Википедија

Океански ров

вдлабнатина во морското дно

Океански ров — долг, тесне топографска вдлабнатина на дното на океанот. Овие ровови се обично 50 до 100 киломери широки и 3 до 4 км под нивото на околното океанско дно, но може да бидат во должина од илјадници километри. Има околу 50.000 км 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 Челинџерската Бездна на Маријанскиот Ров, на длабочина од 11.034 метри под нивото на морето.

Океанската кора е образувана на океански гребен, додека литосферата е потисната назад во астеносферата на рововите

Океанските ровови се одлика 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 км од вулканскиот лак.

Голем дел од течноста заробена во седиментите подвлекувачката плоча 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
 
Главните тихоокеански ровови (1-10) и зони (11-20): 1. Кермадечки 2. Тонгански 3. Бугенвилски 4. Маријански 5. Изуогасаварски 6. Јапониски 7. Курилско-камчатски 8. Алеутски 9. Средноамерикански 10. Перуанско-чилеански 11. Мендосински 12. Мариски 13. Молокајски 14. Кларионски 15. Клипертонски 16. Челенџерски 17. Елтанински 18. Удинцев 19. Источнотихоокеански (во облик на S) 20. Наскански

Ги има околу 50.000 км 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 Средоземното Море. [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 одликуваат со профил во облик на латинската буква V. [4] Рововите кои се делумно наполнети понекогаш се опишуваат како корита (како што е Макранската Бразда [5] ), а понекогаш рововите се целосно затрупани и немаат батиметриски израз (како што е зоната на подвлекување 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 браздата на Мали Антили, кое е предниот слив на зоната на подвлекување на Малите Анти; [8] браздата на Нова Каледонија, кое е продолжен седиментен слив поврзан со зоната на подвлекување Тонга-Кермадец; [9] и Кајманската Бразда, кое е слив што се одвојува во трансформна раседна зона.[10]

Ровови, заедно со вулкански лакови и Вадати-Бениофските зони (зони на земјотреси кои се натопуваат под вулканскиот лак длабоко дури 700 км) се дијагностички на границите на конвергентни плочи и нивните подлабоки манифестации, зона ни подвлекување. [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 плашт 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 подвлекување. Кога пловната континентална кора влегува во ровот, подвлекувањето запира и областа станува зона на континентален судир. Одликите 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

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 ја открила Челинџерската Бездна, [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 Тихиот Океан довела до големи подобрувања на батиметријата, особено во западниот дел на Тихиот Океан, 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 Челинџерската Бездна. 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
 
Пресек на океански ров образуван долж океанско-океанската приближувачка граница
 
Перуанско-чилеанскиот Ров се наоѓа веднаш лево од острата линија помеѓу синиот длабок океан (лево) и светлосиниот континентален праг, долж западниот брег на Јужна Америка. Се протега по океанско-континентална граница, каде што океанската Насканска Плоча се спушта под континенталната јужноамериканска плоча

Океанските ровови се од 50 до 100 км 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 подвлекувачки 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 подвлекување се поголеми за постарата океанска литосфера, што се рефлектира во длабоките ровови на западниот Тихи Океан. Овде дното на Маријанскиот и Тонганско-Кермадечкиот Ров сè до 10-11 км под нивото на морето. Во источниот Тихи Океан, каде што подвлекувачката океанска литосфера е многу помлада, длабочината на Перуанско-чилеанскиот Ров е околу 7-8 км. [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 подвлекувачката 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 подвлекувачката 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 подвлекувачката плоча 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 подвлекувачката плоча е само тенко обложена со седименти, на надворешната падина честопати ќе се појават гребени кои се шират на морското дно. [11]

Седиментација

уреди

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 Макранската Бразда, каде што седиментите сè до 7,5 км во дебелина; зоната на подвлекување Каскадија 3 до 4 км; и најсеверната зона на подвлекување на Суматра, која е закопана под 6 км.[11]

Седиментите понекогаш се пренесуваат по оската на океанскиот ров. Централниот ров на Чиле доживува пренос на седименти од изворните вентилатори по осен 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

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 одлики се заоструваат со ротација кон ровот. [3] Другиот механизам за растење на акреционалната призма е обложување [2] (познато и како базална акреција [21]) на подвлечени седименти, заедно со одредена океанска кора, долж плитките делови на подвлечниот деколемент. [2]

 
Океански ров образуван долж океанска приближувачка граница
 
Маријанскиот Ров го содржи најдлабокиот дел од светските океани и се протега по океанската приближувачка граница. Тоа е резултат на подвлекувањето на океанската Тихоокеанска Плоча под океанската Маријанската Плоча.

Земјотреси

уреди

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, подвлекувањето на големи количества седименти може да дозволи пукнатините долж подвлекувачкиот деколмент да се шират на големи растојанија за да предизвикаат мегатрусни земјотреси. [11]

Повлекување на ровот

уреди

Рововите изгледаат позициски стабилни со текот на времето, но научниците веруваат дека некои ровови - особено оние поврзани со зоните на подвлекување каде што се спојуваат две океански плочи - се движат наназад во подвлекувачката плоча. [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 подвлекување на две тектонски плочи и резултира со движење на ровот кон морето. Силите нормални на плочата на длабочина (делот од подвлекувачката плоча во плашт) се одговорни за стрмнувањето на плочата во плашт 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

Неколку сили се вклучени во процесот на враќање на плочата. Две сили кои дејствуваат една против друга на интерфејсот на двете подвлекувачки плочи вршат сили една против друга. Плочата за подвлекување врши сила на свиткување (FPB) која обезбедува притисок за време на подвлекувањето, додека преовладувачката плоча врши сила врз подвлекувачката плоча (FTS). Силата на влечење на плочата (FSP) е предизвикана од негативната пловност на плочата што ја движи плочата до поголеми длабочини. Отпорната сила од околниот плашт се спротивставува на силите за влечење на плочата. Заемодејствата со дисконтинуитетот од 660 км предизвикуваат отклонување поради пловноста на фазната транзиција (F660). [27] Уникатното заемодејство на овие сили е она што создава 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 подвлечен материјал е присутен во плашт. [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 подвлекувачката плоча, како што е доаѓањето на пловната литосфера (континент, лак, гребен или плато), промена во динамиката на подвлекување или промена на кинематиката на плочата. Староста на подвлекувачките 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 Тихи Океан, имало неколку настани што резултирале со формирање на бројни басени со заден лак. [26]

Хидротермална активност и поврзани биоми

уреди

Како што седиментите се спуштаат на дното на рововите, голем дел од нивната содржина на течност се исфрла и се поместува назад по подвлекувачкит 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 сулфурводород, 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 западна Тихоокеанија (особено Јапонија), Јужна Америка, Барбадос, Средоземјето, Макранскиот и Сундскиот Ров. Тие се наоѓаат на длабочини од 6.000 метри. [2] Геномот на екстремофилниот Деинококус од Челинџерската Бездна се секвенционирал за неговите еколошки сознанија и потенцијалните индустриски употреби. [30]

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. [31]

Најдлабоки океански ровови

уреди

Неодамнешните мерења, каде што соленоста и температурата на водата биле мерени во текот на нуркањето, имаат несигурности од околу 15 метри. [32] Постарите мерења можеби се исклучени за стотици метри.

Ров Океан Најниска точка Максимална длабочина Извор
Маријански Ров Тихи Океан Челинџерска Бездна 10.920 м [32]
Тонгански Ров Тихи Океан Длабоко на хоризонтот 10.820 м [32]
Филипински Ров Тихи Океан Емден Дип 10.540 м [33]
Ров Курил-Камчатка Тихи Океан 10.542 м [33]
Кермадечки Ров Тихи Океан 10.047 м [33]
Изу-огасаварски Ров Тихи Океан 9.810 м [33]
Новобритански Ров Тихи Океан Соломоново Море Длабока планета 9.140 м [34]
Порторикански Ров Атлантски Океан Браунсон Дип 8.380 м [32]
Јужен Ров Атлантски Океан Метеорска Бездна 8.256 м [32]
Перуанско-Чилеански Ров (Атакамски) Тихи Океан Ричардсова Безнда 8,055 м [33]
Јапонски Ров Тихи Океан 8.412 м [33]

Значајни океански ровови

уреди
Ров Местоположба
Алеутски Ров Јужно од Алеутските Острови, западно од Алјаска
Бугенвилски Ров Јужно од Нова Гвинеја
Кајмански Ров Западни Кариби
Седроски Ров (неактивен) Тихоокеанскиот брег на Долна Калифорнија
Ровот Хикуранги Источно од Нов Зеланд
Ровот Хјорт Југозападно од Нов Зеланд
Изуогасаварски Ров Во близина на островите Изу и Бонин
Јапонски Ров Источно од Јапонија
Кермадекчки Ров * Североисточно од Нов Зеланд
Курилско-Камчаткски Ров * Во близина на Курилските острови
Манилски Ров Западно од Лусон, Филипини
Маријански Ров * Западен Тихи Океан; источно од Маријанските Острови
Средноамерикански Ров Источен Тихи Океан; крај брегот на Мексико, Гватемала, Ел Салвадор, Никарагва, Костарика
Новохебридски Ров Западно од Вануату (Острови на Нови Хебриди).
Перуанско-чилеански Ров Источен Тихи Океан; крај брегот на Перу и Чиле
Филипински Ров * Источно од Филипините
Порторикански Ров Граница на Карибите и Атлантскиот Океан
Пијсегирски Ров Југозападно од Нов Зеланд
Рјукјуански Ров Источниот раб на јапонските острови Рјукју
Јужносендвички Ров Источно од Јужна Џорџија и Јужни Сендвички Острови
Сундски Ров Кривини од јужно од Јава до западно од Суматра и Андаманските и Никобарските Острови
Тонганси Ров * Во близина на Тонга
Јапски Ров Западен Тихи Океан; помеѓу островите Палау и Маријанскиот ров

(*) Петте најдлабоки ровови во светот

Антички океански ровови

уреди
Ров Локација
Меѓупланински Ров Западна Северна Америка; помеѓу Интермонтанските Острови и Северна Америка
Островски Ров Западна Северна Америка; помеѓу островските острови и Интермонтанските острови
Фараљонски Ров Западна Северна Америка
Тетидски Ров Јужно од Турција, Иран, Тибет и Југоисточна Азија

Наводи

уреди
  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 и др. 2014.
  5. ↑ Dastanpour 1996.
  6. ↑ Thomas, Burbidge & Cummins 2007.
  7. ↑ Goldfinger и др. 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 и др. 2013.
  20. ↑ Völker и др. 2009.
  21. ↑ Bangs и др. 2020.
  22. ↑ Völker и др. 2014.
  23. ↑ Dvorkin и др. 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. ↑ Zhang и др. 2021.
  31. ↑ Peng и др. 2020.
  32. ↑ 32,0 32,1 32,2 32,3 32,4 Amos 2021.
  33. ↑ 33,0 33,1 33,2 33,3 33,4 33,5 Jamieson et al.
  34. ↑ Gallo и др. 2015.

Библиографија

уреди
  • 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 (2. изд.). Springer. стр. 630. ISBN 978-3-540-66193-1.
  • Eiseley, Loren (1946). „The Great Deeps“. The Immense Journey (1959. изд.). 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 (3. изд.). 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)
  • Грешка во Lua во Модул:Citation/CS1/Identifiers, ред 500: wrong number of arguments to 'insert'
  • 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
Преземено од „https://mk.wikipedia.org/w/index.php?title=Океански_ров&oldid=5251808“