Vyskytuje se v okrajových částech oceánů speciální formuláře topografie dna - hlubokomořské příkopy. Jedná se o poměrně úzké prohlubně se strmými, strmými svahy, táhnoucí se stovky a tisíce kilometrů. Hloubka takových prohlubní je velmi velká. Hlubokomořské příkopy mají téměř ploché dno. Právě zde se nacházejí největší hloubky oceánů. Typicky se příkopy nacházejí na oceánské straně ostrovních oblouků, opakují svůj ohyb nebo se táhnou podél kontinentů. Hlubokomořské příkopy jsou přechodovou zónou mezi kontinentem a oceánem.

Vznik příkopů je spojen s pohybem litosférických desek. Oceánská deska se ohýbá a zdá se, že se „ponoří“ pod kontinentální desku. V tomto případě okraj oceánské desky, nořící se do pláště, tvoří příkop. Oblasti hlubokomořských příkopů se nacházejí v zónách vulkanismu a vysoké seismice. To se vysvětluje tím, že příkopy přiléhají k okrajům litosférických desek.

Podle většiny vědců jsou hlubokomořské příkopy považovány za okrajová koryta a právě tam dochází k intenzivnímu hromadění sedimentů ze zničených hornin.

Nejhlubší na Zemi je Mariánský příkop. Jeho hloubka dosahuje 11 022 m Byl objeven v 50. letech expedicí na sovětském výzkumném plavidle Vityaz. Výzkum této expedice byl velmi důležitý pro studium zákopů.

Nejvíce příkopů je v Tichém oceánu.

ISLAND ARCS (a. island arcs, festoon islands; n. Inselbogen; f. arcs insulaires, guirlandes insulaires; i. arсos insulares, arсos islenоs, arсos insulanos) - řetězce vulkanických ostrovů táhnoucích se podél a okrajů oceánů z okrajových (okrajových) moří a kontinentů. Typickým příkladem je Kurilský oblouk.

Ostrovní oblouky na oceánské straně jsou vždy doprovázeny hlubokomořskými příkopy, které se s nimi rozprostírají rovnoběžně ve vzdálenosti v průměru 150 km. Celkový rozsah reliéfu mezi vrcholy ostrovních obloukových sopek (výška do 2-4 km) a prohlubněmi hlubokomořských příkopů (hloubka do 10-11 km) je 12-15 km. Ostrovní oblouky jsou největší známá horská pásma na Zemi. Oceánské svahy ostrovních oblouků v hloubce 2-4 km zabírají předloktové pánve široké 50-100 km. Jsou vyrobeny z mnoha kilometrů sedimentu. V některých ostrovních obloucích (například Malé Antily) prošly pánve předloktí vrásněním a vtlačením, jejich vnější části se zvedly nad hladinu moře a vytvořily vnější nevulkanický oblouk. Úpatí ostrovních oblouků v blízkosti hlubokomořského příkopu má šupinovitou strukturu: skládá se z řady tektonických desek nakloněných k ostrovním obloukům. Samotné ostrovní oblouky jsou tvořeny aktivními nebo aktivními pozemskými a podvodními sopkami v nedávné minulosti. V jejich složení zaujímají hlavní místo středně velké andezitové lávy, patřící do tzv. vápenato-alkalické řady, ale existují i ​​jak zásaditější (čediče), tak kyselejší (dacity, ryolity) lávy.

Vulkanismus moderních ostrovních oblouků začal před 10 až 40 miliony let. Některé ostrovní oblouky překrývaly starší oblouky. Existují ostrovní oblouky, které vznikly na oceánské (ensimatické ostrovní oblouky, např. Aleutský a Marianský oblouk) nebo kontinentální (ensimatické ostrovní oblouky, např. Nová Kaledonie) kůře. Ostrovní oblouky se nacházejí podél hranic konvergence litosférických desek. Pod nimi jsou hluboké seismofokální zóny (Zavaritsky-Benioffovy zóny), rozprostírající se šikmo pod ostrovními oblouky do hloubky 650-700 km. Podél těchto zón se oceánské litosférické desky propadají do pláště. Vulkanismus ostrovních oblouků je spojen s procesem subdukce desek. V ostrovních obloukových zónách se tvoří nová kontinentální kůra. Sopečné komplexy k nerozeznání od vulkanických hornin moderních ostrovních oblouků jsou běžné ve fanerozoických vrásových pásech, které zřejmě vznikly na místě starověkých ostrovních oblouků. S ostrovními oblouky jsou spojeny četné nerostné zdroje: porfyrové měděné rudy, stratiformní sulfidická ložiska olova a zinku typu Kuroko (Japonsko), zlaté rudy; v sedimentárních pánvích - přední oblouk a zadní oblouk - jsou známé akumulace ropy a plynu.

Okrajová moře jsou moře, která se vyznačují volnou komunikací s oceánem a v některých případech jsou od nich oddělena řetězcem ostrovů nebo poloostrovů. Přestože okrajová moře leží na šelfu, povaha dnových sedimentů, klimatické a hydrologické režimy, fauna a flóra těchto moří silný vliv ovlivňuje nejen kontinent, ale i oceán. Okrajová moře jsou charakteristická oceánskými proudy, které vznikají díky oceánským větrům. Mezi moře tohoto typu patří např. Beringovo, Ochotské, Japonské, Východočínské, Jihočínské a Karibské moře.

Seismofokální zóny jsou aktivní struktury přechodové oblasti z kontinentu do oceánu, které určují procesy vzniku a vývoje ostrovního obloukového systému a také umístění hypocenter zemětřesení, center tvorby magmatu a metalogenních provincií. Ne náhodou přitáhly pozornost badatelů z různých odborností.

Rozvoj v práci nový vzhled o povaze seismofokální zóny, alternativa k vestavěné litosférické desce. Pomocí základních principů teorie dislokací je nakreslena rozsáhlá analogie se vzorkem a zdrojem silné zemětřesení, které jsou pod vlivem tlakových a tahových sil. Působením těchto sil se vytvoří systém maximálních tečných napětí ve dvou vzájemně kolmých rovinách, nakloněných pod úhlem 450 k působícím silám. Celá přechodová zóna je brána jako takový velkoplošný vzorek. Z těchto poloh se seismofokální zóna jeví jako systém ultrahlubokých zlomů umístěných v konstantním poli maximálních tangenciálních napětí a je jednou z uzlových rovin teorie dislokací. Systém hlubinných zlomů musí nenápadně reagovat na změny termodynamických podmínek a může přispívat k rozvoji různých fyzikálních a chemických procesů v zóně. Seismofokální zóna je permanentní energetický „kanál“, který ovlivňuje formování a vývoj struktur v přechodové zóně z kontinentu do oceánu.

Zvláštní role seismofokální zóny při utváření a vývoji struktur v přechodové oblasti z kontinentu do oceánu se projevuje v místech, kde se protíná s vrstvami tektonosféry s různou fyzikální vlastnosti. Ve vrstvách se zvýšenou rychlostí se tato energie bude neustále akumulovat a může dosáhnout limitních hodnot, které povedou k pohybu jednotlivých bloků, tzn. k zemětřesení. A v astenosférických vrstvách se sníženou rychlostí (nižší viskozitou) se tato energie uvolní, zvýší se teplota vrstvy a v konečném důsledku může vést její jednotlivé úseky do stavu částečného tání.

Je velmi pozoruhodné, že oblouk ostrova Kuril-Kamčatka a vulkanické řetězce se nacházejí nad oblastí, kde se protíná astenosférická vrstva (v hloubce 120-150 km) se seismofokální zónou. Podobná oblast průsečíku se seismofokální zónou je také pozorována pod Okhotskou pánví, kde je zaznamenána oblast částečného tání (Gordienko et al., 1992).

Tomografické konstrukce provedené mnoha výzkumníky (Kamiya et al., 1989; Suetsugu, 1989; Gorbatov et al., 2000) ukázaly, že oblasti s vysokou rychlostí pronikající do hloubky 1000 kilometrů a více jsou přímým pokračováním seismofokálních zón. Předpokládá se, že mohly vzniknout v důsledku silného geodynamického napětí (expanze Země nebo prudká změna jejího rotačního režimu) po celém obvodu Tichý oceán. Tyto ultrahluboké zlomy, zejména v prvních fázích, by mohly být zdrojem těžkého materiálu pláště a tekutin, které by při různých fázových přeměnách mohly být živnou půdou pro vznik zemské kůry a svrchního pláště. A v pozdějších fázích by těžká hmota pláště mohla „zamrznout“ v hlubokých zlomech. Je možné, že seismofokální zóna je vysokorychlostním prostředím právě kvůli vzestupu těžké hmoty podél zlomů.

Systém hlubinných zlomů souvisejících se seismofokální zónou tak může mít složitější charakter: jednak (zdola) jde o kanál pro vstup těžké hmoty do svrchního pláště; na druhé straně systém hlubokých zlomů menší tloušťky může být neustále napájen energií, protože samotná seismofokální zóna je „energetickým kanálem“ díky neustálé interakci kontinentálních a oceánských struktur za podmínek stlačení.

M.V. Avdulov (1990) ukázal, že v litosféře a svrchním plášti dochází k různým fázovým přechodům. Navíc tyto fázové přechody mají tendenci zhutňovat strukturu média. Procesy fázových přeměn probíhají zvláště intenzivně v poruchových zónách v důsledku porušení termodynamické rovnováhy v nich. Systém hlubinných zlomů tak mohl v důsledku dlouhodobého působení fázových přeměn se zhutněním prostoru zlomové zóny proměnit systém hlubinných zlomů ve strukturu podobnou nakloněné vysokorychlostní desce.

Jsou prezentována seismologická a geologicko-geofyzikální data, která nelze vysvětlit z hlediska deskové tektoniky. Jsou uvedeny výsledky experimentů s matematickým (Demin, Zharinov, 1987) a geodynamickým (Guterman, 1987) modelováním, které naznačují, že tento pohled na povahu seismofokální zóny může mít právo na existenci.

Akreční hranol nebo akreční klín (z lat. accretio - přírůstek, nárůst) je geologické těleso vzniklé při ponoření oceánské kůry do pláště (subdukce) ve frontální části nadložní tektonické desky. Vzniká v důsledku vrstvení sedimentárních hornin obou desek a vyznačuje se silnou deformací nahromaděného materiálu, ničeného nekonečnými tahy. Akreční hranol se nachází mezi hlubokomořským příkopem a pánví předloktí. Během procesu subdukce podél hranice desky se tlustší deska deformuje. v důsledku toho hluboká trhlina- oceánský příkop. V důsledku střetu dvou desek působí v oblasti příkopu obrovské tlakové a třecí síly. Způsobují, že sedimentární horniny na dně moře, stejně jako některé vrstvy oceánské kůry, se odtrhávají od subdukující desky a hromadí se pod okrajem horní desky a vytvářejí hranol. Často jsou sedimentární horniny odděleny od jeho čelní části a unášeny lavinami a proudy se usazují v oceánském příkopu. Tyto horniny usazené v příkopu se nazývají flyš. Obvykle jsou akreční hranoly umístěny na hranicích přibližování tektonické desky, jako jsou ostrovní oblouky a hranice kordillerských nebo andských desek. Často se nacházejí společně s jinými geologickými tělesy, která vznikají při subdukci. Obecný systém zahrnuje tyto prvky (od příkopu ke kontinentu): vnější zduření žíly - akreční hranol - hlubokomořský příkop - ostrovní oblouk nebo kontinentální oblouk - zadní oblouk (back-arc basin). Ostrovní oblouky vznikají v důsledku pohybu tektonických desek. Vznikají tam, kde se dvě oceánské desky pohybují k sobě a kde nakonec dochází k subdukci. V tomto případě je jedna z desek - ve většině případů ta starší, protože starší desky jsou obvykle ochlazovány silněji, a proto mají vyšší hustotu - "zatlačena" pod druhou a zanoří se do pláště. Akreční hranol tvoří jakousi vnější hranici ostrovního oblouku, která nijak nesouvisí s jeho vulkanismem. V závislosti na rychlosti a hloubce růstu může akreční hranol vystoupat nad hladinu moře.

Příkopy, jak známo, vyznačují zóny konvergentních okrajů litosférických desek na dně oceánu, tedy jsou morfologickým vyjádřením subdukční zóny oceánské kůry. Naprostá většina hlubokomořských příkopů se nachází podél periferie obřího Pacifického okraje. Stačí se podívat na Obr. 1.16, abyste to ověřili. Podle A.P. Lisitsyn, plocha příkopů je pouze 1,1% plochy oceánu. Ale navzdory tomu společně tvoří nezávislý obří pás lavinové sedimentace. Průměrná hloubka příkopů přesahuje 6000 m, což je výrazně více než průměrná hloubka Tichého (4280 m), Atlantského (3940 m) a Indického (3960 m) oceánu. Celkem je nyní ve Světovém oceánu identifikováno 34 hlubokomořských příkopů, z nichž 24 odpovídá hranicím konvergentních desek a 10 přeměněným (příkopy Romanche, Vima, Argo, Celeste atd.). V Atlantický oceán Příkopy Puerto Rico (hloubka 8742 m) a South Sandwich (8246 m) jsou známy v Indickém oceánu pouze příkop Sunda (7209 m); Podíváme se do Pacific Trenches.
Na západním okraji Tichého oceánu jsou příkopy úzce spjaty s vulkanickými oblouky, které tvoří jediný obloukově-příkopový geodynamický systém, zatímco příkopy východního okraje přímo sousedí s kontinentálním svahem jihu a Severní Amerika. Vulkanismus je zde zaznamenán podél tichomořských okrajů těchto kontinentů. E. Seibold a V. Berger poznamenávají, že z 800 aktivních sopek, které dnes fungují, se 600 nachází v oblasti Tichého oceánu. Navíc hloubka příkopů na východě Tichého oceánu je menší než na západě. Tichomořské úžlabiny, začínající u pobřeží Aljašky, tvoří téměř souvislý řetězec vysoce protáhlých sníženin, táhnoucích se převážně jižním a jihovýchodním směrem k ostrovům Nového Zélandu (obr. 1.16).

V tabulce 1.5 jsme se pokusili shrnout všechny hlavní charakteristiky morfografie příkopů Tichého oceánu (hloubka, délka a plocha a také jsou zde uvedeny počty hlubinných vrtných stanic). Tabulková data 1.5 nás přesvědčí o jedinečných vlastnostech hlubokomořských příkopů. Poměr průměrné hloubky příkopu k jeho délce dosahuje 1:70 (středoamerický příkop), délka mnoha příkopů přesahuje 2 000 km a peruánsko-chilský příkop je trasován podél západní pobřeží Jižní Amerika téměř 6000 km. Zarážející je i údaj o hloubce žlabů. Tři příkopy mají hloubky od 5000 do 7000, třináct - od 7000 do 10 000 m a čtyři - přes 10 000 m (Kermadec, Mariana, Tonga a Filipíny), přičemž hloubkový rekord drží Marianský příkop - 11 022 m (tabulka 1.5).
Zde je však třeba poznamenat, že hloubka je jiná než hloubka. Oceánologové pro ně zaznamenávají tak významné hloubky, hloubka příkopu je spodní značka, měřená od vodní hladiny oceánu. Geology zajímá jiná hloubka – bez zohlednění tloušťky mořská voda. Hloubka příkopu by pak měla být brána jako rozdíl mezi nadmořskými výškami základny oceánského vlnění v blízkosti příkopu a dnem samotného příkopu. V tomto případě hloubky příkopů nepřekročí 2000-3500 m a budou srovnatelné s výškami středooceánských hřbetů. Tato skutečnost se vší pravděpodobností není náhodná a ukazuje na energetickou bilanci (v průměru) rozšiřovacích a subdukčních procesů.

Příkopy také sdílejí některé společné geofyzikální charakteristiky; snížený tepelný tok, prudké narušení izostázy, drobné anomálie magnetické pole, zvýšená seismická aktivita a konečně nejdůležitější geofyzikální rys - přítomnost seismofokální zóny Vadati - Zavaritsky - Benioff (zóna WZB), vrhající se v oblasti příkopu pod kontinentem. Dá se vystopovat až do hloubky 700 km. S tím jsou spojena všechna zemětřesení zaznamenaná na ostrovních obloucích a aktivních kontinentálních okrajích sousedících s příkopy.
A přesto nejsou jedinečné ani tak morfometrické charakteristiky hlubokomořských příkopů, jako spíše jejich umístění v Tichém oceánu: zdá se, že sledují místa konvergence (konvergence) litosférických desek na aktivních okrajích kontinentů. Zde dochází k destrukci oceánské kůry a růstu kontinentální kůry. Tento proces se nazývá subdukce Jeho mechanismus byl dosud studován v nejobecnějších termínech, což dává odpůrcům deskové tektoniky určité právo klasifikovat subdukci jako neprokazatelný, čistě hypotetický předpoklad uváděný údajně ve prospěch postulátu o stálosti. plochy zemského povrchu.
Dosud vyvinuté subdukční modely skutečně nemohou uspokojit odborníky, protože počet otázek, které se objevují, výrazně převyšuje možnosti stávajících modelů. A hlavní z těchto otázek se týká chování sedimentů v hlubokomořských příkopech, které morfologicky sledují konvergenci desek. Faktem je, že odpůrci subdukce používají povahu sedimentární výplně příkopů jako jeden z významných argumentů proti subdukci oceánské desky pod kontinent. Domnívají se, že tichý, horizontální výskyt sedimentů v axiálních částech všech příkopů není v souladu s vysokoenergetickým procesem podsunutí mnohakilometrové oceánské desky. Pravda, vrtné práce provedené v aleutských, japonských, mariánských, středoamerických a peruánsko-chilských zákopech (viz tabulka 1.5) vyřešily řadu otázek, objevily se však nové skutečnosti, které nezapadají do stávajících modelů a vyžadují demonstrativní vysvětlení.
Proto jsme se pokusili sestrojit sedimentologicky konzistentní model subdukce, který poskytl odpovědi na otázky týkající se sedimentární výplně příkopů. Sedimentologická argumentace subdukce samozřejmě nemůže být hlavní, ale žádný z tektono-geofyzikálních modelů tohoto procesu se bez ní neobejde. Poznamenejme, mimochodem, že hlavním účelem všech dnes vyvinutých subdukčních modelů, jak zohledňujících sedimentární výplň příkopů, tak i jejich zanedbávání, je vysvětlit tento proces tak, aby model zachycoval hlavní známé charakteristiky pohyb desek a reologické vlastnosti litosférické látky a zároveň Její výsledné (výstupní) ukazatele nebyly v rozporu s morfografií příkopů a hlavních tektonických prvků jejich struktury.
Je zřejmé, že podle toho, jaký cíl si výzkumník stanoví, zafixuje v modelu určité charakteristiky a použije odpovídající matematický aparát. Proto každý z modelů (nyní jich je více než 10) odráží pouze jeden nebo dva nejdůležitější aspekty proces pokroku a zanechává nespokojené ty badatele, kteří kvalitativní stránku tohoto fenoménu interpretují odlišně. Na základě toho se nám zdá, že nejdůležitější je přesně pochopit kvalitativní charakteristiky subdukce, takže všechny pozorované důsledky tohoto procesu se stanou fyzikálně vysvětlitelnými. Pak se konstrukce formalizovaného modelu na kvantitativním základě stane technologickou záležitostí, to znamená, že by neměla způsobovat zásadní potíže.
Všechny v současnosti známé modely subdukce lze klasifikovat tak, jak je znázorněno na Obr. 1.17. Největší podíl na vývoji těchto modelů měl L.I. Lobkovský, O. Sorokhtin, S.A. Ushakov, A.I. Shsmenda a další ruští vědci a ze zahraničních specialistů - J. N. Bodine, D. S. Cowan, J. Dubois, G. A. Hall, J. Helwig J. Helwig, G. M. Jones, D. E. Karig, L. D. Kulm, W. D. Pennington, D. W. Scholl, W. J. Schwelier, W. J. Schwelier G. F. Sharman, R. M. Siling, T. M. Tharp, A. Watts (A. W. Walts) , F.By (F.T. Wu) atd. Nás samozřejmě zajímají především modely, které zohledňují sedimentární provedení žlabů jedním způsobem resp. další. Patří mezi ně tzv. „akreční model“ a model, ve kterém sedimenty hrají roli jakéhosi „maziva“ mezi dvěma interagujícími deskami.

Tyto modely, které vysvětlují reakci sedimentů na vysokoenergetický proces subdukce oceánské desky, i když poskytují zcela věrohodnou interpretaci tohoto procesu, stále ponechávají bez pozornosti řadu důležitých otázek, které je třeba zodpovědět, aby navrhované tektono-geofyzikální modely považovat za sedimentologicky konzistentní. Nejdůležitější z nich jsou následující.
1. Jak vysvětlit skutečnost, že sedimenty v samotném příkopu mají vždy horizontální, nenarušený výskyt, přestože deska aktivně klesá z oceánské strany a z kontinentálního svahu příkopu vyrůstá silně deformovaný akreční hranol ?
2. Jaký je mechanismus vzniku akrečního hranolu? Je to důsledek chaotického vynášení sedimentů stržených z subdukční desky, nebo je její růst ovlivněn procesy probíhajícími na samotném kontinentálním svahu?
K zodpovězení těchto otázek, tedy k vybudování sedimentologicky konzistentního modelu subdukce, je nutné blíže propojit navrhované tektonické mechanismy tohoto procesu s daty hlubinných vrtů podél profilů přes řadu nejvíce prozkoumaných příkopů z těchto pozice. To musí být také provedeno tak, aby se kontrola navrhovaného modelu pomocí dat „živé“ litologie stala integrální prvek modely.
Prezentaci sedimentologicky konzistentního subdukčního modelu začínáme popisem tektonických předpokladů, které jsou jeho základem. Je třeba poznamenat, že každý model obsahuje konkrétní předpoklady, opírá se o ně a s jejich pomocí se jej snaží propojit do jediného celku. známá fakta. Náš model používá tektonické předpoklady čerpané ze subdukčních schémat, které již byly testovány fyzikálně založenými výpočty.
První předpoklad se týká pulzní (diskrétní) povahy procesu podtahu. To znamená, že další fázi podsunu předchází akumulace napětí v oceánské kůře, která se v důsledku tektonického zvrstvení litosféry a heterogenity zemské kůry přenášejí z center šíření s různou intenzitou a v každém případě jsou v oceánu rozmístěny extrémně nerovnoměrně. Tento předpoklad je dostatečný hluboký význam, neboť jím lze vysvětlit změny petrologických vlastností již ponořené části oceánské desky, což částečně určuje možnost dalšího subdukčního impulsu.
Druhý předpoklad předpokládá vícesměrné rozložení napětí přímo ve Wadati-Zavaritsky-Benioffově zóně (WZB). Vypadá to takto. Při působení tlakových sil v hlubších horizontech je zóna v inflexním bodě, která označuje hlubokomořský příkop, vystavena tahovým napětím, což vede ke vzniku zlomů na vnitřní i vnější straně příkopu subdukce částí desky z oceánské strany do samostatných segmentů (kroků); s dalším tahovým impulsem se do tohoto procesu zapojí segment nejblíže k ose příkopu. Tento nápad konstruktivně otestoval L.I. Lobkovskij ve svém kinematickém schématu subdukce.
Třetí předpoklad se týká diskrétní migrace středové linie příkopu směrem k oceánu. Je to důsledek prvních dvou předpokladů. Speciální studie také prokázaly, že rychlost migrace osy příkopu závisí na stáří absorbované kůry a sklonu zóny VZB.
Čtvrtý předpoklad předpokládá energetickou bilanci v čase procesů růstu oceánské kůry ve středooceánských hřbetech a jejího zpracování na aktivních okrajích. Skutečnost, že tento předpoklad není bez základů, je nepřímo řízena rovností (v průměru) výšek středooceánského hřbetu a hloubek příkopů odpovídajících konkrétním vektorům šíření, které jsme již zaznamenali. Jak poznamenal T. Hatherton, možná rovnováha procesů šíření a subdukce poskytla spolehlivý fyzikální základ pro deskovou tektoniku. Porušení této rovnováhy v určitých okamžicích vede ke zvýšení klenutých zdvihů, restrukturalizaci globálního cirkulačního systému oceánských vod a v důsledku toho ke globálnímu přerušení sedimentace.
Budeme-li hledat příčinu rozdílů v hloubkách příkopů, pak je nutné vzít v úvahu úzkou korelaci mezi rychlostí subdukce a stářím absorbované kůry (při pevné hodnotě úhlu sklonu příkopů). zóna WZB). Touto otázkou se podrobně zabývali S. Grillet a J. Dubois na základě materiálu deseti konvergujících systémů (Tonga-Kermadec, Kuril, Filipíny, Izu-Bonin, Nové Hebridy, peruánsko-chilské, aleutské, středoamerické, indonéské a japonské ). Tito autoři zejména zjistili, že čím vyšší je rychlost subdukce, tím menší (v průměru) je hloubka příkopu. Hloubka výkopu se však zvyšuje se stářím podkládací desky. M.I. Streltsov úspěšně doplnil tuto studii zjištěním, že hloubka příkopu také závisí na zakřivení vulkanického oblouku: nejhlubší příkopy jsou omezeny na oblouky maximálního zakřivení.
Podívejme se nyní podrobněji na mechanismus sedimentogeneze v příkopech, to znamená, že sestrojíme obecný sedimentologický model příkopu. Analýza úseků hlubokomořských vrtů na jedné straně a povaha tektonické struktury příkopů na straně druhé nám umožňují vyvodit následující poměrně spolehlivé závěry.
1. Sedimentární pokryv je na vnitřních (kontinentálních) a vnějších (oceánských) svazích příkopu výrazně odlišný, a přestože tektonická stavba těchto prvků příkopové struktury je rovněž heterogenní, je složení sedimentů primárně funkcí příkopu. vlastní sedimentologické procesy na různých svazích příkopu: pelagická sedimentogeneze na vnějším svahu a proudění suspenze, superponované na pelagické - na vnitřním.
2. Na dně vnitřního svahu příkopu je často zaznamenáno shlukování sedimentů, zde jsou vždy intenzivněji zhutněny a konstrukčně představují velké čočkovité těleso zvané akreční hranol. Na vnějším svahu jsou sedimenty skloněny pod mírným úhlem k ose příkopu a na dně jsou vodorovné.
3. Podle geofyziky se sedimenty na dně příkopů vyskytují ve formě dvou „vrstev“: akusticky průhledná spodní vrstva, interpretovaná jako zhutněné pelagické sedimenty oceánské desky, a horní vrstva, představovaná turbidity, které byly unášeny do příkopu z kontinentálního svahu během období mezi dvěma sousedními tahovými impulsy.
4. Mocnost turbiditních ložisek na dně příkopů závisí na mnoha faktorech: na členitém reliéfu kontinentálního svahu a klimatu, které zdánlivě předurčuje rychlost denudace přilehlé země, na intenzitě a frekvenci zemětřesení v oblast příkopu a z mnoha dalších důvodů. Na nárůstu tloušťky turbiditových vrstev na dně příkopu by měla hrát významnou roli také délka interakce desek, tj. životnost konkrétní subdukční zóny, ale pouze v případě, že by příkop jako tektonická struktura měla nezávislou význam v procesu subdukce; ale protože představuje pouze reakci na tento proces vyjádřenou v reliéfu oceánského dna a navíc jeho poloha není v čase konstantní, nehraje tento faktor rozhodující roli v procesu akumulace zákalů na dně oceánu. příkop. Víme, že současná poloha zákopů představuje pouze poslední fázi dlouho se rozvíjejícího procesu podtlaku.
5. S hlubokomořskými příkopy úzce souvisí čtyři hlavní faciální komplexy sedimentů: aluviální vějíře kontinentálního svahu, turbidity dna a pánví na vnitřním svahu, pelagické sedimenty zaznamenané ve všech morfologických prvcích příkopu a konečně, sedimenty akrečního hranolu.
V současné době jsou dostatečně podrobně rozpracovány sedimentologické modely aleutských, peruánsko-chilských a zejména středoamerických příkopů. Ale tyto modely bohužel nejsou spojeny s obecným mechanismem subdukce v těchto zákopech.
M. Underwood a D. Karig, stejně jako F. Shepard a E. Reimnitz, kteří podrobně studovali morfologii vnitřního svahu Středoamerického příkopu v oblasti kontinentálního okraje Mexika, podotýkají, že až v r. tato oblast se čtyřmi velkými kaňony přiléhá k vnitřnímu svahu příkopu, z nichž nejvíce byl důkladně prozkoumán Rio Balsas (podmořské pokračování řeky Balsas), vedené k samotnému příkopu. Mezi tloušťkou turbiditů na dně příkopu a v ústí velkých kaňonů byla stanovena jasná korelace. Nejsilnější pokryv sedimentů (až 1000 m) v příkopu je omezen na ústí kaňonů, zatímco v jeho ostatních částech jejich mocnost klesá na několik metrů. U ústí kaňonů je vždy zaznamenán sedimentový vějíř; je rozříznuta četnými kanály - jakýmsi distribučním systémem aluviálního kužele. Klastický materiál vstupující kaňony je unášen podélným prouděním podél osy příkopu ve směru poklesu dna. Vliv každého kaňonu na rozložení srážek v centrální části příkopu je cítit i ve vzdálenosti 200-300 km od ústí. Údaje o hlubinných vrtech ve Středoamerickém příkopu to potvrdily různé části jeho reakce sedimentů na proces podstrčení není stejná. V oblasti guatemalského vrtného profilu tedy není subdukce doprovázena narůstáním sedimentů, zatímco vrty v oblasti mexického profilu naopak odhalily přítomnost akrečního sedimentárního hranolu na bázi kontinentální straně příkopu.
Nyní se podrobně zaměřme na hlavní sedimentologický paradox subdukce. Jak je nyní geofyzikálními pracemi a hlubinnými vrty pevně potvrzeno, sedimenty na dně všech příkopů jsou zastoupeny turbidity různého litologického složení s horizontálním výskytem. Paradoxem je, že tyto sedimenty by měly být buď odtrženy od oceánské desky a akumulovány na úpatí kontinentálního svahu ve formě akrečního hranolu (akreční subdukční modely), nebo by měly být absorbovány spolu s fragmentem oceánské desky v další fáze podtahu, jak vyplývá z „modelu mazání » O.G. Sorokhtin a L.I. Lobkovský.
Logika odpůrců subdukce je tedy jednoduchá a spravedlivá: jelikož subdukce je vysokoenergetický proces, na kterém se podílejí tuhé desky o tloušťce desítky kilometrů, pak na tento proces nemůže nereagovat tenká vrstva volných sedimentů. Pokud sedimenty na dně příkopů leží vodorovně, pak subdukce neprobíhá. Nutno přiznat, že předchozí pokusy vysvětlit tento sedimentologický paradox byly nepřesvědčivé. Horizontální výskyt sedimentů byl vysvětlován jejich mládím, periodickým setřásáním již nahromaděných zákalů, po kterém se jakoby nově ukládaly atd. Existovaly samozřejmě realističtější interpretace, které uvažovaly o závislosti objemu sedimentů v příkopech na poměr rychlosti sedimentace a subdukce.
O.G. Sorokhtin provedl jednoduchý, ale bohužel nepřesvědčivý výpočet tohoto procesu a pokusil se poskytnout faktický základ pro svůj model mazání, o kterém jsme hovořili výše. Poznamenal, že ve většině příkopů je tloušťka sedimentárního krytu zanedbatelná, navzdory velmi vysoké míře akumulace sedimentů (několik centimetrů za 100 let). Při takové rychlosti by podle O. G. Sorokhtina, pokud by nefungoval „mazací“ mechanismus, byly žlaby během několika desítek milionů let zcela pokryty sedimentem. Ve skutečnosti se tak neděje, přestože některé příkopy existují a vyvíjejí se stovky milionů let (japonské, peruánsko-chilské).
Tento výpočet je nepřesvědčivý ze dvou důvodů. Za prvé, bez ohledu na mechanismus absorpce sedimentů jsou příkopy nejdůležitější složkou dynamického systému subdukční zóny, a proto nebylo možné vypočítat rychlost jejich plnění sedimenty, jako by šlo o stacionární usazovací pánve. Za druhé, zákopy ve svém moderním morfologickém vyjádření zaznamenávají pouze reakci na poslední fázi procesu podtlaku (viz třetí předpoklad našeho modelu), a proto nelze dobu jejich existence ztotožnit s délkou vývoje celé subdukční zóny. , tj. mluvit o desítkách, ale stovky milionů let se navíc nepočítají jako stáří příkopu. Ze stejných důvodů nelze obdobný přístup k tomuto problému, popsaný v článku J. Helwiga a G. Halla, považovat za přesvědčivý.
Tento paradox tedy nelze vyřešit, pokud se opíráme o již vyvinutá subdukční schémata, ve kterých mechanismus a rychlostní charakteristiky deskové subdukce nejsou spojeny s mechanismem a rychlostními charakteristikami akumulace sedimentu.
Informace o rychlostech sedimentace v příkopech Tichého oceánu, které byly odhadnuty na základě výsledků hlubinných vrtů, jsou obsaženy ve vícesvazkové publikaci, jejíž materiály nám umožňují dospět k závěru, že příkopy obecně se skutečně vyznačují relativně vysokou rychlostí akumulace sedimentu: od několika desítek do stovek a dokonce tisíců metrů za milion let. Tyto rychlosti se samozřejmě v čase mění i na jednom místě vrtání, ale obecně je pořadí čísel zachováno.
Věnujme však pozornost jedné okolnosti, která zřejmě unikla pozornosti geologů. Faktem je, že geologové jsou zvyklí posuzovat rychlost akumulace sedimentů v bubnovských jednotkách: milimetry na 10,3 (mm/10,3) nebo metry za 10,6 (m/10,6) let. Tento přístup je způsoben objektivními důvody, protože geologové mají spolehlivé informace pouze o mocnosti řezu a mnohem méně spolehlivé údaje o trvání odpovídajícího stratigrafického intervalu. Samozřejmě si představují, že takto získané hodnoty rychlosti mají velmi vzdálený vztah právě k rychlosti akumulace sedimentu, protože to nebere v úvahu ani skutečnost, že různé litologické typy hornin vznikají při rozdílné rychlosti, ani skutečnost, že ve studovaném intervalu úseku mohou být skryté zlomy v akumulaci sedimentů (diastemat). Vezmeme-li navíc v úvahu, že sedimenty osové části příkopů jsou tvořeny v injekčním režimu cyklosedimentogeneze, pak v tomto případě obecně nelze použít tento přístup k posouzení rychlosti akumulace sedimentu, protože přísně vzato celá tloušťka turbiditů vzniká jako superpozice suspenzně-tokové sedimentogeneze na normálních pelagických sedimentogsnsz: jinými slovy, tloušťka turbiditů se hromadí jakoby během přestávek v sedimentaci. Na základě četných faktografických materiálů o novověkých i starověkých turbiditech je takový mechanismus sedimentogeneze doložen v monografiích autora.
Když se objevily práce na deskové tektonice a geofyzici zveřejnili první údaje o rychlostech šíření a subdukce (měřeno v centimetrech za rok), geologové se snažili korelovat hodnoty rychlosti sedimentace, které znali, s nově získanými informacemi o rychlosti pohybu desky, stále provozované se změnami rychlosti v jednotkách Bubnov, aniž by se pokoušely porovnávané hodnoty uvést na společný jmenovatel. Je snadné pochopit, že tento přístup vede k řadě nedorozumění, která zasahují do studia skutečné role sedimentologických procesů v různých modelech subdukce a vedou k nesprávnému posouzení jejich významnosti. Pro ilustraci tohoto bodu uvedeme několik typických příkladů, aniž bychom opakovali popis litologického složení sedimentů proniknutých hlubokomořskými vrty.
Sedimenty dna Aleutského příkopu jsou holocénního stáří, jejich mocnost dosahuje 2000 a někdy 3000 m. Rychlost subdukce Tichomoří pod Aleutským příkopem je podle K. Le Pichona a kol. cm/rok, a podle V. Vakyeho dokonce 7 cm/rok.
Rychlost sedimentace v příkopu, pokud se měří v bubnovských jednotkách, je interpretována jako abnormálně vysoká („lavina“, podle A.P. Lisitsyna): 2000-3000 m/106 let. Vyjádříme-li rychlosti sedimentace ve stejných jednotkách jako rychlost subdukce, dostaneme 0,2-0,35 cm/rok a pro doby meziledové je to ještě nižší: 0,02-0,035 cm/rok. A přesto je rychlost akumulace sedimentů v Aleutském příkopu (v jakýchkoliv jednotkách, které je měříme) velmi vysoká R. von Huene správně poznamenává, že příkopy na západním okraji Tichého oceánu, které se vyznačují sedimentárním pokryvem; dna o mocnosti více než 500 m se nepochybně nacházely v zóně vlivu vysokoplošných pobřežních zalednění. Významný vliv mají také delty velkých řek tekoucích do oceánu v oblasti příkopu.
To, co litologové považují za „lavinový“ stupeň sedimentace, se tedy ukazuje být téměř o dva řády nižší než rychlosti podsunutí desek. Jsou-li tato data správná a korelují-li s modelem monotónní (frontální) subdukce, pak je zřejmé, že při takové interpretaci mechanismu podtahu by se sedimenty prostě nestihly akumulovat a alespoň axiální část příkop by měl být zcela bez sedimentárního krytu. Mezitím jeho mocnost v severovýchodní části Aleutského příkopu dosahuje, jak jsme již poznamenali, 3000 m.
Dobře 436 byl vyvrtán na vnějším svahu Japonského příkopu. Ze studniční části nás bude zajímat pouze jednotka jílů o mocnosti 20 m, odkrytá v hloubce 360 ​​m. Jejich stáří se odhaduje na 40-50 milionů let (od středního miocénu do počátku paleogénu ). Je snadné spočítat, že rychlost tvorby těchto usazenin byla zanedbatelná: 0,44 m/106 let (0,000044 cm/rok, neboli 0,5 μm/rok). Pro vizuální představu tohoto čísla stačí říci, že v běžném městském bytě se během zimních měsíců (se zavřenými okny) taková vrstva prachu nashromáždí za týden. Nyní je jasné, jak čisté jsou hlubokomořské zóny oceánů od klastických suspenzí a jak obrovskou tvůrčí roli hraje geologický čas, který je schopen zaznamenat v úseku po 45 milionech let mocnost jílů o tloušťce 20 m při takové mizející nízké rychlosti sedimentace.
Stejně nízké rychlosti sedimentace byly zaznamenány na oceánském svahu Kurilsko-kamčatského příkopu (vrt 303), kde se pohybují od 0,5 do 16 m/106 let, tj. od 0,00005 do 0,0016 cm/rok. Stejné pořadí čísel platí pro další zákopy v oblasti Tichého oceánu. Zvýšení rychlosti akumulace sedimentu na vnitřních svazích příkopů na několik set metrů za milion let, jak je snadné pochopit, nemění vztah mezi dvěma rychlostními charakteristikami: akumulací sedimentu a subdukcí oceánské desky. V tomto případě se liší minimálně o dva řády ( nejmenší hodnoty míra subdukce – od 4 do 6 cm/rok – byla zaznamenána u japonských, kermadeských, aleutských a novohebridských příkopů a nejvyšší – od 7 do 10 cm/rok – u Kuril-Kamčatka, Nová Guinea, Tonga, Peru Chilské a středoamerické zákopy. Kromě toho bylo zjištěno, že rychlost konvergence severního a východního okraje Tichého oceánu se zvýšila z 10 (před 140 až 80 miliony let) na 15-20 cm/rok (před 80 až 45 miliony let), pak klesla na 5 cm/rok. Stejný trend byl zaznamenán u západního Pacifiku.
Zdálo by se, že existuje korelace mezi trváním subdukční zóny a tloušťkou sedimentárního krytu na dně příkopů. Faktický materiál však tuto domněnku vyvrací. Doba provozu subdukční zóny Nové Hebridy je tedy pouze 3 miliony let a tloušťka sedimentů v příkopu je 600 m. Subdukční zóna Mariana a zóna Tonga existují asi 45 milionů let, ale jejich tloušťka sedimentu je pouze 400 m Míry subdukce v těchto zónách jsou blízko. Proto je nutné hledat nový účinný mechanismus, který by tyto (a mnohé další) vlastnosti propojil.
Jedna věc je zatím jasná: sedimenty v příkopu mohou být zachovány pouze tehdy, je-li rychlost sedimentace výrazně vyšší než rychlost subdukce. V situaci, kterou se geologové snažili pochopit, byl poměr těchto veličin hodnocen jako přesně opačný. To je podstata „sedimentologického subdukčního paradoxu“.
Tento paradox lze vyřešit jediným způsobem: při posuzování rychlosti sedimentace neabstrahujte od genetického typu sedimentů, protože, opakujeme, obvyklý aritmetický postup používaný pro výpočet rychlosti sedimentace není použitelný pro všechny vrstvy: poměr tloušťka vrstev (v metrech) ke stratigrafickému objemu času (v milionech let). Navíc autor již opakovaně poznamenal, že tento postup není pro turbidity vůbec použitelný, protože poskytne nejen přibližný, ale naprosto nesprávný odhad rychlosti akumulace sedimentu. Proto, aby sedimenty zůstaly zachovány v osové části příkopů a měly i horizontální výskyt, i přes subdukci oceánské desky, je nutné a postačující, aby rychlost sedimentace byla výrazně vyšší než rychlost subdukce, a to může být pouze tehdy, když je sedimentace v příkopu realizována v injekčním režimu cyklosdimentogeneze. Důsledkem této svérázné sedimentologické věty je výjimečné mládí sedimentů na dně všech hlubokomořských příkopů, jejichž stáří obvykle nepřesahuje pleistocén. Stejný mechanismus umožňuje vysvětlit přítomnost vysokokarbonátových sedimentů v hloubkách, které zjevně překračují kritickou úroveň pro rozpouštění karbonátového materiálu.
Před pochopením druhé z námi položených otázek (o narušení normální stratigrafické posloupnosti sedimentů na úpatí kontinentálního svahu příkopu) je nutné poznamenat následující okolnost, nad kterou pravděpodobně přemýšleli mnozí, kteří se snažili analyzovat mechanismus subdukce. Pokud totiž proces podsunu (z hlediska kinematiky) probíhá obdobně ve všech příkopech a je-li doprovázen seškrabáváním sedimentů ze subdukční desky, pak by měly být akreční hranoly zaznamenány na úpatí vnitřních svahů všech příkopů bez výjimka. Hlubinné vrty však neprokázaly přítomnost takových hranolů ve všech příkopech. Francouzský vědec J. Auboin ve snaze vysvětlit tuto skutečnost navrhl, že existují dva typy aktivních okrajů: okraje s převahou tlakových napětí a aktivní akrece a okraje, pro které jsou typičtější tahová napětí a téměř úplná absence narůstání sedimentu. . Jde o dva krajní póly, mezi které lze umístit téměř všechny v současnosti známé konvergující systémy, pokud takové vezmeme v úvahu nejdůležitější vlastnosti, jako je úhel sklonu zóny WZB, stáří oceánské kůry, rychlost subdukce a tloušťka sedimentů na oceánské desce. J. Auboin se domnívá, že systémy obloukových příkopů jsou bližší prvnímu typu a andský typ okraje je bližší druhému. Opakujeme však, že nejde o nic jiného než o hrubou aproximaci, protože skutečné situace v konkrétních zónách podtlaku závisí na mnoha faktorech, a proto v systémech západního i východního okraje Pacifiku může nastat široká škála vztahů. Takže V.E. Hine, ještě předtím, než J. Aubuin identifikoval tyto dva extrémní případy, správně poznamenal, že profily Aleut, Nankai a Sunda pouze částečně potvrdily akreční model, zatímco profily přes Marianské a Středoamerické (v oblasti Guatemaly) příkopy neodhalily akreční hranol. Jaké závěry z toho plynou?
S největší pravděpodobností sedimentární hranoly (kde nepochybně existují) nejsou vždy výsledkem pouze seškrabování sedimentů z oceánské desky, zvláště když složení sedimentů těchto hranolů neodpovídá sedimentům otevřeného oceánu. Navíc nepochybná absence takových hranolů (např. ve Středoamerickém příkopu) dává důvod nepovažovat seškrabování sedimentů za sedimentologicky univerzální proces pro subdukci, což jasně vyplývá z „lubrikačního modelu“ O.G. Sorokhtin a L.I. Lobkovský. Jinými slovy, kromě narůstání sedimentů se v konvergujících systémech musí projevit nějaký obecnější sedimentologický proces vedoucí k vytvoření hranolu sedimentů na bázi kontinentálního svahu příkopu.
Již jsme naznačili, že sedimenty na úpatí kontinentálního svahu příkopů jsou vysoce zhutněné, zvrásněné do složitého systému vrás a často je v nich narušena věková posloupnost vrstev a všechny tyto sedimenty jsou zjevně turbiditní geneze. . Právě tyto skutečnosti vyžadují především přesvědčivé vysvětlení. V rámci akrečního hranolu (kde je jeho přítomnost nepochybně prokázána) bylo navíc zjištěno zmlazení sedimentů v úseku směrem k příkopu. To svědčí nejen o tom, že každá následující deska sedimentu odtržená od oceánské desky je jakoby podsunuta pod předchozí, ale také o zvláštní kinematice procesu podstrčení, podle kterého je další subdukční impuls doprovázen migrací. osy příkopu směrem k oceánu za současného rozšiřování šelfového pásma kontinentálního svahu a vychylování jeho základny, což dává celkovou příležitost k realizaci tohoto mechanismu. Podrobnější studium struktury akrečních hranolů (japonské a středoamerické příkopy) také odhalilo, že vzorce změn stáří jednotlivých desek jsou složitější: zejména dvojnásobný až trojnásobný výskyt současných členů mezi sedimenty obou byly založeny mladší a starší. Tuto skutečnost již nelze vysvětlit pomocí mechanismu čisté akrece. Pravděpodobně zde hlavní roli hrají procesy vedoucí k přesunu částečně litifikované masy sedimentů, které probíhají přímo v kontinentálním svahu příkopu. Je třeba také vzít v úvahu, že samotný mechanismus zhutňování sedimentu v akrečním hranolu má také svá specifika, spočívající zejména v tom, že napěťová napětí, která doprovázejí proces subdukce, vedou k prudkému zmenšení pórového prostoru a vytlačování tekutin do horních horizontů sedimentů, kde slouží jako zdroj karbonátového cementu. Dochází k jakési delaminaci hranolu do různě zhutněných skalních balíčků, což dále přispívá k deformaci hornin do vrás, rozdělených do vrstev s břidlicovou štěpností. Podobný jev probíhala v kodiackém souvrství svrchně křídových, paleocénních a eocénních turbiditů exponovaných v hale. Aljaška mezi Aleutským příkopem a aktivním vulkanickým obloukem na Aljašském poloostrově. A.P. Lisitsyn poznamenává, že akreční hranol v oblasti Aleutského příkopu je rozdělen zlomy do samostatných bloků a pohyb těchto bloků odpovídá (první aproximaci) nepravidelnostem podložní kůry, kterou zřejmě „sledují“; všechny velké nepravidelnosti v reliéfu povrchu oceánské desky.
Nejdůkladněji byl prostudován akreční hranol v oblasti antilského ostrovního oblouku (ostrov Barbados), který byl předmětem dvou speciálních plaveb R/V Glomar Challenger (č. 78-A) a Joides Resolution (č. 11). Aktivní okraj východního Karibiku je zde vyjádřen následujícími strukturami: o. Barbados, interpretovaný jako hřeben předloktí, > povodí Tobaga (mezioblouk) > Svatý Vincenc (aktivní sopečný oblouk) > povodí Grenady (zadní oblouk, okrajový) > hřeben. Aves (mrtvý vulkanický oblouk). Zde jsou silné sedimentární akumulace Orinoco PKV a částečně transportované sedimenty z ústí Amazonky blízko subdukční zóny. Hlubinné studny 670-676 (let č. 110) v blízkosti čela aktivních deformací zde potvrdila přítomnost mohutného akrečního hranolu, tvořeného náporovými depresemi neogenních hlubokomořských sedimentů, vytržených ze slabě deformovaného kampánsko-oligocénního oceánského komplexu. Smyková zóna je tvořena svrchno-oligocénně-spodněmiocénními slínovci a je ukloněna k západu. Přímo nad zónou oddělení je vystavena řada strmějších imbricated náporů. Celková mocnost vrtáním odkrytého úseku je od 310 do 691 m Na jeho bázi leží křemičité slínovce spodního středního eocénu. Nahoře jsou jílovité sedimenty, vápnité turbidity, zkřížené glaukonitické pískovce středního svrchního eocénu, tenkovrstvé opuky a karbonátové horniny oligocénu, křemičité radiolariové opuky, vápnité kaly a biogenní karbonátové sedimenty spodního miocénu. Charakteristickým jevem je zde laterální migrace tekutin jak v tělese akrečního hranolu (chloridy), tak na oceánské straně deformační fronty (metan). Zdůrazňujeme také, že na několika úrovních bylo odhaleno opakování v úseku litologicky podobných a současných horninových jednotek.
Kromě toho, co je již známo o tektonické stavbě příkopů, poznamenáváme: v rámci podmořské ponorné terasy ve střední části vnitřního svahu japonských a dalších příkopů došlo k aktivním tektonickým procesům, naznačujícím na jedné straně výrazné horizontální posuny bloků a na druhé straně o aktivní vertikální pohyby, které vedly k poměrně rychlé změně batymetrických podmínek sedimentace. Podobný jev byl zjištěn v Peruánsko-chilském příkopu, kde rychlost vertikálních posunů bloků dosahuje 14-22 cm/rok.
Podrobné geofyzikální studie Japonského příkopu ukázaly, že jeho vnitřní a vnější strany jsou složitým systémem bloků v kontaktu podél zlomů. Tyto bloky zažívají pohyby různých amplitud. Sled vzniku poruch a chování korových bloků na různé fáze podtah a hlavně (pro náš účel) odraz všech těchto procesů v sedimentárním pokryvu hlubokomořského příkopu. Postoj japonských geofyziků Ts Shiki a 10. Misawa, kteří se domnívají, že vzhledem k tomu, že koncept subdukce je v zásadě „obrovský a globální povahy“, v modelu tohoto měřítka „nelze brát v úvahu sedimenty a sedimentární tělesa“. zdá se extrémní.
Právě naopak, pouze díky zvláštnostem mechanismu plnění pánví sedimenty na svazích příkopů a samotných příkopů lze pochopit jemné detaily subdukce, kterých by si jinak badatelé jednoduše nevšimli. Obrazně řečeno, sedimenty umožňují zhotovit odlitek žlabu a tím nejen pochopit detaily jeho vnitřní stavby, ale také podstatněji obnovit procesy, které vedly k jeho vzniku.
Mechanismus akumulace sedimentu na úpatí kontinentálního svahu se zdá být následující. V počáteční fázi subdukce - při vytváření hlubinného příkopu v důsledku srážky kontinentálních a oceánských desek - dochází k porušení kontinuity kůry na bázi kontinentálního svahu (obr. 1.18, a ); podél zlomu se kůra propadá ve směru osy příkopu a sedimenty z horního stupně (terasy) se sjíždějí dolů (obr. 1.18, b). Na spodním stupni bude zaznamenán stratigraficky převrácený výskyt vrstev vrstev (I, 2, 1, 2). Během fáze relativně klidného podsunu, kdy napětí vznikající v subdukční zóně nepřekračují mez pevnosti kontinentální litosféry, se na vnitřním svahu příkopu hromadí sedimenty: od pobřežně-mořských po hlubokomořské (obr. 1.18, Obr. 6, blok 3 a 4) a v pánvi na spodní terase - turbidity.

Poté se s novým aktivním subdukčním impulsem posune osa příkopu směrem k oceánu a na bázi vnitřního svahu se vytvoří nový zlom, po kterém sedimenty z horní terasy kloužou dolů (obr. 1.18, c), a část pobřežně-mořských mělkých akumulací končí na druhé terase. Do základny vnitřního svahu příkopu se sesouvá nová část dosud nedostatečně zhutněných sedimentů, které se při pohybu po nerovné topografii svahu shlukují, drtí do záhybů atd. Další růst hranolu na úpatí kontinentálního svahu se vyskytuje.
Většina příkopů na kontinentálním svahu má tři morfologicky výrazné stupně - terasy. Pokud je tedy naše schéma správné, pak během existence subdukční zóny došlo nejméně třikrát k velkým strukturálním přestavbám, doprovázeným pohybem příkopu směrem k oceánu a tvorbou zlomů na jeho vnitřním svahu. Konečná fáze tohoto procesu je znázorněna na Obr. 1.18, d: Na úpatí kontinentálního svahu se vytvořil hranol sedimentů. V něm je stratigrafický sled vrstev třikrát narušen (podle tohoto zjednodušeného schématu).
K tomuto procesu dochází tak či onak, hlavní je, že v těch případech, kdy bylo možné vyvrtat základnu kontinentálního svahu (japonské a středoamerické příkopy), se ve skutečnosti ukázalo, že normální stratigrafický sled hornin byl narušen zde; Jsou mnohem kompaktnější než synchronní sedimenty vnějšího svahu, a co je nejdůležitější, tyto sedimenty v žádném případě nepřipomínají pelagické sedimenty oceánského svahu příkopu. Vysvětlitelné jsou také výrazné vertikální pohyby, v jejichž důsledku jsou evidentně mělké sedimenty pohřbeny v hloubkách několika tisíc metrů.
Než přejdeme k modelovému zdůvodnění indikátorových řad sedimentárních formací hlubokomořských příkopů, je třeba věnovat pozornost jedné důležité okolnosti, se kterou dříve geologové nepočítali. Přitom to jasně vyplývá z těch tektono-geofyzikálních předpokladů pro subdukci, které jsou základními charakteristikami tohoto procesu a na kterých jsme založili náš sedimentologicky konzistentní model subdukce. To odkazuje na skutečnost, že moderní hlubokomořské příkopy nejsou sedimentárními (akumulačními) pánvemi v přísném slova smyslu, ale představují pouze morfologicky vyjádřenou reakci zemské kůry na subdukční proces v reliéfu dna oceánu. Již víme, že subdukce oceánské kůry pod kontinentem je poznamenána seismofokální zónou, v jejímž inflexním bodě se nachází hlubokomořský příkop; že subdukce sama o sobě je impulsivní proces a každý následný subdukční impuls odpovídá křečovité migraci osy příkopu směrem k oceánu; že sedimenty v příkopu mají čas se hromadit jen díky tomu, že rychlost usazování turbiditů výrazně převyšuje rychlost klesání oceánské desky, ale většina z nich jde spolu s subdukující deskou do hlubších horizontů litosféry nebo je odtržena výběžkem kontinentální desky a naložena do základny kontinentálního svahu příkopu. Právě tyto okolnosti vysvětlují skutečnost, že i přes dlouhou (desítky milionů let) existenci většiny subdukčních zón nepřesahuje stáří sedimentární výplně dna příkopů pleistocén. Moderní příkopy tedy nezaznamenávají v sedimentárním záznamu všechna stádia subdukce a nelze je proto z hlediska sedimentologie považovat za sedimentární pánve. Pokud jsou za takové stále považovány, pak jsou okapy velmi unikátní bazény: bazény s „děravým“ dnem. A teprve když se proces subdukce zastaví, seismická ohnisková zóna je zablokována kontinentem nebo mikrokontinentem, poloha hlubokomořského příkopu se ustálí a začne se vyplňovat sedimentárními komplexy jako plnohodnotná sedimentární pánev. Právě tato fáze jeho existence je zachována v geologickém záznamu a právě řadu sedimentárních formací vzniklých v tomto období lze považovat za indikativní pro hlubokomořské příkopy subdukčních zón.
Přejděme k jeho popisu. Poznamenejme hned, že budeme hovořit o tektono-sedimentologickém opodstatnění klasické řady jemně rytmických terigenních útvarů: břidlicový útvar > flyš > mořská melasa. Tuto řadu (po M. Bertranda) empiricky doložil N. B. Vassoevič na materiálu křídového paleogenního flyše Kavkazu, čímž mimochodem učinil pozoruhodný závěr: jelikož v této řadě nejmladší (v souvislém řezu) ložiska jsou spodní (mořská) melasa, pak moderní doba je převážně dobou hromadění melasy; nová etapa vzniku flyše ještě nezačala a stará již dávno skončila. Tento závěr se ukázal jako nesprávný.
B.M. Keller potvrdil zavedené N.B. Vassoevichsm konzistentní změna sedimentárních formací flyšové série na materiálu devonských a karbonských úseků synklinoria Zilair na jižním Uralu. Podle B.M. Keller, v tomto synklinoriu postupně vznikl křemičitý útvar, břidlicový útvar, představující střídání drobových pískovců a břidlic s rudimentární cykličností flyšového typu (úseky v povodí řeky Sakmary), a nakonec v tomto synklinoriu vznikly ložiska mořské melasy. . Stejný vzorec odhalil I.V. Khvorová. Ve východním Sikhote-Alin jsou spodní křídové (hauterivsko-albecké) flyšové vrstvy korunovány hrubým flyšem a mořskou melasou. V synklinoriu Anui-Chuya v pohoří Altaj jsou zelenofialové břidlice a flyšoidní útvary nahrazeny černou břidlicí (břidlice), následovanou subflyšovou sekvencí a poté (v řezu výše) nižší melasou. Tato sekvence je korunována sedimentárně-vulkanogenními ložisky kontinentální melasy. M.G. Leonov zjistil, že na Kavkaze byla mořská melasa z konce eocénu nahrazena starověkými flyšovými komplexy. V pozdním eocénu zakavkazský masiv pomalu migroval k severu, v důsledku čehož byly v řezu zaznamenávány stále více hrubozrnné rozdíly sedimentů a turbidity byly stále písčitější. Stejný jev, jen nepatrně posunutý v čase, pozorujeme v rakouských a švýcarských Alpách a také na Apeninském poloostrově. Zejména svrchnokřídové souvrství Antola, vyvinuté v severních Apeninách, je interpretováno jako turbiditní sled facií hlubokomořských příkopů. Zaznamenává zřetelné zhrubnutí sedimentů nahoru v řezu.
Výrazné zhrubnutí turbiditových komplexů směrem nahoru v úseku je zaznamenáno v dalnsgorském rudním revíru (Primorye). Je přirozeně doprovázeno postupným „mělčením“ faunistických komplexů. DOPOLEDNE. Perestoronin, který studoval tato ložiska, poznamenává, že rysem úseku alochtonních desek je postupná změna (zdola nahoru) hlubinných ložisek chryzantém s radiolariány, nejprve prachovci a poté mělkými pískovci s bresriasko-valanginskou flórou. Podobný trend ve změně turbiditových komplexů byl zjištěn ve souvrství Zal. Ostrov Cumberland Svatý Jiří. Je složen z pozdně jursko - raně křídových turbiditů o celkové mocnosti asi 8 km. Litofaciální specifikum tohoto souvrství spočívá v tom, že v řezu dochází v jednotlivých cyklech k hrubnutí klastického materiálu a nárůstu tloušťky samotných cyklů. Série flyš > mořská molasa > kontinentální molasa, která nás zajímá, se rozlišuje i v západokarpatské pánvi oligocénně-miocénního stáří. Na západním Uralu se svrchnopaleozoický flyšový komplex dělí na tři útvary, které se v úseku postupně nahrazují: flyš (C2) > spodní melasa (C3-P1) > svrchní melasa (P2-T). Navíc jsou ve spodní části řezu vyvinuty jemně rytmické distální turbidity.
Empiricky zjištěný vzorec sekvenčního výskytu v úseku stále hrubozrnnějších rozdílů ve flyšové řadě tedy vyžaduje litogeodynamické zdůvodnění. Model, který navrhujeme, je založen na následujících předpokladech.
1. Ze všech různorodých moderních prostředí akumulace turbiditu jsou geologicky významné (ložiska těchto zón jsou stabilně zachována v geologickém záznamu) geodynamické nastavení okrajových částí (a křižovatky) litosférických desek. Toto je kontinentální úpatí pasivních okrajů kontinentů, stejně jako hlubokomořské příkopy aktivních okrajů. Zde je realizován mechanismus lavinové sedimentace. Z geodynamického hlediska odpovídá aktivní okraj nastavení subdukce oceánské kůry.
2. Sedimentologická kontrola subdukce, podrobně rozebraná v předchozích pracích autora, zajišťuje, že hlavním genetickým typem sedimentů vyplňujících dna příkopů a terasových pánví na jejich kontinentálním svahu jsou turbidity.
3. Se vší pravděpodobností postupně se měnící vrstvy, podobné litologickým složením a strukturou elementárních sedimentačních cyklů, zaznamenávají nikoli různé, byť na sobě závislé, sedimentační procesy, ale dlouhodobá stádia vývoje jediného procesu cyklogeneze, který je realizované v injekčním režimu, ale vlivem změn hloubek pánve a intenzity úběru klastického materiálu v různých fázích vývoje zaznamenává cykly v úsecích, které se liší mocností a zrnitostí sedimentů.
4. Instaloval N.B. Empirická řada nemusí být nutně co nejúplnější. Například triassko-jurské břidlicové vrstvy tauridské série na Krymu, svrchnokřídový flyš středního a severozápadního Kavkazu atd.
Podstata námi navrhovaného litogeodynamického modelu je názorně ilustrována na Obr. 1.19 a rozsáhlá literatura charakterizující podmínky vzniku, pohybu a vykládání hustotních (zákalových) toků, jakož i složení a strukturu zákalových těles, která tvoří, dává právo se těmito otázkami podrobně nezabývat.

V subdukčních zónách je absorpce oceánské desky vždy doprovázena zvýšením tlakových napětí a vede ke zvýšenému zahřívání zadních částí těchto zón, díky čemuž dochází k izostatickému výstupu kontinentálního okraje s vysoce členitou horskou topografií. Navíc, pokud k procesu subdukce samotné oceánské desky dochází impulzivně a další impulz subdukce je doprovázen migrací osy příkopu směrem k oceánu, pak spolu se zastavením subdukce je hlubokomořský příkop fixován ve svém konečném Vlnovitě dochází i k poklesu tlakových napětí a k izostatickému vzestupu zadních částí subdukčních zón – z kontinentu do oceánu. Porovnáme-li nyní tyto údaje se skutečností, že struktura (morfologie) přilehlého pozemku zůstává prakticky nezměněna, mění se pouze délka trasy pohybu hustotních toků a sklon dna vtokových kaňonů (délka je max. a sklon dna je naopak minimální ve fázi výstupu I a v závěrečné fázi III se poměr těchto hodnot změní na opačný), pak je sedimentologický aspekt problému jasný: kontinuálním vývojem tohoto procesu v čase, ložiska jemně rytmických distálních turbiditů (tvorba břidlice) by se měla přeměnit v proximální písčité turbidity (flyš a jeho různé strukturní a litologické modifikace) a ts jsou zase nahrazeny cykly hruběji zrnité proximální turbidity a fluxoturbidity, v naší domácí literatuře známější jako cykly mořské melasy.
Všimněme si mimochodem, že na Kavkaze tato vlna připomíná vyvíjející se proces zaznamenána nejen ve směrové změně podél litologického řezu různé typy flyše, ale také v důsledném zmlazování tektonicko-sedimentárních struktur, které je hostí. V zóně Lok-Karabakh jsou tedy jasně přeměněny předpozdní křídové vrásy, v zóně Adzhar-Trialeti - vrásy položené v rané pyrenejské a mladší fázi. V oblasti Georgian Block jsou záhyby ještě mladší. Postpaleogén jsou strukturní přeměny sedimentů v oblasti Západní Abcházie a Severozápadního Kavkazu.
Pokud podrobněji rozebereme materiál o kavkazských turbiditových komplexech, nevyhnutelně dojdeme k závěru, že celá laterální řada tektonických jednotek od okraje malokavkazské oceánské pánve až po severokavkazskou desku dobře zapadá do představy ​komplexní kontinentální okraj, který počínaje bajociánem vykazoval známky aktivního subdukčního režimu. Osa aktivního vulkanismu se přitom postupně posouvala severním směrem.
Zde vzniklé turbiditové komplexy musí reagovat i na migraci osy subdukční zóny. Jinými slovy, v subdukčních paleozónách by měla být ke kontinentu „přilepená“ laterální řada turbiditních útvarů, jejichž stáří je směrem k vytvoření subdukční zóny směrově starší. Tedy v povodí V Araku (jihovýchodní část Malého Kavkazu) turbiditové komplexy stárnou od západu k východu. Ve stejném směru se zároveň snižuje hloubka akumulace turbiditu. Jsou-li na březích řek Hrazdan a Azat svrchnoeocénní sedimenty zastoupeny středně hlubinnými turbidity, pak na východě (řeky Apna, Nakhichevanchay, Vorotan aj.) jsou nahrazeny mělkovodními sedimenty.
Lze usuzovat, že změna souvrství v sériovém břidlicovém souvrství > flyš > molasa nezaznamenává různé režimy cyklogeneze, ale pouze námi popsané změny litogeodynamických poměrů u zdroje klastického materiálu, superponované na kontinuální proces sedimentogeneze v hlubokomořském příkopu. Ložiska melasového souvrství tak završují kompletní sedimentologický vývoj příkopů.
Zajímavé je, že v procesu hlubokomořských vrtů bylo možné získat data, která skutečně potvrzují mechanismus plnění příkopů klastickými sedimenty, které zdrsňují řez. Dobře 298 byla vyvrtána v korytě Nankai, které je součástí té části subdukční zóny a v níž se filipínská deska pomalu pohybuje pod asijskou deskou. Studna pronikla 525 m kvartérních sedimentů, což jsou jemně rytmické distální turbidity terigenního složení. S použitím těchto materiálů bylo poprvé pro facii moderních hlubokomořských příkopů zjištěno, že zrnitost sedimentů se podél úseku zvětšuje. Ve světle všech v současnosti známých informací lze tuto skutečnost považovat za charakteristickou pro sedimenty jakýchkoliv hlubokomořských příkopů, které zaznamenávají konečnou fázi podsunu oceánské desky. Co se týče diagnostiky paleosubdukčních zón geologické minulosti, je ještě informativnější než textury proudů a přítomnost nepochybných turbiditů v řezu.
Zdůrazněme, že pokud se turbiditové komplexy mohou tvořit v různých strukturních a morfologických prostředích oceánu, pak jsou příkopy po ukončení subdukce vždy vyplněny turbiditními usazeninami, které se podél úseku hrubnou vzhůru a zaznamenávají postupnou změnu formací: břidlice (distální turbidity) > flyš (distální a proximální turbidity) > mořská melasa (proximální turbidity a fluxoturbidity). Navíc je také důležité, že obrácená sekvence je geneticky nemožná.

Hlubokomořské příkopy se nacházejí především podél pobřeží obklopujícího Tichý oceán. Ze 30 příkopů jsou pouze 3 v Atlantiku a 2 v Indickém oceánu. Příkopy jsou typicky úzké a převážně dlouhé sníženiny se strmými svahy klesajícími do hloubky až 11 km(Tabulka 33).

Mezi rysy ve struktuře hlubokých zlomů patří rovný povrch jejich dno pokryto vrstvou jílovitého bahna. Badatelé zjistili, že jejich strmé svahy odhalují husté, vysušené jíly a bahenní kameny.

L. A. Zenkevich věří, že tato povaha výchozů naznačuje, že hluboké prohlubně jsou chyby hlubokých zhutněných sedimentárních akumulací na dně a že tyto prohlubně jsou rychle tekoucí formací, která existuje možná ne déle než 3-4 miliony let. Totéž dokládá povaha ultrapropastné fauny v nich.

Původ hlubokomořských zlomů nemá vysvětlení. Hypotéza plovoucích kontinentů tedy dává určitý důvod očekávat výskyt takových zlomů, bylo by však nutné

očekávejte výskyt hlubokých trhlin pouze na té straně kontinentů, odkud se vzdalují. Poruchy jsou však pozorovány i na druhé straně.

Pro vysvětlení výskytu hlubokých zlomů v důsledku expanze zeměkoule se někdy uvádí hypotéza o zahřívání látky, která tvoří zeměkouli. Pokles radioaktivního tepla 5-10krát za dobu existence Země však naznačuje, že pro tuto hypotézu existuje ještě méně důvodů než pro hypotézu o nárůstu zeměkoule v důsledku poklesu napětí gravitačního pole.

Kromě přítomnosti hlubokomořských příkopů je jako fakta, která údajně dokazují neustálý nárůst objemu Země, uváděna přítomnost středooceánských hřbetů.

Odpovídající část byla věnována vysvětlení důvodů vzniku středních hřebenů. Zde je třeba říci, že pokud hluboké příkopy skutečně vyžadují buď natažení zemské kůry, nebo její ohnutí zlomem, pak vznik pohoří v oceánu nelze v žádném případě spojovat s natahováním. Je to možné pouze stlačením nebo zvětšením objemu stoupající látky. Proto přitahujte přítomnost komplexu horský systém km délka přes 60 tis.

neexistuje žádný základ pro prokázání rozšiřující se hypotézy Země.

Nakonec lze předložit ještě jednu možnost pro vysvětlení původu okapů, která vyvstává při zvažování fotografie zobrazené na obr. 23. Ukazuje, že na ohybech pobřeží se tvoří příkopy, které svým tvarem připomínají skutečné. Zdá se, že kůra oceánského dna je v těch místech, kde poměrně úzkými výběžky vyčnívá do oceánu, odsunuta od kontinentu. S takovými pozorováními (a bylo jich poměrně hodně) si lze představit mechanismus oddalování pobřežních úseků kůry právě v ohybech s velkým zakřivením. Před experimentem však nebylo možné předvídat takový účinek. Tato verze vysvětlení příkopů je v souladu s jejich hloubkou, se stejnou tloušťkou kůry a dobře vysvětluje jejich tvar a umístění a navíc přesvědčivě potvrzuje tvrzení S.I.Vavilova, že experimenty nejen potvrzují nebo vyvracejí ověřenou myšlenku zkušenostmi, ale mají také heuristické vlastnosti, odhalující neočekávané vlastnosti a rysy studovaných objektů a jevů.

Hluboké mořské příkopy. Jedná se o poměrně úzké prohlubně se strmými, strmými svahy, táhnoucí se stovky a tisíce kilometrů. Hloubka takových prohlubní je velmi velká. Hlubokomořské příkopy mají téměř ploché dno. Právě zde se nacházejí největší hloubky oceánů. Typicky jsou příkopy umístěny na oceánské straně oblouků a opakují svůj ohyb nebo se táhnou podél kontinentů. Hlubokomořské příkopy jsou přechodovou zónou mezi kontinentem a oceánem.

Vznik okapů je spojen s pohybem. Oceánská deska se ohýbá a zdá se, že se „ponoří“ pod kontinentální desku. V tomto případě okraj oceánské desky, nořící se do pláště, tvoří příkop. Oblasti hlubokomořských příkopů jsou v zónách projevu a vysoké. To se vysvětluje tím, že příkopy přiléhají k okrajům litosférických desek.

Podle většiny vědců jsou hlubokomořské příkopy považovány za okrajová koryta a právě tam dochází k intenzivnímu hromadění sedimentů.

Nejhlubší na Zemi - Mariánský příkop. Jeho hloubka dosahuje 11 022 m Byl objeven v 50. letech expedicí na sovětském výzkumném plavidle Vityaz. Výzkum této expedice byl velmi důležitý pro studium zákopů.

Hluboké mořské příkopy Země

Ostrovní oblouky

Jedná se o řetězce vulkanických ostrovů nad subdukční zónou (místem, kde se oceánská kůra propadá do pláště), vyskytující se tam, kde jedna oceánská deska klesá pod druhou. Ostrovní oblouky vznikají při srážce dvou oceánských desek. Jedna z desek končí na dně a je absorbována do pláště, zatímco na druhé (horní) desce se tvoří sopky. Zakřivená strana ostrovního oblouku směřuje k absorbované desce na této straně je hlubokomořský příkop. Základem pro ostrovní oblouky jsou podvodní hřebeny od 40 do 300 km, s délkou až 1000 km i více. Oblouk hřebene vyčnívá nad hladinu moře v podobě ostrůvků. Ostrovní oblouky se často skládají z paralelních horských pásem, z nichž jedno je často vnější (obrácené). hluboký mořský příkop), vyjádřený pouze podvodním hřebenem. V tomto případě jsou hřebeny od sebe odděleny podélnou prohlubní hlubokou až 3-4,5 km, vyplněnou 2-3 km sedimentu. V raných fázích vývoje představují ostrovní oblouky zónu ztluštění oceánské kůry s vulkanickými budovami umístěnými na hřebeni. V pozdějších fázích vývoje tvoří ostrovní oblouky velké masivy ostrovní nebo poloostrovní země zde se zemská kůra stavbou blíží kontinentálnímu typu.

Ostrovní oblouky jsou rozšířeny na okrajích Tichého oceánu. Jedná se o velitele-aleutského, kurilského, japonského, mariánského atd. V Indickém oceánu je nejznámější Sundský oblouk. V Atlantském oceánu - Antily a Jižní Antily oblouk.

Hluboké mořské příkopy

Ty jsou úzké (100-150 km) a dlouhé hluboké deprese(obr. 10). Spodní část okapů má Tvar V, méně často ploché, strmé stěny. Vnitřní svahy přiléhající k ostrovním obloukům jsou strmější (až 10-15°), zatímco protilehlé svahy směřující k otevřenému oceánu jsou mírné (asi 2-3°). Sklon příkopu je místy komplikován podélnými drapáky a horsty a protilehlý svah je komplikován stupňovitým systémem strmých zlomů. Na svazích a dně se vyskytují sedimenty, někdy dosahující mocnosti 2-3 km (Jávský příkop). Sedimenty příkopů jsou zastoupeny biogenně-terigenními a terigenně-vulkanogenními sedimenty zákalových proudů a časté jsou edafogenní útvary. Edafogenní útvary jsou netříděné produkty závalů a sesuvů s bloky skalního podloží.

Hloubka příkopů se pohybuje od 7000-8000 do 11000 m. Maximální hloubka byla zaznamenána v Mariánském příkopu - 11022 m.

Příkopy jsou pozorovány po celém okraji Tichého oceánu. V západní části oceánu se táhnou od Kurilsko-Kamčatského příkopu na severu přes Japonce, Izu-Bonin, Marianu, Mindanao, Novou Británii, Bougainville, Nové Hebridy až po Tongu a Kermadec na jihu. Ve východní části oceánu jsou Atacama, Středoamerické a Aleutské příkopy. V Atlantském oceánu - Portorikán, Jižní Antily. V Indickém oceánu - Jávský příkop. V Severním ledovém oceánu nebyly nalezeny žádné příkopy.

Hlubokomořské příkopy jsou tektonicky omezeny na subdukční zóny. Subdukce nastává tam, kde se setkávají kontinentální a oceánské desky (nebo oceánské a oceánské). Když se pohybují v protipohybu, těžší deska (vždy oceánská) jde přes druhou a pak se ponoří do pláště. Bylo zjištěno, že subdukce se vyvíjí odlišně v závislosti na poměru vektorů pohybu desek, stáří subdukující litosféry a řadě dalších faktorů.

Protože během subdukce je jedna z litosférických desek absorbována v hloubce a často s sebou nese sedimentární formace příkopu a dokonce i horniny visuté stěny, je studium subdukčních procesů spojeno s velkými obtížemi. Geologický výzkum také ztěžuje hluboký oceán. Velkou hodnotu proto mají výsledky prvního podrobného mapování oblasti dna v příkopech, které bylo provedeno v rámci francouzsko-japonského programu Kaiko. U pobřeží Barbadosu a poté na svahu příkopu Nankai bylo během vrtání možné překonat zlom subdukční zóny, který se nachází v místě vrtání v hloubce několika set metrů pod povrchem dna.

Moderní hlubokomořské příkopy se rozprostírají kolmo ke směru subdukce (ortogonální subdukce) nebo v ostrém úhlu k tomuto směru (oblique subdukce). Jak již bylo zmíněno výše, profil hlubokomořských příkopů je vždy asymetrický: spodní stěna je plochá a závěsná stěna je strmější. Podrobnosti reliéfu se liší v závislosti na napjatosti litosférických desek, režimu subdukce a dalších podmínkách.

Zajímavé jsou reliéfní formy území sousedících s hlubokomořskými příkopy, jejichž strukturu určují i ​​subdukční zóny. Na straně oceánu se jedná o mírné okrajové vlnobití, které se tyčí 200-1000 m nad dnem oceánu Soudě podle geofyzikálních údajů představují okrajové vlnobití antiklinální ohyb oceánské litosféry. Tam, kde je třecí adheze litosférických desek vysoká, je výška okrajového vzdutí kolmá k relativní hloubce sousedního segmentu příkopu.

Na opačné straně, nad visutou stěnou subdukční zóny, se paralelně s příkopem táhnou vysoké hřebeny nebo podvodní hřebeny, které mají jinou strukturu a původ. Pokud je subdukce směřována přímo pod kontinentální okraj (a na tento okraj navazuje hlubokomořský příkop), vzniká obvykle pobřežní hřbet a hlavní hřbet oddělený od něj podélnými údolími, jehož topografii mohou komplikovat sopečné stavby.

Vzhledem k tomu, že jakákoli subdukční zóna jde do hloubky šikmo, její působení na visutou stěnu a její reliéf může sahat 600-700 km i více od příkopu, což závisí především na úhlu sklonu. Zároveň v souladu s tektonickými podmínkami různé tvary reliéf při charakterizaci bočních strukturních řad nad subdukčními zónami.