана: траншеи Хадаль как основные хранилища пластикового загрязнения». Water Research . 168 : 115121. Bibcode :2020WatRe.16815121P. doi :10.1016/j.watres.2019.115121. hdl : 11250/2677323 . PMID  31605833. S2CID  204122125.
• Роули, Дэвид Б. (2002). «Скорость создания и разрушения плит: от 180 млн лет до настоящего времени». Бюллетень Геологического общества Америки . 114 (8): 927–933 . Bibcode : 2002GSAB..114..927R. doi : 10.1130/0016-7606(2002)114<0927:ROPCAD>2.0.CO;2.
• Schellart, WP; Lister, GS; Toy, VG (2006). «Позднемеловая и кайнозойская реконструкция юго-западного тихоокеанского региона: тектоника, контролируемая процессами субдукции и отката плиты». Earth-Science Reviews . 76 ( 3– 4): 191– 233. Bibcode :2006ESRv...76..191S. doi :10.1016/j.earscirev.2006.01.002.
• Schellart, WP; Moresi, L (2013). «Новый движущий механизм расширения и сокращения задней дуги посредством опускания плиты, вызванного тороидальным и полоидальным мантийным потоком: результаты динамических моделей субдукции с перекрывающей плитой». Journal of Geophysical Research . 118 (6): 3221– 3248. Bibcode : 2013JGRB..118.3221S. doi : 10.1002/jgrb.50173 .
• Stern, RJ (2005). "ТЕКТОНИКА | Океанические впадины". Энциклопедия геологии : 428– 437. doi :10.1016/B0-12-369396-9/00141-6. ISBN 978-0-12-369396-9.
• Thomas, C.; Burbidge, D.; Cummins, P. (2007). Предварительное исследование опасности цунами, с которой сталкиваются страны юго-западной части Тихого океана. Группа анализа рисков и последствий, Geoscience Australia . Получено 26 сентября 2021 г.
• Томсон, К. У.; Мюррей, Дж. (1895). «Отчет о научных результатах плавания HMS Challenger в течение 1872–76 гг. (стр. 877)». 19thcenturyscience.org. Архивировано из оригинала 17 апреля 2012 г. Получено 26 марта 2012 г.
• Фёлькер, Дэвид; Гирсен, Якоб; Контрерас-Рейес, Эдуардо; Селланес, Хавьер; Пантоха, Сильвио; Раббель, Вольфганг; Торварт, Мартин; Райхерт, Кристиан; Блок, Мартин; Вайнребе, Вильгельм Реймер (октябрь 2014 г.). "Морфология и геология континентального шельфа и верхнего склона южной части Центрального Чили (33° ю.ш.–43° ю.ш.)" (PDF) . Международный журнал наук о Земле . 103 (7): 1765– 1787. Bibcode :2014IJEaS.103.1765V. doi :10.1007/s00531-012-0795-y. S2CID  129460412.
• Völker, D.; Weinrebe, W.; Behrmann, JH; Bialas, J.; Klaeschen, D. (2009). «Массовое истощение у основания южной центральной части Чилийской континентальной окраины: оползень Reloca». Advances in Geosciences . 22 : 155– 167. Bibcode : 2009AdG....22..155V. doi : 10.5194/adgeo-22-155-2009 .
• Фёлькер, Дэвид; Гирсен, Якоб; Контрерас-Рейес, Эдуардо; Райхерт, Кристиан (2013). «Осадочное заполнение Чилийского желоба (32–46° ю.ш.): объемное распределение и причинные факторы». Журнал Геологического общества . 170 (5): 723– 736. Bibcode : 2013JGSoc.170..723V. doi : 10.1144/jgs2012-119. S2CID  128432525.
• Вейл, Питер К. (1969). Океанография: введение в морскую среду . Нью-Йорк: Wiley. ISBN 978-0-471-93744-9.
• Westbrook, GK; Mascle, A.; Biju - Duval, B. (1984). «Геофизика и структура Малой Антильской дуги» (PDF) . Первоначальные отчеты о проекте глубоководного бурения . 78 : 23–38 . Получено 26 сентября 2021 г. .
• Чжан, Жу-И; Хуан, Ин; Цинь, Вэнь-Цзин; Цюань, Чжэ-Сюэ (июнь 2021 г.). «Полный геном внеклеточного протеазопродуцирующего Deinococcus sp. D7000, выделенного из хадальной области Марианской впадины Челленджер». Marine Genomics . 57 : 100832. Bibcode :2021MarGn..5700832Z. doi :10.1016/j.margen.2020.100832. PMID  33867118. S2CID  229392459.

• Ellouz-Zimmermann, N.; Deville, E.; Müller, C.; Lallemant, S.; Subhani, AB; Tabreez, AR (2007). "Влияние седиментации на конвергентную тектонику окраины: пример аккреционной призмы Макрана (Пакистан)". Надвиговые пояса и форлендские бассейны . Frontiers in Earth Sciences. стр.  327– 350. doi :10.1007/978-3-540-69426-7_17. ISBN 978-3-540-69425-0.
• Фишер, Р. Л.; Гесс, Х. Х. (1963). «Траншеи». В MN Hill (ред.). Море, т. 3. Земля под морем . Нью-Йорк: Wiley-Interscience. стр.  411–436 .
• Гамильтон, У. Б. (1988). «Тектоника плит и островные дуги». Бюллетень Геологического общества Америки . Т. 100, № 10. С.  1503–1527 .
• Хокинс, Дж. У.; Блумер, С. Х.; Эванс, К. А.; Мельхиор, Дж. Т. (1984). «Эволюция систем внутриокеанических дуг и желобов». Тектонофизика . 102 ( 1– 4): 175– 205. Bibcode : 1984Tectp.102..175H. doi : 10.1016/0040-1951(84)90013-1.
• Jarrard, RD (1986). «Связи между параметрами субдукции». Reviews of Geophysics . 24 (2): 217– 284. Bibcode : 1986RvGeo..24..217J. doi : 10.1029/RG024i002p00217.
• Лэдд, Дж. У.; Холкомб, Т. Л.; Уэстбрук, Г. К.; Эдгар, НТ (1990). «Карибская морская геология: активные окраины границы плит». В Денго, Г.; Кейс, Дж. (ред.). Геология Северной Америки . Том H: Карибский регион. Геологическое общество Америки. стр.  261–290 .
• Леменкова, Паулина (2021). «Топография Алеутского желоба к юго-востоку от хребта Бауэрса, Берингово море, в контексте геологического развития северной части Тихого океана». Baltica . 34 (1): 27– 46. doi : 10.5200/baltica.2021.1.3 . S2CID  247031368. SSRN  3854076.
• Шелларт, WP; Листер, GS (2004). «Орогеническая кривизна: палеомагнитный и структурный анализ». Геологическое общество Америки : 237–254 .
• Шолль, Д. В.; Шолль, Д. (1993). «Возвращение сиалического материала в мантию, обозначенное терригенным материалом, субдуцированным на конвергентных границах». Тектонофизика . 219 ( 1– 3): 163– 175. Bibcode : 1993Tectp.219..163V. doi : 10.1016/0040-1951(93)90294-T.
• Sibuet, M.; Olu, K. (1998). «Биогеография, биоразнообразие и зависимость от жидкости сообществ глубоководных холодных просачиваний на активных и пассивных окраинах». Deep-Sea Research . II (45): 517– 567. Bibcode : 1998DSRII..45..517S. doi : 10.1016/S0967-0645(97)00074-X.
• Смит, У. Х. Ф.; Сэндвелл, Д. Т. (1997). «Глобальная топография морского дна по данным спутниковой альтиметрии и зондирования глубины судами». Science . 277 (5334): 1956– 1962. doi :10.1126/science.277.5334.1956.
• Stern, RJ (2002). «Зоны субдукции». Reviews of Geophysics . 40 (4): 1012– 1049. Bibcode : 2002RvGeo..40.1012S. doi : 10.1029/2001RG000108 . S2CID  247695067.
• Уоттс, А. Б. (2001). Изостазия и изгиб литосферы . Cambridge University Press.458стр.
• Райт, DJ; Блумер, SH; Маклеод, CJ; Тейлор, B.; Гудлайф, AM (2000). «Батиметрия впадины Тонга и Преддуги: серия карт». Морские геофизические исследования . 21 ( 489–511 ): 2000. Bibcode : 2000MarGR..21..489W. doi : 10.1023/A:1026514914220. S2CID  6072675.

• «HADEX: Исследовательский проект по изучению океанических впадин». Океанографический институт Вудс-Хоул .
• «Океанические впадины». Океанографический институт Вудс-Хоул .