Fosa oceánica

Las fosas oceánicas son depresiones topográficas prominentes, largas y estrechas del lecho marino . Suelen tener entre 50 y 100 kilómetros de ancho y entre 3 y 4 kilómetros por debajo del nivel del fondo oceánico circundante, aunque pueden alcanzar miles de kilómetros de longitud. Existen aproximadamente 50 000 km de fosas oceánicas en todo el mundo, principalmente alrededor del océano Pacífico, pero también en el este del océano Índico y en algunas otras ubicaciones. La mayor profundidad oceánica medida se encuentra en la Fosa Challenger de la Fosa de las Marianas , a 10 994 metros por debajo del nivel del mar.       

Las fosas oceánicas son una característica distintiva de la tectónica de placas de la Tierra . Marcan las ubicaciones de los límites de placas convergentes , a lo largo de los cuales las placas litosféricas se mueven una hacia la otra a velocidades que varían desde unos pocos milímetros hasta más de diez centímetros por año. La litosfera oceánica se mueve hacia las fosas a una tasa global de aproximadamente 3 km² (1,2 ^millas cuadradas ) por año. ^{[ 1 ]} Una fosa marca la posición en la que la placa flexionada y subducida comienza a descender debajo de otra placa litosférica. Las fosas son generalmente paralelas a un arco volcánico y se encuentran a unos 200 km (120 millas) de distancia .     

Gran parte del fluido atrapado en los sedimentos de la placa subducida regresa a la superficie en la fosa oceánica, formando volcanes de lodo y filtraciones frías . Estos ecosistemas albergan biomas únicos basados ​​en microorganismos quimiotróficos . Existe preocupación por la acumulación de desechos plásticos en las fosas, que amenazan a estas comunidades.

Existen aproximadamente 50 000 km (31 000 millas) de márgenes de placas convergentes en todo el mundo. Estos se ubican principalmente alrededor del Océano Pacífico, pero también se encuentran en el este del Océano Índico, con algunos segmentos más cortos de márgenes convergentes en otras partes del Océano Índico, en el Océano Atlántico y en el Mediterráneo. ^{[ 2 ]} Se encuentran en el lado oceánico de los arcos de islas y orógenos de tipo andino . ^{[ 3 ]} A nivel mundial, existen más de 50 fosas oceánicas principales que cubren un área de 1,9 millones de km² ^o alrededor del 0,5 % de los océanos. ^{[ 4 ]}   

Las trincheras son geomorfológicamente distintas de las fosas . Las fosas son depresiones alargadas del fondo marino con lados empinados y fondos planos, mientras que las trincheras se caracterizan por un perfil en forma de V. ^{[ 4 ]} Las trincheras que están parcialmente rellenas a veces se describen como fosas, por ejemplo la fosa de Makrán . ^{[ 5 ]} Algunas trincheras están completamente enterradas y carecen de expresión batimétrica como en la zona de subducción de Cascadia , ^{[ 6 ]} que está completamente rellena de sedimentos. ^{[ 7 ]} A pesar de su apariencia, en estos casos la estructura tectónica de placas fundamental sigue siendo una trinchera oceánica. Algunas fosas se parecen a las trincheras oceánicas pero poseen otras estructuras tectónicas. Un ejemplo es la fosa de las Antillas Menores , que es la cuenca de antearco de la zona de subducción de las Antillas Menores . ^{[ 8 ]} Tampoco es una trinchera la fosa de Nueva Caledonia , que es una cuenca sedimentaria extensional relacionada con la zona de subducción de Tonga-Kermadec . ^{[ 9 ]} Además, la fosa de Caimán, que es una cuenca de extensión dentro de una zona de falla transformante , ^{[ 10 ]} no es una fosa oceánica.

Las fosas, junto con los arcos volcánicos y las zonas de Wadati-Benioff (zonas de terremotos bajo un arco volcánico) son diagnósticas de los límites de placas convergentes y sus manifestaciones más profundas, las zonas de subducción . ^{[ 2 ] [ 3 ] [ 11 ]} Aquí, dos placas tectónicas se desplazan una hacia la otra 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 hunde bajo la otra placa para ser reciclada en el manto terrestre . 

Las fosas oceánicas están relacionadas con las zonas de colisión continental, como el Himalaya , pero son distintas de ellas . A diferencia de las fosas, en las zonas de colisión continental la corteza continental entra en una zona de subducción. Cuando la corteza continental, menos densa, entra en una fosa, la subducción se detiene y la zona se convierte en una zona de colisión continental. Las zonas de colisión presentan características análogas a las fosas . Un ejemplo de ello es la cuenca de antepaís periférica , una fosa de antepaís llena de sedimentos . Ejemplos de cuencas de antepaís periféricas incluyen las llanuras aluviales del río Ganges y el sistema fluvial Tigris-Éufrates . ^{[ 2 ]}

Las fosas no se definieron claramente hasta finales de la década de 1940 y la de 1950. La batimetría del océano era poco conocida antes de la expedición Challenger de 1872-1876, ^{[ 12 ]} que realizó 492 sondeos del océano profundo. ^{[ 13 ]} En la estación n.° 225, la expedición descubrió la Fosa Challenger , ^{[ 14 ]} ahora conocida como el extremo sur de la Fosa de las Marianas . El tendido de cables telegráficos transatlánticos en el lecho marino entre los continentes durante finales del siglo XIX y principios del XX proporcionó una motivación adicional para mejorar la batimetría. ^{[ 15 ]} El término fosa , en su sentido moderno de una depresión alargada y prominente del fondo marino, fue utilizado por primera vez por Johnstone en su libro de texto de 1923, Una introducción a la oceanografía . ^{[ 16 ] [ 2 ]}

Durante las décadas de 1920 y 1930, Felix Andries Vening Meinesz midió la gravedad sobre las fosas oceánicas utilizando un gravímetro de reciente desarrollo que permitía medir la gravedad desde un submarino. ^{[ 11 ]} Propuso la hipótesis tectógena para explicar los cinturones de anomalías gravitatorias negativas que se encontraban cerca de los arcos de islas. Según esta hipótesis, los cinturones eran zonas de hundimiento de roca cortical ligera originadas por corrientes de convección subcortical. La hipótesis tectógena fue desarrollada posteriormente 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. ^{[ 17 ]}

La Segunda Guerra Mundial en el Pacífico propició importantes mejoras en la batimetría, especialmente en el Pacífico occidental. A la luz de estas nuevas mediciones, se hizo evidente la naturaleza lineal de las profundidades marinas. Se produjo un rápido crecimiento de las investigaciones en aguas profundas, en particular con el uso generalizado de ecosondas en las décadas de 1950 y 1960. Estos esfuerzos confirmaron la utilidad morfológica del término "fosa". Se identificaron, muestrearon y cartografiaron importantes fosas mediante sonar.

La fase inicial de la exploración de fosas oceánicas alcanzó su punto álgido con el descenso del batiscafo Trieste al fondo de la Fosa de las Marianas en 1960. Tras la formulación de la hipótesis de la expansión del fondo oceánico por Robert S. Dietz y Harry Hess a principios de la década de 1960 y la revolución de la tectónica de placas a finales de la misma década, la fosa oceánica se convirtió en un concepto importante en la teoría de la tectónica de placas . ^{[ 11 ]}

Las fosas oceánicas tienen de 50 a 100 kilómetros (30 a 60 millas) de ancho y presentan una forma de V asimétrica, con una pendiente más pronunciada (de 8 a 20 grados) en el lado interior (superpuesto) de la fosa y una pendiente más suave (alrededor de 5 grados) en el lado exterior (subducido) de la fosa. ^{[ 18 ] [ 19 ]} El fondo de la fosa marca el límite entre las placas subducida y superpuesta, conocido como cizallamiento del límite de placa basal ^{[ 20 ]} o despegue de subducción . ^{[ 2 ]} La profundidad de la fosa depende de la profundidad inicial de la litosfera oceánica al comenzar su inmersión en la fosa, el ángulo en el que se sumerge la placa 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 de las Marianas y Tonga-Kermadec se encuentran hasta 10-11 kilómetros (6,2-6,8 millas) 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 millas) . ^{[ 18 ]}   

Aunque estrechas, las fosas oceánicas son notablemente largas y continuas, formando las mayores depresiones lineales de la Tierra. Una sola fosa puede tener miles de kilómetros de longitud. ^{[ 3 ]} La mayoría de las fosas son convexas hacia la placa subducida, lo que se atribuye a la geometría esférica de la Tierra. ^{[ 21 ]}

La asimetría de la fosa refleja los diferentes mecanismos físicos que determinan el ángulo de la pendiente interna y externa. El ángulo de la pendiente externa de la fosa está determinado por el radio de curvatura de la placa subducida, según lo determinado por su espesor elástico. Dado que la litosfera oceánica se engrosa con la edad, el ángulo de la pendiente externa está determinado en última instancia por la edad de la placa subducida. ^{[ 22 ] [ 20 ]} El ángulo de la pendiente interna está determinado por el ángulo de reposo del borde de la placa superior. ^{[ 20 ]} Esto refleja los frecuentes terremotos a lo largo de la fosa que impiden el aumento de la pendiente interna. ^{[ 2 ]}

A medida que la placa subducente se acerca a la fosa, se curva ligeramente hacia arriba antes de comenzar su descenso a las profundidades. Como resultado, la pendiente exterior de la fosa está delimitada por una elevación exterior de la fosa . Esta elevación es sutil, a menudo de solo decenas de metros de altura, y generalmente se encuentra a unas pocas decenas de kilómetros del eje de la fosa. En la pendiente exterior misma, donde la placa comienza a curvarse hacia abajo dentro de la fosa, la parte superior de la placa subducente está fracturada por fallas de flexión que le dan a la pendiente exterior de la fosa una topografía de horst y graben . La formación de estas fallas de flexión se suprime donde las dorsales oceánicas o grandes montes submarinos se subducen en la fosa, pero las fallas de flexión cortan directamente los montes submarinos más pequeños. Donde la placa subducente está cubierta solo por una fina capa de sedimentos, la pendiente exterior a menudo mostrará dorsales de expansión del fondo marino oblicuas a las crestas de horst y graben. ^{[ 20 ]}

Márgenes erosivos versus márgenes de acreción

Los márgenes convergentes se clasifican como erosivos o acrecionales, y esto tiene una fuerte influencia en la morfología de la pendiente interna de la fosa. Los márgenes erosivos, como las fosas del norte de Perú-Chile, Tonga-Kermadec y Mariana, corresponden a fosas con escasez de sedimentos. ^{[ 3 ]} La placa subducida erosiona material de la parte inferior de la placa superior, reduciendo su volumen. El borde de la placa experimenta subsidencia y empinamiento, con fallas normales. La pendiente está sustentada por rocas ígneas y metamórficas relativamente fuertes, que mantienen un alto ángulo de reposo. ^{[ 26 ]} Más de la mitad de todos los márgenes convergentes son márgenes erosivos. ^{[ 2 ]}

Los márgenes de acreción, como el sur de Perú-Chile, Cascadia y las Aleutianas, están asociados con fosas de sedimentación moderada a intensa. A medida que la placa subduce, los sedimentos son empujados hacia el borde de la placa superior, produciendo una cuña o prisma de acreción . Esto hace que la placa superior se expanda hacia afuera. Debido a la falta de resistencia de los sedimentos, su ángulo de reposo es más suave que el de la roca que conforma la pendiente interna de las fosas de los márgenes erosivos. La pendiente interna está sustentada por láminas de cabalgamiento imbricadas de sedimentos. La topografía de la pendiente interna se ve alterada por movimientos de masa localizados . ^{[ 26 ]} Cascadia prácticamente no presenta expresión batimétrica de la elevación y la fosa externas, debido al relleno completo de sedimentos, pero la pendiente de la fosa interna es compleja, con muchas crestas de cabalgamiento. Estas compiten con la formación de cañones por los ríos que drenan hacia la fosa. Las pendientes de las fosas internas de los márgenes erosivos rara vez muestran crestas de cabalgamiento. ^{[ 19 ]}

Los prismas de acreción crecen de dos maneras. La primera es por acreción frontal, en la que los sedimentos se desprenden de la placa descendente y se depositan en el frente del prisma de acreción. ^{[ 2 ]} A medida que crece la cuña de acreción, los sedimentos más antiguos, más alejados de la fosa, se litifican cada vez más , y las fallas y otras estructuras se inclinan más debido a la rotación hacia la fosa. ^{[ 27 ]} El otro mecanismo de crecimiento del prisma de acreción es la subplaca ^{[ 2 ]} (también conocida como acreción basal ^{[ 28 ]} ) de sedimentos subducidos, junto con algo de corteza oceánica , a lo largo de las partes superficiales del despegue de subducción. El Grupo Franciscano de California se interpreta como un antiguo prisma de acreción en el que la subplaca se registra como melanges tectónicos y estructuras dúplex. ^{[ 2 ]}

Las fosas parecen estables posicionalmente a lo largo del tiempo, pero los científicos creen que algunas fosas —particularmente aquellas asociadas con zonas de subducción donde convergen dos placas oceánicas— se mueven hacia atrás dentro de la placa subducida. ^{[ 31 ] [ 32 ]} Esto se denomina retroceso de la fosa , retroceso de la bisagra , retroceso de la placa y es una explicación para la existencia de cuencas de trasarco .

Las fuerzas perpendiculares a la placa (la porción de la placa subductora dentro del manto) son responsables del aumento de la pendiente de la placa y, en última instancia, del movimiento de la bisagra y la fosa en la superficie. ^{[ 33 ]} Estas fuerzas surgen de la flotabilidad negativa de la placa con respecto al manto ^{[ 34 ]} modificada por la geometría de la propia placa. ^{[ 35 ]} La extensión en la placa superior, en respuesta al flujo subhorizontal del manto subsiguiente debido al desplazamiento de la placa, puede resultar en la formación de una cuenca de trasarco. ^{[ 36 ]}

Interacciones del manto

Las interacciones con las discontinuidades del manto juegan un papel significativo en el retroceso de la placa. El estancamiento en la discontinuidad de 660 km causa movimiento retrógrado de la placa debido a las fuerzas de succión que actúan en la superficie. ^{[ 35 ]} El retroceso de la placa induce flujo de retorno del manto, que causa extensión por los esfuerzos cortantes en la base de la placa superior. A medida que aumentan las velocidades de retroceso de la placa, también aumentan las velocidades de flujo circular del manto, acelerando las tasas de extensión. ^{[ 33 ]} Las tasas de extensión se alteran cuando la placa interactúa con las discontinuidades dentro del manto a 410  km y 660  km de profundidad. Las placas pueden penetrar directamente en el manto inferior , o pueden ser retardadas debido a la transición de fase a 660  km de profundidad que crea una diferencia en la flotabilidad. Un aumento en la migración retrógrada de la fosa (retroceso de la placa) (2–4  cm/año) es resultado de placas aplanadas en la discontinuidad de 660 km donde la placa no penetra en el manto inferior. ^{[ 38 ]} Este es el caso de las fosas de Japón, Java e Izu-Bonin. Estas placas aplanadas se detienen temporalmente en la zona de transición. El desplazamiento posterior hacia el manto inferior es causado por fuerzas de tracción de la placa o por la desestabilización de la placa debido al calentamiento y ensanchamiento por difusión térmica. Las placas que penetran directamente en el manto inferior dan como resultado tasas de retroceso de la placa más lentas (~1–3  cm/año), como los arcos de Mariana y Tonga. ^{[ 38 ]}

A medida que los sedimentos se subducen en el fondo de las fosas, gran parte de su contenido fluido es expulsado y se desplaza de regreso a lo largo del despegue de subducción para emerger en la pendiente interna en forma de volcanes de lodo y filtraciones frías . Los clatratos de metano y los hidratos de gas también se acumulan en la pendiente interna, y existe preocupación de que su descomposición pueda contribuir al calentamiento global . ^{[ 2 ]}

Los fluidos liberados en los volcanes de lodo y las filtraciones frías son ricos en metano y sulfuro de hidrógeno , proporcionando energía química a los microorganismos quimiotróficos que forman la base de un bioma de fosa único . Se han identificado comunidades de filtraciones frías en las laderas internas de las fosas del Pacífico occidental (especialmente Japón ^{[ 39 ]} ), Sudamérica, Barbados, el Mediterráneo, Makrán y la fosa de la Sonda. Estas se encuentran a profundidades de hasta 6000 metros (20 000 pies) . ^{[ 2 ]} El genoma del extremófilo Deinococcus de Challenger Deep ha sido secuenciado por sus implicaciones ecológicas y sus posibles usos industriales. ^{[ 40 ]} 

Debido a que las fosas son los puntos más bajos del fondo oceánico, existe la preocupación de que los desechos plásticos se acumulen en ellas y pongan en peligro los frágiles biomas de las fosas. ^{[ 41 ]}

Las mediciones recientes, en las que se midieron la salinidad y la temperatura del agua durante toda la inmersión, tienen incertidumbres de unos 15 m (49 pies) . ^{[ 42 ]} Las mediciones más antiguas pueden tener un margen de error de cientos de metros.  

(*) Las cinco trincheras más profundas del mundo

• Glosario de formas del relieve
• Lista de características topográficas submarinas
• Dorsal oceánica
• oceanografía física
• Anillo de Fuego

• Allwrardt, Allan O. (1993). "Evolución del concepto de tectógeno, 1930–1965" (PDF) . Actas del Quinto Congreso Internacional sobre la Historia de la Oceanografía . Recuperado el 29 de septiembre de 2021 .
• Amos, Jonathan (11 de mayo de 2021). "Medidas con precisión de las profundidades extremas de los océanos" . Noticias . BBC . Consultado el 2 de octubre de 2021 .
• Bangs, NL; Morgan, JK; Tréhu, AM; Contreras-Reyes, E.; Arnulf, AF; Han, S.; Olsen, KM; Zhang, E. (noviembre de 2020). "Acreción basal a lo largo del margen sur centro chileno y su relación con los grandes terremotos". Journal of Geophysical Research: Solid Earth . 125 (11). Bibcode : 2020JGRB..12519861B . doi : 10.1029/2020JB019861 . S2CID 225154312 . 
• Bodine, JH; Watts, AB (1979). "Sobre la flexión litosférica mar adentro de las fosas de Bonin y Mariana". Earth and Planetary Science Letters . 43 (1): 132– 148. Bibcode : 1979E & PSL..43..132B . doi : 10.1016/0012-821X(79)90162-6 .
• Christensen, UR (1996). "La influencia de la migración de la fosa en la penetración de la placa en el manto inferior" . Earth and Planetary Science Letters . 140 ( 1–4 ): 27–39 . Bibcode : 1996E & PSL.140...27C . doi : 10.1016/0012-821x(96)00023-4 .
• Dastanpour, Mohammad (marzo de 1996). "El sistema devónico en Irán: una revisión". Geological Magazine . 133 (2): 159– 170. Bibcode : 1996GeoM..133..159D . doi : 10.1017/S0016756800008670 . S2CID 129199671 . 
• Dvorkin, Jack; Nur, Amos; Mavko, Gary ; Ben-Avraham, Zvi (1993). "Bloques subductores estrechos y el origen de las cuencas de trasarco" . Tectonophysics . 227 ( 1–4 ): 63–79 . Bibcode : 1993Tectp.227...63D . doi : 10.1016/0040-1951(93)90087-Z .
• Einsele, Gerhard (2000). Cuencas sedimentarias: Evolución, facies y balance sedimentario (2.ª  ed.). Springer. pág . 630. ISBN  978-3-540-66193-1.
• Eiseley, Loren (1946). «Las grandes profundidades» . El inmenso viaje (ed. 1959  ). Estados Unidos: Vintage Books. págs. 38-41 . ISBN  0-394-70157-7.{{cite book}}: Incompatibilidad de ISBN/Fecha ( ayuda )
• Fujikura, K.; Lindsay, D.; Kitazato, H.; Nishida, S.; Shirayama, Y. (2010). "Biodiversidad marina en aguas japonesas" . MÁS Uno . 5 (8) e11836. Código Bib : 2010PLoSO...511836F . doi : 10.1371/journal.pone.0011836 . PMC 2914005 . PMID 20689840 .  
• "Fosa oceánica profunda". Enciclopedia McGraw-Hill de Ciencia y Tecnología (8.ª  ed.). 1997.
• Flower, MFJ; Dilek, Y (2003). "Retroceso arco-fosa y acreción de antearco: 1. Un modelo de flujo del manto inducido por colisión para ofiolitas de Tetis". Pub. Geol. Soc. Lond . 218 (1): 21– 41. Bibcode : 2003GSLSP.218...21F . doi : 10.1144/gsl.sp.2003.218.01.03 . S2CID 128899276 . 
• Gallo, ND; Cameron, J; Hardy, K.; Fryer, P.; Bartlett, DH; Levin, LA (2015). "Patrones de comunidades observados por sumergibles y módulos de aterrizaje en las fosas de Mariana y Nueva Bretaña: Influencia de la productividad y la profundidad en las comunidades epibentónicas y carroñeras" . Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers . 99 : 119–133 . Bibcode : 2015DSRI...99..119G . doi : 10.1016/j.dsr.2014.12.012 .
• Garfunkel, Z; Anderson, CA; Schubert, G (10 de junio de 1986). "Circulación del manto y migración lateral de placas subducidas" . Journal of Geophysical Research: Solid Earth . 91 (B7): 7205– 7223. Bibcode : 1986JGR....91.7205G . doi : 10.1029/JB091iB07p07205 .
• Geersen, Jacob; Voelker, David; Behrmann, Jan H. (2018). «Fosas oceánicas». Geomorfología submarina . Springer Geology. pp. 409–424 . doi : 10.1007/978-3-319-57852-1_21 . ISBN  978-3-319-57851-4.
• Goldfinger, Chris; Nelson, C. Hans; Morey, Ann E.; Johnson, Joel E.; Patton, Jason R.; Karabanov, Eugene B.; Gutierrez-Pastor, Julia; Eriksson, Andrew T.; Gracia, Eulalia; Dunhill, Gita; Enkin, Randolph J.; Dallimore, Audrey; Vallier, Tracy (2012). Kayen, Robert (ed.). "Historia de eventos de turbiditas: métodos e implicaciones para la paleosismicidad del Holoceno de la zona de subducción de Cascadia" . Documento profesional del Servicio Geológico de los Estados Unidos . Documento profesional. 1661-E: 4. Bibcode : 2012usgs.rept....4G . doi : 10.3133/pp1661F .
• Hackney, Ron; Sutherland, Rupert; Collot, Julien (junio de 2012). "Historia de la iniciación de la subducción y la formación de rifts en la fosa de Nueva Caledonia, Pacífico sudoccidental, restringida por modelos de gravedad orientados a procesos: modelado de gravedad de la fosa de Nueva Caledonia" . Geophysical Journal International . 189 (3): 1293–1305 . doi : 10.1111/j.1365-246X.2012.05441.x .
• Hall, R; Spakman, W (2002). "Placas subducidas bajo la región oriental de Indonesia-Tonga: perspectivas desde la tomografía". Earth and Planetary Science Letters . 201 (2): 321– 336. Bibcode : 2002E & PSL.201..321H . CiteSeerX 10.1.1.511.9094 . doi : 10.1016/s0012-821x(02)00705-7 . S2CID 129884170 .  
• Harris, PT; MacMillan-Lawler, M.; Rupp, J.; Baker, EK (2014). "Geomorfología de los océanos". Marine Geology . 352 : 4–24 . Bibcode : 2014MGeol.352....4H . doi : 10.1016/j.margeo.2014.01.011 .
• Jamieson, AJ; Fujii, T.; Mayor, DJ; Solan', M.; Priede, IG (2010). "Trincheras hadales: la ecología de los lugares más profundos de la Tierra". Trends in Ecology & Evolution . 25 (3): 190– 197. Bibcode : 2010TEcoE..25..190J . doi : 10.1016/j.tree.2009.09.009 . PMID 19846236 . 
• Johnstone, James (1923). Introducción a la oceanografía, con especial referencia a la geografía y la geofísica . Creative Media Partners, LLC. ISBN 978-1-340-39958-0.{{cite book}}: Incompatibilidad de ISBN/Fecha ( ayuda )
• Kearey, P.; Klepeis, KA; Vine, FJ (2009). Tectónica global (3.ª  ed.). Oxford: Wiley-Blackwell. pp. 184–188 . ISBN  978-1-4051-0777-8.
• McConnell, A. (1990). "El arte del tendido de cables submarinos: su contribución a la oceanografía física". Deutsche hydrographische Zeitschrift, Erganzungs-heft, B . 22 : 467– 473.
• Nakakuki, T; Mura, E (2013). "Dinámica del retroceso de la placa y la formación de cuencas de trasarco inducidas". Earth and Planetary Science Letters . 361 (B11): 287– 297. Bibcode : 2013E & PSL.361..287N . doi : 10.1016/j.epsl.2012.10.031 .
• Peng, Guyu; Bellerby, Richard; Zhang, Feng; Sun, Xuerong; Li, Daoji (enero de 2020). "El basurero definitivo del océano: las fosas hadales como principales depósitos de contaminación plástica". Water Research . 168 115121. Bibcode : 2020WatRe.16815121P . doi : 10.1016/j.watres.2019.115121 . hdl : 11250/2677323 . PMID 31605833. S2CID 204122125 .  
• 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. Bibcode : 2002GSAB..114..927R . doi : 10.1130/0016-7606(2002)114 < 0927:ROPCAD > 2.0.CO ; 2 .
• Schellart, WP; Lister, GS; Toy, VG (2006). "Una reconstrucción del Cretácico Superior y Cenozoico de la región del Pacífico Sudoccidental: Tectónica controlada por procesos de subducción y retroceso de la placa". Earth-Science Reviews . 76 ( 3–4 ): 191–233 . Bibcode : 2006ESRv...76..191S . doi : 10.1016/j.earscirev.2006.01.002 .
• Schellart, WP; Moresi, L (2013). "Un nuevo mecanismo impulsor para la extensión y el acortamiento del retroarco a través del flujo del manto toroidal y poloidal inducido por el hundimiento de la placa: resultados de modelos de subducción dinámicos con una placa superior" . Journal of Geophysical Research . 118 (6): 3221– 3248. Bibcode : 2013JGRB..118.3221S . doi : 10.1002/jgrb.50173 .
• Stern, RJ (2005). "TECTÓNICA | Fosas oceánicas". Enciclopedia de Geología . págs. 428–437 . doi : 10.1016/B0-12-369396-9/00141-6 . ISBN  978-0-12-369396-9.
• Thomas, C.; Burbidge, D.; Cummins, P. (2007). Un estudio preliminar sobre el peligro de tsunami que enfrentan las naciones del Pacífico sudoccidental . Grupo de Análisis de Riesgos e Impactos, Geoscience Australia . Recuperado el 26 de septiembre de 2021 .
• Thomson, CW; Murray, J. (1895). «Informe sobre los resultados científicos del viaje del HMS Challenger durante los años 1872-1876 (página 877)» . 19thcenturyscience.org. Archivado del original el 17 de abril de 2012. Consultado el 26 de marzo de 2012 .
• Völker, David; Geersen, Jacob; Contreras-Reyes, Eduardo; Sellanes, Javier; Pantoja, Silvio; Rabbel, Wolfgang; Thorwart, Martin; Reichert, Christian; Block, Martin; Weinrebe, Wilhelm Reimer (octubre de 2014). "Morfología y geología de la plataforma continental y la pendiente superior del sur de Chile central (33°S–43°S)" (PDF) . Revista Internacional de Ciencias de la Tierra . 103 (7): 1765–1787 . Bibcode : 2014IJEaS.103.1765V . doi : 10.1007/s00531-012-0795-y . S2CID 129460412 . 
• Völker, D.; Weinrebe, W.; Behrmann, JH; Bialas, J.; Klaeschen, D. (2009). "Deslizamiento masivo en la base del margen continental del centro-sur de Chile: El deslizamiento de Reloca" . Advances in Geosciences . 22 : 155–167 . Bibcode : 2009AdG....22..155V . doi : 10.5194/adgeo-22-155-2009 .
• Völker, David; Geersen, Jacob; Contreras-Reyes, Eduardo; Reichert, Christian (2013). "Relleno sedimentario de la Fosa de Chile (32–46°S): Distribución volumétrica y factores causales". Journal of the Geological Society . 170 (5): 723– 736. Bibcode : 2013JGSoc.170..723V . doi : 10.1144/jgs2012-119 . S2CID 128432525 . 
• Weyl, Peter K. (1969). Oceanografía: una introducción al medio marino . Nueva York: Wiley. ISBN 978-0-471-93744-9.
• Westbrook, GK; Mascle, A.; Biju-Duval, B. (1984). "Geofísica y estructura del antearco de las Antillas Menores" (PDF) . Informes iniciales del Proyecto de Perforación Oceánica Profunda . 78 : 23–38 . Recuperado el 26 de septiembre de 2021 .
• Zhang, Ru-Yi; Huang, Ying; Qin, Wen-Jing; Quan, Zhe-Xue (junio de 2021). "El genoma completo de Deinococcus sp. D7000 productor de proteasa extracelular aislado de la región hadal de la Fosa Challenger de la Fosa de las Marianas". Marine Genomics . 57 100832. Bibcode : 2021MarGn..5700832Z . doi : 10.1016/j.margen.2020.100832 . PMID 33867118. S2CID 229392459 .  

• Ellouz-Zimmermann, N.; Deville, E.; Müller, C.; Lallemant, S.; Subhani, AB; Tabreez, AR (2007). "Impacto de la sedimentación en la tectónica de márgenes convergentes: ejemplo del prisma de acreción de Makrán (Pakistán)". Cinturones de cabalgamiento y cuencas de antepaís . Fronteras en Ciencias de la Tierra. pp. 327–350 . doi : 10.1007/978-3-540-69426-7_17 . ISBN  978-3-540-69425-0.
• Fisher, RL; Hess, HH (1963). "Trincheras". En MN Hill (ed.). El mar v. 3 La Tierra bajo el mar . Nueva York: Wiley-Interscience. pp. 411–436 . 
• Hamilton, WB (1988). "Tectónica de placas y arcos insulares". Boletín de la Sociedad Geológica de América . Vol.  100, n.º  10, págs. 1503–1527 . 
• Hawkins, JW; Bloomer, SH; Evans, CA; Melchior, JT (1984). "Evolución de los sistemas de arcos y fosas intraoceánicas". Tectonophysics . 102 ( 1– 4): 175– 205. Bibcode : 1984Tectp.102..175H . doi : 10.1016/0040-1951(84)90013-1 .
• Jarrard, RD (1986). "Relaciones entre parámetros de subducción". Reviews of Geophysics . 24 (2): 217– 284. Bibcode : 1986RvGeo..24..217J . doi : 10.1029/RG024i002p00217 .
• Ladd, JW; Holcombe, TL; Westbrook, GK; Edgar, NT (1990). «Geología marina del Caribe: márgenes activos del límite de placas». En Dengo, G.; Case, J. (eds.). Geología de Norteamérica . Vol.  H: Región del Caribe. Sociedad Geológica de América. pp. 261–290 . 
• Lemenkova, Paulina (2021). "Topografía de la fosa de las Aleutianas al sureste de Bowers Ridge, mar de Bering, en el contexto del desarrollo geológico del océano Pacífico Norte" . Baltica . 34 ( 1): 27– 46. doi : 10.5200/baltica.2021.1.3 . hdl : 2013/ULB-DIPOT:oai:dipot.ulb.ac.be:2013/363968 . S2CID 247031368. SSRN 3854076 .  
• Schellart, WP; Lister, GS (2004). "Curvatura orogénica: análisis paleomagnéticos y estructurales". Sociedad Geológica de América : 237–254 .
• Scholl, DW; Scholl, D (1993). "El retorno de material siálico al manto indicado por material terrígeno subducido en márgenes convergentes" . Tectonophysics . 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 de fluidos de las comunidades de filtraciones frías de aguas profundas en márgenes activos y pasivos". Deep-Sea Research . II (45): 517– 567. Bibcode : 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 satelital y sondeos de profundidad de buques". Science . 277 (5334): 1956– 1962. doi : 10.1126/science.277.5334.1956 .
• Stern, RJ (2002). "Zonas de subducción" . Reviews of Geophysics . 40 (4): 1012– 1049. Bibcode : 2002RvGeo..40.1012S . doi : 10.1029/2001RG000108 . S2CID 247695067 . 
• Watts, AB (2001). Isostasia y flexión de la litosfera . Cambridge University Press.458p.
• Wright, DJ; Bloomer, SH; MacLeod, CJ; Taylor, B.; Goodlife, AM (2000). "Batimetría de la fosa y antearco de Tonga: una serie de mapas". Marine Geophysical Researches . 21 ( 489–511 ): 2000. Bibcode : 2000MarGR..21..489W . doi : 10.1023/A:1026514914220 . S2CID 6072675 . 

• "HADEX: Proyecto de investigación para explorar las fosas oceánicas" . Institución Oceanográfica Woods Hole .
• "Fosas oceánicas" . Institución Oceanográfica Woods Hole .