десно|мини|400x400пкс| Океанската кора е образувана на океански гребен, додека литосферата е потисната назад во астеносферата на рововите Океански ров — долг, тесне топографска вдлабнатина на дното на океанот. Овие ровови се обично 50 до 100 киломери широки и 3 до 4 км под нивото на околното океанско дно, но може да бидат во должина од илјадници километри. Има околу 50.000 км на океански ровови ширум светот, најмногу околу Тихиот Океан, но исто така и во источниот дел на Индискиот Океан и неколку други локации. Најголемата измерена длабочина на океанот е во Челинџерската Бездна на Маријанскиот Ров, на длабочина од 11.034 метри под нивото на морето.
Океанските ровови се одлика на карактеристичната тектоника на плочите на Земјата. Тие ги означуваат локациите на конвергентните граници на плочите, по кои литосферските плочи се движат една кон друга со стапки кои варираат од неколку милиметри до над десет сантиметри годишно. Океанската литосфера се движи во ровови со глобална стапка од околу 3 km2 /годишно Ров ја означува положбата на која свитканата, спуштачка плоча почнува да се спушта под друга литосферска плоча. Рововите се генерално паралелни и околу 200 км од вулканскиот лак.
Голем дел од течноста заробена во седиментите подвлекувачката плоча се враќа на површината во океанскиот ров, создавајќи калливи вулкани и ладни извори. Овие поддржуваат уникатни биоми базирани на хемотрофни микроорганизми. Постои загриженост дека пластичните остатоци се акумулираат во рововите и им се закануваат на овие заедници.
Географска распростратетост мини|Главните тихоокеански ровови (1-10) и зони (11-20): 1. Кермадечки 2. Тонгански 3. Бугенвилски 4. Маријански 5. Изуогасаварски 6. Јапониски 7. Курилско-камчатски 8. Алеутски 9. Средноамерикански 10. Перуанско-чилеански 11. Мендосински 12. Мариски 13. Молокајски 14. Кларионски 15. Клипертонски 16. Челенџерски 17. Елтанински 18. Удинцев 19. Источнотихоокеански (во облик на S) 20. Наскански Ги има околу 50.000 км на конвергентни маргини на плочи низ целиот свет. Овие се претежно сместени околу Тихиот Океан, но се наоѓаат и во источниот дел на Индискиот Океан, со неколку пократки конвергентни сегменти на маргините во другите делови на Индискиот Океан, во Атлантскиот Океан и во Средоземното Море. Тие се наоѓаат на океанската страна на островските лакови и орогените од типот на Андите. На глобално ниво, има над 50 големи океански ровови кои покриваат површина од 1,9 милиони km2 или околу 0,5% од океаните.
Рововите геоморфолошки се разликуваат од коритата. Корита се издолжени вдлабнатини на морското дно со стрмни страни и рамно дно, додека рововите се одликуваат со профил во облик на латинската буква V. Рововите кои се делумно наполнети понекогаш се опишуваат како корита (како што е Макранската Бразда ), а понекогаш рововите се целосно затрупани и немаат батиметриски израз (како што е зоната на подвлекување Каскадија, која е целосно исполнета со седименти ), но основните тектонски структури на плочите што ги претставуваат се оние на океанските ровови. Сепак, многу корита претставуваат различни видови на тектонски структури, како што е браздата на Мали Антили, кое е предниот слив на зоната на подвлекување на Малите Анти; браздата на Нова Каледонија, кое е продолжен седиментен слив поврзан со зоната на подвлекување Тонга-Кермадец; и Кајманската Бразда, кое е слив што се одвојува во трансформна раседна зона.
Ровови, заедно со вулкански лакови и Вадати-Бениофските зони (зони на земјотреси кои се натопуваат под вулканскиот лак длабоко дури 700 км) се дијагностички на границите на конвергентни плочи и нивните подлабоки манифестации, зона ни подвлекување. Овде две тектонски плочи се навлегуваат една во друга со брзина од неколку милиметри до над 10 сантиметри годишно. Најмалку една од плочите е океанска литосфера, која се спушта под другата плоча за да се рециклира во плашт на Земјата. Рововите се поврзани, но се разликуваат од континенталните зони на судир (како онаа помеѓу Индија и Азија, формирајќи ги Хималаите), каде што континенталната кора влегува во зоната на подвлекување. Кога пловната континентална кора влегува во ровот, подвлекувањето запира и областа станува зона на континентален судир. Одликите аналогни на рововите се поврзани со зоните на судир, вклучувајќи ги и периферните предни басени, кои се предни делови исполнети со седимент. Примери на периферни предземни басени ги вклучуваат поплавните рамнини на реката Ганг и речниот систем Тигар-Еуфрат.
Историја на терминот „ров“ Рововите не биле јасно дефинирани до крајот на 1940-тите и 1950-тите. Батиметријата на океанот била слабо позната пред експедицијата на „Челинџер“ од 1872-1876 година, На станицата #225, експедицијата ја открила Челинџерската Бездна, односно јужниот крај на Маријанскиот Ров. Поставувањето на трансатлантските телеграфски кабли на морското дно помеѓу континентите во текот на крајот на 19 и почетокот на 20 век обезбедило дополнителна мотивација за подобрена батиметрија. Терминот ров, во неговата современа смисла на истакната издолжена вдлабнатина на морското дно, првпат бил употребен од Џонстон во неговиот учебник од 1923 година, Вовед во океанографијата.
Во текот на 1920-тите и 1930-тите, Феликс Андрис Венинг Мајнес ја мерел гравитацијата над рововите користејќи ново развиен гравиметар кој може да ја мери гравитацијата од подморница. Тој ја предложил хипотезата за тектоген за да ги објасни појасите на аномалиите на негативната гравитација кои биле пронајдени во близина на островските арки. Според оваа хипотеза, појасите биле зони на спуштање на лесните карпи. Тектогенската хипотеза била дополнително развиена од Григс во 1939 година, користејќи аналоген модел базиран на пар ротирачки барабани. Хари Хамонд Хес суштински ја ревидирал теоријата врз основа на неговата геолошка анализа.
Втората светска војна во Тихиот Океан довела до големи подобрувања на батиметријата, особено во западниот дел на Тихиот Океан, а линеарната природа на овие длабочини станала уште појасна. Брзиот раст на напорите за истражување на длабочините на морето, особено широката употреба на ехозвучници во 1950-тите и 1960-тите, ја потврдиле морфолошката корисност на терминот. Биле идентификувани важни ровови, земени примероци и мапирани преку сонар. Раната фаза на истражување на ровот го достигнал својот врв со спуштањето на батискафот „Трст“ во 1960 година до дното на Челинџерската Бездна. По објавувањето на Роберт С. Диец и Хари Хес на хипотезата за ширење на морското дно во раните 1960-ти и тектонската револуција на плочите во доцните 1960-ти, океанскиот ров станал важен концепт во тектонската теорија на плочите.
Морфологија мини|Пресек на океански ров образуван долж океанско-океанската приближувачка граница мини|419x419пкс|Перуанско-чилеанскиот Ров се наоѓа веднаш лево од острата линија помеѓу синиот длабок океан (лево) и светлосиниот континентален праг, долж западниот брег на Јужна Америка. Се протега по океанско-континентална граница, каде што океанската Насканска Плоча се спушта под континенталната јужноамериканска плоча Океанските ровови се од 50 до 100 км широки и имаат асиметричен V-облик, со поостр наклон (8 до 20 степени) на внатрешната страна на ровот и поблаг наклон (околу 5 степени) на надворешната страна на ровот. Дното на ровот ја означува границата помеѓу внатрешната и надворешната страна, позната како подвлекувачки деколман. Длабочината на ровот зависи од почетната длабочина на океанската литосфера кога почнува да се нурнува во ровот, од аголот под кој плочата паѓа и од количината на седиментација во ровот. И почетната длабочина и аголот на подвлекување се поголеми за постарата океанска литосфера, што се рефлектира во длабоките ровови на западниот Тихи Океан. Овде дното на Маријанскиот и Тонганско-Кермадечкиот Ров сè до 10-11 км под нивото на морето. Во источниот Тихи Океан, каде што подвлекувачката океанска литосфера е многу помлада, длабочината на Перуанско-чилеанскиот Ров е околу 7-8 км.
Иако тесни, океански ровови се неверојатно долги и континуирани, формирајќи ги најголемите линеарни вдлабнатини на земјата. Поединечен ров може да биде долг илјадници километри. Повеќето ровови се конвексни кон подвлекувачката плоча, што се припишува на сферичната геометрија на Земјата.
Асиметријата на ровот ги рефлектира различните физички механизми кои го одредуваат внатрешниот и надворешниот агол на наклонот. Надворешниот агол на наклон на ровот се одредува со полупречникот на свиткување на плочата, како што е определено со нејзината еластична дебелина. Бидејќи океанската литосфера се згуснува со возраста, надворешниот агол на наклонот на крајот се одредува според староста на плочата што се спушта. Внатрешниот агол на наклон се определува со аголот на мирување на работ на надлежната плоча. Ова ги одразува честите земјотреси долж ровот што го спречуваат преголемото нагорување на внатрешната падина.
Како што подвлекувачката плоча се приближува до ровот, таа малку се наведнува нагоре пред да почне да се нурнува во длабочините. Како резултат на тоа, надворешниот наклон на ровот е ограничен со надворешен ров. Ова е суптилно, често само десетици метри високо и обично се наоѓа на неколку десетици километри од оската на ровот. На самата надворешна падина, каде што плочата почнува да се наведнува надолу во ровот, горниот дел од подвлекувачката плоча е скршен со свиткувачки раседи што на надворешниот ров му даваат топографија на долина и опсег. Формирањето на овие раседи е потиснато таму каде што океанските гребени или големите морски планини се спуштаат во ровот, но раседите на свиткување се сечат токму преку помалите морски планини. Онаму каде што подвлекувачката плоча е само тенко обложена со седименти, на надворешната падина честопати ќе се појават гребени кои се шират на морското дно.
Седиментација Морфологијата на ровот е силно модифицирана од количината на седиментација во ровот. Ова варира од практично без таложење, како во ровот Тонга-Кермадек, до речиси целосно исполнетост со седименти, како со јужниот ров на Мали Антили или источниот ров на Алјаска. Седиментацијата во голема мера е контролирана од тоа дали ровот е во близина на континентален извор на седимент. Опсегот на седиментација е добро илустриран со Чилеанскиот ров. Северниот дел на Чиле од ровот, кој лежи по пустината Атакама со многу бавно темпо на атмосферски влијанија, е полн со седименти, со од 20 до неколку стотици метри седименти на подот на ровот. Тектонската морфологија на овој сегмент од ровот е целосно изложена на океанското дно. Централниот чилески сегмент од ровот е умерено седиментиран, со седименти кои се преклопуваат на пелагични седименти, но морфологијата на ровот сè уште е јасно забележлива. Сегментот на ровот во јужниот дел на Чиле е целосно седиментиран, до точка каде што надворешниот пораст и наклон веќе не се забележуваат. Други целосно седиментирани ровови го вклучуваат Макранската Бразда, каде што седиментите сè до 7,5 км во дебелина; зоната на подвлекување Каскадија 3 до 4 км; и најсеверната зона на подвлекување на Суматра, која е закопана под 6 км.
Седиментите понекогаш се пренесуваат по оската на океанскиот ров. Централниот ров на Чиле доживува пренос на седименти од изворните вентилатори по осен канал. Сличен пренос на седименти е документиран во Алеутскиот Ров.
Покрај седиментацијата од реките што се одлеваат во ровот, седиментацијата се случува и од лизгање на земјиштето на тектонски стрмната внатрешна падина, често предизвикана од мега земјотреси. Релока Слајд на централниот ровот на Чиле е пример за овој процес.
Ерозивни наспроти акрециони маргини