Глубоководные желоба представляют собой длинные и узкие, слегка
изогнутые или реже прямолинейные в плане прогибы, имеющие асимметричный,
за счет большей крутизны внутренних склонов, V-образньгй профиль. Длина
этих структур 1000—6000, ширина до 100, глубина дна 5—11 км от уровня
океана и 2—3,5 км от основания прижелобного океанического вала. По
последнему параметру глубины желобов сравнимы с высотами
срединно-океанических хребтов. В желобах устанавливаются сбросовые
ступени, флексурные перегибы, локальные горсты и грабены.
Вдоль глубоководных желобов протягиваются сейсмофокальныс зоны Вадати—Заварицкого—Беньофа
с очагами землетрясений
глубиной до 700 км. Плоскости падения этих зон под
континент в верхней части их пологие (до 5°), а ниже точки перегиба,
которую и маркируют глубоководные желоба, достаточно крутые (более 30°).
Установлено, что зоны в точках перегиба подвергаются растягивающим
усилиям, приводящим к возникновению сложной системы блоков, смешенных по
разломам как в горизонтальном, так и вертикальном направлениях [77]. В
плитно-тектонической концепции сейсмофокальные зоны рассматриваютя как
зоны поддвига океанической литосферы одной плиты под литосферу другой,
т. е. как границы схождения литосферных плит, на которой происходят
разрушение океанической коры и рост коры континентальной.
Под желобами кора по своим геофизическим параметрам не отличается от
обычной океанической. Над ними устанавливаются отрицательные
гравитационные аномалии в свободном воздухе. Магнитное поле спокойное и
резко отличается от полосового аномального поля участков океанического
ложа, прилегающих к срединно-океаническим хребтам. Тепловой поток
понижен.
В зависимости от широтной зональности и интенсивности поступления
терригенного материала в желобах накапливаются отложения сероцветных
туффито-кремнисто-терригенной и карбонатно-кремнисто-глинистой
турбидитной формаций, но иногда, при удаленности источников сноса,
туффито-глинисто-кремнистой красноцветной с пелагическим типом фоновой
седиментации. Мощность осадков на дне желобов может колебаться от 0 до
200 м, залегание их горизонтально. По характеру осадочного покрова и
другим признакам внешние (океанические) склоны желобов отличаются от
внутренних (приконтинентальных или приостроводужных).
Внутренний склон имеет среднюю крутизну 8—10°. На нем отмечаются террасы
и крупные каньоны, в устьях которых развиты глубоководные конусы выноса.
К ним приурочены наиболее мощные (до 1000 м) чехлы осадков. Характер
отложений турби-дитный и олистостромовый, обусловленный оползнями и
обвалами, суспензионно-потокового типа с нарушенной нормальной
стратиграфической последовательностью. В низах разреза отмечаются
пелагические осадки. У основания склона отложения часто скучены,
уплотнены и смяты в сложные системы складок [77]. Ими образованы гребни
или карнизы, рассматривающиеся как части аккреционной призмы. В
некоторых желобах фиксируются уступообразные отвесные участки склонов,
лишенные осадков и сложенные породами офиолитовой ассоциации.
Внешний склон менее крутой (до 5"). Покрыт он пелагическими маломощными
осадками, залегающими под небольшим углом к оси желоба, на базальтовом
основании.
В желобах установлены как плутонические, так и вулканические члены
офиолитовой ассоциации. Плутонические породы относятся к толеитовой и
известково-щелочной сериям.
Палеоаналоги структурно-вещественных комплексов глубоководных желобов
выявить трудно, так как типы осадков не выделяются сколько-нибудь
отчетливо. Скорее всего желоба геологического прошлого могут быть
установлены по структурным швам (сутурам) с офиолитами, а также по
положению таких сутур относительно других субдукционных палеообстановок
(окраинных бассейнов, островодужных и пр.) на границах литосферных плит.
Кроме того, по мнению А. Миясиро [63], местоположение палеожелобов и
палеосейсмофокальных зон может устанавливаться по наличию парных
метаморфических поясов, из которых высокобарический фиксирует палеожелоб.
Островные дуги являются сложными системами, как однорядными, так и
многорядными, состоящими из внешней кевулкани-ческой дуги и внутренней
собственно вулканическом, иногда двойной и даже тройной, разделенными
узкими морскими бассейнами. Между вулканическими дугами и материком
располагаются задуговые бассейны, именуемые окраинными. По современным
представлениям [17] эти системы закладывались у самого края континента и
по мере развития (расширения) задугового бассейна удалялись от него на
значительные расстояния (Марианская дуга до 1400 км). Располагаются они
над зонами субдукции (сейсмофокальными зонами Вадати—Заварицкого—Беньофа)
и характеризуются максимальной сейсмичностью в профиле этих зон,
пониженными значениями сейсмических скоростей верхней мантии, высокими
значениями теплового потока, резкими положительными гравитационными
аномалиями в свободном воздухе. Мощность земной коры колеблется от 15 до
30 км и более. На эродированных участках островных дуг выделяются
параллельные их простиранию парные метаморфические пояса:
высокобарический — низкотемпературный («голубые сланцы»,
глаукофан-лав-сонит-жадеитовая ассоциация), в зоне субдукции на
океанической стороне, и низкобарический — высокотемпературный (кордиерит-андалузит-силлиманитовая
ассоциация), сопровождаемый интрузиями гранитоидов, в зоне вулканической
дуги на континентальной стороне. А. Миясиро [63], изучавший эти пояса,
пришел к выводу, что зона «голубых сланцев» фиксирует глубоководный
желоб геологического прошлого, а зона высокотемпературного метаморфизма
соответствует зоне повышенного теплового потока за вулканическим
фронтом. Кроме того, им же высказана мысль, подтверждающаяся и
геологическими данными, что зоны голубо сланцевого метаморфизма (а
следовательно, глубоководные желоба и сами процессы субдукции) в
современном их понимании стали проявляться в истории Земли с начала
позднего протерозоя.