Органический мир мировых океанов

 

 МИНИСТЕРСТВО  ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ

РЕСПУБЛИКИ  КАЗАХСТАН

АТЫРАУСКИЙ  ИНСТИТУТ НЕФТИ И ГАЗА 

                                              кафедра: геология нефти и газа 

 
 
 
 
 

РЕФЕРАТ

по дисциплине: геология мировых океанов

на тему: «Органический мир мировых океанов» 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

                                              Выполнил: ст.гр. МТТ-09 р/о

Имангалиев  Б.Ж.

                                              Принял: ст.пр. Габджанова Б.З. 
 
 
 
 

Атырау-2011 г. 

СОДЕРЖАНИЕ   

Введение...................................................................................................................3

Общие черты рельефа морского дна.....................................................................4

Особенности строения земной коры под морями и  океанами............................8

Геоморфологические  процессы...........................................................................10

Срединно-океанические хребты..........................................................................15

Основные  черты рельефа ложа океанов..............................................................17

Заключение.............................................................................................................19

Литература.............................................................................................................20 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

 

ВВЕДЕНИЕ

По мере накопления сведений о рельефе земной поверхности формировались научные  представления и о строении дна Мирового океана. Геоморфология морского дна и сегодня является важнейшим средством познания структуры, динамических процессов и истории формирования океана, хранящего тайны развития и эволюции планеты Земля.

Познание  геологического строения только материков не давало ответа на вопросы о происхождении земной коры, ее изменении во времени и пространстве, не объясняло даже очевидных закономерностей  геометрического совпадения контуров разделенных океаном материков. Обнаружение планетарной системы срединно-океаничеких хребтов подтвердило гипотезу о спрединге (расширении) морского дна и дрейфе литосферных плит от линий восходящих конвективных потоков мантийного вещества и погружении (субдукции) других участков плит на активных окраинах континентов.

Кроме теоретических основ глобальной тектоники и геологии изучение рельефа  дна Мирового океана имело прикладное значение для установления закономерностей  размещения донных полезных ископаемых. Эта проблема актуальна для многих стран мира уже сегодня и в  будущем будет иметь еще большее  значение, поскольку  истощение запасов полезных ископаемых в наземных месторождениях, а также ограничение их добычи по экологическим или экономическим показателям, позволяет рассматривать Мировой океан как потенциальный источник важнейших видов сырья в будущем.

Распределение биологических ресурсов Мирового океана также находится во взаимосвязи  со строением дна и закономерностями распределения морских глубин. Кроме  того, биосфера Земли, зародившись в  глубинах океана, и сегодня чутко  реагирует на состояние водной оболочки планеты. 

Сведения  о гипсометрии морского дна имеют  практическое применение для навигационных  целей, прокладки трубопроводов  по морскому дну, учет динамики береговых  линий  необходим для проектных и строительных работ в прибрежной зоне, для прогноза оползневых и абразионных процессов, особенно для островных государств и прибрежных территорий.

Поскольку в  изучении дна Мирового океана существует еще много нерешенных проблем и интересных вопросов, в данной работе на основе анализа литературного материала сделана попытка оценки тех сведений, которыми науки геоморфология и морская геология располагают сегодня и дана характеристика рельефа дна четырех океанов планеты, позволяющая выделить как общие закономерности так и особенности в строении отдельных участков Мирового океана.

1   Общие черты рельефа дна мирового океана

Средняя глубина Мирового океана, покрывающего более 70% земной поверхности, около 4 км. Это ничтожная величина по сравнению  с общей длиной земного радиуса (всего 0,06%), но вполне достаточная для  того, чтобы сделать дно Мирового океана недосягаемым для непосредственного  исследования обычными геологическими и геоморфологическими методами, которыми пользуются при полевых  работах на суше. Дальнейшее изучение рельефа морского дна показало ошибочность  прежних представлений о монотонности и простоте строения рельефа дна  океана. Одним из важнейших средств познания строения морского дна явилось эхолотирование, которое в течение 40 – 60-х годов нашего столетия достигло больших успехов, и сейчас мы располагаем полноценными батиметрическими картами океанов и морей, не идущими ни в какое сравнение с довоенными морскими картами. В эти же годы появились и некоторые приборы, позволившие хотя бы частично пополнить зрительными впечатлениями данные эхолотирования об облике морского дна. К их числу относятся акваланги, спускаемые аппараты и другие исследовательские аппараты типа подводных лодок; подводные фотоаппараты, позволяющие фотографировать глубоководные участки дна; подводное телевидение и др. Уже в 50-х годах стала применяться специализированная аэрофотосъемка, дающая фотоизображение дна на малых глубинах. Эти и подобные им технические средства позволяют видеть морское дно, а не только знать, как изменяются в его пределах отметки глубин. Однако возможности визуального обследования дна остаются еще весьма ограниченными, в связи с чем современные представления о закономерностях распространения и развития различных форм и комплексов форм подводного рельефа продолжают основываться преимущественно на результатах эхолотирования. Естественно, что эти представления тем более точны и близки к истине, чем точнее методика и гуще сеть эхолотных промеров. Некоторые районы прибрежного мелководья изучены с точностью, близкой к точности топографической изученности рельефа суши. В то же время имеются огромные пространства морского дна (в юго-восточной части Тихого океана, в южной части Атлантического океана и др.), о морфологии которых представления самые общие и весьма приблизительные. До сих пор существуют значительные трудности в пространственной, топографической привязке точек наблюдений, которая при всех новейших достижениях в этом направлении остается в большинстве случаев менее, точной, чем на суше. Большие трудности также стоят на пути изучения геологического строения дна океанов. Примерно до 50-х годов нашего столетия практически единственными средствами геологических исследований дна океанов и морей были грунтовые трубки, дночерпатели и драги. За последнюю четверть века основная доля данных о геологическом строении дна океанов была получена благодаря широкому внедрению в практику исследований различных геофизических методов. Однако они при всей эффективности остаются косвенными методами геологического изучения. Среди геофизических методов, безусловно, первое место принадлежит морской сейсморазведке и ее различным модификациям. Затем следуют гравиметрические, магнитометрические, геотермические исследования. Все более широкое применение в морских геологических исследованиях получают различные геохимические методы, в том числе методы радиоизотопной геохронологии. Несомненно, глубина моря или океана  –  одно из важнейших условий для развития различных природных процессов, и прежде всего  –  развития жизни и осадкообразования, важное условие формирования рельефа и динамики геологических процессов. В зависимости от глубины океан обычно разделяют на батиметрические зоны:

1)    литоральную, т. е. прибрежную, ограниченную глубинами в несколько метров;

2)    неритовую  –  до глубин порядка 200 м»

3)    батиальную  –  до 3 тыс. м;

4)    абиссальную  –  от 3 тыс. до б тыс. м;

5)    гипабиссальную – глубину > 6 тыс. м.

Пограничные глубины довольно условны, в отдельных  конкретных случаях они сильно сдвигаются. Так, в Черном море абиссаль считается  с глубины 2 тыс. м. Еще со времен Г. Вагнера (1912) установилась традиция считать, что различные участки гипсографической кривой прямо соответствуют основным элементам рельефа дна Мирового океана. Так, отрезок кривой между отметками 0 и 200 м отождествляется сматериковой отмелью   мелководной, более или менее выровненной поверхностью дна, окаймляющей обычно материки и крупные острова (в последнем случае нередко применяется термин «.островная отмель»). Ниже отметки 200 м идет относительно крутой участок кривой, который соответствует так называемому материковому склону  –  зоне океанского дна, характеризующейся крутыми уклонами поверхности и ограничивающей снизу материковую отмель. Далее располагается снова выположенный участок кривой, соответствующий ложу океана  –  сравнительно выровненной глубоководной части дна океана, лежащей на глубинах более 3 тыс. м. Самый нижний и крутой участок батиграфической кривой сопоставляют с так называемыми глубоководными впадинами, т. е. участками дна океана, имеющими глубину более 6 тыс. м. Преобладающая часть площади дна океана с глубинами более 6 тыс. м приходится на Тихий океан, в Северном Ледовитом океане такие глубины вообще отсутствуют. В действительности гипсографическая кривая по назначению и способу построения не может служить источником для получения представления об основных элементах донного рельефа. Действительно на дне Мирового океана есть и шельфы, и материковые склоны, и ложе океана, но названные понятия таксономически далеко неравнозначны, и их существование устанавливается не из гипсографической кривой, а из конкретных данных о рельефе дна различных морей и океанов. Кроме того, этими элементами не исчерпывается перечень крупнейших элементов рельефа океанского дна, т. е. имеются и такие элементы, которые не входят ни в шельф, ни в материковый склон, ни в ложе океана. На дне океана, как и на поверхности суши, имеются и горы, и возвышенности, и равнины. При составлении гипсографической кривой в каждом случае суммируются площади участков земной поверхности, лежащие в определенном интервале высот или глубин, независимо от того, к какому элементу рельефа относятся эти участки. Так, высокие равнины, нередко достаточно обширные (Мексиканская высокая равнина и др.), по гипсографическому положению оказываются в интервале высот, соответствующем верхней крутой  –  «горной» части гипсографической кривой. В океане глубины менее 3 тыс. м могут быть не только в пределах материкового склона, но и на склонах подводных хребтов. Уже одно то, что на гипсографической кривой подводные горные сооружения получают лишь скрытое отражение (в интервале глубин, приписываемых материковому склону), говорит о неприемлемости выведения представления об основных элементах рельефа на основе прямого истолкования очертаний этой кривой. Основные черты рельефа дна мирового океана по морфологическим данным. Современные данные свидетельствуют о весьма значительном и разнообразном расчленении рельефа морского дна. Вопреки прежним представлениям в пределах дна океанов наиболее распространен холмистый и горный рельеф (рис.      ). Ровные поверхности обычно наблюдаются вблизи суши, в пределах материковой отмели, и в некоторых глубоководных котловинах, где неровности «коренного» рельефа погребены под мощным слоем рыхлых осадков. Существенная внешняя особенность рельефа дна морей и океанов  –  преобладание замкнутых отрицательных элементов: котловин и узких желобообразных впадин различных размеров. Для рельефа океанского дна характерны также одиночные горы, в большом количестве встречающиеся среди холмистых или выровненных пространств, занимающих днища крупных котловин. На суше, как известно, такие «островные» горы встречаются лишь в особо специфических условиях. Редки по сравнению с сушей линейные долинообразные формы. Горные системы, как и на суше, имеют линейную ориентировку, в большинстве случаев значительно превосходят горные системы континентов по ширине, протяженности и площади, не уступают им в крупномасштабной вертикальной расчлененности. Величайшая горная система Земли  –  это система так называемых срединно-океанических хребтов. Она протягивается непрерывной полосой через все океаны, общая длина ее более 60 тыс. км, занимаемая площадь составляет более 15% земной поверхности. Сложно построенные окраинные зоны океанов получили название переходных зон. Кроме описанных выше отличительных черт рельефа переходные зоны выделяются также обилием вулканов, резкими контрастами глубин и высот. Большинство их находится на окраинах Тихого океана. Максимальные глубины океанов приурочены именно к глубоководным желобам переходных зон, а не к собственно ложу океана. Морфологически материковая отмель и материковый склон – единая система. Поскольку материки – это выступы земной поверхности, т. е. объемные тела, то материковую отмель можно рассматривать как часть поверхности материка, затопленную водами океана, а материковый склон  –  как склон материковой глыбы. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

2. Основные особенности строения земной коры под океанами

Для построения полноценной генетической классификации  рельефа кроме морфологических  признаков необходимы также данные о внутреннем строении классифицируемых объектов. Известно, что Земля в разрезе имеет слоистую структуру. Внешнюю, твердую оболочку, сложенную кристаллическими и осадочными породами и образующую поверхность нашей планеты, называют земной корой. Геофизические исследования в океанах показали, что земная кора под океанами неодинакова по строению и мощности. Нижней границей земной коры считают поверхность Мохоровичича. Она выделяется по резкому возрастанию скоростей продольных сейсмических волн до 8 км/с и более. В пределах земной коры скорости упругих волн ниже этой величины. Ниже поверхности Мохоровичича располагается верхняя мантия Земли. Выделяется несколько типов земной коры. Наиболее резкие различия отмечаются в строении земной коры материкового и океанического типов. Земная кора материкового типа. По модели, предложенной Уорзеллом и Шербетом в 1965, средняя мощность земной коры материкового типа 35 км. По скорости распространения упругих волн в ней выделяют три слоя:

1)    осадочный (скорости менее 5 км/с, мощность от нескольких сотен метров до 2 км);

2)    гранитный (скорости около 6 км/с, мощность 15 – 17 км) и

3)    базальтовый (скорости 6,5 – 7,2 км/с, мощность 17 – 20 км).

Отличительным слоем материковой коры является гранитный с плотностью вещества 2,7 г/см3. В геофизических работах обычно подчеркивается условность названий слоев «гранитный» и «базальтовый». Гранитный слой не обязательно состоит только из гранитов. Скорости прохождения упругих волн через него указывают лишь на то, что он состоит из пород, аналогичных по плотности гранитам, – гнейсов, гранодиоритов, кварцитов и некоторых других плотных кристаллических пород (магматических и метаморфических), объединяемых обычно под названием «кислые» породы вследствие значительного содержания в них (более 60%) кремнекислоты.. Океанический и рифтогенальный типы земной коры. Земная кора океанического типа в общем виде характеризуется следующим строением. Верхнюю ее часть составляет слой воды океана со средней толщиной 4,5 км и скоростью упругих волн 1,5 км/с, плотностью 1,03 г/см3. За ним следует слой неуплотненных осадков мощностью 0,7 км, со скоростью упругих волн 1,5 –  4,5 км/с и средней плотностью 2,3 г/см3. Под этим слоем залегает так называемый второй слой со средней мощностью 1,7 км, скоростью упругих волн 5,1 – 5,5 км/с и плотностью 2,55 г/см3. Под ним лежит базальтовый слой, по существу не отличающийся от того, который образует нижнюю часть континентальной коры. Средняя мощность его 4,2 км. Таким образом, общая средняя мощность океанической коры без слоя воды всего 6,6 км, т. е. примерно в 5 раз меньше мощности материковой коры. Существенных различий в строении океанической коры под различными океанами не наблюдается. Под срединно-океаническими хребтами земная кора настолько специфична по строению, что ее следует выделить в качестве особого типа. Под срединным хребтом Атлантического океана выделяется довольно тонкий и непостоянный по простиранию слой рыхлых осадков, залегающий главным образом в понижениях между гребнями и грядами срединного хребта. Ниже следует слой со скоростями упругих продольных волн 4,5 – 5,8 км/с. Мощность его очень изменчива  –  от нескольких сотен метров до 3 км. Под ним залегают породы повышенной плотности со скоростями продольных волн 7,2 – 7,8 км/с, т. е. значительно большими, чем в базальтовом слое, но меньшими, чем на границе Мохоровичича. Последняя практически здесь не выделяется. Геосинклинальный тип земной коры. Большой сложностью строения отличается земная кора под переходными зонами. В котловинах окраинных морей, входящих составными частями в эти зоны, шельф и материковый склон обычно сложены материковой корой, а глубоководная часть дна котловины  –  корой, по своему составу близкой к океанической, но отличающейся от нее значительно большей мощностью базальтового и осадочного слоев. Особенно резко возрастает толщина осадочного слоя. Второй слой обычно не выделяется резко, а происходит как бы постепенное уплотнение осадочного слоя с глубиной. Этот вариант земной коры был назван. Под островными дугами в одних случаях обнаруживается материковая земная кора, в других –  субокеаническая, в третьих  –  субматериковая,отличающаяся отсутствием резкой границы между гранитным и базальтовым слоями и общей сокращенной мощностью. Так, типичная  континентальная кора слагает Японские острова, южная часть Курильской островной дуги сложена субконтинентальной корой, а Малые Антильские и Марианские острова  –  субокеанической. Сложное строение имеет земная кора и под глубоководными желобами. Обычно борт желоба, который одновременно является склоном островной дуги, образован корой того типа, который характерен для островной дуги, противоположный борт – океанической корой, а дно желоба  –  субокеанической. Таким образом, строение земной коры в пределах переходной зоны отличается большой неоднородностью, мозаичностью, которая в целом очень хорошо согласуется с резкой дифференциацией рельефа переходной зоны. Дифференциация рельефа и строения земной коры отражает высокую динамичность процессов развития земной коры в пределах этих зон и может служить основанием для выделения четвертого типа земной коры, присущего переходной зоне. Его можно назвать геосинклинальным типом, так как по всем признакам строения и геодинамики переходные зоны в предлагаемом здесь понимании – современные геосинклинальные области. 

3. Геоморфологические процессы в мировом океане

Эндогенные  процессы  –  это прежде всего сложные и в общем малоизвестные движения масс, слагающих недра Земли. Воздействуя на перекрывающую эти массы земную кору, они вызывают ее Движение, деформации, формируют структуру земной коры и создают различные крупные формы рельефа. В качестве возможных причин как вертикальных, так и движений земной коры могут быть названы следующие физические процессы, протекающие в земной коре или в подкоровом слое верхней мантии: тепловое расширение или сжатие вещества; разнообразные фазовые превращения, сопровождающиеся увеличением или уменьшением объема горных пород; зонная плавка материала мантии, приводящая к его дифференциации и поднятию легкоплавких компонентов; гравитационная или тепловая конвекция в мантии, приводящая к всплыванию более легких или более разогретых составляющих. К этому надо добавить некоторые геохимические реакции сопровождающиеся увеличением объема и выделением тепловой энергии. В распространении и некоторых особенностях проявления землетрясений и вулканизма в пределах морей и океанов наблюдается определенная специфика, анализ которой позволяет выявить дополнительно значительные различия между планетарными морфоструктурами дна Мирового океана. Землетрясения, как известно, представляют собой результат мгновенного выделения механической энергии в толще земной коры или в подкоровой области, следствие возникающих в них огромных напряжений. При взрывоподобной разрядке напряжений из центра возникновения землетрясения – фокуса (очага) или гипоцентра – распространяются упругие волны, в принципе подобные тем, которые возникают при сейсморазведке. Проекция гипоцентра на поверхность Земли называется эпицентром землетрясения. Изучение напряжений, возникающих при землетрясениях в окраинной зоне Тихого океана, показало, что примерно 75% землетрясений здесь связано с горизонтальными подвижками по разломам. Главные горизонтальные напряжения на большей части периферии Тихого океана направлены по нормали к простираниям основных морфоструктур переходных зон. Исключение составляют Северная и Центральная Америка, а также южная часть Южной Америки, где эти напряжения обнаруживают приблизительную параллельность морфоструктурам. Расположение фокусов землетрясений под геосинклинальными областями подчинено определенным закономерностям. Оно определяется системой зон повышенной неустойчивости земной коры и мантии, наклоненных в сторону материков и пронизывающих земные недра до глубин порядка 700 – 750.  Эти зоны получили название зон. В типичном случае они уходят в глубь Земли примерно под углом.60°. Под срединно-океаническими структурами, судя по неглубокому залеганию очагов землетрясений, плоскости разломов могут быть прослежены лишь на небольшую глубину (первые десятки километров). По всей вероятности, разломы должны иметь встречный наклон плоскостей или вертикальное заложение. Эпицентры землетрясений здесь имеют тенденцию группироваться на участках пересечений рифтовой зоны с поперечными разломами и вдоль разломов. Сходная картина отмечается и в переходных зонах: большая часть их сосредоточена там, где глубоководные желоба и островные дуги секут поперечные разломы. Во время землетрясений нередко происходят мгновенные и весьма значительные изменения рельефа дна и берегов. Каждое землетрясение в океане или на его побережье вызывает образование огромных волн – так называемых цунами. Высота их достигает 30 м, скорость распространения – 400 – 800 км/ч. Цунами способны взмучивать донные осадки на глубинах до 1000 м. Они энергично воздействуют на берега и подводные береговые склоны, при сильных землетрясениях могут вызывать катастрофические разрушения прибрежных сооружений и населенных пунктов. Сезонные изменения плотности, солености, температуры, солевого состава воды происходят лишь в самом верхнем слое и не отражаются на геологических процессах на подавляющей части площади дна Мирового океана. В придонных слоях воды и от места к месту эти характеристики изменяются также в узких пределах. Например, на глубинах более 3 км разница в средних температурах придонных вод в антарктической области и в экваториальном поясе составляет лишь 2 – 3° С. В незначительных, пределах изменяются по меридиональному разрезу плотность и соленость придонных вод. В целом эти общие положения, казалось бы, должны указывать на второстепенное значение экзогенных процессов в формировании рельефа дна Мирового океана. Однако появляется все больше данных, свидетельствующих о значительной деятельности экзогенных факторов на дне океана, причем не только в прибрежной зоне, где огромная преобразующая роль таких факторов, как волны и течения, не вызывала сомнений, но и на больших глубинах. Экзогенные геологические факторы, действующие в океане, разделяют на гидрогенные, гравитационные и биогенные. К гидрогенным факторам относятся: различные виды движения морских вод – ветровое волнение и производные от него волны зыби и прибойный поток, цунами, приливоотливные движения воды, течения, сопровождающие ветровое волнение и приливоотливные колебания; постоянные или квазистационарные течения поверхностной циркуляции вод; внутренние волны, вертикальная циркуляция (перемешивание) морских вод; различные придонные течения. Все они являются предметом изучения динамической океанологии, и мы ограничимся лишь оценкой их возможности производить геологическую работу на морском дне. Гравитационные процессы. Каждый гидрогенный процесс в тон или иной степени протекает с участием силы тяжести. На дне Мирового океана довольно четко выделяется группа процессов, где сила тяжести является главным фактором движения минеральных частиц и вмещающих или пропитывающих и окружающих их масс воды. Эти процессы обычно называют гравитационными. В гидрогенных процессах обломочный (минеральный) материал всегда играет пассивную роль (Лонгинов, 1973). К  гравитационным факторам относятсясуспензионные или мутьевые потоки и подводные оползни (рис. 16), а также массовое медленное перемещение толщи наносов  –  крип  –  в направлении уклона дна. Одна из разновидностей крипа  –  «течение» песка, сопровождающееся «пескопадами», подобными наблюдавшимся при обследовании подводных каньонов у Калифорнийского побережья. Подводные оползни могут быть структурными (движение цельных блоков осадков без существенных нарушений внутренней структуры блока) и пластичными  (движение блока, или пакета отложений, постепенно переходящее в пластическое течение составляющего его материала с «внутренним взаимодействием частиц», аналогичное лавинам или грязе-каменным потокам). Начало мутьевым потокам дают реки, выносящие огромное количество мелкоземного материала в прибрежную зону моря, подводные оползни, которые могут быть спровоцированы землетрясениями или же возникнуть самопроизвольно при накоплении очень крупных масс осадков на склонах, не соответствующих по крутизне условиям устойчивого равновесия. При движении оползня вниз по склону осадки разжижаются и оползень постепенно преобразуется в мутьевой поток. Причиной возникновения мутьевых потоков может быть также перехват подводным каньоном масс наносов, перемещающихся в береговой зоне под действием волнения. Мутьевые потоки стекают по подводным каньонам. В устьях каньонов, где скорость потоков из-за выполаживания склона падает, они отлагают осадочный материал. Мутьевые потоки, особенно мощные, могут разрывать и перемещать разобщенные куски подводных телеграфных кабелей на большие расстояния, если кабели проложены на путях их движения. По усилиям, необходимым для разрыва кабелей и переноса их обрывков на те или иные расстояния, рассчитаны скорости мутьевых потоков: они могут доходить до 100 км/ч и более. Стекая по подводным каньонам, заложенным, по-видимому, в основном по тектоническим разломам, мутьевые потоки активно воздействуют на их дно и стенки. В результате каньоны углубляются, становятся извилистыми, на них появляются террасы и другие признаки русловых и долинных форм. Там, где скорость мутьевых потоков падает, происходит массовая аккумуляция переносимого ими материала, формируются обширные конусы выноса, обычно привязанные вершинами к устьям подводных каньонов. Конусы выноса соседних каньонов могут сливаться между собой. В результате у основания материкового склона формируется обширная наклонная аккумулятивная равнина – наиболее типичное морфологическое выражение материкового подножия. Суммарная мощность осадков может достигать нескольких километров. На шельфе совокупное действие гидрогенных и гравитационных факторов обеспечивает по преимуществу транзитный режим осадочного материала. К тому же субаквальное существование шельфа непродолжительно, поэтому морфологические результаты аккумулятивной деятельности гидрогенных и гравитационных факторов и ее влияние на рельеф шельфа ограничены. В батиальной и абиссальной зонах дна Мирового океана интенсивность действия этих процессов ниже, чем на шельфе, но зато длительность действия несравненно больше. Геологическая работа донных и поверхностных океанских течений. В последнее время стало известно, что существует целая система донных абиссальных течений, совершающих геологическую работу на дне океана. Они образуются за счет опускания и растекания по дну выхоложенных шельфовых вод Антарктики и в меньшей степени, но также охлажденных арктических вод. Более локальное значение имеет донный сток очень соленых, а потому аномально плотных вод, втекающих в океан из Средиземного, Красного морей, а также из Персидского залива.