Fossa oceanica - Oceanic trench

La crosta oceanica si forma in corrispondenza di una dorsale oceanica , mentre la litosfera viene subdotta di nuovo nell'astenosfera in corrispondenza delle fosse

Le fosse oceaniche sono depressioni topografiche prominenti lunghe e strette del fondo oceanico. In genere sono larghe da 50 a 100 chilometri (da 30 a 60 mi) e da 3 a 4 km (da 1,9 a 2,5 mi) al di sotto del livello del fondale oceanico circostante, ma possono essere lunghe migliaia di chilometri. Ci sono circa 50.000 chilometri (31.000 miglia) di fosse oceaniche in tutto il mondo, principalmente intorno all'Oceano Pacifico, ma anche nell'Oceano Indiano orientale e in poche altre località. La più grande profondità oceanica misurata è nel Challenger Deep della Fossa delle Marianne , a una profondità di 11.034 m (36.201 piedi) sotto il livello del mare.

Le fosse oceaniche sono una caratteristica della tettonica a placche distintiva della Terra . Segnano le posizioni dei confini delle placche convergenti , lungo i quali le placche litosferiche si muovono l'una verso l'altra a velocità che variano da pochi millimetri a oltre dieci centimetri all'anno. La litosfera oceanica si sposta nelle trincee a una velocità globale di circa 3 km 2 all'anno. Una trincea segna la posizione in cui la lastra flessa e subduttiva inizia a scendere sotto un'altra lastra litosferica. Le trincee sono generalmente parallele ea circa 200 km (120 mi) da un arco vulcanico .

Gran parte del fluido intrappolato nei sedimenti della lastra in subduzione ritorna in superficie nella fossa oceanica, producendo vulcani di fango e infiltrazioni fredde . Questi supportano biomi unici basati su microrganismi chemiotrofi . Si teme che i detriti di plastica si accumulino nelle trincee e minaccino queste comunità.

Distribuzione geografica

Principali trincee del Pacifico (1–10) e zone di frattura (11–20): 1. Kermadec 2. Tonga 3. Bougainville 4. Mariana 5. Izu–Ogasawara 6. Giappone 7. Kuril–Kamchatka 8. Aleutine 9. America centrale 10 . Perù-Cile aumento 11. Mendocino 12. Murray 13. Molokai 14. Clarion 15. Clipperton 16. Challenger 17. Eltanin 18. Udintsev 19. East Pacific (a forma di S) 20. Nazca Ridge

Ci sono circa 50.000 km (31.000 mi) di margini delle placche convergenti in tutto il mondo. Questi si trovano principalmente intorno all'Oceano Pacifico, ma si trovano anche nell'Oceano Indiano orientale , con alcuni segmenti marginali convergenti più brevi in ​​altre parti dell'Oceano Indiano, nell'Oceano Atlantico e nel Mediterraneo. Si trovano sul lato oceanico degli archi insulari e degli orogeni di tipo andino . A livello globale, ci sono oltre 50 grandi fosse oceaniche che coprono un'area di 1,9 milioni di km 2 o circa lo 0,5% degli oceani.

Le trincee sono geomorfologicamente distinte dalle depressioni . Gli avvallamenti sono depressioni allungate del fondo marino con fianchi scoscesi e fondo piatto, mentre le trincee sono caratterizzate da un profilo a forma di V. Le trincee parzialmente tamponate sono talvolta descritte come avvallamenti (come il Makran Trough) e talvolta le trincee sono completamente interrate e prive di espressione batimetrica (come la zona di subduzione della Cascadia , che è completamente riempita di sedimenti) ma le strutture tettoniche a placche fondamentali che queste rappresentano quelli delle fosse oceaniche. Tuttavia, molti avvallamenti rappresentano diversi tipi di strutture tettoniche, come il Trogolo delle Piccole Antille , che è il bacino dell'avambraccio della zona di subduzione delle Piccole Antille ; il trogolo della Nuova Caledonia , che è un bacino sedimentario estensionale relativo alla zona di subduzione di Tonga-Kermadec ; e il Cayman Trough, che è un bacino estraibile all'interno di una zona di faglia trasformata .

Le trincee, insieme agli archi vulcanici e alle zone Wadati-Benioff (zone di terremoti che si immergono sotto l'arco vulcanico fino a 700 chilometri (430 miglia)) sono diagnostiche dei confini delle placche convergenti e delle loro manifestazioni più profonde, le zone di subduzione . Qui due placche tettoniche vanno alla deriva l'una nell'altra a una velocità che va da pochi millimetri a oltre 10 centimetri (4 pollici) all'anno. Almeno una delle placche è litosfera oceanica, che si tuffa sotto l'altra placca per essere riciclata nel mantello terrestre . Le trincee sono correlate ma distinte dalle zone di collisione continentale (come quella tra India e Asia che forma l' Himalaya ), dove la crosta continentale entra in una zona di subduzione. Quando la crosta continentale galleggiante entra in una trincea, la subduzione si arresta e l'area diventa una zona di collisione continentale. Caratteristiche analoghe alle trincee sono associate alle zone di collisione , compresi i bacini di avanfossa periferici , che sono avalli pieni di sedimenti . Esempi di bacini periferici sono le pianure alluvionali del fiume Gange e il sistema fluviale Tigri-Eufrate .

Storia del termine "trincea"

Le trincee non furono chiaramente definite fino alla fine degli anni '40 e '50. La batimetria dell'oceano era poco conosciuta prima della spedizione Challenger del 1872-1876, che eseguì 492 sondaggi nelle profondità dell'oceano. Alla stazione n. 225, la spedizione ha scoperto Challenger Deep , ora nota per essere l'estremità meridionale della Fossa delle Marianne . La posa di cavi telegrafici transatlantici sul fondo del mare tra i continenti durante la fine del XIX secolo e l'inizio del XX ha fornito un'ulteriore motivazione per una migliore batimetria. Il termine trincea , nel suo senso moderno di prominente depressione allungata del fondo del mare, fu usato per la prima volta da Johnstone nel suo libro di testo del 1923 An Introduction to Oceanography .

Durante gli anni '20 e '30, Felix Andries Vening Meinesz misurò la gravità sulle trincee utilizzando un gravimetro di nuova concezione in grado di misurare la gravità a bordo di un sottomarino. Ha proposto l'ipotesi tectogene per spiegare le cinture di anomalie gravitazionali negative che sono state trovate vicino agli archi insulari. Secondo questa ipotesi, le cinture erano zone di downwelling di rocce crostali leggere dovute a correnti convettive subcrostale. L'ipotesi del tettogene fu ulteriormente sviluppata da Griggs nel 1939, utilizzando un modello analogico basato su una coppia di tamburi rotanti. Harry Hammond Hess ha sostanzialmente rivisto la teoria sulla base della sua analisi geologica.

La seconda guerra mondiale nel Pacifico portò a grandi miglioramenti della batimetria, in particolare nel Pacifico occidentale, e la natura lineare di queste profondità divenne chiara. La rapida crescita degli sforzi di ricerca in acque profonde, in particolare l'uso diffuso di ecoscandagli negli anni '50 e '60, ha confermato l'utilità morfologica del termine. Importanti trincee sono state identificate, campionate e mappate tramite sonar. La prima fase di esplorazione della trincea ha raggiunto il suo apice con la discesa del 1960 del Bathyscaphe Trieste fino al fondo del Challenger Deep. Dopo la promulgazione dell'ipotesi di diffusione del fondale marino da parte di Robert S. Dietz e Harry Hess nei primi anni '60 e la rivoluzione tettonica a zolle alla fine degli anni '60, la fossa oceanica divenne un concetto importante nella teoria della tettonica a zolle .

Morfologia

Sezione trasversale di una fossa oceanica formata lungo un confine convergente oceanico-oceanico
La Fossa Perù-Cile si trova appena a sinistra della linea netta tra l'oceano blu profondo (a sinistra) e la piattaforma continentale azzurra, lungo la costa occidentale del Sud America. Corre lungo un confine oceanico-continentale, dove la placca oceanica di Nazca subduce sotto la placca continentale sudamericana

Le trincee oceaniche sono larghe da 50 a 100 chilometri (da 30 a 60 mi) e hanno una forma a V asimmetrica, con la pendenza più ripida (da 8 a 20 gradi) sul lato interno (principale) della fossa e la pendenza più dolce (circa 5 gradi) ) sul lato esterno (subduzione) della trincea. Il fondo della trincea segna il confine tra le placche subduttive e override, noto come taglio di confine della placca basale o décollement di subduzione . La profondità della trincea dipende dalla profondità iniziale della litosfera oceanica quando inizia il suo tuffo nella trincea, dall'angolo di immersione della lastra e dalla quantità di sedimentazione nella trincea. Sia la profondità iniziale che l'angolo di subduzione sono maggiori per la vecchia litosfera oceanica, che si riflette nelle profonde fosse del Pacifico occidentale. Qui i fondali delle Marianne e delle trincee Tonga-Kermadec sono fino a 10-11 chilometri (6,2-6,8 miglia) sotto il livello del mare. Nel Pacifico orientale, dove la litosfera oceanica in subduzione è molto più giovane, la profondità della fossa Perù-Cile è di circa 7-8 chilometri (4,3-5,0 miglia).

Sebbene strette, le fosse oceaniche sono notevolmente lunghe e continue, formando le più grandi depressioni lineari sulla terra. Una singola trincea può essere lunga migliaia di chilometri. La maggior parte delle trincee sono convesse verso la lastra in subduzione, che è attribuita alla geometria sferica della Terra.

L'asimmetria della trincea riflette i diversi meccanismi fisici che determinano l'angolo di inclinazione interno ed esterno. L'angolo di inclinazione esterno della trincea è determinato dal raggio di curvatura della soletta in subduzione, come determinato dal suo spessore elastico. Poiché la litosfera oceanica si ispessisce con l'età, l'angolo di inclinazione esterno è determinato in ultima analisi dall'età della lastra in subduzione. L'angolo di inclinazione interno è determinato dall'angolo di riposo del bordo del piatto prioritario. Ciò riflette i frequenti terremoti lungo la trincea che impediscono il ripido pendio del pendio interno.

Quando la placca in subduzione si avvicina alla trincea, si piega leggermente verso l'alto prima di iniziare il suo tuffo nelle profondità. Di conseguenza, il pendio esterno della trincea è delimitato da una trincea esterna alta . Questo è sottile, spesso alto solo decine di metri, e si trova tipicamente a poche decine di chilometri dall'asse della trincea. Sul versante esterno stesso, dove la placca inizia a piegarsi verso il basso nella trincea, la parte superiore della lastra in subduzione è interrotta da faglie flettenti che conferiscono al pendio esterno della trincea una topografia horst e graben . La formazione di queste faglie a flessione viene soppressa dove le creste oceaniche o le grandi montagne sottomarine stanno subducendo nella fossa, ma le faglie a flessione tagliano proprio attraverso montagne sottomarine più piccole. Laddove la lastra in subduzione è solo leggermente impiallacciata con sedimenti, il pendio esterno mostrerà spesso creste di espansione del fondo marino oblique rispetto alle creste horst e graben.

sedimentazione

La morfologia della trincea è fortemente modificata dalla quantità di sedimentazione in trincea. Questo varia da quasi nessuna sedimentazione, come nella fossa Tonga-Kermadec, a quasi completamente riempita di sedimenti, come nella fossa meridionale delle Piccole Antille o nella fossa orientale dell'Alaska. La sedimentazione è in gran parte controllata dal fatto che la trincea si trovi vicino a una fonte di sedimenti continentali. La gamma di sedimentazione è ben illustrata dalla fossa cilena. La parte settentrionale della trincea, che si trova lungo il deserto di Atacama con il suo tasso di alterazione molto lento, è affamata di sedimenti, con da 20 a poche centinaia di metri di sedimenti sul fondo della trincea. La morfologia tettonica di questo segmento di trincea è completamente esposta sul fondo dell'oceano. Il segmento cileno centrale della trincea è moderatamente sedimentato, con sedimenti che si sovrappongono a sedimenti pelagici o al basamento oceanico della lastra in subduzione, ma la morfologia della trincea è ancora chiaramente distinguibile. Il segmento meridionale della trincea del Cile è completamente sedimentato, al punto che l'innalzamento esterno e la pendenza non sono più distinguibili. Altre trincee completamente sedimentate includono il Makran Trough, dove i sedimenti hanno uno spessore fino a 7,5 chilometri (4,7 miglia); la zona di subduzione della Cascadia, che viene completata sepolta da 3 o 4 chilometri (da 1,9 a 2,5 mi) di sedimenti; e la zona di subduzione più settentrionale di Sumatra, che è sepolta sotto 6 chilometri (3,7 miglia) di sedimenti.

I sedimenti sono talvolta trasportati lungo l'asse di una fossa oceanica. La trincea centrale del Cile sperimenta il trasporto di sedimenti dai ventilatori di origine lungo un canale assiale. Un simile trasporto di sedimenti è stato documentato nella fossa delle Aleutine.

Oltre alla sedimentazione da fiumi che drenano in una trincea, la sedimentazione avviene anche da frane sul pendio interno tettonicamente ripido, spesso guidate da terremoti megathrust . Lo scivolo di Reloca della trincea del Cile centrale è un esempio di questo processo.

Margini erosivi contro margini di accrescimento

I margini convergenti sono classificati come erosivi o di accrescimento, e questo ha una forte influenza sulla morfologia del versante interno della trincea. Margini erosivi, come le trincee del Perù-Cile settentrionale, Tonga-Kermadec e Mariana, corrispondono a trincee affamate di sedimenti. La soletta in subduzione erode il materiale dalla parte inferiore della soletta sovrastante, riducendone il volume. Il bordo della soletta subisce cedimenti e irrigidimenti, con faglie normali. Il pendio è sostenuto da una roccia ignea e metamorfica relativamente forte, che mantiene un alto angolo di riposo. Oltre la metà di tutti i margini convergenti sono margini erosivi.

I margini di accrescimento, come il Perù meridionale, il Cile, la Cascadia e le Aleutine, sono associati a fosse da moderatamente a pesantemente sedimentate. Quando la lastra subduce, i sedimenti vengono "bullzati" sul bordo della piastra sovrastante, producendo un cuneo di accrescimento o prisma di accrescimento . Questo costruisce la piastra prioritaria verso l'esterno. Poiché i sedimenti mancano di forza, il loro angolo di riposo è più dolce della roccia che costituisce il pendio interno delle trincee marginali erosive. Il pendio interno è sostenuto da strati di spinta embricati di sedimenti. La topografia del pendio interno è irruvidita da atrofia localizzata di massa . Cascadia non ha praticamente alcuna espressione batimetrica dell'altura e del fosso esterno, a causa del completo riempimento di sedimenti, ma il pendio interno del fosso è complesso, con molte creste di spinta. Questi competono con la formazione di canyon da parte dei fiumi che drenano nella fossa. I pendii interni delle trincee dei margini erosivi mostrano raramente creste di spinta.

I prismi di accrescimento crescono in due modi. Il primo è per accrescimento frontale, in cui i sedimenti vengono raschiati dalla piastra discendente e posizionati nella parte anteriore del prisma di accrescimento. Man mano che il cuneo di accrescimento cresce, i sedimenti più vecchi più lontani dalla trincea diventano sempre più litificati e le faglie e altre caratteristiche strutturali sono rese più ripide dalla rotazione verso la trincea. L'altro meccanismo per la crescita del prisma di accrescimento è l'underplating (noto anche come accrescimento basale) dei sedimenti subdotti, insieme ad una certa crosta oceanica , lungo le parti poco profonde del decolletè di subduzione. Il Franciscan Group of California è interpretato come un antico prisma di accrescimento in cui è registrato underplating come melange tettoniche e strutture duplex.

Fossa oceanica formata lungo un confine convergente oceanico-oceanico
La Fossa delle Marianne contiene la parte più profonda degli oceani del mondo e corre lungo un confine convergente oceanico-oceanico. È il risultato della subduzione della placca oceanica del Pacifico sotto la placca oceanica di Mariana .

terremoti

Frequenti terremoti megathrust modificano la pendenza interna della trincea provocando massicce frane. Questi lasciano scarpate di frana semicircolari con pendenze fino a 20 gradi sulle pareti di testa e sui fianchi.

La subduzione delle montagne sottomarine e delle creste antisismiche nella trincea può aumentare lo scorrimento sismico e ridurre la gravità dei terremoti. Al contrario, la subduzione di grandi quantità di sedimenti può consentire alle rotture lungo il décollement di subduzione di propagarsi per grandi distanze per produrre terremoti megathrust.

Ripristino della trincea

Le trincee sembrano posizionalmente stabili nel tempo, ma gli scienziati ritengono che alcune trincee, in particolare quelle associate alle zone di subduzione in cui convergono due placche oceaniche, si spostino all'indietro nella placca in subduzione. Questo è chiamato rollback della trincea o arretramento della cerniera (anche rollback della cerniera ) ed è una spiegazione per l'esistenza di bacini di back-arc .

Il rollback della lastra si verifica durante la subduzione di due placche tettoniche e provoca il movimento verso il mare della trincea. Le forze perpendicolari alla lastra in profondità (la porzione della piastra subduttiva all'interno del mantello) sono responsabili dell'irripidimento della lastra nel mantello e, infine, del movimento della cerniera e della trincea in superficie. La forza motrice per il rollback è l'assetto negativo della lastra rispetto al mantello sottostante modificato dalla geometria della lastra stessa. I bacini di back-arc sono spesso associati al rollback della lastra dovuto all'estensione nella piastra di sovrapposizione come risposta al successivo flusso di mantello suborizzontale dallo spostamento della lastra in profondità.

Processi coinvolti

Diverse forze sono coinvolte nel processo di rollback della lastra. Due forze che agiscono l'una contro l'altra all'interfaccia delle due placche subduttrici esercitano forze l'una contro l'altra. La placca subduttiva esercita una forza flettente (FPB) che fornisce pressione durante la subduzione, mentre la placca sovrastante esercita una forza contro la placca subduttiva (FTS). La forza di trazione della lastra (FSP) è causata dalla galleggiabilità negativa della piastra che la spinge a profondità maggiori. La forza resistente del mantello circostante si oppone alle forze di trazione della soletta. Le interazioni con la discontinuità di 660 km causano una deflessione dovuta alla galleggiabilità alla transizione di fase (F660). L'interazione unica di queste forze è ciò che genera il rollback della lastra. Quando la sezione della soletta profonda ostacola il movimento discendente della sezione della soletta poco profonda, si verifica il rollback della soletta. La lastra in subduzione subisce uno sprofondamento all'indietro dovuto alle forze di galleggiamento negative che provocano una retrogradazione della cerniera della trincea lungo la superficie. La risalita del mantello attorno alla soletta può creare condizioni favorevoli alla formazione di un bacino di retroarco.

La tomografia sismica fornisce prove per il rollback della lastra. I risultati dimostrano anomalie ad alta temperatura all'interno del mantello, suggerendo la presenza di materiale subdotto nel mantello. Le ofioliti sono viste come prova di meccanismi come le rocce ad alta pressione e temperatura vengono rapidamente portate in superficie attraverso i processi di rollback della lastra, che fornisce spazio per l'esumazione delle ofioliti .

Il rollback della lastra non è sempre un processo continuo che suggerisce una natura episodica. La natura episodica del rollback è spiegata da un cambiamento nella densità della placca in subduzione, come l'arrivo della litosfera galleggiante (un continente, arco, cresta o altopiano), un cambiamento nelle dinamiche di subduzione o un cambiamento nella cinematica delle piastre. L'età delle piastre in subduzione non ha alcun effetto sul rollback della soletta. Le collisioni continentali vicine hanno un effetto sul rollback della soletta. Le collisioni continentali inducono il flusso del mantello e l'estrusione del materiale del mantello, che provoca l'allungamento e il rollback dell'arco-trincea. Nell'area del sud-est del Pacifico si sono verificati diversi eventi di rollback che hanno portato alla formazione di numerosi bacini di back-arc.

Interazioni mantello

Le interazioni con le discontinuità del mantello giocano un ruolo significativo nel rollback della soletta. Il ristagno alla discontinuità di 660 km provoca un movimento retrogrado della lastra a causa delle forze di aspirazione che agiscono in superficie. Il rollback della lastra induce il flusso di ritorno del mantello, che provoca l'estensione dalle sollecitazioni di taglio alla base della piastra di sovrapposizione. All'aumentare delle velocità di rollback della bramma, aumentano anche le velocità di flusso del mantello circolare, accelerando le velocità di estensione. I tassi di estensione sono alterati quando la lastra interagisce con le discontinuità all'interno del mantello a 410 km e 660 km di profondità. Le lastre possono penetrare direttamente nel mantello inferiore o possono essere ritardate a causa della transizione di fase a 660 km di profondità creando una differenza di galleggiabilità. Un aumento della migrazione retrograda della trincea (rollback della lastra) (2-4 cm/anno) è il risultato di lastre appiattite alla discontinuità di 660 km in cui la lastra non penetra nel mantello inferiore. È il caso delle trincee Giappone, Giava e Izu-Bonin. Queste lastre appiattite vengono fermate solo temporaneamente nella zona di transizione. Il successivo spostamento nel mantello inferiore è causato dalle forze di trazione della lastra, o dalla destabilizzazione della lastra dal riscaldamento e dall'allargamento a causa della diffusione termica. Le lastre che penetrano direttamente nel mantello inferiore comportano tassi di rollback delle lastre più lenti (~1-3 cm/anno) come l'arco Mariana, gli archi Tonga.

Attività idrotermale e biomi associati

Quando i sedimenti vengono subdotti sul fondo delle trincee, gran parte del loro contenuto fluido viene espulso e torna indietro lungo il décollement di subduzione per emergere sul pendio interno come vulcani di fango e infiltrazioni di freddo . Anche i clatrati di metano e gli idrati di gas si accumulano nel pendio interno e si teme che la loro rottura possa contribuire al riscaldamento globale .

I fluidi rilasciati dai vulcani di fango e dalle infiltrazioni fredde sono ricchi di metano e idrogeno solforato , fornendo energia chimica per i microrganismi chemiotrofi che formano la base di un bioma di trincea unico . Comunità di infiltrazioni fredde sono state identificate nei pendii interni della fossa del Pacifico occidentale (soprattutto Giappone), Sud America, Barbados, Mediterraneo, Makran e la fossa della Sonda. Questi si trovano a profondità fino a 6.000 metri (20.000 piedi). Il genoma dell'estremofilo Deinococcus di Challenger Deep è stato sequenziato per le sue intuizioni ecologiche e i potenziali usi industriali.

Poiché le trincee sono i punti più bassi del fondo oceanico, si teme che i detriti di plastica possano accumularsi nelle trincee e mettere in pericolo i fragili biomi delle trincee.

Fosse oceaniche più profonde

Le misurazioni recenti, in cui la salinità e la temperatura dell'acqua sono state misurate durante l'immersione, hanno incertezze di circa 15 m (49 piedi). Le misurazioni precedenti potrebbero essere errate di centinaia di metri.

Trincea Oceano Punto più basso Profondità massima Fonte
fossa delle Marianne l'oceano Pacifico Sfidante profondo 10.920 m (35.830 piedi)
Fossa di Tonga l'oceano Pacifico Orizzonte Profondo 10.820 m (35.500 piedi)
Fossa delle Filippine l'oceano Pacifico Emden Deep 10.540 m (34.580 piedi)
Trincea Kuril-Kamchatka l'oceano Pacifico 10.542 m (34.587 piedi)
Fossa Kermadec l'oceano Pacifico 10.047 m (32.963 piedi)
Fossa Izu-Bonin ( Fossa Izu-Ogasawara ) l'oceano Pacifico 9.810 m (32.190 piedi)
Trincea della Nuova Bretagna Oceano Pacifico ( Mare di Salomone ) Pianeta Profondo 9.140 m (29.990 piedi)
Fossa di Porto Rico oceano Atlantico Brownson Deep 8.380 m (27.490 piedi)
Fossa sandwich sud oceano Atlantico Meteor Deep 8.265 m (27.116 piedi)
Fossa Perù-Cile o Fossa di Atacama l'oceano Pacifico Richards Deep 8.055 m (26.427 piedi)
Trincea del Giappone l'oceano Pacifico 8.412 m (27.598 piedi)

Fosse oceaniche notevoli

Trincea Posizione
Fossa delle Aleutine A sud delle isole Aleutine , a ovest dell'Alaska
Fossa Bougainville Sud della Nuova Guinea
Fossa delle Cayman Caraibi occidentali
Fossa Cedros (inattivo) Costa del Pacifico della Bassa California
Fossa Hikurangi Est della Nuova Zelanda
Fossa Hjort Sud-ovest della Nuova Zelanda
Fossa Izu–Ogasawara Vicino alle isole Izu e Bonin
Trincea del Giappone Est del Giappone
Fossa Kermadec * Nordest della Nuova Zelanda
Trincea Kuril–Kamchatka * Vicino alle isole Curili
Trincea di Manila A ovest di Luzon , Filippine
Fossa delle Marianne * Oceano Pacifico occidentale; a est delle Isole Marianne
Trincea dell'America Centrale Oceano Pacifico orientale; al largo delle coste del Messico , Guatemala , El Salvador , Nicaragua , Costa Rica
Fossa delle Nuove Ebridi A ovest di Vanuatu (Nuove Isole Ebridi).
Trincea Perù-Cile Oceano Pacifico orientale; al largo delle coste del Perù e del Cile
Fossa delle Filippine * Est delle Filippine
Fossa di Porto Rico Confine dei Caraibi e dell'Oceano Atlantico
Fossa Puysegur Sud-ovest della Nuova Zelanda
Trincea Ryukyu Bordo orientale delle isole Ryukyu del Giappone
Fossa sandwich sud A est delle Isole Sandwich Meridionali
Fossa della Sonda Curve da sud di Giava a ovest di Sumatra e delle isole Andamane e Nicobare
Fossa Tonga * Vicino a Tonga
Yap Trench Oceano Pacifico occidentale; tra le Isole Palau e la Fossa delle Marianne

(*) Le cinque trincee più profonde del mondo

Antiche trincee oceaniche

Trincea Posizione
Fossa Intermontana Nord America occidentale; tra le Isole Intermontane e il Nord America
Fossa Insulare Nord America occidentale; tra le Isole Insulari e le Isole Intermontane
Fossa Farallon Nord America occidentale
Fossa di Tetide Sud della Turchia, Iran , Tibet e Sud-Est asiatico

Guarda anche

Riferimenti

Bibliografia

link esterno