ترانشه های اقیانوسی فرورفتگی های توپوگرافی برجسته، طولانی و باریک کف اقیانوس هستند . آنها معمولاً 50 تا 100 کیلومتر (30 تا 60 مایل) عرض و 3 تا 4 کیلومتر (1.9 تا 2.5 مایل) زیر سطح کف اقیانوس اطراف هستند، اما می توانند هزاران کیلومتر طول داشته باشند. حدود 50000 کیلومتر (31000 مایل) سنگرهای اقیانوسی در سراسر جهان وجود دارد که بیشتر در اطراف اقیانوس آرام و همچنین در شرق اقیانوس هند و چند مکان دیگر وجود دارد. بزرگترین عمق اقیانوس اندازه گیری شده در اعماق چلنجر گودال ماریانا ، در عمق 10994 متری (36070 فوت) زیر سطح دریا است .
ترانشه های اقیانوسی یکی از ویژگی های تکتونیک صفحه متمایز زمین است . آنها محل مرزهای صفحات همگرا را مشخص می کنند ، که در امتداد آنها صفحات لیتوسفر با سرعت هایی که از چند میلی متر تا بیش از ده سانتی متر در سال متغیر است به سمت یکدیگر حرکت می کنند. لیتوسفر اقیانوسی با سرعت جهانی حدود 3 کیلومتر مربع (1.2 مایل مربع) در سال به داخل گودال ها حرکت می کند. [1] یک ترانشه موقعیتی را مشخص می کند که در آن دال خمیده و فرورانش شروع به فرود از زیر دال سنگ کره دیگری می کند. ترانشه ها به طور کلی موازی و حدود 200 کیلومتر (120 مایل) از یک قوس آتشفشانی هستند .
بیشتر مایع محبوس شده در رسوبات دال فرورانش به سطح در گودال اقیانوسی باز می گردد و آتشفشان های گلی و تراوش های سرد تولید می کند . این بیوم های منحصر به فرد مبتنی بر میکروارگانیسم های شیمیایی را پشتیبانی می کند . این نگرانی وجود دارد که زباله های پلاستیکی در سنگرها جمع شده و این جوامع را تهدید می کند.
تقریباً 50000 کیلومتر (31000 مایل) حاشیه صفحات همگرا در سراسر جهان وجود دارد . اینها بیشتر در اطراف اقیانوس آرام قرار دارند، اما در شرق اقیانوس هند نیز یافت می شوند ، با چند بخش حاشیه همگرا کوتاهتر در سایر بخش های اقیانوس هند، در اقیانوس اطلس، و در مدیترانه. [2] آنها در سمت اقیانوس کمان‌های جزیره‌ای و کوه‌زایی‌های نوع آند یافت می‌شوند . [3] در سطح جهان، بیش از 50 خندق بزرگ اقیانوسی وجود دارد که مساحتی به وسعت 1.9 میلیون کیلومتر مربع یا حدود 0.5٪ از اقیانوس ها را پوشش می دهد. [4]
ترانشه ها از نظر ژئومورفولوژیکی از فرورفتگی ها متمایز هستند . فرورفتگی ها فرورفتگی های کشیده کف دریا با طرف های شیب دار و کف صاف هستند، در حالی که ترانشه ها با نمایه ای V شکل مشخص می شوند. [4] ترانشه هایی که تا حدی پر شده اند، گاهی اوقات به عنوان فروغ توصیف می شوند، به عنوان مثال، گودال مکران . [5] برخی از ترانشه ها کاملاً مدفون هستند و فاقد بیان عمق سنجی هستند، مانند منطقه فرورانش Cascadia ، [6] که کاملاً با رسوبات پر شده است. [7] علیرغم ظاهر آنها، در این موارد ساختار صفحه تکتونیکی اساسی هنوز یک خندق اقیانوسی است. برخی از گودال ها شبیه ترانشه های اقیانوسی هستند اما ساختارهای تکتونیکی دیگری دارند. یکی از نمونه ها، ناوگان آنتیل های کوچک است که حوضه پیشانی ناحیه فرورانش آنتیل های کوچک است . [8] همچنین گودال نیو کالدونیا ، که یک حوضه رسوبی کششی مربوط به منطقه فرورانش Tonga-Kermadec است ، یک ترانشه نیست . [9] به‌علاوه، حوضچه کیمن، که حوضه‌ای است که در یک ناحیه گسل تبدیل شده است ، [10] یک ترانشه اقیانوسی نیست.
ترانشه‌ها همراه با قوس‌های آتشفشانی و زون‌های Wadati-Benioff (مناطق زلزله‌های زیر یک قوس آتشفشانی) تشخیصی از مرزهای صفحات همگرا و مظاهر عمیق‌تر آنها، مناطق فرورانش هستند . [2] [3] [11] در اینجا، دو صفحه تکتونیکی با سرعتی از چند میلی‌متر تا بیش از 10 سانتی‌متر (4 اینچ) در سال به یکدیگر فرو می‌روند. حداقل یکی از صفحات لیتوسفر اقیانوسی است که در زیر صفحه دیگر فرو می رود تا در گوشته زمین بازیافت شود .
ترانشه‌ها به مناطق برخورد قاره‌ای مانند هیمالیا ، اما متمایز از آن هستند . برخلاف ترانشه ها، در مناطق برخورد قاره ای، پوسته قاره ای وارد منطقه فرورانش می شود. هنگامی که پوسته قاره ای شناور وارد یک ترانشه می شود، فرورانش متوقف می شود و منطقه به منطقه برخورد قاره ای تبدیل می شود. ویژگی های مشابه ترانشه ها با مناطق برخورد همراه است . یکی از این ویژگی ها، حوضه پیشین محیطی است، که یک قسمت جلویی پر از رسوب است . نمونه‌هایی از حوضه‌های پیش‌ولند پیرامونی شامل دشت‌های سیلابی رودخانه گنگ و سیستم رودخانه دجله-فرات است . [2]
ترانشه ها تا اواخر دهه 1940 و 1950 به وضوح تعریف نشده بودند. عمق سنجی اقیانوس قبل از اکتشاف چلنجر 1872-1876، [12] که 492 صدا از اعماق اقیانوس انجام شد، چندان شناخته شده نبود. [13] در ایستگاه شماره 225، اکسپدیشن Challenger Deep را کشف کرد ، [14] که اکنون به عنوان انتهای جنوبی ترانشه ماریانا شناخته می شود . در اواخر قرن نوزدهم و اوایل قرن بیستم، قرار دادن کابل‌های تلگراف فراآتلانتیک در بستر دریا بین قاره‌ها، انگیزه بیشتری برای بهبود عمق سنجی فراهم کرد. [15] اصطلاح ترانشه ، به معنای امروزی آن به معنای فرورفتگی برجسته دراز کف دریا، برای اولین بار توسط جانستون در کتاب درسی او در سال 1923، مقدمه ای بر اقیانوس شناسی استفاده شد . [16] [2]
در طول دهه‌های 1920 و 1930، فلیکس آندریس ونینگ ماینز گرانش را بر روی ترانشه‌ها با استفاده از یک گرانش سنج جدید که می‌توانست گرانش را از روی یک زیردریایی اندازه‌گیری کند، اندازه‌گیری کرد. [11] او فرضیه تکتوژن را برای توضیح کمربندهای ناهنجاری های گرانشی منفی که در نزدیکی قوس های جزیره ای یافت شد، ارائه کرد. بر اساس این فرضیه، کمربندها مناطق فرورفتگی سنگ پوسته سبک ناشی از جریان های همرفت زیر پوسته بودند. فرضیه تکتوژن توسط گریگز در سال 1939 با استفاده از یک مدل آنالوگ بر اساس یک جفت درام چرخان توسعه یافت. هری هاموند هس اساساً این نظریه را بر اساس تجزیه و تحلیل زمین شناسی خود تجدید نظر کرد. [17]
جنگ جهانی دوم در اقیانوس آرام منجر به پیشرفت های بزرگی در آب سنجی، به ویژه در غرب اقیانوس آرام شد. در پرتو این اندازه گیری های جدید، ماهیت خطی اعماق مشخص شد. رشد سریع تلاش های تحقیقاتی در اعماق دریا، به ویژه استفاده گسترده از پژواک در دهه های 1950 و 1960 وجود داشت. این تلاش‌ها کاربرد مورفولوژیکی اصطلاح «خندق» را تأیید کرد. ترانشه های مهم شناسایی، نمونه برداری و از طریق سونار نقشه برداری شدند.
مرحله اولیه اکتشاف خندق با فرود در سال 1960 باتیسکاف تریست به پایین چلنجر دیپ به اوج خود رسید. پس از انتشار رابرت اس. دیتز و هری هس در مورد فرضیه گسترش بستر دریا در اوایل دهه 1960 و انقلاب تکتونیکی صفحه در اواخر دهه 1960، خندق اقیانوسی به یک مفهوم مهم در نظریه تکتونیکی صفحه تبدیل شد . [11]
ترانشه های اقیانوسی 50 تا 100 کیلومتر (30 تا 60 مایل) عرض دارند و شکل V نامتقارن دارند، با شیب تندتر (8 تا 20 درجه) در سمت داخلی (برفراز) ترانشه و شیب ملایم تر (حدود 5 درجه) ) در سمت بیرونی (فروراننده) ترانشه. [18] [19] پایین ترانشه مرز بین صفحات فروراننده و فرعی را مشخص می کند که به عنوان برش مرزی صفحه پایه [20] یا فرورانش décollement شناخته می شود . [2] عمق خندق به عمق شروع لیتوسفر اقیانوسی هنگام شروع فرورفتن در سنگر، زاویه ای که دال در آن فرو می رود و میزان رسوب در ترانشه بستگی دارد. هم عمق شروع و هم زاویه فرورانش برای لیتوسفر اقیانوسی قدیمی بیشتر است که در گودال های عمیق غرب اقیانوس آرام منعکس می شود. در اینجا کف سنگرهای ماریانا و تونگا-کرمادک تا 10 تا 11 کیلومتر (6.2 تا 6.8 مایل) زیر سطح دریا است. در شرق اقیانوس آرام، جایی که لیتوسفر اقیانوسی فرورانش بسیار جوان‌تر است، عمق خندق پرو-شیلی حدود 7 تا 8 کیلومتر (4.3 تا 5.0 مایل) است. [18]
اگرچه گودال های اقیانوسی باریک و باریک به طور قابل توجهی طولانی و پیوسته هستند و بزرگترین فرورفتگی های خطی روی زمین را تشکیل می دهند. یک سنگر منفرد می تواند هزاران کیلومتر طول داشته باشد. [3] بیشتر ترانشه ها به سمت دال فرورانش محدب هستند که به هندسه کروی زمین نسبت داده می شود. [21]
عدم تقارن ترانشه نشان دهنده مکانیسم های فیزیکی مختلف است که زاویه شیب داخلی و خارجی را تعیین می کند. زاویه شیب بیرونی ترانشه با شعاع خمش دال فرورانش، همانطور که با ضخامت الاستیک آن تعیین می شود، تعیین می شود. از آنجایی که لیتوسفر اقیانوسی با افزایش سن ضخیم می شود، زاویه شیب بیرونی در نهایت با سن دال فرورانش تعیین می شود. [22] [20] زاویه شیب داخلی توسط زاویه قرار گرفتن لبه صفحه اصلی تعیین می شود. [20] این منعکس کننده زمین لرزه های مکرر در امتداد سنگر است که از تند شدن بیش از حد شیب داخلی جلوگیری می کند. [2]
همانطور که صفحه فرورانش به سنگر نزدیک می شود، قبل از شروع فرورفتن خود در اعماق، کمی به سمت بالا خم می شود. در نتیجه، شیب ترانشه بیرونی توسط یک ترانشه بیرونی محدود می شود . این بسیار ظریف است و اغلب تنها ده ها متر ارتفاع دارد و معمولاً در چند ده کیلومتری محور ترانشه قرار دارد. در خود شیب بیرونی، جایی که صفحه شروع به خم شدن به سمت پایین به داخل ترانشه می کند، قسمت بالایی دال فرورانش توسط گسل های خمشی شکسته می شود که به شیب ترانشه بیرونی توپوگرافی هورست و گرابن می دهد . شکل‌گیری این گسل‌های خمشی در جایی که برآمدگی‌های اقیانوسی یا کوه‌های دریایی بزرگ به درون ترانشه فرو می‌روند، سرکوب می‌شود، اما گسل‌های خمشی درست از روی کوه‌های دریایی کوچک‌تر می‌شکنند. در جایی که دال فرورانش فقط به صورت نازک با رسوبات روکش شده است، شیب بیرونی اغلب برجستگی های گسترده کف دریا را به صورت مایل به پشته های هورست و گرابن نشان می دهد. [20]
مورفولوژی ترانشه به شدت با میزان رسوب در ترانشه تغییر می کند. این از عملاً بدون رسوب، مانند ترانشه Tonga-Kermadec، تا پر از رسوبات، مانند منطقه فرورانش Cascadia، متفاوت است. رسوب تا حد زیادی توسط این که آیا ترانشه نزدیک منبع رسوب قاره ای باشد کنترل می شود. [21] دامنه رسوب به خوبی توسط سنگر شیلی نشان داده شده است. بخش شمالی شیلی از سنگر، که در امتداد صحرای آتاکاما با سرعت بسیار کم هوازدگی آن قرار دارد، از رسوبات گرسنگی دارد و از 20 تا چند صد متر رسوبات در کف ترانشه وجود دارد. مورفولوژی تکتونیکی این بخش ترانشه به طور کامل در کف اقیانوس قرار دارد. بخش مرکزی شیلی از ترانشه به طور متوسط رسوب‌گذاری شده است، با رسوبات بر روی رسوبات دریایی یا زیرزمین اقیانوس دال فرورانش، اما مورفولوژی ترانشه هنوز به وضوح قابل تشخیص است. بخش شیلی جنوبی ترانشه کاملاً رسوب‌گذاری شده است، تا جایی که ارتفاع و شیب بیرونی دیگر قابل تشخیص نیست. دیگر ترانشه‌های کاملاً رسوب‌شده عبارتند از ناوگان مکران که ضخامت رسوبات آن تا 7.5 کیلومتر (4.7 مایل) می‌رسد. منطقه فرورانش Cascadia، که توسط 3 تا 4 کیلومتر (1.9 تا 2.5 مایل) رسوبات مدفون شده است. و شمالی ترین منطقه فرورانش سوماترا که زیر 6 کیلومتر (3.7 مایل) رسوبات مدفون شده است. [23]
رسوبات گاهی در امتداد محور یک ترانشه اقیانوسی حمل می شوند. سنگر مرکزی شیلی انتقال رسوبات را از طرفداران منبع در طول یک کانال محوری تجربه می کند. [24] حمل و نقل مشابهی از رسوبات در ترانشه آلوتین ثبت شده است. [2]
علاوه بر رسوب‌گذاری از رودخانه‌هایی که به داخل یک ترانشه می‌ریزند، رسوب‌گذاری نیز از لغزش‌های زمین در شیب داخلی شیب‌دار زمین‌ساختی، که اغلب توسط زمین‌لرزه‌های متراکم رانده می‌شود، صورت می‌گیرد . سرسره Reloca در سنگر مرکزی شیلی نمونه ای از این فرآیند است. [25]
حاشیه های همگرا به عنوان فرسایشی یا برافزایشی طبقه بندی می شوند و این تأثیر زیادی بر مورفولوژی شیب داخلی ترانشه دارد. حاشیه های فرسایشی، مانند ترانشه های شمالی پرو-شیلی، تونگا-کرمادک، و ماریانا، مربوط به ترانشه های گرسنگی از رسوب هستند. [3] دال فرورانش مواد را از قسمت پایینی دال اصلی فرسایش می دهد و حجم آن را کاهش می دهد. لبه دال با گسلش معمولی دچار نشست و شیب می شود. این شیب توسط سنگ آذرین و دگرگونی نسبتاً قوی پوشانده شده است که زاویه استراحت بالایی را حفظ می کند. [26] بیش از نیمی از تمام حاشیه های همگرا حاشیه های فرسایشی هستند. [2]
حواشی برافزایشی، مانند جنوب پرو-شیلی، کاسکادیا، و آلوتیان، با ترانشه های رسوبی متوسط تا شدید همراه هستند. با فرورانش دال، رسوبات روی لبه صفحه اصلی "بولدوزر" می شوند و یک گوه برافزایشی یا منشور برافزایشی ایجاد می کنند . این صفحه اصلی را به سمت بیرون می سازد. از آنجایی که رسوبات فاقد استحکام هستند، زاویه سکونت آنها ملایم تر از سنگی است که شیب داخلی ترانشه های حاشیه فرسایشی را تشکیل می دهد. شیب داخلی توسط ورقه های رانش آغشته شده از رسوبات زیرین است. توپوگرافی شیب داخلی با اتلاف جرم موضعی خشن می شود . [26] Cascadia عملاً به دلیل پر شدن کامل رسوب، هیچ بیان عمق سنجی بیرونی و ترانشه ندارد، اما شیب ترانشه داخلی پیچیده است، با برجستگی های رانشی فراوان. اینها با تشکیل دره با رودخانه هایی که به داخل سنگر می ریزند رقابت می کنند. شیب های ترانشه داخلی حاشیه های فرسایشی به ندرت برآمدگی های رانش را نشان می دهند. [19]
منشورهای برافزایشی به دو صورت رشد می کنند. اولین مورد از طریق برافزایش پیشانی است که در آن رسوبات از صفحه پایین تراشیده شده و در جلوی منشور برافزایشی قرار می گیرند. [2] همانطور که گوه برافزایشی رشد می کند، رسوبات قدیمی تر از ترانشه به طور فزاینده ای سنگی می شوند و گسل ها و سایر ویژگی های ساختاری با چرخش به سمت ترانشه تندتر می شوند. [27] مکانیسم دیگر برای رشد منشور برافزایشی، زیر آبکاری [2] (همچنین به عنوان برافزایش پایه [28] شناخته می شود ) از رسوبات فرورانش شده، همراه با مقداری پوسته اقیانوسی ، در امتداد بخش های کم عمق دکلم فرورانش است. گروه فرانسیسکن کالیفرنیا به عنوان یک منشور برافزایشی باستانی تعبیر می شود که در آن لایه زیرین به عنوان ملانژهای تکتونیکی و ساختارهای دوبلکس ثبت شده است . [2]
زمین لرزه های مگا رانش مکرر شیب داخلی ترانشه را با ایجاد لغزش های عظیم تغییر می دهد. اینها لغزش های نیم دایره ای با شیب تا 20 درجه روی دیواره ها و دیواره های کناری ایجاد می کنند. [29]
فرورانش تکیه های دریایی و برآمدگی های لرزه ای به داخل ترانشه ممکن است خزش لرزه ای را افزایش داده و شدت زلزله را کاهش دهد. برعکس، فرورانش مقادیر زیادی از رسوبات ممکن است به گسیختگی در امتداد دکلمنت فرورانش اجازه دهد تا در فواصل دور منتشر شود تا زلزله‌های مگا رانش ایجاد شود. [30]
ترانشه ها در طول زمان از نظر موقعیتی پایدار به نظر می رسند، اما دانشمندان بر این باورند که برخی از ترانشه ها - به ویژه آنهایی که با مناطق فرورانش مرتبط هستند که در آن دو صفحه اقیانوسی همگرا می شوند - به سمت عقب به سمت صفحه فرورانش حرکت می کنند. [31] [32] این عقب نشینی ترانشه یا عقب نشینی لولا (همچنین برگشت لولا ) نامیده می شود و یکی از توضیح هایی برای وجود حوضچه های قوس پشتی است .
نیروهای عمود بر دال (بخشی از صفحه فرورانش درون گوشته) مسئول شیب دار شدن دال و در نهایت حرکت لولا و ترانشه در سطح هستند. [33] این نیروها از شناور منفی دال نسبت به گوشته [34] که توسط هندسه خود دال اصلاح شده است، به وجود می آیند. [35] گسترش در صفحه اصلی، در پاسخ به جریان گوشته زیر افقی بعدی از جابجایی دال، می تواند منجر به تشکیل یک حوضه قوس پشتی شود. [36]
نیروهای متعددی در فرآیند برگشت دال دخیل هستند. دو نیرویی که در فصل مشترک دو صفحه فرورانش بر علیه یکدیگر وارد می شوند، بر یکدیگر نیرو وارد می کنند. صفحه فرورانش یک نیروی خمشی (FPB) اعمال می کند که فشار را در حین فرورانش تامین می کند، در حالی که صفحه فرورانش نیرویی را علیه صفحه فرورانش (FTS) اعمال می کند. نیروی کشش دال (FSP) ناشی از شناوری منفی صفحه است که صفحه را به اعماق بیشتر هدایت می کند. نیروی مقاوم از گوشته اطراف با نیروهای کشش دال مخالف است. فعل و انفعالات با ناپیوستگی 660 کیلومتری باعث انحراف به دلیل شناوری در انتقال فاز (F660) می شود. [35] فعل و انفعال منحصر به فرد این نیروها چیزی است که باعث ایجاد عقب گرد دال می شود. هنگامی که بخش عمیق دال مانع حرکت رو به پایین بخش دال کم عمق می شود، عقبگرد دال رخ می دهد. دال فرورانش به دلیل نیروهای شناوری منفی که باعث برگشت لولای ترانشه در امتداد سطح می شود، دچار فرورفتگی به سمت عقب می شود. بالا آمدن گوشته در اطراف دال می تواند شرایط مطلوبی را برای تشکیل یک حوضه قوس پشتی ایجاد کند. [36]
توموگرافی لرزه ای شواهدی برای عقبگرد دال ارائه می دهد. نتایج نشان‌دهنده ناهنجاری‌های دمای بالا در گوشته است که نشان می‌دهد مواد فرورانش شده در گوشته وجود دارد. [37] افیولیت‌ها به‌عنوان مدرکی برای مکانیسم‌هایی در نظر گرفته می‌شوند که سنگ‌های فشار و دمای بالا به سرعت از طریق فرآیندهای برگشت دال به سطح آورده می‌شوند، که فضایی را برای نبش قبر افیولیت‌ها فراهم می‌کند .
بازگشت اسلب همیشه یک فرآیند پیوسته نیست که ماهیت اپیزودیک را نشان دهد. [34] ماهیت اپیزودیک بازگشت به عقب با تغییر در چگالی صفحه فرورانش، مانند رسیدن لیتوسفر شناور (یک قاره، قوس، خط الراس، یا فلات)، تغییر در دینامیک فرورانش، یا تغییر در سینماتیک صفحه سن صفحات فرورانش هیچ تاثیری در برگشت دال ندارد. [35] برخوردهای قاره ای در نزدیکی بر عقبگرد دال تأثیر می گذارد. برخوردهای قاره ای باعث ایجاد جریان گوشته و اکستروژن مواد گوشته می شود که باعث کشش و عقب گرد قوس می شود. [36] در منطقه جنوب شرقی اقیانوس آرام، چندین رویداد بازگشتی رخ داده است که منجر به تشکیل حوضه‌های قوس پشتی متعددی شده است. [34]
برهمکنش با ناپیوستگی های گوشته نقش مهمی در عقبگرد دال ایفا می کند. رکود در ناپیوستگی 660 کیلومتری به دلیل نیروهای مکش وارد بر سطح باعث حرکت دال رتروگراد می شود. [35] عقبگرد دال جریان برگشت گوشته را القا می کند، که باعث امتداد تنش های برشی در پایه صفحه اصلی می شود. همانطور که سرعت برگشت دال افزایش می یابد، سرعت جریان گوشته دایره ای نیز افزایش می یابد و نرخ گسترش را تسریع می کند. [33] نرخ گسترش زمانی که دال با ناپیوستگی های درون گوشته در عمق 410 کیلومتری و عمق 660 کیلومتری تعامل داشته باشد، تغییر می کند. دال ها می توانند مستقیماً به گوشته پایین نفوذ کنند یا به دلیل انتقال فاز در عمق 660 کیلومتری باعث ایجاد اختلاف در شناوری می شوند. افزایش مهاجرت رتروگراد ترانشه (بازگشت دال) (2 تا 4 سانتی متر در سال) در نتیجه صفحات مسطح در ناپیوستگی 660 کیلومتری است که در آن دال به گوشته پایینی نفوذ نمی کند. [38] این مورد برای سنگرهای ژاپن، جاوا و ایزو-بونین است. این اسلب های مسطح فقط به طور موقت در منطقه انتقال متوقف می شوند. جابجایی بعدی به گوشته پایینی ناشی از نیروهای کشش دال یا بی ثبات شدن دال از گرم شدن و گشاد شدن به دلیل انتشار حرارتی است. دال‌هایی که مستقیماً به گوشته پایین نفوذ می‌کنند منجر به سرعت عقب‌گردی آهسته‌تر (~1-3 سانتی‌متر در سال) می‌شوند، مانند قوس ماریانا، قوس تونگا. [38]
همانطور که رسوبات در پایین ترانشه ها فرورانش می کنند، بیشتر محتوای سیال آنها خارج می شود و در امتداد دکلمنت فرورانش به عقب حرکت می کند تا در شیب داخلی به صورت آتشفشان های گلی و تراوش های سرد ظاهر شود . کلترات متان و هیدرات های گاز نیز در شیب داخلی انباشته می شوند و این نگرانی وجود دارد که تجزیه آنها به گرم شدن کره زمین کمک کند . [2]
مایعات آزاد شده در آتشفشان های گل و تراوش های سرد سرشار از متان و سولفید هیدروژن هستند که انرژی شیمیایی را برای میکروارگانیسم های شیمیایی که پایه یک بیوم سنگر منحصر به فرد را تشکیل می دهند، فراهم می کند . جوامع تراوش سرد در دامنه های ترانشه داخلی غرب اقیانوس آرام (به ویژه ژاپن [39] )، آمریکای جنوبی، باربادوس، مدیترانه، مکران و ترانشه سوندا شناسایی شده اند. اینها در اعماق 6000 متری (20000 فوت) یافت می شوند. [2] ژنوم Deinococcus افراطی از Challenger Deep برای بینش‌های اکولوژیکی و کاربردهای صنعتی بالقوه‌اش توالی‌یابی شده است. [40]
از آنجایی که ترانشه ها پایین ترین نقاط کف اقیانوس هستند، این نگرانی وجود دارد که زباله های پلاستیکی ممکن است در سنگرها جمع شوند و زیست بوم های شکننده خندق را به خطر بیندازند. [41]
اندازه‌گیری‌های اخیر، که در آن شوری و دمای آب در طول غواصی اندازه‌گیری شد، عدم قطعیت‌هایی در حدود 15 متر (49 فوت) دارند. [42] اندازه‌گیری‌های قدیمی‌تر ممکن است صدها متر کاهش یابد.
(*) پنج سنگر عمیق در جهان
