Ozeanische Gräben sind auffällige, längliche und schmale bathymetrische Vertiefungen des ozeanischen Meeresbodens. Sie weisen typischerweise eine Breite von 50 bis 100 Kilometern (30 bis 60 Meilen) und Tiefen von 3 bis 4 Kilometern (1,9 bis 2,5 Meilen) unter dem angrenzenden Meeresboden auf, ihre Längserstreckung kann sich jedoch über Tausende von Kilometern erstrecken. Weltweit beträgt die kumulierte Länge ozeanischer Gräben ungefähr 50.000 km (31.000 Meilen), hauptsächlich im Pazifischen Ozean, mit weiteren Vorkommen im östlichen Indischen Ozean und verschiedenen anderen Regionen. Die größte aufgezeichnete ozeanische Tiefe liegt im Challenger-Tief des Marianengrabens und erreicht 10.994 m (36.070 ft) unter dem Meeresspiegel.
Ozeanische Gräben sind markante, lange, schmale topografische Vertiefungen des Meeresbodens. Sie sind typischerweise 50 bis 100 Kilometer (30 bis 60 Meilen) breit und 3 bis 4 Kilometer (1,9 bis 2,5 Meilen) unter dem Niveau des umgebenden Meeresbodens, können aber Tausende von Kilometern lang sein. Weltweit gibt es etwa 50.000 km (31.000 Meilen) ozeanische Gräben, hauptsächlich rund um den Pazifischen Ozean, aber auch im östlichen Indischen Ozean und an einigen anderen Orten. Die größte gemessene Meerestiefe liegt im Challenger-Tief des Marianengrabens, in einer Tiefe von 10.994 m (36.070 ft) unter dem Meeresspiegel.
Ozeanische Gräben sind ein wesentliches Merkmal des einzigartigen plattentektonischen Systems der Erde. Diese Merkmale beschreiben konvergente Plattengrenzen, an denen lithosphärische Platten mit Geschwindigkeiten von mehreren Millimetern bis zu mehr als zehn Zentimetern pro Jahr zusammenlaufen. Jährlich wird die ozeanische Lithosphäre mit einer globalen Geschwindigkeit von etwa 3 km2 in Gräben subduziert. Ein Graben bezeichnet den genauen Ort, an dem die gebogene, subduzierende Platte ihren Abstieg unter einer übergeordneten lithosphärischen Platte beginnt. Typischerweise behalten die Gräben eine parallele Ausrichtung zu einem zugehörigen Vulkanbogen bei und sind etwa 200 km (120 Meilen) von diesem entfernt positioniert.
Ein erheblicher Teil der interstitiellen Flüssigkeiten, die in den Sedimenten der subduzierenden Platte eingeschlossen sind, steigt am ozeanischen Graben an die Oberfläche und manifestiert sich als Schlammvulkane und kalte Sickerstellen. Diese geologischen Merkmale beherbergen charakteristische Biome, die auf chemotrophe Mikroorganismen angewiesen sind. Es besteht eine wachsende Besorgnis über die Ansammlung von Plastikmüll in Gräben, die eine erhebliche Bedrohung für diese empfindlichen Gemeinden darstellen.
Geografische Verteilung
Weltweit erstrecken sich konvergente Plattenränder über eine Gesamtlänge von ungefähr 50.000 km (31.000 Meilen). Die meisten davon befinden sich rund um den Pazifischen Ozean, obwohl sie auch im östlichen Indischen Ozean vorkommen, wobei zusätzliche, kürzere konvergente Randsegmente in anderen Abschnitten des Indischen Ozeans, des Atlantischen Ozeans und des Mittelmeers vorkommen. Ihr typischer Standort liegt an der ozeanischen Flanke von Inselbögen und orogenen Gürteln vom Andentyp. Insgesamt gibt es weltweit über 50 wichtige ozeanische Gräben mit einer Fläche von 1,9 Millionen km2, was etwa 0,5 % der gesamten Meeresoberfläche entspricht.
Geomorphologisch unterscheiden sich Gräben von Trögen. Als Tröge gelten längliche Vertiefungen am Meeresboden mit steilen Seiten und flachem Boden, während sich Gräben durch einen charakteristischen V-förmigen Querschnitt auszeichnen. Teilweise mit Sedimenten gefüllte Gräben werden gelegentlich als Tröge bezeichnet, am Beispiel des Makran-Trogs. Bestimmte Gräben sind vollständig vergraben und weisen keinen oberflächennahen Tiefdruck auf, wie beispielsweise die Cascadia-Subduktionszone, die vollständig mit Sedimenten gefüllt ist. Ungeachtet ihres oberflächlichen Aussehens bleibt die zugrunde liegende plattentektonische Struktur in diesen Fällen die eines ozeanischen Grabens. Umgekehrt haben einige Tröge oberflächliche Ähnlichkeit mit ozeanischen Gräben, sind aber auf andere tektonische Prozesse zurückzuführen. Beispielsweise fungiert der Trog der Kleinen Antillen als Unterarmbecken der Subduktionszone der Kleinen Antillen. Ebenso wird der New Caledonia Trog, ein ausgedehntes Sedimentbecken, das mit der Tonga-Kermadec-Subduktionszone in Verbindung steht, nicht als Graben klassifiziert. Darüber hinaus stellt der Cayman Trough, der als auseinanderziehbares Becken innerhalb einer Transformationsstörungszone identifiziert wurde, keinen ozeanischen Graben dar.
Gräben dienen in Verbindung mit Vulkanbögen und Wadati-Benioff-Zonen (seismische Zonen unter Vulkanbögen) als diagnostische Indikatoren für konvergente Plattengrenzen und ihre tieferen Ausprägungen, sogenannte Subduktionszonen. Innerhalb dieser Zonen konvergieren zwei tektonische Platten mit Geschwindigkeiten von mehreren Millimetern bis über 10 Zentimetern pro Jahr. Entscheidend ist, dass mindestens eine dieser konvergierenden Platten aus ozeanischer Lithosphäre besteht, die unter die gegenüberliegende Platte sinkt, um im Erdmantel recycelt zu werden.
Obwohl Gräben verwandt sind, unterscheiden sie sich von kontinentalen Kollisionszonen, wie sie beispielsweise im Himalaya zu finden sind. Im Gegensatz zu Gräben handelt es sich bei kontinentalen Kollisionszonen um das Eindringen kontinentaler Kruste in eine Subduktionszone. Sobald die schwimmende kontinentale Kruste in einen Graben gelangt, hört die Subduktion auf und verwandelt die Region in eine kontinentale Kollisionszone. Kollisionszonen zeichnen sich durch grabenähnliche Merkmale aus. Ein bemerkenswertes Beispiel ist das periphere Vorlandbecken, das ein mit Sedimenten gefülltes Vorland darstellt. Anschauliche Beispiele für periphere Vorlandbecken sind die Überschwemmungsgebiete des Ganges und des Tigris-Euphrat-Flusssystems.
Etymologie und historische Verwendung von „Trench“
Die genaue Definition ozeanischer Gräben blieb bis in die späten 1940er und 1950er Jahre unklar. Die ozeanische Bathymetrie war vor der Challenger-Expedition von 1872–1876, die 492 Tiefseesondierungen durchführte, weitgehend unbekannt. Während dieser Expedition wurde Challenger Deep, das heute als südliches Ende des Marianengrabens gilt, an Station 225 entdeckt. Die anschließende Installation von transatlantischen Telegraphenkabeln über den Meeresboden im späten 19. und frühen 20. Jahrhundert trieb die Weiterentwicklung derbathymetrischen Kartierung weiter voran. Das zeitgenössische Verständnis des Begriffs Graben, der eine bedeutende längliche Vertiefung auf dem Meeresboden bezeichnet, wurde ursprünglich von Johnstone in seiner 1923 erschienenen Veröffentlichung An Introduction to Oceanography eingeführt.
In den 1920er und 1930er Jahren führte Felix Andries Vening Meinesz Schwerkraftmessungen über ozeanischen Gräben durch, wobei er ein neuartiges Gravimeter verwendete, das für den Einsatz unter Wasser geeignet war. Anschließend stellte er die Tektogen-Hypothese vor, um die in der Nähe von Inselbögen beobachteten Anomaliegürtel der negativen Schwerkraft zu erklären. Diese Hypothese ging davon aus, dass diese Gürtel Zonen darstellten, in denen leichteres Krustengestein, angetrieben durch subkrustale Konvektionsströme, nach unten strömte. Griggs entwickelte die Tectogene-Hypothese 1939 weiter und verwendete dabei ein analoges Modell, das aus einem Paar rotierender Trommeln bestand. Harry Hammond Hess nahm später eine bedeutende Überarbeitung dieser Theorie vor, die auf seinen geologischen Analysen beruhte.
Einsätze im Zweiten Weltkrieg im Pazifik führten zu erheblichen Fortschritten bei der Bathymetriekartierung, insbesondere in der westlichen Pazifikregion. Diese neuartigen Messungen klärten die lineare Morphologie von Tiefseemerkmalen auf. In der Folge kam es zu einem Aufschwung der Tiefseeforschungsbemühungen, der durch die weitverbreitete Einführung von Echoloten in den 1950er und 1960er Jahren gekennzeichnet war. Solche Untersuchungen bestätigten die morphologische Angemessenheit des Begriffs „Graben“. Infolgedessen wurden bedeutende Gräben identifiziert, beprobt und mithilfe von Sonartechnologie umfassend kartiert.
Die anfängliche Ära der Grabenerkundung erreichte 1960 ihren Höhepunkt mit dem erfolgreichen Abstieg des Bathyscaphe Trieste zum tiefsten Punkt des Challenger Deep. Nach der Veröffentlichung der Hypothese der Ausbreitung des Meeresbodens durch Robert S. Dietz und Harry Hess in den frühen 1960er Jahren und der darauf folgenden plattentektonischen Revolution Ende der 1960er Jahre entwickelten sich ozeanische Gräben zu einem zentralen Konzept innerhalb der plattentektonischen Theorie.
Morphologie
Ozeanische Gräben haben typischerweise eine Breite von 50 bis 100 Kilometern (30 bis 60 Meilen) und weisen einen asymmetrischen V-förmigen Querschnitt auf, der durch eine steilere innere (übergeordnete) Neigung (8 bis 20 Grad) und eine sanftere äußere (subduzierende) Neigung (ungefähr 5 Grad) gekennzeichnet ist. Der Grabenboden beschreibt die Schnittstelle zwischen der subduzierenden und der überlagernden Platte, ein Merkmal, das als Grenzscherung der Basalplatte oder Subduktionsdécollement bezeichnet wird. Die Grabentiefe hängt von mehreren Faktoren ab: der anfänglichen Tiefe der ozeanischen Lithosphäre zu Beginn ihres Abstiegs, dem Winkel der Plattensubduktion und dem Volumen der Sedimentansammlung innerhalb des Grabens. Sowohl die Anfangstiefe als auch der Subduktionswinkel sind für die ältere ozeanische Lithosphäre stärker ausgeprägt, ein Merkmal, das in den tiefen Gräben des westlichen Pazifiks deutlich wird. Beispielsweise erreichen die Marianen- und Tonga-Kermadec-Gräben Tiefen von 10–11 Kilometern (6,2–6,8 Meilen) unter dem Meeresspiegel. Umgekehrt erreicht der Peru-Chile-Graben im Ostpazifik, wo die subduzierende ozeanische Lithosphäre erheblich jünger ist, Tiefen von etwa 7 bis 8 Kilometern (4,3 bis 5,0 Meilen).
Trotz ihrer relativ geringen Breite sind ozeanische Gräben bemerkenswert ausgedehnt und kontinuierlich und bilden die bedeutendsten linearen Depressionen der Erde. Einzelne Gräben können sich über Tausende von Kilometern erstrecken. Die meisten Gräben weisen eine konvexe Krümmung in Richtung der subduzierenden Platte auf, eine Eigenschaft, die der sphärischen Geometrie der Erde zugeschrieben wird.
Die beobachtete Asymmetrie in der Grabenmorphologie ergibt sich aus unterschiedlichen physikalischen Mechanismen, die die Winkel der inneren und äußeren Hänge bestimmen. Der äußere Neigungswinkel wird hauptsächlich durch den Biegeradius der subduzierenden Platte bestimmt, der wiederum eine Funktion der elastischen Dicke der Platte ist. Da die ozeanische Lithosphäre mit dem Alter an Dicke zunimmt, wird der äußere Neigungswinkel letztendlich durch das Alter der subduzierenden Platte bestimmt. Umgekehrt wird der innere Neigungswinkel durch den Böschungswinkel bestimmt, der für den Rand der übergeordneten Platte charakteristisch ist. Dieser Winkel wird durch häufige seismische Aktivitäten entlang des Grabens aufrechterhalten, wodurch eine Übersteilung des Innenhangs wirksam verhindert wird.
Wenn sich eine subduzierende Platte einem Graben nähert, weist sie vor ihrem Absinken eine leichte Biegung nach oben auf, was zur Bildung einer äußeren Grabenhöhe entlang der äußeren Grabenneigung führt. Dieses Merkmal ist typischerweise subtil, misst nur einige Dutzend Meter hoch und liegt mehrere Dutzend Kilometer von der Grabenachse entfernt. Innerhalb des Außenhangs, wo die Platte ihre Abwärtskrümmung in den Graben einleitet, wird der obere Teil der subduzierenden Platte durch Biegefehler gebrochen, die eine charakteristische Horst- und Grabentopographie erzeugen. Die Entwicklung dieser Biegefehler wird gehemmt, wenn ozeanische Rücken oder große Seeberge einer Subduktion unterliegen; Diese Verwerfungen durchschneiden jedoch kleinere Seeberge. In Regionen, in denen die subduzierende Platte nur eine dünne Sedimentschicht aufweist, weist der Außenhang häufig Grate auf, die sich über den Meeresboden erstrecken und schräg zu den Horst- und Grabenstrukturen ausgerichtet sind.
Sedimentation
Die Morphologie ozeanischer Gräben wird maßgeblich durch das Sedimentationsvolumen beeinflusst, das sie erhalten, und reicht von minimal, wie im Tonga-Kermadec-Graben beobachtet, bis hin zu vollständig gefüllt, wie am Beispiel der Cascadia-Subduktionszone. Die Sedimentationsraten werden hauptsächlich durch die Nähe des Grabens zu kontinentalen Sedimentquellen bestimmt. Der chilenische Graben veranschaulicht diese Variabilität eindrucksvoll. Der nördliche Abschnitt des chilenischen Grabens, der an die Atacama-Wüste mit ihren außergewöhnlich geringen Verwitterungsraten angrenzt, ist sedimentarm und enthält nur 20 bis einige hundert Meter Sediment auf dem Boden, wodurch seine tektonische Morphologie vollständig freigelegt wird. Der zentrale chilenische Graben weist eine mäßige Sedimentation auf, wobei Ablagerungen über pelagischen Sedimenten oder dem ozeanischen Grundgebirge der subduzierenden Platte liegen, seine Gesamtmorphologie bleibt jedoch deutlich ausgeprägt. Im Gegensatz dazu ist der südchilenische Graben vollständig sedimentiert, wodurch die äußere Erhebung und das Gefälle verdeckt werden. Weitere Beispiele für vollständig sedimentierte Gräben sind der Makran-Trog mit Sedimentdicken von bis zu 7,5 Kilometern (4,7 Meilen); die Cascadia-Subduktionszone, die vollständig von 3 bis 4 Kilometern Sedimenten begraben ist; und die nördlichste Sumatra-Subduktionszone, die von 6 Kilometern Sedimenten bedeckt ist.
Sedimente werden gelegentlich in Längsrichtung entlang der Achse ozeanischer Gräben transportiert. Beispielsweise weist der Graben in Zentral-Chile einen Sedimenttransport von Quellfächern über einen axialen Kanal auf, ein Phänomen, das auch im Aleuten-Graben dokumentiert ist.
Über den Flusseintrag hinaus erfolgt die Sedimentation innerhalb der Gräben auch durch Erdrutsche, die vom tektonisch steileren Innenhang ausgehen und häufig durch Megathrust-Erdbeben ausgelöst werden. Die Reloca-Rutsche im zentralen Chile-Graben dient als bemerkenswerte Illustration dieses geologischen Prozesses.
Erosive versus akkretionäre Ränder
Konvergente Ränder werden entweder als erosiv oder akkretionär kategorisiert, eine Unterscheidung, die tiefgreifende Auswirkungen auf die Morphologie des inneren Hangs des Grabens hat. Erosive Ränder, beispielhaft dargestellt durch die nördlichen Peru-Chile-, Tonga-Kermadec- und Mariana-Gräben, sind durch sedimentarme Bedingungen gekennzeichnet. In diesen Situationen erodiert die subduzierende Platte aktiv Material aus dem unteren Teil der darüber liegenden Platte, was zu einer Verringerung ihres Volumens führt. Dieser Prozess führt zu einem Absinken und einer Versteilerung der Plattenkante, begleitet von normalen Verwerfungen. Der innere Hang solcher Ränder besteht typischerweise aus robusten magmatischen und metamorphen Gesteinen, die einen hohen Böschungswinkel ermöglichen. Mehr als 50 % aller konvergenten Ränder werden als erosiv eingestuft.
Akkretionäre Ränder, einschließlich der südlichen Peru-Chile-, Cascadia- und Aleuten-Gräben, sind mit Gräben verbunden, die mäßig bis stark sedimentiert sind. Während der Subduktion werden Sedimente effektiv abgestreift und an der Vorderkante der darüber liegenden Platte angesammelt, wodurch ein Akkretionskeil oder Akkretionsprisma entsteht. Dieser Prozess trägt zum Wachstum der übergeordneten Platte nach außen bei. Aufgrund der inhärenten mangelnden Festigkeit dieser Sedimente ist ihr Böschungswinkel erheblich geringer als der des Grundgesteins, das die inneren Hänge erosiver Ränder bildet. Der innere Hang der Akkretionsränder ist durch schuppenartige Überschiebungsschichten aus Sedimenten gekennzeichnet, und seine Topographie ist aufgrund lokalisierter Massenverschwendung oft unregelmäßig. Beispielsweise weist die Cascadia-Subduktionszone trotz ihrer vollständigen Sedimentfüllung, die den äußeren Anstieg und die Grabenbathymetrie weitgehend verdeckt, eine komplexe innere Grabenneigung auf, die durch zahlreiche Überschiebungsrücken gekennzeichnet ist. Diese Grate interagieren mit Canyonbildungsprozessen, die durch den Flusseintrag in den Graben vorangetrieben werden. Im Gegensatz dazu weisen die inneren Grabenhänge erosiver Ränder selten solche Überschiebungsrücken auf.
Die Entwicklung von Akkretionsprismen erfolgt über zwei Hauptmechanismen. Ein Mechanismus ist die frontale Akkretion, bei der Sedimente von der subduzierenden Platte abgelöst und anschließend in die Vorderkante des Prismas eingebaut werden. Mit dem fortschreitenden Wachstum des Akkretionskeils erfahren ältere Sedimentschichten, die sich distal zum Graben befinden, eine verstärkte Lithifizierung, während Verwerfungen und andere Strukturelemente aufgrund der grabenwärts gerichteten Rotation eine erhöhte Steilheit aufweisen. Der alternative Mechanismus für die Expansion des Akkretionsprismas ist die Unterplattierung, auch Basalakkretion genannt, bei der subduzierte Sedimente und Teile der ozeanischen Kruste entlang der flacheren Segmente des Subduktionsdekollements hinzugefügt werden. Die Franziskanergruppe in Kalifornien gilt als antikes Akkretionsprisma, in dem Hinweise auf Unterplattierung in Form von tektonischen Melangen und Duplexstrukturen erhalten sind.
Erdbeben
Die innere Neigung ozeanischer Gräben wird durch häufige Megathrust-Erdbeben erheblich verändert, was zu erheblichen Erdrutschen führt. Diese Ereignisse führen zur Bildung halbkreisförmiger Erdrutschsteilhänge, die durch Kopfwand- und Seitenwandneigungen von bis zu 20 Grad gekennzeichnet sind.
Die Subduktion von Seebergen und aseismischen Graten in einen Graben kann das aseismische Kriechen verstärken und dadurch möglicherweise die Erdbebenschwere abschwächen. Umgekehrt kann die Subduktion erheblicher Sedimentmengen die ausgedehnte Ausbreitung von Brüchen entlang des Subduktionsdekollements erleichtern, was zur Entstehung von Megathrust-Erdbeben führt.
Trench-Rollback
Obwohl Gräben im Allgemeinen über geologische Zeiträume hinweg ihre Position stabil zu sein scheinen, deutet die wissenschaftliche Einigkeit darauf hin, dass bestimmte Gräben, insbesondere solche, die mit Subduktionszonen verbunden sind, in denen zwei ozeanische Platten zusammenlaufen, eine rückläufige Bewegung relativ zur subduzierenden Platte aufweisen. Dieses Phänomen wird verschiedentlich als Trench Rollback oder Retreat, Hinge Rollback oder Retreat oder Slab Rollback oder Retreat bezeichnet und stellt eine Haupthypothese für die Bildung von Back-Arc-Becken dar.
Kräfte, die senkrecht zur Platte wirken – definiert als das Segment der subduzierenden Platte innerhalb des Erdmantels – treiben die Versteilerung der Platte und damit die Wanderung des Scharniers und des Grabens an der Erdoberfläche voran. Diese Kräfte entstehen durch den negativen Auftrieb der Platte relativ zum umgebenden Mantel, ein Zustand, der zusätzlich durch die intrinsische Geometrie der Platte beeinflusst wird. Die daraus resultierende Ausdehnung innerhalb der übergeordneten Platte, hervorgerufen durch die anschließende subhorizontale Mantelströmung, die durch die Plattenverschiebung erzeugt wird, kann zur Entwicklung eines Back-Arc-Beckens führen.
Beteiligte Prozesse
Das Phänomen des Plattenrückrollens wird durch das Zusammenwirken mehrerer Kräfte bestimmt. An der Grenzfläche zwischen den beiden konvergierenden Platten wirken zwei entgegengesetzte Kräfte. Konkret übt die subduzierende Platte eine Biegekraft (FPB) aus, die während der Subduktion für Druck sorgt, während die übergeordnete Platte eine Kraft (FTS) auf die subduzierende Platte ausübt. Die Plattenzugkraft (FSP) entsteht durch den negativen Auftrieb der subduzierenden Platte und treibt sie in größere Manteltiefen. Diesem Plattenzug wirkt eine Widerstandskraft entgegen, die vom umgebenden Mantel ausgeht. Darüber hinaus führen Wechselwirkungen mit der 660-km-Diskontinuität zu einer Ablenkung, die auf Auftriebseffekte im Zusammenhang mit dem Phasenübergang (F660) zurückzuführen ist. Das komplizierte Zusammenspiel dieser Kräfte ist für die Entstehung des Plattenrückschlags von grundlegender Bedeutung. Das Zurückrollen der Platte manifestiert sich, wenn der tiefere Abschnitt der Platte die Abwärtsbewegung seines flacheren Gegenstücks behindert. Die subduzierende Platte erfährt eine rückläufige Absinkbewegung, die durch negative Auftriebskräfte angetrieben wird, was zu einer Retrogradation des Grabenscharniers über die Oberfläche führt. Das Aufschwellen des Mantels neben der Platte kann günstige Bedingungen für die Entwicklung eines Back-Arc-Beckens schaffen.
Beweise für das Zurückrollen der Platte werden durch seismische Tomographie geliefert. Tomographische Ergebnisse zeigen Hochtemperaturanomalien im Erdmantel, was auf das Vorhandensein von subduziertem Material hinweist. Ophiolithe werden ebenfalls als Hinweis auf diese Mechanismen angesehen, da Gesteine unter hohem Druck und hoher Temperatur durch das Zurückrollen der Platten schnell an die Oberfläche exhumiert werden, ein Prozess, der den notwendigen Raum für ihre Anhebung schafft.
Slab-Rollback ist kein durchgängig kontinuierlicher Prozess, was auf einen episodischen Charakter hinweist. Dieses episodische Verhalten wird auf Schwankungen in der Dichte der subduzierenden Platte zurückgeführt, die möglicherweise durch die Ankunft einer schwimmenden Lithosphäre (z. B. eines Kontinents, eines Bogens, eines Bergrückens oder eines Plateaus), durch Verschiebungen in der Subduktionsdynamik oder durch Veränderungen in der Plattenkinematik verursacht werden. Das Alter der subduzierenden Platten hat keinen Einfluss auf das Zurückrollen der Platte. Proximale Kontinentalkollisionen wirken sich jedoch auf das Zurückrollen der Platte aus. Diese Kollisionen stimulieren den Mantelfluss und die Extrusion von Mantelmaterial, was zu einer Dehnung der Kruste und einem Zurückrollen des Lichtbogengrabens führt. In der südöstlichen Pazifikregion haben mehrere Rollback-Ereignisse zur Entstehung zahlreicher Back-Arc-Becken beigetragen.
Mantle-Interaktionen
Die Wechselwirkung von subduzierenden Platten mit Diskontinuitäten im Mantel hat einen erheblichen Einfluss auf das Zurückrollen der Platten. Die Stagnation der Platte an der 660 km langen Diskontinuität kann eine rückläufige Bewegung der Platte hervorrufen, die durch an der Oberfläche ausgeübte Sogkräfte angetrieben wird. Das Zurückrollen der Platte erzeugt einen kompensatorischen Rückfluss des Mantels, der durch Scherspannungen an der Basis der darüber liegenden Platte die Ausdehnung fördert. Eine Erhöhung der Rollback-Geschwindigkeit korreliert mit einer Beschleunigung der Strömungsgeschwindigkeiten im kreisförmigen Mantel, wodurch die Ausdehnungsraten erhöht werden. Die Ausdehnungsraten ändern sich, wenn die Platte in Tiefen von 410 km und 660 km auf Manteldiskontinuitäten trifft. Platten können entweder direkt in den unteren Mantel eindringen oder aufgrund des Phasenübergangs in 660 km Tiefe eine Verzögerung erfahren, wodurch ein Auftriebskontrast entsteht. Eine verstärkte retrograde Grabenwanderung oder Plattenrückbewegung mit Geschwindigkeiten von 2–4 cm/Jahr wird in Fällen beobachtet, in denen Platten an der 660 km langen Diskontinuität abflachen, ohne in den unteren Mantel einzudringen. Beispiele hierfür sind die Japan-, Java- und Izu-Bonin-Gräben. Diese abgeflachten Platten bleiben innerhalb der Übergangszone nur vorübergehend erhalten. Ihr schließlicher Abstieg in den unteren Mantel wird durch Zugkräfte der Platte oder durch die Destabilisierung der Platte durch thermische Diffusion vorangetrieben, was zu einer Erwärmung und Verbreiterung führt. Umgekehrt weisen Platten, die direkt in den unteren Mantel eindringen, langsamere Rollback-Raten auf, etwa 1–3 cm/Jahr, wie in den Mariana- und Tonga-Bögen zu sehen ist.
Hydrothermale Aktivität und assoziierte Biome
Während der Subduktion von Sedimenten am Grabenboden wird ein erheblicher Teil ihres Flüssigkeitsgehalts ausgestoßen und wandert entlang des Subduktionsdekollements zurück, um sich am inneren Hang als Schlammvulkane und kalte Sickerstellen zu manifestieren. Methanclathrate und Gashydrate sammeln sich auch am inneren Hang an, was Bedenken aufkommen lässt, dass ihre Dissoziation die globale Erwärmung verstärken könnte.
Die von Schlammvulkanen und kalten Sickerstellen ausgestoßenen Flüssigkeiten sind reich an Methan und Schwefelwasserstoff und liefern chemische Energie für chemotrophe Mikroorganismen, die die Grundlage eines bestimmten Grabenbioms bilden. Kalte Sickergemeinschaften wurden an den inneren Grabenhängen des westlichen Pazifiks (insbesondere Japan), Südamerikas, Barbados, des Mittelmeers, Makran und des Sunda-Grabens dokumentiert. Diese Gemeinschaften gedeihen in Tiefen von bis zu 6.000 Metern (20.000 Fuß). Das Genom des extremophilen Deinococcus, der aus dem Challenger Deep isoliert wurde, wurde sequenziert, um ökologische Erkenntnisse zu gewinnen und seine potenziellen industriellen Anwendungen zu erkunden.
Angesichts der Tatsache, dass ozeanische Gräben die tiefsten Punkte des Meeresbodens darstellen, besteht die Befürchtung, dass sich darin Plastikmüll ansammeln könnte, der eine Bedrohung für ihre empfindlichen Biome darstellt.
Tiefste ozeanische Gräben
Zeitgenössische Messungen, bei denen der Salzgehalt und die Temperatur des Wassers während des Abstiegs kontinuierlich überwacht werden, weisen Unsicherheiten von etwa 15 Metern (49 Fuß) auf. Umgekehrt können frühere Messungen um Hunderte von Metern abweichen.
Bemerkenswerte ozeanische Gräben
(*) Die fünf tiefsten Meeresgräben weltweit
Alte ozeanische Gräben
Glossar der Landformen
- Glossar der Landformen
- Liste der topografischen Merkmale von U-Booten
- Mittelozeanischer Rücken
- Physikalische Ozeanographie
- Feuerring
Referenzen
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