Șanț oceanic - Oceanic trench

Crusta oceanică se formează la o creastă oceanică , în timp ce litosfera este subductată înapoi în astenosferă în tranșee

Șanțurile oceanice sunt depresiuni topografice proeminente lungi și înguste ale fundului oceanului. De obicei, acestea au o lățime de 50 până la 100 de kilometri și o lățime de 3 până la 4 km (1,9 până la 2,5 mi) sub nivelul podelei oceanice înconjurătoare, dar pot avea o lungime de mii de kilometri. Există aproximativ 50.000 de kilometri (31.000 mi) de tranșee oceanice la nivel mondial, mai ales în jurul Oceanului Pacific, dar și în estul Oceanului Indian și în alte câteva locații. Cea mai mare adâncime oceanică măsurată se află în adâncimea Challenger a șanțului Mariana , la o adâncime de 11.034 m (36.201 ft) sub nivelul mării.

Șanțurile oceanice sunt o caracteristică a tectonicii distinctive a plăcilor Pământului . Acestea marchează locațiile limitelor convergente ale plăcilor , de-a lungul cărora plăcile litosferice se deplasează una către cealaltă cu rate care variază de la câțiva milimetri la peste zece centimetri pe an. Litosfera oceanică se mută în tranșee la o rată globală de aproximativ 3 km 2 / an. O șanț marchează poziția în care placa flexibilă și subductivă începe să coboare sub o altă placă litosferică. Șanțurile sunt în general paralele și la aproximativ 200 km (120 mi) de un arc vulcanic .

O mare parte din fluidul prins în sedimentele plăcii subductoare revine la suprafață la șanțul oceanic, producând vulcani de noroi și se scurge frig . Aceste unice de sprijin biomurilor bazate pe chemotrofe microorganisme. Există îngrijorarea că resturile de plastic se acumulează în tranșee și amenință aceste comunități.

Distribuția geografică

Șanțuri majore din Pacific (1-10) și zone de fractură (11-20): 1. Kermadec 2. Tonga 3. Bougainville 4. Mariana 5. Izu – Ogasawara 6. Japonia 7. Kuril-Kamchatka 8. Aleutian 9. America de mijloc 10 . Peru – Chile 11. Mendocino 12. Murray 13. Molokai 14. Clarion 15. Clipperton 16. Challenger 17. Eltanin 18. Udintsev 19. East Pacific Rise (în formă de S) 20. Nazca Ridge

Există aproximativ 50.000 km (31.000 mi) de margini convergente ale plăcii în întreaga lume. Acestea sunt în mare parte situate în jurul Oceanului Pacific, dar se găsesc și în estul Oceanului Indian , cu câteva segmente de margine convergente mai scurte în alte părți ale Oceanului Indian, în Oceanul Atlantic și în Marea Mediterană. Se găsesc în partea oceanică a arcurilor insulare și a orogenilor de tip andin . La nivel global, există peste 50 de tranșee oceanice majore care acoperă o suprafață de 1,9 milioane km 2 sau aproximativ 0,5% din oceane.

Șanțurile sunt geomorfologic distincte de jgheaburi . Jgheaburile sunt depresiuni alungite ale fundului mării, cu laturi abrupte și fund plat, în timp ce șanțurile sunt caracterizate printr-un profil în formă de V. Șanțurile care sunt parțial umplute sunt uneori descrise ca jgheaburi (cum ar fi jgheabul Makran ) și, uneori, șanțurile sunt complet îngropate și nu au expresie batimetrică (cum ar fi zona de subducție Cascadia , care este complet umplută cu sedimente), dar structurile tectonice fundamentale ale acestor plăci reprezintă sunt cele ale tranșeelor ​​oceanice. Cu toate acestea, multe jgheaburi reprezintă diferite tipuri de structuri tectonice, cum ar fi jgheabul Antilelor Mici , care este bazinul antearc al zonei de subducție a Antilelor Mici ; jgheabul din Noua Caledonie , care este un bazin sedimentar extins legat de zona de subducție Tonga-Kermadec ; și jgheabul Cayman, care este un bazin de separare într-o zonă de defect transformat .

Șanțurile, împreună cu arcurile vulcanice și zonele Wadati-Benioff (zone de cutremure care se scufundă sub arcul vulcanic la o adâncime de până la 700 de kilometri) sunt diagnostice ale limitelor convergente ale plăcilor și ale manifestărilor lor mai profunde, zone de subducție . Aici două plăci tectonice se deplasează una în cealaltă cu o rată de câțiva milimetri la peste 10 centimetri (4 in) pe an. Cel puțin una dintre plăci este litosfera oceanică, care se aruncă sub cealaltă placă pentru a fi reciclată în mantaua Pământului . Șanțurile sunt legate, dar se disting de zonele de coliziune continentale (cum ar fi cea dintre India și Asia care formează Himalaya ), unde crusta continentală intră într-o zonă de subducție. Când scoarța continentală plină de apă intră într-un șanț, subducția se oprește și zona devine o zonă de coliziune continentală. Caracteristici analog cu șanțuri sunt asociate cu zone de coliziune , inclusiv avanfosă periferice , care sunt umplute cu sediment foredeeps . Exemple de bazine periferice periferice includ câmpiile inundabile ale râului Gange și sistemul fluvial Tigru-Eufrat .

Istoria termenului „tranșee”

Șanțurile nu au fost definite clar până la sfârșitul anilor 1940 și 1950. Batimetrie oceanului era puțin cunoscute înainte de expediție Challenger din 1872-1876, care a avut 492 sondări oceanului adânc. La stația 225, expediția a descoperit Challenger Deep , acum cunoscut ca fiind capătul sudic al tranșei Mariana . Așezarea cablurilor telegrafice transatlantice pe fundul mării între continente la sfârșitul secolului al XIX-lea și începutul secolului al XX-lea a oferit o motivație suplimentară pentru batimetria îmbunătățită. Termenul de tranșee , în sensul său modern de depresiune alungită proeminentă a fundului mării, a fost folosit pentru prima dată de Johnstone în manualul său din 1923 An Introduction to Oceanography .

În anii 1920 și 1930, Felix Andries Vening Meinesz a măsurat gravitația peste tranșee folosind un gravimetru nou dezvoltat care ar putea măsura gravitația de la bordul unui submarin. El a propus ipoteza tectogenului pentru a explica centurile de anomalii ale gravitației negative care au fost găsite în apropierea arcurilor insulare. Conform acestei ipoteze, centurile au fost zone de scufundare a rocii ușoare crustale care rezultă din curenții de convecție subcrustală. Ipoteza tectogenului a fost dezvoltată în continuare de Griggs în 1939, folosind un model analog bazat pe o pereche de tobe rotative. Harry Hammond Hess a revizuit în mod substanțial teoria pe baza analizei sale geologice.

Al Doilea Război Mondial din Pacific a dus la mari îmbunătățiri ale batimetriei, în special în vestul Pacificului, iar natura liniară a acestor adâncuri a devenit clară. Creșterea rapidă a eforturilor de cercetare în adâncime, în special utilizarea pe scară largă a ecosondelor în anii 1950 și 1960, a confirmat utilitatea morfologică a termenului. Au fost identificate, eșantionate și mapate tranșee importante prin sonar. Faza timpurie a explorării tranșeelor ​​a atins apogeul odată cu coborârea din 1960 a Bathyscaphe Trieste până la fundul adâncului Challenger. În urma promulgării de către Robert S. Dietz și Harry Hess a ipotezei răspândirii fundului mării la începutul anilor 1960 și a revoluției tectonice a plăcilor la sfârșitul anilor 1960, tranșeaua oceanică a devenit un concept important în teoria tectonică a plăcilor .

Morfologie

Secțiune transversală a unei tranșee oceanice formată de-a lungul unei granițe convergente oceanico-oceanice
Peru-Chile Groapa este situat la doar stânga liniei ascuțite între albastru ocean adânc (pe stânga) și platoul continental albastru deschis, de-a lungul coastei de vest a Americii de Sud. Se desfășoară de-a lungul unei granițe oceanico -continentale, unde placa oceanică Nazca subduce sub placa continentală sud-americană

Șanțurile oceanice au o lățime de 50 până la 100 de kilometri și au o formă asimetrică în V, cu panta mai abruptă (8 până la 20 de grade) pe partea interioară (predominantă) a șanțului și panta mai blândă (în jur de 5 grade) ) pe partea exterioară (subductivă) a șanțului. Fundul șanțului marchează granița dintre plăcile subductoare și cele superioare, cunoscute sub numele de forfecarea limită a plăcii bazale sau decolteul subducției . Adâncimea șanțului depinde de adâncimea de pornire a litosferei oceanice pe măsură ce își începe scufundarea în șanț, unghiul la care se aruncă placa și cantitatea de sedimentare din șanț. Atât adâncimea de pornire, cât și unghiul de subducție sunt mai mari pentru litosfera oceanică mai veche, care se reflectă în tranșeele adânci din vestul Pacificului. Aici fundul șanțurilor Marianas și Tonga-Kermadec se află până la 10-11 kilometri (6,2-6,8 mi) sub nivelul mării. În estul Pacificului, unde litosfera oceanică subductivă este mult mai tânără, adâncimea șanțului Peru-Chile este de aproximativ 7 până la 8 kilometri (4,3 până la 5,0 mi).

Deși șanțurile înguste, oceanice sunt remarcabil de lungi și continue, formând cele mai mari depresiuni liniare de pe pământ. O tranșee individuală poate avea o lungime de mii de kilometri. Majoritatea tranșeelor ​​sunt convexe spre placa subductivă, care este atribuită geometriei sferice a Pământului.

Asimetria șanțului reflectă diferitele mecanisme fizice care determină unghiul de înclinare interior și exterior. Unghiul de pantă exterior al șanțului este determinat de raza de îndoire a plăcii subductoare, determinată de grosimea sa elastică. Deoarece litosfera oceanică se îngroașă cu vârsta, unghiul pantei exterioare este determinat în cele din urmă de vârsta plăcii subductoare. Unghiul pantei interioare este determinat de unghiul de repaus al marginii plăcii superioare. Acest lucru reflectă cutremure frecvente de-a lungul șanțului care împiedică depășirea pantei interioare.

Pe măsură ce placa subductoare se apropie de șanț, aceasta se îndoaie ușor în sus înainte de a-și începe scufundarea în adâncuri. Ca urmare, panta exterioară a șanțului este delimitată de o șanț exterior . Aceasta este subtilă, de multe ori înălțime de doar zeci de metri și este situată de obicei la câteva zeci de kilometri de axa șanțului. Pe panta exterioară însăși, unde placa începe să se îndoaie în jos în șanț, partea superioară a plăcii subductoare este ruptă prin defecte de îndoire care conferă pantei exterioare a tranșei o topografie horst și graben . Formarea acestor defecte de îndoire este suprimată acolo unde creastele oceanice sau monturile mari subacvatice se subductează în șanț, dar defectele de îndoire sunt tăiate chiar peste monturi subacvatice mai mici. În cazul în care placa subductivă este doar subțire acoperită cu sedimente, panta exterioară va arăta deseori crestele de împrăștiere ale fundului mării , oblic la crestele horst și graben.

Sedimentare

Morfologia șanțului este puternic modificată de cantitatea de sedimentare din șanț. Acest lucru variază de la practic nicio sedimentare, ca în tranșeaua Tonga-Kermadec, până la aproape complet umplut cu sedimente, ca și în tranșeaua sudică a Antilelor Mici sau în tranșeaua estică din Alaska. Sedimentarea este controlată în mare măsură de dacă șanțul se află în apropierea unei surse de sedimente continentale. Gama de sedimentare este bine ilustrată de șanțul chilian. Porțiunea din nordul Chile a șanțului, care se întinde de-a lungul deșertului Atacama, cu o rată foarte lentă de intemperii, este înfometată de sedimente, cu 20 până la câteva sute de metri de sedimente pe podeaua șanțului. Morfologia tectonică a acestui segment de tranșee este pe deplin expusă pe fundul oceanului. Segmentul central din Chile al șanțului este moderat sedimentat, cu sedimente care se suprapun pe sedimente pelagice sau pe subsolul oceanic al plăcii subductoare, dar morfologia șanțului este încă clar sesizabilă. Segmentul din sudul Chile al șanțului este complet sedimentat, până la punctul în care ascensiunea și panta exterioară nu mai sunt vizibile. Alte șanțuri complet sedimentate includ jgheabul Makran, unde sedimentele au o grosime de până la 7,5 kilometri (4,7 mi); zona de subducție Cascadia, care este completată îngropată de 3 până la 4 kilometri (1,9 până la 2,5 mi) de sedimente; și cea mai nordică zonă de subducție a Sumatrei, care este îngropată la mai puțin de 6 kilometri (3,7 mi) de sedimente.

Sedimentele sunt uneori transportate de-a lungul axei unei tranșee oceanice. Șanțul central din Chile experimentează transportul sedimentelor de la ventilatoarele sursă de-a lungul unui canal axial. Un transport similar al sedimentelor a fost documentat în șanțul Aleutian.

Pe lângă sedimentarea din râurile care se scurg într-un șanț, sedimentarea are loc și de pe alunecări de teren pe panta interioară abruptă tectonic, adesea condusă de cutremure megatrust . Diapozitivul Reloca al șanțului central din Chile este un exemplu al acestui proces.

Marjele erozive versus cele de acumulare

Marjele convergente sunt clasificate ca erozive sau acreționare, iar aceasta are o influență puternică asupra morfologiei pantei interioare a șanțului. Marjele erozive, cum ar fi tranșeele nordului Peru-Chile, Tonga-Kermadec și Mariana, corespund tranșeelor ​​înfometate de sedimente. Placa subductivă erodează materialul din partea inferioară a plăcii superioare, reducându-i volumul. Marginea plăcii se confruntă cu abateri și abrupturi, cu defecte normale. Panta este substrată de o rocă magmatică și metamorfică relativ puternică, care menține un unghi ridicat de repaus. Peste jumătate din toate marginile convergente sunt marje erozive.

Marjele de acumulare, cum ar fi sudul Peru-Chile, Cascadia și Aleutii, sunt asociate cu tranșee moderat până la puternic sedimentate. Pe măsură ce placa subductează, sedimentele sunt „buldozate” pe marginea plăcii superioare, producând o pană de acumulare sau o prismă de acumulare . Aceasta construiește placa de reținere spre exterior. Deoarece sedimentelor le lipsește rezistența, unghiul lor de repaus este mai blând decât roca care formează panta interioară a tranșeelor ​​de margine erozive. Panta interioară este substrată de foi de sediment imbricate . Topografia pantei interioare este aspră prin pierderea de masă localizată . Cascadia nu are practic o expresie batimetrică a ascensiunii exterioare și a șanțului, datorită umplerii complete a sedimentelor, dar panta interioară a șanțului este complexă, cu multe creste de împingere. Acestea concurează cu formarea canionului prin râurile care se scurg în șanț. Pârtiile interioare ale șanțurilor cu margini erozive prezintă rareori creste de împingere.

Prismele de acumulare cresc în două moduri. Primul este prin acreție frontală, în care sedimentele sunt răzuite de pe placa descendentă și amplasate în partea din față a prismei de acreție. Pe măsură ce puna de acumulare crește, sedimentele mai vechi aflate mai departe de șanț devin din ce în ce mai litificate și defectele și alte caracteristici structurale sunt abrupte prin rotație spre șanț. Celălalt mecanism pentru creșterea prismei de acumulare este subplacarea (cunoscută și sub numele de acreție bazală) a sedimentelor subductate, împreună cu o crustă oceanică , de-a lungul părților superficiale ale decolării subducției. Grupul franciscan din California este interpretat ca o prismă de acumulare antică în care subplacarea este înregistrată ca amestecuri tectonice și structuri duplex.

Șanțul oceanic s-a format de-a lungul unei granițe convergente oceanico-oceanice
Groapa Marianelor conține cea mai adâncă parte din oceanele lumii, și se execută de-a lungul unei limite convergentă oceanice-oceanic. Este rezultatul plăcii oceanice din Pacific care se subduce sub placa oceanică Mariana .

Cutremure

Cutremurele frecvente de megatrust modifică panta interioară a șanțului prin declanșarea alunecărilor de teren masive. Acestea lasă scarpi de alunecare de teren semicirculare cu pante de până la 20 de grade pe pereți și pe pereți laterali.

Subducția monturilor subacvatice și a crestelor aseismice în șanț poate crește fluajul aseismic și poate reduce severitatea cutremurelor. Dimpotrivă, subducția unor cantități mari de sedimente poate permite rupturile de-a lungul decolajului de subducție să se propage pe distanțe mari pentru a produce cutremure de megafonie.

Revenire la tranșee

Tranșeele par a fi stabilite în timp, dar oamenii de știință cred că unele tranșee - în special cele asociate cu zonele de subducție în care converg două plăci oceanice - se deplasează înapoi în placa subductivă. Aceasta se numește retrogradarea șanțului sau retragerea balamalelor (de asemenea, revenirea balamalelor ) și este o explicație pentru existența bazinelor cu arc din spate .

Reducerea plăcii are loc în timpul subducției a două plăci tectonice și are ca rezultat mișcarea spre mare a șanțului. Forțele perpendiculare pe lespede la adâncime (porțiunea plăcii subductoare din manta) sunt responsabile pentru înmuierea plăcii în manta și, în cele din urmă, mișcarea balamalei și a șanțului la suprafață. Forța motrice pentru retrocedare este flotabilitatea negativă a plăcii în raport cu mantaua subiacentă modificată de geometria plăcii în sine. Bazinele cu arc din spate sunt adesea asociate cu retrocedarea plăcii datorită extinderii plăcii superioare ca răspuns la fluxul subsolic al mantalei subhorizontale din deplasarea plăcii la adâncime.

Procese implicate

Mai multe forțe sunt implicate în procesul de revenire a plăcilor. Două forțe care acționează una împotriva celeilalte la interfața celor două plăci subductoare exercită forțe una împotriva celeilalte. Placa subductivă exercită o forță de îndoire (FPB) care furnizează presiune în timpul subducției, în timp ce placa suprasolicitatoare exercită o forță împotriva plăcii subductoare (FTS). Forța de tragere a plăcii (FSP) este cauzată de flotabilitatea negativă a plăcii care conduce placa la adâncimi mai mari. Forța de rezistență din mantaua din jur se opune forțelor de tracțiune a plăcii. Interacțiunile cu discontinuitatea de 660 km provoacă o deviere din cauza flotabilității la tranziția de fază (F660). Interacțiunea unică a acestor forțe este ceea ce generează retragerea plăcii. Atunci când secțiunea adâncă a plăcii obstrucționează mișcarea descendentă a secțiunii de placă superficială, are loc retrocedarea plăcii. Placa subductoare suferă scufundări înapoi din cauza forțelor de flotabilitate negative care determină o retrogradare a balamalei de șanț de-a lungul suprafeței. Umflarea mantei în jurul planseului poate crea condiții favorabile pentru formarea unui bazin cu arc din spate.

Tomografia seismică oferă dovezi ale retrocedării plăcilor. Rezultatele demonstrează anomalii de temperatură ridicată în manta, sugerând că materialul subductiv este prezent în manta. Ofioliții sunt priviți ca dovezi pentru astfel de mecanisme, deoarece rocile de presiune ridicată și de temperatură sunt aduse rapid la suprafață prin procesele de revocare a plăcii, care oferă spațiu pentru exhumarea ofioliților .

Reducerea plăcii nu este întotdeauna un proces continuu care sugerează o natură episodică. Natura episodică a retrocedării se explică printr-o modificare a densității plăcii subductoare, cum ar fi sosirea litosferei plutitoare (un continent, arc, creastă sau platou), o schimbare a dinamicii de subducție sau o modificare a cinematica plăcilor. Vechimea plăcilor subductoare nu are niciun efect asupra retrocedării plăcii. Coliziunile continentale din apropiere au un efect asupra retrocedării plăcilor. Coliziunile continentale induc fluxul mantei și extrudarea materialului mantei, ceea ce determină întinderea și revenirea arcului-șanț. În zona Pacificului de Sud-Est, au existat mai multe evenimente de revenire care au dus la formarea a numeroase bazine cu arc înapoi.

Interacțiunile mantale

Interacțiunile cu discontinuitățile mantalei joacă un rol semnificativ în restabilirea plăcii. Stagnarea la discontinuitatea de 660 km determină mișcarea retrogradă a plăcii datorită forțelor de aspirație care acționează la suprafață. Rambursarea plăcii induce fluxul de întoarcere a mantalei, ceea ce determină extinderea de la solicitările de forfecare de la baza plăcii superioare. Pe măsură ce viteza de revenire a plăcilor crește, crește și viteza de curgere a mantalei circulare, accelerând ratele de extensie. Ratele de extindere sunt modificate atunci când placa interacționează cu discontinuitățile din manta la 410 km și 660 km adâncime. Plăcile pot pătrunde direct în mantaua inferioară sau pot fi întârziate datorită tranziției de fază la 660 km adâncime creând o diferență de flotabilitate. O creștere a migrației retrograde a șanțurilor (retrocedarea plăcii) (2-4 cm / an) este rezultatul plăcilor aplatizate la discontinuitatea de 660 km, unde placa nu pătrunde în mantaua inferioară. Acesta este cazul tranșeelor ​​din Japonia, Java și Izu – Bonin. Aceste plăci turtite sunt arestate temporar doar în zona de tranziție. Deplasarea ulterioară în mantaua inferioară este cauzată de forțele de tragere a plăcii sau de destabilizarea plăcii de la încălzire și lărgire datorită difuziei termice. Plăcile care pătrund direct în mantaua inferioară au ca rezultat rate mai reduse de revenire a plăcilor (~ 1-3 cm / an), cum ar fi arcul Mariana, arcurile Tonga.

Groapa Puerto Rico

Activitatea hidrotermală și biomurile asociate

Pe măsură ce sedimentele sunt subducte în partea de jos a tranșeelor, o mare parte din conținutul lor de lichid este expulzat și se deplasează înapoi de-a lungul decolajului de subducție pentru a apărea pe panta interioară, pe măsură ce vulcanii de noroi și frigul se scurg . Clatrații de metan și hidrații de gaz se acumulează, de asemenea, în panta interioară și există îngrijorarea că ruperea lor ar putea contribui la încălzirea globală .

Fluidele eliberate la vulcanii de noroi și la scurgerile reci sunt bogate în metan și hidrogen sulfurat , furnizând energie chimică pentru microorganismele chemotrofe care formează baza unui biom unic de tranșee . Au fost identificate comunități de scurgere rece în pantele interioare ale tranșeelor ​​din vestul Pacificului (în special Japonia), America de Sud, Barbados, Marea Mediterană, Makran și șanțul Sunda. Acestea se găsesc la adâncimi de până la 6.000 de metri (20.000 ft). Genomul extremofilului Deinococcus de la Challenger Deep s-a secvențiat pentru perspectivele sale ecologice și potențialele utilizări industriale.

Deoarece tranșeele sunt cele mai joase puncte din fundul oceanului, există îngrijorarea că resturile de plastic se pot acumula în tranșee și pot pune în pericol fragilii biomi ai tranșeelor.

Cele mai adânci tranșee oceanice

Măsurătorile recente, în care salinitatea și temperatura apei au fost măsurate pe tot parcursul scufundării, au incertitudini de aproximativ 15 m (49 ft). Măsurătorile mai vechi pot fi oprite cu sute de metri.

Şanţ Ocean Cel mai jos punct Adâncime maximă Sursă
Mariana Trench Oceanul Pacific Challenger Deep 10.920 m (35.830 ft)
Șanțul Tonga Oceanul Pacific Horizon Deep 10.820 m (35.500 ft)
Șanț Filipin Oceanul Pacific Emden Deep 10.540 m (34.580 ft)
Șanțul Kuril – Kamchatka Oceanul Pacific 10.542 m (34.587 ft)
Tranșeul Kermadec Oceanul Pacific 10.047 m (32.963 ft)
Izu – Bonin Trench ( Izu – Ogasawara Trench ) Oceanul Pacific 9.810 m (32.190 ft)
Trench Noua Britanie Oceanul Pacific ( Marea Solomon ) Planet Deep 9.140 m (29.990 ft)
Șanț Puerto Rico Oceanul Atlantic Brownson Deep 8.380 m (27.490 ft)
Șanț Sandwich Sud Oceanul Atlantic Meteor Deep 8.265 m (27.116 ft)
Șanțul Peru – Chile sau șanțul Atacama Oceanul Pacific Richards Deep 8.055 m (26.427 ft)
Șanțul Japoniei Oceanul Pacific 8.412 m (27.598 ft)

Tranșeele oceanice notabile

Şanţ Locație
Șanțul Aleutian La sud de Insulele Aleutine , la vest de Alaska
Șanțul Bougainville Sudul Noii Guinee
Șanțul Cayman Caraibe de Vest
Șanț Cedros (inactiv) Coasta Pacificului din Baja California
Șanțul Hikurangi La est de Noua Zeelandă
Șanțul Hjort Sud-vestul Noii Zeelande
Izu – Ogasawara Trench Lângă insulele Izu și Bonin
Șanțul Japoniei Estul Japoniei
Trench Kermadec * Nord-estul Noii Zeelande
Șanț Kuril – Kamchatka * Aproape de insulele Kuril
Șanțul din Manila Vestul Luzonului , Filipine
Mariana Trench * Oceanul Pacific de Vest; la est de Insulele Mariana
Șanțul Americii Centrale Oceanul Pacific de Est; în largul coastei Mexicului , Guatemala , El Salvador , Nicaragua , Costa Rica
Șanțul Hebridelor Noi La vest de Vanuatu (Insulele Noile Hebride).
Șanțul Peru – Chile Oceanul Pacific de Est; în largul coastei Peru și Chile
Șanț Filipin * La est de Filipine
Șanț Puerto Rico Limita Caraibelor și Oceanului Atlantic
Tranșea Puysegur Sud-vestul Noii Zeelande
Șanț Ryukyu Limita estică a insulelor Ryukyu din Japonia
Șanț Sandwich Sud La est de Insulele Sandwich de Sud
Sunda Trench Curbe de la sud de Java până la vest de Sumatra și Insulele Andaman și Nicobar
Șanț Tonga * Lângă Tonga
Yap Trench Oceanul Pacific de Vest; între Insulele Palau și Mariana Trench

(*) Cele mai adânci cinci tranșee din lume

Șanțuri oceanice antice

Şanţ Locație
Șanț Intermontan Vestul Americii de Nord; între Insulele Intermontane și America de Nord
Șanț insular Vestul Americii de Nord; între Insulele Insulare și Insulele Intermontane
Trench Farallon Vestul Americii de Nord
Șanț Tethyan Sudul Turciei, Iran , Tibet și Asia de Sud-Est

Vezi si

Referințe

Bibliografie

linkuri externe