Океански ров

Од Википедија — слободната енциклопедија
(Пренасочено од Океански расед)
Прејди на прегледникот Прејди на пребарувањето
Океанската кора е формирана на океански гребен, додека литосферата е потисната назад во астеносферата на рововите

Океанските ровови — долги, тесни топографски вдлабнатини на дното на океанот. Тие се обично 50 до 100 киломери широки и 3 до 4 километри под нивото на околното океанско дно, но може да бидат во должина од илјадници километри. Има околу 50,000 километри на океански ровови ширум светот, најмногу околу Тихиот Океан, но исто така и во источниот дел на Индискиот Океан и неколку други локации. Најголемата измерена длабочина на океанот е во Челинџер Дип на Маријанскиот Ров, на длабочина од 11,034 метри под нивото на морето.

Океанските ровови се карактеристика на карактеристичната тектоника на плочите на Земјата. Тие ги означуваат локациите на конвергентните граници на плочите, по кои литосферските плочи се движат една кон друга со стапки кои варираат од неколку милиметри до над десет сантиметри годишно. Океанската литосфера се движи во ровови со глобална стапка од околу 3 km2 /годишно [1] Ров ја означува положбата на која свитканата, спуштачка плоча почнува да се спушта под друга литосферска плоча. Рововите се генерално паралелни и околу 200 километри од вулканскиот лак.

Голем дел од течноста заробена во седиментите на плочата за субдукција се враќа на површината во океанскиот ров, создавајќи калливи вулкани и ладни извори. Овие поддржуваат уникатни биоми базирани на хемотрофни микроорганизми. Постои загриженост дека пластичните остатоци се акумулираат во рововите и им се закануваат на овие заедници.

Географска распростратетост[уреди | уреди извор]

Главните пацифички ровови (1-10) и зони (11-20): 1. Кермадец 2. Тонга 3. Бугенвил 4. Маријана 5. Изу-Огасавара 6. Јапонија 7. Курил-Камчатка 8. Алеутски 9. Средна Америка 10. Перу-Чиле 11. Мендосино 12. Мареј 13. Молокаи 14. Кларион 15. Клипертон 16. Челенџер 17. Елтанин 18. Удинцев 19. Источен Пацифик (во облик на S) 20. Наска Риџ

Ги има околу 50,000 километри на конвергентни маргини на плочи низ целиот свет. Овие се претежно сместени околу Тихиот Океан, но се наоѓаат и во источниот дел на Индискиот Океан, со неколку пократки конвергентни сегменти на маргините во другите делови на Индискиот Океан, во Атлантскиот Океан и во Медитеранот. [2] Тие се наоѓаат на океанската страна на островските лакови и орогените од типот на Андите. [3] На глобално ниво, има над 50 големи океански ровови кои покриваат површина од 1,9 милиони km2 или околу 0,5% од океаните. [4]

Рововите геоморфолошки се разликуваат од коритата. Корита се издолжени вдлабнатини на морското дно со стрмни страни и рамно дно, додека рововите се карактеризираат со профил во облик на латинската буква V. [4] Рововите кои се делумно наполнети понекогаш се опишуваат како корита (како што е Макранското корито [5] ), а понекогаш рововите се целосно затрупани и немаат батиметриски израз (како што е зоната на субдукција Каскадија, [6] која е целосно исполнета со седименти [7] ), но основните тектонски структури на плочите што ги претставуваат се оние на океанските ровови. Сепак, многу корита претставуваат различни видови на тектонски структури, како што е Коритото на Мали Антили, кое е предниот слив на зоната на субдукција на Малите Анти; [8] коритото на Нова Каледонија, кое е продолжен седиментен слив поврзан со зоната на субдукција Тонга-Кермадец; [9] и Кајманското корито, кое е слив што се одвојува во зоната на трансформиран расед. [10]

Ровови, заедно со вулкански лакови и Вадати-Бениофските зони (зони на земјотреси кои се натопуваат под вулканскиот лак длабоко дури 700 километри) се дијагностички на границите на конвергентни плочи и нивните подлабоки манифестации, зони на субдукција. [2] [3] [11] Овде две тектонски плочи се навлегуваат една во друга со брзина од неколку милиметри до над 10 сантиметри годишно. Најмалку една од плочите е океанска литосфера, која се спушта под другата плоча за да се рециклира во мантија на Земјата. Рововите се поврзани, но се разликуваат од континенталните зони на судир (како онаа помеѓу Индија и Азија, формирајќи ги Хималаите), каде што континенталната кора влегува во зоната на субдукција. Кога пловната континентална кора влегува во ровот, субдукцијата запира и областа станува зона на континентален судир. Карактеристиките аналогни на рововите се поврзани со зоните на судир, вклучувајќи ги и периферните предни басени, кои се предни делови исполнети со седимент. Примери на периферни предземни басени ги вклучуваат поплавните рамнини на реката Ганг и речниот систем Тигар-Еуфрат. [2]

Историја на терминот „ров“[уреди | уреди извор]

Рововите не биле јасно дефинирани до крајот на 1940-тите и 1950-тите. Батиметријата на океанот била слабо позната пред експедицијата на Челинџер од 1872-1876 година, [12][13] На станицата #225, експедицијата го открила Челинџер Дип, [14] односно јужниот крај на Маријанскиот Ров. Поставувањето на трансатлантските телеграфски кабли на морското дно помеѓу континентите во текот на крајот на 19 и почетокот на 20 век обезбедило дополнителна мотивација за подобрена батиметрија. [15] Терминот ров, во неговата современа смисла на истакната издолжена вдлабнатина на морското дно, првпат бил употребен од Џонстон во неговиот учебник од 1923 година, Вовед во океанографијата. [16] [2]

Во текот на 1920-тите и 1930-тите, Феликс Андрис Венинг Мајнес ја мерел гравитацијата над рововите користејќи ново развиен гравиметар кој може да ја мери гравитацијата од подморница. [11] Тој ја предложил хипотезата за тектоген за да ги објасни појасите на аномалиите на негативната гравитација кои биле пронајдени во близина на островските арки. Според оваа хипотеза, појасите биле зони на спуштање на лесните карпи. Тектогенската хипотеза била дополнително развиена од Григс во 1939 година, користејќи аналоген модел базиран на пар ротирачки барабани. Хари Хамонд Хес суштински ја ревидирал теоријата врз основа на неговата геолошка анализа. [17]

Втората светска војна во Пацификот довела до големи подобрувања на батиметријата, особено во западниот дел на Пацификот, а линеарната природа на овие длабочини станала уште појасна. Брзиот раст на напорите за истражување на длабочините на морето, особено широката употреба на ехозвучници во 1950-тите и 1960-тите, ја потврдиле морфолошката корисност на терминот. Биле идентификувани важни ровови, земени примероци и мапирани преку сонар. Раната фаза на истражување на ровот го достигнал својот врв со спуштањето на батискафот Трст во 1960 година до дното на Челинџер Дип. По објавувањето на Роберт С. Диец и Хари Хес на хипотезата за ширење на морското дно во раните 1960-ти и тектонската револуција на плочите во доцните 1960-ти, океанскиот ров станал важен концепт во тектонската теорија на плочите. [11]

Морфологија[уреди | уреди извор]

Пресек на океански ров формиран долж океанско-океанската конвергентна граница
Ровот Перу-Чиле се наоѓа веднаш лево од острата линија помеѓу синиот длабок океан (лево) и светлосиниот континентален гребен, долж западниот брег на Јужна Америка. Се протега по океанско-континентална граница, каде што океанската плоча Наска се спушта под континенталната јужноамериканска плоча

Океанските ровови се од 50 до 100 километри широки и имаат асиметричен V-облик, со поостр наклон (8 до 20 степени) на внатрешната страна на ровот и поблаг наклон (околу 5 степени) на надворешната страна на ровот. [3] [11] Дното на ровот ја означува границата помеѓу внатрешната и надворешната страна, позната како субдукционен деколман. [2] Длабочината на ровот зависи од почетната длабочина на океанската литосфера кога почнува да се нурнува во ровот, од аголот под кој плочата паѓа и од количината на седиментација во ровот. И почетната длабочина и аголот на субдукција се поголеми за постарата океанска литосфера, што се рефлектира во длабоките ровови на западниот Пацифик. Овде дното на ровот Маријани и Тонга-Кермадек се до 10-11 километри под нивото на морето. Во источниот Пацифик, каде што субдуктивната океанска литосфера е многу помлада, длабочината на ровот Перу-Чиле е околу 7-8 километри. [3]

Иако тесни, океански ровови се неверојатно долги и континуирани, формирајќи ги најголемите линеарни вдлабнатини на земјата. Поединечен ров може да биде долг илјадници километри. [3] Повеќето ровови се конвексни кон субдуктивната плоча, што се припишува на сферичната геометрија на Земјата. [3]

Асиметријата на ровот ги рефлектира различните физички механизми кои го одредуваат внатрешниот и надворешниот агол на наклонот. Надворешниот агол на наклон на ровот се одредува со полупречникот на свиткување на плочата, како што е определено со нејзината еластична дебелина. Бидејќи океанската литосфера се згуснува со возраста, надворешниот агол на наклонот на крајот се одредува според староста на плочата што се спушта. [18] [11] Внатрешниот агол на наклон се определува со аголот на мирување на работ на надлежната плоча. [11] Ова ги одразува честите земјотреси долж ровот што го спречуваат преголемото нагорување на внатрешната падина. [2]

Како што субдуктивната плоча се приближува до ровот, таа малку се наведнува нагоре пред да почне да се нурнува во длабочините. Како резултат на тоа, надворешниот наклон на ровот е ограничен со надворешен ров. Ова е суптилно, често само десетици метри високо и обично се наоѓа на неколку десетици километри од оската на ровот. На самата надворешна падина, каде што плочата почнува да се наведнува надолу во ровот, горниот дел од плочата за субдуктирање е скршен со свиткувачки раседи што на надворешниот ров му даваат топографија на долина и опсег. Формирањето на овие раседи е потиснато таму каде што океанските гребени или големите морски планини се спуштаат во ровот, но раседите на свиткување се сечат токму преку помалите морски планини. Онаму каде што субдукционата плоча е само тенко обложена со седименти, на надворешната падина честопати ќе се појават гребени кои се шират на морското дно. [11]

Седиментација[уреди | уреди извор]

Морфологијата на ровот е силно модифицирана од количината на седиментација во ровот. Ова варира од практично без таложење, како во ровот Тонга-Кермадек, до речиси целосно исполнетост со седименти, како со јужниот ров на Мали Антили или источниот ров на Алјаска. Седиментацијата во голема мера е контролирана од тоа дали ровот е во близина на континентален извор на седимент. [3] Опсегот на седиментација е добро илустриран со Чилеанскиот ров. Северниот дел на Чиле од ровот, кој лежи по пустината Атакама со многу бавно темпо на атмосферски влијанија, е полн со седименти, со од 20 до неколку стотици метри седименти на подот на ровот. Тектонската морфологија на овој сегмент од ровот е целосно изложена на океанското дно. Централниот чилески сегмент од ровот е умерено седиментиран, со седименти кои се преклопуваат на пелагични седименти, но морфологијата на ровот сè уште е јасно забележлива. Сегментот на ровот во јужниот дел на Чиле е целосно седиментиран, до точка каде што надворешниот пораст и наклон веќе не се забележуваат. Други целосно седиментирани ровови го вклучуваат Макранското корито, каде што седиментите се до 7,5 километри во дебелина; зоната на субдукција Каскадија 3 до 4 километри; и најсеверната зона на субдукција на Суматра, која е закопана под 6 километри. [11]

Седиментите понекогаш се пренесуваат по оската на океанскиот ров. Централниот ров на Чиле доживува пренос на седименти од изворните вентилатори по аксијален канал. [19] Сличен пренос на седименти е документиран во Алеутскиот Ров. [2]

Покрај седиментацијата од реките што се одлеваат во ровот, седиментацијата се случува и од лизгање на земјиштето на тектонски стрмната внатрешна падина, често предизвикана од мега земјотреси. Релока Слајд на централниот ровот на Чиле е пример за овој процес. [20]

Ерозивни наспроти акрециони маргини[уреди | уреди извор]

Конвергентните маргини се класифицирани како ерозивни или акреционарни, и тоа има силно влијание врз морфологијата на внатрешниот наклон на ровот. Ерозивните рабови, како што се северните ровови Перу-Чиле, Тонга-Кермадек и Маријана, одговараат на рововите кои се изгладнети од седимент. [3] Плочата што се спушта го еродира материјалот од долниот дел на надлежната плоча, намалувајќи го нејзиниот волумен. Ивицата на плочата доживува слегнување и стрмнување, со нормални раседи. Наклонот е под релативна силна магматска и метаморфна карпа. [11] Над половина од сите конвергентни маргини се ерозивни маргини. [2]

Акреционерните маргини, како што се јужниот дел на Перу-Чиле, Каскадија и Алеутите, се поврзани со умерено до силно седиментирани ровови. Како што плочата се спушта, седиментите се „булдожеруваат“ на работ на надлежната плоча, создавајќи акреционен клин или призма. Ова ја гради надлежната плоча нанадвор. Бидејќи на седиментите им недостасува сила, нивниот агол на мирување е поблаг од карпата што ја сочинува внатрешната падина на ерозивни ровови. Внатрешниот наклон е покриен со потисни листови од седименти. Топографијата на внатрешниот наклон е груба со локализирано масовно губење. [11] Каскадија практично нема батиметриска експресија на надворешниот подем и ровот, поради целосното полнење со седимент, но внатрешниот наклон на ровот е сложен, со многу потисни гребени. Падините на внатрешните ровови со ерозивни рабови ретко покажуваат потисни гребени. [11]

Акреционерните призми растат на два начина. Првиот е со фронтална акреција, во која седиментите се стругаат од плочата надолу и се поставуваат на предната страна на акреционерната призма. [2] Како што расте аккрециониот клин, постарите седименти подалеку од ровот стануваат сè повеќе литифицирани, а дефектите и другите структурни карактеристики се заоструваат со ротација кон ровот. [3] Другиот механизам за растење на акреционалната призма е обложување [2] (познато и како базална акреција [21]) на субдукирани седименти, заедно со одредена океанска кора, долж плитките делови на субдукциската деколемент. [2]

Океански ров формиран долж океанска конвергентна граница
Ровот Маријана го содржи најдлабокиот дел од светските океани и се протега по океанската конвергентна граница. Тоа е резултат на субдукцијата на океанската тихоокеанска плоча под океанската плоча Маријана.

Земјотреси[уреди | уреди извор]

Честите мегатраусни земјотреси го менуваат внатрешниот наклон на ровот предизвикувајќи масивни лизгања на земјиштето. Тие оставаат полукружни свлечишта со падини до 20 степени на ѕидовите и страничните ѕидови. [22]

Спуштањето на морски планини и асеизмички гребени во ровот може да го зголеми асеизмичкото лазење и да ја намали сериозноста на земјотресите. Спротивно на тоа, субдукцијата на големи количества седименти може да дозволи пукнатините долж субдукциониот деколмент да се пропагираат на големи растојанија за да предизвикаат мегатрусни земјотреси. [11]

Повлекување на ровот[уреди | уреди извор]

Рововите изгледаат позициски стабилни со текот на времето, но научниците веруваат дека некои ровови - особено оние поврзани со зоните на субдукција каде што се спојуваат две океански плочи - се движат наназад во плочата за субдукција. [23] [24] Ова се нарекува враќање на ровот или повлекување и е едно објаснување за постоењето на базени со заден лак.

Враќањето на плочата се случува при субдукција на две тектонски плочи и резултира со движење на ровот кон морето. Силите нормални на плочата на длабочина (делот од субдуктивната плоча во наметка) се одговорни за стрмнувањето на плочата во мантија и на крајот за движењето на ровот на површината. [25] Движечката сила за враќање назад е негативната пловност на плочата во однос на основната обвивка [26] изменета од геометријата на самата плоча. [27] Сливовите со заден лак често се поврзуваат со враќање на плочата поради продолжување во надлежната плоча како одговор на последователниот потхоризонтален тек на обвивката од поместувањето на плочата на длабочина. [28]

Вклучени процеси[уреди | уреди извор]

Неколку сили се вклучени во процесот на враќање на плочата. Две сили кои дејствуваат една против друга на интерфејсот на двете субдуктивни плочи вршат сили една против друга. Плочата за субдукција врши сила на свиткување (FPB) која обезбедува притисок за време на субдукцијата, додека преовладувачката плоча врши сила врз плочата за субдукција (FTS). Силата на влечење на плочата (FSP) е предизвикана од негативната пловност на плочата што ја движи плочата до поголеми длабочини. Отпорната сила од околната мантија се спротивставува на силите за влечење на плочата. Интеракциите со дисконтинуитетот од 660 километри предизвикуваат отклонување поради пловноста на фазната транзиција (F660). [27] Уникатната интеракција на овие сили е она што генерира враќање на плочата. Кога длабокиот дел од плочата го попречува движењето надолу на плитката плоча, настанува враќање на плочата. Подигнувањето на обвивката околу плочата може да создаде поволни услови за формирање на слив со заден лак. [28]

Сеизмичката томографија обезбедува докази за враќање на плочата. Резултатите покажуваат високи температурни аномалии во обвивката, што сугерира дека субдуктиран материјал е присутен во мантија. [29] Офиолитите се гледаат како доказ за такви механизми како што карпите со висок притисок и температура брзо се изнесуваат на површината преку процесите на враќање на плочите, што обезбедува простор за ексхумација на офиолитите.

Враќањето на плочата не е секогаш континуиран процес што сугерира епизодна природа. [26] Епизодната природа на враќањето назад се објаснува со промена на густината на плочата за субдукција, како што е доаѓањето на пловната литосфера (континент, лак, гребен или плато), промена во динамиката на субдукција или промена на кинематиката на плочата. Староста на субдуктивните плочи нема никакво влијание врз враќањето на плочата. [27] Континенталните судири во близина имаат ефект врз враќањето на плочите. Континенталните судири предизвикуваат проток на обвивката и истиснување на материјалот од обвивката, што предизвикува истегнување и враќање на ровот. [28] Во областа на Југоисточниот Пацифик, имало неколку настани што резултирале со формирање на бројни басени со заден лак. [26]

Хидротермална активност и поврзани биоми[уреди | уреди извор]

Како што седиментите се спуштаат на дното на рововите, голем дел од нивната содржина на течност се исфрла и се поместува назад по субдукциониот деколтемент за да се појави на внатрешната падина како калливи вулкани и ладни извори. Метански клатрати и гасни хидрати, исто така, се акумулираат во внатрешната падина, и постои загриженост дека нивното распаѓање може да придонесе за глобалното затоплување. [2]

Течностите ослободени од калливите вулкани и студените вулкани се богати со метан и водород сулфид, обезбедувајќи хемиска енергија за хемотрофните микроорганизми кои ја формираат основата на единствениот биом на ровот. Заедниците на ладно истекување се идентификувани во внатрешните падини на ровот на западниот Пацифик (особено Јапонија [30][./Oceanic_trench#cite_note-FOOTNOTEFujikuraLindsayKitazatoNishida2010-40 [40]] ), Јужна Америка, Барбадос, Медитеранот, Макран и ровот Сунда. Тие се наоѓаат на длабочини од 6,000 метри. [2] Геномот на екстремофилниот Деинококус од Челинџер Дип се секвенционирал за неговите еколошки сознанија и потенцијалните индустриски употреби. [31]

Бидејќи рововите се најниските точки на океанското дно, постои загриженост дека пластичните остатоци може да се акумулираат во рововите и да ги загрозат кревките биоми на ровот. [32]

Најдлабоки океански ровови[уреди | уреди извор]

Неодамнешните мерења, каде што соленоста и температурата на водата биле мерени во текот на нуркањето, имаат несигурности од околу 15 метри. [33] Постарите мерења можеби се исклучени за стотици метри.

Ров Океан Најниска точка Максимална длабочина Извор
Маријански ров Тихи Океан Челинџер Дип 10,920 м [33]
Ровот Тонга Тихи Океан Длабоко на хоризонтот 10,820 м [33]
Филипински ров Тихи Океан Емден Дип 10,540 м [34]
Ров Курил-Камчатка Тихи Океан 10,542 м [34]
Ров Кермадек Тихи Океан 10,047 м [34]
Изу-Бонински ров Тихи Океан 9,810 м [34]
Нов британски ров Тихи Океан Соломоново Море Длабока планета 9,140 м [35]
Ров Порторико Атлантски Океан Браунсон Дип 8,380 м [33]
Јужен ров Атлантски Океан Длабок метеор 8,256 м [33]
Ров Перу-Чиле или ровот Атакама Тихи Океан Ричардс Дип 8,055 м [34]
Јапонски ров Тихи Океан 8,412 м [34]

Значајни океански ровови[уреди | уреди извор]

Ров Местоположба
Алеутски ров Јужно од Алеутските Острови, западно од Алјаска
Ровот Бугенвил Јужно од Нова Гвинеја
Кајмански ров Западни Кариби
Седрос ров (неактивен) Пацифичкиот брег на Долна Калифорнија
Ровот Хикуранги Источно од Нов Зеланд
Ровот Хјорт Југозападно од Нов Зеланд
Ровот Изу-Огасавара Во близина на островите Изу и Бонин
Јапонски ров Источно од Јапонија
Ров Кермадек * Североисточно од Нов Зеланд
Ров Курил-Камчатка * Во близина на Курилските острови
Ров Манила Западно од Лузон, Филипини
Маријански ров * Западен Тихи Океан; источно од Маријанските Острови
Средноамерикански ров Источен Тихи Океан; крај брегот на Мексико, Гватемала, Ел Салвадор, Никарагва, Костарика
Ровот на Нови Хебриди Западно од Вануату (Острови на Нови Хебриди).
Перу-Чиле Источен Тихи Океан; крај брегот на Перу и Чиле
Филипински ров * Источно од Филипините
Ровот Порторико Граница на Карибите и Атлантскиот Океан
Ровот Пујсегур Југозападно од Нов Зеланд
Ровот Рјукју Источниот раб на јапонските острови Рјукју
Јужен сендвички ров Источно од Јужна Џорџија и Јужни Сендвички Острови
Ровот Сунда Кривини од јужно од Јава до западно од Суматра и Андаманските и Никобарските Острови
Тонга Ров * Во близина на Тонга
Ров Јап Западен Тихи Океан; помеѓу островите Палау и Маријанскиот ров

(*) Петте најдлабоки ровови во светот

Антички океански ровови[уреди | уреди извор]

Ров Локација
Интермонтански ров Западна Северна Америка; помеѓу Интермонтанските Острови и Северна Америка
Островски ров Западна Северна Америка; помеѓу островските острови и Интермонтанските острови
Фаралонски ров Западна Северна Америка
Тетијан ров Јужно од Турција, Иран, Тибет и Југоисточна Азија

Наводи[уреди | уреди извор]

  1. Rowley 2002.
  2. 2,00 2,01 2,02 2,03 2,04 2,05 2,06 2,07 2,08 2,09 2,10 2,11 2,12 Stern 2005.
  3. 3,0 3,1 3,2 3,3 3,4 3,5 3,6 3,7 3,8 Kearey, Klepeis & Vine 2009.
  4. 4,0 4,1 Harris et al. 2014.
  5. Dastanpour 1996.
  6. Thomas, Burbidge & Cummins 2007.
  7. Goldfinger et al. 2012.
  8. Westbrook, Mascle & Biju-Duval 1984.
  9. Hackney, Sutherland & Collot 2012.
  10. Einsele 2000.
  11. 11,00 11,01 11,02 11,03 11,04 11,05 11,06 11,07 11,08 11,09 11,10 11,11 Geersen, Voelker & Behrmann 2018.
  12. Eiseley 1946.
  13. Weyl 1969.
  14. Thomson & Murray 1895.
  15. McConnell 1990.
  16. Johnstone 1923.
  17. Allwrardt 1993.
  18. Bodine & Watts 1979.
  19. Völker et al. 2013.
  20. Völker et al. 2009.
  21. Bangs et al. 2020.
  22. Völker et al. 2014.
  23. Dvorkin et al. 1993.
  24. Garfunkel, Anderson & Schubert 1986.
  25. Schellart & Moresi 2013.
  26. 26,0 26,1 26,2 Schellart, Lister & Toy 2006.
  27. 27,0 27,1 27,2 Nakakuki & Mura 2013.
  28. 28,0 28,1 28,2 Flower & Dilek 2003.
  29. Hall & Spakman 2002.
  30. Fujikura et al. 2010.
  31. Zhang et al. 2021.
  32. Peng et al. 2020.
  33. 33,0 33,1 33,2 33,3 33,4 Amos 2021.
  34. 34,0 34,1 34,2 34,3 34,4 34,5 Jamieson et al.
  35. Gallo et al. 2015.

Библиографија[уреди | уреди извор]

  • Allwrardt, Allan O. (1993). „Evolution of the tectogene concept, 1930-1965“ (PDF). Proceedings of the Fifth International Congress on the History of Oceanography. Посетено на 29 September 2021.
  • Amos, Jonathan (11 May 2021). „Oceans' extreme depths measured in precise detail“. News. BBC. Посетено на 2 October 2021.
  • Bangs, N. L.; Morgan, J. K.; Tréhu, A. M.; Contreras‐Reyes, E.; Arnulf, A. F.; Han, S.; Olsen, K. M.; Zhang, E. (November 2020). „Basal Accretion Along the South Central Chilean Margin and Its Relationship to Great Earthquakes“. Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 125 (11). Bibcode:2020JGRB..12519861B. doi:10.1029/2020JB019861.
  • Bodine, J.H.; Watts, A.B> (1979). „On lithospheric flexure seaward of the Bonin and Mariana trenches“. 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). „The Influence of Trench Migration on Slab Penetration into the Lower Mantle“. Earth and Planetary Science Letters. 140 (1–4): 27–39. Bibcode:1996E&PSL.140...27C. doi:10.1016/0012-821x(96)00023-4.
  • Dastanpour, Mohammad (March 1996). „The Devonian System in Iran: a review“. Geological Magazine. 133 (2): 159–170. Bibcode:1996GeoM..133..159D. doi:10.1017/S0016756800008670.
  • Dvorkin, Jack; Nur, Amos; Mavko, Gary; Ben-Avraham, Zvi (1993). „Narrow subducting slabs and the origin of backarc basins“. Tectonophysics. 227 (1–4): 63–79. Bibcode:1993Tectp.227...63D. doi:10.1016/0040-1951(93)90087-Z.
  • Einsele, Gerhard (2000). Sedimentary Basins: Evolution, Facies, and Sediment Budget (изд. 2nd.). Springer. стр. 630. ISBN 978-3-540-66193-1.
  • Eiseley, Loren (1946). „The Great Deeps“. The Immense Journey (изд. 1959.). United States: Vintage Books. стр. 38-41. ISBN 0394701577.
  • Ellouz-Zimmermann, N.; Deville, E.; Müller, C.; Lallemant, S.; Subhani, A. B.; Tabreez, A. R. (2007). „Impact of Sedimentation on Convergent Margin Tectonics: Example of the Makran Accretionary Prism (Pakistan)“. Thrust Belts and Foreland Basins. Frontiers in Earth Sciences: 327–350. doi:10.1007/978-3-540-69426-7_17. ISBN 978-3-540-69425-0.
  • Fujikura, K.; Lindsay, D.; Kitazato, H.; Nishida, S.; Shirayama, Y. (2010). „Marine Biodiversity in Japanese Waters“. PLoS ONE. 5 (8): e11836. Bibcode:2010PLoSO...511836F. doi:10.1371/journal.pone.0011836. PMC 2914005. PMID 20689840.
  • Flower, MFJ; Dilek, Y (2003). „Arc–trench Rollback and Forearc Accretion: 1. A Collision–Induced Mantle Flow Model for Tethyan Ophiolites“. Pub. Geol. Soc. Lond. 218 (1): 21–41. Bibcode:2003GSLSP.218...21F. doi:10.1144/gsl.sp.2003.218.01.03.
  • Fisher, R. L. & Hess, H. H. & M. N. Hill (Editor) (1963). „Trenches“. The Sea v. 3 The Earth Beneath the Sea. New York: Wiley-Interscience. стр. 411–436.CS1-одржување: повеќе имиња: список на автори (link) CS1-одржување: излишен текст: список на автори (link)
  • Gallo, N.D.; Cameron, J; Hardy, K.; Fryer, P.; Bartlett, D.H.; Levin, L.A. (2015). „Submersible- and lander-observed community patterns in the Mariana and New Britain trenches: Influence of productivity and depth on epibenthic and scavenging communities“. Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers. 99: 119–133. Bibcode:2015DSRI...99..119G. doi:10.1016/j.dsr.2014.12.012.
  • Garfunkel, Z; Anderson, C. A.; Schubert, G (10 June 1986). „Mantle circulation and the lateral migration of subducted slabs“. Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 91 (B7): 7205–7223. Bibcode:1986JGR....91.7205G. doi:10.1029/JB091iB07p07205.
  • Geersen, Jacob; Voelker, David; Behrmann, Jan H. (2018). „Oceanic Trenches“. Submarine Geomorphology. Springer Geology: 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 (2012). Kayen, Robert (уред.). „Turbidite event history—Methods and implications for Holocene paleoseismicity of the Cascadia subduction zone“. U.S. Geological Survey Professional Paper. Professional Paper. 1661-E. doi:10.3133/pp1661F.
  • Hackney, Ron; Sutherland, Rupert; Collot, Julien (June 2012). „Rifting and subduction initiation history of the New Caledonia Trough, southwest Pacific, constrained by process-oriented gravity models: Gravity modelling of the New Caledonia Trough“. Geophysical Journal International. 189 (3): 1293–1305. doi:10.1111/j.1365-246X.2012.05441.x.
  • Hall, R; Spakman, W (2002). „Subducted Slabs Beneath the Eastern Indonesia–Tonga Region: Insights from Tomography“. 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.
  • Hamilton, W. B. (1988). „Plate tectonics and island arcs“. Geological Society of America Bulletin. 100 (10). стр. 1503–1527.
  • Harris, P.T.; MacMillan-Lawler, M.; Rupp, J.; Baker, E.K. (2014). „Geomorphology of the oceans“. Marine Geology. 352: 4–24. Bibcode:2014MGeol.352....4H. doi:10.1016/j.margeo.2014.01.011.
  • Hawkins, J. W.; Bloomer, S. H.; Evans, C. A.; Melchior, J. T. (1984). „Evolution of Intra-Oceanic Arc-Trench Systems“. Tectonophysics. 102 (1–4): 175–205. Bibcode:1984Tectp.102..175H. doi:10.1016/0040-1951(84)90013-1.
  • Jamieson, A.J.; Fujii, T.; Mayor, D.J.; Solan`, M.; Priede, I.G. (2010). „Hadal trenches: the ecology of the deepest places on Earth“. Trends in Ecology & Evolution. 25 (3): 190–197. doi:10.1016/j.tree.2009.09.009. PMID 19846236.
  • Jarrard, R. D. (1986). „Relations among subduction parameters“. Reviews of Geophysics. 24 (2): 217–284. Bibcode:1986RvGeo..24..217J. doi:10.1029/RG024i002p00217.
  • Johnstone, James (1923). An Introduction to Oceanography, With Special Reference to Geography and Geophysics. ISBN 978-1340399580.
  • Kearey, P.; Klepeis, K.A.; Vine, F.J. (2009). Global tectonics (изд. 3rd.). Oxford: Wiley-Blackwell. стр. 184–188. ISBN 9781405107778.
  • Ladd, J.W. & Holcombe, T. L. & Westbrook, G. K. & Edgar, N. T. & Dengo, G. (Editor) & Case, J. (Editor) (1990). „Caribbean Marine Geology: Active margins of the plate boundary“. The Geology of North America, Vol. H, The Caribbean Region. Geological Society of America. стр. 261–290.CS1-одржување: повеќе имиња: список на автори (link) CS1-одржување: излишен текст: список на автори (link)
  • Lemenkova, Paulina (2021). „Topography of the Aleutian Trench south-east off Bowers Ridge, Bering Sea, in the context of the geological development of North Pacific Ocean“. Baltica. 34 (1): 27–46. doi:10.5200/baltica.2021.1.3 (неактивно 31 October 2021). SSRN 3854076. Посетено на 30 September 2021.
  • McConnell, A. (1990). „The art of submarine cable- laying: its contribution to physical oceanography“. Deutsche hydrographische Zeitschrift, Erganzungs-heft, (B). 22: 467–473.
  • Nakakuki, T; Mura, E (2013). „Dynamics of Slab Rollback and Induced Back-Arc Basin Formation“. Earth and Planetary Science Letters. 361 (B11): 287–297. Bibcode:2013E&PSL.361..287N. doi:10.1016/j.epsl.2012.10.031.
  • Peng, Guyu; Bellerby, Richard; Zhang, Feng; Sun, Xuerong; Li, Daoji (January 2020). „The ocean's ultimate trashcan: Hadal trenches as major depositories for plastic pollution“. Water Research. 168: 115121. doi:10.1016/j.watres.2019.115121. PMID 31605833.
  • Rowley, David B. (2002). „Rate of plate creation and destruction: 180 Ma to present“. Geological Society of America Bulletin. 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 (2004). „Orogenic Curvature: Paleomagnetic and Structural Analyses“. Geological Society of America: 237–254.
  • Schellart, WP; Lister, GS; Toy, VG (2006). „A Late Cretaceous and Cenozoic Reconstruction of the Southwest Pacific Region: Tectonics Controlled by Subduction and Slab Rollback Processes“. 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). „A New Driving Mechanism for Backarc Extension and Backarc Shortening Through Slab Sinking Induced Toroidal and Poloidal Mantle Flow: Results from dynamic subduction models with an overriding plate“. Journal of Geophysical Research. 118 (6): 3221–3248. Bibcode:2013JGRB..118.3221S. doi:10.1002/jgrb.50173.
  • Scholl, D. W.; Scholl, D (1993). „The return of sialic material to the mantle indicated by terrigeneous material subducted at convergent margins“. Tectonophysics. 219 (1–3): 163–175. Bibcode:1993Tectp.219..163V. doi:10.1016/0040-1951(93)90294-T.
  • Sibuet, M.; Olu, K. (1998). „Biogeography, biodiversity and fluid dependence of deep-sea cold-seep communities at active and passive margins“. Deep-Sea Research. II (45): 517–567. Bibcode:1998DSRII..45..517S. doi:10.1016/S0967-0645(97)00074-X.
  • Smith, W. H. F.; Sandwell, D. T. (1997). „Global sea floor topography from satellite altimetry and ship depth soundings“. Science. 277 (5334): 1956–1962. doi:10.1126/science.277.5334.1956.
  • Stern, R. J. (2002). „Subduction Zones“. Reviews of Geophysics. 40 (4): 1012–1049. Bibcode:2002RvGeo..40.1012S. doi:10.1029/2001RG000108.
  • Stern, R.J. (2005). „TECTONICS | Ocean Trenches“. Encyclopedia of Geology: 428–437. doi:10.1016/B0-12-369396-9/00141-6. ISBN 9780123693969.
  • Thomas, C.; Burbidge, D.; Cummins, P. (2007). A preliminary study into the tsunami hazard faced by southwest Pacific nations. Risk and Impact Analysis Group, Geoscience Australia. Посетено на 26 September 2021.
  • Thomson, C.W.; Murray, J. (1895). „Report on the scientific results of the voyage of H.M.S. Challenger during the years of 1872–76 (page 877)“. 19thcenturyscience.org. Архивирано од изворникот на 31 May 2012. Посетено на 26 March 2012.
  • Völker, David; Geersen, Jacob; Contreras-Reyes, Eduardo; Sellanes, Javier; Pantoja, Silvio; Rabbel, Wolfgang; Thorwart, Martin; Reichert, Christian; Block, Martin (October 2014). „Morphology and geology of the continental shelf and upper slope of southern Central Chile (33°S–43°S)“ (PDF). International Journal of Earth Sciences. 103 (7): 1765–1787. Bibcode:2014IJEaS.103.1765V. doi:10.1007/s00531-012-0795-y.
  • Völker, D.; Weinrebe, W.; Behrmann, J. H.; Bialas, J.; Klaeschen, D. (2009). „Mass wasting at the base of the south central Chilean continental margin: The Reloca Slide“. Advances in Geosciences. 22: 155–167. Bibcode:2009AdG....22..155V. doi:10.5194/adgeo-22-155-2009.
  • Völker, David; Geersen, Jacob; Contreras-Reyes, Eduardo; Reichert, Christian (2013). „Sedimentary fill of the Chile Trench (32–46°S): Volumetric distribution and causal factors“. Journal of the Geological Society. 170 (5): 723–736. Bibcode:2013JGSoc.170..723V. doi:10.1144/jgs2012-119.
  • Watts, A.B. (2001). Isostasy and Flexure of the Lithosphere. Cambridge University Press. 458p.
  • Weyl, Peter K. (1969). Oceanography: an introduction to the marine environment. New York: Wiley. ISBN 978-0471937449.</ref>
  • Westbrook, G.K.; Mascle, A.; Biju-Duval, B. (1984). „Geophysics and the structure of the Lesser Antilles forearc“ (PDF). Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project. 78: 23–38. Посетено на 26 September 2021.
  • Wright, D. J.; Bloomer, S. H.; MacLeod, C. J.; Taylor, B.; Goodlife, A. M. (2000). „Bathymetry of the Tonga Trench and Forearc: a map series“. Marine Geophysical Researches. 21 (489–511): 2000. Bibcode:2000MarGR..21..489W. doi:10.1023/A:1026514914220.
  • Zhang, Ru-Yi; Huang, Ying; Qin, Wen-Jing; Quan, Zhe-Xue (June 2021). „The complete genome of extracellular protease-producing Deinococcus sp. D7000 isolated from the hadal region of Mariana Trench Challenger Deep“. Marine Genomics. 57: 100832. doi:10.1016/j.margen.2020.100832. PMID 33867118 Проверете ја вредноста |pmid= (help).

Надворешни врски[уреди | уреди извор]