Kerak lautan terbentuk di rabung lautan, manakala litosfera dibenam semula ke dalam astenosfera di jurang.
Jurang lautan atau Parit lautan adalah lekukan topografi dasar laut berskala hemisfera yang panjang tetapi sempit. Ia juga adalah bahagian dasar laut yang paling dalam. Jurang lautan adalah ciri morfologi sempadan plat tumpu yang tersendiri, bersama-sama platlitosfera bergerak ke arah satu sama lain pada kadar yang berbeza-beza dari beberapa mm hingga lebih sepuluh cm setahun. Jurang menandakan kedudukan di mana bidurbenam dilentur mula menuruni ke bawah bidur lithosfera lain. Jurang umumnya selari dengan lengkok kepulauangunung berapi, dan kira-kira 200 km (120 bt) daripada lengkok gunung berapi. Jurang lautan biasanya mengunjur 3–4 km (1.9–2.5 bt) di bawah paras lantai lautan di sekitarnya. Kedalaman laut yang paling dalam yang pernah diukur adalah Challenger Deep di dalam Jurang Mariana, pada kedalaman 11,034 m (36,201 ka) di bawah paras laut. Litosfera lautan bergerak ke jurang pada kadar global kira-kira 3 km2/thn.[1]
Terdapat lebih kurang 50,000 km (31,000 bt) daripada pinggir plat tumpu, kebanyakannya sekitar Lautan Pasifik - sebab-sebab dirujuk sebagai pinggir "jenis Pasifik"—tetapi mereka juga ada di timur Lautan Hindi, dengan segmen pinggir tumpu agak pendek di Lautan Atlantik dan di Laut Mediterranean. Jurang kadang-kadang tertimbus dan kurang penampilan batimetriknya, tetapi struktur asas yang diwakilinya bermakna istilah itu juga juga perlu digunakan. Ini terpakai kepada Jurang Cascadia, Makran, Lesser Antilles selatan, dan Calabria. Jurang bersama-sama dengan lengkok gunung berapi dan zon gempa bumiyang berada di bawah lengkok gunung berapi sedalam 700 km (430 bt) adalah sempadan plat tumpudiagnostik dan manifestasi mereka yang lebih dalam, zon benam. Jurang adalah berkaitan dengan tetapi dibezakan daripada zon perlanggaran benua (seperti antara India dan Asia yang membentuk Himalaya), di mana kerak benua memasuki zon benam. Apabila kerak benua apung memasuki jurang, benam akhirnya berhenti dan pinggir plat tumpu menjadi zon perlanggaran. Ciri-ciri yang serupa dengan jurang dikaitkan dengan zon perlanggaran; iaitu jurang depan berisi sedimen disebut sebagai lembangan tanjung pinggir, seperti yang dilalui Sungai Ganges dan Sungai Tigris-Euphrates.
Sejarah istilah "jurang"
Jurang tidak ditakrifkan dengan jelas sehingga tahun 1940-an dan 1950-an. Batimetri lautan terbuka tidak menjadi kepentingan sebenar sehinggalah abad lewat 19-an dan abad ke-20 awal, dengan pemasangan awal kabel telegraf rentas Atlantik di dasar laut antara benua. Namun begitu ungkapan batimetri bagi parit memanjang tidak diiktiraf sehingga dalam abad ke-20. Istilah "jurang" tidak muncul dalam buku klasik oseanografiMurray dan Hjort (1912). Sebaliknya mereka digunakan istilah "deep" (kedalaman) untuk bahagian-bahagian lautan yang paling dalam, seperti Challenger Deep. Pengalaman dari medan pertemputan Perang Dunia I terpampang konsep peperangan parit sebagai palung memanjang yang menentukan sempadan penting, maka adalah tidak mengejutkan bahawa istilah "parit" atau "jurang" telah digunakan untuk menerangkan ciri-ciri semula jadi itu pada awal 1920-an.
Istilah ini pertama kali digunakan dalam konteks geologi oleh Scofield dua tahun selepas perang berakhir untuk menggambarkan struktur palung terkawal dalam Pergunungan Rocky. Johnstone, dalam buku teks 1923 beliau "An Introduction to Oceanography" (Pengenalan kepada Oseanografi), pertama kali menggunakan istilah dalam erti kata yang mudah, bagi mana-mana tanda-tanda palung memanjang di dasar laut.
Dalam tahun 1920-an dan 1930-an, Felix Andries Vening Meinesz membangunkan gravimeter unik yang boleh mengukur graviti dalam persekitaran kapal selam yang stabil dan menggunakannya untuk mengukur graviti ke atas jurang. Pengukuran beliau mendedahkan bahawa jurang adalah tapak bagi junam air dalam Bumi. Konsep downwelling di jurang telah disifatkan oleh Griggs pada tahun 1939 sebagai hipotesis tektogen, yang mana beliau membangunkan model analog menggunakan sepasang gendang berputar.
Perang Dunia II di Pasifik membawa kepada peningkatan besar batimetri terutama di Pasifik barat dan utara, dan sifat linear kedalaman ini menjadi jelas. Pertumbuhan pesat usaha penyelidikan laut dalam, terutama penggunaan meluas pemerum gema pada 1950-an dan 1960-an mengesahkan utiliti morfologi istilah ini. Jurang penting telah dikenal pasti, disampel, dan kedalaman terbesar telah dipastikan melalui sonar.
Nakakuki, T; Mura, E (2013). "Dynamics of Slab Rollback and Induced Back-Arc Basin Formation". Earth and Planetary Science Letters. 361 (B11): 287–297. Bibcode:2013E&PSL.361..287N. doi:10.1016/j.epsl.2012.10.031.CS1 maint: ref=harv (link)
Schellart, WP; Lister, GS (2004). "Orogenic Curvature: Paleomagnetic and Structural Analyses". Geological Society of America: 237–254.CS1 maint: ref=harv (link)
Schellart, WP; Lister, GS; Toy, VG (2006). "A Late Cretaceous and Cenozoic Reconstruction of the Southwest Pacific Region: Tectonics Controlled by Subduction and Slab Rollback Processes". Earth-Science Reviews. 76: 191–233. doi:10.1016/j.earscirev.2006.01.002.CS1 maint: ref=harv (link)
Schellart, WP; Moresi, L (2013). "A New Driving Mechanism for Backarc Extension and Backarc Shortening Through Slab Sinking Induced Toroidal and Poloidal Mantle Flow: Results from dynamic subduction models with an overriding plate". Journal of Geophysical Research. 118: 3221–3248. doi:10.1002/jgrb.50173.CS1 maint: ref=harv (link)
Hall, R; Spakman, W (2002). "Subducted Slabs Beneath the Eastern Indonesia–Tonga Region: Insights from Tomography". Earth and Planetary Science Letters. 201: 321–336. doi:10.1016/s0012-821x(02)00705-7.CS1 maint: ref=harv (link)
Flower, MFJ; Dilek, Y (2003). "Arc–trench Rollback and Forearc Accretion: 1. A Collision–Induced Mantle Flow Model for Tethyan Ophiolites". Pub. geol. Soc. Lond. 218: 21–41. doi:10.1144/gsl.sp.2003.218.01.03.CS1 maint: ref=harv (link)
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): 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): 517–567.
Smith, W. H. F.; Sandwell, D. T. (1997). "Global sea floor topography from satellite altimetry and ship depth soundings". Science. 277 (5334): 1956–1962. doi:10.1126/science.277.5334.1956.
Scholl, D. W.; Scholl, D (1993). "The return of sialic material to the mantle indicated by terrigeneous material subducted at convergent margins". Tectonophysics. 219: 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.
