Las fosas oceánicas son depresiones topográficas prominentes, largas y estrechas del fondo del océano . Por lo general, tienen de 50 a 100 kilómetros (30 a 60 millas) de ancho y de 3 a 4 km (1,9 a 2,5 millas) por debajo del nivel del fondo oceánico circundante, pero pueden tener miles de kilómetros de longitud. Hay alrededor de 50.000 km (31.000 millas) de fosas oceánicas en todo el mundo, principalmente alrededor del Océano Pacífico , pero también en el Océano Índico oriental y algunos otros lugares. La mayor profundidad oceánica medida se encuentra en el abismo Challenger de la Fosa de las Marianas , a una profundidad de 10.994 m (36.070 pies) bajo el 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 las cuales las placas litosféricas se mueven unas hacia otras a velocidades que varían desde unos pocos milímetros hasta más de diez centímetros por año. La litosfera oceánica se mueve hacia las fosas a un ritmo global de aproximadamente 3 km 2 (1,2 millas cuadradas) por año. [1] Una zanja marca la posición en la que la losa flexionada y en subducción comienza a descender debajo de otra losa litosférica. Las trincheras son generalmente paralelas y a unos 200 km (120 millas) de un arco volcánico .
Gran parte del fluido atrapado en los sedimentos de la losa en subducción regresa a la superficie en la fosa oceánica, produciendo volcanes de lodo y filtraciones frías . Estos sustentan biomas únicos basados en microorganismos quimiotróficos . Existe la preocupación de que los desechos plásticos se acumulen en las trincheras y amenacen a estas comunidades.
Hay aproximadamente 50.000 km (31.000 millas) de márgenes de placas convergentes en todo el mundo. Estos se encuentran principalmente alrededor del Océano Pacífico, pero también se encuentran en el Océano Índico oriental , con algunos segmentos de margen 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 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 depresión 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 fosa oceánica. Algunas depresiones se parecen a las fosas oceánicas pero poseen otras estructuras tectónicas. Un ejemplo es la depresión 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 vaguada de Nueva Caledonia , que es una cuenca sedimentaria de extensión relacionada con la zona de subducción de Tonga-Kermadec . [9] Además, la fosa de las Caimán, que es una cuenca separable dentro de una zona de falla transformante , [10] no es una fosa oceánica.
Las trincheras, junto con los arcos volcánicos y las zonas de Wadati-Benioff (zonas de terremotos bajo un arco volcánico) son diagnósticos de los límites de placas convergentes y sus manifestaciones más profundas, las zonas de subducción . [2] [3] [11] Aquí, dos placas tectónicas se acercan entre sí a un ritmo 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 bajo la otra placa para ser reciclada en el manto terrestre .
Las trincheras están relacionadas con zonas de colisión continental, como el Himalaya , pero distintas de ellas . A diferencia de las trincheras, 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. Características análogas a las trincheras están asociadas con zonas de colisión . Una de esas características es la cuenca periférica del antepaís , un anteprofundo lleno de sedimentos . Ejemplos de cuencas periféricas de antepaís incluyen las llanuras aluviales del río Ganges y el sistema fluvial Tigris-Éufrates . [2]
Las trincheras no estuvieron claramente definidas 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 número 225, la expedición descubrió el abismo Challenger , [14] que ahora se sabe que es el extremo sur de la Fosa de las Marianas . El tendido de cables telegráficos transatlánticos en el fondo marino entre los continentes a 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 depresión alargada y 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 las décadas de 1920 y 1930, Felix Andries Vening Meinesz midió la gravedad sobre trincheras utilizando un gravímetro recientemente desarrollado que podía medir la gravedad desde a bordo de un submarino. [11] Propuso la hipótesis del tectógeno para explicar los cinturones de anomalías de gravedad negativa que se encontraron cerca de los arcos de islas. Según esta hipótesis, los cinturones eran zonas de afloramiento de rocas ligeras de la corteza terrestre que surgían de corrientes de convección subcortales. Griggs desarrolló aún más la hipótesis del tectógeno 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]
World War II in the Pacific led to great improvements of bathymetry, particularly in the western Pacific. In light of these new measurements, the linear nature of the deeps became clear. There was a rapid growth of deep sea research efforts, especially the widespread use of echosounders in the 1950s and 1960s. These efforts confirmed the morphological utility of the term "trench." Important trenches were identified, sampled, and mapped via sonar.
The early phase of trench exploration reached its peak with the 1960 descent of the Bathyscaphe Trieste to the bottom of the Challenger Deep. Following Robert S. Dietz' and Harry Hess' promulgation of the seafloor spreading hypothesis in the early 1960s and the plate tectonic revolution in the late 1960s, the oceanic trench became an important concept in plate tectonic theory.[11]
Oceanic trenches are 50 to 100 kilometers (30 to 60 mi) wide and have an asymmetric V-shape, with the steeper slope (8 to 20 degrees) on the inner (overriding) side of the trench and the gentler slope (around 5 degrees) on the outer (subducting) side of the trench.[18][19] The bottom of the trench marks the boundary between the subducting and overriding plates, known as the basal plate boundary shear[20] or the subduction décollement.[2] The depth of the trench depends on the starting depth of the oceanic lithosphere as it begins its plunge into the trench, the angle at which the slab plunges, and the amount of sedimentation in the trench. Both starting depth and subduction angle are greater for older oceanic lithosphere, which is reflected in the deep trenches of the western Pacific. Here the bottoms of the Marianas and the Tonga–Kermadec trenches are up to 10–11 kilometers (6.2–6.8 mi) below sea level. In the eastern Pacific, where the subducting oceanic lithosphere is much younger, the depth of the Peru-Chile trench is around 7 to 8 kilometers (4.3 to 5.0 mi).[18]
Aunque estrechas, las fosas oceánicas son notablemente largas y continuas, y forman las depresiones lineales más grandes de la Tierra. Una trinchera individual puede tener miles de kilómetros de largo. [3] La mayoría de las trincheras son convexas hacia la losa 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 interior y exterior. El ángulo de pendiente exterior de la zanja está determinado por el radio de curvatura de la losa subductora, determinado por su espesor elástico. Dado que la litosfera oceánica se espesa con la edad, el ángulo de la pendiente exterior está determinado en última instancia por la edad de la losa en subducción. [22] [20] El ángulo de pendiente interior está determinado por el ángulo de reposo del borde superior de la placa. [20] Esto refleja los frecuentes terremotos a lo largo de la zanja que evitan que la pendiente interior se incremente demasiado. [2]
A medida que la placa subductora se acerca a la zanja, se dobla ligeramente hacia arriba antes de comenzar a sumergirse en las profundidades. Como resultado, la pendiente de la zanja exterior está limitada por una altura de zanja exterior . Esto es sutil, a menudo sólo tiene una altura de decenas de metros, y normalmente está ubicado a unas pocas decenas de kilómetros del eje de la trinchera. En el talud exterior mismo, donde la placa comienza a doblarse hacia abajo en la zanja, la parte superior de la losa subductora se rompe por fallas de flexión que le dan al talud de la zanja exterior una topografía horst y graben . La formación de estas fallas de flexión se suprime cuando las dorsales oceánicas o grandes montes submarinos se subducen hacia la fosa, pero las fallas de flexión atraviesan montes submarinos más pequeños. Cuando la losa en subducción está sólo finamente recubierta de sedimentos, la pendiente exterior a menudo mostrará crestas que se extienden en el fondo marino oblicuas a las crestas Horst y Graben. [20]
La morfología de la zanja se ve fuertemente modificada por la cantidad de sedimentación en la zanja. 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 sedimento continental. [21] El rango de sedimentación está bien ilustrado por la fosa chilena. La porción de la fosa al norte de Chile, que se encuentra a lo largo del desierto de Atacama con su muy lento ritmo de erosión, carece de sedimentos, con entre 20 y unos pocos cientos de metros de sedimentos en el fondo de la fosa. La morfología tectónica de este segmento de fosa está completamente expuesta en el fondo del océano. El segmento de la fosa en Chile central está moderadamente sedimentado, con sedimentos superpuestos a sedimentos pelágicos o al basamento oceánico de la losa en subducción, pero la morfología de la fosa aún es claramente discernible. El segmento de la trinchera en el sur de Chile está completamente sedimentado, hasta el punto en que la elevación y la pendiente exteriores ya no son discernibles. Otras trincheras completamente sedimentadas incluyen Makran Trough, donde los sedimentos tienen hasta 7,5 kilómetros (4,7 millas) de espesor; la zona de subducción de Cascadia, que está completamente enterrada por 3 a 4 kilómetros (1,9 a 2,5 millas) de sedimentos; y la zona de subducción más al norte de Sumatra, que está enterrada bajo 6 kilómetros (3,7 millas) de sedimentos. [23]
A veces los sedimentos se transportan a lo largo del eje de una fosa oceánica. La fosa central de Chile experimenta transporte de sedimentos desde abanicos de fuente 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 trinchera, también se produce sedimentación por deslizamientos de tierra en la pendiente interior tectónicamente inclinada, a menudo impulsados por megaterremotos . El Deslizamiento Reloca de la trinchera central de Chile es un ejemplo de este proceso. [25]
Los márgenes convergentes se clasifican en erosivos o de acreción, y esto tiene una fuerte influencia en la morfología de la pendiente interior de la trinchera. Los márgenes erosivos, como las trincheras del norte de Perú-Chile, Tonga-Kermadec y Mariana, corresponden a trincheras carentes de sedimentos. [3] La losa subductora 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 Aleutianas, están asociados con trincheras de sedimentación moderada a intensa. A medida que la losa se subduce, los sedimentos son "excavados" sobre el borde de la placa superior, produciendo una cuña de acreción o un prisma de acreción . Esto construye la placa superior hacia afuera. Debido a que los sedimentos carecen de fuerza, su ángulo de reposo es más suave que el de la roca que forma la pendiente interior de las trincheras marginales erosivas. La pendiente interior está sustentada por láminas de sedimentos imbricadas . La topografía de la pendiente interior está rugosa por una pérdida de masa localizada . [26] Cascadia prácticamente no tiene expresión batimétrica de la elevación exterior y la zanja, debido al relleno completo de sedimentos, pero la pendiente de la zanja interior es compleja, con muchas crestas de empuje. Estos compiten con la formación de cañones por los ríos que desembocan en la trinchera. Las pendientes internas de las zanjas 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 la parte delantera del prisma de acreción. [2] A medida que crece la cuña de acreción, los sedimentos más antiguos que se encuentran más lejos de la fosa se vuelven cada vez más litificados , 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 capa inferior [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 descollement de subducción. El Grupo Franciscano de California se interpreta como un antiguo prisma de acreción en el que la base se registra como mezclas tectónicas y estructuras dúplex. [2]
Los frecuentes megaterremotos modifican la pendiente interior de la trinchera provocando deslizamientos de tierra masivos. Estos dejan escarpes semicirculares de deslizamientos de tierra con pendientes de hasta 20 grados en las paredes frontales y laterales. [29]
La subducción de montes submarinos y crestas sísmicas hacia la fosa puede aumentar la fluencia sísmica 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 escote de subducción se propaguen a grandes distancias para producir megaterremotos. [30]
Las trincheras parecen posicionalmente estables a lo largo del tiempo, pero los científicos creen que algunas trincheras (particularmente aquellas asociadas con zonas de subducción donde convergen dos placas oceánicas) retroceden hacia la placa de subducción. [31] [32] Esto se llama retroceso de zanja o retroceso de bisagra (también retroceso de bisagra ) y es una explicación para la existencia de cuencas de arco posterior .
Las fuerzas perpendiculares a la losa (la porción de la placa subductora 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 respecto al manto [34] modificada por la geometría de la propia losa. [35] La extensión de la placa superior, en respuesta al posterior flujo del manto subhorizontal debido al desplazamiento de la losa, puede dar como resultado la formación de una cuenca de retroarco. [36]
En el proceso de retroceso de la losa intervienen varias fuerzas. Dos fuerzas que actúan entre sí en la interfaz de las dos placas subductoras ejercen fuerzas entre sí. La placa subductora ejerce una fuerza de flexión (FPB) que suministra presión durante la subducción, mientras que la placa superior ejerce una fuerza contra la placa subductora (FTS). La fuerza de tracción de la losa (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 losa. Las interacciones con la discontinuidad de 660 km provocan 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 losa. Cuando la sección de losa profunda obstruye el movimiento descendente de la sección de losa poco profunda, se produce el retroceso de la losa. La losa en subducción sufre un hundimiento hacia atrás debido a las fuerzas de flotación negativas que provocan una retrogradación de la articulación de la zanja a lo largo de la superficie. El afloramiento del manto alrededor de la losa puede crear condiciones favorables para la formación de una cuenca de retroarco. [36]
La tomografía sísmica proporciona evidencia del retroceso de la losa. 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 rápidamente salen a la superficie a través de procesos de retroceso de losas, lo que proporciona espacio para la exhumación de ofiolitas .
El retroceso de losas 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 una litosfera flotante (un continente, arco, cresta o meseta), un cambio en la dinámica de subducción o una Cambio en la cinemática de la placa. La edad de las placas subductoras no tiene ningún efecto sobre el retroceso de la losa. [35] Las colisiones continentales cercanas tienen un efecto en el retroceso de la losa. Las colisiones continentales inducen el flujo del manto y la extrusión de material del manto, lo que provoca estiramiento y retroceso de la zanja 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 juegan 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 el flujo de retorno del manto, lo que provoca la extensión 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 del flujo del manto circular, 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 retardarse debido a la transición de fase a 660 km de profundidad, creando una diferencia en la flotabilidad. Un aumento en la migración retrógrada de la zanja (retroceso de la losa) (2–4 cm/año) es el resultado de las losas aplanadas en la discontinuidad de 660 km donde la losa no penetra en el manto inferior. [38] Este es el caso de las trincheras de Japón, Java e Izu-Bonin. Estas losas aplanadas sólo se detienen temporalmente en la zona de transición. El desplazamiento posterior hacia el manto inferior es causado por fuerzas de tracción de la losa o por la desestabilización de la losa por el calentamiento y ensanchamiento debido a la difusión térmica. Las losas que penetran directamente en el manto inferior dan como resultado tasas de retroceso de losas más lentas (~1–3 cm/año), como el arco de Mariana y los arcos de Tonga. [38]
A medida que los sedimentos se subducen en el fondo de las trincheras, gran parte de su contenido líquido se expulsa y retrocede a lo largo del escote de subducción para emerger en la ladera interior como 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 a los microorganismos quimiotróficos que forman la base de un bioma de trinchera único . Se han identificado comunidades de filtraciones frías en las laderas internas de la fosa del Pacífico occidental (especialmente Japón [39] ), América del Sur, Barbados, el Mediterráneo, Makran y la fosa de Sunda. Estos se encuentran a profundidades de hasta 6.000 metros (20.000 pies). [2] Se ha secuenciado el genoma del extremófilo Deinococcus de Challenger Deep por sus conocimientos ecológicos y posibles usos industriales. [40]
Debido a que las trincheras son los puntos más bajos del fondo del océano, existe la preocupación de que los desechos plásticos puedan acumularse en las trincheras y poner en peligro los frágiles biomas de las trincheras. [41]
Las mediciones recientes, en las que se midió la salinidad y la temperatura del agua durante la inmersión, tienen incertidumbres de unos 15 m (49 pies). [42] Las mediciones más antiguas pueden estar desviadas en cientos de metros.
(*) Las cinco trincheras más profundas del mundo
