해양참호

Oceanic trench
해양 지각은 해양 능선에서 형성되는 반면, 암석권은 참호에서 다시 천체권으로 유도된다.

해양 참호는 해저의 길고 좁은 지형적 퇴적물이다. 일반적으로 넓이는 50~100km(30~60mi), 주변 해양바닥 수준보다 3~4km(1.9~2.5mi) 낮지만 길이는 수천km에 이를 수 있다. 전세계적으로 약 5만 킬로미터(31,000 mi)의 해양 참호가 존재하며, 대부분은 태평양을 중심으로 하고 있지만, 동인도양과 몇몇 다른 지역에도 있다. 측정된 가장 큰 해양 깊이는 마리아나 해구의 챌린저 딥(Challenger Deep)으로 해발 11,034m(36,201ft)의 깊이다.

해양 참호는 지구의 독특한 판구조론의 특징이다. 그들은 수렴 판 경계 위치를 표시하며, 암석권의 판은 매년 몇 밀리미터에서 10센티미터 이상의 비율로 서로 향해 움직인다. 해양 암석권은 지구 속도 약 3km2/yr로 참호 속으로 이동한다.[1] 참호는 굴곡된 서브덕팅 슬래브가 또 다른 암석권 슬래브 아래로 내려가기 시작하는 위치를 표시한다. 참호는 일반적으로 화산호에서 200km(120mi) 떨어진 곳에 평행하다.

서브덕팅 슬래브의 퇴적물에 갇힌 액체의 상당 부분이 해양 참호에서 표면으로 돌아와 진흙 화산과 한랭이 스며들게 한다. 이것은 화학조영미생물을 기반으로 한 독특한 생물체를 지원한다. 참호 속에 플라스틱 파편이 쌓여 이 지역사회를 위협하고 있다는 우려가 나온다.

지리적 분포

주요 태평양 참호(1–10)와 골절 구역(11–20): 1. 케르메드크 2. 통가3길 부게인빌 4. 마리아나 5호. 이즈-오가사와라 6. 일본 7. 쿠릴-캄차카 8호 알류티안 9. 중미 10. 페루-칠레 11. 멘도키노12번길 머레이 13. 몰로카이14번길 클라리온 15. 클리퍼턴 16번지 챌린저 17. 엘타닌 18. 우딘체프 19. 동태평양 상승(S자형) 20. 나즈카 리지

전 세계적으로 약 5만 km(31,000 mi)의 수렴 판 마진이 있다. 이것들은 대부분 태평양 주변에 위치하지만, 인도양의 다른 부분, 대서양, 지중해에서 몇 개의 짧은 수렴 마진 부분이 있는 동인도양에서도 발견된다.[2] 그것들은 섬 호와 안데스식 오로겐의 바다 쪽으로 발견된다.[3] 전세계적으로, 50개 이상의 주요 해양 참호가 190만 km2 또는 바다의 약 0.5%를 덮고 있다.[4]

참호는 수조와는 지형학적으로 구별된다. 수조는 가파른 측면과 평평한 바닥을 가진 해저의 길게 늘어뜨린 움푹 패인 반면 참호는 V자형 종단이 특징이다.[4] 부분적으로 infilled 있Trenches 가끔 골(그 Makran Trough[5] 같은)로, 때때로 참호는 완전히 공급되고 심해 측심학의 표현(그것은 완전히 sediments[7]로 가득 차 있는 캐스 삭감 zone,[6] 같은)이 결여되어 묻혀 있지만 근본적인 판 구조론 구조는 이 대표하는 그 얼마나 자주'o'를 소개되어 있ceanic지렌치즈 하지만, 많은 해구는 소앤틸리스 열도 주상해분, 소앤틸리스 제도 섭입대의forearc 유역,[8]는 외연적 퇴적 분지는 Tonga-Kermadec 섭입 수역과 관련 있는 뉴 칼레도니아 여물통,;[9]과 캐이만 해구, 있는pull-apart 유역 재치와 같은 지각 구조의 다른 종류를 나타낸다.hin 단층 [10]구역을 변경하다

참호는 화산호, 와다티-베니오프 구역(화산호 아래 700km(430mi) 깊이 내려가는 지진 영역)과 함께 수렴판 경계와 그 깊숙한 발현, 서브전도 영역의 진단이다.[2][3][11] 여기서 두 개의 지각판이 1년에 몇 밀리미터에서 10센티미터 이상의 속도로 서로 떠내려가고 있다. 적어도 그 접시들 중 하나는 해양 암석권인데, 이것은 지구의 맨틀에서 재활용될 다른 접시 아래로 곤두박질친다. 참호는 대륙 지각들이 전도로 들어가는 대륙 충돌 지역(인도와 아시아 사이의 충돌 지역 등)과 관련이 있지만 구별된다. 부력 대륙 지각은 참호에 들어가면 전도가 정지하고 그 지역은 대륙 충돌 지역이 된다. 참호와 유사한 특징들은 퇴적물이 가득 찬 전방 깊이인 주변 전륙 분지를 포함한 충돌 구역과 연관되어 있다. 주변 전륙 분지의 예로는 갠지스 강의 범람원과 티그리스-유프라테스 강의 계통이 있다.[2]

"긴축"이라는 용어의 역사

참호는 1940년대 후반과 1950년대까지 명확하게 정의되지 않았다. 해양의 욕조는 1872–1876년의 챌린저호 원정에 앞서 잘 알려져 있지 [12]않았다. 챌린저호는 심해에서 492개의 소리를 들었다.[13] #225 역에서 원정대는 현재 마리아나 해구의 남단으로 알려진 [14]챌린저 딥을 발견했다. 19세기 후반에서 20세기 초반에 대륙들 사이의 해저에 대서양 횡단 전신선을 배치한 것은 목욕재계 개선을 위한 더 많은 동기를 제공했다.[15] 바다 밑바닥의 두드러진 길쭉한 우울증이라는 현대적 의미에서 참호라는 용어는 존스톤이 1923년 펴낸 교과서 '해양학 입문'에서 처음 사용하였다.[16][2]

1920년대와 1930년대에 펠릭스 안드리스 베닝 마인즈는 잠수함에서 중력을 측정할 수 있는 새로 개발된 중력계를 사용하여 참호 위에서 중력을 측정했다.[11] 그는 섬 호 근처에서 발견된 음중력 이상현상의 허리띠를 설명하기 위해 유전학 가설을 제안했다. 이 가설에 따르면, 벨트는 붕괴 대류에서 발생하는 가벼운 지각 암석의 하류 지역이었다. 이 구조유전자 가설은 1939년 그리그스에 의해 한 쌍의 회전 드럼에 기초한 아날로그 모델을 사용하여 더욱 발전되었다. Harry Hammond Hess는 지질학적 분석을 바탕으로 이론을 크게 수정했다.[17]

태평양에서의 제2차 세계대전은 특히 서태평양에서 목욕용 메트리를 크게 향상시켰고, 이러한 깊은 곳의 선형적 성질은 분명해졌다. 심해 연구 노력의 급속한 성장, 특히 1950년대와 1960년대 에초산더(echoshunder)의 광범위한 사용은 이 용어의 형태학적 효용성을 확인시켜 주었다. 중요한 참호를 식별하고, 샘플링하고, 음파탐지기를 통해 지도를 만들었다. 참호탐사의 초기 단계는 1960년 바티스캐쉬 트리에스테호가 챌린저 딥의 하류로 하강하면서 절정에 달했다. 로버트 S에 이어. 디에츠와 해리 헤스가 1960년대 초 해저 확산 가설을 공포하고, 1960년대 후반 판구조적 혁명을 일으킨 해양 참호는 판구조론에서 중요한 개념이 되었다.[11]

형태학

해양-해양 수렴 경계를 따라 형성된 해양 참호의 단면
페루-칠레 해구는 남아메리카 서해안을 따라 푸른 심해(왼쪽)와 연푸른 대륙붕 사이의 뾰족한 선 바로 왼쪽에 위치해 있다. 그것은 해양과 대륙의 경계를 따라 흐르고, 해양 나즈카 판은 대륙남미 판 아래 기단이다.

해양참호는 폭이 50~100km(30~60mi)이고 비대칭 V자형을 가지며, 내측(오버라이딩)은 경사가 더 가파른(8~20도), 외측(하향)은 완만한 경사(약 5도)가 있다.[18][19] 참호의 하단은 기저 판 경계 전단[20] 또는 서브전도 디컬러로 알려진 서브덕팅 플레이트와 오버라이딩 플레이트 사이의 경계를 표시한다.[2] 참호의 깊이는 참호 속으로 뛰어들기 시작하면서 해양 암석권의 시작 깊이, 슬래브가 펄럭이는 각도, 참호 안의 침전량 등에 따라 달라진다. 서태평양의 깊은 참호에 비친 오래된 해양 암석권의 경우 출발 깊이와 전도가 모두 더 크다. 여기서 마리아나스와 통가-케르마데크 참호의 바닥은 해발 10~11km(6.2~6.8mi)에 이른다. 아덕션 해양 암석권이 훨씬 젊은 동태평양에서 페루-칠레 해구의 수심은 7~8km(4.3~5.0mi) 정도다.[21]

비록 좁지만, 해양 참호는 지구상에서 가장 큰 선형적 억압을 형성하며 놀라울 정도로 길고 연속적이다. 개개의 참호는 수천 킬로미터의 길이일 수 있다.[3] 대부분의 참호들은 서브덕팅 슬래브를 향해 볼록하며, 이는 지구의 구형 기하학에서 기인한다.[22]

트렌치 비대칭은 내측과 외측 경사각을 결정하는 서로 다른 물리적 메커니즘을 반영한다. 참호의 외부 기울기 각도는 탄성 두께에 의해 결정되는 서브덕팅 슬래브의 휨 반경에 의해 결정된다. 해양 암석권은 나이가 들면서 두꺼워지기 때문에 외부 경사각은 궁극적으로 서브덕팅 슬래브의 나이에 의해 결정된다.[23][20] 내부 경사각은 오버라이드 플레이트 가장자리의 여유각으로 결정된다.[20] 이는 내부 비탈면의 과잉보강을 막는 참호변 잦은 지진을 반영한 것이다.[2]

서브덕팅 플레이트가 참호 쪽으로 다가갈 때, 그것은 약간 위쪽으로 구부러진 후 깊은 곳으로 뛰어들기 시작한다. 그 결과, 바깥쪽 참호 경사는 바깥쪽 참호 높이와 경계를 이루게 된다. 이것은 미묘하고, 종종 높이가 불과 수십 미터밖에 되지 않으며, 일반적으로 참호 축에서 수십 킬로미터 떨어진 곳에 위치한다. 판이 참호 안으로 아래로 굽어지기 시작하는 바깥쪽 경사면 자체에서 바깥쪽 참호사면을 호르스트와 움켜쥐는 지형을 주는 휨 결함으로 서브덕팅 슬래브의 윗부분이 깨진다. 이러한 휨 결함의 형성은 해양 능선 또는 대형 해산이 참호로 하위 유도되는 경우 억제되지만, 휨 결함은 작은 해산을 가로질러 바로 절단된다. 서브덕팅 슬래브가 퇴적물로 얇게 베니어되어 있는 경우, 바깥쪽 경사면에는 종종 해저의 굴곡이 호르스트와 잡곡 능선으로 비스듬히 펼쳐져 있다.[20]

침전

참호 형태학은 참호에 침전된 양에 의해 강하게 변형된다. 이것은 통가-케르마데크 참호에서처럼 사실상 침전물이 전혀 없는 것에서부터 남부 레터 앤틸레스 참호나 동부 알래스카 참호처럼 거의 완전히 퇴적물로 채워지는 것까지 다양하다. 침전물은 주로 참호가 대륙 침전원 근처에 있는지 여부에 의해 제어된다.[22] 퇴적 범위는 칠레의 참호에서 잘 드러난다. 매우 느린 풍화속도로 아타카마 사막을 따라 놓여 있는 참호의 북칠레 부분은 침전물이 퇴적되어 있으며, 참호 바닥에 20~ 수백m의 퇴적물이 있다. 이 참호 부분의 지각 형태학은 해저에 완전히 노출되어 있다. 참호 중앙 칠레 부분은 적당히 침전되어 있으며, 침전물이 펠라직 침전물이나 서브덕팅 슬라브의 바다 지하에 고정되어 있지만, 참호 형태학은 여전히 뚜렷하게 구별할 수 있다. 참호의 남쪽 칠레 부분은 완전히 침전되어 있어 바깥쪽 상승과 경사가 더 이상 분간할 수 없다. 다른 완전 침전된 참호로는 침전물이 최대 7.5km(4.7mi) 두께인 막란 수조, 침전물 3~4km(1.9~2.5mi), 침전물 6km(3.7mi) 아래에 매몰되는 최북단 수마트라 수전대 등이 있다.[24]

퇴적물은 때때로 해양 참호의 축을 따라 운반된다. 칠레 중부 참호에서는 축방향 통로를 따라 선원의 팬으로부터 퇴적물이 운반되는 경험을 한다.[25] 이와 유사한 퇴적물 수송이 알류티안 참호에 기록되어 있다.[2]

강물이 참호로 빠져나가는 퇴적물 외에도, 구조적으로 가파른 내부 경사면에서 산사태로 인해 침전물이 발생하는데, 이는 종종 거대한 지진에 의해 구동된다. 칠레 중부 해구의 레로카 미끄럼틀이 이 과정의 한 예다.[26]

에로스 대 첨가 여백

수렴 여백은 에로스 또는 억양으로 분류되며, 이는 참호 내부 경사면의 형태학에 강한 영향을 미친다. 북부 페루-칠레, 통가-케르마데크, 마리아나 참호 등 에로스 여백은 퇴적물로 얼룩진 참호에 해당한다.[3] 서브덕팅 슬래브는 오버라이드 슬래브의 하부에서 재료를 침식하여 부피를 줄인다. 슬래브의 가장자리는 침하 및 경사가 심하며, 정상적인 단층을 경험한다. 비탈길에는 비교적 강한 화성암과 변성암으로 인해 밑이 지어져 있어 높은 휴식각을 유지하고 있다.[27] 모든 수렴성 여백의 절반 이상이 에로스성 여백이다.[2]

남부 페루-칠레, 카스카디아, 알류티아와 같은 점착성 여백은 적당히 또는 심하게 퇴적된 참호와 관련이 있다. 슬래브 서브덕트로서, 침전물은 오버라이드 플레이트의 가장자리에 "불도화"되어, 점성 쐐기 또는 점성 프리즘을 생성한다. 이것은 오버라이드 플레이트를 바깥쪽으로 만든다. 퇴적물에는 힘이 부족하기 때문에, 퇴적물의 각도는 암석보다 더 부드러워서 에로시 여백 참호의 내부 경사면을 이루고 있다. 내부 경사는 침전물의 추력판이 배합되어 있다. 내부 경사 지형은 국부적인 질량 낭비로 거칠어졌다.[27] 캐스캐디아는 침전물이 완전히 채워져 있어 사실상 외측 상승과 참호의 욕조적 표현은 없지만, 내부 참호 경사가 복잡해 추력 굴곡이 많다. 이것들은 참호로 흘러들어가는 강들에 의한 협곡 형성과 경쟁한다. 에로스 여백의 내부 트렌치 경사면에서는 추력 굴곡이 거의 나타나지 않는다.[19]

절제된 프리즘은 두 가지 방법으로 자란다. 첫번째는 정면부착에 의한 것으로, 아래로 내려가는 판의 퇴적물을 긁어내서 점착 프리즘의 앞쪽에 emplacement를 한다.[2] 점성 쐐기가 자라면서 참호에서 더 멀리 떨어진 오래된 퇴적물이 점점 석회화되고, 참호를 향해 회전하면서 결함과 다른 구조적 특징들이 가파르게 변한다.[28] 절제 프리즘 생성을 위한 다른 메커니즘은 일부 해양 지각과 함께 하위 유도 디콜링의 얕은 부분을 따라 하부 도금[2](근위축이라고도[29] 한다)이다. 캘리포니아의 프란시스칸 그룹은 언더플레이팅이 구조적인 멜랑즈와 이중 구조로 기록되는 고대 억양 프리즘으로 해석된다.[2]

해양과 해양의 융합 경계를 따라 형성된 해양 참호
마리아나 해구는 세계 바다의 가장 깊은 부분을 포함하고 있으며, 해양과 해양의 융합 경계를 따라 운행된다. 이것은 해양 태평양 판이 해양 마리아나 판 아래로 유입된 결과물이다.

지진

잦은 거대 지진으로 대규모 산사태가 발생하여 참호 내부 경사면을 변형시킨다. 이것들은 반원형의 산사태 흉터를 남긴다. 그리고 가장자리와 옆벽에는 20도까지 경사져 있다.[30]

해산과 무균 능선을 참호로 유도하면 무균이 증가하며 지진의 심각성을 줄일 수 있다. 반대로, 대량의 퇴적물이 전도되면 전도를 따라 파열된 파열이 먼 거리에서 전파되어 거대한 지진을 발생시킬 수 있다.[31]

트렌치 롤백

참호는 시간이 지남에 따라 위치적으로 안정되어 보이지만, 과학자들은 특히 두 개의 해양 판이 모여 있는 전도 구역과 관련된 참호들이 하위 유도 판으로 되돌아간다고 믿는다.[32][33] 이를 트렌치 롤백 또는 힌지 후퇴(힌지 롤백이라고도 함)라고 하며, 백아크 바진의 존재에 대한 하나의 설명이다.

슬래브 롤백은 두 개의 지각 판의 전도로 인해 발생하며, 참호의 바다 방향 이동을 초래한다. 깊이에서 슬래브에 수직인 힘(맨틀 내의 서브덕팅 플레이트 부분)은 맨틀의 슬래브 경사와 궁극적으로 표면의 경첩과 참호 이동을 담당한다.[34] 롤백에 대한 추진력은 슬래브 자체의 기하학적 구조로 수정된 바닥[35] 맨틀에 대한 슬래브의 부력이다.[36] 백아크 바진은 깊이 슬래브 변위로부터 후속 수평 맨틀 흐름에 대한 응답으로 오버라이드 플레이트의 확장으로 인한 슬래브 롤백과 종종 관련된다.[37]

관련 프로세스

슬래브 롤백 과정에 몇 가지 힘이 관여한다. 두 서브덕팅 플레이트의 접점에서 서로 작용하는 두 개의 힘이 서로 힘을 발휘한다. 서브덕팅 플레이트는 서브전도 중에 압력을 공급하는 휨력(FPB)을 발휘하는 반면 오버라이딩 플레이트는 서브덕팅 플레이트(FTS)에 대한 힘을 발휘한다. 슬래브 당김력(FSP)은 플레이트를 더 깊은 곳으로 구동하는 플레이트의 부력에 의해 발생한다. 주변 맨틀에서 나오는 저항력은 슬래브 당김력에 반대한다. 660km의 불연속성과의 상호작용은 위상 전이(F660) 시 부력에 의한 처짐을 유발한다.[36] 이 힘들의 독특한 상호작용이 슬래브 롤백을 발생시키는 것이다. 깊은 슬래브 섹션이 얕은 슬래브 섹션의 하향 이동을 방해하면 슬래브 롤백이 발생한다. 서브덕팅 슬래브는 부력이 음의 부력력으로 인해 역방향으로 침하되어 표면을 따라 트렌치 힌지가 역방향으로 퇴보된다. 슬래브 주위의 맨틀을 보강하면 백아크 분지 형성에 유리한 조건을 만들 수 있다.[37]

지진 단층 촬영은 슬래브 롤백의 증거를 제공한다. 결과는 Mantle 내의 고온 이상 현상을 보여주며, 하위 유도 물질이 Mantle에 존재함을 시사한다.[38] 오피올리트는 오피올리트의 배출 공간을 제공하는 슬래브 롤백 과정을 통해 고압과 온도 암석이 빠르게 표면으로 올라오는 메커니즘의 증거로 간주된다.

슬래브 롤백은 항상 성공적 성격을 나타내는 연속적인 과정은 아니다.[35] 롤백의 성공적 특성은 부력 암석권(대륙, 호, 능선 또는 고원)의 도착, 서브전도 역학 변화, 플레이트 운동학 변화 등 서브덕팅 플레이트의 밀도 변화에 의해 설명된다. 서브덕팅 플레이트의 연령은 슬래브 롤백에 영향을 미치지 않는다.[36] 인근 대륙 충돌은 슬래브 롤백에 영향을 미친다. 대륙 충돌은 맨틀 흐름과 맨틀 물질의 압출을 유발하여 스트레칭과 아크렌치 롤백을 유발한다.[37] 동남 태평양 지역에서는 여러 차례의 롤백 이벤트가 발생하여 수많은 백아크 분지가 형성되었다.[35]

맨틀 상호작용

맨틀 불연속부와의 상호작용은 슬래브 롤백에 중요한 역할을 한다. 660km의 불연속부에서 정체되면 표면에 작용하는 흡인력으로 인해 슬래브 동작이 역행한다.[36] 슬래브 롤백은 맨틀 리턴 유량을 유도하여 오버라이드 플레이트 베이스의 전단 응력으로부터 연장을 유발한다. 슬래브 롤백 속도가 증가하면 원형 맨틀 흐름 속도도 증가해 연장 속도가 빨라진다.[34] 연장률은 슬래브가 410 km 및 660 km 깊이에서 맨틀 내의 불연속부와 상호작용할 때 변경된다. 슬래브는 하단 맨틀에 직접 침투하거나 660km 깊이에서 위상 전환으로 인해 지연될 수 있어 부력 차이가 발생할 수 있다. 역행 트렌치 이동(슬래브 롤백) 증가(2–4 cm/yr)는 슬래브가 하단 맨틀에 침투하지 않는 660km 불연속부에서 슬래브가 평평해진 결과물이다.[39] 일본, 자바, 이즈-보닌 참호도 그렇다. 이 납작한 슬래브들은 임시로 전환 지역에서만 체포된다. 후속적으로 하단 맨틀로 변위는 슬래브 당김력 또는 열 확산으로 인한 슬래브의 온난화 및 확장에 의한 불안정화에 의해 발생한다. 하단 맨틀에 직접 침투하는 슬래브는 마리아나 호, 통가 호와 같은 슬래브 롤백 속도(~1~3cm/yr)가 느려진다.[39]

푸에르토리코 해구

열수 활성 및 관련 생물체

퇴적물이 참호 바닥에 서브덕팅되면서 그 액체함량의 상당 부분이 퇴적되고 내측 경사면에 흙화산과 한기가 스며들면서 나타나기 위해 다시 서브덕션 디컬링을 따라 이동한다. 내부 경사지에도 메탄 쇄석액과 가스 하이드레이트가 축적돼 이들의 붕괴가 지구 온난화의 원인이 될 수 있다는 우려가 나온다.[2]

진흙 화산에서 방출되는 액체와 차가운 스며드는 메탄과 황화수소가 풍부해 독특한 참호 바이오메일의 기초를 이루는 화학조생성 미생물에 화학적 에너지를 공급한다. 서태평양(특히 일본[40]), 남미, 바베이도스, 지중해, 막란, 순다 해구의 내부 참호사면에서는 차가운 스며드는 공동체가 확인되었다. 이것들은 6,000 미터나 되는 깊이에서 발견된다.[2] 챌린저 딥의 극초음파인 디노코쿠스의 게놈은 생태학적 통찰력과 잠재적인 산업적 이용에 대한 서열을 정립했다.[41]

참호는 해저에서 가장 낮은 지점이기 때문에 플라스틱 파편이 참호 속에 쌓여 깨지기 쉬운 참호 생물체를 위험에 빠뜨릴 수 있다는 우려가 있다.[42]

심해 참호

다이빙 내내 물의 염도와 온도를 측정했던 최근의 측정은 약 15m(49ft)의 불확실성을 가지고 있다.[43] 더 오래된 측정은 수백 미터 떨어져 있을 수 있다.

참호 바다 최저점 최대 깊이 출처
마리아나 해구 태평양 챌린저 딥 10,920m(35,830ft) [43]
통가 트렌치 태평양 호라이즌 딥 10,820m(35,500ft) [43]
필리핀 해구 태평양 엠덴 딥 10,540m(34,580ft) [44]
쿠릴-캄차카 해구 태평양 10,542m(34,587ft) [44]
케르메덱 트렌치 태평양 10,047m(32,963ft) [44]
이즈-보닌 해구(이즈-오가사와라 해구) 태평양 9,210m(32,320ft) [44]
뉴브리튼 트렌치 태평양 (솔로몬 해) 플래닛 딥 9,140m(29,990ft) [45]
푸에르토리코 해구 대서양 브라운슨 딥 8,380m(27,490ft) [43]
사우스 샌드위치 트렌치 대서양 유성 딥 8,265m(27,280ft) [43]
페루-칠레 해구 또는 아타카마 해구 태평양 리차드 딥 8,055m(26,427ft) [44]
재팬 트렌치 태평양 8,412m(27,598ft) [44]

주목할 만한 해양 참호

참호 위치
알류시안 해구 알래스카 서부의 알류샨 열도 남쪽
부게인빌 트렌치 뉴기니 남부
케이맨 트렌치 서부 카리브해
세드로스 트렌치(비활성) 바하 캘리포니아의 태평양 연안
히쿠랑기 해구 뉴질랜드의 동쪽
하르트 트렌치 뉴질랜드 남서쪽
이즈-오가사와라 해구 이즈 섬과 보니 섬 근처
재팬 트렌치 일본의 동쪽
케르메딕 트렌치 * 뉴질랜드 북동부
쿠릴-캄차카 해구 * 쿠릴 제도 인근
마닐라 트렌치 필리핀 루손 서부
마리아나 해구 * 서태평양; 마리아나 제도 동쪽
중미 해구 동부 태평양; 멕시코 해안, 과테말라, 엘살바도르, 니카라과, 코스타리카
뉴헤브리데스 트렌치 바누아투 서쪽(뉴헤브리데스 제도)
페루-칠레 해구 동태평양; 페루와 칠레 앞바다
필리핀 해구 * 필리핀의 동쪽
푸에르토리코 해구 카리브해와 대서양의 경계
푸이세구르 해구 뉴질랜드 남서쪽
류큐 해구 일본 류큐 제도의 동쪽 끝
사우스 샌드위치 트렌치 사우스 샌드위치 제도의 동쪽
순다 트렌치 자바 남쪽에서 수마트라와 안다만·니코바르 제도의 서쪽에서 이어지는 곡선
통가 트렌치 * 통가근처
야프 트렌치 서태평양; 팔라우 제도와 마리아나 해구 사이

(*) 세계에서 가장 깊은 다섯 개의 참호

고대 해양 참호

참호 위치
인터몬탄 해구 서북아메리카; 인터몬탄 제도와 북아메리카 사이
인슐러 트렌치 서북아메리카, 인슐라 군도와 인터몬탄 군도 사이
패럴론 트렌치 서북아메리카
테티안 해구 터키 남부, 이란, 티베트 및 동남아시아

참고 항목

참조

  1. ^ 롤리 2002.
  2. ^ a b c d e f g h i j k l m 2005년 선미.
  3. ^ a b c d Kearey, Klepeis & Bine 2009, 페이지 250.
  4. ^ a b 해리스 외 2014년
  5. ^ 다스탄푸어 1996년
  6. ^ 토마스, 버빗지 & 컴민스 2007.
  7. ^ 골드핑거 외 2012.
  8. ^ 웨스트브룩, 마스클리 & 비주 듀발 1984.
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참고 문헌 목록

외부 링크