Fosa oceánica

La corteza oceánica se forma en una cresta oceánica, mientras que la litosfera se sube de nuevo a la astenosfera en trincheras

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 mi) de ancho y de 3 a 4 km (1,9 a 2,5 mi) por debajo del nivel del suelo 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 este del Océano Índico y en algunos otros lugares. La mayor profundidad oceánica medida se encuentra en Challenger Deep of the Mariana Trench, a una profundidad de 10 920 m (35 830 ft) 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 placas convergentes, a lo largo de los 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 km² (1,2 sq mi) por año. Una trinchera marca la posición en la que la placa en subducción flexionada comienza a descender por debajo de otra placa litosférica. Las trincheras son generalmente paralelas y a unos 200 km (120 mi) 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 estén acumulando en las trincheras y amenacen a estas comunidades.

Distribución geográfica

Principales trincheras del Pacífico (1–10) y zonas de fractura (11–20): 1. Kermadec 2. Tonga 3. Bougainville 4. Mariana 5. Izu-Ogasawara 6. Japón 7. Kuril-Kamchatka 8. Aleutian 9. Middle America 10. Perú - Chile 11. Mendocino 12. Murray 13. Molokai 14. Clarion 15. Clipperton 16. Challenger 17. Eltanin 18. Udintsev 19. East Pacific Rise (en forma de S) 20. Nazca Ridge

Hay 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 Océano Índico oriental, con algunos segmentos de márgenes convergentes más cortos en otras partes del Océano Índico, en el Océano Atlántico y en el Mediterráneo. Se encuentran en el lado del océano de arcos de islas y orógenos de tipo andino. A nivel mundial, hay más de 50 fosas oceánicas importantes que cubren un área de 1,9 millones de km² o alrededor del 0,5 % de los océanos.

Las trincheras son geomorfológicamente distintas de las depresiones. Los canales son depresiones alargadas del lecho marino con lados empinados y fondos planos, mientras que las trincheras se caracterizan por un perfil en forma de V. Las trincheras que están parcialmente rellenas a veces se describen como canales, por ejemplo, Makran Trough. Algunas trincheras están completamente enterradas y carecen de expresión batimétrica como en la zona de subducción de Cascadia, que está completamente llena de sedimentos. A pesar de su apariencia, en estos casos la estructura fundamental de la tectónica de placas 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. Tampoco es una fosa la depresión de Nueva Caledonia, que es una cuenca sedimentaria extensional relacionada con la zona de subducción de Tonga-Kermadec. Además, Cayman Trough, que es una cuenca de separación dentro de una zona de falla transformante, 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. Aquí, dos placas tectónicas se desplazan entre sí 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 sumerge debajo de la otra placa para ser reciclada en el manto terrestre.

Las trincheras están relacionadas con las zonas de colisión continental, pero son distintas de ellas, como el Himalaya. 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. Las características análogas a las trincheras están asociadas con las zonas de colisión. Una de esas características es la cuenca de antepaís periférica, una profundidad de proa llena de sedimentos. Los ejemplos de cuencas de antepaís periféricas incluyen las llanuras aluviales del río Ganges y el sistema fluvial Tigris-Éufrates.

Historia del término "trinchera"

Las trincheras no se definieron claramente hasta finales de los años cuarenta y cincuenta. La batimetría del océano era poco conocida antes de la expedición Challenger de 1872-1876, que realizó 492 sondeos de las profundidades del océano. En la estación #225, la expedición descubrió Challenger Deep, ahora conocido como el extremo sur de la Fosa de las Marianas. El tendido de cables telegráficos transatlánticos en el lecho marino entre los continentes a fines del siglo XIX y principios del XX proporcionó una motivación adicional para mejorar la batimetría. El término trinchera, en su sentido moderno de una prominente depresión alargada del fondo del mar, fue utilizado por primera vez por Johnstone en su libro de texto de 1923 Introducción a la oceanografía.

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 a bordo de un submarino. Propuso la hipótesis del tectógeno para explicar los cinturones de anomalías de gravedad negativa que se encontraron cerca de los arcos de islas. De acuerdo con esta hipótesis, los cinturones eran zonas de afloramiento de rocas corticales ligeras que surgían de corrientes de convección subcorticales. La hipótesis del tectógeno 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.

La Segunda Guerra Mundial en el Pacífico condujo a grandes mejoras en la batimetría, particularmente en el Pacífico occidental. A la luz de estas nuevas medidas, la naturaleza lineal de las profundidades se hizo evidente. Hubo un rápido crecimiento de los esfuerzos de investigación en aguas profundas, especialmente el uso generalizado de ecosondas en las décadas de 1950 y 1960. Estos esfuerzos confirmaron la utilidad morfológica del término "trinchera". Se identificaron, tomaron muestras y mapearon trincheras importantes mediante sonar.

La primera fase de la exploración de trincheras alcanzó su punto máximo con el descenso en 1960 del Bathyscaphe Trieste al fondo del Challenger Deep. Después de la promulgación de la hipótesis de expansión del fondo marino por parte de Robert S. Dietz y Harry Hess a principios de la década de 1960 y la revolución de las placas tectónicas a fines de la década de 1960, la fosa oceánica se convirtió en un concepto importante en la teoría de la tectónica de placas.

Morfología

Sección transversal de una trinchera oceánica formada a lo largo de un límite convergente oceánico-oceánico

El Perú–Chile Trench se encuentra a la izquierda de la línea afilada entre el océano azul profundo (a la izquierda) y la plataforma continental azul claro, a lo largo de la costa oeste de Sudamérica. Corre a lo largo de un límite oceánico-continental, donde los subductos oceánicos de la Placa Nazca bajo la Placa Sudamericana continental

Las fosas oceánicas tienen de 50 a 100 kilómetros (30 a 60 mi) de ancho y tienen forma de V asimétrica, con la pendiente más pronunciada (de 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 zanja. El fondo de la zanja marca el límite entre las placas que se subducen y las superiores, lo que se conoce como cortante del límite de la placa basal o escote de subducción. La profundidad de la fosa depende de la profundidad inicial de la litosfera oceánica cuando comienza a sumergirse en la fosa, el ángulo en el que se sumerge 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. Aquí, los fondos de las fosas Marianas y Tonga-Kermadec se encuentran hasta 10 a 11 kilómetros (6,2 a 6,8 mi) 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 Perú-Chile es de alrededor de 7 a 8 kilómetros (4,3 a 5,0 mi).

Aunque son angostas, 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. La mayoría de las trincheras son convexas hacia la losa de subducción, lo que se atribuye a la geometría esférica de la Tierra.

La asimetría de la zanja refleja los diferentes mecanismos físicos que determinan el ángulo de talud interior y exterior. El ángulo de pendiente exterior de la zanja está determinado por el radio de flexión de la losa en subducción, 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. El ángulo de pendiente interior está determinado por el ángulo de reposo del borde de la placa superior. Esto refleja los frecuentes terremotos a lo largo de la zanja que evitan la pendiente excesiva del talud interior.

A medida que la placa en subducción se acerca a la zanja, se dobla ligeramente hacia arriba antes de comenzar a sumergirse en las profundidades. Como resultado, el talud de la zanja exterior está delimitado por un alto de la zanja exterior. Esto es sutil, a menudo solo decenas de metros de altura, y generalmente se encuentra a unas pocas decenas de kilómetros del eje de la trinchera. En el propio talud exterior, donde la placa comienza a doblarse hacia abajo en la zanja, la parte superior de la losa de subducción se rompe por fallas de flexión que le dan al talud exterior de la zanja una topografía horst y graben. La formación de estas fallas de flexión se suprime donde las dorsales oceánicas o los grandes montes submarinos se sumergen en la fosa, pero las fallas de flexión atraviesan los montes submarinos más pequeños. Cuando la losa de subducción está revestida solo de forma delgada con sedimentos, el talud exterior a menudo mostrará crestas que se extienden en el lecho marino oblicuas a las crestas de horst y graben.

Sedimentación

La morfología de la zanja está fuertemente modificada por la cantidad de sedimentación en la zanja. Esto varía desde prácticamente ninguna sedimentación, como en la fosa Tonga-Kermadec, hasta casi completamente lleno de sedimentos, como en la fosa sur de las Antillas Menores o la fosa oriental de Alaska. La sedimentación está controlada en gran medida por si la zanja está cerca de una fuente de sedimentos continentales. El rango de sedimentación está bien ilustrado por la fosa chilena. La porción del norte de Chile de la trinchera, que se encuentra a lo largo del desierto de Atacama con su tasa muy lenta de meteorización, carece de sedimentos, con de 20 a unos pocos cientos de metros de sedimentos en el suelo de la trinchera. La morfología tectónica de este segmento de trinchera está completamente expuesta en el fondo del océano. El segmento de la fosa de Chile central está moderadamente sedimentado, con sedimentos que se superponen a los sedimentos pelágicos o al basamento oceánico de la losa subductora, pero la morfología de la fosa todavía es claramente perceptible. El segmento del sur de Chile de la trinchera está completamente sedimentado, hasta el punto en que la subida y la pendiente exterior ya no son perceptibles. Otras trincheras completamente sedimentadas incluyen Makran Trough, donde los sedimentos tienen un espesor de hasta 7,5 kilómetros (4,7 millas); la zona de subducción de Cascadia, que se completa enterrada por 3 a 4 kilómetros (1,9 a 2,5 mi) de sedimentos; y la zona de subducción de Sumatra más al norte, que está enterrada bajo 6 kilómetros (3,7 mi) de sedimentos.

Los sedimentos a veces se transportan a lo largo del eje de una fosa oceánica. La fosa de Chile central experimenta el transporte de sedimentos desde los abanicos fuente a lo largo de un canal axial. Se ha documentado un transporte similar de sedimentos en la fosa de las Aleutianas.

Además de la sedimentación de los ríos que desembocan en una zanja, la sedimentación también se produce por deslizamientos de tierra en la pendiente interior empinada tectónicamente, a menudo provocada por megaterremotos. El Deslizamiento Reloca de la trinchera de Chile central es un ejemplo de este proceso.

Márgenes erosivos versus acumulativos

Los márgenes convergentes se clasifican como erosivos o acumulativos, y esto tiene una fuerte influencia en la morfología del talud interior de la zanja. Los márgenes erosivos, como las fosas del norte de Perú-Chile, Tonga-Kermadec y Mariana, corresponden a fosas hambrientas de sedimentos. 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. Más de la mitad de todos los márgenes convergentes son márgenes erosivos.

Los márgenes de acreción, como el sur de Perú-Chile, Cascadia y las Aleutianas, están asociados con trincheras moderadamente sedimentadas. A medida que la losa se subduce, los sedimentos son "arrasados" sobre el borde de la placa superior, produciendo una cuña de acreción o prisma de acreción. Esto construye la placa superior hacia el exterior. Debido a que los sedimentos carecen de fuerza, su ángulo de reposo es más suave que el de la roca que forma el talud interior de las trincheras marginales erosivas. El talud interior está sustentado por láminas de empuje imbricadas de sedimentos. La topografía del talud interior está rugosa por la pérdida de masa localizada. Cascadia prácticamente no tiene expresión batimétrica de la elevación y trinchera exterior, debido al llenado total de sedimentos, pero la pendiente de la trinchera interior es compleja, con muchas crestas de empuje. Estos compiten con la formación de cañones por los ríos que desembocan en la fosa. Los taludes de las trincheras internas de los márgenes erosivos rara vez muestran crestas de empuje.

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. 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 acentúan por la rotación hacia la fosa. El otro mecanismo para el crecimiento del prisma de acreción es la subcapa (también conocida como acreción basal) de sedimentos subducidos, junto con algo de corteza oceánica, a lo largo de las partes poco profundas del despegue de subducción. El Grupo Franciscano de California se interpreta como un prisma de acreción antiguo en el que la capa inferior se registra como mezclas tectónicas y estructuras dúplex.

Trinchera oceánica formada a lo largo de un límite convergente oceánico-oceánico

La trinchera Mariana contiene la parte más profunda de los océanos del mundo, y recorre un límite convergente oceánico-oceánico. Es el resultado de la placa oceánica del Pacífico subduciéndose bajo la placa mariana oceánica.

Terremotos

Los frecuentes megaterremotos modifican la pendiente interior de la trinchera provocando deslizamientos de tierra masivos. Estos dejan escarpes de deslizamiento semicirculares con pendientes de hasta 20 grados en las paredes frontales y laterales.

La subducción de montes submarinos y dorsales sísmicas en 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.

Retroceso de trincheras

Las trincheras parecen tener una posición estable a lo largo del tiempo, pero los científicos creen que algunas, en particular las asociadas con las zonas de subducción donde convergen dos placas oceánicas, retroceden hacia la placa en subducción. Esto se llama retroceso de zanja o retroceso de bisagra (también retroceso de bisagra) y es una explicación de la existencia de cuencas de arco posterior.

Las fuerzas perpendiculares a la losa (la parte de la placa que subduce 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. Estas fuerzas surgen de la flotabilidad negativa de la losa con respecto al manto modificada por la geometría de la losa misma. La extensión en la placa superior, en respuesta al subsiguiente flujo del manto subhorizontal del desplazamiento de la losa, puede resultar en la formación de una cuenca de arco posterior.

Procesos involucrados

Varias fuerzas están involucradas en el proceso de desmantelamiento de la losa. Dos fuerzas que actúan una contra la otra en la interfaz de las dos placas en subducción ejercen fuerzas una contra la otra. La placa de subducción ejerce una fuerza de flexión (FPB) que proporciona presión durante la subducción, mientras que la placa superior ejerce una fuerza contra la placa de subducción (FTS). La fuerza de tracción de la losa (FSP) es causada por la flotabilidad negativa de la placa que conduce a la placa 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 deflexión debido a la flotabilidad en la transición de fase (F660). 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 un 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 arco posterior.

La tomografía sísmica proporciona evidencia del retroceso de la losa. Los resultados demuestran anomalías de alta temperatura dentro del manto, lo que sugiere que el material subducido está presente en el manto. Las ofiolitas se ven como evidencia de tales mecanismos, ya que las rocas de alta presión y temperatura se llevan rápidamente a la superficie a través de los procesos de retroceso de las losas, lo que proporciona espacio para la exhumación de las ofiolitas.

El desmantelamiento de losas no siempre es un proceso continuo, lo que sugiere una naturaleza episódica. La naturaleza episódica del retroceso se explica por un cambio en la densidad de la placa en subducción, como la llegada de litosfera flotante (un continente, arco, cresta o meseta), un cambio en la dinámica de subducción o un cambio en la cinemática de placas. La edad de las placas en subducción no tiene ningún efecto sobre el retroceso de la losa. Las colisiones continentales cercanas tienen un efecto en el retroceso de la losa. Las colisiones continentales inducen el flujo del manto y la extrusión del material del manto, lo que provoca el estiramiento y el retroceso de la zanja del arco. En el área del Pacífico Sudeste, ha habido varios eventos de retroceso que dieron como resultado la formación de numerosas cuencas de arco posterior.

Interacciones del manto

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. El retroceso de la losa induce el flujo de retorno del manto, lo que provoca la extensión de los esfuerzos cortantes en la base de la placa superior. A medida que aumentan las velocidades de retroceso de la losa, también aumentan las velocidades de flujo del manto circular, lo que acelera las tasas de extensión. 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 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. Este es el caso de las trincheras de Japón, Java e Izu-Bonin. Estas losas aplanadas solo se detienen temporalmente en la zona de transición. El desplazamiento posterior hacia el manto inferior es causado por las fuerzas de tracción de la losa, o la desestabilización de la losa por el calentamiento y el ensanchamiento debido a la difusión térmica. Las losas que penetran directamente en el manto inferior dan como resultado tasas de retroceso de las losas más lentas (~1–3 cm/año), como el arco de Mariana, los arcos de Tonga.

The Puerto Rico Trench

Actividad hidrotermal y biomas asociados

A medida que los sedimentos se subducen en el fondo de las trincheras, gran parte de su contenido fluido se expulsa y retrocede a lo largo del escote de subducción para emerger en el talud interior como volcanes de lodo y filtraciones frías. Los clatratos de metano y los hidratos de gas también se acumulan en el talud interior, y existe la preocupación de que su descomposición pueda contribuir al calentamiento global.

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 trinchera único. Se han identificado comunidades de filtraciones frías en los taludes de las trincheras internas del Pacífico occidental (especialmente Japón), 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). El genoma del extremófilo Deinococcus de Challenger Deep ha sido secuenciado por sus conocimientos ecológicos y posibles usos industriales.

Debido a que las trincheras son los puntos más bajos del fondo del océano, existe la preocupación de que los desechos plásticos se acumulen en las trincheras y pongan en peligro los frágiles biomas de las trincheras.

Fosas oceánicas más profundas

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). Las mediciones más antiguas pueden estar desviadas por cientos de metros.

Fosas oceánicas notables

(*) Las cinco trincheras más profundas del mundo

Antiguas trincheras oceánicas