Las trincheras oceánicas son depresiones topográficas del fondo marino, relativamente estrechas en ancho, pero muy largas. Estas características oceanográficas son las partes más profundas del suelo oceánico. Las trincheras oceánicas son una característica morfológica distintiva de los límites de las placas convergentes , a lo largo de las cuales las placas litosféricas se mueven entre sí a velocidades que varían desde unos pocos milímetros hasta más de diez centímetros por año. Una zanja marca la posición en la que la losa subductora flexionada comienza a descender debajo de otra losa litosférica. Las trincheras son generalmente paralelas a un arco de isla volcánica y a unos 200 km (120 millas) de un arco volcánico. . Las trincheras oceánicas se extienden típicamente de 3 a 4 km (1,9 a 2,5 millas) por debajo del nivel del suelo oceánico circundante. La mayor profundidad oceánica medida se encuentra en el Challenger Deep de la Fosa de las Marianas , a una profundidad de 11,034 m (36,201 pies) por debajo del nivel del mar. La litosfera oceánica se mueve hacia las trincheras a una velocidad global de aproximadamente 3 km 2 / año. [1]
Distribución geográfica
Hay aproximadamente 50.000 km (31.000 millas) de márgenes de placas convergentes , principalmente alrededor del Océano Pacífico, la razón del margen de referencia "tipo Pacífico", pero también se encuentran en el Océano Índico oriental , con segmentos de margen convergente relativamente cortos en el Océano Atlántico y en el Mediterráneo. 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. [2] Las trincheras que están parcialmente rellenas se conocen como "depresiones" y, a veces, están completamente enterradas y carecen de expresión batimétrica, pero las estructuras tectónicas de placas fundamentales que representan significan que el gran nombre también debería aplicarse aquí. Esto se aplica a las trincheras de Cascadia , Makran , el sur de las Antillas Menores y Calabria . Las trincheras junto con los arcos volcánicos y las zonas de terremotos que se sumergen bajo el arco volcánico a una profundidad de 700 km (430 millas) son diagnósticos de los límites de placas convergentes y sus manifestaciones más profundas, las zonas de subducción . Las trincheras están relacionadas pero se distinguen de las zonas de colisión continental (como la que existe entre India y Asia formando el Himalaya ), donde la corteza continental entra en una zona de subducción. Cuando la corteza continental flotante entra en una trinchera, la subducción finalmente 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 , incluidos los profundos llenos de sedimentos , como los que discurren por los ríos Ganges y Tigris-Éufrates.
Historia del término "trinchera"
Las trincheras no se definieron claramente hasta finales de los años cuarenta y cincuenta. La batimetría del océano fue de poco interés hasta finales del siglo XIX y principios del XX [ cita requerida ] , cuando se colocaron por primera vez los cables telegráficos transatlánticos en el fondo marino entre los continentes. La expresión batimétrica alargada de las trincheras no se reconoció hasta bien entrado el siglo XX. El término "trinchera" no aparece en el libro clásico de oceanografía de Murray y Hjort (1912) . En su lugar, aplicaron el término "profundo" para las partes más profundas del océano, como Challenger Deep . Las experiencias de los campos de batalla de la Primera Guerra Mundial blasonaron el concepto de trinchera como una depresión alargada que define un límite importante, lo que quizás llevó al término "trinchera" que se usaba para describir características naturales a principios de la década de 1920. [ cita requerida ] El término fue utilizado por primera vez en un contexto geológico por Scofield dos años después de que terminara la guerra para describir una depresión estructuralmente controlada en las Montañas Rocosas . Johnstone, en su libro de texto de 1923 Una introducción a la oceanografía , utilizó por primera vez el término en su sentido moderno para cualquier depresión marcada y alargada del fondo del mar.
Durante las décadas de 1920 y 1930, Felix Andries Vening Meinesz desarrolló un gravímetro único que podía medir la gravedad a bordo de un submarino y lo usaba para medir la gravedad sobre trincheras. Sus mediciones revelaron que las trincheras son sitios de profundización en la Tierra sólida. El concepto de hundimiento en trincheras fue caracterizado por Griggs en 1939 como la hipótesis del tectógeno, para lo cual desarrolló un modelo analógico utilizando un par de tambores giratorios. La Segunda Guerra Mundial en el Pacífico condujo a grandes mejoras de la batimetría, particularmente en el Pacífico occidental, y la naturaleza lineal de estas profundidades se hizo evidente. El rápido crecimiento de los esfuerzos de investigación en aguas profundas, especialmente el uso generalizado de ecosondas en las décadas de 1950 y 1960, confirmó la utilidad morfológica del término. Se identificaron trincheras importantes, se tomaron muestras y se sondearon sónicamente sus mayores profundidades. La primera fase de la exploración de trincheras culminó con el descenso en 1960 del Batiscafo Trieste , que estableció un récord mundial inmejorable al sumergirse hasta el fondo del Challenger Deep. Siguiendo la articulación de Robert S. Dietz y Harry Hess de la hipótesis de la expansión del lecho marino a principios de la década de 1960 y la revolución de la tectónica de placas a fines de la década de 1960, el término "trinchera" se ha redefinido con connotaciones de tectónica de placas y batimétricas.
Expresión morfológica
Las trincheras son piezas centrales de la fisiografía distintiva de un margen de placa convergente. Los transectos a través de las trincheras producen perfiles asimétricos, con pendientes exteriores (hacia el mar) relativamente suaves (~ 5 °) y pendientes interiores (hacia tierra) más empinadas (~ 10-16 °). Esta asimetría se debe a que la pendiente exterior está definida por la parte superior de la placa descendente, que debe curvarse al iniciar su descenso. El gran espesor de la litosfera requiere que esta flexión sea suave. A medida que la placa de subducción se acerca a la zanja, primero se dobla hacia arriba para formar el oleaje exterior de la zanja , luego desciende para formar la pendiente exterior de la zanja. La pendiente exterior de la trinchera suele verse interrumpida por un conjunto de fallas normales sub-paralelas que "escalonan" el lecho marino hasta la trinchera. El límite de la placa está definido por el propio eje de la zanja. Debajo de la pared interior de la zanja, las dos placas se deslizan una junto a la otra a lo largo del decollement de subducción , cuya intersección con el fondo marino define la ubicación de la zanja. La placa superior normalmente contiene un arco volcánico y una región de antearco . El arco volcánico es causado por interacciones físicas y químicas entre la placa subducida en profundidad y el manto astenosférico asociado con la placa superior. El antearco se encuentra entre la trinchera y el arco volcánico. A nivel mundial, los antearcos tienen el flujo de calor más bajo desde el interior de la Tierra porque no hay astenosfera (manto de convección) entre la litosfera del antearco y la placa de subducción fría. [ cita requerida ]
La pared de la zanja interior marca el borde de la placa superior y el antearco más exterior. El antearco consta de una corteza ígnea y metamórfica , y esta corteza puede actuar como contrafuerte de una cuña de acreción creciente (formada a partir de sedimentos raspados de la parte superior de la placa descendente). Si el flujo de sedimentos es alto, el material se transfiere de la placa subductora a la placa superior. En este caso, un prisma de acreción crece y la ubicación de la zanja migra progresivamente lejos del arco volcánico durante la vida del margen convergente. Los márgenes convergentes con prismas de acreción en crecimiento se denominan márgenes de acreción y constituyen casi la mitad de todos los márgenes convergentes. Si el flujo de sedimento entrante es bajo, el material es raspado de la placa superior por la placa subductora en un proceso llamado erosión por subducción. Luego, este material se lleva a la zona de subducción. En este caso, la ubicación de la trinchera migra hacia el arco magmático durante la vida del margen convergente. Los márgenes convergentes que experimentan erosión por subducción se denominan márgenes no acumulativos o erosivos y comprenden más de la mitad de los límites de las placas convergentes. Esta es una simplificación excesiva, porque la misma sección del margen puede experimentar tanto la acumulación de sedimentos como la erosión por subducción a lo largo de su período de tiempo activo.
El perfil asimétrico a través de una zanja refleja diferencias fundamentales en los materiales y la evolución tectónica. La pared exterior de la zanja y el oleaje exterior comprenden el lecho marino que tarda varios millones de años en moverse desde donde la deformación relacionada con la subducción comienza a hundirse debajo de la placa superior. Por el contrario, la pared interior de la zanja se deforma por las interacciones de las placas durante toda la vida útil del margen convergente. El antearco está continuamente sujeto a deformaciones y terremotos relacionados con la subducción . Esta deformación y sacudidas prolongadas aseguran que la pendiente interior de la zanja esté controlada por el ángulo de reposo de cualquier material que la comprenda. Debido a que la pendiente interior de las trincheras no acrecionales está compuesta por rocas ígneas y metamórficas en lugar de sedimentos deformados, estas trincheras tienen paredes internas más empinadas que las trincheras acrecionales.
Trincheras llenas
La composición de la pendiente interior de la zanja y un control de primer orden sobre la morfología de la zanja está determinada por el suministro de sedimentos . Los prismas de acreción activos son comunes en trincheras cerca de continentes donde los ríos o glaciares suministran grandes volúmenes de sedimentos a la trinchera. Estas trincheras rellenas pueden carecer de la expresión batimétrica de una trinchera. El margen de Cascadia del noroeste de Estados Unidos es una trinchera rellena, resultado de la sedimentación de los ríos del oeste de Estados Unidos y Canadá.
El margen convergente de las Antillas Menores demuestra la importancia de la proximidad a las fuentes de sedimentos para la morfología de la zanja. En el sur, cerca de la desembocadura del río Orinoco , no hay fosa morfológica y el antearco (incluido el prisma de acreción) tiene casi 500 km (310 millas) de ancho. El gran prisma de acreción se eleva por encima del nivel del mar para formar las islas de Barbados y Trinidad . Hacia el norte, el antearco se estrecha, el prisma de acreción desaparece y, al norte de ~ 17 ° N, domina la morfología de una trinchera. Más al norte, lejos de las principales fuentes de sedimentos, la Fosa de Puerto Rico tiene más de 8,600 m (28,200 pies) de profundidad y no hay un prisma de acreción activo.
Se puede observar una relación similar entre la proximidad a los ríos, el ancho del antearco y la morfología de la zanja de este a oeste a lo largo del margen convergente de Alaska y las Aleutianas . El límite de placa convergente en alta mar de Alaska cambia a lo largo de su rumbo de una trinchera llena con un antearco ancho en el este (cerca de los ríos costeros de Alaska) a una profunda zanja con un antearco estrecho en el oeste (frente a la costa de las islas Aleutianas). Otro ejemplo es el margen convergente de Makran frente a la costa de Pakistán e Irán, que es una trinchera llena de sedimentos de los ríos Tigris , Éufrates e Indo . Las acumulaciones espesas de turbiditas a lo largo de una zanja pueden ser abastecidas por el transporte de sedimentos en el eje descendente que ingresan a la zanja a 1.000-2.000 km (620-1.240 millas) de distancia, como se encuentra en la Fosa Perú-Chile al sur de Valparaíso y en la Fosa Aleutiana. .
La tasa de convergencia también puede ser importante para controlar la profundidad de la zanja, especialmente para las trincheras cercanas a los continentes, porque la convergencia lenta hace que la capacidad del margen convergente sea insuficiente para eliminar sedimentos. Se puede esperar una evolución en la morfología de las trincheras, a medida que los océanos se cierran y los continentes convergen. Si bien el océano es ancho, la zanja puede estar lejos de las fuentes continentales de sedimentos y, por lo tanto, puede ser profunda. A medida que los continentes se acercan, la trinchera puede llenarse de sedimentos continentales y hacerse menos profunda. Una forma simple de aproximar cuándo ha ocurrido la transición de subducción a colisión es cuando el límite de la placa previamente marcado por una zanja se llena lo suficiente como para elevarse por encima del nivel del mar.
Prismas de acreción y transporte de sedimentos
Los prismas de acreción crecen de dos maneras: por acreción frontal, mediante la cual los sedimentos se raspan de la placa descendente, en forma de bulldozer , cerca de la zanja, y por recubrimiento de sedimentos subducidos (y a veces corteza oceánica ) a lo largo de las partes poco profundas del decollement de subducción. La acreción frontal durante la vida de un margen convergente da como resultado sedimentos más jóvenes que definen la parte más externa del prisma de acreción y los sedimentos más antiguos que definen la parte más interna. Las partes más antiguas (internas) del prisma de acreción están más litificadas y tienen estructuras más empinadas que las partes más jóvenes (externas). [se necesita aclaración ] La subplaca es difícil de detectar en las zonas de subducción modernas, pero se puede registrar en prismas de acreción antiguos como el Grupo Franciscano de California en forma de mélanges tectónicas y estructuras dúplex.
Los diferentes modos de acreción se reflejan en la morfología del talud interior de la trinchera, que generalmente muestra tres provincias morfológicas. La pendiente inferior comprende rodajas de empuje imbricadas que forman crestas. La pendiente media puede comprender un banco o terrazas. La pendiente superior es más suave pero puede estar cortada por cañones submarinos . Debido a que los márgenes convergentes de acreción tienen un alto relieve, se deforman continuamente y dan cabida a un gran flujo de sedimentos, son sistemas vigorosos de dispersión y acumulación de sedimentos. El transporte de sedimentos está controlado por deslizamientos de tierra submarinos , flujos de escombros, corrientes de turbidez y curvas de nivel . Los cañones submarinos transportan sedimentos de playas y ríos por la ladera superior. Estos cañones se forman por turbiditas canalizadas y generalmente pierden definición con la profundidad porque las fallas continuas interrumpen los canales submarinos. [ cita requerida ] Los sedimentos se mueven por la pared interior de la zanja a través de canales y una serie de cuencas controladas por fallas. La propia zanja sirve como eje de transporte de sedimentos. Si se mueve suficiente sedimento a la zanja, puede llenarse completamente para que las corrientes de turbidez puedan llevar sedimentos mucho más allá de la zanja e incluso superar el oleaje exterior, como en el este del Golfo de Alaska. Los sedimentos de los ríos de América del Norte se derraman sobre la trinchera llena de Cascadia y cruzan la placa de Juan de Fuca para llegar a la cresta que se extiende varios cientos de kilómetros al oeste.
La pendiente de la pendiente interior de la zanja de un margen convergente de acreción refleja ajustes continuos del grosor y ancho del prisma de acreción. El prisma mantiene un " cono crítico ", establecido de conformidad con la teoría de Mohr-Coulomb , con la pendiente determinada por las propiedades materiales de los sedimentos. Un paquete de sedimentos raspado de la placa litosférica descendente se deforma hasta que ella y el prisma de acreción que se le ha agregado para alcanzar la pendiente máxima soportada por los sedimentos. Una vez que se alcanza este estrechamiento crítico, la cuña se desliza de manera estable a lo largo de su escote basal . La velocidad de deformación y las propiedades hidrológicas también influyen en la fuerza del prisma de acreción y el ángulo de ahusamiento crítico. Las presiones de los poros de los fluidos modifican la resistencia de la roca. La baja permeabilidad y la rápida convergencia pueden dar como resultado presiones de poro que exceden la presión litoestática y, por lo tanto, un prisma de acreción relativamente débil con una geometría ligeramente ahusada, mientras que la alta permeabilidad y la convergencia lenta dan como resultado una presión de poro más baja, prismas más fuertes y una geometría más pronunciada.
La Fosa Helénica del arco Helénica sistema es inusual porque subconductos margen convergente este evaporitas . La pendiente de la superficie del flanco sur de la Cordillera Mediterránea (su prisma de acreción) es baja, alrededor de 1 °, lo que indica un esfuerzo cortante muy bajo en el declive en la base de la cuña. Las evaporitas controlan la conicidad superficial del complejo de acreción tanto porque sus propiedades mecánicas difieren de las de los sedimentos siliciclásticos como por su efecto sobre el flujo y la presión del fluido, que a su vez controlan la tensión efectiva . En la década de 1970, se pensaba que las profundidades lineales de la trinchera helénica al sur de Creta eran similares a las trincheras de otras zonas de subducción. Sin embargo, al darse cuenta de que la Cordillera del Mediterráneo es un complejo de acreción, se hizo evidente que la trinchera helénica es en realidad una cuenca de antearco hambrienta y que el límite de la placa se encuentra al sur de la Cordillera del Mediterráneo. [3]
Trincheras vacías y erosión por subducción
Las trincheras distantes de una afluencia de sedimentos continentales carecen de un prisma de acreción, y la pendiente interior de tales trincheras se compone comúnmente de rocas ígneas o metamórficas. Los márgenes convergentes no acrecionales son característicos de (pero no se limitan a) sistemas de arcos primitivos. Los sistemas de arco primitivos son aquellos construidos sobre la litosfera oceánica, como los sistemas de arco de Izu-Bonin-Mariana, Tonga-Kermadec y Scotia (South Sandwich). La pendiente interior de la trinchera de estos márgenes convergentes expone la corteza del antearco, que incluye basalto, gabro y peridotita del manto serpentinizado. Estas exposiciones permiten un fácil acceso para estudiar la corteza oceánica inferior y el manto superior en su lugar y brindan una oportunidad única para estudiar los productos magmáticos asociados con el inicio de las zonas de subducción. La mayoría de las ofiolitas probablemente se originan en un entorno de antearco durante el inicio de la subducción, y este entorno favorece el emplazamiento de las ofiolitas durante la colisión con bloques de corteza engrosada. No todos los márgenes convergentes no acrecionales están asociados con arcos primitivos. Las trincheras adyacentes a los continentes donde hay poca afluencia de sedimentos transportados por los ríos, como la parte central de la Fosa Perú-Chile, también pueden carecer de un prisma de acreción.
El basamento ígneo de un antearco no acrecional puede estar continuamente expuesto por erosión por subducción. Esto transfiere material desde el antearco a la placa subductora y puede lograrse mediante erosión frontal o erosión basal. La erosión frontal es más activa a raíz de la subducción de los montes submarinos debajo del antearco. La subducción de grandes edificios (túneles en los montes submarinos) ablanda demasiado el antearco, provocando fallas masivas que transportan los escombros hacia la zanja y, en última instancia, dentro de ella. Estos residuos pueden depositarse en el graben de la placa descendente y subducirse con él. Por el contrario, las estructuras que resultan de la erosión por subducción de la base del antearco son difíciles de reconocer a partir de los perfiles de reflexión sísmica, por lo que la posibilidad de erosión basal es difícil de confirmar. La erosión por subducción también puede disminuir un prisma de acreción que alguna vez fue robusto si el flujo de sedimentos hacia la zanja disminuye.
Los antearcos no acreedores también pueden ser el sitio de volcanes de lodo serpenteantes . Estos se forman donde los fluidos liberados de la placa descendente se filtran hacia arriba e interactúan con la litosfera del manto frío del antearco. La peridotita del manto se hidrata en serpentinita , que es mucho menos densa que la peridotita y, por lo tanto, se eleva diapíricamente cuando puede. Algunos antearcos no acrecionales están sujetos a fuertes tensiones extensionales, por ejemplo, las Marianas, y esto permite que la serpentinita flotante se eleve al fondo marino donde forman volcanes de lodo de serpentinita. Las comunidades quimiosintéticas también se encuentran en márgenes no acrecionales como las Marianas, donde prosperan en respiraderos asociados con volcanes de lodo serpentinita.
Retroceso de trinchera
Las trincheras parecen posicionalmente estables a lo largo del tiempo, pero los científicos creen que algunas trincheras, en particular las asociadas con zonas de subducción donde convergen dos placas oceánicas, se mueven hacia atrás en la placa de subducción. [4] [5] 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 trasero .
El retroceso de la losa ocurre durante la subducción de dos placas tectónicas y da como resultado un movimiento de la zanja hacia el mar. Las fuerzas perpendiculares a la losa en profundidad (la parte de la placa de subducción dentro del manto) son responsables de la inclinación de la losa en el manto y, en última instancia, del movimiento de la bisagra y la zanja en la superficie. [6] La fuerza impulsora para el retroceso es la flotabilidad negativa de la losa con respecto al manto subyacente [7] modificada por la geometría de la propia losa. [8] Las cuencas de arco posterior a menudo se asocian con el retroceso de la losa debido a la extensión en la placa superior como respuesta al flujo subsiguiente del manto subhorizontal por el desplazamiento de la losa en profundidad. [9]
Procesos involucrados
Varias fuerzas están involucradas en el proceso de retroceso de la losa. Dos fuerzas que actúan una contra la otra en la interfaz de las dos placas subductoras ejercen fuerzas una contra la otra. La placa de subducción ejerce una fuerza de flexión (FPB) que suministra 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 impulsa 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). [8] 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 de subducción sufre un hundimiento hacia atrás debido a las fuerzas de flotación negativas que provocan una retrogradación de la bisagra 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. [9]
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 presente en el manto. [10] Las ofiolitas se ven como evidencia de mecanismos tales como rocas de alta presión y temperatura que se llevan rápidamente a la superficie a través de los procesos de retroceso de la losa, lo que proporciona espacio para la exhumación de ofiolitas .
El retroceso de losas no siempre es un proceso continuo que sugiere una naturaleza episódica. [7] La naturaleza episódica del retroceso se explica por un cambio en la densidad de la placa subductora, 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 de subducción no tiene ningún efecto sobre el retroceso de la losa. [8] 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 del arco-fosa. [9] En el área del Pacífico Sudeste, ha habido varios eventos de retroceso que resultaron en la formación de numerosas cuencas de arco posterior. [7]
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. [8] 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. [6] 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 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. [11] 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 calentamiento y ensanchamiento debido a la difusión térmica. Las losas que penetran directamente en el manto inferior dan como resultado tasas de retroceso de la losa más lentas (~ 1-3 cm / año), como el arco de Mariana, los arcos de Tonga. [11]
Agua y biosfera
El volumen de agua que escapa desde dentro y debajo del antearco da como resultado algunas de las interacciones más dinámicas y complejas de la Tierra entre los fluidos acuosos y las rocas. La mayor parte de esta agua está atrapada en poros y fracturas en la litosfera superior y sedimentos de la placa subductora. El antearco promedio está sumergido por un volumen sólido de sedimento oceánico de 400 m (1300 pies) de espesor. Este sedimento entra en la zanja con una porosidad del 50 al 60% . Estos sedimentos se aprietan progresivamente a medida que se subducen, lo que reduce el espacio vacío y expulsa los fluidos a lo largo del decollement y hacia el antearco suprayacente, que puede tener o no un prisma de acreción. Los sedimentos acumulados en el antearco son otra fuente de fluidos. El agua también está ligada a minerales hidratados, especialmente arcillas y ópalo . El aumento de la presión y la temperatura que experimentan los materiales subducidos convierte los minerales hidratados en fases más densas que contienen progresivamente menos agua unida estructuralmente. El agua liberada por la deshidratación que acompaña a las transiciones de fase es otra fuente de fluidos que se introduce en la base de la placa superior. Estos fluidos pueden viajar a través del prisma de acreción de manera difusa, a través de espacios porosos interconectados en sedimentos, o pueden seguir canales discretos a lo largo de las fallas. Los sitios de ventilación pueden tomar la forma de volcanes de lodo o filtraciones y, a menudo, se asocian con comunidades quimiosintéticas. Los fluidos que escapan de las partes menos profundas de una zona de subducción también pueden escapar a lo largo del límite de la placa, pero rara vez se han observado drenando a lo largo del eje de la zanja. Todos estos fluidos están dominados por el agua, pero también contienen iones disueltos y moléculas orgánicas, especialmente metano . El metano a menudo se secuestra en forma de hielo ( clatrato de metano , también llamado hidrato de gas) en el antearco. Éstos son una fuente de energía potencial y pueden descomponerse rápidamente. La desestabilización de los hidratos de gas ha contribuido al calentamiento global en el pasado y probablemente lo hará en el futuro.
Las comunidades quimiosintéticas prosperan donde los fluidos fríos se filtran fuera del antearco. Se han descubierto comunidades de filtraciones frías en las laderas interiores de las trincheras hasta profundidades de 7000 m en el Pacífico occidental, especialmente alrededor de Japón, en el Pacífico oriental a lo largo de las costas de América del Norte, Central y del Sur desde las Aleutianas hasta las trincheras Perú-Chile, en Barbados. prisma, en el Mediterráneo y en el Océano Índico a lo largo de los márgenes convergentes de Makran y Sunda. Estas comunidades reciben mucha menos atención que las comunidades quimiosintéticas asociadas con los respiraderos hidrotermales . Las comunidades quimiosintéticas están ubicadas en una variedad de entornos geológicos: sobre sedimentos sobrepresionados en prismas de acreción donde los fluidos son expulsados a través de volcanes de lodo o crestas (Barbados, Nankai y Cascadia); a lo largo de márgenes erosivos activos con fallas; ya lo largo de escarpes causados por deslizamientos de escombros (trinchera de Japón, margen peruano). Las filtraciones superficiales pueden estar relacionadas con depósitos masivos de hidratos y desestabilización (por ejemplo, margen de Cascadia). Las altas concentraciones de metano y sulfuro en los fluidos que escapan del fondo marino son las principales fuentes de energía para la quimiosíntesis.
Factores que afectan la profundidad de la zanja
Hay varios factores que controlan la profundidad de las trincheras. El control más importante es el aporte de sedimento, que llena la zanja para que no haya expresión batimétrica . Por lo tanto, no es sorprendente que las trincheras más profundas (más profundas de 8.000 m (26.000 pies)) no sean acrecionales. Por el contrario, todas las trincheras con prismas de acreción en crecimiento tienen menos de 8.000 m (26.000 pies). Un control de segundo orden sobre la profundidad de la zanja es la edad de la litosfera en el momento de la subducción. Debido a que la litosfera oceánica se enfría y se espesa a medida que envejece, desaparece. Cuanto más antiguo es el fondo marino, más profundo se encuentra, y esto determina la profundidad mínima desde la cual el fondo marino comienza a descender. Esta correlación obvia se puede eliminar observando la profundidad relativa, la diferencia entre la profundidad del fondo marino regional y la profundidad máxima de la zanja. La profundidad relativa puede ser controlada por la edad de la litosfera en la zanja, la tasa de convergencia y el buzamiento de la losa subducida a profundidades intermedias. Finalmente, las losas estrechas pueden hundirse y retroceder más rápidamente que las placas anchas, porque es más fácil que la astenosfera subyacente fluya alrededor de los bordes de la placa que se hunde. Dichas losas pueden tener caídas pronunciadas a profundidades relativamente poco profundas y, por lo tanto, pueden estar asociadas con trincheras inusualmente profundas, como la Challenger Deep .
Las trincheras oceánicas más profundas
Las mediciones recientes, en las que se midió la salinidad y la temperatura del agua durante toda la inmersión, tienen incertidumbres de unos 15 m (49 pies). [12] Las mediciones más antiguas pueden estar desviadas en cientos de metros.
Zanja | Oceano | Punto más bajo | Profundidad máxima | Fuente |
---|---|---|---|---|
Fosa de las Marianas | océano Pacífico | Abismo Challenger | 10,920 m (35,830 pies) | [12] |
Fosa de Tonga | océano Pacífico | Horizonte profundo | 10,820 m (35,500 pies) | [12] |
Fosa filipina | océano Pacífico | Galathea Deep | 10,540 m (34,580 pies) | [13] |
Fosa de Kuril – Kamchatka | océano Pacífico | 10,542 m (34,587 pies) | [13] | |
Fosa de Kermadec | océano Pacífico | 10.047 m (32.963 pies) | [13] | |
Fosa de Izu-Bonin (Fosa de Izu-Ogasawara ) | océano Pacífico | 9,810 m (32,190 pies) | [13] | |
Fosa de Nueva Bretaña | Océano Pacífico ( Mar de Salomón ) | Planeta profundo | 9.140 m (29.990 pies) | [14] |
Fosa de Puerto Rico | océano Atlántico | Brownson Deep | 8.380 m (27.490 pies) | [12] |
Trinchera South Sandwich | océano Atlántico | Meteorito profundo | 8.265 m (27.116 pies) | [12] |
Fosa Perú-Chile o Fosa de Atacama | océano Pacífico | Richards Deep | 8.055 m (26.427 pies) | [13] |
Trinchera de japón | océano Pacífico | 8.412 m (27.598 pies) | [13] |
Trincheras oceánicas notables
Zanja | Localización |
---|---|
Fosa de las Aleutianas | Al sur de las Islas Aleutianas , al oeste de Alaska |
Fosa de Bougainville | Sur de Nueva Guinea |
Fosa de las Caimán | Caribe occidental |
Fosa de Cedros (inactivo) | Costa pacífica de Baja California |
Fosa de Hikurangi | Este de Nueva Zelanda |
Fosa de Hjort | Suroeste de Nueva Zelanda |
Fosa de Izu-Ogasawara | Cerca de las islas Izu y Bonin |
Trinchera de japón | Este de Japón |
Fosa de Kermadec * | Noreste de Nueva Zelanda |
Fosa Kuril – Kamchatka * | Cerca de las islas Kuriles |
Fosa de Manila | Oeste de Luzón , Filipinas |
Fosa de las Marianas * | Océano Pacífico occidental; al este de las Islas Marianas |
Fosa de América Central | Océano Pacífico oriental; frente a las costas de México , Guatemala , El Salvador , Nicaragua , Costa Rica |
Fosa de las Nuevas Hébridas | Al oeste de Vanuatu (Islas Nuevas Hébridas). |
Fosa Perú – Chile | Océano Pacífico oriental; frente a la costa de Perú y Chile |
Fosa filipina * | Este de Filipinas |
Fosa de Puerto Rico | Límite del Caribe y el océano Atlántico |
Fosa de Puysegur | Suroeste de Nueva Zelanda |
Fosa de Ryukyu | Borde oriental de las islas Ryukyu de Japón |
Trinchera South Sandwich | Al este de las Islas Sandwich del Sur |
Fosa de la Sonda | Curvas desde el sur de Java hasta el oeste de Sumatra y las islas Andaman y Nicobar |
Fosa de Tonga * | Cerca de Tonga |
Fosa de Yap | Océano Pacífico occidental; entre las Islas Palaos y la Fosa de las Marianas |
(*) Las cinco trincheras más profundas del mundo
Antiguas trincheras oceánicas
Zanja | Localización |
---|---|
Trinchera intermontana | Oeste de América del Norte; entre las Islas Intermontanas y América del Norte |
Trinchera insular | Oeste de América del Norte; entre las Islas Insulares y las Islas Intermontanas |
Fosa de Farallón | Oeste de América del Norte |
Fosa de Tethyan | Sur de Turquía, Irán , Tíbet y sudeste asiático |
Ver también
- Lista de accidentes geográficos
- Lista de características topográficas submarinas
- Cresta del océano medio
- Oceanografía física
- Comedero (geología)
Referencias
- ^ Rowley, David B. (2002). "Tasa de creación y destrucción de placas: 180 Ma hasta el presente". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 114 (8): 927–933. Código Bibliográfico : 2002GSAB..114..927R . doi : 10.1130 / 0016-7606 (2002) 114 <0927: ROPCAD> 2.0.CO; 2 .
- ^ Harris, PT; MacMillan-Lawler, M .; Rupp, J .; Baker, EK (2014). "Geomorfología de los océanos". Geología Marina . 352 : 4-24. Código bibliográfico : 2014MGeol.352 .... 4H . doi : 10.1016 / j.margeo.2014.01.011 .
- ^ Cita, MB (2006). "Exhumación de evaporitas mesinianas en las profundidades marinas y creación de cuencas colapsadas llenas de salmuera anóxica profunda". Geología sedimentaria . 188–189: 357–378. Código Bibliográfico : 2006SedG..188..357C . doi : 10.1016 / j.sedgeo.2006.03.013 .
- ^ Dvorkin, Jack; Nur, Amos; Mavko, Gary; Ben-Avraham, Zvi (1993). "Losas de subducción estrechas y el origen de las cuencas de retroarco". Tectonofísica . 227 (1–4): 63–79. Código Bibliográfico : 1993Tectp.227 ... 63D . doi : 10.1016 / 0040-1951 (93) 90087-Z .
- ^ Garfunkel, Z; Anderson, CA; Schubert, G (10 de junio de 1986). "Circulación del manto y migración lateral de losas subducidas" . Revista de Investigación Geofísica: Tierra sólida . 91 (B7): 7205–7223. Código Bibliográfico : 1986JGR .... 91.7205G . doi : 10.1029 / JB091iB07p07205 .
- ↑ a b Schellart y Moresi, 2013
- ^ a b c Schellart, Lister y Toy 2006
- ↑ a b c d Nakakuki y Mura, 2013
- ^ a b c Flor y Dilek 2003
- ^ Hall y Spakman 2002
- ↑ a b Christensen, 1996
- ^ a b c d e Profundidades extremas de los océanos medidas con precisión en detalle , BBC, 11 de mayo de 2021
- ^ a b c d e f Jamieson, AJ; Fujii, T .; Alcalde, DJ; Solan`, M .; Priede, IG (2010). "Trincheras de Hadal: la ecología de los lugares más profundos de la Tierra". Tendencias en Ecología y Evolución . 25 (3): 190-197. doi : 10.1016 / j.tree.2009.09.009 . PMID 19846236 .
- ^ Gallo, ND; Cameron, J; Hardy, K .; Freidora, P .; Bartlett, DH; Levin, LA (2015). "Patrones comunitarios de sumergible y de aterrizaje observados en las trincheras de Mariana y New Britain: Influencia de la productividad y la profundidad en las comunidades epibentónicas y carroñeras" . Investigación en aguas profundas, parte I: artículos de investigación oceanográfica . 99 : 119-133. Código Bibliográfico : 2015DSRI ... 99..119G . doi : 10.1016 / j.dsr.2014.12.012 .
Bibliografía
- Christensen, UR (1996). "La influencia de la migración de trincheras en la penetración de la losa en el manto inferior" . Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 140 (1–4): 27–39. Bibcode : 1996E y PSL.140 ... 27C . doi : 10.1016 / 0012-821x (96) 00023-4 .
- "Trinchera de aguas profundas". Enciclopedia McGraw-Hill de ciencia y tecnología (8ª ed.). 1997.
- Flor, MFJ; Dilek, Y (2003). "Retroceso de arco-trinchera y acreción de antearco: 1. Un modelo de flujo de manto inducido por colisión para ofiolitas de Tethyan". Pub. Geol. Soc. Lond . 218 (1): 21–41. Código Bibliográfico : 2003GSLSP.218 ... 21F . doi : 10.1144 / gsl.sp.2003.218.01.03 . S2CID 128899276 .
- Fisher, RL y Hess, HH y MN Hill (Editor) (1963). "Trincheras". El mar v. 3 La tierra debajo del mar . Nueva York: Wiley-Interscience. págs. 411–436.Mantenimiento de CS1: utiliza el parámetro de autores ( enlace )
- Hall, R; Spakman, W (2002). "Losas subducidas debajo de la región oriental de Indonesia-Tonga: conocimientos de la tomografía". Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 201 (2): 321–336. Bibcode : 2002E y PSL.201..321H . CiteSeerX 10.1.1.511.9094 . doi : 10.1016 / s0012-821x (02) 00705-7 .
- Hamilton, WB (1988). "Tectónica de placas y arcos de islas". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 100 (10). págs. 1503-1527.
- Hawkins, JW; Bloomer, SH; Evans, CA; Melchior, JT (1984). "Evolución de los sistemas arco-trinchera intra-oceánicos". Tectonofísica . 102 (1–4): 175–205. Código Bibliográfico : 1984Tectp.102..175H . doi : 10.1016 / 0040-1951 (84) 90013-1 .
- Jarrard, RD (1986). "Relaciones entre parámetros de subducción". Reseñas de Geofísica . 24 (2): 217–284. Código Bibliográfico : 1986RvGeo..24..217J . doi : 10.1029 / RG024i002p00217 .
- Ladd, JW y Holcombe, TL y Westbrook, GK y Edgar, NT y Dengo, G. (Editor) y Case, J. (Editor) (1990). "Geología Marina del Caribe: márgenes activos del límite de la placa". La geología de América del Norte, vol. H, Región del Caribe . Sociedad Geológica de América. págs. 261–290.Mantenimiento de CS1: utiliza el parámetro de autores ( enlace )
- Nakakuki, T; Mura, E (2013). "Dinámica del retroceso de la losa y formación de cuenca de back-arco inducida". Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 361 (B11): 287–297. Bibcode : 2013E y PSL.361..287N . doi : 10.1016 / j.epsl.2012.10.031 .
- Schellart, WP; Lister, GS (2004). "Curvatura orogénica: análisis paleomagnéticos y estructurales". Sociedad Geológica de América : 237-254.
- Schellart, WP; Lister, GS; Juguete, VG (2006). "Una reconstrucción del Cretácico y Cenozoico tardío de la región del Pacífico suroeste: tectónica controlada por procesos de subducción y retroceso de losa". Reseñas de Ciencias de la Tierra . 76 (3–4): 191–233. Código bibliográfico : 2006ESRv ... 76..191S . doi : 10.1016 / j.earscirev.2006.01.002 .
- Schellart, WP; Moresi, L (2013). "Un nuevo mecanismo de conducción para la extensión y acortamiento del arco trasero a través del flujo del manto poloidal y toroidal inducido por hundimiento de la losa: resultados de modelos de subducción dinámica con una placa de anulación" . Revista de Investigación Geofísica . 118 (6): 3221–3248. Código bibliográfico : 2013JGRB..118.3221S . doi : 10.1002 / jgrb.50173 .
- Scholl, DW; Scholl, D (1993). "El retorno de material siálico al manto indicado por material terrígeneo subducido en márgenes convergentes" . Tectonofísica . 219 (1-3): 163-175. Bibcode : 1993Tectp.219..163V . doi : 10.1016 / 0040-1951 (93) 90294-T .
- Sibuet, M .; Olu, K. (1998). "Biogeografía, biodiversidad y dependencia fluida de comunidades de filtraciones frías de aguas profundas en márgenes activos y pasivos". Investigación en aguas profundas . II (45): 517–567. Código Bibliográfico : 1998DSRII..45..517S . doi : 10.1016 / S0967-0645 (97) 00074-X .
- Smith, WHF; Sandwell, DT (1997). "Topografía global del fondo marino a partir de altimetría por satélite y sondeos de profundidad de barcos". Ciencia . 277 (5334): 1956–1962. doi : 10.1126 / science.277.5334.1956 .
- Stern, RJ (2002). "Zonas de subducción". Reseñas de Geofísica . 40 (4): 1012–1049. Código Bibliográfico : 2002RvGeo..40.1012S . doi : 10.1029 / 2001RG000108 .
- Watts, AB (2001). Isostasia y flexión de la litosfera . Prensa de la Universidad de Cambridge. 458p.
- Wright, DJ; Bloomer, SH; MacLeod, CJ; Taylor, B .; Goodlife, AM (2000). "Batimetría de la fosa de Tonga y antearco: una serie de mapas" . Investigaciones Geofísicas Marinas . 21 (489-511): 2000. Código Bibliográfico : 2000MarGR..21..489W . doi : 10.1023 / A: 1026514914220 . S2CID 6072675 .
enlaces externos
- "HADEX: Proyecto de investigación para explorar fosas oceánicas" . Institución Oceanográfica Woods Hole .
- "Trincheras oceánicas" . Institución Oceanográfica Woods Hole .