Powstanie budowa i zmiany skorupy oceannicznej

Powstanie, budowa i zmiany skorupy oceanicznej


Ocean to wielka część hydrosfery ziemskiej, stanowiąca rozległy obszar słonej wody. Wody słone pokrywają w sumie blisko 3/4 powierzchni Ziemi (dokładnie 361 mln km2, czyli 70,7% powierzchni naszego globu). Układ kontynentów sprawia, że wyróżnia się pięć głównych oceanów:
Ocean Spokojny (Pacyfik, Ocean Wielki)
Ocean Atlantycki (Atlantyk)
Ocean Indyjski
Ocean Arktyczny
Ocean Południowy
W skład oceanów (układów oceanicznych) wchodzą także mniejsze obszary wodne, jak morza, zatoki, kanały, zalewy i cieśniny, które od pełnych wód oceanicznych mogą być oddzielone półwyspami, wyspami bądź archipelagami. Wszystkie te zasoby wodne Ziemi określa się łącznie mianem oceanu światowego lub wszechoceanu.
Do głównych form ukształtowania dna oceanicznego zalicza się:
-szelfy kontynentalne - fragmenty dna, stanowiące części bloków kontynentalnych zalane przez wody oceanów, sięgają zazwyczaj do 200 m głębokości, gdzie kończą się gwałtownym załomem,
- stoki kontynentalne - strome odcinki dna oceanicznego łączące szelfy z basenami oceanicznymi,
- baseny oceaniczne - rozległe, słabo urozmaicone fragmenty dna położone na głębokości 4000 do 6000 m, zajmują aż 72% powierzchni oceanów,
- rowy oceaniczne - głębokie, wklęsłe formy dna, sięgają od 7000 do ponad 11000 m głębokości, długie na 300-5000 km, szerokie na 30-100 km,
-Grzbiety śródoceaniczne - systemy wzniesień dna oceanicznego, tworzące podwodne łańcuchy o łącznej długości ok, 60000 km. Powstają w strefach spreadingu dna oceanicznego, gdzie lawa wydostaje się na zewnątrz, a płyty oceaniczne rozchodzą się na boki. Grzbiety wznoszą się na 2000 do 3000 m ponad dna basenów oceanicznych, w środkowej części grzbietów ciągną się głębokie rozpadliny, tzw. ryfty,
-wyspy - części grzbietów śródoceanicznych oraz czynnych wulkanów wystające ponad powierzchnię oceanu.

Powstanie skorupy oceanicznej
Skorupa oceaniczna powstaje w wyniku wylewania i zastygania lawy na dnie dolin ryftowych. Zbudowana jest w dużej mierze ze skał magmowych wylewnych (np.:bazaltu, diabazu, gabru) i jest z reguły młodsza od skał budujących skorupę kontynentalną. Jest wielokrotnie cieńsza niż skorupa ziemska, może mieć zaledwie 6–12 km. Ma zwykle 3-warstwową budowę, a jej gęstość wzrasta ku dołowi i wynosi od 2,5 do 2,9–3,3 g/cm3. Nie znamy starszej skorupy oceanicznej niż jurajska (135–200 mln. lat). Współcześnie obserwujemy jej powstawanie na grzbietach śródoceanicznych.
Tworzenie się wód oceanicznych było wynikiem działania długotrwałego procesu odgazowania górnego płaszcza Ziemi. Z danych paleogeograficznych wynika, że woda oceanów pochodzi z bazaltów lądowych i oceanicznych, przy czym te ostatnie dały jej dziesięciokrotnie więcej. Główny etap odgazowania płaszcza Ziemi nastąpił między 4.6 a 2.5 mld lat temu. Proces ten trwa nieprzerwanie aż do dziś - jego intensywność jest jednak znacznie mniejsza. Wiadomo jednak, że skład chemiczny wód oceanicznych, ich objętość i wewnętrzna struktura ukształtowały się ostatecznie po okresie jurajskim, tj. w ciągu ostatnich 170 mln lat. W tym też czasie rozpoczęło się formowanie skorupy oceanicznej. Świadczą o tym wyniki wierceń geologicznych, wykonanych w ramach programu DSDP (Deep Sea Drilling Project), oraz wiek liniowych anomalii magnetycznych. Dokładna analiza danych uzyskanych w badaniach dna oceanicznego prowadzi do wniosku, że w powstaniu bazaltowej skorupy oceanicznej decydującą rolę odegrały procesy wulkaniczno-magmowe.
W dnie oceanicznym wyróżnia się kilka głównych stref o odmiennym ukształtowaniu rzeźby, których tworzenie się jest wiązane przede wszystkim ze zróżnicowanym rozwojem skorupy oceanicznej i procesami tektonicznymi, przebiegającymi na granicach płyt kontynentalnych i oceanicznych. Mechanizm powstania oceanów w wyniku rozszerzania się tej skorupy w okresie mezozoiczno-kenozoicznym nie jest już dziś przez nikogo podawany w wątpliwość. W każdym z oceanów procesy przeobrażania skorupy oceanicznej przebiegały w podobny sposób, jednak różne były zasięg, intensywność i tempo tych przekształceń. W historii rozwoju oceanów wyróżnić można pięć głównych etapów, które można poznać, podążając od wybrzeży ku otwartemu morzu…
Etapowe Powstawanie skorupy oceanicznej

170 mln lat temu, tj. na przełomie jury środkowej i późnej, rozpoczął się wstępny etap przeobrażeń górnej części litosfery, obejmujący obecne peryferyjne, przykontynentalne części dna oceanicznego. Odznaczają się one regularnym rozkładem namagnesowania skał bazaltowych podłoża oraz dużą ich miąższością, sięgającą ponad 8 km, przy grubości pokrywy osadowej rzędu 1000 m. Elementy rzeźby dna oceanu, których obecny kształt zdeterminowany został już w tym okresie, obejmują brzeżne części oceanów, w tym szelfy oraz górne części stoków kontynentalnych, rozwinięte na skorupie kontynentalnej.

W obrębie basenów oceanicznych, na głębokościach od 4500 do 6000 m, występuje rozległa strefa równi abisalnych, rozwinięta na skorupie oceanicznej. Łagodna, pagórkowata, w zasadzie monotonna rzeźba powierzchni równi urozmaicana jest obecnością podmorskich gór wulkanicznych (gujotów), pojedynczych bądź tworzących podmorskie łańcuchy, jak ma to miejsce w zachodniej części Pacyfiku. W kierunku grzbietów śródoceanicznych dno stopniowo wznosi się do średnich głębokości 1500-3000 m. Równie abisalne zajmują około 42% dna oceanicznego. Na obszary o głębokości poniżej 6000 m, tzw. strefy hadalne, przypada zaledwie 1.4% powierzchni dna.
Skorupa oceaniczna w obrębie basenów powstawała w okresie od 160 do 119 mln lat temu, tj. na przełomie jury i kredy. Główną rolę w tworzeniu tej skorupy odegrał wtedy proces tzw. rozproszonego spredingu, czyli jej rozrost od różnych centrów. W tym okresie tempo spredingu dna oceanicznego było najniższe w Oceanie Indyjskim i wynosiło około 1 cm/rok. Z kolei w Oceanie Atlantyckim było ono nieco wyższe i wynosiło około 1.2 cm/rok, a w Pacyfiku silnie zróżnicowane - od 4 do 14 cm/rok. Pod koniec tego etapu zakończył się proces przekształcania "starych" fragmentów dna Pacyfiku, trwający od środkowej jury.

119 mln lat temu na obszarach równi abisalnych zaczęły pojawiać się wyniesienia wulkaniczne, nasiliły się ruchy tektoniczne, doprowadzając do pękania istniejących już płyt skorupy oceanicznej. Owe wyniesienia, których pozostałości w kształcie ściętych stożków nazywamy dziś gujotami, stały się jednym z wielu argumentów na korzyść teorii tektoniki płyt. Zauważono bowiem, że w historii Ziemi dno oceanu przesuwało się względem miejsc powstawania tych wzniesień, zwanych "plamami gorąca". Wynikiem tego procesu stały się łańcuchy podmorskich wulkanów, z których aktywny pozostawał zawsze tylko ten najmłodszy. Tak powstały m.in. Hawaje

Mniej więcej 85 mln lat temu, w późnej kredzie i trzeciorzędzie, powstał jednolity system rozrastania się dna oceanicznego, znany nam ze współczesnej mapy dna oceanu. Utworzone w tym etapie struktury dna najpełniej wykształcone są na młodych obszarach równi abisalnych, rozmieszczonych po obu stronach grzbietów oceanicznych. Liniowe anomalie magnetyczne wykazują tu wyraźną regularność. Pod cienką pokrywą osadową (5-150 m) występują tu młode bazalty. W etapie tym wyraźnie wzrosła szybkość spredingu w strefie ryftowej Oceanu Atlantyckiego, dochodząc do współczesnej wartości 1.8-2.6 cm/rok.
Ewolucja Ziemi w myśl teorii tektoniki płyt litosfery - wędrówki kontynentów, wymyślonej w 1912 roku przez Alfreda Wegenera - zakłada stałe rozmiary Ziemi i przesuwanie się kontynentów w stosunku do płaszcza, co określa się jako "dryf kontynentów". Przeciwstawna jej teoria ekspansji Ziemi mówi o praktycznie stałym położeniu kontynentów względem głębokiego podłoża i prawie dwukrotnym wzroście objętości Ziemi w ciągu ostatnich 200 mln lat.
Grzbiety śródoceaniczne położone są centralnie na oceanach Atlantyckim i Indyjskim, zaś w Pacyfiku są przemieszczone ku jego brzegom. Z reguły grzbiety oceaniczne rozciągnięte są wzdłuż osi dolin ryftowych, które przecięte są poprzecznie lub skośnie przez uskoki. Wzdłuż tych uskoków, nazywanych uskokami transformacyjnymi, przesunięcia dolin ryftowych dochodzą nawet do kilkuset kilometrów. W obrębie równi abisalnych przedłużenie uskoków transformacyjnych stanowią oceaniczne strefy pęknięć
Same doliny ryftowe cechuje występowanie tektonicznie aktywnych osi rozrastania dna oceanicznego, tzw. centrów spredingu. Stanowią one wyjątkową strukturę geologiczną, ponieważ pokrywają się prawdopodobnie z gorącymi strefami górnego płaszcza - potwierdzają to większa ilość ciepła wydobywająca się z głębi Ziemi w tych strefach, a także ich wysoka sejsmiczność i wulkanizm.
Etap V: Nowe Doliny Ryftowe
Ostatni etap ewolucji oceanów rozpoczął się około 24 mln lat temu i trwa do dziś. W tym okresie powstają odgałęzienia Wypiętrzenia Indo-Pacyficznego, z wąską, słabo wyrażoną w rzeźbie doliną ryftową oraz Grzbietu Indo-Atlantyckiego, a także Indo-Śródziemnomorskiego, z asymetrycznymi szerokimi dolinami ryftowymi - procesy wulkaniczne zachodzące w tym ostatnim można zaobserwować z bliska na dnie Morza Czerwonego. Przekształceniu ulegają uskoki transformacyjne, wzdłuż których następują przesunięcia i formuje się współczesna struktura dna. Aktywizują się uskoki w strefach pęknięć oceanicznych, następuje rozwój wulkanizmu i wzrasta sejsmiczność. Co więcej, wyraźnie wzrasta ilość ciepła wypływającego z dna oceanicznego, przy czym dla Atlantyku i Oceanu Indyjskiego jest wyraźnie niższa niż dla Pacyfiku. Tym właśnie wydarzeniom z ostatnich 24 mln lat zawdzięczamy ostateczny kształt rzeźby dna oceanów.
Trzy segmenty grzbietów oceanicznych: Indo-Atlantycki, Indo-Śródziemnomorski i Indo-Pacyficzny, łączą się w tzw. trójzłączu na Oceanie Indyjskim, gdzie prędkość tworzenia świeżej skorupy oceanicznej dochodzi do 17 cm/rok. Każdy z tych segmentów odznacza się swoistą dynamiką. Różnice najsilniej zaznaczają się w ewolucji obszarów atlantyckiego i pacyficznego.
Na obszarze atlantyckim rozwój skorupy oceanicznej był symetryczny, przebiegał równocześnie w obie strony od jednego "centrum spredingu" - Grzbietu Indo-Atlantyckiego. Dowodem na to jest obecność starszych (jurajskich) płyt oceanicznych po obu stronach grzbietu. Stanowią one zewnętrzne otoczenie młodszych (kenozoicznych) segmentów płyt. Występujące na nich osady świadczą, że panowały tu normalne, spokojne warunki powstawania morskich skał osadowych, których nie zaburzały w znaczący sposób podmorskie procesy wulkaniczne.
Natomiast na obszarze pacyficznym starsze segmenty płyty oceanicznej występują tylko na zachód od współczesnej strefy rozrastania dna oceanicznego. Wskazuje to jednoznacznie na przemieszczenie się osi ryftu z zachodu na południowy wschód. Młodsze płyty oceaniczne można zaobserwować po obu stronach Wypiętrzenia Wschodniopacyficznego.
Duże znaczenie dla rozpoznania budowy dna oceanicznego mają także obszary przejściowe pomiędzy oceanami i kontynentami, pośród których wyróżnia się dwa główne typy. Krawędzie pasywne występują głównie na Atlantyku, dlatego nazwano je krawędziami typu atlantyckiego. Związane są ze starymi płytami kontynentalnymi, charakteryzującymi się prostą budową szelfu i skłonu kontynentalnego, u podnóża którego powstają wielkie akumulacyjne równiny dna oceanicznego. Pasywne typy krawędzi na ogół wznoszą się łagodnie do podnóża stoku kontynentalnego. Aktywny typ krawędzi (nazywany też typem pacyficznym) jest charakterystyczny dla wybrzeży Oceanu Spokojnego.Charakteryzuje się występowaniem łuków wysp i głębokich rowów oceanicznych oraz dużą aktywnością sejsmiczną i wulkaniczną (Japonia, Kalifornia, Peru).

Budowa skorupy oceanicznej

Te same procesy tektoniczne, które stworzyły rzeźbę lądów, a więc wypiętrzanie i obniżania skorupy ziemskiej, fałdowania, uskoki, trzęsienie ziemi i wulkanizm, ukształtowały także dna oceanów i mórz. Jedynie siły zewnętrzne, jak wietrzenie, erozja rzeczne, działanie wiatrów, lodowców itp., wpłynęły na rzeźbę dna oceanów tylko tam, gdy mamy do czynienia z zatopionymi obszarami lądów. Dawniej sądzono, że rzeźba basenów oceanicznych przedstawia mało urozmaiconą, płaską powierzchnię. Badania naukowe dowiodły, iż dno oceaniczne jest równie urozmaicone jak lądowe.
Brzeżne części oceanów, obejmujące tzw. Szelf kontynentalny oraz górne części stoków kontynentalnych, rozwinięte są na skorupie kontynentalnej.
Szelf –(ang.shelf-półka) sięgają zwykle 200m, średnio 130 (105-400). Na obrzeżach niektórych kontynentów są one wąskie, np. na zachód od wybrzeża Ameryki Południowej, lub bardzo szerokie jak w przypadku mórz arktycznych. Szelfy zajmują 28 mln km2, co stanowi 7,7 % powierzchni dna wszystkich mórz i oceanów, a 5,5% całej powierzchni kuli ziemskiej. Nachylenie szelfów w zasadzie nie przekracza 0,10 osiągając sporadycznie do 10. Genetycznie szelf jest zanurzoną częścią bloku kontynentalnego,. Składają się nań także stożki osadów rzecznych deponowanych przy ujściach. Występują także przy niektórych wyspach, stanowiąc ślad ich dawnego zasięgu. Powierzchnia szelfu jest albo skalista (abrazyjna), albo zbudowana z osadów piaszczystych, mułowatych i ilastych pochodzenia terygenicznego, terygenicznego wielu przypadkach lodowego (jak np. na Morzu północnym i Bałtyku). Występują na niej nierówności powstałe w wyniku działalności lodowca, dawnych rzek (z czasów, gdy szelf w glacjałach był wynurzony), fal morskich, prądów i pływów.
Stoki cokołów kontynentalnych- Szelfy przechodzą kontynentalnych górną część stoków kontynentalnych, które odznaczają się większym przeciętnym nachyleniem dna rzędu 3-150. Są to powierzchnie odcinające wyraźnym załomem szelf i tworzące przejście do głębin oceanicznych. Zajmują około 66 mln km 2 powierzchni, co stanowi 18,3% dna oceanów i mórz oraz 12,9 % powierzchni ziemi. Górna część stoków sięga do głębokości 2 000 m.p.p.m. Poniżej do głębokości 4 000 m, występuje dolna część stoków kontynentalnych, przechodząca w podnóże kontynentalne. Charakter tej strefy jest zróżnicowany. Często szeroki szelf przechodzi w stok i dalej łagodnie w podnóże kontynentalne, pokryte osadami pochodzącymi z szelfu, przemieszczanymi przez osuwiska podwodne i prądy zawiesinowe. Ale bywa również, że wąski szelf kontynentalny graniczy z rowami oceanicznymi - poza którymi występują równie abisalne, lub (jak w przypadku północno-zachodniego obrzeża Pacyfiku) łukowate rowy oceaniczne odsunięte są krawędzi kontynentalnej w głąb oceanu, na odległość ponad 2 000km. W takim przypadku równoległe do rowów łuki wyspowe oddzielają od morza wyspy marginalne-zewnętrzne. Dolne części stoków i podnóża obejmują, więc strefy związane również ze skorupą kontynentalną.

Głębie oceaniczne-zajmują największe przestrzenie, bo 257 mln km2.Są to powierzchnie na głębokości 4 000 do 6 000 m.p.p.m. Stanowi to 71,2% powierzchni wód i 50,4 % powierzchni kuli ziemskiej. W ich obrębie występują zarówno formy wklęsłe (rynny, kaniony), jak i wypukłe w postaci podmorskich grzbietów, progów i stożków.
Grzbiety oceaniczne- wszystkie mają wiele cech wspólnych. Zbudowane są bazaltowych skał wulkanicznych stanowiących podłoże basenów oceanicznych, wszystkie są młode geologicznie aktywne sejsmicznie. Mają łącznie długość 60 000 km2. Szczyty miejscami wychodzą ponad powierzchnię morza, tworząc wyspy. Przebieg tych form odpowiada przebiegowi granic płyt litosfery i dolin ryftowych, które z reguły przecięte są poprzecznie lub skośnie przez uskoki. Grzbiety mają śródoceaniczne położenie na Oceanie Atlantyckim i Indyjskim, zaś Brzeźno-oceaniczne- na Pacyfiku. Kaniony- głębokie, strome doliny o przekroju w kształcie litery V. Dokładne zbadanie topografi setek kanionów wcinających się w stoki kontynentalne Kalifornii, Morza Czarnego.
Gujoty- (nazwa od odkrywcy –Goyot’a). Są to zapadnięte pod powierzchnią oceanu i wobec tego niewidoczne, trudne do znalezienia bez echosondy, góry wulkanicznego pochodzenia w postaci stożków ze ściętymi przez abrazję morską wierzchołkami, leżącymi na głębokości kilkusetmetrowych. W miarę zapadania się były nadbudowywane prze korale przeobrażane w atole.
Obszary położone na głębokościach większych niż 6 000m zajmują powierzchnię około 10 mln. km2, co stanowi 2,8% powierzchni wód i 2,0% powierzchni Ziemi.
Rowy oceaniczne obniżenie dna oceanu, podłużne (do kilku tys. km), wąskie (kilkadziesiąt do ponad 100 km) i głębokie (poniżej 6000 m głębokości bezwzględnej, średnio 2000 m głębokości względnej), o stromych zboczach i płaskim dnie, występujące przeważnie na skraju płyty oceanicznej (płyta litosfery) w sąsiedztwie łańcuchów wysp wulkanicznych lub górzystych brzegów kontynentalnych. Zbocza od strony łuku wysp lub kontynentu są bardziej strome i odznaczają się silną sejsmicznością. Rowy oceaniczne stanowią największe głębie oceaniczne na Ziemi. Stwierdzono w ich strefie anomalia siły ciężkości i trzęsienia ziemi są dowodem, że rowy powstają na skutek działania sił tektonicznych, prawdopodobnie poziomego nacisku mas lądowych. Niektórzy badacze wiążą ich powstanie z konwekcyjnymi przesuwaniami się magmy pod skorupą ziemską. Centralną część Oceanu Spokojnego stanowi oceaniczna skorupa ziemska zbudowana ze skał magmowych o składzie zbliżonym do bazaltu, pokrytych gł. czerwonym iłem głębinowym, wapiennym mułem otwornicowym, promienicowym (radiolariowym) lub okrzemkowym; miąższość tych osadów wynosi średnio 300–400 m, a w rowach oceanicznych dochodzi do 2–3 km. Najstarsze z poznanych dotychczas osadów Oceanu Spokojnego są wieku górno jurajskiego; występują one w przybrzeżnych częściach oceanu. Bazaltowa skorupa oceaniczna jest odgraniczona od skorupy kontynent. tzw. linią andezytową; ciągnącą się wzdłuż rowów oceanicznych i łuków wysp okalających Ocean Spokojny; wzdłuż tej linii skorupa oceaniczna podsuwa się pod skorupę kontynent. ( Benioffa strefa), co wywołuje b. dużą aktywność sejsmiczną i intensywny wulkanizm.
Ukształtowanie dna jest bardzo urozmaicone, występują tam wszystkie wielkie i małe formy dna oceanicznego; najbardziej charakterystyczną cechą rzeźby jest obecność najrozleglejszych w oceanie. Świat basenów oceanicznych i licznych rowów oceanicznych (2/3 rowów w oceanie świat), ciągnących się wzdłuż podnóży stoków kontynent. Azji i obu Ameryk oraz wzdłuż podwodnych grzbietów z łukami wysp w zach. części oceanu; najgłębsze rowy oceaniczne: Mariański, Tonga (do 10 882 m), Kurylsko-Kamczacki (10 542 m), Filipiński (10 497 m), Izu-Ogasawara (9810 m), Bougainville'a (9140 m). Światowy system grzbietów śródoceanicznych przechodzi do Oceanu Spokojnego z O. Indyjskiego, od Wzniesienia Australijsko-Antarktycznego, którego pacyficznym przedłużeniem jest grzbiet Wzniesienia Południowopacyficznego, ciągnący się przez pd. część dna oceanu do strefy rozłamu Eltanin, od której z kolei ciągnie się Wzniesienie Wschodniopacyficzne, szeroki i rozległy grzbiet skręcający stopniowo na pn. w kierunku Zat. Kalifornijskiej, gdzie kończy się gł. pacyficzny ciąg grzbietów śródoceanicznych; w części pd.-wsch. dna Oceanu Spokojnego leży drugorzędny śródoceaniczny Grzbiet Chilijski (Wzniesienie Zachodniochilijskie), ciągnący się w kierunku pd.-wsch., jako przedłużenie poprzecznej do Wzniesienia Wschodniopacyficznego strefy rozłamu Challenger — do podnóża stoku kontynent. Ameryki Pd. na szer. geogr. płw. Taitao w pd. Chile. Grzbiety śródoceaniczne Oceanu Spokojnego mają wzdłużne doliny ryftowe i są przecięte poprzecznie licznymi strefami rozłamu, tworzącymi długie krawędzie ciągnące się daleko w dnie sąsiednich basenów oceanicznych, zwł. na zach. od Wzniesienia Wschodniopacyficznego w wielkim Basenie Północno-Wschodnim, gdzie m.in. krawędzie Clarión, Clipperton i Galpagos mają po ok. 4000 km długości. Główne grzbiety śródoceaniczne dzielą dno Oceanu Spokojnego na 2 nierówne części; mniejsza rozciąga się wzdłuż stoków kontynent. Ameryki i Antarktydy, obejmując kolejno baseny Gwatemalski, Peruwiański i Chilijski, z rowami oceanicznymi wzdłuż Ameryki, oraz rozległy Basen Bellingshausena (Southeast Pacific Basin), rozciągający się do stoków kontynent. pd. części Chile i Antarktydy; na zach. i pn. od gł. grzbietów rozciąga się większa część dna Oceanu Spokojnego z najgłębszymi rowami i basenami oceanicznymi, z których najrozleglejsze są baseny: Północno-Wschodni, Południowopacyficzny (Southwest Pacific Basin), Północno-Zachodni, Środkowopacyficzny; w zach. części oceanu leżą mniejsze baseny: Filipiński, Zachodniomariański, Melanezyjski, Południowofidżyjski, Tasmana i in.; w basenach oceanicznych jest kilka wyraźnych, monotonnych równin abisalnych, największe występują na dnie Basenu Południowopacyficznego (na wsch. od Nowej Zelandii) oraz w Basenie Bellingshausena (Równina Amundsena) i Basenie Północno-Wschodnim (m.in. równiny Aleucka, Tuftsa). Najbardziej charakterystyczną cechą dna Oceanu Spokojnego jest wielka liczba wzniesień podwodnych, gł. pochodzenia wulkanicznego, w postaci łańcuchów gór wulkanicznych ( Grzbiety: Cesarski, Hawajski, Marcus-Wake, Wake-Necker, Palau-Kiusiu, Magellana, wysp Line i Tuamotu) lub grzbietów w kształcie łuku, zwieńczonych wyspami (Aleuty, Kuryle, W. Japońskie, Riukiu, Filipiny, Mariany, W. Salomona, Kermadec, Tonga i in.), z przyległymi po zewn. stronie głębokimi rowami oceanicznymi; ponadto na dnie Oceanu Spokojnego występują masowo gujoty — pojedyncze podwodne góry (seamounts) o względnej wysokości do kilku tysięcy metrów i płaskich wierzchołkach, m.in. Góra Hendersona ze szczytem na głęb. -388 m i Góra Pattona (-662 m) w Basenie Pn.-Wsch., góry Milwaukee (-11 m) i Ramapo (–73 m) w Basenie Pn.-Zach., Góra Orne'a (-29 m) w Basenie Południowopacyficznym oraz góry Wildera (-5 m) i Kammu (-320 m) w Basenie Środkowopacyficznym. W międzyzwrotnikowej części oceanu (od 28N do 28–30S) występują atole i wyspy koralowe, częściowo powstałe na gujotach, oraz bariery koralowe wzdłuż łańcuchów wysp lub na szelfach, m.in. największa tego typu formacja, Wielka Rafa Koralowa (3000 km na 300 km), jest położona na szelfie u pn.-wsch. wybrzeży Australii na M. Koralowym. Stoki kontynentalne w Oceanie Spokojnym są strome, zwł. te, które wznoszą się nad rowami oceanicznymi, na niektórych odcinkach mają kształt stopni osuwiskowo-tektonicznych i często są pocięte kanionami podmorskimi. Szelfy zajmują niewielką część dna Oceanu Spokojnego, ich szerokość wynosi od kilkudziesięciu kilometrów u wybrzeży Ameryki do 700–800 km w morzach Beringa, Wschodniochińskim, Południowochińskim; krawędzie szelfu są na głęb. 150–200 m, jedynie u wybrzeży Antarktydy — na głęb. ok. 500 m.

Ocean Atlantycki
Ocean Atlantycki powstał wskutek rozerwania prakontynentu Pangei i przemieszczania się płyt litosferycznych od ryftu pod wpływem rozrastania się (spreadingu) dna oceanicznego, tworzonego przez wydobywającą się ze szczeliny ryftowej lawę bazaltową; oddzielanie się Ameryki Pd. od Afryki rozpoczęło się w jurze, zaś Ameryki Pn. od Europy — na przełomie jury i kredy; proces ten trwa do dziś.
Charakterystyczną cechą rzeźby dna Oceanu Atlantyckiego są wzniesienia Grzbietu Śródatlantyckiego ciągnące się południkowo na długości ponad 20,3 tys. km przez środek oceanu w kształcie litery S. W okolicy równika rozdziela je głębia Romanche (7856 m) na Grzbiet Północnoatlantycki i Grzbiet Południowoatlantycki. Przedłużeniem Grzbietu Północnoatlantyckiego w O. Arktycznym jest Grzbiet Gakkela. Grzbiet Południowoatlantycki łączy się przez Grzbiet Afrykańsko-Antarktyczny ze śródoceanicznymi grzbietami O. Indyjskiego. Po obu stronach Grzbietu Śródatlantyckiego ciągną się baseny oceaniczne: Nansena, Norweski, Zachodnioeur., Hiszpański, Zielonego Przyl., Gwinejski, Angolski, Przylądkowy i Agulhas od wsch. oraz Kanadyjski, Amundsena, Grenlandzki, Labradorski, Nowofundlandzki, Północnoamerykański, Gujański, Brazylijski, Argentyński, Południowoatlantycki i Afrykańsko-Antarktyczny od zachodu. Grzbiet Śródatlantycki i dna basenów oceanicznych są zbud. z typowej (bazaltowej) skorupy ziemskiej oceanicznej; na bazaltach leżą zdiagenezowane osady jury, kredy i paleogenu (gł. muły i iły głębinowe), a wyżej — luźne osady neogenu i czwartorzędu. Szelfy kontynentalny zajmują ok. 14% pow. dna Oceanu Atlantyckiego, najszersze są w O. Arktycznym i M. Północnym oraz na pd. od Nowej Fundlandii i u wybrzeży Argentyny.

Ocean Indyjski
Ocean Indyjski powstał w wyniku rozpadu lądu Gondwana i stopniowego odsuwania się od siebie jej fragmentów; rozpad ten rozpoczął się w jurze; dno oceanu pokrywają gł. osady kredowe i kenozoiczne. Ukształtowanie dna Oceanu Indyjskiego jest bardzo urozmaicone; przebieg grzbietów śródoceanicznych ma kształt odwróconej litery Y: Grzbiet Arabsko-Indyjski przebiega z Zat. Adeńskiej ku środkowej części oceanu, gdzie w strefie rozłamu na pd.-wsch. od wyspy Rodrigues (Maskareny) rozdziela się na Grzbiet Zachodnioindyjski biegnący na pd.-zach. ku O. Atlantyckiemu i Grzbiet Środkowoindyjski biegnący na pd.-wsch. w kierunku O. Spokojnego; pozostałe wzniesienia dna Oceanu Indyjskiego są wyższe od grzbietów śródoceanicznych i mają inną genezę; należą do nich m.in. grzbiety: Malediwski, Seszelski i Madagaskarski w zach. części oceanu oraz płaski Grzbiet Kergueleński w części pd.; najbardziej charakterystyczną formą dna Oceanu Indyjskiego jest wąski zrębowy Grzbiet Wschodnioindyjski (Grzbiet 90E) rozciągający się na długości ok. 4600 km od 10N do 34S, pokrywający się z południkiem 90E — prawdopodobnie najdłuższa prawie idealnie prosta forma dna oceanu światowego; baseny oceaniczne Somalijski, Maskareński, Madagaskarski, Mozambicki i Agulhas są położone na zach. od grzbietów śródoceanicznych wzdłuż afryk. stoków kontynent., baseny Arabski, Środkowoindyjski, Zachodnioaustralijski (Kokosowy) i Południowoaustralijski — na pn. i wsch. od grzbietów śródoceanicznych wzdłuż azjat. i austral. stoków kontynent., a baseny Afrykańsko-Antarktyczny i Australijsko-Antarktyczny na pd. wzdłuż stoków Antarktydy; w środk. części oceanu, w rozwidleniu grzbietów Zachodnioindyjskiego i Środkowoindyjskiego, jest położony Basen Crozeta; dno basenów oceanicznych zajmują rozległe równiny abysalne, największa — w Basenie Afrykańsko-Antarktycznym (Równina Enderby); w basenach Arabskim i Środkowoindyjskim rozciągają się daleko na pd. rozległe stożki akumulacyjne z materiału naniesionego przez rz. Indus, Ganges i Brahmaputrę; w basenach zach. i wsch. występują licznie wulkany podmor., zwł. w Madagaskarskim i Zachodnioaustralijskim. Najgłębszymi formami dna Oceanu Indyjskiego, poza rowami oceanicznymi Jawajskim i Amiranckim, są głębie w strefach rozłamów, Diamantina (7102 m) na pd.-zach. od Australii, Vema (6492 m) w pd. części Grzbietu Arabsko-Indyjskiego oraz wsch., głęboka część Basenu Zachodnioaustralijskiego (do 6927 m). Szelfy w Oceanie Indyjskim zajmują najmniej powierzchni dna spośród oceanów świata, najszersze są w Zat. Perskiej, u wybrzeży Indii i Bangladeszu, w M. Andamańskim, u wybrzeży Australii w zat. Karpentaria i Wielkiej Zat. Australijskiej; szelfy, stoki kontynent. i dno basenów są porozcinane kanionami podmorskie, najdłuższe: Indusu (115 km) w M. Arabskim, Gangesu (125 km, względna głęb. do 1300 m) w Zat. Bengalskiej, Martaban (150 km) w M. Andamańskim.


Współczesny wszechocean dzielony jest najczęściej na trzy główne obszary: Ocean Spokojny (Pacyfik), Ocean Indyjski i Ocean Atlantycki. W porównaniu z obecnym rozmieszczeniem tych oceanów na kuli ziemskiej ich dawne położenie było zmienne. Rekonstrukcje wskazują, że zmieniały się ich zasięg i głębokość. Początek okresu formowania współczesnych nam oceanów związany jest z powstaniem skorupy oceanicznej i miał miejsce znacznie później niż dotychczas sądzono - obecnie przyjmuje się, że stało się to po środkowej jurze, a więc stosunkowo niedawno (około 170 mln lat temu). Oceany, mając wiele cech wspólnych, odznaczają się równocześnie swoistą dla każdego z nich historią rozwoju rzeźby dna.