Las fosas oceánicas son depresiones topográficas prominentes, largas y estrechas del fondo del océano . Por lo general, tienen entre 50 y 100 kilómetros (30 a 60 mi) de ancho y entre 3 y 4 km (1,9 a 2,5 mi) por debajo del nivel del fondo oceánico circundante, pero pueden tener miles de kilómetros de longitud. Hay alrededor de 50.000 km (31.000 mi) de fosas oceánicas en todo el mundo, principalmente alrededor del océano Pacífico , pero también en el océano Índico oriental y en algunas otras ubicaciones. La mayor profundidad oceánica medida está en el abismo Challenger de la fosa de las Marianas , a una profundidad de 10.994 m (36.070 pies) por debajo del nivel del mar .
Las fosas oceánicas son una característica de la tectónica de placas distintiva de la Tierra . Marcan las ubicaciones de los límites de las placas convergentes , a lo largo de los cuales las placas litosféricas se mueven una hacia la otra a velocidades que varían desde unos pocos milímetros hasta más de diez centímetros por año. La litosfera oceánica se mueve hacia las fosas a una velocidad global de aproximadamente 3 km2 ( 1,2 millas cuadradas) por año. [1] Una fosa marca la posición en la que la placa flexionada y en subducción comienza a descender debajo de otra placa litosférica. Las fosas son generalmente paralelas a un arco volcánico y a unos 200 km (120 millas) de él .
Gran parte del líquido atrapado en los sedimentos de la placa en subducción regresa a la superficie en la fosa oceánica, lo que produce volcanes de lodo y filtraciones frías . Estos sustentan biomas únicos basados en microorganismos quimiotróficos . Existe la preocupación de que los desechos plásticos se estén acumulando en las fosas y amenacen a estas comunidades.
Existen aproximadamente 50.000 km (31.000 mi) de márgenes de placas convergentes en todo el mundo. Estos se encuentran principalmente alrededor del océano Pacífico, pero también se encuentran en el este del océano Índico , con algunos segmentos de márgenes convergentes más cortos en otras partes del océano Índico, en el océano Atlántico y en el Mediterráneo. [2] Se encuentran en el lado oceánico de los arcos de islas y orógenos de tipo andino . [3] A nivel mundial, hay más de 50 fosas oceánicas importantes que cubren un área de 1,9 millones de km 2 o aproximadamente el 0,5% de los océanos. [4]
Las trincheras son geomorfológicamente distintas de las depresiones . Las depresiones son depresiones alargadas del fondo marino con lados empinados y fondos planos, mientras que las trincheras se caracterizan por un perfil en forma de V. [4] Las trincheras que están parcialmente rellenas a veces se describen como depresiones, por ejemplo, la depresion de Makran . [5] Algunas trincheras están completamente enterradas y carecen de expresión batimétrica como en la zona de subducción de Cascadia , [6] que está completamente llena de sedimentos. [7] A pesar de su apariencia, en estos casos la estructura tectónica de placas fundamental sigue siendo una trinchera oceánica. Algunas depresiones se parecen a las trincheras oceánicas pero poseen otras estructuras tectónicas. Un ejemplo es la depresion de las Antillas Menores , que es la cuenca del antearco de la zona de subducción de las Antillas Menores . [8] Tampoco es una trinchera la depresion de Nueva Caledonia , que es una cuenca sedimentaria extensional relacionada con la zona de subducción de Tonga-Kermadec . [9] Además, la fosa de Caimán, que es una cuenca de separación dentro de una zona de falla transformante , [10] no es una fosa oceánica.
Las fosas, junto con los arcos volcánicos y las zonas de Wadati-Benioff (zonas de terremotos bajo un arco volcánico) son diagnósticos de límites de placas convergentes y sus manifestaciones más profundas, las zonas de subducción . [2] [3] [11] Aquí, dos placas tectónicas se desplazan una hacia la otra a una velocidad de unos pocos milímetros a más de 10 centímetros (4 pulgadas) por año. Al menos una de las placas es litosfera oceánica , que se hunde debajo de la otra placa para reciclarse en el manto de la Tierra .
Las fosas están relacionadas con las zonas de colisión continental, como el Himalaya , pero son distintas de ellas . A diferencia de las fosas, en las zonas de colisión continental la corteza continental entra en una zona de subducción. Cuando la corteza continental flotante entra en una fosa, la subducción se detiene y el área se convierte en una zona de colisión continental. Las zonas de colisión tienen características análogas a las fosas . Una de esas características es la cuenca de antepaís periférica , una fosa de antepaís llena de sedimentos . Entre los ejemplos de cuencas de antepaís periféricas se incluyen las llanuras de inundación del río Ganges y el sistema fluvial Tigris-Éufrates . [2]
Las fosas no se definieron claramente hasta finales de los años 1940 y 1950. La batimetría del océano era poco conocida antes de la expedición Challenger de 1872-1876, [12] que realizó 492 sondeos de las profundidades del océano. [13] En la estación n.° 225, la expedición descubrió el abismo Challenger , [14] ahora conocido como el extremo sur de la fosa de las Marianas . El tendido de cables telegráficos transatlánticos en el fondo marino entre los continentes durante finales del siglo XIX y principios del XX proporcionó una motivación adicional para mejorar la batimetría. [15] El término trinchera , en su sentido moderno de una depresión alargada prominente del fondo del mar, fue utilizado por primera vez por Johnstone en su libro de texto de 1923 Introducción a la oceanografía . [16] [2]
Durante los años 1920 y 1930, Felix Andries Vening Meinesz midió la gravedad sobre fosas utilizando un gravímetro recientemente desarrollado que podía medir la gravedad desde un submarino. [11] Propuso la hipótesis tectógena para explicar los cinturones de anomalías de gravedad negativa que se encontraron cerca de los arcos insulares. Según esta hipótesis, los cinturones eran zonas de hundimiento de rocas corticales ligeras que surgían de corrientes de convección subcorticales. La hipótesis tectógena fue desarrollada por Griggs en 1939, utilizando un modelo analógico basado en un par de tambores giratorios. Harry Hammond Hess revisó sustancialmente la teoría basándose en su análisis geológico. [17]
La Segunda Guerra Mundial en el Pacífico condujo a grandes mejoras en la batimetría, en particular en el Pacífico occidental. A la luz de estas nuevas mediciones, la naturaleza lineal de las profundidades quedó clara. Hubo un rápido crecimiento de los esfuerzos de investigación en aguas profundas, especialmente el uso generalizado de ecosondas en los años 1950 y 1960. Estos esfuerzos confirmaron la utilidad morfológica del término "fosa". Se identificaron, muestrearon y cartografiaron fosas importantes mediante sonar.
La fase inicial de la exploración de fosas alcanzó su apogeo con el descenso en 1960 del batiscafo Trieste al fondo del abismo Challenger. Tras la promulgación de la hipótesis de la expansión del fondo marino por parte de Robert S. Dietz y Harry Hess a principios de los años 1960 y la revolución tectónica de placas a finales de esa década, la fosa oceánica se convirtió en un concepto importante en la teoría de la tectónica de placas . [11]
Las fosas oceánicas tienen entre 50 y 100 kilómetros (30 a 60 mi) de ancho y tienen una forma de V asimétrica, con la pendiente más pronunciada (8 a 20 grados) en el lado interior (superior) de la fosa y la pendiente más suave (alrededor de 5 grados) en el lado exterior (subducción) de la fosa. [18] [19] El fondo de la fosa marca el límite entre las placas subductoras y superpuestas, conocido como cizalladura del límite de la placa basal [20] o el desprendimiento de subducción . [2] La profundidad de la fosa depende de la profundidad inicial de la litosfera oceánica cuando comienza su inmersión en la fosa, el ángulo en el que se hunde la losa y la cantidad de sedimentación en la fosa. Tanto la profundidad inicial como el ángulo de subducción son mayores para la litosfera oceánica más antigua, lo que se refleja en las fosas profundas del Pacífico occidental. En esta zona, los fondos de las fosas de las Marianas y de Tonga-Kermadec se encuentran entre 10 y 11 kilómetros (6,2 y 6,8 millas) por debajo del nivel del mar. En el Pacífico oriental, donde la litosfera oceánica en subducción es mucho más joven, la profundidad de la fosa de Perú-Chile es de alrededor de 7 a 8 kilómetros (4,3 a 5,0 millas). [18]
Aunque estrechas, las fosas oceánicas son notablemente largas y continuas, y forman las mayores depresiones lineales de la Tierra. Una fosa individual puede tener miles de kilómetros de longitud. [3] La mayoría de las fosas son convexas hacia la placa en subducción, lo que se atribuye a la geometría esférica de la Tierra. [21]
La asimetría de la zanja refleja los diferentes mecanismos físicos que determinan el ángulo de la pendiente interna y externa. El ángulo de la pendiente externa de la zanja está determinado por el radio de curvatura de la placa en subducción, determinado por su espesor elástico. Dado que la litosfera oceánica se engrosa con la edad, el ángulo de la pendiente externa está determinado en última instancia por la edad de la placa en subducción. [22] [20] El ángulo de la pendiente interna está determinado por el ángulo de reposo del borde de la placa superior. [20] Esto refleja los frecuentes terremotos a lo largo de la zanja que impiden la excesiva inclinación de la pendiente interna. [2]
A medida que la placa en subducción se acerca a la fosa, se dobla ligeramente hacia arriba antes de comenzar su inmersión en las profundidades. Como resultado, la pendiente de la fosa exterior está delimitada por una fosa exterior alta . Esta es sutil, a menudo de solo decenas de metros de altura, y generalmente se encuentra a unas pocas decenas de kilómetros del eje de la fosa. En la pendiente exterior misma, donde la placa comienza a doblarse hacia abajo en la fosa, la parte superior de la placa en subducción está rota por fallas de flexión que le dan a la pendiente de la fosa exterior una topografía de horst y graben . La formación de estas fallas de flexión se suprime donde las dorsales oceánicas o los grandes montes submarinos están subduciendo en la fosa, pero las fallas de flexión cortan directamente a los montes submarinos más pequeños. Donde la placa en subducción está solo finamente revestida con sedimentos, la pendiente exterior a menudo mostrará crestas que se extienden por el fondo marino oblicuas a las crestas de horst y graben. [20]
La morfología de la fosa se modifica en gran medida por la cantidad de sedimentación en la fosa. Esto varía desde prácticamente ninguna sedimentación, como en la fosa Tonga-Kermadec, hasta completamente llena de sedimentos, como en la zona de subducción de Cascadia. La sedimentación está controlada en gran medida por si la fosa está cerca de una fuente de sedimentos continentales. [21] El rango de sedimentación está bien ilustrado por la fosa chilena. La porción del norte de Chile de la fosa, que se encuentra a lo largo del desierto de Atacama con su tasa de meteorización muy lenta, está privada de sedimentos, con entre 20 y unos pocos cientos de metros de sedimentos en el piso de la fosa. La morfología tectónica de este segmento de fosa está completamente expuesta en el fondo del océano. El segmento central de Chile de la fosa está moderadamente sedimentado, con sedimentos superpuestos a sedimentos pelágicos o al basamento oceánico de la losa en subducción, pero la morfología de la fosa todavía es claramente discernible. El segmento del sur de Chile de la fosa está completamente sedimentado, hasta el punto en que la elevación y la pendiente externas ya no son discernibles. Otras fosas completamente sedimentadas incluyen la depresión de Makran, donde los sedimentos tienen hasta 7,5 kilómetros (4,7 millas) de espesor; la zona de subducción de Cascadia, que está completamente sepultada por 3 a 4 kilómetros (1,9 a 2,5 millas) de sedimentos; y la zona de subducción más septentrional de Sumatra, que está sepultada bajo 6 kilómetros (3,7 millas) de sedimentos. [23]
En ocasiones, los sedimentos se transportan a lo largo del eje de una fosa oceánica. La fosa de Chile central experimenta el transporte de sedimentos desde abanicos generadores a lo largo de un canal axial. [24] Se ha documentado un transporte similar de sedimentos en la fosa de las Aleutianas. [2]
Además de la sedimentación de los ríos que desembocan en una fosa, también se produce sedimentación a partir de deslizamientos de tierra en la pendiente interior tectónicamente más empinada, a menudo impulsados por megaterremotos . El deslizamiento de Reloca en la fosa central de Chile es un ejemplo de este proceso. [25]
Los márgenes convergentes se clasifican como erosivos o acrecionarios, y esto tiene una fuerte influencia en la morfología de la pendiente interna de la fosa. Los márgenes erosivos, como las fosas norte de Perú-Chile, Tonga-Kermadec y Mariana, corresponden a fosas carentes de sedimentos. [3] La losa en subducción erosiona el material de la parte inferior de la losa superior, reduciendo su volumen. El borde de la losa experimenta hundimiento y empinamiento, con fallas normales. La pendiente está sustentada por rocas ígneas y metamórficas relativamente fuertes, que mantienen un alto ángulo de reposo. [26] Más de la mitad de todos los márgenes convergentes son márgenes erosivos. [2]
Los márgenes de acreción, como el sur de Perú-Chile, Cascadia y las islas Aleutianas, están asociados con fosas moderadamente a fuertemente sedimentadas. A medida que la placa se subduce, los sedimentos son "arrastrados" hacia el borde de la placa superior, produciendo una cuña o prisma de acreción . Esto construye la placa superior hacia afuera. Debido a que los sedimentos carecen de resistencia, su ángulo de reposo es más suave que la roca que forma la pendiente interna de las fosas de los márgenes erosivos. La pendiente interna está sustentada por láminas de empuje imbricadas de sedimentos. La topografía de la pendiente interna está rugosa por desgaste de masa localizado . [26] Cascadia prácticamente no tiene expresión batimétrica de la elevación y la fosa externas, debido al relleno completo de sedimentos, pero la pendiente de la fosa interna es compleja, con muchas crestas de empuje. Estas compiten con la formación de cañones por los ríos que drenan en la fosa. Las pendientes de la fosa interna de los márgenes erosivos rara vez muestran crestas de empuje. [19]
Los prismas de acreción crecen de dos maneras. La primera es por acreción frontal, en la que los sedimentos se raspan de la placa descendente y se colocan en el frente del prisma de acreción. [2] A medida que la cuña de acreción crece, los sedimentos más antiguos más alejados de la fosa se litifican cada vez más , y las fallas y otras características estructurales se hacen más pronunciadas por la rotación hacia la fosa. [27] El otro mecanismo para el crecimiento del prisma de acreción es la subcapa [2] (también conocida como acreción basal [28] ) de sedimentos subducidos, junto con algo de corteza oceánica , a lo largo de las partes poco profundas del desprendimiento de subducción. El Grupo Franciscano de California se interpreta como un antiguo prisma de acreción en el que la subcapa se registra como mezclas tectónicas y estructuras dúplex. [2]
Los terremotos de gran magnitud modifican con frecuencia la pendiente interna de la fosa y provocan deslizamientos masivos, que dejan escarpes de deslizamiento semicirculares con pendientes de hasta 20 grados en los muros de cabecera y los muros laterales. [29]
La subducción de montes submarinos y dorsales asísmicas en la fosa puede aumentar el deslizamiento asísmico y reducir la gravedad de los terremotos. Por el contrario, la subducción de grandes cantidades de sedimentos puede permitir que las rupturas a lo largo del desprendimiento de subducción se propaguen a grandes distancias y produzcan megaterremotos. [30]
Las fosas parecen posicionalmente estables a lo largo del tiempo, pero los científicos creen que algunas fosas, en particular las asociadas con zonas de subducción donde convergen dos placas oceánicas, se mueven hacia atrás dentro de la placa en subducción. [31] [32] Esto se llama retroceso de fosas o retroceso de bisagra (también retroceso de bisagra ) y es una explicación para la existencia de cuencas de retroarco .
Las fuerzas perpendiculares a la losa (la porción de la placa subducida dentro del manto) son responsables del empinamiento de la losa y, en última instancia, del movimiento de la bisagra y la zanja en la superficie. [33] Estas fuerzas surgen de la flotabilidad negativa de la losa con respecto al manto [34] modificada por la geometría de la losa misma. [35] La extensión en la placa superior, en respuesta al flujo del manto subhorizontal posterior del desplazamiento de la losa, puede dar como resultado la formación de una cuenca de arco posterior. [36]
En el proceso de retroceso de la placa intervienen varias fuerzas. Dos fuerzas que actúan una contra la otra en la interfaz de las dos placas en subducción ejercen fuerzas entre sí. La placa en subducción ejerce una fuerza de flexión (FPB) que proporciona presión durante la subducción, mientras que la placa superior ejerce una fuerza contra la placa en subducción (FTS). La fuerza de tracción de la placa (FSP) es causada por la flotabilidad negativa de la placa que la impulsa a mayores profundidades. La fuerza de resistencia del manto circundante se opone a las fuerzas de tracción de la placa. Las interacciones con la discontinuidad de 660 km causan una desviación debido a la flotabilidad en la transición de fase (F660). [35] La interacción única de estas fuerzas es lo que genera el retroceso de la placa. Cuando la sección de la placa profunda obstruye el movimiento descendente de la sección de la placa poco profunda, se produce el retroceso de la placa. La placa en subducción sufre un hundimiento hacia atrás debido a las fuerzas de flotabilidad negativas que provocan una retrogradación de la bisagra de la zanja a lo largo de la superficie. La surgencia del manto alrededor de la placa puede crear condiciones favorables para la formación de una cuenca de arco posterior. [36]
La tomografía sísmica proporciona evidencia de retroceso de la placa. Los resultados demuestran anomalías de alta temperatura dentro del manto, lo que sugiere que hay material subducido en el manto. [37] Las ofiolitas se consideran evidencia de mecanismos tales como rocas de alta presión y temperatura que son llevadas rápidamente a la superficie a través de los procesos de retroceso de la placa, lo que proporciona espacio para la exhumación de ofiolitas .
El retroceso de las placas no siempre es un proceso continuo, lo que sugiere una naturaleza episódica. [34] La naturaleza episódica del retroceso se explica por un cambio en la densidad de la placa en subducción, como la llegada de litosfera boyante (un continente, arco, dorsal o meseta), un cambio en la dinámica de subducción o un cambio en la cinemática de la placa. La edad de las placas en subducción no tiene ningún efecto en el retroceso de las placas. [35] Las colisiones continentales cercanas tienen un efecto en el retroceso de las placas. Las colisiones continentales inducen el flujo del manto y la extrusión de material del manto, lo que causa estiramiento y retroceso de la fosa del arco. [36] En el área del Pacífico Sudeste, ha habido varios eventos de retroceso que resultaron en la formación de numerosas cuencas de arco posterior. [34]
Las interacciones con las discontinuidades del manto desempeñan un papel importante en el retroceso de la losa. El estancamiento en la discontinuidad de 660 km provoca un movimiento retrógrado de la losa debido a las fuerzas de succión que actúan en la superficie. [35] El retroceso de la losa induce un flujo de retorno del manto, que provoca una extensión a partir de las tensiones de corte en la base de la placa superior. A medida que aumentan las velocidades de retroceso de la losa, también aumentan las velocidades de flujo circular del manto, acelerando las tasas de extensión. [33] Las tasas de extensión se alteran cuando la losa interactúa con las discontinuidades dentro del manto a 410 km y 660 km de profundidad. Las losas pueden penetrar directamente en el manto inferior o pueden retrasarse debido a la transición de fase a 660 km de profundidad, lo que crea una diferencia en la flotabilidad. Un aumento en la migración retrógrada de la trinchera (retroceso de la placa) (2–4 cm/año) es el resultado de placas aplanadas en la discontinuidad de 660 km donde la placa no penetra en el manto inferior. [38] Este es el caso de las trincheras de Japón, Java e Izu-Bonin. Estas placas aplanadas solo se detienen temporalmente en la zona de transición. El desplazamiento posterior hacia el manto inferior es causado por fuerzas de tracción de la placa, o la desestabilización de la placa por el calentamiento y ensanchamiento debido a la difusión térmica. Las placas que penetran directamente en el manto inferior dan como resultado tasas de retroceso de la placa más lentas (~1–3 cm/año) como el arco de las Marianas y los arcos de Tonga. [38]
A medida que los sedimentos se subducen en el fondo de las fosas, gran parte de su contenido fluido se expulsa y se mueve de nuevo a lo largo del desfiladero de subducción para emerger en la pendiente interior en forma de volcanes de lodo y filtraciones frías . Los clatratos de metano y los hidratos de gas también se acumulan en la pendiente interior, y existe la preocupación de que su descomposición pueda contribuir al calentamiento global . [2]
Los fluidos liberados en los volcanes de lodo y las filtraciones frías son ricos en metano y sulfuro de hidrógeno , lo que proporciona energía química para los microorganismos quimiotróficos que forman la base de un bioma de fosa único . Se han identificado comunidades de filtraciones frías en las laderas de la fosa interior del Pacífico occidental (especialmente Japón [39] ), América del Sur, Barbados, el Mediterráneo, Makran y la fosa de la Sonda. Estas se encuentran a profundidades de hasta 6000 metros (20 000 pies). [2] El genoma del extremófilo Deinococcus de Challenger Deep se ha secuenciado por sus conocimientos ecológicos y posibles usos industriales. [40]
Debido a que las fosas son los puntos más bajos del fondo del océano, existe la preocupación de que los desechos plásticos puedan acumularse en ellas y poner en peligro los frágiles biomas de las fosas. [41]
Las mediciones recientes, en las que se midió la salinidad y la temperatura del agua durante toda la inmersión, tienen incertidumbres de aproximadamente 15 m (49 pies). [42] Las mediciones más antiguas pueden tener errores de cientos de metros.
(*) Las cinco fosas más profundas del mundo
