Okyanus çukurlukları

Çoğunlukla Pasifik Okyanusu (ateş çemberi) etrafında dağılım göstermişlerdir. Atlantik Okyanusu'nda yalnızca iki hendek bulunmaktadır. Bunlar Küçük Antil yayının kenarındaki Porto Riko Çukuru ile, Güney Sandviç Çukuru'dur. İki okyanusal kıtanın birbirine yaklaştığı yerlerde oluşur. Okyanus hendekleri kıta kabuğunun ve okyanus kabuğunun arasında dalma batma ile oluşabilir. Pasifik Okyanusu'nda bulunan Guam Adası yakınlarındaki Mariana Hendeği'nde yer alan Challenger Çukuru Dünya'nın en derin noktasıdır.Çoğunlukla Pasifik Okyanusu çevresinde yaklaşık 50.000 km (31.000 mi) yakınsak plaka marjı vardır - “Pasifik tipi” marjın nedeni - ancak doğu Hint Okyanusu'nda da nispeten kısa yakınsak marj segmentleri bulunur. Atlantik Okyanusu ve Akdeniz'de. Küresel olarak, 1.9 milyon km²'lik bir alanı veya okyanusların yaklaşık% 0.5'ini kaplayan 50'den fazla büyük okyanus çukuru vardır.[1] Kısmen doldurulmuş siperler "oluklar" olarak bilinir ve bazen tamamen gömülürler ve batimetrik ifadeden yoksundurlar, ancak bunların temsil ettiği temel plaka tektonik yapıları, büyük ismin burada da uygulanması gerektiği anlamına gelir. Bu Cascadia, Makran, güney Küçük Antiller ve Calabrian siperleri için geçerlidir. Volkanik yaylar ve volkanik arkın altına 700 km (430 mi) kadar derinleşen deprem bölgeleri ile birlikte, yakınsak plaka sınırlarının ve daha derin tezahürlerinin, batma bölgelerinin teşhisi vardır. Siperler, kıtasal kabuğun bir batma bölgesine girdiği kıtasal çarpışma bölgeleriyle (Hindistan ve Asya'yı Himalaya'yı oluşturanlar gibi) ayırırlar. Yüzen kıtasal kabuk bir hendeğe girdiğinde, çökme sonunda durur ve alan kıtasal bir çarpışma bölgesi haline gelir. Siperlere benzer özellikler, Ganj Nehri ve Dicle-Fırat nehirlerinin aktığı gibi tortu dolu ön ayaklar da dahil olmak üzere çarpışma bölgeleri ile ilişkilidir.

Önemli Pasifik Çukurları (1-10) ve kırık zonlar (11-20): 1. Kermadec 2. Tonga 3. Bougainville 4. Mariana 5. Izu-Ogasawara 6. Japon 7. Kuril–Kamçatka 8. Aleutian 9. Orta Amerika 10. Peru-Şili 11. Mendocino 12. Murray 13. Molokai 14. Clarion 15. Clipperton 16. Challenger 17. Eltanin 18. Udintsev 19. East Pacific Rise (S-shaped) 20. Nazca Ridge

Hendekler 1940'ların ve 1950'lerin sonlarına kadar açıkça tanımlanamadı. Okyanusların batimetrisi, kıtalar arasındaki deniz tabanındaki transatlantik telgraf kablolarının ilk döşendiği 19. yüzyılın sonlarına ve 20. yüzyılın başlarına kadar çok az ilgi çekti. Hendeğin uzatılmış batimetrik ifadesi, 20. yüzyıla kadar iyi tanınmamıştır. “Hendek” terimi Murray ve Hjort'un (1912) klasik oşinografi kitabında bulunmamaktadır. Bunun yerine Challenger Çukuru gibi okyanusun en derin kısımları için “derin” terimini uyguladılar. I. Dünya Savaşı savaş alanlarından gelen deneyimler, hendek kavramını önemli bir sınırı tanımlayan uzun bir depresyon olarak kuşatmıştır ve belki de 1920'lerin başlarında doğal özellikleri tanımlamak için kullanılan “hendek” teriminin kullanılmasına yol açmıştır. Savaş bittikten iki yıl sonra Scofield'ın Rocky Dağları'ndaki yapısal kontrollü bir depresyonu tanımlamak için jeolojik bir bağlamdır. Johnstone, 1923 ders kitabında Bir Oşinografiye Giriş, bu terimi ilk olarak modern anlamda deniz tabanının belirgin, uzun süreli depresyonu için kullandı.

1920'ler ve 1930'larda Felix Andries Vening Meinesz, bir denizaltıdaki yer çekimini ölçebilen benzersiz bir gravimetre geliştirdi ve hendekler üzerindeki yerçekimini ölçmek için kullandı. Onun ölçümleri, hendeklerin Dünya'daki katı yaşam alanları olduğunu ortaya çıkardı. Siperlerde downwelling kavramı, Griggs tarafından 1939'da bir çift dönen davul kullanarak bir analog model geliştirdiği tectojen hipotezi olarak karakterize edildi. Pasifik'teki II. Dünya Savaşı, özellikle batı Pasifik'te batimetri üzerinde büyük gelişmeler sağladı ve bu derinliklerin doğrusal doğası netleşti. Derin deniz araştırma çabalarının hızlı büyümesi, özellikle 1950'lerde ve 1960'larda yankıların yaygın kullanımı, terimin morfolojik faydasını doğruladı. Önemli hendekler tespit edildi, örneklendi ve en büyük derinlikleri sonik olarak düştü. Hendek arama çalışmalarının ilk aşaması, Challenger Deep'in dibine dalarak rakipsiz bir dünya rekoru kıran Bathyscaphe Trieste'nin 1960 yılında sona erdi. Robert S. Dietz 've Harry Hess'in 1960'ların başlarında deniz tabanına yayılan hipotezi ve 1960'ların sonlarında levha tektonik devrimini dile getirmesinin ardından “hendek” terimi, levha tektonik ve batimetrik çağrışımlarla yeniden tanımlanmıştır.

Kıtasal ve okyanusal kabukların çarpışarak okyanus kabuğunun kıvrılması

Okyanus hendekleri, uzaklaşan levha sınırlarının önemli bir parçalarıdır. Çukurlar arasındaki geçişler, nispeten yumuşak dış eğimler ve daha dik iç eğimler ile asimetrik bir yapı oluştururlar.Siperler, yakınsak plaka kenar boşluğunun ayırt edici fizyografisinin merkez parçalarıdır. Siperler arasındaki geçişler, nispeten yumuşak (~ 5 °) dış (denize doğru) eğimler ve daha dik (~ 10-16 °) iç (karaya doğru) eğimler ile asimetrik profiller verir. Bu asimetri, dış eğimin aşağı iniş plakasının üstü tarafından tanımlanması gerçeğinden kaynaklanır, ki bu inişe başlarken bükülmelidir. Litosferin büyük kalınlığı, bu bükülmenin yumuşak olmasını gerektirir. Çıkarma plakası hendeğe yaklaştıkça, ilk önce dış hendek şişmesini oluşturmak için yukarı doğru bükülür, daha sonra dış hendek eğimini oluşturmak için iner. Dış hendek eğimi tipik olarak deniz tabanını hendekte aşağı 'merdivenleyen' bir dizi alt paralel normal fay tarafından bozulur. Plaka sınırı, hendek ekseninin kendisi tarafından tanımlanır. İç hendek duvarının altında iki plaka, deniz tabanı kesişimi hendek konumunu tanımlayan batma dekolmanı boyunca birbirinden geçmektedir. Geçersiz kılınan plaka tipik olarak bir volkanik ark ve önkol bölgesi içerir. Volkanik ark, derinlemesine bastırılmış plaka ile baskın plaka ile ilişkili astenosferik manto arasındaki fiziksel ve kimyasal etkileşimlerden kaynaklanır. Önkol, hendek ve volkanik ark arasında yer alır. Küresel olarak, önkollar iç dünyadan en düşük ısı akışına sahiptir, çünkü önkol litosfer ile soğuk alçaltıcı plaka arasında asthenosfer (konveksiyon manto) yoktur.İç açma duvarı, geçersiz kılınan plakanın kenarını ve en dıştaki önkolu işaretler. Önkol, magmatik ve metamorfik kabuktan oluşur ve bu kabuk, büyüyen bir kamaya (çukurlaşma plakasının üstünden kazınmış tortulardan oluşan) destek olarak kullanılabilir. Sediman akısı yüksekse, malzeme alt plakadan geçersiz kılınan plakaya aktarılır. Bu durumda, bir toplanma prizması büyür ve açmanın yeri, yakınsak marjın ömrü boyunca volkanik arktan aşamalı olarak uzaklaşır. Büyümek artan prizmalar ile yakınsama marjlarına toplanma marjları denir ve tüm yakınsak marjların neredeyse yarısını oluşturur. Gelen tortu akısı düşükse, malzeme erozyon erozyonu adı verilen bir işlemde alçalma plakası tarafından alçaltıcı plakadan kazınır. Bu malzeme daha sonra batma bölgesine taşınır. Bu durumda, açmanın konumu, yakınsak marjın ömrü boyunca magmatik arka doğru hareket eder. Subdüksiyon erozyonu yaşayan yakınsama marjlarına biriktirici olmayan veya eroziv marjlar denir ve yakınsak plaka sınırlarının yarısından fazlasını içerir. Bu aşırı basitleştirmedir, çünkü aynı marj bölümü aktif zaman aralığında hem tortu birikmesi hem de çökme erozyonu yaşayabilir.Bir hendek boyunca asimetrik profil, malzeme ve tektonik evrimdeki temel farklılıkları yansıtır. Dış hendek duvarı ve dış kabarma, yitim ile ilgili deformasyonun, baskın olan plakanın altına batmaya başladığı yerden birkaç milyon yıl süren deniz tabanından oluşur. Aksine, iç hendek duvarı, yakınsak marjın tüm ömrü boyunca plaka etkileşimleri ile deforme olur. Önkol, sürekli olarak çökme ile ilgili deformasyona ve depremlere maruz kalmaktadır. Bu uzun süreli deformasyon ve çalkalama, iç hendek eğiminin, içerdiği her hangi bir malzemenin durma açısı ile kontrol edilmesini sağlar. Topaklanmayan siperlerin iç eğimi deforme olmuş çökeltiler yerine magmatik ve metamorfik kayaçlardan oluştuğu için, bu siperlerde biriken siperlerden daha dik iç duvarlar vardır.

Peru-Şili Hendeği, mavi derin okyanus (solda) ve açık mavi kıta sahanlığı arasındaki keskin çizginin hemen solunda, Güney Amerika'nın batı kıyısında yer almaktadır. Okyanus Nazca Plakasının Güney Amerika Kıta Plakasının altına girdiği okyanus-kıta sınırı boyunca uzanır.

Toplama Prizmaları ve Tortu Taşınması

Toplanma prizmaları iki şekilde büyür: Tortuların plakadan sıyrıldığı ön toplanma ile, hendek yakınında ve batırma dekoltörünün sığ kısımları boyunca alt tabakalar ile buldozer gibi kazınarak. Yakınsak marjın ömrü boyunca önden birikme, prizyoner prizmanın en dış kısmını tanımlayan daha genç tortular ve en iç kısmı tanımlayan en eski tortular ile sonuçlanır. Toplanma prizmasının daha eski (iç) kısımları daha küçüktür ve daha genç (dış) kısımlara göre daha dik yapılara sahiptir. Modern alt bölme bölgelerinde alt tabakanın tespit edilmesi zordur, ancak California Fransisken Grubu gibi eski toplanma prizmalarında tektonik mélanjlar ve dubleks yapılar şeklinde kaydedilebilir.

Farklı toplanma biçimleri, genellikle üç morfolojik farklılığı gösterir. Bu durum çukurun iç eğiminin morfolojisine yansır. Alt eğim, çıkıntılar oluşturan daldırma itme dilimleri içerir. Orta eğim bir sıra veya teras içerebilir. Üst eğim daha yumuşaktır, ancak denizaltı kanyonları tarafından kesilebilir. Yakınsak marjlar, yüksek bir rahatlamaya sahip olduğu, sürekli olarak deforme olduğu ve tortudaki büyük miktarda akışa karşılık geldiği için aktif bir dağılım ve çökelme yaşarlar. Tortu taşınması, denizaltı heyelanları, enkaz akışları, bulanıklık akımları ve konturitler tarafından kontrol edilir. Denizaltı kanyonları, plajlardan ve nehirlerden tortuyu üst yamaçtan aşağı taşır. Bu kanyonlar kanalize türbiditlerden oluşur ve genellikle derinlemesine tanımı kaybeder, çünkü sürekli faylanma denizaltı kanallarını bozar. Sedimanlar kanallar ve bir dizi fay kontrollü havza yoluyla iç hendek duvarından aşağı doğru hareket eder. Hendeğin kendisi bir tortu taşıma ekseni olarak işlev görür. Çukurda yeterli tortu hareket ederse, bulanıklık akımlarının hendeğin çok ötesine taşınabilmesi ve hatta Alaska'nın doğu Körfezi'nde olduğu gibi dış şişmeyi aşabilmesi için tamamen doldurulabilir. Kuzey Amerika nehirlerinden çökeltiler, dolu Cascadia açmasının üzerine dökülür ve Juan de Fuca levhasını geçerek batıya birkaç yüz kilometre yayılan sırtlara ulaşır.

Okyanus kıtasının yakınsak sınırı boyunca oluşan okyanus hendekleri

Bir biriktirici yakınsak marjın iç hendek eğimi, biriktirici prizmanın kalınlığını ve genişliğini yansıtır. Prizma, sedimanların özellikleri tarafından belirlenen eğim ile Mohr-Coulomb teorisine uygun olarak kurulan bir 'kritik konikliği' korur. Çöktürücü litosfer plakasından sıyrılmış bir sediman paketi ve çökeltiler tarafından desteklenen maksimum eğime ulaşmak için ilave edilen eklemsel prizma kama şeklinde deforme olur. Bu kritik koniklik elde edildiğinde, bazalt dekolte boyunca stabil olarak kayar. Gerinim hızı ve hidrolojik özellikler ayrıca, prizyoner prizmanın gücünü ve kritik konikliğin açısını da etkiler. Sıvı gözenek basınçları kaya gücünü değiştirir. Düşük geçirgenlik ve hızlı yakınsama, litostatik basıncı aşan gözenek basınçlarına ve dolayısıyla sığ konik bir geometriye sahip nispeten zayıf bir prizma ile sonuçlanırken, yüksek geçirgenlik ve yavaş yakınsama, daha düşük gözenek basıncı, daha güçlü prizmalar ve daha dik geometri ile sonuçlanır.

Helenik ark sisteminin Helen Açması olağandışıdır, çünkü bu yakınsak marj evaporitleri bastırır. Akdeniz Sırtı'nın güney eğiminin (ek prizmasıyla) yüzey eğimi yaklaşık 1 ° 'de düşüktür, bu da kama şeklindeki oluşumla beraber çok düşük kesme gerilimi gösterir. Evaporitler, ilave kompleksin sığ konikliğini kontrol eder, çünkü mekanik özellikleri üzerindeki etkileri nedeniyle silisik tortulardan farklıdır ve sıvı akışı ve sıvı basıncı oluşur. 1970'lerde, Girit'in güneyindeki Helen açmasının doğrusal derinliklerinin diğer yitim bölgelerindeki çukurluklarla benzer olduğu düşünülüyordu. Fakat, Akdeniz Sırtı'nın bir yığılma kompleksi olduğunun farkına varıldığında, Helen hendeğinin aslında aç bir ön havza olduğu ve plaka sınırının Akdeniz Sırtı'nın güneyinde olduğu ortaya çıktı.[2]

Boş Hendekler ve Çökme Erozyonu

Kıtasal sediman akışından uzak siperler, bir prizma prizmasından yoksundur ve bu tür siperlerin iç eğimi genellikle magmatik veya metamorfik kayalardan oluşur. Topaklayıcı olmayan yakınsak marjlar ilkel ark sistemlerinin karakteristiğidir (ancak bunlarla sınırlı değildir). İlkel ark sistemleri, Izu-Bonin-Mariana, Tonga-Kermadec ve Scotia (Güney Sandviç) ark sistemleri gibi okyanus litosferi üzerine inşa edilmiş sistemlerdir. Bu yakınsak marjların iç hendek eğimi, bazalt, gabro ve serpantinleştirilmiş manto peridotit de dahil olmak üzere önkol kabuğunu ortaya çıkarır. Bu pozlamalar, alt okyanus kabuğunu ve üst mantoyu yerinde incelemek için kolay erişim sağlar ve batma bölgelerinin başlatılmasıyla ilişkili magmatik ürünleri incelemek için eşsiz bir fırsat sağlar. Çoğu ofiyolit muhtemelen batmanın başlaması sırasında ön kol ortamında ortaya çıkar ve bu ortam kalınlaşmış kabuk bloklarıyla çarpışma sırasında ofiyolit yerleşimini destekler. Birikimli olmayan yakınsak marjlar ilkel yaylarla ilişkili değildir. Peru-Şili Açması'nın orta kısmı gibi nehirler tarafından taşınan çok az tortu akıntısının olduğu kıtalara bitişik hendekler, ayrıca bir prizma prizmasından yoksun olabilir.

Mariana Çukuruı, dünya okyanuslarının en derin kısmını içerir ve okyanus-okyanusal yakınsak sınırı boyunca uzanır. Bu, okyanus Mariana plakasının altına batırılan okyanus Pasifik plakasının sonucudur.

İhtiyari olmayan bir ön kolun magmatik temeli, batma erozyonu ile sürekli olarak açığa çıkabilir. Bu, materyali ön koldan çıkarma plakasına aktarır ve ön erozyon veya bazal erozyon ile gerçekleştirilebilir. Frontal erozyon en fazla ön kolun altına dikiş yerlerinden sonra aktiftir. Büyük yapıların (seamount tünelleme) dökülmesi, ön kolu aşırı hızlandırır ve bu da enkazı siperlere doğru ve nihayetinde enkaz taşıyan kitle arızalarına neden olur. Bu döküntü, indirme plakasının grabeninde biriktirilebilir ve onunla birlikte kesilebilir. Aksine, ön kol tabanının çökme erozyonundan kaynaklanan yapıların sismik yansıma profillerinden tanınması zordur, bu nedenle bazal erozyon olasılığını doğrulamak zordur. Hendek erozyonu, çukurdaki tortu akısı azalırsa, bir zamanlar sağlam bir toplanma prizmasını da azaltabilir.

Gereksiz ön kollar aynı zamanda serpantin çamur volkanlarının bölgesi de olabilir. Çöktürme plakasından salınan akışkanların yukarı doğru perfore ettiği ve ön kolun soğuk manto litosferi ile etkileşime girdiği bu form. Manto peridotit, peridotitten çok daha az yoğun olan ve mümkün olduğunda diapirik olarak yükselen serpantinite hidratlanır. Bazı zorunlu olmayan ön kollar, örneğin Marianas gibi güçlü genişleme streslerine maruz kalır ve bu, kaldırma serpantinitinin serpantinit çamur volkanları oluşturdukları deniz tabanına yükselmesine izin verir. Kemosentetik topluluklar ayrıca, Marianas gibi, serpantinit çamur volkanları ile ilişkili havalandırma deliklerinde geliştikleri gibi birikmeyen marjlarda da bulunurlar.

Hendekler ne kadar kararlı yapılar olarak görülse de zamanla iki okyanus plakasının birleştiği yerde dalma batma zonları ile yitime uğrayabilir. Bu olay hendek geri alma olarak adlandırılır. Ayrıca yay gerisi havzaların varlığı için de bir açıklamadır.Siperler zamanla konumsal olarak stabil görünmektedir, ancak bilim adamları bazı siperlerin - özellikle de iki okyanus plakasının birleştiği yerdeki çökme bölgeleriyle ilişkili olanlar - çökme plakasına geri hareket ettiğine inanmaktadır.[3] [4] Buna hendek dönüşü veya menteşe geri çekilmesi (ayrıca menteşe geri dönüşü ) denir ve arka ark havzalarının varlığı için bir açıklamadır .

Döşemenin geri dönüşü , iki tektonik plakanın kesilmesi sırasında meydana gelir ve açmanın denize doğru hareketi ile sonuçlanır. Derinliğe levhaya dik olan kuvvetler (döşeme levhasının manto içindeki kısmı), döşemenin mantoda dikleşmesinden ve nihayetinde menteşe ve açmanın yüzeydeki hareketinden sorumludur.[5] Geri dönüş için itici güç, levhanın geometrisi tarafından değiştirilen alttaki mantoya[6]  göre levhanın negatif yüzdürmesidir .[7]  Arka-ark havzaları genellikle, plakanın derinlikteki yer değiştirmesinden sonraki alt yatay manto akışına bir yanıt olarak, geçersiz kılınan plakadaki uzama nedeniyle levha geri dönüşü ile ilişkilidir.[8]

Mariana Çukuru

Mariana Çukuru (Challenger[kaynak belirtilmeli] Çukuru), Dünya üzerinde bilinen en derin noktadır. Büyük Okyanus'ta, Guam Adası'nın güney batısında, Japonya ve Endonezya arasında, iki ülkeye de aşağı yukarı eşit uzaklıkta yer alır. Yapılan son ölçümlere göre en derin noktası yaklaşık 11.033 metredir. Uzunluğu 2.542 kilometre, genişliği ise 69 kilometredir. Okyanusal nitelikte iki plakanın çarpıştığı sınırda derin çukurlar oluşabilir. Mariana Çukuru da, Pasifik Plaka ile Mariana Plakası'nın çarpışması sonucu oluşmuş bir çukurdur ve iki plaka sınırındadır. Suyun içine atılan 1 kilogram kütleli metalin tabana ulaşması, yaklaşık olarak 1 saat sürer. Ancak, suyun yoğunluğu ve metalin özkütlesi de hesaba katıldığında, tabana ulaşma süresi artıp azalabilir. Dip noktasındaki basınç ise yeryüzündeki basınca göre yaklaşık 1000 kat daha fazladır. Mariana Çukuru'nda hayat belirtileri vardır. Yapılan araştırmalar, aşırı basınçlı ve soğuk ortamda yaşayabilen birçok mikroorganizma, balık ve yengeç türünü ortaya çıkarmıştır. Buradaki yaşamın temel dayanağı, 300 dereceye ulaşan volkanik püskürmeler ve buradan çıkan sülfürü metabolize edebilen bakterilerdir. Bu kadar derinde yaşayan balık türlerinin hayatları yüzlerce yılı bulabilmektedir. Buradaki canlıların, çok eski prehistorik dönemlerden bu yana aynı kaldığı düşünülmektedir. 23 Ocak 1960'ta, İsviçreli bilim adamı Jacques Piccard ile ABD Donanması'ndan Teğmen Donald Walsh, Trieste Batiskapı içinde Mariana Çukuru'na inebilmeyi başaran ilk insanlar olmuşlardır. İlk anda 11.521 metre (37,799 feet)'lik bir derinliğe inildiği hesaplanmış, ancak 1995 yılında yapılan ölçümlerde doğru derinliğin 10.916 metre (35,814 feet) olduğu anlaşılmıştır. Derin noktaya iniş yaklaşık 3 saat 15 dakika sürmüş, burada 20 dakikalık bir sürenin ardından tekrar yüzeye çıkılmasıyla toplamda 5 saatlik bir sürede dalış ve yüzeye çıkış tamamlanmıştır. 25 Mart 2012'de, Kanadalı yönetmen James Cameron “Dikey Torpil (Deepsea Challenger.)” adlı özel denizaltısıyla Mariana Çukuru’na tek başına inmeyi başardı. 156 dakikada dünyanın tabanına inen, 3 saat incelemelerde bulunan Cameron, beklenenden daha kısa sürede, 70 dakikada yüzeye çıktı. Cameron tarafından bizzat tasarlanıp Avustralyalı mühendislerce inşa edilen denizaltı, Çukur’da bulunan metrekare başına 7.250 tonun üzerindeki basınca dayanıklıdır.

İçeriden ve önkoldan kaçan su miktarı nedeniyle, dünya üzerindeki en dinamik ve karmaşık etkileşim, sıvı ile kaya arasında gerçekleşir. Bu suyun çoğu, litosferin üzerindeki çöküntü plakasının tortusu ve gözeneklerinde tutulur. Ortalama önkol, 400 m (1.300 ft) kalınlığındaki katı tortu hacminin altındadır. Bu tortu sipere %50-60 gözeneklilik ile girer. Bu çökeltiler, batırıldıkça kademeli olarak sıkılır, boşluk boşluğunu azaltır ve akışkanları yırtılma boyunca ve bir ön prizmaya sahip olabilen veya olmayabilen üst kolun önkoluna doğru zorlar. Önkoldaki birikinti başka bir sıvı kaynağıdır. Su ayrıca sulu minerallerde, özellikle kil ve opalde bulunur. Çıkarılan malzemenin yaşadığı artan basınç ve sıcaklık, sulu minerali, yapısal olarak daha az su bağlı olacak şekilde yoğun bir faza dönüştürür. Faz geçişiyle ilişkili dehidrasyonla serbest bırakılan su, öncelik plakasının tabanına sokulan bir başka sıvı kaynağıdır. Bu sıvılar, tortu içindeki birbirine bağlı gözenek boşlukları yoluyla katkı prizması boyunca yayılabilir ve yer değiştirebilir ya da fay boyunca tek tek kanalları takip edebilir. Havalandırma bölgeleri çamur volkanları ve çamur şeklinde olabilir ve genellikle kemosentetik topluluklarla ilişkilidir. Batırma bölgesinin en sığ kısmından sızan sıvı da plaka sınırları boyunca sızabilir, ancak hendek ekseni boyunca drenaj nadiren görülür. Bu sıvıların hepsine su hakimdir, fakat aynı zamanda çözünmüş iyonlar ve organik moleküller, özellikle metan içerir. Metan genellikle önkolda buz benzeri bir formda (metan klatrat veya gaz hidrat olarak da adlandırılır) dizilir. Bunlar potansiyel enerji kaynaklarıdır ve hızla ayrışabilirler. Gaz hidratların dengesizleşmesi şimdiye kadar küresel ısınmanın nedenlerinden biri olmuştur ve gelecekte olması muhtemeldir.

Soğuk sıvının önkoldan geçtiği yerde, kemosentez topluluğu gelişir. Soğuk deniz akıntısı batı pasifikteki 7000 metre derinliğindeki iç yamaçlarda keşfedilmiştir. Özellikle japonya çevresinde, kuzeydoğudaki pasifikte, güney amerika kıyılarında aleut adalarındaki peru ve şili oyuklarında, barbados prizmasında, akdenizde ve makran ve sunda kenarlarındaki hint okyanusuna kadar uzanır. Bu topluluklar hidrotermal menfezlerle ilişkili kemosentetik topluluklardan çok daha az ilgi görmektedir. Kemosentetik topluluklar farklı jeolojik ortamlardadır: sıvıların çamur volkanlarından veya sırtlarından tahliye edildiği toplanma prizmalarının prizma birikintileri üzerinde ve (Barbados, Nankai, Cascadia) arızalı erozyonun aktif kenarı boyunca; enkaz akışlarının neden olduğu uçurumlar boyunca (Japan Trench, Peru Margin) bulunur. Yüzeye nüfuz etme, büyük miktarlarda hidrat birikintilerine ve dengesizleşmeye (Cascadia margin gibi) bağlanabilir. Deniz tabanından kaçan sıvılardaki yüksek metan ve sülfür konsantrasyonları kimyasal sentez için ana enerji kaynaklarıdır.

Hendeğin derinliğini kontrol eden çeşitli faktörler vardır. En önemli faktör, açmayı dolduran ve deniz tabanı topoğrafisini temsil etmeyen tortuları beslemektir. Bu nedenle, en derin olukların (8.000 m'den (26.000 ft) daha derin) katkı maddesi olmaması şaşırtıcı değildir. Buna karşılık, artan prizmalara sahip tüm oluklar 8.000 m'den (26.000 ft) daha sığdır. Hendek derinliği üzerinde ikinci faktör, batma anında litosferin yaşıdır. Çünkü okyanus litosferi soğur ve kalınlaşır. Deniz tabanı yaşlandıkça, deniz tabanının inmeye başladığı minimum derinliği derinleştirir ve belirler. Bu görünür korelasyon, göreceli derinlik, bölgesel deniz yatağı derinliği ve maksimum hendek derinliği farklarına bakılarak ortadan kaldırılabilir. Göreceli derinlik, hendekteki litosferin yaşı, yakınsama oranı ve ara derinliklerde bastırılmış levhanın eğimi ile kontrol edilebilir. Son olarak dar levhalar, altta yatan astenosferle batan plakanın kenarlarından kolayca akabileceğinden geniş plakalardan daha hızlı batabilir ve geri dönebilir. Bu levhalar, Challenger Çukuru gibi alışılmadık derecede derin oluklar ile ilişkili olabilen nispeten sığ derinliklerde dik çukurlara sahip olabilir.

Porto Riko çukurunun 3 boyutlu görüntüsü. Mor renkle görünen Atlas Okyanusu'nun ve Karayip Denizi'nin en derin yeri, Porto Riko çukurudur.

Porto Riko Çukuru, Porto Riko'nun kuzey açıklarında, Milwaukee Derinliği'nde 8648 metre derinliğe ulaşan Atlas Okyanusu'nun en derin çukurluğu.

(*) The 5 deepest trenches in the world

• Stern, R. J. (2002). "Subduction Zones". Reviews of Geophysics. 40 (4). ss. 1012-1049. Bibcode:2002RvGeo..40.1012S. doi:10.1029/2001RG000108.
• A.B. Watts, 2001. Isostasy and Flexure of the Lithosphere. Cambridge University Press. 458p.
• Wright, D. J.; Bloomer, S. H.; MacLeod, C. J.; Taylor, B.; Goodlife, A. M. (2000). "Bathymetry of the Tonga Trench and Forearc: a map series". Marine Geophysical Researches. 21 (489–511). s. 2000.
• Sibuet, M.; Olu, K. (1998). "Biogeography, biodiversity and fluid dependence of deep-sea cold-seep communities at active and passive margins". Deep-Sea Research. II (45). ss. 517-567.
• Smith, W. H. F.; Sandwell, D. T. (1997). "Global sea floor topography from satellite altimetry and ship depth soundings". Science. 277 (5334). ss. 1956-1962. doi:10.1126/science.277.5334.1956.
• "Deep-sea trench". McGraw-Hill Encyclopedia of Science & Technology, 8th edition, 1997.
• Scholl, D. W.; Scholl, D (1993). "The return of sialic material to the mantle indicated by terrigeneous material subducted at convergent margins". Tectonophysics. Cilt 219. ss. 163-175. Bibcode:1993Tectp.219..163V. doi:10.1016/0040-1951(93)90294-T.
• J.W. Ladd, T. L. Holcombe, G. K. Westbrook, N. T. Edgar, 1990. "Caribbean Marine Geology: Active margins of the plate boundary", in Dengo, G., and Case, J. (eds.) The Geology of North America, Vol. H, The Caribbean Region, Geological Society of America, p. 261–290.
• W. B. Hamilton 1988. "Plate tectonics and island arcs". Geological Society of America Bulletin: Vol. 100, No. 10, pp. 1503–1527.
• Jarrard, R. D. (1986). "Relations among subduction parameters". Reviews of Geophysics. 24 (2). ss. 217-284. Bibcode:1986RvGeo..24..217J. doi:10.1029/RG024i002p00217.
• Hawkins, J. W.; Bloomer, S. H.; Evans, C. A.; Melchior, J. T. (1984). "Evolution of Intra-Oceanic Arc-Trench Systems". Tectonophysics. Cilt 102. ss. 175-205. Bibcode:1984Tectp.102..175H. doi:10.1016/0040-1951(84)90013-1.
• R. L. Fisher and H. H. Hess, 1963. "Trenches" in M. N. Hill (ed.) The Sea v. 3 The Earth Beneath the Sea. New York: Wiley-Interscience, p. 411–436.