7. Strukturní a dynamická geomorfologie oceánů

Světový oceán zabírá plochu 361,2 . 106 km², tj. asi 71 % celého povrchu naší planety. Průměrná hloubka světového oceánu je 3 729 m, největší hloubky dosahuje světový oceán v Mariánském příkopu - 11 022 m. Z těchto základních údajů a v kontextu toho, co bylo řečeno v rámci 3. kapitoly, je zřejmé, že bez základních znalostí geomorfologie oceánského dna nelze dost dobře pochopit globální geologické a geomorfologické procesy Země jako celku.

Světový oceán se dělí na čtyři oceány, a to Tichý, Atlantský, Indický a Severní ledový oceán. Hranici mezi nimi tvoří okolní pevniny, ostrovy a podmořské tvary reliéfu. Ve světovém oceánu převládají hloubky 4000 - 5000 m. Nejpříznačnější jsou hloubky od 3 000 do 6 000 m. Výjimku tvoří mělčí Severní ledový oceán.

Největším oceánem je Tichý oceán, který zabírá s okrajovými moři plochu 178,6. 106 km², bez okrajových moří plochu 154. 106 km². Průměrná hloubka Tichého oceánu je 3984 m. Největší hloubka je v Mariánském příkopu, již zmíněných 11 022 m. Právě v Tichém oceáně jsou největší výškové rozdíly na naší planetě. Např. vrcholy ostrovů Mariany se zvedají nade dnem přilehlého Mariánského příkopu 11 500 m, vrchol sopky Mauna Kea se zvedá 4214 m nad hladinu Tichého oceánu, zatímco její báze leží v hloubce 5 000 m pod hladinou. Většinu dna Tichého oceánu zabírají oceánské pánve (65,4 % plochy), středooceánské hřbety a valy zaujímají 11,0 % plochy. Přechodné oblasti tvoří 13,4 % a podmořské okraje pevnin 10,2 % , z toho šelf pouze 4,1 % . Dno Tichého oceánu se vyznačuje velkým množstvím podmořských hor a ostrovů, a to kolem 7 000. Značné množství hor vyčnívá nad hladinu jako ostrovy, které zabírají 10 % povrchu oceánu.

Druhým co do velikosti je Atlantský oceán, který zabírá plochu 90,6 . 106 km². Bez okrajových moří činí plocha oceánu 80 . 106 km². Průměrná hloubka Atlantského oceánu je 3 844 m, maximální hloubka se nachází v Portorickém příkopu (8742 m). Pro reliéf dna Atlantského oceánu je příznačná výrazná symetrie. Jeho středem se táhne od severu k jihu esovitě prohnutý výrazný hřbet, který zabírá 24,6 % plochy dna. Hřbet lemují na obou stranách výrazné oceánské pánve, zabírající 37,5 % plochy dna. Přechodné oblasti tvoří jen 5,3 % dna. Podmořské okraje pevnin zabírají 32,6 % , z toho šelf (bez vnitrozemských moří) 9 %. V Atlantském oceánu je poměrně málo ostrovů.

Třetí je Indický oceán, jehož plocha je 76,8 . 106km². Střední hloubka Indického oceánu je 3 963 m, maximální 7 450 m. Okraje pevnin lemují úzké šelfy, zabírající plochu 5,7 %. Přecházejí v pevninské svahy a ty v hloubce 2 000-3 000 m v široké pevninské úpatí. Dohromady zabírají 23,6 % plochy dna. Oceánské pánve zabírají plochu 51,6 % a středooceánské hřbety pak 16,8 %. Přechodné oblasti mají 2,3 % plochy.
Nejmenší je Severní ledový oceán, jehož plocha činí 15,2 . 106 km². Prozkoumanost reliéfu dna je menší než u ostatních oceánů. Průměrná hloubka oceánu je 1 131 m, maximální hloubka 5 449 m. Příznačným rysem tohoto oceánu jsou rozsáhlé šelfy, které zabírají 42,3 % plochy dna. Spolu s pevninským svahem a úpatím tvoří 3/4 plochy dna. Většina okrajových moří jsou šelfová moře. Na dně se vyskytují tři podmořské hřbety, které zabírají 3,3 % plochy dna.

V posledních desetiletích se geomorfologie oceánského dna značně rozvíjí a počet informací rychle roste, především v souvislostí s rozvojem našeho poznání a rozvoje tektoniky litosférických desek (viz 3. kapitola). Dochází i ke změnám názorů na morfostrukturu a morfoskulpturu oceánského dna. V některých případech pak v literatuře jsou uváděny i značně rozdílné názory na vzhled a genezi jednotlivých tvarů.

Reliéf dna světového oceánu ve velké míře uchovává své základní tektonické rysy. Proto při studiu reliéfu dna oceánu má velký význam morfostrukturní analýza.

Z morfostrukturního hlediska můžeme na dně oceánů rozlišit v závislosti na stavbě zemské kůry a geomorfologických rysech tři základní prvky, a to (viz také 3. kapitola):

    - podmořské okraje pevnin se zemskou kůrou pevninského typu,

    - přechodnou zónu se zemskou kůrou přechodného typu,

    - lože oceánu se zemskou kůrou oceánského typu.

Zemská kůra pevninského typu, která má na pevninách průměrnou mocnost 35 km, se na podmořských okrajích kontinentů postupně zeslabuje (viz obr. 7.3). Přesto si však zachovává typické složení - nahoře sedimentární vrstva, potom granitová a nejníže bazaltová vrstva. Značně pestřejší a složitější je zemská kůra přechodné zóny. Nejlépe je to patrné na západním okraji Tichého oceánu, kde se přechodná zóna skládá z pánví okrajových moří, ostrovních oblouků a hlubokomořských příkopů. Prostory okrajových moří (např. Japonského) mají kůru připomínající kůru oceánského typu. Není tu vyvinuta granitová vrstva, avšak mocnosti zemské kůry jsou tu podstatně větší. Je to proto, že sedimentární vrstva má zvýšenou mocnost. Velké ostrovy hraničící s okrajovými moři (např. Japonsko) mají složení kůry blízké pevninskému typu. Výrazným rysem přechodných oblastí jsou ostré přechody jednoho typu kůry do druhého, silná vulkanická činnost a vysoká seismicita (obr. 7.2).

Kůra oceánského typu má průměrnou mocnost 5-10 km. Pod sedimentární vrstvou mocnou od několika stovek metrů do několika kilometrů leží bazaltová. Výrazným rysem kůry oceánského typu je tedy malá mocnost a chybějící granitová vrstva.Výše uvedené tři základní prvky reliéfu dna oceánu představují megamorfostruktury, které lze dále dělit na morfostruktury nižšího řádu. Morfostruktury nižšího řádu se vymezují na základě rozdílů ve stavbě a chování jednotlivých typů zemské kůry.

 
7.1 Podmořské okraje pevnin

Zhruba 35 % povrchu oblastí tvořených zemskou kůrou pevninského typu je pokryto vodami světového oceánu. Podmořské okraje pevnin jsou tvořeny třemi výraznými prvky, a to pevninským šelfem, svahem a úpatím. V této oblasti dochází ke styku velkých megamorfostruktur naší planety - pevnin a oceánů, které se odlišují stavbou zemské kůry a svrchního pláště i způsobem působení endogenních a exogenních reliéfotvorných procesů.

Pevninský šelf
 

Pevninský šelf je poměrně vyrovnaná plocha (relativní výšková členitost menší než 20 m), sklánějící se od břežní čáry až k místu, kde se spád dna zvětšuje a šelf přechází v pevninský svah. Morfostrukturně šelf představuje bezprostřední pokračování struktur kontinentu. Vnější okraj šelfu leží v hloubkách od 100 do 200 m. Statistická střední hloubka okraje šelfu je 132 m. Podstatné odchylky okraje šelfu od této hloubky jsou důsledek neotektonických pohybů.

Více než 90 % povrchu šelfu představují zatopené pobřežní nížiny, které v důsledku neotektonických pohybů a kolísání hladiny oceánu byly střídavě souší a střídavě se nacházely pod hladinou světového oceánu. Zejména v chladných obdobích pleistocénu, kdy oceánská voda byla vázána rozsáhlými pevninskými ledovci a hladina oceánu poklesla až o 145 m, byly značně plochy dnešního šelfu souší. Proto se na šelfu vyskytují jak subaerické, tak i podmořské tvary.

Obr. 7.4 Profil znázorňující základní morfostruktury dna oceánů. Podle Demka 1987.

Šelf se sklání od břežní čáry směrem k oceánu. Sklon šelfu se zpravidla pohybuje do 10°. Šířka šelfu kolísá od několika kilometrů do 400 i více kilometrů. Střední šířka je asi 75 km. Asi 20% celkové plochy šelfu ve světovém oceánu se nachází v Severním ledovém oceánu, kde šelfy tvoří asi 1/3 dna. Údaje o rozloze šelfu se však u jednotlivých autorů různí.

Šelf je tvořen kůrou pevninského typu, zpravidla ještě stejně mocnou jako na samotném kontinentu. Pouze v některých případech, zejména u pobřežních nížin, se zemská kůra začíná směrem k oceánu ztenčovat. Je to především důsledek vykliňování granitové vrstvy. Vznik šelfu souvisí s ponořením okraje kontinentů, a to bud' ohybem pevniny podle tzv. kontinentální flexury, anebo poklesem okraje pevniny podél zlomů.

Značná část šelfů představuje povrchy vyrovnané činností oceánů, zejména v souvislosti s již zmíněným kolísáním hladiny světového oceánu v chladných obdobích pleistocénu. Obvykle se tyto šelfy dělí na dvě části. Příbřežní část je více vyrovnána činností materiálu přenášeného vlnami a příbřežními proudy. V tropických oblastech se na pevninském šelfu nacházejí tvary vytvořené korály. Mezi pevninským šelfem a oceánem jsou na některých místech vyvinuty rozsáhlé plošiny. Povrch těchto okrajových plošin bývá v hloubce od 200 do 3000 m. Nezřídka jsou okrajové plošiny ze strany oceánu omezeny srázem. Morfostrukturně se tyto okrajové plošiny neliší od pevninského šelfu a jsou to zřejmě jeho hlouběji pokleslé části. Příkladem okrajových plošin jsou Blakeova plošina východně od Floridy a Novozélandská plošina jihovýchodně od Nového Zélandu. Seizmická měření dokazují na plošinách přítomnost poměrně mocné kůry pevninského typu. Na povrchu plošin se vyskytují i subaerické tvary.

Pevninský svah
 

Pevninský svah je poměrně výrazný stupeň oceánského dna, který lemuje okraj šelfu směrem k oceánu (obr. 48). Průměrný sklon pevninského svahu je 5 - 7°. V Tichém oceánu průměrně 3° 13', v Indickém oceánu 1° 35' a Atlantském oceánu dokonce jen 1° 19'. Nejmenší sklony mají pevninské svahy tam, kde ústí do oceánu velké vodní toky. Např. v Mexickém zálivu při ústí řeky Mississippi je sklon pevninského svahu menší než 1°. V některých částech však dosahuje sklon 20-30°. Výjimečně jsou známy části pevninského svahu o sklonu přes 50°. Ve většině případů je pevninský svah v příčném profilu stupňovitý. Často lze rozlišit příkřejší horní a mírnější dolní část svahu. Někdy bývají stupně na svahu široké desítky až stovky kilometrů. Tyto plošší části pevninského svahu se nazývají okrajové plošiny pevninského svahu. Výška pevninského svahu se pohybuje mezi 2 000- 7 000 m, někdy i více. Nejvyšší jsou pevninské svahy v Tichém oceánu. Nejvyšší je pevninský svah u pobřeží Jižní Ameriky, kde dosahuje výšky 6 000- 7 000 m. Svah je hustě rozčleněn podmořskými kaňony. Pevninský svah v Atlantském oceánu má výšku 2 500-3 000 m, průměrný sklon je od 1 - 2° do 10-15°, v některých místech pak 25-30°. Nejširší jsou pevninské svahy v Atlantském oceánu (260 km), pak v Indickém oceánu (182 km). Nejužší jsou v Tichém oceánu (139 km). Pevninský svah je tvořený kůrou pevninského typu, ale již se zmenšující se mocností směrem k oceánu. Na příkrých částech pevninského svahu vystupují vlivem mořských proudů a turbiditních proudů matečné horniny. Na mírnějších částech a stupních dochází k akumulaci sedimentů a vyrovnávání povrchu pevninského svahu.
Pro četné oblasti pevninského svahu jsou příznačné solné klenby. Vyskytují se v Mexickém zálivu, Středozemním moři a jinde. Jindy na svahu nacházíme vulkanické tvary a tvary bahenního vulkanismu.
 

Podmořské kaňony

Napříč pevninského svahu často probíhají podmořské kaňony. Tyto sníženiny se často vyskytují vedle sebe a hluboko rozřezávají pevninský svah. Hloubka zářezu kaňonů je až 5 000 m. Délka kaňonů dosahuje až stovky kilometrů. Svahy kaňonů jsou příkré, často mají kaňony v příčném profilu tvar písmene V. Řada kaňonů má v půdorysu zvlněný průběh s přítoky. Jiné kaňony jsou přímočaré. Podmořské kaňony začínají většinou na okraji šelfu, někdy i na vnějších částech pevninského šelfu. Zpravidla pak končí na hranici mezi pevninským svahem a pevninským úpatím. Největší kaňony pokračují i na pevninském úpatí. Většina kaňonů končí v hloubkách kolem 3 000 m. Podmořské kaňony připomínají říční údolí nebo kaňony horských oblastí. Mnohé velké kaňony leží u ústí velkých řek a tvoří jakoby podmořské pokračování údolí na pevninách. Ve Středozemním moři má téměř každé údolí řek své pokračování pod hladinou jako podmořský kaňon. Kaňony se vyskytují u ústí řek Kongo, Niger, Ganga, Hudson a dalších. Proto někteří autoři soudí, že jde o zatopená říční údolí. V jiných případech však nelze nalézt mezi ústími řek a podmořskými kaňony žádný vztah.

Genezi podmořských kaňonů je třeba řešit v souvislosti s morfostrukturní stavbou pevninského svahu. Podle dnešních názorů představuje pevninský svah soustavu ker zemské kůry oddělených navzájem stupňovitými zlomy. Současně se vznikem zlomů rovnoběžných s pobřežím vznikaly i zlomy kolmé k pobřeží. Podmořské kaňony jsou jednak vázány na tyto zlomy, zhruba kolmé k pobřeží, jednak představují úzké prolomy vzniklé na zlomech probíhajících rovnoběžně blízko sebe. Tektonické tvary podmořských kaňonů jsou dále modelovány exogenními pochody, mezi nimiž významné místo zaujímají turbiditní proudy. Turbiditní proudy jsou gravitační pohyby suspenze (vody nasycené sedimentačním materiálem), které se pohybují po podmořském svahu vlivem vyšší hustoty suspenze (ve srovnání s hustotou vody). Turbiditní proudy vznikají při zvíření sedimentů díky tektonickým pohybům, na dně oceánů při bouřích, působením tsunami, podmořskými sesuvy ap. Jejich rychlost může být až 70-90 km. hod^-1. Při vyústění podmořských kaňonů se turbiditní proud roztéká po oceánském dně a unášený materiál se ukládá jako sedimenty, zvané turbidity.

Pevninské úpatí

Pevninské úpatí je mírně ukloněný, často slabě zvlněný svah při úpatí pevninského svahu, který se sklání směrem k oceánskému loži. Horní hranice pevninského úpatí je poměrně málo výrazná a pevninský svah zpravidla plynule přechází do pevninského úpatí. Dolní hranice je výraznější. Celkově se v příčném profilu pevninské úpatí jeví jako konkávní křivka, jejíž sklon se zmenšuje z 2-5° v horní části na 2 a méně stupňů v dolní části. Pevninské úpatí zpravidla končí v hloubce řádově 3 500-4 500 m. Jeho relativní výšková členitost je zpravidla menší než 40 m.

Pevninské úpatí může být široké až 1 000 km. Na jiných místech však zcela chybí. Největší plochu zaujímá v At1antském oceánu (5,38 . 10⁶ km²). V Indickém oceánu má plochu 4,21 . 10⁶ km² a v Tichém oceánu pouze 2,69. 10⁶ km². V průměru zaujímá pevninské úpatí asi 5 % plochy dna světového oceánu. Pevninské úpatí se vyznačuje značnými mocnostmi sedimentů. Značnou část pevninského úpatí tvoří podmořské náplavové kužely. V horní části pevninského úpatí se nezřídka vyskytuje nepravidelný zvlněný reliéf, připomínající reliéf sesuvných území na pevninách. Místy prořezávají pevninské úpatí podmořské kaňony. Pevninské úpatí morfostrukturně představuje prohnutí zemské kůry. Právě velké mocnosti sedimentů jsou důsledkem tohoto prohnutí zemské kůry. Zdrojem materiálu jsou produkty rozrušování kontinentů, které řeky vynášejí na šelf. Odtud se dostávají po pevninském svahu sesouváním a turbiditními proudy. Hlavními cestami, jimiž se materiál dostává na pevninské úpatí, jsou podmořské kaňony. Svědčí o tom rozsáhlé podmořské náplavové kužely při vyústění těchto kaňonů.

Přechod od pevniny k oceánskému loži se tedy uskutečňuje poměrně ostrým svahem, vysokým průměrně 4-5 km. Můžeme rozlišit dva typy okrajů pevnin, a to tichooceánský a atlantský. Pro tichooceánský typ okraje pevnin jsou příznačné hlubokomořské příkopy, pásy zvýšené seismicity, intenzívní sopečná činnost na vulkanických ostrovních obloucích nebo přilehlých okrajích pevnin (viz 3. kapitola). Tento typ se rovněž nazývá aktivní. Je příznačný zejména pro Tichý oceán, vyskytuje se však v menší míře i v ostatních oceánech, především Indickém oceánu.

Atlantský typ okraje pevnin se označuje jako pasivní, nevyskytuje se na něm sopečná činnost a zemětřesení. Kůra pevninského typu v tomto případě bezprostředně hraničí s oceánskou kůrou. Hranice mezi nimi prochází někde v hranicích pevninského úpatí. Kůra oceánského typu při hranici je obvyklého typu, zatímco pevninská kůra při přechodu postupně vykliňuje a má mocnost asi 25-30 km. Příznačným typem reliéfu atlantského typu okraje pevnin jsou pobřežní nížiny. Vyskytují se na nich i široké pevninské šelfy (obr 7.1 a 7.5).
 

7.2 Přechodné oblasti

Přechodné oblasti jsou složitý systém, který zahrnuje pánve hlubokých okrajových moří, ostrovní oblouky a hlubokomořské příkopy. Pestrému složení zemské kůry přechodného typu odpovídá i složitý georeliéf. Přechodné oblasti jsou vyvinuty pouze podél tichooceánského typu okrajů pevnin. Převládají v Tichém oceánu a v některých částech Indického oceánu. Přechodné oblasti se vyznačují velmi různorodými tvary reliéfu, složitostí vzájemných vztahů jednotlivých morfostruktur a tvarů reliéfu a značnou členitostí georeliéfu. Zabírají asi 8,4 % dna oceánů.

Pánve hlubokých okrajových moří přechodných oblastí

se vyznačují hloubkami v rozmezí 2 000-3 500 m, jen někdy hloubkami až 4000 m. Reliéf pánví okrajových moří je složitý. Dno některých pánví je rovné, jiných zvlněné. Téměř rovné dno mají pánve moří Beringova, Ochotského, severní části Japonského moře, Východočínského, Celebeského, Moluckého a Suluského moře. Složitý reliéf mají dna moří s kernou strukturou a sopečnými tvary, jako je tomu např. v Korálovém moři, Šalomounově moři a v okolí ostrovů Fidži. V pánvích se rozkládají složité morfostruktury, jako jsou hřbety, plošiny a pásma proláklin. Příznačným rysem jsou podmořské hory, a to jak jednotlivé, tak i ve skupinách. Podmořské hory jsou vyvýšeniny mořského dna s relativní výškou 50-1 000 m. Horizontální rozměry mají obvykle 1-10 km, známe však protáhlé hory s úpatím dlouhým 50 km. V pánvích okrajových moří nacházíme značné mocnosti sedimentární vrstvy. Vzrůstá zde značně mocnost čedičové vrstvy. Podle geofyzikálních měření se v pánvích vyskytuje suboceánský typ zemské kůry, mocnost kůry bývá hlavně vlivem značné mocnosti sedimentů až dvojnásobná ve srovnání s oceánskou kůrou.

Obr. 7.8 Příklad batymetrie - reliéfu oceánského dna Tichého oceánu v oblasti Japonského souostroví - vulkanického oblouku nad subdukční zónou a přechodné zóny zaobloukových pánví směrem na asijský kontinent. Za oceánskými plošinami (s četnými vulkanickými podmořskými horami - guyoty) západního  Pacifiku následuje hlubokomořský příkop, dále pak ostrovy vulkanického oblouku a za nimi tzv. zaobloukové pánve okrajových moří (světle modré odstíny) s přechodným typem kůry. http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/image/2minsurface

Ostrovní oblouky

nazýváme obloukovitě prohnuté podmořské hřbety, jejichž nejvyšší vrcholy vyčnívají nad hladinu oceánu. Jsou vypuklou stranou obráceny k oceánu a oddělují mořskou pánev se strany kontinentu od hlubokomořského příkopu ze strany oceánu. Hlubokomořský příkop je úzká uzavřená sníženina oceánského dna, která se rozkládá na hranici mezi zemskou kůrou přechodného typu a zemskou kůrou oceánského typu. Příklady jsou:

- jižní pánev Ochotského moře - kurilský ostrovní oblouk - Kurilský příkop,

- Japonské moře - japonské ostrovy - Japonský příkop (viz obr. 7.8).

Morfostrukturně představují ostrovní oblouky valy bazaltové kůry, na nichž spočívá vrstva sopečných a sedimentárních hornin. V případě více vyvinutých ostrovních oblouků se vyskytuje i granitová vrstva. Pro ostrovní oblouky je příznačná intenzívní sopečná činnost. Rozložení sopek je vázáno na křížení zlomů protínajících podmořské hřbety. Nezřídka se hlubší zlomy ve hřbetech projevují geomorfologicky jako velmi hluboké průlivy. Jednotlivé ostrovní oblouky mají délku až přes 1 000 km. Podél západního okraje Tichého oceánu tvoří ostrovní oblouky téměř nepřerušený řetězec hřbetů. V řadě případů jsou ostrovní oblouky zdvojené. Můžeme pozorovat navzájem rovnoběžný vnitřní a vnější oblouk, oddělený protáhlou sníženinou. Vulkanické tvary se rozkládají na vrcholu podmořského hřbetu, přičemž na vnitřním hřbetu se obvykle setkáváme s intenzivními projevy sopečné činnosti, zatímco na vnějším hřbetu se vulkanismus téměř nevyskytuje. Pro ostrovní oblouky jsou rovněž příznačná silná zemětřesení.

Hlubokomořské příkopy

jsou úzké obloukovité sníženiny oceánského dna. Stejně jako ostrovní oblouky jsou geneticky vázány na konvergentní zóny styku litosférických desek (viz 3. kapitola, obr. 3.11 - 13). V současné době známe na Zemi asi 40 hlubokomořských příkopů. Z nich se přes 30 nachází v Tichém oceánu (obr. 7.8). Čtyři příkopy jsou hlubší než 10 000 m, z nich Mariánský příkop je hluboký až 11 022 m. Příčný profil hlubokomořských příkopů je podobný písmenu V. V nejhlubší části se však vždy nachází úzké ploché dno. Svahy hlubokomořských příkopů jsou stupňovité a nacházejí se na nich podmořské kaňony. V Kurilském příkopu jsou horní části svahů plošší (sklon 5-6°), dolní části pak příkřejší (sklon 25°). Nezřídka jsou hlubokomořské příkopy v příčném profilu nesouměrné. Val a přilehlý svah jsou pokryty málo mocným pokryvem pelagických sedimentů. Na samotném valu bývají zlomy, takže vzniká struktura hrástí a prolomů. Některé příkopy jsou méně hluboké. Např. Jávský příkop má hloubku 7 450 m a Bandský 7 440 m, Středoamerický příkop (zvaný též Guatemalsko- mexický), Západní Melanéský příkop pak hloubky menší než 7000 m, příkop Hikurangi dokonce hloubku menší než 4000 m. Ve všech těchto příkopech pozorujeme zmenšení sklonu svahů a vzrůstání mocnosti sedimentární vrstvy na dně. Hlubokomořské příkopy jsou vyvinuty podél aktivních okrajů pevnin. Bez výjimky se vyskytují u všech ostrovních oblouků. Délka hlubokomořských příkopů kolísá od několika set do 1 000 až 2 000 km. Šířka příkopů na dně je několik desítek kilometrů. Vzdálenost mezi vrcholy svahů příkopu bývá 100 až 200 km. Dna příkopů jsou plochá. Místy se však v příkopech vyskytují příčné vyvýšeniny. Příkrov málo mocných oceánských usazenin pokračuje ze svahu obráceného k oceánu i na dno příkopů. Pouze ve středních částech příkopů nacházíme větší mocnosti sedimentů. Jsou to především turbidity a sedimenty podmořských sesuvů. Na příkrých svazích vystupují skalní horniny.

Hlubokomořské roviny

Tvoří rovinné oblasti dna oceánských pánví, které v půdorysu mají oválný nebo nepravidelný tvar. Hlubokomořské roviny patří k nejhlubším částem dna oceánů a mají překvapivě konstantní hloubku asi 5000 m. Plošně však zabírají jen malou část dna. Studie povrchových tvarů i sedimentů hlubokomořských rovin ukazují, že roviny byly vytvořeny turbiditními proudy. Tento názor podporují následující skutečnosti:

a) existence vrstevnatých siltů a jílů na povrchu rovin,

b) výsledky seizmických studií rovin ukazují, že vodorovně uložené sedimenty zakrývají podložní členitý reliéf,

c) roviny se nacházejí vždy v místech příznivých pro ukládání sedimentů turbiditních proudů, popřípadě sedimentů sesuvů.

Mocnost sedimentů nedosahuje 1000 m. Většina rovin leží při dolním okraji pevninského úpatí. Hranice mezi pevninským úpatím a hlubokomořskými rovinami je někdy vyznačena ostrým lomem spádu a jindy je přechod plynulý. Omezení vůči podmořským horám nebo hlubokomořským plošinám je zpravidla ostré. Na okraje hlubokomořských rovin často ústí podmořské kaňony, kterými sem postupují turbiditní proudy. Turbiditní proudy se často šíří i po rovinách až k jejich nejnižším místům. Výraznými tvary vytvořenými turbiditními proudy jsou podmořské náplavové kužely, někdy zvané též hlubokomořské delty (viz obr. 7.7). Nacházejí se u vyústění většiny podmořských kaňonů. Největší podmořský kužel je vyvinutý při ústí kaňonu řeky Ganges, který končí v cejlonské hlubokomořské rovině, v hloubce asi 5000 m. Kužel má délku 2500 km, zabírá plochu 2 . 10⁶ km².

Podmořské hory

Podmořské hory jsou vyvýšeniny až štíty, které vyčnívají minimálně 1000 m nad okolním dnem. Vyskytují se izolovaně nebo ve skupinách v hloubce 3000 až 6000 m. Výška hory je průměrně 1000-2000 m nad okolním dnem. Průměr základu hor dosahuje 7-15 km. Některé podmořské hory dosahují obrovských rozměrů. Např. Great Meteor Seamount v severovýchodní části Atlantského oceánu má průměr při úpatí 10 km a výšku 4000 m nad dnem. Podmořské hory jsou zpravidla v půdorysu eliptické. Svahy malých podmořských hor mohou mít sklon až 35°. Větší podmořské hory však mají zřídka sklon větší než 12°-14°. Do skupiny vulkanických podmořských hor se řadí i hory a horská pásma vyčnívající nad hladinu oceánu. Geneticky mají stejné znaky, geomorfologicky však patří k ostrovům. K obrovským morfostrukturám tohoto typu patří Havajské ostrovy, které vyčnívají 10000 m nad dnem oceánu - nad hlubokomořskou rovinou. Svahy podmořských hor jsou strmé a nikdy se nevyskytují u kontinentálního úpatí. Tektonické linie zřejmě podmínily i jejich ostré omezení vůči okolním tvarům. Kónické hory jsou nesporně vulkanického původu. Zvláštní skupinu podmořských hor představují guyoty. Guyot je kuželovitá podmořská hora, která leží v hloubce větší než 200 m a má zarovnaný povrch. V Tichém oceáně byly na některých vrcholech guyotů, ležících v hloubce 4000 m, zjištěny křídové sedimenty s fosiliemi indikujícími mělkovodní prostředí. Proto se jejich dnešní hluboká poloha vysvětluje buď individuálním klesáním vlivem velké váhy, nebo pravděpodobněji tektonickými poklesy  mořského dna až o 4000 m od křídy. Většinou jsou podmořské hory tvořeny bazickými vyvřelinami ze skupiny čedičů. Pouze na plošině byly zjištěny korálové nebo jiné vápnité sedimenty. Lineární uspořádání téměř všech skupin podmořských hor svědčí o tom, že vznikly podle tektonických linií. Na vyhaslých podmořských sopkách se tvoří v příhodných podmínkách korálové útesy a atoly zvyšující výšku podmořských hor. Tektonicky jde opět o pozvolna klesající oblasti, kde rychlost klesání je kompenzována narůstáním korálů (viz obr. 7.9).

Hlubokomořské plošiny

Jsou to až několik tisíc km2 rozsáhlé vyvýšeniny, s mírnými svahy a s plochým povrchem. Obvykle se zvedají více než 200 m nad okolní dno. Někteří autoři uvádějí, že mnoho plošin má na jedné nebo více stranách svahy příkřejší. Někdy bývá povrch plošin ukloněný. Morfostrukturně jsou některé považovány za strukturní analogy platforem na kontinentech. Na některých plošinách uprostřed oceánu byly zjištěny zbytky fauny podobné pevninské (Bermudská plošina) nebo horniny shodné s jihoamerickými nebo australskými horninami (plošina Albatros ve východní části Tichého oceánu). Plošiny u pevninského svahu jsou tektonicky pokleslé bloky kontinentální kůry. Seizmicky nejsou aktivní. Proto jsou plošiny s prokázanou kontinentální kůrou a dále hřbety i některé prahy označovány jako mikrokontinenty. Typickým příkladem je Maskarénský hřbet, plochý blok prekambrických granitických hornin vystupujících nad hladinu Indického oceánu na Seychelách. Na okrajích plošin se vyskytují podmořské terasy a lavice, což jsou většinou tektonicky omezené bloky oceánského dna. K největším strukturám patří již výše zmíněná podmořská lavice Rockall v severním Atlantském oceánu. Jde patrně o ponořený zbytek kontinentu s původně platformním rázem. Dokazují to i vytěžené vzorky hornin typických pro pevniny. Poslední výzkumy dále ukazují, že Falklandská plošina v jižním Atlantském oceánu je rovněž ponořeným kontinentem. Podmořským vrtáním byly zjištěny suchozemské typy fauny staré 140 mil. let a horniny kontinentální kůry staré minimálně 600 mil. let.

Středooceánské hřbety

Středooceánské hřbety jsou geologicky i geomorfologicky neobyčejně významné tvary oceánských pánví. Geneticky jsou vázány na divergentní zóny styku litosférických desek (viz 3. kapitola, obr. 3.9, 3.11). Tvoří globálně propojený systém na oceánském dně, jehož celková délka činí 60 000 km. V profilu mají tvar nízkého trojúhelníku o výšce 1-3 km a celkové šířce od 300 km v Indickém oceánu do 1500 km v Atlantském oceánu. Povrch hřbetů je soustavou početných rovnoběžných hřebenů, mezi kterými leží úzké sníženiny. Na hřbetech můžeme rozlišit v příčném profilu tři základní části, a to:

- svahy (křídla) se spodní, střední a svrchní částí nebo se stupněm o šířce několika set km,

- vrcholové valy s okrajovými valy riftů,

- riftová údolí.

Svahy hřbetu jsou geomorfologicky členěny v dílčí hřbety oddělené depresemi a údolími s poměrně tenkou výplní sedimentů. Ve směru od vrcholu k úpatí hřbetu jsou údolí stále hlubší. Vrcholové pásmo je většinou výraznější geomorfologickou elevací vystupující z plochých svahů. Vrcholové pásmo je v ose proříznuto riftovým údolím, někdy se strmými svahy přecházejícími do okrajových valů lemujících rift. Zemětřesná aktivita má mělká ohniska a ve srovnání s cirkumpacifickým seizmickým pásmem je slabší a ohniska jsou mělčí (viz obr. 7.2). V Atlantském a Indickém oceánu hřbety zaujímají zhruba třetinu z celkové plochy oceánského dna. Nesporné je propojení riftů Indického oceánu s kontinentálním  východoafrickým riftovým systémem. V Tichém oceánu chybějí rifty a údolí na vrcholech hřbetů. Největší je Východotichomořský hřbet, který je velkou klenbovitou strukturou o výšce 2-3 km a šířce 2000-4000 km. Hřbet má rovněž postranní výběžky - větve; jedna vstupuje do Kalifornského zálivu a druhá směřuje k jižnímu pobřeží Chile. Na hřbetu bylo zjištěno velké množství podmořských hor a vrchů. Hřbety se výrazně liší od horských pásem kontinentů, rifty však mají mnoho společných rysů. Středooceánské hřbety neprobíhají vždy středem oceánů. Jsou specifickým typem podmořských hřbetů a valů.