miniatura|direita|400px|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 de largura e situam-se abaixo do nível do fundo oceânico circundante, mas podem ter milhares de quilómetros de extensão. Existem cerca de 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 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 por ano. 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 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 miniatura|upright=1.4|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 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, 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. Aqui, duas placas tectónicas derivam uma contra a outra a uma taxa de alguns milímetros a mais de 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.
História do termo "fossa" 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.
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.
Morfologia miniatura|upright=2.0|Corte transversal de uma fossa oceânica formada ao longo de um limite convergente oceano-oceano miniatura|160px|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 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 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 .
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. A maioria das fossas é convexa em direção à placa em subducção, o que é atribuído à geometria esférica da Terra.
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. O ângulo da encosta interna é determinado pelo ângulo de repouso da extremidade da placa sobrejacente. Isto reflete os sismos frequentes ao longo da fossa que impedem o sobredeclive da encosta interna.
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.
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 de espessura; a zona de subducção de Cascadia, enterrada por de sedimentos; e a zona de subducção do norte de Samatra, sob de sedimentos.
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. Transporte semelhante foi documentado na fossa das Aleutas.