# Morphostructural features of deep-sea trenches of the Pacific Ocean, the problem of their origin

Polina Lemenkova

<figure><img src="image_1.png" /></figure>

► To cite this version:

Polina Lemenkova. Morphostructural features of deep-sea trenches of the Pacific Ocean, the problem of their origin. 2021, 10.5281/zenodo.4885452. hal-03246580

HAL Id: hal-03246580

https://hal.science/hal-03246580

Submitted on 2 Jun 2021

HAL is a multi-disciplinary open access
archive for the deposit and dissemination of sci-
entific research documents, whether they are pub-
lished or not. The documents may come from
teaching and research institutions in France or
abroad, or from public or private research centers.

L'archive ouverte pluridisciplinaire HAL, est
destinée au dépôt et à la diffusion de documents
scientifiques de niveau recherche, publiés ou non,
émanant des établissements d'enseignement et de
recherche français ou étrangers, des laboratoires
publics ou privés.

<figure><img src="image_2.png" /></figure>

Distributed under a Creative Commons Attribution 4.0 International License
Леменкова Полина Алексеевна

Морфоструктурные особенности глубоководных желобов Тихого океана, проблема их происхождения

25.00.03 «Геотектоника и геодинамика»

Диссертация на соискание степени кандидата геолого-минералогических наук
## Оглавление

<table><tr><td>1.Введение</td><td>5</td></tr><tr><td>1.1.Теоретическое обоснование и практическая значимость</td><td>5</td></tr><tr><td>1.2.Актуальность темы исследования</td><td>6</td></tr><tr><td>1.3. Объект исследования</td><td>7</td></tr><tr><td>1.4.Цель исследования</td><td>7</td></tr><tr><td>1.4.1 Общая цель</td><td>7</td></tr><tr><td>1.4.2 Частные цели</td><td>8</td></tr><tr><td>1.5.Задача исследования</td><td>8</td></tr><tr><td>1.6.Новизна</td><td>9</td></tr><tr><td>1.7.Положения, выносимые на защиту</td><td>11</td></tr><tr><td>1.8.Апробация результатов</td><td>11</td></tr><tr><td>Глава 1. Степень разработанности темы исследования: обзор литературы</td><td>15</td></tr><tr><td>1.1. Предпосылки и краткий экскурс в проблематику</td><td>17</td></tr><tr><td>1.1.1. Глубоководные желоба</td><td>17</td></tr><tr><td>1.1.2. Динамика исследований морского дна</td><td>18</td></tr><tr><td>1.2.Проблематика исследования</td><td>21</td></tr><tr><td>1.3.Пробелы в существующих исследованиях</td><td>22</td></tr><tr><td>1.4.Вопросы исследования</td><td>24</td></tr><tr><td>1.5.Технический подход</td><td>24</td></tr><tr><td>Глава 2. Желоба Тихого океана</td><td>26</td></tr><tr><td>2.1 Курило-Камчатский желоб</td><td>26</td></tr><tr><td>2.2 Алеутский желоб</td><td>30</td></tr><tr><td>2.3 Центральноамериканский желоб</td><td>31</td></tr><tr><td>2.4 Перу-Чилийский желоб</td><td>36</td></tr><tr><td>2.5 Желоб Кермадек</td><td>40</td></tr><tr><td>2.6 Желоб Тонга</td><td>40</td></tr><tr><td>2.7 Желоб Вануату (Новые Гебриды)</td><td>41</td></tr><tr><td>2.8 Желоб Витязь</td><td>42</td></tr><tr><td>2.9 Желоб Новой Британии (Бугенвиль)</td><td>44</td></tr><tr><td>2.10 Желоб Сан-Кристобаль</td><td>45</td></tr><tr><td>2.11 Филиппинский желоб</td><td>46</td></tr></table>
<table><tr><td>2.12 Манильский желоб</td><td>50</td></tr><tr><td>2.13 Желоб Рюкю</td><td>52</td></tr><tr><td>2.14 Желоб Палау</td><td>54</td></tr><tr><td>2.15 Желоб Яп</td><td>55</td></tr><tr><td>2.16 Марианский желоб</td><td>56</td></tr><tr><td>2.17 Желоб Идзу-Бонин</td><td>63</td></tr><tr><td>2.18 Японский желоб</td><td>65</td></tr><tr><td>2.19 Желоб Пюйсегюр</td><td>67</td></tr><tr><td>2.20 Желоб Хикуранги</td><td>69</td></tr><tr><td>Глава 3. Методология</td><td>71</td></tr><tr><td>3.1 Данные</td><td>71</td></tr><tr><td>3.2 Методика</td><td>72</td></tr><tr><td>3.3 GMT</td><td>73</td></tr><tr><td>3.3.1 Батиметрическое картографирование</td><td>76</td></tr><tr><td>3.3.2 Сейсмическое картографирование</td><td>77</td></tr><tr><td>3.3.4. Геологическое картирование</td><td>81</td></tr><tr><td>3.3.6 Моделирование геоида</td><td>82</td></tr><tr><td>3.3.7 Моделирование трехмерной сетки</td><td>84</td></tr><tr><td>3.3.9 Автоматическая оцифровка профилей поперечного сечения</td><td>86</td></tr><tr><td>3.3.10 Моделирование двухмерных статистических гистограмм</td><td>89</td></tr><tr><td>3.3.11 Моделирование трехмерных статистических гистограмм</td><td>89</td></tr><tr><td>3.3.12 Моделирование статистических трендов градиента профилей</td><td>90</td></tr><tr><td>3.3.13 Моделирование поверхности</td><td>90</td></tr><tr><td>3.4 AWK</td><td>91</td></tr><tr><td>3.4.1 Преимущества AWK</td><td>91</td></tr><tr><td>3.4.2 Предварительная обработка данных</td><td>93</td></tr><tr><td>3.4.3 Изменение формы таблицы</td><td>93</td></tr><tr><td>3.5 Октава / MATLAB</td><td>96</td></tr><tr><td>3.5.1 Преимущества Octave</td><td>96</td></tr><tr><td>3.5.2 Обработка данных</td><td>97</td></tr><tr><td>3.5.3 Анализ данных</td><td>97</td></tr><tr><td>3.6 Quantum ГИС</td><td>99</td></tr></table>
<table><tr><td>3.7</td><td>Статистические алгоритмы</td><td>101</td></tr><tr><td>3.8</td><td>Язык R для морской геологии</td><td>102</td></tr><tr><td>3.9</td><td>Язык Python для морской геологии</td><td>102</td></tr><tr><td>3.9.1</td><td>Преимущества Python</td><td>102</td></tr><tr><td>3.9.6</td><td>Анализ данных</td><td>104</td></tr><tr><td></td><td>Глава 4 Результаты</td><td>105</td></tr><tr><td>4.1</td><td>Классификация подводной геоморфологии</td><td>105</td></tr><tr><td>4.2</td><td>Курило-Камчатский желоб</td><td>114</td></tr><tr><td>4.3</td><td>Алеутский желоб</td><td>120</td></tr><tr><td>4.4</td><td>Среднеамериканский желоб</td><td>122</td></tr><tr><td>4.5</td><td>Перу-Чилийский желоб</td><td>123</td></tr><tr><td>4.6</td><td>Желоб Кермадек</td><td>124</td></tr><tr><td>4.7</td><td>Тонга желоб</td><td>125</td></tr><tr><td>4.8</td><td>Желоб Вануату (Новые Гебриды)</td><td>125</td></tr><tr><td>4.9</td><td>Витязь желоб</td><td>125</td></tr><tr><td>4.10</td><td>Желоб Новой Британии (Бугенвиль)</td><td>127</td></tr><tr><td>4.11</td><td>Желоб Сан-Кристобаль</td><td>127</td></tr><tr><td>4.12</td><td>Филиппинский желоб</td><td>128</td></tr><tr><td>4.13</td><td>Манильский желоб</td><td>133</td></tr><tr><td>4.14</td><td>Желоб Рюкю</td><td>135</td></tr><tr><td>4.15</td><td>Желоб Палау</td><td>136</td></tr><tr><td>4.16</td><td>Желоб Яп</td><td>137</td></tr><tr><td>4.17</td><td>Марианская впадина</td><td>138</td></tr><tr><td>4.18</td><td>Желоб Идзу-Бонин</td><td>144</td></tr><tr><td>4.19</td><td>Японский желоб</td><td>146</td></tr><tr><td>4.20</td><td>Желоб Пюисегюра</td><td>147</td></tr><tr><td>4.21</td><td>Желоб Хикуранги</td><td>148</td></tr><tr><td></td><td>Глава 5 Обсуждение результатов</td><td>150</td></tr><tr><td>5.1</td><td>Новизна</td><td>150</td></tr><tr><td>5.2</td><td>Актуальность</td><td>152</td></tr><tr><td>5.3</td><td>Морфология глубоководных желобов</td><td>155</td></tr><tr><td>5.4</td><td>Перспективы ИТ-инструментов для геологии</td><td>157</td></tr></table>
<table><tr><td>Глава 6 Заключение</td><td>158</td></tr><tr><td>6.1. Выводы</td><td>158</td></tr><tr><td>6.2. Краткое изложение</td><td>162</td></tr><tr><td>6.3. Рекомендации</td><td>164</td></tr><tr><td>6.4. Перспективы и будущие разработки</td><td>165</td></tr><tr><td>Список литературы</td><td>167</td></tr></table>
# ВВЕДЕНИЕ

## 1.1. Теоретическое обоснование и практическая значимость

Геоморфологические формы рельефа океанических желобов, их формирование и изменение геоморфологической форм - вопрос особой важности для научного сообщества в морской геологии. Актуальность этого вопроса значительно увеличилось с начала бурного развития информационных технологий (ИТ), инструментов и методов расширенного анализа данных, но их понимание тем не менее остается неоднородным. Поскольку большинство океанических желобов расположены по окраинам Тихого океана, это играет центральную роль для анализа и понимания их образования.

Особые геологические условия, наличие зон тектонической субдукции, обширная территория Тихого океана со сложной системой циркуляции, распространение зоны «огненного кольца» [20], т.е. сейсмически активного пояса землетрясений и вулканических процессов, делают желоба Тихого океана чувствительными к факторам, влияющим на их формирование, которое вызывает изменения в их геоморфологических формах. До 80% землетрясений, зафиксированных сейсмическими службами, сосредоточены в Тихоокеанском «огненном кольце» [6, 7]. Тектонические структуры дня Тихого океана отличаются вариативностью и сложностью форм. В общей классификации можно выделить острова, подводные окраины материков, океанические валы, подводные горы, срединно-океанические хребты, котловины, каньоны, абиссальные равнины, ложе океанических впадин, подводные внутриокеанические каньоны, а также глубоководные желоба, зоны разломов, срединноокеанические хребты и срединноокеанические рифты, которые входят в единую систему рифтов растяжения [11], [8].

В этой связи, уникальный пример надводного продолжения рифтовой системы представляет Исландия, которая является самым крупным океаническом острове, лежащем на продолжении структур срединно-океанического хребта, вместе с тем отличаясь по своему строению [12], [91], [294]. В этом контексте наиболее репрезентативными индикаторами вариаций глубоководных желобов являются геологические и тектонические факторы, такие как динамика литосферной коры, влияющая на скорость и интенсивность субдукции плит, величину и повторяемость подводных вулканов, вызывающих активную седиментацию.

Геоморфология морского дна в желобах зависит от множества факторов, которые в конечном счете влияют на форму рельефа. Эта диссертация рассматривает такие факторы как формирование тектонических плит, субдукцию, историческое геологическое развитие,
расположение основных зон землетрясений и подводных вулканов как основные типы ключевых факторов, влияющих на формирование океанических желобов. Вторичные факторы включают океанические течения, седиментацию и особенности распределение биоты, способствующие седиментации. Используя методы моделирования данных, были сопоставлены и проанализированы формы пересечения профилей 20 желобов в ортогональном направлении для выделения различий и вариации в их геоморфологии.

## 1.2. Актуальность темы исследования

Актуальность диссертации заключается в ее междисциплинарном характере, демонстрирующем сочетание из следующих подходов: 1) систематический анализ геопространственных данных из множества источников; 2) статистический моделирование и обработка данных библиотеками Python и R, AWK и Octave / Matlab; 3) геологический анализ литературы; 4) картографическое отображение и моделирование скриптами Generic Mapping Tools (GMT) и визуализация в QGIS. Диссертация вносит вклад в исследования по Технические скрипты, используемые для расширенного статистического анализа, полностью представлены в Приложении А для повторяемости и применения методов в аналогичных работах.

Формирование глубоководного желоба представляет собой сложный процесс, на который влияет совокупность различных геологических и тектонических факторов, объясняющих процесс его формирования и дальнейшее развитие в зависимости от степени влияния данных факторов, влияющих на морфоструктуру. Попытки исследований желобов по поперечному сечению профилей проводились в прошлом, например, но все же основанные на технических приемах того времени. На настоящий момент в существующей литературе нет работ, основанных на систематическом применениях скриптов GMT для моделирования морфоструктуры океанских желобов, и это исследование способствовало этому вопросу.

В настоящее время изучение морских геологических явлений и сложных процессов с помощью программирования и скриптов является эффективным методом. Быстрое развитие передовых методов анализа данных представляет такие инструменты, как GMT, Octave/MATLAB, R и Python. Использование скриптовых методов особенно эффективно применительно к огромному количеству морских геологических данных (т.н. big data). Обработка больших массивов данных с помощью скриптовой техники картографирования и графической визуализации представляется критически важным подходом, поскольку алгоритмы библиотек предоставляют доступ к точному и быстрому анализу больших массивов данных. Конкретная информация о глубинах труднодоступных океанических желобов может
быть получена для точной визуализации и анализа их подводной геоморфологии от локального до регионального и глобального масштабов.

Однако, несмотря на существующие отдельные публикации, в настоящий момент отсутствует единообразие в изучении глубоководных желобов, а также есть нехватка систематического картографирования желобов применительно к региону Тихого океана. Отсутствие системного подхода к картографированию глубоководных желобов приводит к недостаточному пониманию геоморфологических различий их профилей в разных частях океана: южном и северном, восточном и западном, а также и их особенности, вызванные на геологическими и тектоническими локальные условиями в местах формирования. Эта диссертация направлена на геоморфологическое моделирование, систематическое картографирование, пространственный анализ и классификацию 20 океанических желобов Тихого океана (табл. 1.1.1). В диссертации представлен системный подход к мониторингу и сравнительному анализу морфоструктур глубоководных желобов, образовавшихся в определенных геологических и тектонических условиях на окраинах Тихого океана.

Bathymetry of the Pacific Ocean and land topography

ETOPO1 Global Relief Model 1 arc min resolution grid

<figure><img src="image_3.png" /><figcaption>Рис. 1</figcaption></figure>
### 1.3. Объект исследования

Объектом данной диссертации являются 20 глубоководных желобов, расположенных по окраине Тихого океана (Рис. 1), Таблица 1. Район исследования охватывает Тихий океан. 20 выбранных глубоководных желобов включают следующие: Алеутский, Марианский, Филиппинский, Курило-Камчатский, Центральноамериканский, Перу-Чилийский, Палау, Японский, Кермадек, Тонга, Идзу-Бонин, Новобританский, Сан-Кристобаль, Манила, Яп, Ноогебридский, Пюйсегюр, Хикуранги, Витязь и Рюкю. Это основные желоба Тихого океана, наиболее представительные для геоморфологического моделирования.

## 1.4. Цель исследования

### 1.4.1 Общая цель

Общей целью данной диссертации является сравнительный анализ вариативности геоморфологии 20 глубоководных желобов Тихого океана в их различных сегментах на основе прикладного статистического анализа, поддерживаемого GMT, Octave, Библиотеки Python и R, и геоморфологическое моделирование желобов для классификации и ранжирования их форм рельефа на основе общих характеристик в ортогональном плане:

* Проанализировать вариации геоморфологической формы подводной геоморфологии в 20 глубоководных районах. желоба Тихого океана.

* Выполнить классификацию геоморфологических типов 20 глубоководных желобов на основе их геометрические свойства, отличия и сходство

Следующие типы форм геоморфологических профилей желобов были выявлены и подразделены на семь типов: U-образные (в плане), V-образные (в плане), асимметричный, серповидный, извилистый, удлиненный, каскадный. Для каждого типа (U, V, асимметричный и т. д.) выделены характерные подтипы крутизны: сильная, очень сильная, экстремальная, крутая, очень крутой. Склоны долин классифицируются следующим образом: очень высокие, высокие, умеренные, низкие, в зависимости от кривизны и степени. Классы размеров и уклонов долин анализируются в контексте физической среды, тектонических и геологических условий района желоба.

### 1.4.2 Частные цели

* Картографирование локальных геологические условий в районах расположения 20 глубоководных желобов, на основе имеющихся наборов данных

* Картографирование геофизических свойств (морской гравитации в открытом воздухе и модели геоида) 20 желобов на основе имеющихся наборов данных
* Использование методов алгоритмов программирования (Python и R) для получения моделей взаимосвязи геологических факторов и геоморфологии желобов

* Моделирование с помощью модулей скриптового картографического инструмента GMT для систематического построения профилей поперечного сечения для 20 желобов для сравнительного анализа их геоморфологии

* Выполнение статистического анализа батиметрии. Совместное применение статистических библиотек для анализа и визуализации данных (Python, R, GMT, Octave, AWK) для анализа данных и моделирование показывают значительную неравномерность геоморфологии желобов вдоль окраины Тихого океана и взаимосвязь геологических факторов, влияющих на его структуру.

## 1.5. Задача исследования

В задачу исследования входила построение цепочки автоматизированного рабочего процесса ( workflow ), позволяющего моделировать крупномасштабные профильные поперечные сечения при геоморфологическом картографировании сегментов желобов Тихого океана, а также их количественном сравнительном анализе и классификации. Методология GMT включает последовательные алгоритмы картографических скриптов для визуализации, картографирования, автоматической оцифровки профилей поперечных разрезов, и геоморфологического моделирования желобов. В процессе решения задачи было использовано 50 модулей инструментария GMT- и применено для обработки массивных наборов данных, репрезентативных для 20 желобов по всему региону Тихого океана.

С помощью наборов батиметрических данных высокого разрешения (Общая батиметрическая карта океанов (GEBCO), ETOPO1 и Shuttle Radar Topographic Mission (SRTM)), были смоделированы, проанализированы образцы разрезов желобов, также была проанализирована вариативность форм, крутизны и геометрии кривизны желобов с помощью расчетных моделей для каждого желоба. Таблицы были преобразованы из плагинов QGIS в библиотеки Python и пакеты R, а также от GMT до Octave через языки AWK. Результаты выявили вариации формы и крутизны подводной геоморфологии в 20 желобах Тихого океана. Корреляция между формой геоморфологических профилей и геологических факторов и уровнем тектонической активности (землетрясения, вулканизм, скорость субдукции тектонических плит) подтверждена и проанализирована шкалой крутизны желобов, кривизны и неравномерности форм. Морфологический анализ структуры желобов оценивался по каждому из них по регионам (север, юг, запад и восток Тихого океана).
## 1.6. Новизна

Новизна диссертации состояла в разработке экспериментальных методов GMT, впервые примененных к моделированию именно глубоководных желобов, а также расширении существующих методов пространственного моделирования с использованием языков программирования Python, R, AWK и Octave для моделирования, статистического анализа, визуализации и геоморфологической классификации подводных форм рельефа желобов. Использование методов расширенного анализа данных оказало решающее значение для полученной точной и надежной обработки данных, поскольку понимание форм рельефа морского дна может быть основано исключительно на компьютерном моделировании данных из-за их недоступности месторасположения желобов.

Техническая инновация работы заключается в междисциплинарном подходе, сочетающем ГИС-анализ и статистические методы (R, Python, MATLAB), которые способствуют изучению океанских желобов, при пространственном анализе больших данных. Моделирование закономерностей корреляции геоморфологической структуры и геологических особенностей морского дна в районе желобов имеют решающее значение для моделирования рельефа дна океана. Выбор методологии, инструментов и алгоритмов объясняется целями и задачами исследования. Специфика морской геологии заключается в высоких требованиях к уровню обработки данных.

Наборы данных обрабатывались, вычислялись и анализировались в полуавтоматическом режиме с помощью алгоритмов машинного обучения в картографии. Таким образом, диссертация представляет комплексный подход. Основанные на глубинном анализе геологического строения желобов (представленный в описательной главе 2) и технические подходы, использующие современные алгоритмы анализа данных и эффективную визуализацию путем использования языков программирования и скриптовой картографической программы GMT, не применяемого ранее в существующих работах по сравнительной морфологии глубоководных желобов Тихого океана.

Новизна исследования заключается в представленной систематической классификации и сравнительном моделировании геоморфологических профилей глубоководных желобов Тихого океана, выполненных с помощью последовательного использования современных наборов инструментов для создания картографических скриптов и статистического анализа. Техническая новизна заключается в сочетании GIS, GMT, Python, AWK, R применительно к задачам картографирования и моделирования подводных форм рельефа дна.
## 1.7. Структура

Содержание диссертации: 87 рисунков, 13 таблиц, 40 перечисленных уравнений, 351 цитированных ссылок, 351 наименований в списке литературы, общий объем 268 страниц.
Структура состоит из 10 основных разделов:

1. **Введение**. Представлено краткое изложение объекта, целей и задач исследования.
Во введении выявлен пробел в исследованиях по данной теме, сформулирована проблема. Цель исследования определяет направление исследования, разделены на общую цель (пространственный геоморфологический анализ) и конкретную цель (технические подходы).
Приведено обоснование работа и его актуальность.

2. **Глава 1 (Обзор литературы)**. В разделе представлены объект исследования (20 желобов). Существующие литературные источники рассмотрены. Основные положения опубликованных работ обсуждены. Вопросы исследования и гипотезы подчеркивают и углубляют вводную главу. Введены сокращения в Списке сокращений.

3. **Глава 2 (Региональные условия)**. Район исследования (желоба Тихого океана).
Дается обзор каждого из 20 желобов Тихого океана, представляющий район исследования.
Описаны географические и геологические условия, отражены геоморфологические особенности желобов на основе имеющихся исследований.

4. **Глава 3 (Методология и данные)**. Описаны используемые данные, рабочий процесс GMT, R, Python, алгоритмы скриптов AWK и Matlab. Обсуждается функционал применяемых инструментов, графический вывод представлен в виде графиков, диаграмм и диаграмм. Математические алгоритмы, используемые в статистических моделирование данных и географических информационных системах (ГИС) представлены и перечислены в Списке формул. Таблицы, обобщающие статистические подходы и методы, представлены в Списке таблиц. Графики и карты перечислены в Списке рисунков и Списке карт, соответственно. Полное скрипты и программные коды приведены в Приложении А. Представлены решения картографического скриптового набора инструментов GMT, обеспечивающие высокое качество карт. Представлено обсуждение и описание картографирования различными методами.

5. **Глава 4 (Результаты)**. Представлена классификация и сравнительный анализ геоморфологии 20 желобов, сделанный статистическими методами GMT, R и Python.
Результаты представлены в виде серия тематических карт геолого-геофизической визуализации 20 желобов Тихого океана и их геоморфологическое моделирование.
6. **Глава 5 (Обсуждение).** Представлено обсуждение результатов, полученное в ходе этого исследования, обсуждаются результаты статистического анализа от R и Python. Кроме того, в этой главе дается подробная интерпретация результатов, предполагающих анализ факторов, влияющие на формирование желоба.

7. **Глава 6 (Заключение).** Приведено заключение о проведенном исследовании. Рассмотрено воздействие ключевых факторов, которые влияют на геоморфологическую структуру океанических желобов. В общем виде глава отражает перспективы статистического анализа в морской геологии с использованием GMT и языков программирования. Диссертация заканчивается рекомендациями для дальнейших подобных исследований и обсуждение дальнейших перспектив в аналогичных работах.

## 1.8. Личный вклад автора

Автор лично написала скрипты GMT, использованные для моделирования желобов и тематического картографирования, а также скрипты на языках программирования Python, R и Octave для дополнительного статистического анализа желобов. С использованием данных скриптов автором лично проведено картографирование, 2D и 3D моделирование всех основных 20 желобов, представленных в настоящей диссертации, геологическое описание исследованных районов желобов Тихого океана. Автором лично выполнен отбор и анализ данных на пригодность (разрешение, надежность источника, актуальность) из доступных геофизических, геологических и топографических источников данных. С использованием отобранных данных автором лично проведена обработка данных для картографирования (форматирование, проецирование и подготовка отдельных слоев по координатам профилей) и последующее систематическое картографирование. Все иллюстрации без исключения (как карты, так и графики), представленные в диссертации, являются результатом работы автора: картографирование на основе GMT и частично QGIS с использованием плагинов для цифрования, графики профилей желобов в GMT по авторской методике с использованием модулей GMT, статистические графики, выполненные на основе R, Python и Octave. По выполнении картографирования и технических скриптовых работ, автор лично провела интерпретацию морфологии желобов на основе результатов моделирования, а также анализ вариативности геофизических и геологических условий в областях исследования (мест расположения желобов) на основе визуализации данных. В соответствии с целью и задачами диссертации, автор проанализировала и обобщила обширный фактический материал (как картографические, так и литературные источники), опубликованные в предыдущих
существующих работах. Результаты графического моделирования и картографирования были
использованы автором как иллюстрации в публикациях.

1.9. Положения, выносимые на защиту

* Научное обоснование, комплекс картографических методических решений и скриптовых алгоритмов GMT для геоморфологического моделирования глубоководных желобов Тихого океана находящихся под воздействием региональных тектонических условий и меняющихся скоростей движения литосферных плит.

* Основные пути повышения: i) методической актуальности (численные методы, скриптовые языки и программирование на языках Python, R, Octave); ii) наукоемкости (анализ обширного объема материалов как картографического, так и текстуального типа); iii) информативности (обработка больших массивов геолого-геофизических и геоморфологических данных с неочевидными, нелинейными связями, big data) для комплексных исследований дна океана при совокупном влиянии тектонических и геодинамических факторов, определяющих морфоструктуру дна Тихого океана.

* Теоретическая аргументация методологических решений по созданию методики комплексного картографирования профилей желобов двух- и трехмерным моделированием (2D и 3D-моделирование), описывающих: а) изменение крутизны и уклона профилей при вариативности геологических и тектонических условий; б) изменение геофизических свойств области исследования при вариациях гравиметрии вдоль русла желобов.

* Современный геоинформационных методический комплекс с применением скриптовых решений GMT и статистического анализа на языках Python, R и Octave для исследований изменения морфологических, геометрических и геофизических свойств желобов под воздействием геолого-геофизических региональных эффектов от воздействии вариативности скорости движения и субдукции литосферных плит.

* Западный и восточный регионы Тихого океана отличаются вариативностью типа глубоководных желобов и маркированы U, V-образными и асимметричными формами разрезов поперечного сечения. Сейсмически активные зоны определяют морфологию желобов помимо геолого-геофизических условий, соответственно.

1.10. Апробация результатов

По результатам исследований, выполненных в рамках данной диссертационной работы,
опубликовано 57 печатных работ, из них 12 статей в периодических изданиях,
индексированных в Scopus и Web of Science (входящих в список рекомендованных ВАК), 2 тезиса докладов материалов конференций и 43 публикаций в прочих журналах.

# ГЛАВА 1. ОБЗОР ЛИТЕРАТУРЫ И СТЕПЕНЬ РАЗРАБОТАННОСТИ ТЕМЫ

Океанические впадины являются самыми глубокими областями на Земли. Глубоководные океанические желоба в основном формируются в местах зоны субдукции, по которым литосферные тектонические плиты перемещаются одна под другую. Геоморфологическая форма глубоководных желобов очень разнообразна (V-образная, У-образная, от удлиненной до перевернутой гребневидной, круглые, дугообразные, симметричные или неправильные: лево- или правосторонние), что часто связано с преобладающими движениями тектонических плит, геологическим режимом и субстратом.

Из-за специфических геологических условий океанические желоба имеют уникальное строение и особенности, сформированные в результате сложного процесса. Морфологически представлены как длинные, узкие, крутые впадины на дне океана, желоба расположены на максимальных глубинах, примерно от -7.300 до~ -11.000 м. Существует ряд факторов, влияющих на структуру и формирование желобов: батиметрия, география, геология и тектоника со сложными взаимосвязями между этими детерминантами. В центре внимания данной работы является сравнительный анализ вариативности геоморфологического строения, классификация профилей разрезов и формирование 20 глубоководных желобов (Таблица 1).
Работа представляет вклад в исследования по геологии Тихого океана и подчеркивает взаимосвязь геоморфологических, геологических, тектонических и вулканических факторов влияющие на формирование подводных форм рельефа дна.

<table><caption>Таблица 1 – Основные данные по 20 глубоководным желобам Тихого океана</caption><thead><tr><td>№</td><td>Название желоба</td><td>Макс. глубина, км</td><td>Длина, км</td><td>Широта, км.</td></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>Алеутский</td><td>8,109</td><td>3,400</td><td>59</td></tr><tr><td>2</td><td>Марианский</td><td>11,022</td><td>2,550</td><td>59</td></tr><tr><td>3</td><td>Филиппинский</td><td>10,540</td><td>1,320</td><td>65</td></tr><tr><td>4</td><td>Курило-Камчатский</td><td>10,542</td><td>2,900</td><td>59</td></tr><tr><td>5</td><td>Центральноамериканский</td><td>6,669</td><td>2,750</td><td>34</td></tr><tr><td>6</td><td>Перу-Чилийский</td><td>8,065</td><td>5,900</td><td>64</td></tr><tr><td>7</td><td>Палау</td><td>8,080</td><td>700</td><td>47</td></tr><tr><td>8</td><td>Японский</td><td>8,513</td><td>800</td><td>59</td></tr><tr><td>9</td><td>Кермадек</td><td>10,047</td><td>1,200</td><td>88</td></tr><tr><td>10</td><td>Тонга</td><td>10,882</td><td>1,375</td><td>78</td></tr><tr><td>11</td><td>Идзу-Бонин</td><td>9,810</td><td>2,800</td><td>82</td></tr><tr><td>12</td><td>Новобританский</td><td>9,140</td><td>335</td><td>70</td></tr><tr><td>13</td><td>Сан-Кристобаль</td><td>9,020</td><td>742</td><td>64</td></tr><tr><td>14</td><td>Манильский</td><td>5,400</td><td>648</td><td>76</td></tr><tr><td>15</td><td>Яп</td><td>8,946</td><td>500</td><td>45</td></tr><tr><td>16</td><td>Новые Гебриды</td><td>7,600</td><td>1,200</td><td>34</td></tr><tr><td>17</td><td>Пюйсегюр</td><td>6,300</td><td>835</td><td>65</td></tr><tr><td>18</td><td>Хикуранги</td><td>3,750</td><td>342</td><td>95</td></tr><tr><td>19</td><td>Витязь</td><td>6,000</td><td>413</td><td>47</td></tr><tr><td>20</td><td>Рюкю</td><td>7,790</td><td>2,250</td><td>38</td></tr></tbody></table>

Удаленное расположение, сложная батиметрия и большие массивы данных неизбежно вызывают потребность в подходах машинного анализа данных (т.н. machine learning, ML) в
картографии с целью визуализации, моделирования и картографирования морское дно на экстремальных глубинах, для сравнительного анализа геоморфологии желобов. Разработка эффективных картографических методов, технических средств и точные алгоритмов для анализа данных для картографирования подводного рельефа, способствуют лучшему пониманию структуры морского дна. Эта диссертация имеет целью сравнительный анализ подводной геоморфологии желобов, расположенных в Тихом океане с помощью обработки данных, визуализации, картографирования и моделирования с помощью скриптового инструментария GMT, языков R и Python.

Согласно классификации Международной гидрографической организации (IHO), океанские желоба представляют собой «очень длинные, узкие, экстремально глубокие и асимметричные впадины морского дна с относительно крутыми сторонами». В связи с таким характерным морфологическим признаком, картирование глубоководных желобов всегда ограничивалось как их удаленностью, так и отсутствием высококачественных наборов батиметрических данных по морскому дну [90]. Тем не менее, в наблюдениях Земли происходит непрерывный технический прогресс и данные улучшаются в качестве и доступности (15-секундные растры GEBCO или ETOPO1).

В тоже время совершенствование методов обработки данных (ИТ-технологии) и развитие скриптовых языков позволяют точно отображать и моделировать наименее доступные объекты морского дна на обширных участках в самых удаленных частях желобов. Использование статистических подходов для сравнительного анализа геоморфологии желобов позволяет оценить вариативность их форм, классифицировать и выделить различные формы подводного рельефа. Быстро развивающиеся ИТ-методы произвели революцию в картографировании морского дна, позволив собирать контекстную информацию для визуализации батиметрии и, таким образом, обеспечить создание обновленной базы данных для морской геологии и геофизики. Настоящая диссертация вносит свой вклад в развитие методов анализа данных в морской геологии посредством детализации картографирования океанических желобов и их классификации.

В этом контексте были рассмотрены следующие ключевые вопросы: какие глубины морского дна, являются наиболее повторяющимися для каждого желоба и как можно использовать знания о геологических и тектонических условиях чтобы объяснить различия в их геоморфологии. Большая область исследования и ограниченные наборы данных, доступные для выполнения исследования показали, что на эти вопросы можно ответить посредством
детального картографирования и описания моделирования поперечного сечения профилей в
самых характерных сегментах желобов, выполненное с помощью GMT, QGIS, Python и R.

На основании выполненного обзора литературы, можно сделать вывод, что по сравнению с наземными участками Земли (суши), геоморфология океанических желобов картографирована и визуализирована существенно хуже и недостаточно детально из-за сложного подводного рельефа и технических трудностей регулярной съемки морского дна (здесь имеется ввиду, главным образом, стоимость и сложность организации морских экспедиций). Однако быстрое развитие новых картографических методов, продвинутых методов моделирования и визуализации данных способствовали постепенному прогрессу в картографировании и интерпретации подводной геоморфологии. В общем приближении. глубоководные желоба в поперечном сечении в основном имеют V- или U-образную форму профилей, но тем не менее проведенный анализ показал, что они могут быть гораздо более сложными по форме: корытообразные, асимметричные, наклонные, извилистые в ортогональном плане и похожие на речную долину в плане геометрической формы в плоском 2D-сечении, а также варьироваться в наклонном или 3D виде. Как правило, геоморфология желобов различается по крутизне, кривизне и глубине склона, что рассмотрено ниже.

# 1.1. Предпосылки и краткий экскурс в проблематику

## 1.1.1. Глубоководные желоба

Океанические желоба представляют собой сложную систему с сильно взаимосвязанными факторами: геологией (мощность отложений и тектоника, включая тектонические плиты), батиметрия (координаты, угол наклона, значения глубины в точки наблюдений). Существуют различные геодинамические процессы, влияющие на динамику тектонических рифтов, структуру, а также геоморфологию рифтовых окраин. В настоящее время интерес к геодинамике в области океанов возрос. Анализ причин и последствий геодинамических процессов является ключевой целью океанографических исследований.
<figure><img src="image_4.png" /><figcaption>Рис. 2.</figcaption></figure>

Знание и правильное понимание движущих факторов, воздействующих на геоморфологию океанического дна, дает понимание возможной динамики, накопления и расположение минеральных ресурсов океана, также имеющих значение для экономического развития. Таким образом, учитывая важность глубоководных районов, изучение геоморфологии желобов с точки зрения батиметрии является актуальной задачей. Образование глубоких океанских желобов вызвано погружением остывшей плиты в мантию вызывает и обычно, сопровождается землетрясениями и цунами [56]. Геологическое строение Тихого океана (Рис. 2), равно как и его тектоническая структура (Рис. 3) имеют сложный характер.

При этом, анализ батиметрии дна Тихого океана показывает более сложное и глубокое строение в его западной части (Рис. 1). В Тихом океане имеется 20 глубоководных желобов, включая большие и второстепенные. Особую часть Тихого океана занимает северный и северозападный регионы. Значительную часть северной половины Тихого океана занимает северозападная котловина, с севера ее ограниченная подводной возвышенностью Обручева, с востока - грядой Императорских гор и Гавайским вулканическим хребтом, с юга - цепью подводных гор Маркус-Неккер, с запада - глубоководными желобами: Курило-Камчатский, Японский, Идзу-Бонинский.
<figure><img src="image_5.png" /><figcaption>Рис. 3.</figcaption></figure>

Почти в центре котловины находится массивное сводовое поднятие - подводная возвышенность Шатского [2]. Предыдущие работы обсудили проблему тектоники движения плит [26; 53] и вопросы геодинамики. Дно глубоководного желоба представляет собой фон для всех геологических, океанологических и геохимических процессов, которые отражаются на его форме. Понимание батиметрии океана имеет решающее значение для геологических и тектонических исследований океана. Как отмечается в, распределение высот на Земле или гипсография сильно неравномерна. Наибольшую часть глубин занимают глубокие котловины (4–6,5 км), перекрытые абиссальными равнинами и холмами, тогда как морское дно с глубинами 2–4 км в основном состоит из океанических хребтов и в целом покрывают около 30% всего морского дна океана. Наконец, мелководье и континентальные окраины с глубинами 2 км и менее покрывают лишь небольшую площадь: 15% морского дна. Наконец, долины, подводные горы и подводные каньоны представляют собой лишь второстепенные элементы морского дна. Но в то же время, наибольшие глубины океана заключают в себя потенциал минеральных ресурсов, что объясняет актуальность изучения глубин в желобах.

Геоморфологическая эволюция океанических желобов в Тихом океане во многом определяется разнообразием факторов, включая геологические условия, движения
тектонических плит [25], геофизические процессы, подводный вулканизм, вызывающие интенсивность седиментации и биологические факторы, способствующие осадконакоплению. Ранние исследования океанических желобов подчеркнули взаимосвязь между геоморфологическими структурами глубоководных каналов, конусов, топографией с тектоникой, вулканизмом и динамикой срединно-океанических хребтов, например, Филиппинская задняя дуга [142], а также землетрясениями и гравитацией.

Ранее считалось, что океанические желоба являются сегментами океана с наиболее сильно лимитированной жизнедеятельностью, что вызвано экстремальными условиями, которые вертикальные ограничивают отдельные батиметрические слои и определяют распределение организмов. Высокое гидростатическое давление, температура, соленость, кислород, недостаток пищи, подводный вулканизм, субдукция, отсутствие УФ-излучения являются одними из основных факторов, ограничивающих присутствие, функционирование и расположение биоты в глубоководных желобах.

Давление в желобе увеличивается на 1 МПа на 100 м, достигая 100 МПа в наиболее глубоких местах. Жизнь на такой глубине и при таких глубинах требует регулярного поступления питательных веществ в форме химических веществ, переносимых придонной водой через глубокие течения, циркуляцию и турбулентность вод в желобе для поступления питательных веществ. Сообщества микробов также играют определенную роль в глобальном связывании углерода и углеродном цикле. Современные исследования в области морской биологии открыли новые факты: биомасса и численность фауны увеличиваются с глубиной в некоторых желобах, несмотря на то, что их видовое богатство уменьшаются с погружением вглубь [161]. Обширная структура микробного сообщества и глубоководной фауны, его численность, биоразнообразие и уровень эндемизма хорошо адаптированы к экстремальным условиям у видов, обитающих в желобах.

Таким образом, доказано, существование жизни в глубоководных зонах Тихого океана [193; 212]. Например, среди обнаруженных новых глубоководных видов отметим, например, *Spongicoloides* и *Corbitella*. На распространение видов также сильно влияют океанографические свойства и рельеф желоба [317], т. е. существование организмов на таких глубинах зависит от турбулентности потоков, морфоструктуры желоба и движения подводных течений. Высокая скорость осадконакопления и биомассы, интенсивная микробная активность и хемосинтетические сообщества играют решающую роль в биогеохимических циклах желобов
[28]. В связи с этим глубоководная биосфера заслуживает особого внимания, поскольку это особая территория желобов, где созданы условия для жизни морской фауны.

1.1.2. Динамика исследований морского дна

Актуальность исследований океанского дна нельзя недооценивать. В настоящее время предпринято много попыток понять, в какой степени и как геофизические движения в зонах субдукции влияют на геоморфологию желоба, деформацию и миграцию [190; 168]. Общее концепции и понимание функционирования и текущих проблем в исследовательских работах по глубоководным желобам были рассмотрены в данной диссертации. Например, развитие методов моделирования и прогнозирования землетрясений и цунами в Тихом океане основано на анализе данных для подводных регионов.

В качестве другого примера, используя датасеты долгопериодических сейсмограмм, зарегистрированных как временной ряд за 2006-2014 годы по данным Объединенных исследовательских институтов сейсмологии (IRIS) было обнаружено четкое снижение морфологии Тихоокеанской плиты, которое уплощается в основании верхней мантии [172]. Применение геодинамических данных, связанных с цунами, его возможные причины и последствия доказало, что на самых небольших участках субдукции границ плит происходят значительные оползни, которые вызывают большие разрушительные цунами [208]. Попытки изучения геоморфологии океана, динамики и взаимосвязи между различными факторами, влияющими на его функционирование, приводятся в различных исследованиях.

Исторические вехи до 20 века

История изучения геоморфологии океана постоянно развивается на протяжении 20-го века и до сих пор. Хронология ключевых исследований включает, например, следующие работы: [196; 160; 228]. Понимание разнообразия форм рельефа в подводной геоморфологии - очень сложная задача, в идеале включающая в себя сочетание междисциплинарных подходов: пространственная визуализация данных, геостатистический анализ, геологическое моделирование, применение численных методов и пакетной обработки массивных данных и др.

Вопрос об образовании и строении океанических желобов издавна привлекал внимание науки. Исследования желобов проводились в различных аспектах и ракурсах: батиметрические измерения для оценки объемов минеральных ресурсов, анализ пелагических и биотических сообществ, прогнозирование местоположений и частоты землетрясений. В настоящее время надежные статистические методы разработаны как важные дополнения к традиционным ГИС-методам геопространственного анализа глубоководных желобов океана.
ХХ-й век отмечен систематическим исследованием океана с использованием методов дистанционного зондирования (ДЗ), инструментария ГИС для обработки данных, различных инструментов машинного обучения для статистической постобработки и анализа данных. На сегодняшний день существует множество попыток картографирования и мониторинга морского дна [136; 206] и достижения в области картографирования морского дна постоянно развиваются. Картографирование особенностей подводной геоморфологии и понимание факторов их вариативности центрирует несколько важных компонентов в развитии морской геологии. Во-первых, поддержка пространственных морских наблюдений и управления массивными наборами данных; во-вторых, вклад в экологический мониторинг Мирового океана; в-третьих, получение знаний о форме Земли; в-четвертых, мониторинг и оценка запасов минеральных ресурсов в глубинах океана, имеющая стратегическую цель планирования.

## Прогресс в 21 веке

Быстрое развитие ИТ-технологий в 21 веке позволило проанализировать геологические и данные океанологических потоков используя большие данные, что существенно улучшило качество и скорость изучения морской геоморфологии. В 21 веке к преимуществам применения современных ИТ-технологий для морской геологии относятся, прежде всего, возможность применять языки программирования для анализа данных и открытые наборы данных. Междисциплинарный подход включает в себя геопространственный анализ ГИС, алгоритмы анализа данных, предоставляемые скриптами, библиотеки языков программирования высокого уровня, таких как Python и R.

За последние два десятилетия начиная с 2000 г, наряду с прогрессом в скриптовом программировании и машинном обучении, в некоторых исследованиях представлено использование приложений Python и R. Тестируя функциональность пакетов, алгоритмов и методов, эти работы бросил вызов науке о данных и представили новую методы исследований в геологии и науках о Земле. Тем не менее, большая часть существующих геологических исследований океанических желобов в основном сосредоточены на проблеме субдукции тектонических плит и движениях литосферы [192; 60; 31], имея недостаточное использование методов программирования, и в основном применяя традиционные методы ГИС. Следовательно, в области морской геологии, несмотря на очевидную важность связи между ГИС и алгоритмами программирования пока нет достаточного количества тематических исследований, объединяющих данные области в едином междисциплинарном подходе. Текущая диссертация нацелена восполнить этот пробел.
В настоящее время ценность больших данных в морской геологии неоспорима, поскольку увеличивается объем больших массивов данных, их надежность и точность. Однако вопрос стоит не в необходимости массовой обработки данных, и их хранении, но в том, как эффективно обрабатывать большие структурированные наборы табличных и разноформатных данных, с помощью алгоритмов машинного обучения и методов потоковой обработки данных в морской геологии. Ответ на эти вопросы представляется в использовании алгоритмов статистической обработки данных в библиотеках языков программирования, которые позволяют комплексно обрабатывать массивы данных. В этой диссертации продемонстрирован графический анализ моделей геологических данных с помощью GMT, Python, R и Matlab. А также проиллюстрировано изменением формы таблиц с помощью AWK, что неоценимо в случае больших данных и позволяет обрабатывать данные как поток с помощью скриптов.

Вычисления и обработка данных за счет комбинированного подхода скриптовых инструментов для анализа геоданных (GMT, Python, R, Matlab, AWK) в морской геологии является перспективным динамически развивающимся подходом, нацеленным расширить и дополнить существующие традиционные методы ГИС. Скриптовые языки программирования позволяют иметь дело с огромным количеством геологических данных и обрабатывать их в оперативном режиме. Пакетная обработка больших массивов геологических данных возможна за счет применения методов машинного обучения из областей ИТ. Обработка большого количества данных в морской геологии становится все более актуальной задачей, поскольку они производятся в машинно-генерируемом потоке как результат выборки массивов данных видео и изображений (например, в экспедициях).

Преимущество численных вычислений с помощью языков программирования для обработки таких данных заключается в их эффективности для морской геологии и функциональности при обработке больших массивов данных. Инструменты машинного обучения эффективны для обработки массивов и таблиц, содержащих данные из тысяч выборок. Корреляция между различными частями подводной геоморфологии очень сложна. В тоже время, использование алгоритмов статистической обработки данных позволяет осуществлять обработку в таких объемах. Например, с использованием машинной обработки данных можно выявить корреляции между географическим расположением желобов, формами, геофизическими условиями и подводной геоморфологией [223].
## 1.2. Проблематика исследования

Проблема правильного понимания глубоководных районов морского дна океана заключается в его недоступности месторасположения. Исследование рельефа дна абиссали и глубоководных районов Мирового океана, сформированных в результате глобальных геолого-геофизических процессов [62], является одной из наиболее актуальных и наукоемких областей морской геофизики и геологии. Современное развитие технического совершенствования методов исследования в этой области включает роботизацию и автоматизацию [4]. Как отмечается [214], необходимость в оценке и правильном понимании структуры геоморфология морского дна обусловлена его глубокой взаимосвязью с распределением морских ресурсов. Однако современные знания о структуре морского дна океана недостаточны. В то же время моделирование морского дна имеет решающее значение для точного батиметрического картографирования. Большинство методов моделирования океана не используют статистическому анализ на Python и R в достаточной мере, а также скриптовое картографирование GMT, когда большие наборы данных обрабатываются набором встроенных математических алгоритмов.

В различных статьях сообщалось о проблемах динамики, тектоники глубоководных океанических плит, глубокие экосистемы функционирование и развитие [316]. Было сделано много попыток по изучению взаимосвязи между факторами, участвующими в формировании желоба. Однако определенные ограничения в этих исследованиях, вызванные объектом исследования, определяют их ограниченность, т.к. подводные желоба являются наименее доступной формой суши на Земле для непосредственных наблюдений, требующие применения передовых методов численного моделирования.

Кроме того, подводная эрозия в пределах основной формы желоба и корректирующих участков откосов, играет важную роль в формировании их геоморфологии. Как уже было отмечено выше, из-за их физической недоступности, океанические желоба отличаются от других объектов на Земле. Сообщается о различных исследованиях геологической вариации желобой с неравномерным распределением различных морфологических форм. Среди них вопрос о том, как меняется форма желоба и каковы факторы, влияющие на его геоморфологию, является наиболее сложной задачей ввиду важности данных сегментов для всего океана.

Ограничения в морских геологических исследованиях связаны с дороговизной морских экспедиций. Использование доступных наборов геоданных с открытым исходным кодом устраняет эту проблему за счет использования открытых геопространственных данных и их
обработки в ГИС и языках программирования с открытым исходным кодом (R и Python). Точно так же Python на основе статистического набора статистических библиотек, таких как Numerical Python (NumPy), Scientific Python (SciPy), Статистические модели (StatsModels) [272] и Matplotlib представляют собой эффективный, бесплатные и доступный методы для обработки и моделирования морских океанологических данных. К другим подходам и методам ГИС, использовавшимся для моделирования морского дна, самой недоступной части Земли, относятся. например: echo-зондирование [344], метод профилометрии проводимости-температуры-глубины (CTD), акустические методы, непрерывное профилирование с помощью однолучевых систем и возможность покрытия дна, многолучевые системы, компьютерное моделирование.

Региональные исследования морской геологии желобов Тихого океана [86; 87] моделирование и прогнозы, сделанные на основе анализа геофизических параметров, сыграли важную роль в понимании текущих проблем морских геологических исследований. В концепции этих отчетов растяжении океанической литосферы морского дна (spreading), субдукции тектонических плит, континентальном дрейфе и плитех, тектоника Тихого океана анализировалась и обсуждалась. Понимание глубокой связи между различными факторами океанских желобов дает ключ к правильному моделирование месторасположения полезных ископаемых и прогнозу динамических процессов, например, землетрясений. Исследования таких сложных объектов требуют численного подхода.

Решения, предлагаемые передовой обработкой данных, являются эффективным инструментом для анализа массивов данных в морской геофизике, геодинамике и тектонике. Например, связывание наборов растровых данных и геологических данных по линеаментам тектонического спрединга с морским дном, и процессы, в конечном итоге формирующие существующие батиметрические формы, можно интерполировать как геоморфологические модели в более крупном масштабе, чтобы обеспечить основу, в которой может быть выполнено подробное картирование морского дна. Таким образом, нельзя недооценивать важность точности скриптовых методов картографирования и статистической обработки данных для морской геоморфологии.

### 1.3. Пробелы в существующих исследованиях

Данная диссертация была направлена на восполнение пробела в классификации и систематическом картографировании глубоководных желобов Тихого океана. Технически, пробел заключается в отсутствии междисциплинарных исследований, сочетающих
программирование и исследования в области наук о Земле путем сочетания преимуществ
языков программирования (например, Python, R, AWK) и картографирования в морской
геологии. Данная работа знакомит с применением передовых методов анализа данных
применительно к изучению подводной геоморфологии. Новизна подхода состоит в применении
функционала языков высокого уровня, Python и R, а также применимость алгоритмов
машинного обучения в морской геологии GMT, делая шаг в сторону от использования
ционных ГИС.

Методологически эта диссертация способствовала восполнению вышеупомянутых
пробелов в существующих исследованиях, применяя методы машинного обучения к анализу
данных о геологии и тектонике морского дна с геоморфологическим анализом, градиентным
моделированием и классификацией желобов. Техническое применение GMT, Python и R было
использовано для написания алгоритмов в геоморфологическом анализе. Методическая
интеграция нескольких языков программирования с GMT в морской геоморфологии на примере
20 желобов Тихого океана является новаторским методом, представленным в данной работе.
Алгоритмы, примененные для геологических, геофизических и топографических данных,
позволили получить более детальное представление о геоморфологии морского дна.
Статистические методы и расширенный анализ данных на основе графиков, построенных
методами машинного обучения, могут широко применяться в подобных исследованиях и
направлены на моделирование вариативности рельефа морского дна.

Методов машинной обработки геопространственных данных применяются в морской
геоморфологии относительно недавно. Однако, использование языков программирования
высокого уровня по-прежнему требует особого внимания ввиду отсутствия комплексных
методов по внедрению алгоритмов машинного обучения в геоморфологии. Текущее состояние
исследований в области геоморфологии включает методы поддерживается в основном ГИС.
Хотя некоторые работы фрагментарно включают скрипты Python как плагины, встроенные в
ГИС, лишь относительно небольшое количество работ полностью используют
программирование. С другой стороны, методы ГИС для моделирования в значительной степени
способствуют лучшему пониманию структуры рельефа океанских желобов.

Следовательно, эта диссертация имеет как теоретическое, так и практическое значение
для понимания взаимодействия различных факторов, влияющих на подводную структуру
желобов Тихого океана. Геоморфологическое моделирование и сравнительная оценка
топографии 20 основных глубоководных желобов Тихого океана представлены на основе
автоматически сгенерированных разрезов профилей и анализа их геологических, геофизических и тектонических условий, что позволяет выделить различия между их локальной структурой и визуализировать морфологическую вариативность рельефа дна в разных сегментах.

Взаимосвязь подводной геоморфологии, батиметрии и тектонических условий желобов может быть выявлена путем сравнения геоморфологических характеристик (например, крутизны склона) и геологических условий (седиментация). Вариации в структуре подводной геоморфологии происходят из исторических факторов (геологическое время), вызванные множеством факторов воздействия [337]. Для оценки взаимосвязи между факторами влияния на морфологию желоба могут применяться методы расширенного моделирования и статистического анализа. Примеры исследований корреляции между различными факторами, влияющими на океан функционирование приводятся в существующей литературе, нацеленные на анализ взаимосвязи между геологией, седиментация и океаническими формами рельефа с использованием имеющихся методов.

## 1.4. Вопросы исследования

Это исследование отвечает на три вопроса, направленных на описание и характеристику вариаций и выполнение классификации в геоморфологических типах 20 желобов с использованием методов анализа данных (GMT, R, Python, AWK). Для систематического моделирования профилей поперечного сечения желобов и оценки их геологических, тектонических, географических, океанологических и батиметрических применено сочетание статистических методов, ГИС и программирования. Вопросы исследования данной диссертации включают в себя следующие: i) Отличаются ли глубоководные желоба по геоморфологии по геологическим и географическим условиям на окраинах Тихого океана? ii) Какие факторы влияют на геоморфологию желобов и какие из них наиболее влияющие? iii) Какую классификацию форм геоморфологических форм в ортогональном плане можно предложить для желобов Тихого океана?

## 1.5. Технический подход

Основными техническими инструментами данного исследования являются инструменты GMT и ГИС с открытым исходным кодом (QGIS) и языки программирования: R, Python, Октава, AWK. Выбор статистических методов для моделирования морского дна является важным шагом в планировании исследования. Доступные данные могут отличаться в зависимости от текущего объема исследования, будь то структура осадочного чехла,
геометрические особенности глубоких горизонтов (угловая крутизна), скоростные
характеристики волн, отраженные плотностью пород, подводные землетрясения,
глубоководные океанские течения. Методологический подход требует тщательного
отображения набора данных с целью статистического анализа.

Методология исследования основана на применении различных подходов со
специальными инструментами для пространственного анализа векторных и растровых данных
для изучения морского дна, обработки атрибутивных данных: геоморфология и геология,
геофизические поля и тектоника литосферных плит. Разнообразие научных задач и
необходимость изучения различных аспектов рельефа морского дна в желобах, привели к
разработке специализированных геологических и геофизических методов и статистического
инструментария. Несмотря на существующие традиционные ГИС, скриптовые библиотеки
программирования предоставляют более эффективные возможности для обработки данных.

Предлагаемый подход комбинированного анализа данных с помощью GMT, QGIS, R и Python для пространственного и статистического анализа позволил провести моделирование больших наборов данных и картографирование в морской геоморфологии. Проблема в оценке больших массивов геологических данных (несколько тысяч выборок) касается трудности ручного картографирования и определения правильных алгоритмов при вычислениях и анализе распространения данных. В последнее время в географических науках возросла потребность в применении точных алгоритмов машинного обучения относительно важности выбора эффективного метода визуализации и вычисления данных.

Для решения этих проблем были использованы библиотеки данных Python Pandas: для
оптимизации структуры данных, выбор правильных частей из фрейма данных (столбцы, строки
в массивах данных), построение графиков. В методической части диссертация представляет
автоматизированный рабочий процесс на основе GMT, позволяющий визуализировать ряд
крупномасштабных профильных разрезов 20 желобов для их сравнительного
картографирования на основе данных высокого разрешения (GEBCO, SRTM_15) с целью
сравнительного анализа и классификации форм рельефа желобов. 50 модулей GMT были
использованы для обработки данных и картографирования 20 желобов Тихого океана.

Диссертация представляет собой комплексный подход к геоморфологическому
моделированию данных. Классические подходы картографирования ГИС и других
инструментов геоинформатики включают, обработку данных ДЗЗ, навигационных карт и
моделирования данных [332], статистический анализ. Однако использование GMT и
статистического моделирования наборов данных с помощью R, Python и GMT являются более эффективными методами для работ по геодинамике, геоморфологии и геофизике морского дна.

# ГЛАВА 2. ЖЕЛОБА ТИХОГО ОКЕАНА

## 2.1 Курило-Камчатский желоб

Курило-Камчатский желоб (ККЖ) - океанический желоб глубиной более 5000 м, расположенный на границе Охотского моря (Рис. 4). Географически, ККЖ продолжается на юго-восток от побережья Камчатки, параллельно цепи Курильских островов и встречается с островом Хоккайдо [58]. Рельеф Курильской островной гряды крайне сложен. Острова Большой Курильской гряды являются вершинами горного хребта, простирающегося от о-ва Хоккайдо на юге до п-ова Камчатка на севере [82; 83]. Многие вулканы Курильской островной гряды скрыты под водой. В частности, экспедициями Института океанологии было обнаружено 47 подводных вулканов [10]. В геологическом отношении ККЖ представляет собой границу большой зоны субдукции Тихоокеанской тектонической плиты под Охотскую [127], которая вызывает неравномерность его батиметрии и морфологической структуры [51].
<figure><img src="image_6.png" /><figcaption>Рис. 4.</figcaption></figure>

Подводная геоморфология морского дна ККЖ, сформирована в результате сложного взаимодействия геологических субстрат, водной толщи и ряда геофизических процессов и явлений. В пределах Курильской островной гряды фрагменты внешней гряды представлены северным и южным блоками хр. Витязь, которые отделяют со стороны Тихого океана Срединно-Курильский междуговой прогиб. данный прогиб интенсивно заполняется терригенным материалом, привносимым со стороны Курильских островов. При этом в пределах южного и северного окончаний Курильской гряды фрагменты хр. Витязя и междуговой прогиб практически погребены осадками [74, 75].

В результате вариации в распределении морфологических форм рельефа в желобе были вызваны непрерывным влиянием различных факторов на протяжении всей истории его формирования. Охотское море - полу-замкнутое, не изолированное, структурно связанное с Тихим океаном через проливы Буссоль и Крузенштерн, имеет максимальную глубины 3374 м.
Самым глубоким из глубоководных проливов к северо-западу от Тихого океана является Буссоль с глубинами до 2300 м [133]. ККЖ делится проливом Буссоль на южный и южный северные части. Поскольку геологические факторы различаются в северной и южной частях желоба, это влияет на его геоморфологию.

Верхние водные массы района ККЖ сильно развиты под влиянием течений в противоположных направлениях: Оясио, идущее из Арктики на юг в Тихий океан и Куросио, идущие из Южного Китая и проходящее в северо-восточном направлении. ККЖ характеризуется геометрически длинной узкой, удлиненной, глубокой и асимметричной впадиной морского дна с крутыми спусками. Вместе с Алеутским желобом он представляет собой сплошное сложное покрытие площадью 254.740км². ККЖ распространен вдоль Курильских островных дуг и массивов Евразийского континента, возник в ассоциации с островодужной системой, где Тихоокеанская тектоническая плита погружается под Североамериканскую и Охотскую плиты. Охотская плита представляет собой область залегающих активных грабенов к югу от цепочки небольших осадочных бассейнов в горах Черского [329]. Геоморфологические и топографические особенности п-ва Камчатка находятся под влиянием климата и гляциологических эффектов (ледниковые цирки) [106].

Южная часть Большой Курильской гряды включает большие острова Кунашир, Итуруп и Уруп, составляющие система острова-дуга-желоб. Эта часть приурочена к зоне субдукции северо-западной части Тихого океана [19]. Топографические и геоморфологические особенности желоба в его северной части отличаются от таковых, расположенных южнее, у группы подводных гор. Как было упомянуто выше, отличительной особенностью ККЖ является разделение на две его части: северный и южный сегменты у пролива Буссоль. Формирование желоба зависит от воздействия местных геологических и геофизических условий, меняющихся вдоль желоба. Геологические условия района исследований характеризуются высокой сейсмичностью, повторяющимися землетрясениями и тектонической нестабильностью, вызванной субдукцией плит [32]. Очаговые зоны роев и эпицентры большинства землетрясений, генерирующих цунами, приурочены к подводным горам на хребте-барьере между Камчаткой и глубоководным желобом [1]. Геологические факторы различаются в северной и южной частях, что закономерно влияет на геоморфологию (Рис. 5).
<figure><img src="image_7.png" /><figcaption>Рис. 5.</figcaption></figure>

Тектонические свойства ККЖ взаимно влияют на геоморфологию суши и подводных лодок. Таким образом, как отмечается, расположение ККЖ на месте встречи активных Курило-Камчатских и Алеутских дуг вызывает сильную тектоническую активность на побережье полуострова Камчатка. Геоморфологическая характеристика включает возвышение многоуровневых сильно приподнятых морских террас, смещенных по действующим тектоническим разломам. Кроме того, тектонические движения вызывают поднятие прибрежных отложений.
ККТ относится к чилийскому типу тектонической субдукции, который имеет пологое наклонное падение со скоростью ок. 2 см/год и межсейсмическое упругое укорочение 1-2 мм/год. Высокая боковая скорость в более мелком клине мантии объясняет как тектонику субдукции сжатия, так и обратное сжатие дуги в ККЖ. Это приводит к аномалиям сейсмических скоростей в мантии под слоем ККЖ, как показано на томографических изображениях. Несмотря на возраст Тихоокеанской плиты, резкого изменения возраста на морском дне вдоль ККЖ не отмечено, и старая Тихоокеанская плита омолаживается на севере ККЖ в районе подводной горы Мэйдзи Гайот.

Курило-Камчатская зона субдукции, часть Тихоокеанского «Огненного кольца», образует северную часть Курило-Камчатской вулканической дуги в северо-западной части Тихого океана. Скорость субдукция Тихоокеанской плиты под Евразийской плитой составляет около 79 мм год-1 или 8-9 м за столетие по ККЖ. Это вызывает высокую сейсмическую и вулканическую активность, что делает этот регион одним из наиболее тектонически активных сейсмических регионов мира, обладающим реологическими неоднородностями мантии активнйо окраины Тихого океана [14; 71]. В частности, одна из самых активных вулканических дуг в мире расположена на восточном побережье Камчатки [190]. Анализ ряда исследований землетрясений в районе южной части Охотского моря на регулирующем п-ове Камчатка показал, что в настоящее время действует 29, из 500 и 300 потухших вулканов на п-ове Камчатка в районе ККТ.

Южная часть ККЖ отличается от северной, что подтверждается недавними исследованиями [229], где это продемонстрировано на примере Южных Курил, поскольку интенсивные флюидные тепловые потоки в континентальной литосфере являются причиной образования магматических очагов и развития вулканизма и полиметаллических руд в этом регионе. Более 700 землетрясений с гипоцентрами >50 км регистрируются в фокальной зоне ККЖ [116]. Отдельные землетрясения показывают большие вариации сейсмического сдвига и распределения форшоков и афтершоков, демонстрирующие пространственную неоднородность в уровне напряжений и геологических условиях вдоль границы тектонической плиты.

Северная часть ККЖ, расположенная к северу от пролива Буссоль, представляет собой географически сложный регион с более мелкими островами, чем в других частях Курильской вулканической дуги, карта 3.3.9. Эта район отличается аномально высоким тепловым потоком на дне океана. Уменьшенная термическая толщина Тихоокеанской плиты при ее погружении в северную часть ККЖ указывает на нижележащий мантийный плюм, а также на то, что тепловая
толщина подстилающей плиты меньше ожидаемой по сравнению с нормальной океанической пластина такого же возраста [65; 340; 341].

Исторически сложилось так, что зона субдукции ККТ испытала множество крупных цунами вдоль желоба. Сообщения о сейсмичности ККЖ предоставлены многочисленными исследованиями [321]. Максимальная глубина сейсмичности вдоль ККЖ постепенно изменяется от ок. 600 км до ок. 300 км по широте и увеличивается в центральной части от ок. 50° с.ш. до приблизительно 54° с.ш. [190], а затем резко снижается на глубину 100 км к северу. Частота возникновения цунами на острове Шикотан, южной оконечности Курильской островной цепи - 1 раз в 250 лет. Наиболее активным участком зоны субдукции ККЖ являются южные Курильские острова и Хоккайдо: участки с девятыю землетрясениями с магнитудой 7.5-8.5. Более сильные землетрясения с магнитудой 9.0 баллов каждые ок. 500 лет зафиксированы только на острове Итуруп. Такая сейсмическая обстановка в ККЖ делает этот район на северо-западе Тихоокеанское побережье регионом, особо подверженным цунами. Механизм очага сильнейших землетрясений (М>5) в южной части ККЖ влияет на ориентацию желоба через основные зоны трещинноватости по направлению и типу геоморфологических смещений.

Формация ККЖ подвергается воздействию местных геологических, геофизических и океанологических условий, которые возникли в результате сложного процесса движений и субдукции тектонических плит (Рис. 5). В то же время, есть локальные различия в северной и южной частях морского дна, которые влияют на форму склонов желоба. В зоне субдукции Тихоокеанской плиты эти поперечные сечения наклонного желоба иллюстрируют земные процессы субдукции и отложения глубоководных отложений в желобе в его обоих сегментах. Система рассеивания наносов желоба образует два различных типа: первая - параллельная желобу и вторая - система перехода желобов. Геологические параметры, показанные на Рис. 5 показывают линии трещин, которые преимущественно имеют юго-восточное направление, показывая перпендикулярные направления и протягиваются в общем направлении желоба.

Геоморфология ККЖ включает основные подводные формы рельефа, связанные с процессами седиментации, вулканической деятельности, тектоникой, историей геологического образования и региональными океанографическими процессами. Среди наиболее важных из них отметим следующие:

* система связанных подводных каньонов и каналов;

* овраги и глубоководные веера, расположенные на склонах;

* потоки мутных наносов;
* рвы и глубинные каналы, вызванные циркуляцией океана;

* вращательные глубинные оползни, вызванные нестабильностью откосов желоба и массовым транспортом, связаны с геологической структурой подстилающих пород;

* кратеры, связанные с процессами глубоководного потока флюидов.

Формирование разнообразных форм рельефа, включая террасы и откосы желоба, отражает комплексное воздействие ряда факторов. К ним относятся тектонические, осадочные, геодинамические, биохимические процессы и гидродинамические явления. На островном склоне желоба отмечено присутствие олигоцен-раннемиоценовых отложений [18]. В результате, геоморфологический характер морского дна как в южной, так и в северной части желоба зависит от местных и региональных факторов. Формы Большой Курильской цепи являются естественным барьером, отделяющим бассейн Охотского моря от Тихого океана цепью островов, прилегающий ККЖ и разделенный на 2 части проливом Буссоль. Боковые откосы ККЖ образуются совокупным воздействием геологических, сейсмических и осадочных факторов на субдуцирующую тектоническую границы плиты.

## 2.2 Алеутский желоб

Алеутский желоб (АЖ) расположен в северной части Тихого океана (Рис. 6) вдоль побережья и Алеутского моря и Алеутских о-вов в зоне субдукции тектонических плит [77]. В геологическом отношении дуга Алеутских островов классифицируется как аккрецирующая окраина, при этом большая часть дуги имеет хорошо развитую фронтальную призму, сформировавшуюся в плио-плейстоцене. Центральный Алеутский вулканический фронт мигрировал к северу 30-60 км с момента завершения формирования дугового массива в позднем эоцене. АЖ имеет слабую связь между поверхностной тектонической плитой и погружающимися плитами. Региональная сейсмичность Алеутского моря вызывает цунами, которые затрагивают удаленные регионы [322], из которых зафиксированное в 1946 году было, безусловно, самым сильным. Дальнейшие исследования эффектов сейсмичности, очагов землетрясений и их распределения в районе Алеутских островов рассмотрены в различных работах [176]. Тектонически, Алеутско-Командорская цепь продолжается на п-ове Камчатка.

Структурная эволюция области тройного сочленения Камчатки и Алеута в мезозое и третичном периоде была подверглась воздействию Кроноцкой зоны субдукции и столкновения Кроноцкой дуги с Северо-Восточной окраиной Евразии [96]. Алеутская тектоника глубоко связана с Курило-Камчаткой, поскольку Алеутский трансформный разлом отделил блок Кроноцкого террейна от Тихоокеанской плиты [181]. Существующие исследования [198]
рассматривают подробно переход структуры земной коры из океанической в континентальную дугу в районе Алеутских островов. Геологический состав андезитового субстрата в АЖ образуется как расплав из субдуцированной коры Тихого океана [227]. Подробнее особенности геологического и биологического ареала Алеутских островов отражены в соответствующих исследованиях. Интересный пример существующей картографической работы в виде контурной батиметрической карты 1945 года можно найти в [313].

<figure><img src="image_8.png" /><figcaption>Рис. 6.</figcaption></figure>

Процессы глубоководной терригенной седиментации формируются переносом эрозионных материалов от прилегающего участка суши. Основные процессы включают транспортировку, осаждение и повторное осаждение седиментационных материалов. Происхождение глубоководных отложений АЖ разнообразно: терригенный материал попадает в океаны через таяние айсбергов и ледниковые отложения, вынос устьев рек, постепенно перенесенный на морское дно, а также материал, перемещенный эоловыми процессами. Обычно отложения, переносимые реками, отлагаются в пределах сублиторали шельфа, и редко достигают в более глубокие участки континентального склона и тем более абиссальных бассейнов. Однако отложения, отложенные на шельфе, могут переместиться и в более глубокие
части океана, включая желоба, из-за дальнейшего их движения от края шельфа вглубь, а также лавинной седиментации, т.е. гравитационных потоков. Глубинные течения проходят через АЖ, оказывая воздействие на циркуляцию придонных вод, протекающих через желоб.

Толщина отложений АЖ составляет менее 10 м, они сложены мягкой слоистой глиной фрагментированной песчаным пеплом. Эти глинистые отложения покрывают очень пологую террасу шириной 500 м [159]. Токи мутных отложений, вызывающие накопления турбидитов, образуются на внешнем шельфе и верхнем континентальном склоне, и попадают в осевую часть желоба с осадками, транспортированными через подводные каньоны. Скорость таких отложений на дне желобов во многом зависит от объемов поступающих наносов от 300 до 3000 мм/тыс лет [210]. В результате такого осаждения более одного километра отложений накопилось в южной части АЖ за последние несколько сот тысяч лет.

## 2.3 Центральноамериканский желоб

Центральноамериканский желоб (ЦЖ) расположен вдоль восточной окраины Тихого океана (Рис. 7). Тестируемый участок сосредоточен на Гватемальском желобе, южной части ЦЖ, расположенной на плите Кокос между хребтом Техуантепек, протяженностью до Кокосового хребта, отрезок между координатами 96°з.д.-82°з.д., 7 °с.ш.-17°с.ш. (Рис. 7), у побережья Средней Америки расположен в месте субдукции Кокосовой плиты, молодой тектонической плиты, под Тихим океаном у побережья центральной Америки.

<figure><img src="image_9.png" /><figcaption>Рис. 7.</figcaption></figure>
Плита Кокос была создана в результате разрыва плиты Фараллон на две части, которые положили начало двум тектоническим плитам: Наска и Кокос. В свою очередь, плита Кокос ограничена северной границей Американской плита на северо-востоке, Карибской плитой на юге, Тихоокеанской плита на западе и Наска на юге. ЦЖ уникален среди других тихоокеанских желобов, поскольку имеет сложный характер и различается морфологически в разных частях.

Неотектоника ЦЖ состоит из двух отдельных частей с различными морфологическими характеристиками плиты и геологии в его северной и южной частях. Разделение между обеими частями происходит по хребту Теуантепек, линейному подводному хребту, расположенному у западного побережья Мексики в Тихом океане. Хребет является остатком старой зоны разломов и сформировался как зона трансформного разлома вдоль Восточно-Тихоокеанского поднятия, в результате изменения движения Тихоокеанской плиты.

<figure><img src="image_10.png" /><figcaption>Рис. 8.</figcaption></figure>

Северную часть ЦЖ, расположенную у побережья Мексики, иногда называют желобом Акапулько. Этот малый желоб является частью Восточно-Тихоокеанского поднятия,
простирающегося от Халиско до хребта Теуантепек. Регион Акапулько был инициирован
большим сдвигом, в результате которого платформа Гондурас сместилась на приблизительно
800 км, срезав мексиканскую морфологическую структуру. В северной части ЦЖ проходит
вдоль континента Северной Америки вдоль Мексики до поперечной зоны Средней Америки.

ЦЖ граничит с континентом до Средней Америки (Рис. 8). Зона. В тектоническом
отношении южная оконечность североамериканского континента является особым местом из-за
изменения направления сжатия плит: в период от позднего мела до палеоцена, с севера на юг
сжатие между Северной и Южной Америкой было преобладающим, поэтому система надвига
Карибского бассейна была доминирующей [326]. Однако ситуация изменилась со времен
плиоцена и доминанта направления движения сместилась с запада на восток [105]. В общем
направлении ЦЖ простирается на северо-запад, отмечая границу Карибско-Кокосовой плиты в
восточной части Тихого океана.

Южная часть ЦЖ, расположена у Средней Америки. Район исследования выбранный в
данной работе, где оцифрованы разрезы поперечного сечения профилей, расположен в
квадрате, окаймленном координатами: 94°W-87°W, 11,5°N-15°N. Южная часть ЦЖ
образовалась в результате зоны субдукции, относящейся к францисканской зона субдукции в
Северной Америке, где Панамский перешеек перекрыт огромным слоем третичных
вулканических поверхностных отложений. Здесь ЦЖ возник из древней зоны субдукции и
сложен мезозойскими океаническими отложениями и океанической коры [105]. Кокосовый
хребет служит границей для начала простирания характерной широкой континентальной
окраины ЦЖ. Верхнеюрские-меловые-третичные океанические отложения встречаются на
склоне Гватемальской впадины, южной части ЦЖ, а также в комплексе Никоя на Коста Рика.
Деформации конвергентной границы тектонических плит МАТ коррелируют с
гравитационными и тектонические процессами, вызванными субдукцией.

Геохимия отложений ЦЖ представлена оливин-плагиоклазовыми фировыми базальтами,
магматическими породами, плагиоклазами фировыми высокоглиноземистыми базальтами.
Базальты 7-метрового слоя, перекрытые 150-метровыми осадочными слоями, обнаружены на
участке Кокосовой плита ЦЖ. Петрографические особенности базальтов ЦЖ типичны для
базальтов дна океана: субафировые, с преобладанием вкрапленников плагиоклаза над
вкрапленниками оливина, сложенного многочисленными микролитами плагиоклаза, оливина,
клинопироксена и редких микрокристаллов шпинели, а также частично расстеклованного
коричневого стекла. Однако, несмотря на то, что одни базальты похожи на океанические
толеиты, другие имеют состав переходный к островодужным толеитовым базальтам. Как описано [167], это может указывать на наличие магматизма в зоне конвергенции океанической и континентальной или островодужной коры. Петрохимические условия базальтов ЦЖ отличаются составом, типичным для океанических толеитов и переходным к островодужным толеитам с развитой дифференциацией высокоглиноземистых разновидностей в обоих типах пород. Такой переходный тип базальтов отличаются от пород океанических и островодужных базальтов значениями содержания TiO₂ и отношение K₂O / K₂O / Na₂O.

Среди других глубоководных желобов химически близкие к ЦЖ толеитовые базальты обнаружены на поперечных разрезах желобов Филиппинского и Яп. Молодой возраст некоторых базальтов океанских склонов ЦЖ также может указывать на признаки местного магматизма, вызванного зоной конвергенции океанической и континентальной коры, расположенной в близости от желоба. Этим объясняется извержение переходных базальтов как океанических и островодужных толеитов в ЦЖ. Вторичные минералы базальтов ЦЖ на изученных профилях включают хлорит, тальк, кальцит, филлипсит, слюду и смешанный хлорит-монтажориллонит заполняющий жилы в базальтах желоба [241]. ЦЖ проходит параллельно древним структурам, что можно объяснить процессами палеосубдукции. Напротив, желоб Акапулько, который является северной частью ЦЖ, пересекает геологические сооружения южной Мексики. Также заметны различия в южной и северной частях ЦЖ со стороны суши и океана.

Таким образом, влияние хребтов Теуантепек и Кокос различно на со стороны океана, но очень слабые с континентальной стороны ЦЖ. Со стороны океана оба хребта ограничивают ЦЖ континентальным шельфом Средней Америки, но на континентальной стороне хребта Теуантепек есть лишь небольшое смещение геологических структур, тогда как на Кокосовом хребет в целом наблюдаются поднятия [105]. Система крупных активных трансформных разломов «система Мотагуа-Полочик» состоит из разлома Мотагуа и разлома Полочик. Разлом Мотагуа проходит через Среднюю Америку, продолжаясь в прибрежных водах, пока не сливается с ЦЖ вблизи Акапулько, являющегося частью тектонической границы между Североамериканскими и Карибскими плитами. Разлом Полочик расположен на севере и параллельно продолжает разлом Мотагуа, продолжая направление движение между Североамериканской и Карибской плитами.

Разлом Мотагуа вызвал несколько крупных землетрясений, включая землетрясение в Средней Америке 1976 г. мощностью 7,5 МВт. В геологическом строении ЦЖ следует отметить
палеозойские кристаллические породы фундамента, мезозойские интрузивные магматические породы и осадочные породы, охватывающий меловой период до плейстоцена. Субдукция Кокосовой плиты в палеогене вызвала извержение вулканов, которое привело к активному таянию и образованию магмы в районе ЦЖ. Вулканическая активность в основном отмечена вдоль Тихоокеанской вулканической цепи, которая проходит параллельно ЦЖ.

Северная часть района ЦЖ отмечена расположением блока Хортис, группы пород, возникшей как континентальная кора в Никарагуа. Структура полуострова Никоя (юго-восток на карте 2.3.3) в основном образована вулканогенно-осадочной серией, определяемой ассоциациями радиолярий верхнеюрского и мелового периода. Распределение офиолитов и других геологических особенностей представлено на карте 2.3.3. Карта-схема геологической обстановки района ЦЖ отражена на карте 2.3.3, составленной на основе доступных данных из Геологической службы США (USGS): батиметрия, тектоническое направление движения плит, расположение вулканов, офиолитов, хребтов и тектонических плит в районе ЦЖ.

Морской биологический анализ проб, взятых из МАТ, показывает присутствие известкового бентоса, планктонных фораминифер и известкового нанопланктона, изъявленного в кернах отложений вдоль оси желоба, что демонстрирует относительно высокое биоразнообразие. Их присутствие на большой глубине указывает на быстрый перенос и отложение наносов. Обилие биогенного кремнезема в разрезе отложений указывает на то, что континентальный склон ЦЖ имел высокую биопродуктивность. Конгломераты желоба указывают на быстрое осадконакопление на откосе желоба [156]. В образцах ЦЖ выявлены области, состоящие из хемипелагических илов, содержащие значительное количество биогенных компонентов: образцы состоят из диатомовых водорослей, радиолярий, спикул губок, известкового нанопланктона и фораминифер нижнего и среднего слоев бентоса.

Отбор проб экспедиции «Гломар Челленджер» показал, что выбранные точки на ЦЖ преимущественно состоят из темно-оливково-серых биогенных илов. Терригенная составляющая отложений преобладает и состоит из глинистых минералов и небольшого количества вулканического стекла. Биогенный вклад вторичен и состоит из ок. 50% диатомей, наннофоссилий и биогенного мусора (фораминифер и спикулы губок).

Краткая история седиментации в районе ЦЖ резюмирована в [242]: седиментация на континентальном склоне был обеспечена богатым смектитом и плагиоклазом терригенными земельными источниками в течение позднего мела. В среднем миоцене в районе ЦЖ существовал вулканический источник, что подтверждается вулканическими исследованиями
стекла, за которыми следуют устойчивые вулканогенные компоненты. Основные типы отложений ЦЖ включают турбидиты, хемипелагические отложения, меловые, базальтовые и склоновые отложения [318]. Процессы седиментации на ЦЖ начались в раннем миоцене с повышенным накоплением металлоносных фораминифер наннофоссилий ила над базальтовым фундаментом. Базальный мел, источник Fe и Mn, представляет собой типичный срединно-океанический металлоносный тип осадка, расположенный недалеко от центра распространения ЦЖ. Время осаждения разрыва в ЦЖ в среднем миоцене - раннем плиоцене относится к пелагическим глинам, содержащим радиолярии и слабой аккумуляции терригенных наносов в этот период, что, в свою очередь, может указывать на удаленность участка из наземных масс. Кокосовая плита отошла от своего центра распространения в сторону субдукции ЦЖ в этот период.

В плейстоцене хемипелагическая седиментация сменилась отложениями турбидитов. который достиг нынешнего местоположения на морском дне желоба. Ареалы, расположенные на стыке склона Центральной Америки и подножия ЦЖ содержат биогенный мусор, включая фрагменты древесины. Последовательность четвертичных турбидитов, заполняющие желоб, либо нарушены разломами, либо отложены на уступе разлома в нижнем миоцене мела на обнаруженных участках ЦЖ [158; 338]. Литологические вариации и разные состояния уплотнения на ЦЖ показывают, что отложения континентальный склон имеет такое же уплотнение, как и отложения в желобе, но их кривая уплотнения является промежуточным звеном между пелагическими глинами и диатомовыми илами. Отложения в ЦЖ имеют уровень промежуточного уплотнения между пелагическими глинами и терригенными отложениями, который вызван смесью пелагических отложения с турбидитами терригенного происхождения. Еще одна особенность ЦЖ состоит в том, что частично консолидированные нижнемиоценовые и четвертичные хемипелагические илы, содержащие вертикально-субвертикальные жилы, <2 мм толщиной от одного до нескольких миллиметров. Помимо ЦЖ, такие морфологически аналогичные сооружения также получены на внутреннем склоне Японского желоба.

Океанская кора Кокосовой плиты, погружающаяся под уклон ЦЖ, имеет линейный горст и грабеновый рельеф сотен метрового рельефа. Эта пассивная ассимиляция океанического материала происходит без вариаций форм рельефа. Субдукция горста и грабена в зоне ЦЖ в основном пассивная и только локально активна. Район среднего склона имеет изрезанный рельеф, покрытый толстыми отложениями склонов, а нижний спуск плавный, за исключением локальных ступенчатых форм рельефа. Области верхнего и среднего склона
коррелируют с сильными магнитными аномалиями. Неровная топография среднего склона может отражать эрозию после палеоценового подъема и локальное проседание в раннем миоцене. Наклонные отложения покрывали континентальный склон ЦЖ, коррелируют с усилением дугового вулканизма и свидетельствуют о накоплении слоев пепла. Мощная толща терригенных отложений была обнаружен в сторону моря от ЦЖ. Более подробное понимание истоков геоморфологии ЦЖ и факторов, влияющих на формирование его форм рельефа, были изучены в соответствующих работах [97; 339].

## 2.4 Перу-Чилийский желоб

Перу-Чилийский желоб (ПЧЖ), альтернативно называющийся Атакама, является самым протяженным желобом Тихого океана. Он простирается на 5900 км от Эквадора до Чили в рамках координат 6°00′N, 81°50′W до 39°00′S, 75°00′W [180], карта 2.4.1. Общая длина желоба занимает площадь ок. 590 000 км² [101]. ПЧЖ является узким по сравнению с другими желобами Тихого океана (64 км). С максимальной глубиной 8065 м, он является самой глубокой впадиной южной части Тихого океана. ПЧЖ образуется в результате субдукции плит Наска и Антарктической под Южно-Американскую [222; 89]. В соответствии с названием и местонахождением ПЧЖ можно логично разделить на две части: перуанскую и чилийскую. Чилийская часть длиннее перуанской, протяженностью в северном направлении на 4300 км, от -18°ю.ш. до -56°ю.ш (Рис. 9).
<figure><img src="image_11.png" /><figcaption>Рис. 9.</figcaption></figure>

В связи с особенностями геологических, геотектонических, геоморфологических и климатических характеристик, регион ПЧЖ подвергается воздействию большого количества опасных процессов, таких как землетрясения, местные цунами, генерируемые между ПЧЖ и чилийским побережьем, вулканизм и другие геологические явления, характерные для конкретных континентов, например, наводнения и оползни, обсуждается ниже. Интенсивность вулканизма в районе ПЧЖ можно проиллюстрировать недавно зарегистрированным цунамигенным гигантским землетрясением: Вальдивия, крупнейшее зарегистрированное в истории (Mw = 9,5), 1960 г. и Мауле (Mw = 8,8), 2010 г. [152].

Батиметрия ПЧЖ может быть охарактеризована следующим образом. На континентальной окраине Южного Чили между 36° и 39° ю.ш шельф имеет ширину 20-30 км с градиентом материкового склона имеющим наклон 2,5°-4,0° с частыми неровностями: плато, склоны котловин и откосы до 10°. Южно-чилийский склон рассечен четырьмя большими и несколькими второстепенными извилистыми подводными каньонами (Биобио, Империал, Толтен и Калле-Калле), связанными с крупными реками, протекающими с континента. Каньон
Биобио заканчивается свою форму на подводном склоне желоба. Слегка извилистый осевой канал наблюдается в Чилийском желобе шириной 7-10 км и глубиной ок. 150 м. Он берет свое начало в каньоне Чакао на 41° ю.ш. и связан с выходами крупнейшей системы подводных каньонов континентальной окраины (Калле-Калле, Толтен, Биобио и Сан-Антонио Каньоны).

Плита Наска образует границу с океаном окаймляя ПЧЖ, на глубинах ок. 100-400 м выше по сравнению с желобом и показывает параллельные геологические очертания. На плите Наска есть цепи подводных гор высотой 2 км, выровненные почти параллельно сложной субдукции зон разломов Вальдивия и Мокко [152], карта 2.4.2. Подробнее о сложности процессов в зонах разломов океана, затронутых высокой степенью гидратации коры и верхней мантия обсуждается. Геофизическая обстановка области исследования в районе Перу-Чили показаны на карте 2.4.4.

ПЧЖ образуется путем субдукции олигоценовой океанической коры плиты Наска и Антарктической тектонической плиты под Южно-Американскую плиту при ПЧЖ. Скорость движений Плита Наска составляет 6,76,9 см/год под углом ок. 80°. Тектоническая обстановка желоба сложна, образована совокупностью процессов субдукции тектонических плит, наносов отложений и последствий этих процессов на ПЧЖ, что отражается в его геофизической обстановке (Рис. 10). Блок коры Мокко, расположенный в районе ПЧЖ, на соединении Мокко и зоны Вальдивии, лежит на плите Наска между ок. 37,5° и 40°ю. ш. и разделяет два сегмента: сегмент Мауле на севере и сегмент Чилое на юге [154].

Субдукционные процессы в историческом контексте эволюция плит Наска и Антарктической, а также их формирование по западной окраине Южной Америки подробно описано в имеющихся источниках [134; 326; 330; 335; 134]. Центральные Анды являются типичным примером конвергентной континентальной окраины, где передняя дуга, как важный тектонический элемент, напрямую отражает взаимодействие между субдуцирующей и перекрывающей плитами. Динамическое взаимодействие между активным хребтом Чили и окраиной континента определяют Тройной сочленение Таитао (46°-47°ю.ш.). К северу от тройного сочленения плита Наска подвергается субдукции под Южноамериканскую плиту.

В северо-восточном направлении со скоростью плита погружается со скоростью 8,4 см/год, а на юге Антарктическая плита погружается в восточном направлении со скоростью 2,4 см/год [140]. Прилегающая плита Наска ПЧЖ находится на восточной границе Восточно-Тихоокеанского поднятия, которое является самым быстрорастущим океанский хребтом на Земле. Плита Наска окаймлена двумя микроплитами: Пасха и Хуан Фернандес. В свою очередь,
к ним относятся три основные цепи подводных гор: подводная г. Чейн возле о. Пасха, хр. Наска и хр. Карнеги [119]. Сильнейшее землетрясение 1960 года произошло в связи с субдукцией зоны разлома Мокко, что вызвало концентрацию напряжений и разрыв плита Наска [147].

<figure><img src="image_12.png" /><figcaption>Рис. 10.</figcaption></figure>

Основные геоморфологические структурные единицы Чили с запада на восток - Прибрежные Кордильеры, Центральная долина, и Андские Кордильеры. Особенности подводной геоморфологии района ПЧЖ включают в себя подводные хребты: Хуан Фернандеса, Копьяпо, Талтальский, Наска и Икике. Хребет Икике состоит из нескольких подводных гор высотой 61,5 км, окруженные широкой мелководной областью дна, включающей холмы-поднятия до 250 км шириной в некоторых местах и свыше 500 м высотой. Подводный хребет Талтал пересекает ПЧЖ на 25°ю. ш. от берега [153].
Другие морфологические особенности включают в себя гайот О'Хиггинс и Восточную цепь подводных гор. Перегиб ПЧЖ на две части (Перу и Чили, соответственно) проходит по изгибу Арика. Геоморфология погруженной плиты в области ПЧЖ меняется с плоской на крутую параллельно простиранию вдоль Анд. Регион, где хребет Хуана Фернандеса погружается под континентальную окраину (27°-33° ю.ш.) коррелирует с зоной субдукции плит [59]. С другой стороны, в северном и южном направлении от этой области, отмечена зона Вадати-Бениофф, т.е. зона сейсмичности, соответствующей субдуцирующей тектонической плите.

Зона субдукции плит расположена севернее тройного перекрестка Таитао, или Chile Tripe Junction [79], где геоморфологические особенности чилийских Анд характеризуются поперечными речными долинами, разделяющими Прибрежные Кордильеры из Андских Кордильер (27°-33°ю.ш.). Южнее 33° ю.ш., геологические и геоморфологические особенности в регионе ПЧЖ изменяются [260], что может быть вызвано изменением зоны субдукции. Сообщают о существовании более 60 отдельных крупномасштабных оползней, расположенных в сверх-засушливой пустыни Атакама в прибрежных Кордильерах, на севере Чили рядом с ПЧЖ. Система гигантских оползней, образованная сочетанием горных пород лавин и тектонических особенностей, находится вдоль береговой линии на расстоянии ок. 650 км и способствует накоплению осадков в ПЧЖ. Другие источники отложений осадконакопления могут включать землетрясения. Так, например, толщина отложений в зоне ПЧЖ в области землетрясения 1960 г. колебалась от ок. 300 до 700 м, при значительно увеличенной глубине осадконакопление.

Более 50% глубоководных желобов в мире классифицируется как безосадочные или частично заполненные осадками [187]. Северная часть ПЧЖ, то есть его перуанский сегмент, классифицируется как "желоб без осадков", в то время как южная часть (чилийский сегмент) частично заполнен осадками. В процессе отложения наносов в желоб, нисходящий прогиб желоба играет решающую роль в определении его вей способности по осадконакоплению (количество осадков). Слабая и горячая океанические плиты демонстрируют больший угол наклона на желобе из-за осадконакопления наносов по сравнению со старыми океаническими плитами [151]. Таким образом, слабые океанические плиты предполагают большее пространство для осадконакопления.

С экологической точки зрения Перу-Чили считается эвтрофическим, т.е. обладающим высокой биопродуктивностью и состава органического вещества на морском дне желоба [244].
Иллюстрирует уникальность биоразнообразия внутри система ПЧЖ: высокие концентрации богатых питательными веществами органических веществ также на глубине -7800 м, высокая плотность нематод (> 6000 экз. 10 см²). Геоморфология желоба имеет решающее значение для анализа его глубоководной биологии. Географическое положение и геоморфологическая конструкция желоба влияет на ее биомассу. Так. желоба, расположенные ближе к континентам, получают больше органических веществ от соседних склонов, что создает больше запасов питательных веществ, поступающих с континентального склона с крутыми углами и меньше для склонов с небольшими уклонами.

Доступность питательных веществ во многом зависит от потока отложений богатыми
органическими веществами. Скорость геологического отложения СО² меняется на морском дне,
с увеличением глубин в Тихоокеанском бассейне. Можно выделить два разных типа
осадконакопления морского дна, где имеет место залегание углерода: поверхности,
расположенные на окраинах континентов при континентальных склонах и глубоководные
области. Смесь геохимических компонентов, расположенных на разных глубинах склона и
желоба, подразумевают, что отложения, переходящие от верхнего к нижнему склону, в
результате формируют один слой. Примеры геохимически сложной циркуляции, системы
осаждения осадков и транспорта наносов включают ряд работ [255; 328; 299].

Для ПЧЖ большее наклон плиты отмечается вдоль сегмента Чилое, по сравнению с отрезком Мауле [150]. Следовательно, в зависимости от условий седиментации ПЧЖ разделяют на две основные провинции: безосадочная, простирающаяся на 8-32°ю.ш. и осадочная, простирающаяся на 33°-57°ю.ш. [194]. О. Исла-де-Чилоэ имеет в значительной степени осажденный сегмент ПЧЖ, что вызвано распространением турбидитовых отложений в сторону моря, которые достигают 250 км от оси желоба [150]. Район рядом с тройным сочленением Таитао почти лишен отложений и имеет быстрое сужение в преддуговой области [117].

2.5 Желоб Кермадек

Желоб Кермадек (ЖК) расположен в юго-западной части Тихого океана, к востоку от Австралии. Он находится 120 км от Новой Зеландии и образуетсь, продолжающуюся ок. 26°-36° ю. ш. Это 5-й по глубине желоб в мире с максимальной глубиной 10.177 м и общей протяженностью 1500 км [216], Рис. 11. Южным продолжением ЖК является желоб Хикуранги, расположенный к востоку от Северного острова Новая Зеландия, между южной оконечностью пролива Кука и возвышением Чатем [220]. Конвергенция при максимальной скорости ок. 249 мм/год вдоль системы островной дуги Тонга-Кермадек делает этот регион одним из самых
сейсмически активных зон субдукции в мире [123]. Подробное описание экологических, геологических и тектонических условий ЖК представлено [99; 345]. Большинство исследований ЖК сосредоточено на сообществах биоты глубоководных экосистем [252; 253] или тектонические плит в Тихом океане [173].

<figure><img src="image_13.png" /><figcaption>Рис. 11.</figcaption></figure>

Пример морфологической неоднородности, на которую влияет географическая изоляция ЖК, дает тематическое исследование Новых Гебрид и ЖК, на юго-западе Тихого океана. Возраст базальтов тектонической системы Кермадек рассмотрен в существующих работах [69]. Существует определенное влияние геологического возраста ЖК и географического расположения, характера донных течений и батиметрии на закономерности биогенетической структуры, что объясняется географической изоляцией эндемизмом морских видов в ЖК.

## 2.6 Желоб Тонга

Желоб Тонга (ЖТ) расположен в юго-западной части Тихого океана, к востоку от Австралии, к северу от ЖК [66]. Краткое географическое описание можно охарактеризовать
следующими особенностями. Близость ЖТ к Антарктике естественным образом воздействует на его океанологическую циркуляцию вод, что делает его одним из самых холодных желобов в мире. ЖТ простирается параллельно хребту Кермадек (южная часть хребта Тонга-Кермадек) с геоморфологией, обусловленной тектонической субдукцией Тихоокеанской плиты под Индо-Австралийскую плиту, простирающуюся от примерно 26°-36° ю.ш. у северо-восточной оконечности Северного острова Новой Зеландии [70; 251]. В условиях тектонической обстановки в районе ЖТ происходит ускоренная субдукция Тихоокеанской плиты. под Индо-Австралийскую вдоль желоба Тонга-Кермадек [138], Рис. 11, справа.

Как и ЖК, ЖТ относится к биогеохимической провинции Южно-Тихоокеанского субтропического круговорота (SPSG) и так же имеет высокий коэффициент первичной продуктивности 87 г См⁻²/год. ЖТ примыкает к ЖК, продолжая его к северу осью, простирающейся от ок. 15°-26° ю. ш. Расположенный в непосредственной близости от ЖК, ЖТ отделяется от него у порога, расположенного на платформе Тонга, и у цепи подводных гор Луисвилл [110]. Имея максимальную глубину 10.882 м, ЖТ является вторым по глубине желобом в мире [125]. Оси обоих желобов отклонены примерно на 30° от географического меридиана. Благодаря сложному взаимодействию различных факторов (океанские течения, близость к Антарктиде), глубоководное дно Тихого океана, лежащее под желобами, является отличается переменной производительностью поверхности. Дальнейшие исследования ЖТ, экологии глубоководных сообществ окружающей среды можно найти в соответствующей литературе.

## 2.7 Желоб Вануату (Новые Гебриды)

Желоб Вануату (ЖВ) (альтернативное прежнее название: желоб Новых Гебридских островов) расположен в бассейне Фиджи, Восточная Австралия [54]. Район отличается сложной геофизической обстановкой, в результате которой образовались желоба, высокой сейсмичностью, геодинамической сложностью и сейсмической нестабильностью. Система разделяет задуговые впадины Новых Гебридских островов и активный краевой бассейн Северных Фиджи [67]. Дуга Вануату тянется ок. 1200 км на юго-западе Тихого океана, расположенный в районе с координатами 10°-23°ю.ш., 160°-180° в.д.. Узкий ЖВ граничит с вулканическим архипелагом Вануату (Новые Гебриды), который представляет собой подводную часть океанической островной дуги, которая простирается между 12° и 25° ю.ш., между Торресом и о. Хантера [219], 1000 км к северо-западу от КТ. Сообщается о
геоморфологии ЖВ иметь массы завалов, откосов осыпей и фрагментированных выходов на поверхность.

ЖВ - это более мелкий желоб с максимальной глубиной ок. 7156 г. Относительно других соседних желобов (ЖК, Марианский желоб), он более теплый и расположен в зоне промежуточной биопродуктивности. ЖВ был сформирован в ситуации сложной тектонической обстановки. В частности, он расположен на двойной сходящейся границе между Австралийской и Тихоокеанской тектонической плитами [113]. В тектоническом развитии ЖВ выделяются два стадии субдукции: 1) субдукция Тихоокеанской плиты под Индийско-Австралийскую плиту в западном направлении. направление; 2) субдукция Индо-Австралийской плиты под задуговую впадину Северных Фиджи на окраине Тихоокеанской плиты, направленная на северо-восток [30]. Следовательно, сходимость отмечена двумя противоположными зонами субдукции, определяемыми ЖВ на западе и ЖТ на востоке, что приводит к асимметричному вскрытию задугового бассейна Северных Фиджи.

## 2.8 Желоб Витязь

Желоб Витязь (ЖВз) расположен в бассейне Северных Фиджи [68], Восточная Австралия (Рис. 12). Он принадлежит Новым Гебридским островам и желобо-дуговая система, вызванной субдукцией Индо-Австралийской тектонической плиты и хребта Д'Энтрекасто [143]. Эта область примечательна двойной сходящейся комплексной зоной погружения, где Тихоокеанская плита погружается под Индо-Австралийскую плиту на запад, а Индо-Австралийская плита, в свою очередь - ниже бассейна задней дуги Северного Фиджи в направлении к северо-востоку.
<figure><img src="image_14.png" /><figcaption>Рис. 12.</figcaption></figure>

Предыдущие исследования батиметрии, магнетизма, сейсмичности и механизма фокальных сейсмических очагов в регионе между южной дугой Новых Гебридских островов и бассейна Северных Фиджи проливают свет на геодинамическую сложность и нестабильность данного региона. Действующий вулкан Ясур расположен на острове Танна дуги Вануату. Обсуждения геологической обстановки ЖВз существуют в литературе [132], где особое внимание уделяется геохимии, минералогии, магматизму, вулканологии, сейсмичности и тектонике региона. Островная дуга Новых Гебридских островов состоит из множества вулканов, которые часто образуют острова, расположенные в тектонически сложной системе «островная дуга-задуговый бассейн» [118].

Три плоских, в основном покрытых лесом, острова Маре, Лифу и Увеа могут служить иллюстрацией тектонической деформации на различном удалении от ЖВз. Острова Лоялти служат трещинами растяжения, возникающими из-за эластичной выпуклости Австралийской плиты перед ее погружением в ЖВ [129]. Архипелаг Новые Гебриды - это сложная реверсивно-дуговая система, разделенная на четыре основных вулканических провинции [137]:

* Западный пояс - потухшая вулканическая дуга раннего миоцена во фронтальной дуге;
* Краевая провинция, затопленная в раннем плейстоцене, проявляющая вулканическую активность;

* Восточный пояс, образованный в среднем миоцене, известково-щелочно-дуговый вулканизм;

* Центральная цепь - актуальная вулканическая линия, продолжающая вулканизм маргинальной провинции;

Аномальная морфология центральной дуги Новых Гебридских островов вызвана субдукцией асейсмического хребта DEntrecasteaux, который входит в центральную часть ЖВз. Кроме того, деформации распространены по многочисленным хребтам в задуговых бассейнах Лау и Северного Фиджи. Геометрия Лау, бассейна тыловой дуги Северных Фиджи и сегменты дуги Новых Гебридских островов находятся под значительным влиянием субдукции асейсмических хребтов Луисвилл, Д'Энтрекасто и Лоялти. Базальтовые скалы, расположенные на центральных и южных островах Новых Гебрид (Анейтьюм, Танна, Эрроманго, Эфате, Emae, Tongoa и Epi) имеют геохимические особенности, типичные для островодужных вулканитов. Базальты из Остров Футуна обладает характеристиками, типичными для известково-щелочных пород [174].

Преобразование двух тектонических плит на окраинах океана вызывает опускание или субдукцию океанических плит. Механизм разломов в погружающихся плитех желоба хорошо описан в существующей литературе. Земная кора, формирующаяся наверху этого нового слоя, образована либо новыми массами земной коры, вызванными дуговым вулканизмом, или из-за осадконакопления, возникающего в результате погружения нижней тектонической плиты [203]. Следовательно, окраины океана с высокой сейсмичностью, повторными землетрясениями и вулканизмом указывают на области столкновения и движения океанических плит и активного осадконакопления, где расположены желоба. Происходят такие и другие геодинамические процессы, связанные с глубинной субдукцией Тихоокеанской плиты и вызывающие явления растяжения, и вулканизм (Рис. 13). Изменения также обнаружены в геохимическом содержании пород слагающих морское дно в разных областях Жвз.
Geological setting of the Vanuatu (New Hebrides) and Vityaz trenches

Base map: GEBCO bathymetric 15 arc sec grid dataset

<figure><img src="image_15.png" /><figcaption>Рис. 13</figcaption></figure>

Факторы, влияющие на субдукцию плит, включают гидротермальные факторы, плавучесть, реологию минералов мантии, стабильность водных минералов, частичное плавление, механизмы и скорости миграции расплавов, кинетику фазовых превращений, механизмы глубинных землетрясений, геохимическую переработку и процессы столкновения континентов в результате субдукции. Фундаментальная проблема касается глубины, на которую субдуцированная литосфера проникает в мантию, поскольку это связано с масштабом мантийной конвекции и эволюции Земли.

Наконец, активное осадконакопление приводит к накоплению количества наносов, которое способствует формированию актуальной формы ЖВз. В конечном счете, осадки океана способствуют формированию геологических объектов и минеральных ресурсов океана. Подводные землетрясения коррелируют с извержениями вулканов во время активного рифтинга. Более того, есть определенная корреляция между высокой мощностью субдукции и
землетрясением сегментов разрыва [153]. ЖВз является результатом сложных геодинамических процессов, которые непрерывно формируют поверхность дна желоба. В настоящее время на его дне видны следы многих непрерывных ступеней эволюции его морфологии.

Тектонические плиты действуют как гигантские радиаторы тепла, охлаждаясь, утолщаясь и постепенно оседая, и воздействуя на морфологию хребтов и желобов. Например, это объясняет появление двойной сейсмической зоны под Марианской островной дугой [324]. Таким образом, тектонические плиты образуют крупномасштабную структуру системы хребтов и глубоководных бассейнов океана. Деформация плит вместе со скоростью движения океанических желобов Тихого океана являются преобладающими факторами, наблюдаемыми в динамике морфологии дна океана.

## 2.9 Желоб Новобританский (Бугенвиль)

Желоб Новобританский, он же Бугенвильский желоб (БЖ), расположен к востоку от Папуа-Новой Гвинеи как северная граница Соломонова моря, Тихий океан (Рис. 14). Область является одной из наиболее активных зон субдукции в мире, расположенной на тройном стыке Тихоокеанской плиты, Индо-Австралийской плиты и плиты Соломонова моря. Бассейн Вудларк погружается под область дуги Соломоновых островов, образуя зону двусторонней субдукции [162]. Поскольку регион находится в сложной зоне конвергенции на границе тектонических плит, он зажат между сходящимся плато Онтонг Ява и Австралией. В геологическом отношении район относится к одним из самых перспективных по запасам интрузивных месторождений полезных ископаемых [199].

БЖ определяется изолинией 6000 м. Это узкий желоб шириной 50-75 км, простирающийся на северо-восток от восточной оконечности залива Хуон вдоль южного побережья Новой Британии. Его название происходит от с одноименного о. Новая Британия из островной дуги Новой Британии. Его западное расширение - это простирающаяся на север зона разлома Раму-Маркхэм и дуга Западного Бисмарка [95]. Северная часть характеризуется вдоль задугового бассейна моря Бисмарка, где происходит активный рифтогенез и спрединг морского дна. Задуговая впадина моря Бисмарка состоит из микроплит Южного и Северного Бисмарка, разделенных по разлому моря Бисмарка. Острова восточной части Папуа-Новой Гвинеи и Соломоновы о-ва образуют островодужные террейны, окружающие БЖ, образовавшиеся на границе между Австралией и Тихим океаном [109].
Topographic map of the New Britain and San Cristobal trenches region

SRTM Global Relief Model 15 arc sec resolution grid

<figure><img src="image_16.png" /><figcaption>Рис. 14.</figcaption></figure>

Субдукция вдоль БЖ имеет решающее значение для тектонического развития Папуа-Новой Гвинеи, что отличает его от других тихоокеанских желобов сейсмической структурой. Таким образом, это указывает на круто углубляющуюся (> 80°) структуру верхней мантии (630 км), в отличие от других тихоокеанских желобов, где угол погружения в основном между 45°-60°. Активная вулканическая дуга вдоль северного побережья острова Новая Британия коррелирует с кривой субдукции вдоль БЖ. Дальнейшее обсуждение тектоники БЖ и структура представлены в существующих работах [155].

## 2.10 Желоб Сан-Кристобаль

Желоб Сан-Кристобаля (ЖСК) тянется в юго-восточном направлении от пересечения с Новой Британией вдоль группы Соломоновых островов: Бугенвиль, Шуазель, Санта-Исабель, Малаита до о-вов Сан-Кристобаля, от которого он получил название. Бассейн Вудларк (Woodlark) примыкает к ЖСК на юго-запад и к югу от дуги Соломоновых о-вов. Это молодой (около 5 млн лет) океанический бассейн, который субдуцирует под НБЖ. Восточная часть плиты Соломона, граничащая с ЖСК, примыкает к Тихоокеанской плите. Как следствие, субдукция плит выражается в повторяемости сильных землетрясений вдоль плиты Соломона (Рис. 15).
<figure><img src="image_17.png" /><figcaption>Рис. 15.</figcaption></figure>

Окружающая среда желоба представляет собой сложную систему с сильно взаимосвязанными факторами, влияющими на его морфологическое строение, формирование и развитие желоба: тектонические плиты, батиметрия, географическое положение, геологическое строение кристаллического фундамента и толщина наносов. Более подробное объяснение структуры и этих факторов можно найти в существующей литературе [179; 200; 162; 221] с описанием батиметрии, геоморфологии, седиментации, подводных каньонов террасы ЖСК. Однако эти работы в основном ограничиваются западными части моря Соломона.

## 2.11 Филиппинский желоб

Филиппинский желоб (ФЖ), один из глубочайших в мире, расположен на оси столкновения плиты Филиппинского моря (ПФМ) и плита Сунда, западной части Тихого океана в Филиппинском море (Рис. 16). Рельеф дна Филиппинского моря имеет черты переходной зоны с крупными геоморфологическими формами. Строение котловины моря сложное, сравнимое с ложем Тихого океана по вариативности: здесь отмечены подводные горы, хребты большой протяженности, подводные вулканы, гайоты [3]. Морфология ФЖ отмечена сложным взаимодействием трех литосферных плит: Евразийской, Австралийской и ПФМ,
который включает столкновение, субдукцию и аккрецию [78]. Древняя, тяжелая и большая (103 300 000 км²) Тихоокеанская плита играет главную роль по сравнению с Австралийской плитой (47 000 000 км²) и ПФМ 5 500 000 км².

<figure><img src="image_18.png" /><figcaption>Рис. 16.</figcaption></figure>

Морфология Тихоокеанской плиты имеет небольшой угол падения на малых глубинах. ПФМ представляет собой большой и тектонически сложный регион западной части Тихого океана, расположенный между Тихим океаном, Евразией и Австралией. ПФМ является самой большой в мире плитой краевого бассейна [335]. У ФЖ есть два задуговых бассейна, образованных в период от олигоцена до миоцена: бас. Паресе Вела и Сикоку [48] (Рис. 17). Динамика плиты является одной из важных движущих сил формирования желоба, влияющей на механизмы его миграции (отступление или продвижение). Поэтому важно охарактеризовать происхождение, морфологию и субдукцию плиты (slab) в глубокую мантию, определяющие особенности зон субдукции, которые являются одними из фундаментальных проблем развития Земли.
<figure><img src="image_19.png" /><figcaption>Рис. 17.</figcaption></figure>

Влияние минералогии плит и фазового химического состава на динамику субдукции (плавучесть, поле напряжений), кинематику (скорость субдукции и движения плит), упругость (деформация и скорость сейсмических волн), термометрию (эффекты скрытой теплоты, изобарический перегрев) и сейсмичность (неустойчивости адиабатического сдвига), что обсуждалось ранее [124]. Более подробно глубинная структура и геофизические поля Филиппинского моря рассмотрены в существующих работах [72; 307].

На геологической карте, представленной на Рис. 17, обозначены границы между литосферными плитами (сплошные красные линии). Кontуры тектонической плиты обозначены красной пунктирной линией. Зеленые стрелки и соответствующие числа указывают скорость конвергенции (мм/год) вдоль желобов. Пурпурные треугольники обозначают гидротермальные области, в основном расположенные вдоль желоба. Морфология и развитие субдуцированных плит носит сложный характер, связанный либо с мантийным потоком, либо с конвективной
слоистостью на глубине 660 км [142]. Плиты могут отклоняться горизонтально в переходной зоне верхней мантии под некоторыми сходящимися окраинами, тогда как проникновение на более низкие глубины мантии происходит под другими сегментами островной дуги. Как результат, различные стили субдукции в переходной зоне верхней мантии влияют на формирование желоба, что отражено в его геоморфологии.

<figure><img src="image_20.png" /><figcaption>Рис. 18.</figcaption></figure>

Двойная сейсмическая зона под дугой Марианских островов (Рис. 18) объясняется концептуальной картографической схемой процессов глобальной тектоники плит [80]. Погружение остывшей плиты в мантию вызывает образование глубоководных желобов океана, где, как следствие, возникают землетрясения и цунами. Активный вулканизм и сейсмическая обстановка вокруг Марианской дуги показывают зарегистрированные землетрясения. Поглощающие литосферные плиты действуют как гигантские радиаторы теплового охлаждения, утолщаются и постепенно опускаются от хребтов к желобам. В результате, разрастание дна под воздействием движущиеся плиты создает осевой рифт, специфичную структуру «гофрированных» холмов и гребней, образованных близлежащими разломами.
Субдукция плиты вдоль желоба Изу-Бонин Марианской дуги (ИБМ) вызвала откат желоба, разрыв дуги и задуговые рифты двух взаимосвязанных задуговых бассейнов: бассейны Парес Вела и Сикоку. Хребет Палау-Кюсю как остаток активной системы ИБМ возник в результате распространения бассейна Сикоку. Он играет ключевую роль в процессе субдукции плиты на западе Филиппинского моря: зона субдукции здесь характеризуется погружением КПР под дугу Кюсю. Набор различных геодинамических процессов, включая реологию границы раздела субдукций, фазовый переход плавучести, застой плиты, откат мантии и эффекты отталкивания хребта вызывают значительное движение желоба ИБМ, что обнаруживается в процессе глобальных наблюдений за движением плит [17].

Сейсмические явления ПФМ можно объяснить как результат тектонических процессов на краях литосферных плит, которые расходятся на океанских хребтах по крупным сдвигам и сходятся у горячих и слабых вулканических островных дуг ИБМ и Филиппин. Карта сейсмичности в зоне бассейна ФМ показывает, что большинство землетрясений ограничиваются краевыми областями, представляющими узкие, непрерывные ленты вокруг больших стабильных участков ПФМ. Тектоника региона отличается дивергенцией и конвергенцией плит в умеренной зоне дивергенции плит, включая глубокие толчки на малых глубинах в зоне схождения плит. Сейсмические данные о механизмах очага представлены в общедоступном каталоге (Centroid Moment Tensor, СМТ), который дает относительное направление движения тектонических плит по всему сейсмически активному поясу. Фокальные механизмы указывают на относительные движения литосферных плит, определяемые по магнитным и топографическим данным, связанным с зонами дивергенции плит.

К феномену глубоководных желобов можно отнести миграцию, зависящую, прежде всего, от возраста желоба [64]: расположенные на месте границы субдукционной плиты в данный момент времени, желоба могут менять свое местоположение со временем в результате сложных процессов глобальной тектоники плит. Как доказано, [246], миграция желоба и, следовательно, морфологические колебания, зависят от параметров нижней плиты и управляются скоростью погружающейся плиты. Из последних публикаций по динамике ФЖ было отмечено, что колебания динамики желоба влияют на его морфологию и характер движений прилегающей плиты. Другой особенностью регионов ФЖ является разрыв тектонической плиты в северо-западном углу субдукции ПФМ.

Отслеживают латеральные колебания в структуре верхней мантии бассейна ФМ, которая позже более подробно изучен с более пристальным вниманием к геофизике Филиппинского
моря (Рис. 19). В некоторых предыдущих тематических исследованиях, использованы методы океанографического картографирования морфологической структуры глубоководных каналов, конусов и их топография были проанализированы в отношении глубоководной седиментации [166], тектоники срединно-океанических хребтов и вулканизма, динамики задней дуги Филиппинского моря [142], а также вопросы землетрясений и гравитации. Доказана взаимосвязь между морфологическим строением рельефа и распределения отложений в отдельных частях океана [81]. Другие факторы включают океанологические факторы, в частности, подводные течения, геология, тектоника, землетрясения, процессы осадконакопления, поступающие в желоба через системы каньон-канал [157], а также процессы столкновения океанических и континентальных блоков [88].

<figure><img src="image_21.png" /><figcaption>Рис. 19.</figcaption></figure>

ПФМ субдуцирует под Филиппинский архипелаг (4°-15°с.ш.), который является частью зоны конвергенции Евразийской плиты (блок Сунда) и ПФМ. Погружение ПФМ вызывает высокоскоростную аномалию в районе ФЖ. ПФМ разрывает и образует окно плиты, соответствующее субдукции хребта Кюсю-Палау. Разрыв тектонической пластины в северо-
западном углу субдуцирующей ПФМ. Район ПФМ - это сложный регион, отличающийся сложной батиметрией и формой тектонических плит, состоящий из множества различных «лоскутных» разновозрастных сегментов морского дна [24].

Из-за расположения в месте коллизии Филиппинской и Зондской тектонических плит Филиппинского разлома доказано, что в его динамике присутствует движение [225; 323]: 1) Северо-западная субдукция плиты Филиппинского моря, которая частично поглощается субдукцией первой и ФЖ, который двигается на запад, 2) во-вторых, прогиб Восточного Лусона, расположенный на северо-востоке, 3) и в-третьих, Филиппинский разлом. Вместе с геологические факторы, тектоническая нестабильность желоба Филиппинского моря, которая вызывает изменения в его морфологической структуре.

ФЖ был изучен в отношении геофизических процессов и геологических условий на выбранных границах точек выборки. Опубликованные работы отметили корреляцию, существующую между движениями тектонических плит и исторической эволюцией геологических процессов [197; 141; 165; 337]. Существует также свидетельства существования глубоководных видов на морском дне ФЖ, который, например, обеспечивает среду обитания для некоторых видов креветок, ракообразных, таких как амфиподы и других видов глубоководной фауны. Исследования ФЖ подчеркивают морфологические свидетельства тектонической деформации, возникшей в результате субдукции ПФМ на запад вдоль желоба, например, в работе, который обнаружил приподнятые морские платформы и террасы вдоль 80-километровой береговой линии Филиппинского побережья.

Неоднородный характер подводной геоморфологии, приводящий к колебаниям глубин и крутизны на локальном уровне (около 1200 км) вызван деформацией земной коры вдоль Филиппинского разлома, возникшего на острове Лусон в период эоцена. В частности, по разлому обнаруживается левосторонний сдвиг Филиппинского архипелага от северо-западного угла острова Лусон до юго-восточной оконечности Минданао. Поэтому часто бывает сложно различать множественные пространственные переменные тектонических и геологических факторов с факторами распространения глубин и уклонов в глубоководных желобах.

Моделирование тектонической эволюции юга Японии показало, что она была вызвана субдукцией Тихого океана и ПФМ и столкновением дуги ИБМ: геоморфологические и геологические данные по движениям плит свидетельствуют о том, что проседание затронуло весь бассейн ФМ, после чего область проседания сузилась до поднятия бассейна. Идентифицированы геодинамические процессы в коре и мантии Филиппинского архипелага,
которые вызывают географические различия в азимутальной томографической анизотропии между центральными и южными Филиппинами. Зарегистрированные землетрясения на 11 продольно-поперечных разрезах землетрясений, визуализированные на трех группах глубин: 0-60, 60-350 и >350 км, демонстрируют активный вулканизм и сейсмичность вокруг Филиппинского архипелага и желоба.

Дополнительную информацию по тектонике и геологическим параметрам ФЖ можно найти в соответствующих статьях, представляющих более подробное обсуждение пространственной вариации данных сейсмических землетрясений [122]; формы субдукции плиты [107]; тектоника бассейна Парес Вела [314]; система субдукции ПСП; вопросы топографии разломов и четвертичных разломов вдоль зоны Филиппинского разлома, Центральный Лусон; выделили сросшиеся террейны в северной части Филиппинского архипелага [226].

Недавние опубликованные работы выявили присутствие перидотитов, габбро, массивных и подушечных потоков мезозойских офиолитов. Основные, редкие и редкоземельные элементы в вулканических породах демонстрируют влияние субдукции на формирование островной дуги. Смешанные осадочно-консолидированные породы сформированы подводной эрозией из области абиссальной равнины, расположенной вблизи ФЖ и перенесенной в желоб, а также подводные каньоны, за которыми следуют подводные течения. Еще несколько исследований ФЖ изучали его геофизические параметры с особым акцентом на модели магнетизма и реконструкции, подчеркивающие его сложную тектоническую историю, происхождение и развитие движения, сейсмичность и землетрясения. Другие усилия были сосредоточены на интерпретация геофизических и тектонических условий ФЖ. Так, боковые колебания в структуре верхней мантии бассейна ФМ, более подробно изученной с уделением особого внимания геофизике через бассейн ФМ.

## 2.12 Манильский желоб

Манильский желоб (МлЖ) расположен в Южно-Китайском море, в западной части Тихого океана, к западу от островов Лусон и Миндоро на Филиппинах (Рис. 20) [303]. Район МлЖ расположен в зоне субдукции Манилы на границе плиты Филиппинского моря, где он движется в северо-западном направлении к Евразийской плите с высокой скоростью конвергенции. МлЖ имеет максимальную глубину желоба около 5400 м и почти вертикальное простирание. Направление север-юг создается субдукцией Евразийской плиты (через ее
структурную часть, Зондскую плиту) под плиту Филиппинского моря [93]. Специфическая геологическая структура МлЖ объясняет повторяющиеся землетрясения и сейсмичность.

Разрушительные цунами, вызывающее катастрофические разрушения в районе МлЖ и вдоль береговой лини, вызваны погружением плиты Евразийской плиты под МлЖ и о. Лусон. Гипоцентры цунами МлЖ расположены на глубинах менее 100 км. [320]. Опасность цунами от источника МлЖ была более подробно оценена в нескольких исследованиях [107]. Зона субдукции Евразийской плиты объясняет пояс вулканов в районе МлЖ, на западной стороне филиппинского о. Лусон. Площадь между самой северной зоной субдукции Манил и южного Тайваня [255] считается переходной зоной от субдукции к начальному столкновению и структурно слабо связана по характеру с северной частью МлЖ [146].

<figure><img src="image_22.png" /><figcaption>Рис. 20.</figcaption></figure>

Геологическая сложность МлЖ также выражается связью с желобом Рюкю (ЖР), где между МлЖ и ЖР существует горизонтальный мантийный поток. Это вызвано столкновением между блоком Палаван и Филиппинским мобильным поясом, а также движением от плиты Южно-Китайского моря. Различные факторы способствуют формированию морфоструктуры МлЖ. Будучи глубоководным желобом, он представляет собой особый район океана, где
морское дно имеет отчетливые геоморфологические структуры, характеризующееся значительными глубинами и крутым уклоном, расположенные в зонах изгиба тектонических плит окраин материка. Конвергенция между двумя плитами, образующими МлЖ, имеет приблизительно северо-западную направленность. Отмечается высокая зона скоростей, присутствующая в коре и верхней мантии под дугой Лусона, где МлЖ растягивается [171]. Все эти факторы, кратко упомянутые для иллюстрации тектонических условий района исследования, указывают на высокую сейсмичность и особую тектоническую зону, в которой сформировался МлЖ. Дно Южно-Китайского моря возле МлЖ представляет собой сложную структуру, сочетающую в себе различные формы рельефа: хребты, разломы, равнины, осложненные цепями подводных гор, второстепенных хребтов, желобов и плато.

Факторы, влияющие на морфологическую структуру, развитие и батиметрические характеристики МлЖ, разнообразны. Назовем некоторые из них: геологические, гидрохимические, геотермальные, климатические, тектонические и батиметрические. Крутизна геоморфологии МлЖ варьируется: углы падения вдоль МлЖ постепенно увеличивается к югу от ок. 25° на широте между 18° и 21°N, 32° на широте 17°с.ш. и почти вертикально на 14° с.ш. [145]. Тектонический фронт продолжается на север во фронтальные надвиги на западе Тайваня, где продолжается в виде активной границы плит между Евразией и плитой Филиппинского моря в районе Лусон-Тайвань.

Строение северного МлЖ исследовалось в различных работах, посвященных проблемам строения земной коры и деформации на севере МлЖ [143]. Среди других находок было обнаружено увеличение угла падения МлЖ в направлении с севера на юг. МлЖ теряет резкий батиметрический рисунок в зоне раннего столкновения и постепенно становится менее выраженным фронтом деформации. Однако сравнительный анализ его южной и северной частей до сих пор отсутствует. Следовательно, сравнительный анализ профилей МлЖ в его северном и южном сегментах способствует лучшему пониманию его морфоструктуры.

## 2.13 Желоб Рюкю

Желоб Рюкю (ЖР) представляет собой океанический желоб длиной 1400 км, протянувшийся вдоль юго-восточного края островной дуги Рюкю, между Филиппинским морем, островом Тайвань и островом Кюсю, южная Япония (Рис. 21) [100]. Желоб образовался в результате погружения океанической коры плиты Филиппинского моря под континентальную кору Евразийской плиты [170]. Исследования показали различия в морфологии и батиметрии северных и южных сегментов желоба. Батиметрическая картина ЖР варьируется в его северной
и южной частях, что отражает корреляцию между геоморфологической формой желоба, крутизной его градиентных углов откоса и локальными тектоническими особенностями [234]. Таким образом, в северной части желоба субдукция плиты Филиппинского моря отличается небольшой глубиной и крутизной, достигающей лишь ок. 11°. Напротив, угол становится круче, достигая 70° ниже ок. 70 км. Регион, расположенный к северо-западу от вулканического острова Рюкю - это задужный район (Back-Arc Basin) впадины Окинавского прогиба.

Субдукция тектонической плиты Филиппинского моря вызывает извержение примерно 34 вулканов и землетрясений, вызывающих цунами. Напротив, субдукция плиты в центральной и южной части ЖР более пологая, достигающая 40-50° на глубине 70 км. Есть три группы островов в основании преддуги, протянувшиеся над дугой Рюкю [233]. Разлом Керама, около 250 км шириной, отделяет южную от центральной группы островов Рюкю.

<figure><img src="image_23.png" /><figcaption>Рис. 21.</figcaption></figure>

Цепь островов Рюкю и ЖР имеют ширину от 130 до 160 км. Северная группа островов (Яку-шима и Танега-шима и разрыв пролива Токара) имеют в совокупности протяженность 200 км между островными группами. Тектоника ЖР, как и других, отражает эволюционные
процессы строительства подводных гор и строения Земли. Следовательно, морфологическое строение вызвано вариациями литологии, геологических условий формирования горных пород, стратиграфии и особенностей осадконакопления в формировании морского дна океана в юрский, мезозойский и меловой периоды. Система двойной субдукции ЖР отражает сложные движения желоба как выражение взаимодействия погружающихся плит с подстилающей мантией ЖР. Так, Тихоокеанская плита погружается под плиту Филиппинского моря, которая, в свою очередь, погружается под Евразийскую плиту вдоль ЖР [178].

Геоморфология дна океана является результатом сложных геодинамических процессов (Рис. 22). Ее морфоструктура отражает следы непрерывной эволюции, что формирует поверхность дна как сложную систему хребтов, трансформных разломов, обширных океанических равнин, осложненных группами цепей, хребтов и плато, а также мелкими формами рельефа, такими как террасы, подводные горы и холмы. На геоморфологию желоба в целом влияет совокупное воздействие различных факторов, которые, в свою очередь, отражаются в его сложной структуре и функциональности. Назовем некоторые из них: эффекты магматизма [230], сейсмичности, вулканизма и системное гидротермальное воздействие.
<figure><img src="image_24.png" /><figcaption>Рис. 22.</figcaption></figure>

Другой пример - влияние направления и градиенты субдукции и землетрясения в различных сегментах, различающихся по морфологии форм рельефа. Таким образом, пространственные различия геоморфологии ЖР отражаются в составе отложений, которые систематически меняются от более тонкодисперсных на севере дуги Рюкю до более грубообломочных в ее центральной части. Это объясняется преобладанием терригенной и пелагической седиментация у северной и центральной дуги Рюкю, соответственно.

ЖР представляет собой структурную ловушку на континентальной окраине Тихого океана, поскольку отложения переносится океанскими течениями, проходящими через систему желобов на западе Тихого океана, и в конечном счете попадают в желоб. Типы отложений ЖР включают, среди прочего, такие типы как грязевые диапиры, гемипелагические отложения, грязевые отложения, брекчия, ископаемые планктонные фораминиферы, известковые наннофоссилии. Содержание планктонных фораминифер варьируется в зависимости от
сезонного потепления поверхностных вод и вертикального перемешивания водной толщины в результате воздействия северо-западного муссона.

Сейсмические исследования в районе ЖР показывают, что мощность осадков составляет ок. 2-3 км по площади плита, толщина океанической коры составляет примерно 5-6 км. Материал верхней мантии, подстилающей океаническую плиту, имеет низкие сейсмические скорости, что объясняется геохимическими процессами мантийных перидотитов. Подводные окраины континентов Тихого океана в целом можно разделить на два типа: пассивные и активные, в зависимости от особенности геоморфологии и геологии. В районе Рюкю отмечена активная окраина, расположенная у северного побережья о. Тайвань в южной части преддуги Рюкю. Система разломов и мега-расширений, связанная с большим землетрясениями на юге района Рюкю. На юго-западе островной цепи Рюкю система характеризуется краевым режимом, на который воздействует континентальная литосфера.

Вариативность рельефа ЖР отражает различия в геологических условиях, а также косвенно испытывает воздействие побочных факторов окружающей среды, например уровень первичной продуктивности. Это также подтверждается смоделированными типами миграции в районе ЖР, где рифы и морфология служат сухопутным мостом для миграции наземных организмов с Окинавадзимы Мияко-дзима [103]. Хотя дно ЖР отделено по вертикали от эвфотической зоны, оно служит осадочной зоной центра накопления органического углерода. Это вызвано геоморфологическими факторами: крутые склоны делают возможным боковой перенос с прилегающих континентальных окраин [212]. Исследования по пространственному биоразнообразию ЖР показывают низкие значения на малых глубинах, возрастающие с глубиной и достигающие максимума между дном желоба и абиссальной равниной [232]. Это доказывает, что характер батиметрии ЖР пространственно различается в разных районах желоба.

## 2.14 Желоб Палау

Желоб Палау (ЖПл), Palau Trench, расположен в Филиппинском море, к северу от Папуа-Новой Гвинеи и к востоку от Филиппин, западная часть Тихого океана с геологическими условиями района (Рис. 23). ЖПл имеет наибольшую глубину 8080 м (расположен в южной части), прямую форму геометрической формы, простирающуюся с юго-запада на северо-восток. Желоб расположен в квадрате с координатами 133°–136°E и 6°–8°N, к востоку от островов Яп. Одной из самых уникальных характеристик ЖПл является небольшое расстояние (35 км) между желобом и осью островов Палау на западе [237]. Геология ЖПл включает последовательности
из серпентинизированного перидотита, базальта и известняка на его склоне, обращенном к суше, и огромного блока коралловых рифов известняки на глубинах от 4900 до 6500 м [237]. ЖПл связан с хребтом Кюсю-Палау в севере и трогом Аю на юге. ЖПл отличается от плоскодонного желоба Аю. По своей форме он больше похожи на V-образную форму в поперечном сечении.

<figure><img src="image_25.png" /><figcaption>Рис. 23.</figcaption></figure>

Острова Палау, расположенные к западу от ЖПл, сложены вулканическими породами, покрытыми кораллами и рифовым известняком. Это указывает на то, что острова Палау ранее располагались вдоль вулканического фронта. Тектонически, Яп и ЖПл находятся на плите Филиппинского моря (ПФМ) [94]. ПФМ является тектонической плитой, полностью окруженной сходящимися границами соседних тектонических плит. Тектонические условия Яп и ЖПл представляют собой сложную область конвергенции трех тектонических плит: ПФМ, Тихогоокеанской плиты и Каролинской плиты [348]. Следовательно, желоба Яп и Палау относятся к зонам субдукции, окружающим ПФМ вдоль его восточной границы.

Интенсификация освоения минеральных ресурсов океана вызвали необходимость в углубленном изучении строения морфологии и структуры океанических желобов Тихого океана в целом и ЖПл в частности, а именно исследовании геоморфологии, сформированной в
результате сложной совокупности процессов. Анализ данных выявил глубокие взаимосвязи
между подводной геоморфологией и факторами воздействия на морфологию желобов:
геологией и батиметрией. В структуре глубоководного желоба ЖПл отражено сложное
взаимодействие этих процессов. Различные факторы влияют на его геоморфологическое
строение, геометрию формы, формирование и динамику развития. Наиболее важные факторы
включают следующее: морские отложения, тектоника и стратиграфия, батиметрия,
географическое положение, градиент уклона; строение кристаллического фундамента,
придонные потоки, способствующие наносу отложений и локальные геоморфологические
условия, зависящие от процессов осадконакопления.

Основные элементы морфоструктуры морского дна ЖПл включают кору окраины
континентов, тектонические плиты и коренные породы океана. Таким образом, структура
желоба и характер его морфологической формы сильно осложнены множеством вторичных
тектонических нарушений, таких как: система разломов, смещений грабенов, горстов и
горизонтальных геологических сдвигов. Взаимосвязь этих сложных процессов демонстрирует
корреляцию между деформацией задней дуги и скоростью верхней тектонической плиты.

## 2.15 Желоб Яп

Желоб Яп (ЖЯ) расположен в Филиппинском море, к северу от Папуа-Новой Гвинеи, к востоку от Филиппин, в западной часть Тихого океана (Рис. 24). ЖЯ имеет наибольшую глубину на 8.292 м составляет ок. 700 км в длину и 50 км в ширину [327]. Он протягивается от оси желоба до дуги островов Яп с характерной J-образной формой [254]. Морфологически, желоб разделен на северный и южный сегменты с границей между двумя сегментами на 8°26'N [184]. Зона субдукции Яп-Палау лежит к югу от Марианской дуговоLee -желобной системы. Каролинская плита погружается здесь на северо-запад под плиту Филиппинского моря. Наиболее известные геологические структуры на Каролинской плите – Каролинский хребет, океаническое плато и небольшой желоб Сорол, простирающийся посередине хребта [169]. ЖЯ образуется в месте субдукции ПФМ и опускания океанической литосферы на поверхность мантии. По мере того как опускающаяся ПФМ продвигается глубже в мантию, флюиды высвобождаются из мантийных пород, что вызывает расплав вышележащей мантии. Новая магма (расплавленная порода) поднимается на поверхность и извергается в виде вулканов вдоль дуг островов у сходящейся границы тектонических плит.

Землетрясения регулярно повторяются в районе ЖЯ (Рис. 24). ЖЯ и ЖПл образуют
типичную систему желоб-дуга-бассейн, которая включает в себя глубокий желоб, островные
дуги и задужный бассейн, бассейн Паресе Вела (Parece Vela), расположенный на восточной стороне плиты Филиппинского моря [48]. Такая сложная тектоническая структура региона отражается в заметной неоднородности земной коры и скоростных структур верхней мантии под ПФМ. На морфоструктуру желоба также оказывают влияние топография дна и его геологическое строение. Синтезы тектонической и магматической эволюции региона Филиппинского моря, в районе желобов Яп и Палау можно также найти в дальнейших работах [115].

<figure><img src="image_26.png" /><figcaption>Рис. 24.</figcaption></figure>

## 2.16 Марианский желоб

Географическое положение самой глубокой точки Мирового океана с максимальной глубиной 10.984 м. расположено в МрЖ, на глубине 11,329903 °с.ш./142,199305°в.д. на глубине Челленджера. Как глубочайшая точка Земли, МрЖ неуклонно привлекает внимание научного мира [92; 183; 270; 258]. Дуга МрЖ может быть уложена в прямоугольник с координатами 140°E-148°E, 11°N-25°N (Рис. 25). Структурное положение окраины МрЖ по берегам
материков или островных дуг объясняется субдукцией тектонических плит на границах их столкновения: Марианская, Тихоокеанская, Филиппинская и Каролинская.

МрЖ - один из 37 наиболее известных глубоководных желобов Мирового океана, 28 из которых расположены в окраинных областях тектонических плит Тихого океана (оставшиеся включают в себя 5, расположенных в Атлантическом океане и 5 в Индийском океане). При общей протяженности около 2550 км МрЖ создан в результате комплекса глубоко взаимосвязанных факторов и процессов субдукции тектонических плит. МрЖ представляет собой сильно вытянутую, дугообразную в плане и менее прямолинейную узкую топографическую депрессию морского дна, имеющую форму полумесяца в геометрической плоскостной проекции. МрЖ расположен на западе Тихого океана, в 200 км к востоку от Марианских островов, к востоку от Филиппинских островов и Китая. Его поперечный профиль асимметричный: наклон находится выше на берегу Марианской островной дуги, изрезанной глубокими подводными каньонами.

<figure><img src="image_27.png" /><figcaption>Рис. 25.</figcaption></figure>

Батиметрия морского дна варьируется в сторону моря от оси желоба: область Челленджера, к юго-западу от о. Гуам, ассоциируется с глубоким рельефом 10.984,25 м (95%) при 11,329903°N/142,199305°E. МрЖ имеет сложное морфологическое строение и
неравномерность профилей на юго-западе, где его морфологическая структура меняется. Морфология подвержена воздействию различных факторов, которые влияют на его форму. К ним относятся батиметрия (глубины), субдукция тектонических плит, геология, процессы осадконакопления и геометрия (крутизна склона). Границы субдукции Тихоокеанской плиты под Филиппинскую классифицируются как «Марианский тип», где связь между двумя плитами либо слабая, либо отсутствует. Западный склон МрЖ представляет собой откос без поднятия, а восточная часть является границей, вдоль которой проходит западный край Тихоокеанской плиты, погруженный под меньшую по размеру Марианскую плиту. В результате геоморфологических особенностей МрЖ сформированы его очень крутые склоны и глубины 3-5 км, ширина днища редко превышает 5 км.

МрЖ имеет сложные ступени различной формы и размера, вызванные активными тектоническими процессами и эрозией. Крутизна его склонов в среднем составляет 4-5°, но отдельные участки могут ограничиваться более крутыми склонами, поскольку они подвержены гравитационному потоку в подводных каньонах и долинах. Сложное распределение разнообразного материала на прилегающих абиссальных равнинах способствует формированию морфологических особенностей регион МрЖ. Основная часть дна желоба имеет преобладающие глубины свыше 3000 м. Дно Тихого океана в районе МрЖ представляет собой самую древнюю его часть, образовавшуюся в поздней юре. На сегодняшний день исследования по МрЖ и дуге ИБМ сосредоточились на аспектах тектонических процессов субдукции, разломов и деформации, геометрии наклонов градиента литосферных плит [128] их движения, геологической структуры и глубины. Петрогенетические исследования геохимических следов вулканических пород в МрЖ указали на его тектоно-магматическую эволюцию [115].

Недавние батиметрические и топографические исследования показали, что относительно тонкий слой литосферы в районе ИБМ (20 км) мог быть сильно деформирован в ходе тектонической эволюции региона. Это может объяснять заметные различия в микроструктуре образцов, взятых со дна МрЖ, которые варьируются от крупнозернистой и сильно вытянутой текстуры до мелкопорфирокластических и мелкозернистых равнозернистых текстур. Подводный рельеф МрЖ отмечен сложными ступенями разной формы и размеров, что вызвано активными тектоническими процессами и процессами осадконакопления. Северо-запад Тихого океана особенно характерен для формирования обширных участков дна котловин, занятых депрессиями с глубинами свыше 6000м. Структура МрЖ имеет следующую картину: большую
часть площади занимают глубины абиссали (3-6 км), а крайние глубины свыше 6 км меньше по сравнению с предыдущими районами.

Глубины свыше 6000 м в основном приурочены к самой глубокой части желоба, расположенной в ее юго-западной части, хотя отдельные депрессии до глубин 6-7 км, реже до 7,5 км, встречаются и в центральной части бассейна желоба. Типичные глубины морского дна МрЖ составляют 4000-5000 м, а глубоководные бассейны образованы чередованием многочисленных подводных гор и глубоководных впадин. Есть различия и в скорости распространения продольных сейсмических волн в геологических слоях структуры МрЖ: вода и осадочный слой имеют скорость 3,5-6,2 км/с, базальтовый слой - 6,5-7,0 км/с. Под ним расположен слой габбро и полосчатого габбро. Граница кора-мантия проводится по линии резкого увеличения скоростей от 7 до 8 км/с (граница Мохо). Верхняя мантия представляет собой область со скоростями 8,0-8,2 км/с. Средняя мощность коры под платформами составляет ок. 40 км. Районы с корой континентального типа в океане представляют собой фрагменты континентальной массы, образовавшиеся в результате формирования современного океанского дна, вызывающее миграцию и медленное движение желоба [204]. МрЖ имеет отличительную морфологическую особенность конвергентных границ плит, вдоль которых литосферные плиты движутся навстречу друг другу, расположенные примерно на 200 км параллельно островной вулканической дуге.

Образование МрЖ вызвано сложной взаимосвязью различных факторов, а желоб отмечает положение, в котором погружающаяся плита опускается под другую литосферную плиту [165]. Общий вид батиметрии МрЖ наклонен в сторону краевой плиты, соединенной с основной зоной океана. Он имеет высокие и крутые островные или континентальные склоны, и более низкие и пологие склоны с юго-восточной стороны. Узкие террасообразные ступени встречается на откосах желоба. На продольных профилях днища МрЖ нанесены многие глубоководные поперечные ступени и пороги, связанные с движениями земной коры по поперечным разломам. Эти пороги могут играть важную роль в эволюции глубоководных желобов. Например, они контролируют интенсивность его заполнения осадками. В этом процессе очень важны процессы осадконакопления, движущиеся по дну из части желоба, ближней к континенту. На дне желоба также имеются поперечные пороги, которые могут играть роль своеобразных дамб, перед которыми происходит скопление толстого слоя наносов осадков.
Геологическое развитие МрЖ проходило в несколько этапов, сформировавших совокупное влияние различных факторов: геологические условия, расположение районов подводных вулканов, гидрологические условия переноса наносов и отложений. Батиметрия морского дна желоба существенно различается по направлению к океанической стороне желоба. Каролинский хребет расположен вне оси желоба на расстоянии ок. 250 км. Выступающий пояс подводных гор простирается параллельно желобу с шириной ок. 250 км, находится в пределах менее 1350 км от МрЖ. Другая группа широких подводных гор пересекает желоб на расстоянии 1600–2000 км. Эффекты вулканизма на биологические сообщества в МрЖ [232] доказали корреляцию между землетрясениями и структурой желоба. Поскольку быстрое осадконакопление вызвано глубинными потоками, содержание органического вещества увеличено в самых верхних слоях, что указывает на то, что нарушение глубоководных отложений влияет на вертикальную структуру распределения мейофауны в желобе. Геологическая структура МрЖ представлена следующим образом: осадочный покров, базальты лейтового состава, комплекс параллельных даек диабазов, изотропный габбро, полосчатый габбро-ультраосновной комплекс, залегающий на мантийных ультрабазитах. Желоб продвигается к верхней плите, соответствующей субдукции древней мезозойской океанической литосферы. Дуговые лавы обогащены молибденом (Мо) и имеют d98=95 Мо базальтов Срединно-океанического хребта (MORB). Это указывает на присутствие богатых молибденом флюидов с d98 = 95 Мо ~ от + 0,05% до + 0,05% в мантийном клине под большинством Марианских островов [182]. Тонкие четвертичные глинистые отложения перекрывают чередующуюся толщу мощностью 400 м. кварц-трахитовой подушечной лавы раннемелового возраста и кремней радиолярий раннего и позднего мела в океанском склоне МрЖ. МрЖ принадлежит к одному из самых глубоких сегментов Тихого океана, а его уникальный рельеф нарушает континуум континентального шельфа Марианских о-вов с подъемом склона до абиссальной равнины, что привело к появлению множества глубоко изолированных местообитаний в пределах МрЖ. Это хорошо иллюстрирует, что зачастую резкий и отчетливый глубинный рельеф может способствуют видообразованию за счет высокого гидростатического давления, удаленности от поверхностных источников пищи и географическая изоляция видов глубоководной фауны.

Относительно других желобов, МрЖ, образовался на большем удалении от континентов в рифтовых зонах. Следовательно, процессы осадконакопления в пределах МрЖ в значительной мере зависят от его расположения вблизи рифтовых зон, которые связаны с
образованием и распространением подводных горных хребтов. В результате неравномерности выбрасывания на поверхность океанского дна вещества из верхнего слоя мантии Земли образуются поперечные разломы, создающие условия для осадконакопления. Согласно имеющимся геофизическим данным, кора тектонических плит, окружающих МрЖ, состоит из нескольких слоев, что указывает на то, что вклад осадконакопления наносов на формирование желоба высок.

Для осадконакопления, МрЖ является крупнейшей структурной «ловушкой», расположенной на континентальной окраине Тихого океана. Его морфологические условия создают идеальные условия для накопления донных отложений. Накопление территоренного осаждения на морском дне МрЖ зависит от различных факторов: климатических и гидродинамических местных условий, тектоники, батиметрии, геоморфиологии, типа и размера частиц. Большие области активного осадконакопления можно выделить в областях, где скорость и объемы очень высоки, а также в областях локального активного осадкообразования, или наоборот, в преобладающе эрозионных участках морского дна [63]. Отложения происходят в различных сегментах МрЖ, также на некоторых участках отмечена площадная седиментация. Процессы седиментации в МТ очень неровные.
<figure><img src="image_28.png" /><figcaption>Рис. 26</figcaption></figure>

Морфологическое строение МрЖ имеет сложных характер (Рис. 26). Дно МрЖ представляет собой фон, на котором отражаются все геофизические процессы. Строение желоба и характер его рельефа сильно осложняются множественными вторичными тектоническими нарушениями, т.е. возникновением разломов и смещений, грабенов, горстов и горизонтальных геологических сдвигов. Среди других желобов МрЖ выделяется расположением на краевой тектонической плите и субдукционными процессами [126]. По ширине континентального шельфа окраинных плит, соединяющихся с МрЖ, общая площадь занимает от нескольких десятков до тысяч км при среднем уклоне дна 17-25°.

Районы с подводными горами (seamounts) на оси желоба отмечены его пологой геоморфологией (Рис. 26), меньшими осевыми вертикальными нагрузками и выпуклым рельефом на внешнем подъеме. Марианская дуга и Западно-Марианский хребет граничат с желобом с западной стороны. Каролинский хребет и группа Каролинских островов расположены к югу от оси желоба на расстоянии около 0-250 км. Выступающий параллельно
желоба пояс подводных гор протягивается перпендикулярно желобу шириной около 250 км и находится на высоте около 1350 км под уровнем моря. Еще одна заметная группа широких подводных гор, пересекает МрЖ на расстоянии 1600-2000 км под уровнем моря. Морфологическая структура МрЖ имеет следующую картину: большая часть морского дна занята абиссальными глубинами (3-6 км), за которыми следуют экстремальные глубины (> 6 км). Глубины свыше 6 км ограничены в основном самыми глубокими частями желоба, расположенными в юго-западной части желоба (район Challenger Deep), хотя впадины высотой 6-7,5 км над уровнем моря, изредка встречаются в центральной части полумесяца желоба. Типичные глубины морского дна МрЖ составляют 4-5 км.

Морское дно МрЖ состоит из океанической коры, образующей рифтовые зоны срединно-океанических хребтов с пропускной способностью 5-10 км. Структура МрЖ сложна и входит в состав взаимосвязанных факторов, формирующих ее тектоническую структуру. Деформации структуры желоба отражает сцепление между верхней и нижней плитами, относящаяся к возрасту плавучести континентальной плиты. Деформации обратной дуги приблизительно коррелируют со скоростью верхней континентальной тектонической плиты. Скорость миграции желоба в основном контролируется более низкой скоростью континентальной тектонической плиты [246], которая, в свою очередь, зависит от плавучести и возраста тектонической плиты [144]. Оси главных хребтов МрЖ представляют собой место соединения восходящей магмы с холодной морской водой на площади тектонических плит. Гидротермальное охлаждение магмы на осях хребтов вызывает круговорот всего объема воды в желобе. Таким образом, оно обеспечивает питательные вещества для биологических сообществ в глубоководной зоне желоба [185].

Морфологическое строение МрЖ осложнено продольными гребнями, ступенями, крупными оползнями, телами и выступами. Поперечный профиль МрЖ резко асимметричен: уклоны выше на стороне островной дуги, рассеченные глубокими подводными каньонами с узкими ступенями. МрЖ имеет различные формы и размеры, сформированные на сложных этапах развития, вызванные активными тектоническими и осадочными процессами. Континентальные склоны высокие, до нескольких тысяч метров, наклоном до 3-6° (в юго-западной части до 30-40°), верхняя граница из которых совпадает с краями шельфа (глубина 150-200 м). Склоны желоба осложнены террасами, уступами, краевыми плато и каньонами. Откосы более крутые, достигающие около 5-7 км в высоту. Взаимодействие между топографией и турбулентностью вод включает воздействие инерционной и меридионально
направленной приливной инертиогравитации [193]. Турбулентность приводит к изменению
водных масс, перемешивающихся в зависимости от глубины стратификации. У подножия
континентального склона пассивные окраины образованы прилегающими краями
тектонических пли. В свою очередь, континентальный склон МрЖ образован слившимися
конусами и шлейфами взвесей и подводных оползней с глубинными отложениями.

Имея сложную структуру рельефа с островными дугами и будучи расположенным на
территории окраинного моря, МрЖ относится к активному типу желобов. Из-за
геодинамических причин, движение МрЖ, миграция и деформация верхней плиты могут быть
описаны как результат процессов мантийного потока. В морфологической структуре МрЖ
присутствует развитая система трещин, являющихся его отличительной геологической
особенностью. МрЖ имеет множество открытых выступающих трещин (cracks) на своей
поверхности глубиной до нескольких метров и несколько сотен метров длиной на диатомовых
глинистых наносах его склонов, обращенных к океану. Трещины МрЖ обильно развиты по
краям, в средней и верхней частях террас. Формирование эти трещин вызвано гравитационной
нестабильностью: горизонтальное расширение происходит из-за увеличения угла падения
желоба к поверхности морского дна.

Кроме того, другим фактором является нестабильность склона и сила тяжести. Трещины
на поверхности морского дна на склонах МрЖ, обращенных к океану, объясняются
разрушением горных пород при растяжении. Трещины вытянуты почти параллельно
простиранию обрывов, некоторые выровнены, разветвляются или сливаются, не имеют ни
вертикального, ни бокового смещения. Их можно обозначить как открытые трещины
растяжения. Края поверхности трещин МрЖ резкие, что указывает на их молодое
происхождение. Трещины образуются на топографически определенных участках, под
действием напряжения растяжения, на горизонтальных или очень пологих склонах над
крутыми обрывами. Трещины вызваны сочетанием гравитационной нестабильности на краях
уклонов или вершинах гребня [210] и дополнительной инерцией во время землетрясений [331].

Важным фактором, вызывающим систему трещин МрЖ, являются глубинные
землетрясения [231]. Экспериментальные наблюдения [135] указывают на сдвиговую
нестабильность, и горизонтальное растягивающее напряжение при землетрясениях, которое
вызывает развитие системы трещин в МрЖ, т.к. перепад напряжений в статических условиях
обуславливает наклон склона. Большинство трещин в МрЖ представляют собой открытые
разрушения при растяжении и расположены на участках с очень пологим уклоном или на
горизонтальных участках дна, в большинстве случаев у кромок крутых обрывов, которые
разграничивают террасы желоба.

Недавние исследования показали [177], что МрЖ испытывает медленное движение,
соответствующее субдукции древней мезозойской океанической литосферы. Лавы Марианской
дуги относительно обогащены молибденом (Мо) и имеют d98=95 Мо значительно больше, чем
MORB (за исключение образцов с о. Агриган). Это объясняет повышенный состав Мо (-0,05%
до + 0,05%) в мантийном клине под большинством Марианских островов [182]. Такое движение
желоба редко встречается, в основном ограничиваясь Марианскими островами и дугой Идзу-
Бонин [148]. Другая отличительная топографическая особенность МрЖ включает множество
вытянутых гребней и откосов. Удлиненные конструкции имеют два простирания: 85° в.д. и
параллельное оси желоба (70°в). В поперечном сечении желоба отличается У-образная форма.
Дно очень узкое (1-3 км), но фрагментарно широкое (местами достигает несколько десятков
километров).

## 2.17 Желоб Идзу-Бонин

Желоб Идзу-Бонин (ИБ), также известный как Идзу-Огасавара [44], расположен на западе Тихий океан к югу от Японии (Рис. 27). В продольном направлении он простирается от г. Токио, Япония, до Гуама. По своему строению ИБ продолжает Японский желоб [104]. ИБ сформирован в зоне активной тектонической субдукции мелового периода (135 млн лет назад) Тихоокеанской плиты под плиту Филиппинского моря. Как следствие субдукции литосферных плит формируются следующие структуры: вулканическая дуга островов Идзу и Бонин, дуговая система Идзу-Бонин-Мариана и бассейн Сикоку как тыловой бассейн.

С востока к ИБ примыкает плато Огасавара [44]. В своем историческом развитии дуга ИБ имеет два основных периода: образование дуги, различающееся по продолжительности, составу и вулканологии. Первый длился от 5 до 6 млн лет и способствовал формированию объемных толщ бонинит-толеитовых магм. [213] определили возраст фундамента дуги Идзу-Бонин-Мариана методом датирования 40Ar/39Ar как 48.7±0.3 М лет. Вторая дуговая формация началось после 42 Ma, в результате этого периода была сформирована классическая вулканическая дуга со стратоконами. Формирование дуги бассейна Сикоку имело место в раннем миоцене, ок. 30-15 млн лет. Период продольного дугового рифтинга начался около 2,5 млн лет назад. Историческое развитие океанической ИБ отражено в морфологии его дна, имеющего хорошо структурированную структуру, включающую резко отличающиеся слои: осадочный чехол, базальты лейтового состава, комплекс параллельных даек и диабазов, габбро
и габбро-ультраосновной комплекс, залегающих на мантийных ультрабазитах, а также оливин- и пироксеновые породы [27].

Желоб простирается на глубину почти 10 км. Область преддуги шириной 200 км включает в себя склон внутреннего желоба с базальной террасой и подводными горами, внешнюю дугу, соединенную с островами Бонин, и мощную переднюю дугу с осадочным бассейном к востоку от действующих дуговых вулканов [325]. Задуговая область включает активные рифтовые бассейны и поперечные цепи подводных дуговых вулканов, простирающиеся в бассейн Сикоку [163]. Северный конец дуги Идзу-Бонин представляет собой молодую океаническую дугу, сталкивающуюся с дугой Хонсю, зрелой островной дугой Миоцена. Цепь серпантинных подводных гор обнажается на преддуговом склоне в 40-50 км к западу от оси ИБ. Несколько крупных землетрясений (> M7:0) [224] зафиксированы на глубинах <100 км и множество глубинных землетрясений на (100-300 км). Район тройного сочленения Босо, расположенный к северу от зоны субдукции ИБ является северным концом дуги и представляет собой столкновение с дугой острова Хонсю в результате миграции на северо-запад плиты Филиппинского моря.

<figure><img src="image_29.png" /><figcaption>Рис. 27.</figcaption></figure>

ИБ граничит с тектонической плитой Филиппинского моря на западе. Филиппинское море представляет собой геологически сложный регион, отличающийся сложной батиметрией и
формой плит, а также сложной фрагментарной композицией разновозрастных сегментов морского дна. Граничные зоны субдукции плиты Филиппинского моря демонстрируют значительную изменчивость в морфологии плиты (Рис. 28) [46]. В результате взаимодействия этих факторов желоб состоит из сегментов Идзу (север) и Бонин (юг), разделенных примерно по простиранию плато Огасавара [44]. Таким образом, форма рельефа морского дна сформирована в результате субдукции более старых и жестких литосферных плит [43]. Асимметричность морфологии желоба, вызванной миграцией хребта в районе Идзу-Бонин из-за разницы в возрасте между древним преддуговым базальтом и корой бассейна Амами Санкаку отмечена в предыдущих работах [210].

<figure><img src="image_30.png" /><figcaption>Рис. 28.</figcaption></figure>

Более подробное описание тектонической, геофизической, петрологической и геохимической обстановки Идзу-Бонин. вулканизма и сейсмических характеристик, анализа и интерпретации геоморфологических, геологических, и термохронологических данных приведены в соответствующих публикациях [104; 313; 336]. Таким образом, регион Идзу-Бонин-Мариана в настоящее время является одним из наиболее интенсивно изученных океанических дуг. Однако в существующих исследованиях отсутствуют работы по
сравнительной геоморфологии желоба и анализа его строения. Раздел данной диссертации по ИБ желобу направлен на его картографирование и моделирование его морфоструктуры.

Морфологическое развитие ИБ проходило в несколько периодов, сформированных под воздействием различных факторов. Факторы, влияющие на формацию, геоморфологическое развитие и батиметрию желоба, разнообразны. Наиболее важные из них включают тектоническое развитие, геологические, гидрохимические, биологические, геотермальные, климатические, тектонические, батиметрия, глубоководные течения, приносящие отложения ко дну желоба, способствуя процессам осадконакопления (аккумуляция толщи наносов). Влияние литосферы иллюстрируется постоянным обменом вещества и энергии между подводными вулканами, расположенными вблизи желоба [205]. Влияние гидросферы на МрЖ отражается в виде системы глубоководных океанских течений, приносящих осадки на дно желоба и способствующих осадконакоплению.

## 2.18 Японский желоб

Японский желоб (ЯЖ) расположен в западной части Тихого океана, к востоку от Японии (Рис. 29) [218]. Геологические и тектонические условия в районе ЯЖ сформированы субдукцией Тихоокеанской и Северо-Американской плит вдоль ЯЖ (Рис. 30), что описано в предыдущих работах [202].
<figure><img src="image_31.png" /><figcaption>Рис. 29.</figcaption></figure>

В 1957 г. в западной части Центральной котловины Японского моря, между возвышенностями Тарасова и Ямато, было выполнено глубинное сейсмическое зондирование на 60 мильных профилях на НИС «Витязь» [5]. Раздвиги и сдвиги являются главными разломами, определившими морфоструктуру Японского моря. При этом выделяются дизъюнктивы, возникшие в результате как растяжения, так и сжатия земной коры, т.е., в результате развития горизонтальных перемещений [293]. Возвышенность Ямато является самой крупной подводной возвышенностью, занимающей центральное положение в наиболее глубокой части Японского моря [34]. Структурно и морфологически оно состоит из трех подводных хребтов: Северное Ямато, Южное Ямато и Такуе [9].
<figure><img src="image_32.png" /><figcaption>Рис. 30.</figcaption></figure>

Установлено, что область ЯЖ представляет собой конвергентную зону, отмеченную интенсивными землетрясениями, что обусловлено деструктивными процессами в пределах окраины континента и Центральной котловины Японского моря [47]. Область ЯЖ принадлежит к тихоокеанскому сейсмическому поясу (т.н. «Огненное кольцо»), где сильные землетрясения возникают в областях седиментации на верхних преддуговых склонах [102].

Структура желоба представляет собой типичную систему «островная дуга-желоб». С точки зрения тектонической геоморфологии, такая система представляет собой вид подвижных поясов с характерным рельефом, сформированным под воздействием субдукции тектонических плит, активного вулканизма, повторяющихся землетрясений и орогенеза, отраженных в геолого-геофизической обстановке региона (Рис. 31). Геологическая сложность ЯЖ обуславливает высокую сейсмичность района, что хорошо изучено в различных работах [201; 131]. Геология Японской желобо-дуговой системы состоит из аккреционных призм, сформированных в период от юры до неогена и от неогена до четвертичного периода, представленных осадочными и вулканическими породами, что вызвано вулканизмом при открытии Японского моря в среднем миоцене.
<figure><img src="image_33.png" /><figcaption>Рис. 31.</figcaption></figure>

Гранитные породы мелово-палеогенового возраста обнажены в нескольких регионах ЯЖ, особенно на стороне преддуги. О высокой сейсмичности региона можно судить по нескольким крупным межплитным землетрясениям, повлиявшим на регион Тохоку вдоль ЯЖ в прошлом веке [355]. Поскольку ЯЖ расположен в зоне субдукции плит, землетрясения здесь относятся к крупнейшим и одним из наиболее разрушительных [218]. Множество открытых трещин на поверхностях диатомовых глинистых отложений океанических склонов характеризуют северный сегмент ЯЖ. Поверхность дна покрыта оксидами железа и марганца [211] и мелким пелагическим илом, содержащим преобладающие диатомовые водоросли, силикофлагелаты, радиолярии и спикулы губок, а также количество обломочного кварца и обломков золы.

Северная и южная части ЯЖ демонстрируют различия в геологических характеристиках с неоднородно распределенной сейсмичностью. Большинство землетрясений с магнитудой свыше 7 произошло в северной преддуговой части желоба. Например, землетрясение Тохоку-Оки 2011 г. является крупнейшим в преддуговом районе зоны субдукции северо-восточного региона Японии, к западу от ЯЖ [250; 209], вызвавшее разрушительное цунами с огромными разрушениями вдоль северо-восточного побережья Хонсю [52].
Южная часть желоба сейсмически более спокойна: сильных землетрясений за последние века не зафиксировано, за исключением землетрясения Шиоя-оки 1938 г. Зона субдукции характеризует северную часть желоба. В буферном промежутке 60 км от оси желоба структура характеризуется более тонкодисперсными отложениями. Зона этой структуры между двумя тектоническими плитами отделяет сдвиг напряжения, который, в свою очередь, образуют асейсмическую зону. Сравнение двух разрушительных землетрясений: 1968 г. Токачи-Оки и Санрику-Харука-Оки 1994 г. показывает две различные неоднородности вдоль границы плит. на 40°10'с.ш., расположенном точно на южной границе двух землетрясений. Это хорошо иллюстрирует прямое воздействие тектоники плит, способствующее землетрясениям, которые естественным образом приводят к значительной деформации морфологии желоба. Это дополнительно объясняет совпадение фокальных областей и структуры с более низкими скоростями в нижней коре. Возможно, также имеет место субдукция цепи подводных гор под Тихоокеанскую плиту, что способствует созданию асимметричных форм рельефа. При глубоком погружении подводных гор они рушатся из-за механических воздействий водных масс, выделяющихся при их обрушении. В свою очередь, они также могут подниматься в мантию островной дуги и нижнюю кору. Это кратко иллюстрирует глубокую корреляцию тектонических и геологических процессов, способствующих формированию современной морфоструктуры желоба.

Сейсмические исследования показывают [238], что мелководные участки в районе землетрясения Тохоку претерпели значительные деформации, вызвавшие перемещение слоев пелагических глин. Основываясь на анализе соотношения прочности и температуры в существующих работах, глубокая сейсмичность ЯЖ, вероятно, является результатом пластической нестабильности с распределением землетрясений, что связано с распределением прочности и, следовательно, с минералогией плиты. Сложная реологическая структура образуется при субдукции плит из-за эффектов уменьшения размера зерна при фазовых превращениях. Быстро погружающиеся и, следовательно, относительно холодные тектонические плиты должны быть слабее, чем медленно погружающиеся теплые плиты. Не все сейсмические зоны в субдуцированных плитех являются непрерывными и некоторые более глубинные процессы происходят изолированно. Структура, магнетизм и динамика зон субдукции, продолжение малой скорости волны, высокое затухание (низкий Q) и сейсмически анизотропный клин обычно находятся на глубине около 400 км под задними дугами. Это можно объяснить стойкостью водной фазы на этой глубине и тем, что магнитные системы не
ограничиваются приповерхностными областями мантии. Корреляция также существует между обезвоживанием плиты, зарождением разрыва и провоцированием землетрясений.

## 2.19 Желоб Пюйсегюр

Желоб Пюисегюр (ПСГ) имеет протяженность около 800 км, от южной оконечности Южного острова до тройного сочленениея Маккуори (Рис. 32). Зона разлома Маккуори связана с Альпийским разломом, который характеризуется правосторонней направленностью. Граница разлома, разделяют ПСГ и северную часть желоба Кермадек [114].

<figure><img src="image_34.png" /><figcaption>Рис. 32.</figcaption></figure>

Комплекс хребта Маккуори Ридж (ХМ) представляет собой преимущественно поступательную структуру, обеспечивающую правостороннее движение между Австралийской и Тихоокеанской плитами и ПСГ, где Австралийская плита субдуцирует под юго-западным углом под Тихоокеанскую плиту. Граница плит к югу от Новой Зеландии проходит вдоль ХМ, который имеет решающее значение для понимания тектонической структуры региона. По сравнению с Хикуранги, Пайсегюр и Хьорт моложе (образован 168 млн лет назад), а также структурно менее развит. Индо-Австралийская плита пододвигается под банку Пюисегур и массив Фьордленд, образующий ПСГ. Желоб Хьорт продолжает ПСГ к югу от о. Маккуори. Он
представляет собой линейную топографическую депрессию к югу от о. Маккуори в юго-
западной части Тихого океана. Желоб Хьорт расположен в области впадины, где граница плиты
переходит от трансформируемой границы к сходящийся. Эта область показывает, как граница
преобразования с почти вертикальным трансформым разломом становится областью наддвига.
Самая глубокая точка Хьортского желоба около 6.3 км под уровнем моря. На востоке хребет
Хьорт повторяет общую кривую желоба Хьорта, отделяя его от Плато Хьорт.

Уникальная тектоническая обстановка региона заключается в соединении двух зон
субдукции: на севере (Окраина Хикуранги) и на юге (окраина Пюйсегюр), соединенных косой
континентальной коллизией вдоль Альпийского разлома, расположенного на Южном острове
Новой Зеландии. Это вызывает изменения в структуре его морфологии. Морфологическую
структуру желоба также называют «ножницами субдукции». Субдукция ПСГ/Хьорт имеет
очень наклонный (правосторонний) характер и направлена на юг. Субдукция Хикуранги
направлена на северо-запад [111]. Следовательно, Южный остров оказывается «зажат» между
«ножницами субдукции». Морфология глубоководных желобов представляет собой результат
комплексного воздействия сложного ряда факторов, таких как океанографические,
геологические и тектонические условия, которые в конечном итоге определяют существующие
формы рельефа. Желоб Хьорта характеризуется наклонной геоидной аномалией зоны
субдукции. Сильное землетрясение 1924 г. произошли в северной части желоба Хьорта, что
указывает на механизм очага надвига и активную субдукцию молодой океанической литосферы
под более старую океаническую литосферу. Частые сейсмические явления, чаще всего реже
глубиной более 20 км, характеризуют транспрессию вдоль границы плиты. Южный сегмент
Альпийского разлома на Южном острове продолжается в бассейне Тасманова моря и
заканчивается в точке ПСГ. Индо-Австралийская плита погружается на восток через ПСГ под
Тихоокеанскую плиту.

Геологические события во время тектонических исторических записей этого региона,
такие как эоцен-олигоценовый рифтогенез, а также миоцен-четвертичный сдвиг, истончение
земной коры в бассейне Соландера, развитие косые зоны субдукции в ПСГ, изучены путем
обработки данных рельефа морского дна и интерпретации сейсмических и батиметрических
профилей поперечного сечения [247; 248]. Также на образование рельефа оказывают
воздействие эффекты минералогии слэбов и фазового химического состава на динамику
субдукции (плавучесть, поле напряжений), кинематику (скорость субдукции и движения плит),
упругость (деформация и скорость сейсмических волн), термометрия (effekты скрытой
теплоты, изобарического перегрева) и сейсмичность (из-за нестабильности адиабатического сдвига), что обсуждалось в существующих работах [Bina et al. 2001]. Однако следует учитывать, что в реальности морфология рельефа желобов более сложны, чем представленные в моделях. Судя по всему, плиты могут прогибаться горизонтально в переходной зоне верхней мантии под некоторыми сходящимися краями, тогда как проникновение на более низкие глубины мантии может происходить и под другими сегментами островной дуги, что может указывать на различные типы субдукции через переходную зону верхней мантии и формирование желоба.

На морфологию глубоководного желоба оказывают влияние различные физические и химические процессы, что требует междисциплинарного подхода, что требует анализа таких данных как сейсмология, физика минералов, геохимия, петрология, структурная геология, механика горных пород и геодинамическое моделирование района желоба. Например, кинетика фазового превращения определяет плавучесть, скорость субдукции и, следовательно, тепловую структуру, причем последняя обратная связь влияет на кинетику. На реологию и динамику крупномасштабных тектонических плит влияют превращения минералов и их кинетика. Данные реологии мантийных минералов, хотя и имеют большое значение для процесса субдукции, трудно изучать экспериментально в связи с ограничениями связанными с данными о давлениях переходной зоны и нижней мантии. Повышение собственной плотности или вязкости с глубиной, а также фазовые переходы с отрицательным наклоном Клапейрона могут ускорять или задерживать глубинную субдукцию, оказывать воздействие на тектонические условия и движение плит на поверхности Земли. Эффекты субдукции пород земной коры при континентальной коллизии заключаются в следующем. При субдукции на глубине свыше 90 км. части континентальной коры быстро выходят на поверхность, таким образом обеспечивая выход минералов высокого давления в область желоба.

## 2.20 Желоб Хикуранги

Желоб Хикуранги (ЖХ) (иногда также называемый трогом) расположен на окраине Хикуранги, 500 км длиной, 480 км шириной, к северо-востоку от о. Северного (Рис. 33). Тихоокеанская плита здесь погружается под Индо-Австралийскую плиту в точке ЖХ; Индо-Австралийская плита погружается под Тихоокеанскую плиту в желобах Пюйсегюр и Хьорт. Две границы субдукции отмечены к западу от Новой Зеландии, а также правосторонний Альпийский разлом. Этот район характеризуется геологически сложной историей и современной наклонной субдукцией, зонные и субдукционные ножницами. Такая сложная
батиметрия демонстрирует значительные геоморфологические особенности, а также изменчивость между желобами Хикуранги, Пюйсегур и Хьорт: есть различия, вызванные формациями подводных гор и рельефа дна, препятствующего естественной кривизне желобов.

Топонимия ЖХ различается в существующих литературе из-за его специфической геоморфологии: в некоторых работах он упоминается как «желоб», например [149], в других работах - как трог, например [191; 220; 112]. Тектоническое положение ЖХ находится на южном конце 1000-километрового отрезка Тонга-Кермадек системы субдукции Хикуранги, где Тихоокеанская плита наклоняется на юг под Индо-Австралийскую плиту, а Индо-Австралийская плита, в свою очередь, имеет сдвиговое движение (4 см/год). По сравнению с желобом Кермадек, достигающим до 9000 м, ЖХ относительно неглубокий (ок. 3000 м).

<figure><img src="image_35.png" /><figcaption>Рис. 33.</figcaption></figure>

Тихоокеанская плита в этом районе наклоняется в точке ЖХ под пологим углом около 3° на протяжении не менее 100 км под желобом, а затем становится круче под Северным о. (Рис. 33) [Barker et al. 2009]. Альпийский разлом тянется субпараллельно западному краю ЖХ. Скорость субдукции на границе ЖХ зависит от общей тенденций с увеличением к северу: 34 мм/год на юге (к западу от желоба Баунти), 38 мм/год в его в центральной части (Северный о.) и 47 мм/год на севере (Северный о.). Образование ЖХ и зоны субдукции северо-западного района Хикуранги началась около 20 млн лет назад. Субдуцированная плита имеет хорошо выраженную
зону Вадати-Бениоффа и становится круче от мелких углов у поверхности до вертикальных на глубинах свыше 100 км [108].

Геофизические и геологические условия окраины Хикуранги меняются при движении вдоль желоба с юга на север. Интерсейсмическая связь сильна и глубока на юге, затем постепенно уменьшается к северу, где становится мелкой и слабой. Южный регион характеризуется аккреционным клином и тектоническим сжатием в преддуге. Северный регион отличается фронтальной субдукцией, эрозией, многочисленными подводными горами и слегка растянутой верхней плитой. Кинематика границы Хикуранги, изученная с помощью измерений глобальной системы позиционирования (GPS) поля горизонтальных скоростей показала изменения разломов вдоль окраины и тектонических изменений по часовой стрелке. Плато Хикуранги изначально составляло часть крупнейшего океанического плато на Земле, плато Онтонг Ява, в юго-западной части Тихого океана, а позднее отделилось.

Окраины Хикуранги и континентальный шельф Северного острова Новой Зеландии хорошо изучены с помощью различных методов: батиметрические, гидроакустические [112], анализ процессов активной тектоники. Палеогеографическая реконструкция области Хикуранги [220] с учетом эволюции его батиметрии были выполнены с использованием передовых методов термохронологии. На скорость и направление миграции желоба влияет множество факторов. К ним относятся соединение плиты с мантией, взаимодействие плиты с переходом мантии, геометрия плиты, кинематика, скорость деформации, температура, жидкость давление, механизмы деформации, а также реология мантии. Динамика плит является одним из наиболее важных факторов формирования, динамики и миграции желоба. Механизмы миграции желобов (отступление или продвижение) имеют решающее значение для характеристики движущих сил тектоники, и происхождения субдуцирующих слэбов в глубокой мантии и определения характеристик систем зон субдукции, которые являются одними из фундаментальных вопросов науки о твердой Земле.

Дальнейшие открытия в геологии разведки в ЖХ с особым вниманием к просачиванию метана и газогидратов в низлежащих отложениях относительно хорошо изучены (например, [239; 235]. В литературе имеются также исследования прошлых (голоценовых) субдукционных землетрясений, косейсмических прибрежных деформаций и цунами [121], что впоследствии в значительной степени повлияло на анализ морфологии окраины Хикуранги, образующей затопленные террасы [120].
# ГЛАВА 3. МЕТОДОЛОГИЯ

Представленная диссертация вносит вклад в развитие методов анализа данных в геофизических и геоморфологических исследованиях, демонстрируя совместное использование GMT, Python, AWK, R и Octave/Matlab. Статистический анализ данных реализован с помощью алгоритмов машинного обучения (machine learning) для интеграции многомерных массивов больших данных (big data) статистическими пакетами R и Python, позволяющей выполнять анализ геоданных и правильный подбор оптимальных алгоритмов обработки. Полностью предоставленные программные коды делают это исследование повторяемым и доступным для других ученых. Применение методов программирования с открытым исходным кодом быстро заменило коммерческие технологии, что представляет GMT, Python и R эффективными инструментами для задач морской геоморфологии, геодинамике и геофизике морского дна. Это исследование способствует развитию технической реализации алгоритмов машинного обучения для эффективных обработки геоданных.

## 3.1 Данные

Данные, используемые в диссертации для моделирования и визуализации, включают растровые и векторные типы. Высококачественные геопространственные датасеты имеют решающее значение для анализа данных в большом исследовательском проекте. Важность входных данных объясняется тем, что их качество влияет на конечный результат: использование высокоточные данных с высоким разрешением позволяет получить достоверные результаты. Тем более это актуально для батиметрического и геоморфологического картографирования, где точность является ключевым фактором результатов исследования [343]. Т.о., выбор, оценка и интеграция соответствующих данных были начальным этапом диссертационного проекта.

Растровые данные включают батиметрические и топографические сетки.
<table><caption>Таблица 2 – Источники данных, типы и точность</caption><thead><tr><td>No</td><td>Название данных</td><td>Источник</td><td>Тип и происхождение</td></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>ETOPO1, ETOPO5</td><td>NOAA</td><td>Разрешение 1 arc-min (угловой минуты) и 5 arc-min для ETOPO5</td></tr><tr><td>2</td><td>Global CMT Catalog</td><td>Harvard CMT</td><td>U.S.</td></tr><tr><td>3</td><td>Earth Gravitational Model of 1996 (EGM96)</td><td>National Geospatial Intelligence Agency (NGA)</td><td>Разрешение 15 arc-minute (угловой секунды)</td></tr><tr><td>4</td><td>GSHHGD</td><td>GMT embedded dataset</td><td></td></tr><tr><td>5</td><td>GEBCO</td><td>BODC, IHO Data Center for Digital Bathymetry (DCDB)</td><td>Разрешение 15 arc-second (угловой секунды)</td></tr><tr><td>6</td><td>EGM-2008, EGM-96</td><td>Pavlist et al. 2012, NASA</td><td>Разрешение 2.5 arc-minute (угловой минуты)</td></tr><tr><td>7</td><td>SRTM DEM</td><td>National Geophysical Data Center (NGDC)</td><td>NOAA, 15-sec DEM raster grid</td></tr><tr><td>8</td><td>Gazettier</td><td>International Hydrographic Organization (IHO)</td><td>IHO, U.S.</td></tr><tr><td>9</td><td>Global Volcanism Program (GVP) database</td><td>Smithsonian Institution</td><td>U.S.</td></tr><tr><td>10</td><td>IRIS</td><td>каталог сейсмичности и землетрясений</td><td>IRIS</td></tr><tr><td>11</td><td>Google Earth Pro</td><td>Keyhole, Inc.</td><td>U.S.</td></tr><tr><td>12</td><td>Geologic datasets (границы тектонических плит, линеаменты, желоба, офиолиты, вулканы)</td><td>Bird, 2003</td><td>SIO</td></tr></tbody></table>

На основе анализа карт ETOPO1 [98] для 20 желобов были выбраны подходящие участки для нанесения данных выборки на профили поперечного сечения. Визуализация геоида и гравитационных сеток проводилась на основе растровых данных CryoSat-2, Jason-1. Использование GEBCO, ETOPO1, SRTM позволили выполнить картографирование с высоким разрешением и пространственный анализ. Проект GEBCO, направленный на высокоточное картирование морского дна океана, зародился еще в начале 20-го века и регулярно обновляется. Обновление данных GEBCO проводится на основе батиметрических наблюдений исследовательских судов и гидрографических совещаний и поддерживают как точность карты GEBCO, так и актуальность топонимики подводных объектов. Другие наборы данных,
включают в себя SRTM, ETOPO1, ETOPO5. Однако, 15-секундное разрешение GEBCO определяет его более надежную точность по сравнению с другими растровыми данными. Поэтому использование GEBCO было основным при картографировании и выполнено с помощью скриптового инструментария GMT с использованием существующих методологий и технической документации, доступной как на GEBCO, так и на GMT [350]. Общие батиметрические карты были основаны на картографировании растров ETOPO1, SRTM и GEBCO. Качественные батиметрические данные ETOPO1 и ETOPO5 использовались и сравнивались для выполнения картографирования и геоморфологического моделирования.

Векторные данные включают глобальные слои береговых линий, континентов и береговых линий, встроенные в GMT и загружен с высоким разрешением (ASCII) и датасеты гравитации из репозиториев с открытым исходным кодом (USGS). Прибрежные границы на всех картах были на основе Глобальной самосогласованной, иерархической географической базы данных высокого разрешения (GSHHGD) для визуализации тематических геологических карт желобов. Сбор геоданных высокого разрешения был выполнен с веб-сайта USGS, доступных встроенных слоев GMT [351; 268] и геологических слоев из репозиториев Института океанографии им. Скриппса (SIO). Геологические очертания, хребты, вулканические пятна, тектоника морского дна, линии границ плит, скорость перемещений и зоны разрушения были картографированы с помощью использования модулей GMT и преобразованы в файлы изображений модулем GMT 'psconvert'.

## 3.2 Методика

Общая методическая схема представленного исследования представлена в Таблице 3. Традиционные методы морского геологического моделирования включают использование ГИС-обработки изображений, такие как, снимки Sentinel-2A, SPOT3, SPOT4, ENVISAT, Landsat TM [283; 290; 295] или создание карт и анализа геоданных, на основе данных, полученных в экспедициях [186; 188; 189; 240]. Традиционно методология исследований подводной геоморфологии поддерживаются программным обеспечением ГИС, в основном в области геологического моделирования. Методы дистанционного зондирования применительно к совершенствованию методов изучения рельефа морского дна непрерывно совершенствуются параллельно с развитием автоматизации и техническим совершенствованием алгоритмов [33; 50; 55; 73; 76]. Геоморфологические исследования используют моделирование ГИС и 3Д ЦМР для пространственного анализа.
Морфологический анализ формы рельефа желобов использует методологическую базу данных экспериментального моделирования, в сочетании с анализом пространственных данных с помощью ГИС. Другие примеры включают приложение снимков анализа временных рядов, морфологическое планиметрическое моделирование методами комбинированного наложения топокарт и спутниковых снимков.

<table><caption>Таблица 3 – Программы, использованные в работе и методика применения</caption><thead><tr><td>№</td><td>Название</td><td>Тип</td><td>Методика</td></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>GMT</td><td>Картографирование (скриптовый подход)</td><td><ul><li>Картографирование, моделирование.</li><li>Разработка и написание скриптов.</li><li>Автоматическая оцифровка профилей по авторской методике.</li><li>Визуализация топографических карт, карт гравиметрии и геоида по модулям GMT.</li><li>Выбор и установка проекции (Меркатор, UTM, цилиндрическая, азимутальная и пр.)</li><li>Дизайнерская корректура карт (выбор цветовых палитр, шрифтов, подготовка макета, корректировка размеров и типа рисунка значков, толщины и цветов контура, насечки, цвета заливки, текстуры, прозрачность)</li><li>Конвертация PostScript в графический формат.</li><li>Послойное составление карт (растровые и векторные слои, обрабатываемые в каждой строке кода скрипта GMT по отдельности).</li><li>Сравнительный геопространственный анализ.</li></ul></td></tr><tr><td>2</td><td>QGIS</td><td>Картографирование (геоинформационный подход)</td><td>ГИС-картография. Ручная оцифровка профилей плагинами. Визуализация карт с использованием меню QGIS. Конвертация атрибутовых таблиц в csv-формат. Обработка нативных слоев ArcGIS (shp-файлов). Визуализация и подготовка макета карты (layout)</td></tr><tr><td>3</td><td>AWK</td><td>Конвертация данных и форматирование таблиц</td><td>Обработка и форматирование таблиц</td></tr><tr><td>4</td><td>R</td><td>Статистический анализ данных</td><td>Моделирование, статистический анализ таблиц, построение графиков</td></tr><tr><td>5</td><td>Python</td><td>Статистический анализ данных</td><td>Моделирование, статистический анализ таблиц, построение графиков</td></tr><tr><td>6</td><td>Octave/ MATLAB</td><td>Визуализация данных</td><td>Моделирование, статистический анализ таблиц, построение графиков</td></tr><tr><td>7</td><td>BibLaTeX</td><td>Библиография</td><td>Обзор литературы</td></tr><tr><td>8</td><td>LaTeX</td><td>Верстка</td><td>Техническая верстка</td></tr></tbody></table>

По сечению профилей построенных на анализе больших массивов данных была проанализирована морфологическая структура желобов и представлена визуализация ЗВ топографии желобов для их сравнительного анализа. Визуализация использовалась для анализа процессов, приводящих к модификации русла желоба, влияющие на процессы динамики.
Предлагаемая методология моделирования морфологической вариации глубоководных желобов основана на анализе параметров (продольные и поперечные разрезы, вариации геофизических параметров, изменение глубины и ширины). Представленная диссертация делает акцент на использовании высокоуровневых языков программирования и подхода скриптовой картографии для обработки больших массивов данных, импортированных в GMT.

### 3.3 GMT

В качестве основного набора инструментов, использованный в этом исследовании выбран GMT с функциональностью модулей, описанной в соответствующей документации [349; 309]. GMT был использован для обработки растровых сеток, картографирования и автоматизированная оцифровка геоморфологических профилей. По сравнению с традиционными ГИС, преимущества GMT заключаются в его высокой эффективности благодаря использованию скриптового подхода в процессе картографирования, а не графического интерфейса пользователя (GUI), а также наличие открытого исходного кода. Общая схема методики в GMT включала следующие шаги:

* Батиметрическое отображение GEBCO/ETOPO1, модулями GMT 'grdcut' и 'grdimage';

* Картографирование, визуализация и анализ морской гравитации и геоида;

* топографическое и гравиметрическое моделирование на основе данных ASCII;

* Использование модулей 'psbasemap', 'psxy', 'grdcontour' для построения контуров;

* Трехмерное моделирование;

* Автоматизированная оцифровка ортогональных поперечных профилей модулем 'grdtrack' вдоль выбранного сегмента желобов протяженностью 400 км, интервалом 20 км, с расстоянием 2 км между транзектами;

* Визуализация средних, медианных значений и построение трендов для профилей с помощью модуля 'trend1d';

* Описательный статистический анализ с помощью гистограмм.

В отличие от классической ГИС, GMT полностью основан на скриптовом подходе на основе UNIX с использованием командной строки без графического интерфейса. Таким образом, GMT не является классической ГИС. Используя многофункциональность GMT, скрипт использует многочисленные аргументы для тонкой настройки каждого картографического элемента: проекции, метки, направление на север, большие и
второстепенные сетки, заголовки, цветовые палитры, легенды, векторные элементы, аннотации, элементы карты (береговые линии, направленные розы, масштабные линейки) и т. д.

Функциональность подхода GMT заключается в его написании скриптов, когда отдельные функции для картографических объектов могут быть определены в каждой строке кода GMT. Каждая небольшая строка кода представляет собой ссылку на конкретный модуль GMT. Комбинированные вместе в виде последовательного скрипта, коды используются для картографирования. По сравнению с ГИС, преимуществом GMT является высокая картографическая функциональность, позволяющая полностью настраивать и улучшить эстетику картографических элементов: шрифты, толщину и шрифт линий, макет, большое разнообразие визуализация, построение графиков, моделирование, расширенные картографические модули (картографические проекции, моделирование, сетка обработка растровых данных), цветовые шкалы и др. [350]. Технические сложности, связанные с полным отсутствием GUI в GMT, а также его консольным подходом из командной строки окупаются его мощной функциональностью и отличной визуализацией. GMT совместим с командами Unix (cut, rm, echo) и библиотекой обработки геопространственных данных GDAL, что позволяет оперировать как растровыми, так и векторными данными, производить высококачественные карты и графику, имеет встроенные функции для описательного статистического анализа (гистограммы). Все это делает его одним из самых предпочтительных наборов инструментов для визуализации данных и картографии.

В качестве примера технологии картографирования морского дна с использованием скриптов GMT продемонстрирован сравнительный анализа 20 глубоководных желобов. Поскольку GMT является картографическим набором инструментов для создания скриптов, состоящим из модулей, для подготовки карт использовалось несколько основных модулей. Вспомогательные модули GMT были также использованы для картографической визуализации. Способы визуализации данных модулями GMT включают профили поперечного сечения, топографическое моделирование, тематическое геологическое картирование, моделирование геоида и гравитационных полей. Ряд модулей GMT (grdhisteq, pscoast, pshistogram, pstext, gmtset, gmtdefaults, grdcut, makecpt, grdimage, psscale, grdcontour, psbasemap, nearneighbor, gmtlogo, psconvert) использовался для визуализации, моделирования и отображения характеристик морского дна, а также текстуры и формы профилей поперечного сечения. Модуль gmtinfo использовался для получения информации о таблицах данных из растровых сеток. Вспомогательные модули GMT использовались для обработки технических данных,
например 'gmtwhich', чтобы найти полные пути к указанным файлам в командной строке, модуль 'gmt.conf' для определения конфигурации параметров GMT.

Интерпретация топографических профилей, отбор геологических проб, гравитационное моделирование и статистический анализ также был создан с помощью набора инструментов скриптов GMT. Комбинация модулей GMT была применена для моделирования, анализа, сравнение и визуализации изменений геоморфологии желобов. Подход машинного обучения GMT использовался для автоматического построения графиков, визуализации, моделирования, картографирования и интерпретация желобов, Последовательное использование модулей GMT позволили получить более полное представление об их геоморфологической форме и сравнить точность данных в интерпретации, основанные на концепции скриптов, использованные при визуализации поперечных разрезов.

Методология автоматического прочерчивания поперечных профилей, использованная в этой диссертации, оказалась успешной. Машинные автоматизированные средства визуализации и построения геоморфологических моделей, применяемых для батиметрии желобов позволили свести к минимуму ручную картографическую рутинную работу и обеспечить выполнение большого объема работ (20 желобов). Использование GMT позволяет автоматически оцифровать профили, а затем выполнить статистический анализ путем построения гистограмм и трендов моделей для анализа формы профилей с использованием математических моделей аппроксимации линий. Несколько модулей GMT были также протестированы и применены для картографической визуализации гравиметрии, модели геоида, топографического картографирования, геоморфологического моделирования и статистического анализа данных.

Иные существующие автоматические методы картографической оцифровки включают, например, Autotrace [333] или программное обеспечение для батиметрического картографирования, Hydrosweep DS-2, CARIS HIPS, GMT во многом управляется разработанными алгоритмами машинного обучения. Применение искусственного интеллекта (ИИ) в картографической рутине, значительно минимизирует ручную работу и субъективность, и наоборот, увеличивает общую точность обработки данных и визуализации. GMT предлагает продвинутые решения в картографической автоматизации моделирования поперечных сечений на основе машинного обучения методом автоматической оцифровки, в результате которой были построена серия профильных разрезов 20 желобов Тихого океана.

Применение методов GMT для картографирования желобов позволило с моделировать профили поперечного сечения для геоморфологического анализа и визуализировать их
морфологические параметры. Каждый желоб отличался специфической геоморфологической формой подводного рельефа, геологическими особенностями субстрата, сложностью локальных тектонических условий и особенностями исторического развития движений литосферных плит в этой области. Максимальные глубины в сегментах желоба, полученные по оцифрованным сеткам GEBCO и ETOPO1 были использованы для сравнительного статистического анализа и отображены на гистограммах.

### 3.3.1 Батиметрическое картографирование

Анализ морфоструктуры океанических желобов по батиметрическим данным основывается на крупномасштабном 2Д и 3Д картографировании. Очерченные изолинии позволяют интерпретировать крутизну и градиент желобов, что требует определенной картографической интерпретации. Батиметрические данные с высоким разрешением важны для визуализации формы желоба в разрезе и четкого определения его морфологии. Топографические карты низкого разрешения (например, ETOPO5) могут снизить точность, поэтому ETOPO1 и GEBCO сетки набора данных были выбраны для картографирования. ETOPO1 была смоделирована с использованием модуля grdimage GMT для 3Д визуализации. Модули psbasemap, grdcontour использовались для отображения элементов базовой карты (например, контуров земли, геоида и батиметрия, сеток и названия) на батиметрических картах. Каждый модуль состоит из небольшой строки кода. Объединенные вместе в виде скрипта, они использовались для создания и визуализации карт. Например, GMT модуль grdimage был основным, который использовался для картографирования батиметрической сетки с использованием кода GMT:

```
gmt grdimage GEBCO_2019.nc -Cmyocean.cpt -R120 / 134/20/33 -JM6i -P -I + a15 + ne0.75 -Xc -K> $ ps
```
Например, в случае региона Тонга-Кермадек команда `-R использовалась` для выборки части изображения по заданным координатам: `-R140/195/-50/-5` из всей сетки. При этом южное полушарие имеет отрицательные координаты. Цветовая палитра была создана с помощью модуля `'makecpt'` из доступной `'geo'` палитры, настроенной в соответствии с диапазоном данных (например, район Тонга-Кермадек с топографией от -11000 до 4500. Для картографических проекций в большинстве случаев была выбрана традиционная проекция Меркатора, которая была настроена используя следующую команду: `'-JM6i'`, что означает проекцию Меркатора с шириной карты 6 дюймов; `'-P'` означает портретную ориентацию; `'-K'` означает продолжение скрипта. Легенда в левой части батиметрических карт была добавлена с