Fossa oceânica
As fossas oceânicas são depressões topográficas do leito marinho, proeminentes, longas e estreitas. Têm tipicamente 50 a 100 quilômetros de largura e situam-se 3 a 4 km abaixo do nível do fundo oceânico circundante, mas podem ter milhares de quilómetros de extensão. Existem cerca de 50 000 km de fossas oceânicas em todo o mundo, maioritariamente em redor do Oceano Pacífico, mas também no leste do Oceano Índico e nalgumas outras localizações. A maior profundidade oceânica medida encontra-se na Depressão Challenger da Fossa das Marianas, a uma profundidade de 10,994 m (36,07 ft) abaixo do nível do mar.
Existem aproximadamente 50 000 km (31 000 mi) de margens de placas convergentes em todo o mundo. Estas localizam-se maioritariamente em redor do Oceano Pacífico, mas também se encontram no leste do Oceano Índico, com alguns segmentos de margem convergente mais curtos noutras partes do Índico, no Oceano Atlântico e no Mediterrâneo. Encontram-se no lado oceânico de arcos de ilhas e orógenos de tipo andino. Globalmente, existem mais de 50 fossas oceânicas principais, cobrindo uma área de 1,9 milhões de km², ou cerca de 0,5% dos oceanos. As fossas são geomorfologicamente distintas dos vales submarinos (troughs). Estes últimos são depressões alongadas do fundo do mar com encostas íngremes e fundos planos, enquanto as fossas se caracterizam por um perfil em forma de V. As fossas que estão parcialmente preenchidas são por vezes descritas como vales, por exemplo, o Vale de Makran. Algumas fossas estão completamente enterradas e carecem de expressão batimétrica, como na Zona de subducção de Cascadia, que está totalmente preenchida por sedimentos. Apesar da sua aparência, nestes casos, a estrutura fundamental de tectónica de placas continua a ser uma fossa oceânica. Alguns vales assemelham-se a fossas oceânicas, mas possuem outras estruturas tectónicas. Um exemplo é o Vale das Pequenas Antilhas, que é a bacia de antearco da Zona de subducção das Pequenas Antilhas. Também não é uma fossa o Vale de Nova Caledónia, que é uma bacia sedimentar extensional relacionada com a zona de subducção Tonga-Kermadec. Adicionalmente, a Fossa das Caimão, que é uma bacia pull-apart dentro de uma zona de falha transformante, não é uma fossa oceânica.
As fossas não foram claramente definidas até ao final da década de 1940 e década de 1950. A batimetria do oceano era pouco conhecida antes da Expedição Challenger de 1872–1876, que realizou 492 sondagens do oceano profundo. Na estação n.º 225, a expedição descobriu a Depressão Challenger, hoje conhecida como a extremidade sul da Fossa das Marianas. O lançamento de cabos telegráficos transatlânticos no fundo do mar entre os continentes durante o final do século XIX e início do século XX proporcionou uma motivação adicional para a melhoria da batimetria. O termo fossa (trench), no seu sentido moderno de uma depressão alongada proeminente do fundo do mar, foi usado pela primeira vez por Johnstone no seu manual de 1923, An Introduction to Oceanography. Durante as décadas de 1920 e 1930, Felix Andries Vening Meinesz mediu a gravidade sobre fossas utilizando um gravímetro recém-desenvolvido que podia medir a gravidade a bordo de um submarino. Ele propôs a hipótese do tectogene para explicar as faixas de anomalias gravitacionais negativas encontradas perto de arcos de ilhas. De acordo com esta hipótese, as faixas eram zonas de subdescida de rocha crustal leve resultantes de correntes de convecção subcrustais. A hipótese do tectogene foi desenvolvida por Griggs em 1939, utilizando um modelo analógico baseado num par de tambores rotativos. Harry Hammond Hess reviu substancialmente a teoria com base na sua análise geológica.
As fossas oceânicas têm entre 50 a 100 quilômetros (30 a 60 mi) de largura e possuem uma forma assimétrica em V, com a encosta mais íngreme (8 a 20 graus) no lado interno (placa sobrejacente) da fossa e a encosta mais suave (cerca de 5 graus) no lado externo (placa em subducção). O fundo da fossa marca o limite entre as placas em subducção e sobrejacente, conhecido como o cisalhamento basal do limite de placas ou o descolamento de subducção. A profundidade da fossa depende da profundidade inicial da litosfera oceânica ao começar o seu mergulho, do ângulo de inclinação da placa e da quantidade de sedimentação na fossa. Tanto a profundidade inicial como o ângulo de subducção são maiores para litosfera oceânica mais antiga, o que se reflete nas fossas profundas do Pacífico ocidental. Aqui, os fundos das fossas das Marianas e Tonga–Kermadec situam-se até 10–11 quilômetros (6,2–6,8 mi) abaixo do nível do mar. No Pacífico oriental, onde a litosfera oceânica em subducção é muito mais jovem, a profundidade da fossa Peru–Chile é de cerca de 7 a 8 quilômetros (4,3 a 5,0 mi).
Sedimentação
A morfologia da fossa é fortemente modificada pela quantidade de sedimentação na mesma. Esta varia desde praticamente nenhuma sedimentação, como na fossa Tonga–Kermadec, até ao preenchimento total, como na Zona de subducção de Cascadia. A sedimentação é controlada sobretudo pela proximidade de uma fonte de sedimentos continental. Esta variação é bem ilustrada pela fossa do Chile. A porção norte da fossa, situada ao longo do Deserto do Atacama com a sua taxa de erosão muito lenta, é carente de sedimentos, com apenas 20 a algumas centenas de metros de sedimentos no fundo. A morfologia tectónica deste segmento está totalmente exposta. O segmento central da fossa está moderadamente sedimentado, com sedimentos sobrepostos a sedimentos pelágicos ou ao embasamento oceânico da placa em subducção, mas a morfologia ainda é clara. O segmento sul está totalmente sedimentado, ao ponto de a elevação e a encosta externa já não serem percetíveis. Outras fossas totalmente sedimentadas incluem o Vale de Makran, onde os sedimentos atingem 7,5 quilômetros (4,7 mi) de espessura; a zona de subducção de Cascadia, enterrada por 3 a 4 quilômetros (1,9 a 2,5 mi) de sedimentos; e a zona de subducção do norte de Samatra, sob 6 quilômetros (3,7 mi) de sedimentos.
Margens erosivas versus acrecionárias
As margens convergentes classificam-se como erosivas ou acrecionárias, o que influencia fortemente a morfologia da encosta interna da fossa. As margens erosivas, como as do norte de Peru–Chile, Tonga–Kermadec e Marianas, correspondem a fossas com poucos sedimentos. A placa em subducção erode material da parte inferior da placa sobrejacente, reduzindo o seu volume. A extremidade da placa sofre subsidência e aumento do declive, com falhas normais. A encosta é sustentada por rochas ígneas e metamórficas relativamente fortes, que mantêm um elevado ângulo de repouso. Mais de metade de todas as margens convergentes são erosivas. As margens acrecionárias, como as do sul de Peru–Chile, Cascadia e Aleutas, estão associadas a fossas com sedimentação moderada a elevada. À medida que a placa mergulha, os sedimentos são "raspados" contra a extremidade da placa sobrejacente, produzindo um prisma de acreção. Isto expande a placa sobrejacente para o exterior. Devido à falta de resistência dos sedimentos, o seu ângulo de repouso é mais suave do que nas margens erosivas. A encosta interna é composta por escamas de cavalgamento de sedimentos. A topografia da encosta interna é rugosa devido a movimentos de massa localizados. Cascadia praticamente não tem expressão batimétrica da elevação externa e da fossa, devido ao preenchimento sedimentar total, mas a encosta interna é complexa, com muitas cristas de cavalgamento. As encostas internas de margens erosivas raramente mostram estas cristas.
Sismos
Megassismos frequentes modificam a encosta interna da fossa ao desencadear deslizamentos massivos. Estes deixam escarpas semicirculares com declives de até 20 graus nas paredes de cabeceira. A subducção de montes submarinos e dorsais assísmicas pode aumentar o crepagem assísmica e reduzir a gravidade dos sismos. Pelo contrário, a subducção de grandes quantidades de sedimentos pode permitir que as ruturas ao longo do descolamento se propaguem por grandes distâncias, produzindo megassismos.
As fossas parecem estáveis, mas os cientistas acreditam que algumas — particularmente as associadas a zonas onde duas placas oceânicas convergem — se movem para trás em relação à placa em subducção. Isto é designado como recuo da fossa (trench rollback ou retreat) e é uma explicação para a existência de bacias de retroarco. As forças perpendiculares à placa (a porção da placa em subducção dentro do manto) são responsáveis pelo aumento da inclinação da placa e, em última análise, pelo movimento da charneira e da fossa à superfície. Estas forças surgem da flutuabilidade negativa da placa em relação ao manto modificada pela própria geometria da placa. A extensão na placa sobrejacente, em resposta ao fluxo mantélico horizontal subsequente, pode resultar na formação de uma bacia de retroarco.
Processos envolvidos
Várias forças estão envolvidas no recuo da placa. Duas forças opostas na interface das placas exercem pressão entre si: a placa em subducção exerce uma força de flexão (FPB), enquanto a sobrejacente exerce uma força contrária (FTS). A força de tração da placa (FSP) é causada pela sua flutuabilidade negativa. Interações com a descontinuidade dos 660 km causam deflexão (F660). O recuo ocorre quando a secção profunda da placa obstrui o movimento descendente da secção rasa. O afundamento retrógrado causa a retrogradação da charneira da fossa à superfície. O afloramento do manto em redor da placa pode criar condições para a formação de uma bacia de retroarco.
Interações com o manto
As descontinuidades do manto desempenham um papel significativo. A estagnação na descontinuidade dos 660 km causa movimento retrógrado devido a forças de sucção à superfície. O recuo induz fluxo de retorno mantélico, causando extensão na base da placa sobrejacente. À medida que as velocidades de recuo aumentam, as velocidades do fluxo circular também aumentam, acelerando a extensão. As taxas de extensão mudam quando a placa interage com descontinuidades aos 410 km e 660 km. As placas podem penetrar no manto inferior ou ser retardadas aos 660 km. Um aumento na migração retrógrada (2–4 cm/ano) ocorre quando as placas se achatam aos 660 km, como nas fossas do Japão e Java. Slabs que penetram diretamente resultam em recuos mais lentos (~1–3 cm/ano), como nas Marianas e Tonga.
À medida que os sedimentos sofrem subducção, muito do seu conteúdo fluido é expelido e regressa pelo descolamento para emergir na encosta interna como vulcões de lama e fontes frias. Clatratos de metano e hidratos de gás também se acumulam, havendo preocupação de que a sua libertação possa contribuir para o aquecimento global. Os fluidos libertados são ricos em metano e sulfureto de hidrogénio, fornecendo energia química para microrganismos quimiotróficos. Foram identificadas comunidades de fontes frias em fossas do Pacífico ocidental (especialmente Japão), América do Sul, Barbados, Mediterrâneo e Sunda, a profundidades de até 6 000 metros (20 000 ft). O genoma do extremófilo Deinococcus da Depressão Challenger foi sequenciado devido ao seu potencial industrial. Sendo os pontos mais baixos do oceano, existe a preocupação de que detritos de plástico se acumulem nas fossas e ponham em perigo estes biomas frágeis.
Medições recentes têm incertezas de cerca de 15 m (49 ft). Medições antigas podem ter erros de centenas de metros.
(*) As cinco fossas mais profundas do mundo
