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Fossa oceânica

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A crosta oceânica forma-se numa dorsal oceânica, enquanto a litosfera sofre subducção de volta para a astenosfera nas fossas.

As fossas oceânicas são depressões topográficas do leito marinho, proeminentes, longas e estreitas. Têm tipicamente 50 to 100 kilometers (30 to 60 mi) de largura e situam-se 3 to 4 km (1,9 to 2,5 mi) abaixo do nível do fundo oceânico circundante, mas podem ter milhares de quilómetros de extensão. Existem cerca de 50.000 km (31.000 mi) 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.

As fossas oceânicas são uma característica da distinta tectónica de placas da Terra. Marcam a localização de limites de placas convergentes, ao longo dos quais as placas litosféricas se movem uma em direção à outra a taxas que variam de alguns milímetros a mais de dez centímetros por ano. A litosfera oceânica move-se para as fossas a uma taxa global de cerca de 3 km2 (1,2 sq mi) por ano.[1] Uma fossa marca a posição em que a placa flectida em subducção começa a descer sob outra placa litosférica. As fossas são geralmente paralelas e situam-se a cerca de 200 km (120 mi) de um arco vulcânico.

Grande parte do fluido retido nos sedimentos da placa em subducção regressa à superfície na fossa oceânica, produzindo vulcões de lama e fontes frias. Estas sustentam biomas únicos baseados em microrganismos quimiotróficos. Existe a preocupação de que detritos de plástico se estejam a acumular nas fossas e a ameaçar estas comunidades.

Distribuição geográfica

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Principais fossas do Pacífico (1–10) e zonas de fratura (11–20): 1. Kermadec 2. Tonga 3. Bougainville 4. Marianas 5. Izu–Ogasawara 6. Japão 7. Curilas–Kamchatka 8. Aleutas 9. América Central 10. Peru–Chile 11. Mendocino 12. Murray 13. Molokai 14. Clarion 15. Clipperton 16. Challenger 17. Eltanin 18. Udintsev 19. Dorsal Pacífico-Antártica (em forma de S) 20. Cordilheira de Nazca

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.[2] Encontram-se no lado oceânico de arcos de ilhas e orógenos de tipo andino.[3] Globalmente, existem mais de 50 fossas oceânicas principais, cobrindo uma área de 1,9 milhões de km², ou cerca de 0,5% dos oceanos.[4]

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.[4] As fossas que estão parcialmente preenchidas são por vezes descritas como vales, por exemplo, o Vale de Makran.[5] Algumas fossas estão completamente enterradas e carecem de expressão batimétrica, como na Zona de subducção de Cascadia,[6] que está totalmente preenchida por sedimentos.[7] 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.[8] Também não é uma fossa o Vale de Nova Caledónia, que é uma bacia sedimentar extensional relacionada com a zona de subducção Tonga-Kermadec.[9] Adicionalmente, a Fossa das Caimão, que é uma bacia pull-apart dentro de uma zona de falha transformante,[10] não é uma fossa oceânica.

As fossas, juntamente com os arcos vulcânicos e as zonas de Wadati–Benioff (zonas de sismos sob um arco vulcânico), são diagnósticas de limites de placas convergentes e das suas manifestações mais profundas, as zonas de subducção.[2][3][11] Aqui, duas placas tectónicas derivam uma contra a outra a uma taxa de alguns milímetros a mais de 10 centimeters (4 in) por ano. Pelo menos uma das placas é litosfera oceânica, que mergulha sob a outra placa para ser reciclada no manto terrestre.

As fossas estão relacionadas com, mas são distintas de, zonas de colisão continental, como os Himalaias. Ao contrário das fossas, nas zonas de colisão continental, a crosta continental entra numa zona de subducção. Quando a crosta continental flutuante entra numa fossa, a subducção para e a área torna-se uma zona de colisão continental. Características análogas às fossas estão associadas a zonas de colisão. Uma dessas características é a bacia de antepaís periférica, uma fossa preenchida por sedimentos. Exemplos de bacias de antepaís periféricas incluem as planícies aluviais do Rio Ganges e o sistema fluvial Tigre–Eufrates.[2]

História do termo "fossa"

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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,[12] que realizou 492 sondagens do oceano profundo.[13] Na estação n.º 225, a expedição descobriu a Depressão Challenger,[14] 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.[15] 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.[16][2]

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.[11] 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.[17]

A Segunda Guerra Mundial no Pacífico levou a grandes melhorias na batimetria, particularmente no Pacífico ocidental. À luz destas novas medições, a natureza linear das profundezas tornou-se clara. Houve um crescimento rápido nos esforços de investigação do mar profundo, especialmente o uso generalizado de ecossondas nas décadas de 1950 e 1960. Estes esforços confirmaram a utilidade morfológica do termo "fossa". Fossas importantes foram identificadas, amostradas e mapeadas via sonar.

A fase inicial da exploração de fossas atingiu o seu auge em 1960 com a descida do batiscafo Trieste ao fundo da Depressão Challenger. Após a promulgação da hipótese da expansão do fundo oceânico por Robert S. Dietz e Harry Hess no início dos anos 60 e a revolução da tectónica de placas no final dessa década, a fossa oceânica tornou-se um conceito fundamental na teoria da tectónica de placas.[11]

Morfologia

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Corte transversal de uma fossa oceânica formada ao longo de um limite convergente oceano-oceano
A Fossa do Peru-Chile localiza-se logo à esquerda da linha nítida entre o azul escuro do oceano profundo (à esquerda) e a plataforma continental azul clara, ao longo da costa oeste da América do Sul. Percorre um limite oceano-continente, onde a placa de Nazca oceânica sofre subducção sob a placa sul-americana continental

As fossas oceânicas têm entre 50 to 100 kilometers (30 to 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).[18][19] O fundo da fossa marca o limite entre as placas em subducção e sobrejacente, conhecido como o cisalhamento basal do limite de placas[20] ou o descolamento de subducção.[2] 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 kilometers (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 to 8 kilometers (4,3 to 5,0 mi).[18]

Apesar de estreitas, as fossas oceânicas são notavelmente longas e contínuas, formando as maiores depressões lineares da Terra. Uma fossa individual pode ter milhares de quilómetros de comprimento.[3] A maioria das fossas é convexa em direção à placa em subducção, o que é atribuído à geometria esférica da Terra.[21]

A assimetria da fossa reflete os diferentes mecanismos físicos que determinam os ângulos das encostas interna e externa. O ângulo da encosta externa é determinado pelo raio de curvatura da placa em subducção, definido pela sua espessura elástica. Como a litosfera oceânica engrossa com a idade, o ângulo da encosta externa é, em última análise, determinado pela idade da placa.[22][20] O ângulo da encosta interna é determinado pelo ângulo de repouso da extremidade da placa sobrejacente.[20] Isto reflete os sismos frequentes ao longo da fossa que impedem o sobredeclive da encosta interna.[2]

À medida que a placa em subducção se aproxima da fossa, curva-se ligeiramente para cima antes de iniciar o seu mergulho nas profundezas. Como resultado, a encosta externa da fossa é limitada por uma elevação externa da fossa. Esta é subtil, muitas vezes com apenas dezenas de metros de altura, e localiza-se tipicamente a algumas dezenas de quilómetros do eixo da fossa. Na própria encosta externa, onde a placa começa a curvar-se para baixo, a parte superior da placa em subducção é quebrada por falhas de curvatura que conferem à encosta uma topografia de horst e graben. A formação destas falhas é suprimida onde dorsais oceânicas ou grandes montes submarinos entram na fossa, mas as falhas atravessam montes submarinos menores. Onde a placa em subducção tem apenas uma fina camada de sedimentos, a encosta externa mostrará frequentemente cristas de expansão do fundo oceânico oblíquas às cristas de horst e graben.[20]

Sedimentação

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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.[21] 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 kilometers (4,7 mi) de espessura; a zona de subducção de Cascadia, enterrada por 3 to 4 kilometers (1,9 to 2,5 mi) de sedimentos; e a zona de subducção do norte de Samatra, sob 6 kilometers (3,7 mi) de sedimentos.[23]

Os sedimentos são por vezes transportados ao longo do eixo da fossa. A fossa central do Chile apresenta transporte de sedimentos através de um canal axial.[24] Transporte semelhante foi documentado na fossa das Aleutas.[2]

Além da sedimentação proveniente de rios, ocorre também sedimentação por deslizamentos de terra na encosta interna de forte declive, frequentemente causados por megassismos. O Deslizamento de Reloca, na fossa central do Chile, é um exemplo deste processo.[25]

Margens erosivas versus acrecionárias

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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.[3] 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.[26] Mais de metade de todas as margens convergentes são erosivas.[2]

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.[26] 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.[19]

Os prismas de acreção crescem de duas formas: por acreção frontal (sedimentos raspados na frente do prisma) e por subacreção (também conhecida como acreção basal[27]) de sedimentos subduzidos e alguma crosta oceânica ao longo do descolamento.[2] O Grupo Franciscano da Califórnia é interpretado como um prisma de acreção antigo onde este processo está registado em melanges tectónicas.[2]

Fossa oceânica formada num limite convergente oceano-oceano
A Fossa das Marianas contém a parte mais profunda dos oceanos e percorre um limite convergente oceano-oceano. É o resultado da placa do Pacífico em subducção sob a placa das Marianas.

Sismos

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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.[28]

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.[29]

Recuo da fossa (Trench rollback)

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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.[30][31] 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.[32] Estas forças surgem da flutuabilidade negativa da placa em relação ao manto[33] modificada pela própria geometria da placa.[34] A extensão na placa sobrejacente, em resposta ao fluxo mantélico horizontal subsequente, pode resultar na formação de uma bacia de retroarco.[35]

Processos envolvidos

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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).[34] 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.[35]

A tomografia sísmica fornece evidências deste recuo, mostrando anomalias térmicas elevadas no manto.[36] Os ofiolitos são vistos como evidência destes mecanismos, pois rochas de alta pressão são trazidas rapidamente à superfície.

O recuo da placa não é sempre contínuo, sugerindo uma natureza episódica.[33] Isto explica-se por mudanças na densidade da placa (chegada de litosfera flutuante como um continente ou planalto) ou na cinemática das placas. A idade das placas não afeta o recuo.[34] Colisões continentais próximas induzem fluxo mantélico que causa estiramento e recuo do arco-fossa.[35] No Pacífico Sudeste, vários eventos de recuo resultaram em numerosas bacias de retroarco.[33]

Interações com o manto

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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.[34] 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.[32] 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.[37]

A Fossa de Porto Rico

Atividade hidrotermal e biomas associados

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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.[2]

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[38]), América do Sul, Barbados, Mediterrâneo e Sunda, a profundidades de até 6.000 meters (20.000 ft).[2] O genoma do extremófilo Deinococcus da Depressão Challenger foi sequenciado devido ao seu potencial industrial.[39]

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.[40]

Fossas oceânicas mais profundas

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Medições recentes têm incertezas de cerca de 15 m (49 ft).[41] Medições antigas podem ter erros de centenas de metros.

Fossa Oceano Ponto mais baixo Profundidade máxima Fonte
Fossa das Marianas Oceano Pacífico Depressão Challenger 10.925 m (35.843 ft) [41]
Fossa de Tonga Oceano Pacífico Depressão Horizon 10.820 m (35.500 ft) [41]
Fossa das Filipinas Oceano Pacífico Depressão Emden 10.540 m (34.580 ft) [42]
Fossa das Curilas–Kamchatka Oceano Pacífico 10.542 m (34.587 ft) [42]
Fossa de Kermadec Oceano Pacífico 10.047 m (32.963 ft) [42]
Fossa de Izu–Bonin (Fossa de Izu–Ogasawara) Oceano Pacífico 9.810 m (32.190 ft) [42]
Fossa de Nova Bretanha Oceano Pacífico (Mar das Salomão) Depressão Planet 9.140 m (29.990 ft) [43]
Fossa de Porto Rico Oceano Atlântico Depressão Milwaukee 8.376 m (27.480 ft) [41]
Fossa das Sandwich do Sul Oceano Atlântico Depressão Meteor 8.266 m (27.119 ft) [41]
Fossa do Peru-Chile ou Fossa do Atacama Oceano Pacífico Depressão Richards 8.055 m (26.427 ft) [42]
Fossa do Japão Oceano Pacífico 8,412 m (27,498 ft) [42]
Fossa das Caimão Oceano Atlântico Depressão das Caraíbas 7.686 m (25.217 ft) [42]
Fossa das Sandwich do Sul Oceano Antártico Depressão Factorian 7.334 m (24.062 ft) [41]
Fossa de Sunda Oceano Índico Depressão de Java 7.192 m (23.596 ft) [42]
Fossa das Maurícias Oceano Índico Ponto das Maurícias 6.875 m (22.556 ft) [42]
Fossa da Índia Oceano Índico Entre a Índia e Maldivas 7.225 m (23.704 ft) [42]
Fossa de Ceilão Oceano Índico Depressão do Sri Lanka 6.400 m (21.000 ft) [42]
Fossa da Somália Oceano Índico Depressão Somali 6.084 m (19.961 ft) [42]
Fossa de Madagascar Oceano Índico Depressão de Madagáscar 6.048 m (19.843 ft) [42]
Fossa de Porto Rico Oceano Atlântico Depressão Rio Bermuda 5.625 m (18.455 ft) [42]
Dorsal Médio-Atlântica Oceano Ártico Depressão Molloy 5.550 m (18.210 ft) [41]

Fossas oceânicas notáveis

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Fossa Localização
Fossa das Aleutas Sul das Ilhas Aleutas, a oeste do Alasca
Fossa de Bougainville Sul da Nova Guiné
Fossa das Caimão Caraíbas ocidentais
Fossa de Cedros (inativa) Costa do Pacífico da Baixa Califórnia
Depressão de Hikurangi Leste da Nova Zelândia
Fossa de Hjort Sudoeste da Nova Zelândia
Fossa de Izu–Ogasawara Perto das ilhas Izu e Bonin
Fossa do Japão Leste do Japão
Fossa de Kermadec * Nordeste da Nova Zelândia
Fossa das Curilas–Kamchatka * Perto das Ilhas Curilas
Fossa de Manila Oeste de Luzon, Filipinas
Fossa das Marianas * Oceano Pacífico ocidental; leste das Ilhas Marianas
Fossa da América Central Oceano Pacífico oriental; ao largo da costa do México, Guatemala, El Salvador, Nicarágua, Costa Rica
Fossa das Novas Hébridas Oeste de Vanuatu (Ilhas Novas Hébridas).
Fossa do Peru-Chile Oceano Pacífico oriental; ao largo da costa do Peru e Chile
Fossa das Filipinas * Leste das Filipinas
Fossa de Porto Rico Limite entre o Mar das Caraíbas e o Oceano Atlântico
Fossa de Puysegur Sudoeste da Nova Zelândia
Fossa de Ryukyu Margem leste das Ilhas Ryukyu do Japão
Fossa das Sandwich do Sul Leste das Ilhas Sandwich do Sul
Fossa de Sunda Curva-se desde o sul de Java até ao oeste de Samatra e das Ilhas Andamão e Nicobar
Fossa de Tonga * Perto de Tonga
Fossa de Yap Oceano Pacífico ocidental; entre as Ilhas Palau e a Fossa das Marianas

(*) As cinco fossas mais profundas do mundo

Fossas oceânicas antigas

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Fossa Localização
Fossa Intermontana América do Norte ocidental; entre as Ilhas Intermontanas e a América do Norte
Fossa Insular América do Norte ocidental; entre as Ilhas Insulares e as Ilhas Intermontanas
Fossa de Farallon América do Norte ocidental
Fossa de Tétis Sul da Turquia, Irão, Tibete e Sudeste Asiático


Ver também

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Referências

  1. ↑ Rowley 2002.
  2. ↑ a b c d e f g h i j k l Stern 2005.
  3. ↑ a b c d Kearey, Klepeis & Vine 2009, p. 250.
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  6. ↑ Thomas, Burbidge & Cummins 2007.
  7. ↑ Goldfinger et al. 2012.
  8. ↑ Westbrook, Mascle & Biju-Duval 1984.
  9. ↑ Hackney, Sutherland & Collot 2012.
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Bibliografia

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Leitura adicional

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