DNO MORA je površina Zemlje pokrivena morem. Za vrijeme II. svjetskog rata aktivirala su se istraživanja morskog dna prvenstveno upotrebom ultrazvučnog dubinomjera, zatim otkrićem i iskorišćivanjem ležišta nafte, koja se mjestimično nalaze na kontinentskim šelfovima, konačno zbog desantnih pomorskih operacija i izgradnje umjetnih luka na različnim obalama. Tome je mnogo pridonijela izradba preciznih oceanografskih instrumenata i ponovo probuđen interes za podmorska istraživanja.

Klasifikacija mora i oblici morskog dna. Dok nije bilo dovoljno podataka o dubinama mora, mislilo se, da je morsko dno jednolično ravno, mjestimično slabo valovito. Što su se više množili podaci, dobiveni mjerenjem morskih dubina, postaje to očitije, da je reljef morskog dna nemiran, da se s njega dižu visoki isponi, visoki i dugi hrptovi, koji rastavljaju pojedine dubokomorske zavale, da se na njemu javljaju visoka vulkanska brda i mnogobrojne udubine poput koritastih dolina i dubokih jaraka i dr. Sigurno je, da u dubokom moru nema erozije, ili je nema u onom obliku, kao što je na kopnu, pa se prema tome pretpostavlja, da na reljefu morskog dna nema takvih oblika, kakve izrađuje erozivna snaga vode na kopnu, iako neki istraživači drže, da su takva podrijetla podmorski kanjoni. Prema tome, na morskom dnu antiklinalni hrptovi mogli bi nesmetano rasti u visinu do krajnjih granica, jer ih ne napada ni erozija ni denudacija. Koliko se danas zna, površine kontinenata i dna morskog ne pokazuju temeljnih strukturnih razlika, jer se sve te razlike mogu pripisati vanjskim utjecajima (denudacija, erozija i dr.).

Prave oceanske zavale u geološkom smislu nalaze se izvan kontinentskih šelfova te su ograničene izobatom od 200 m. Prijelaz između šelfa i dubokomorskog dna tvore 1000—1500 m duboke i strme kontinentske padine.

Neki dijelovi oceana (Atlantskog, Indijskog i Tihog oceana) smatraju se posebnim cjelinama (Arktička zavala, zavala Antarktičkih voda i Norveškog mora). Sva plitka mora, koja pokrivaju dijelove kontinentskih blokova, zovu se epikontinentalna mora, a dijele se na rubna i unutrašnja mora. Rubna se mora redovno nalaze uz kontinente, otvorena su prema pučini oceana pa se dijele na plitka ili šelfska rubna mora s dubinom, koja rijetko prelazi 200 m (Sjeverno more, more Arafura i dr.), i duboka rubna mora, koja su od oceana odijeljena podmorskim pragovima (istočno-azijska rubna mora). Unutrašnja mora pretežno su okružena kopnom, tako da se veza s otvorenim morem održava s jednim ili više morskih prolaza. Dubine plitkih unutrašnjih mora dosežu do 250 m (Baltičko more, Hudsonov zaljev i dr.), a dubine dubokih unutrašnjih mora veće su od 250 m. Dno Sredozemnog, Crnog i Crvenog mora duboko je od 2000 do 5000 m. Okrugle ili ovalne depresije znatnih dubina u oceanima zovu se dubokomorske zavale.

Dubokomorski jarci ili rovovi vrlo su duboke, duge i uske depresije strmih pristranaka, koji u poprečnom presjeku imaju oblik slova U, dok su dubokomorske uvale formirane u obliku slova V. Najbolje je istražen 3500 km dug i oko 7500 m dubok Aleutski dubokomorski jarak, koji se pruža od zaljeva Jakutat (u zaljevu Aljaske) prema zapadu do otoka Attu. Dok su dubokomorski jarci vrlo duboki, mjestimično i do 8000 m, dubokomorske oceanske zavale redovno ne prelaze više od 6000 m dubine. U novije su doba osobitu pažnju pobudili podmorski kanjoni na kontinentskim i inzularnim padinama i na šelfu.

Isponi su na morskom dnu vrlo različita oblika, dimenzija i visina. Budući da su istraživanja morskog dna do prije II. svjetskog rata obuhvaćala tek pojedina oceanska područja, bilo je mnogo nedostataka, netočnosti i površnosti u podacima za takve oblike. U novije su doba mnogi problemi na tom području raščišćeni, ali nazivi za pojedine visinske oblike još nisu definitivno utvrđeni. Internacionalna komisija za nomenklaturu oblika na morskom dnu utvrdila je 1952 u Monte Carlu definitivno nazive samo za neke oblike na dnu mora. Najveće su konveksne tvorevine na dnu mora hrptovi (Srednjoatlantski hrbat), koji međusobno rastavljaju dubokomorske oceanske zavale. U podmorske ispone idu i podmorski ravnjaci, koji su često velikog prostranstva (Telegrafski i ravnjak Albatros). Neki se podmorski ravnjaci smatraju nastavkom kontinentskih blokova ispod razine mora (ravnjak Birdwood kod rta Horn, Bahamski ravnjak između Američkog kopna i Bahamskog otočja i ravnjak Sokotra između istočne obale Afrike i otoka Sokotre). U novije su doba pobudili veliku pažnju isponi okruglog ili eliptičkog oblika s ravnim, plosnatim, gotovo odrezanim vrhom, koji se pretežno nalaze u sjeverozapadnom dijelu Tihog oceana na dubini od 150—300 m.

Prema tome, dno mora obuhvaća 3 velika pojasa: pojas šelfova, kontinentskih padina i dno dubokog mora.

ŠELF

Kontinentski šelf (engl, shelf), pojas relativno plitkog morskog dna, koji okružuje kontinente te se na vanjskom rubu naglo spušta prema dnu dubokog mora. Vanjsku granicu šelfa tvori redovno izobata od 200 m, ali mjestimično može biti dublja ili plića. Naziv shelf uveo je u podmorsku morfološku terminologiju H. R. Mill god. 1888.

U našoj oceanografskoj literaturi upotrebljavaju se osim šelfa i nazivi: kontinentska stepenica, priobalni rub i epikontinentski rub. Kontinentski i dr. šelfovi su rasprostranjeni gotovo po svim oceanima, ali svagdje još nisu dovoljno istraženi. U pomanjkanju detaljnih istraživanja šelfa mogu se upotrebiti za studij i pomorske karte, u kojima ima obilje podataka о topografiji šelfa. Iako ti podaci nisu odviše točni, ipak se po njima mogu konstruirati granice i oblici šelfova.

Šelfovi uz kontinente Aziju i Evropu. U Barentsovu moru nalazi se 183—366 m dubok šelf glacijalnog podrijetla (glaciirani šelf) s koritastim dolinama, plićacima i koritastim basenima različne veličine. Istočno od Novaje Zemlje, od poluotoka Tajmyr do Beringova mora, uz velike sibirske rijeke, šelf je širok (oko 650 km), blagog nagiba i malih dubina, dok je u Ohotskom moru duž istočne obale Azije mnogo uži; znatnu širinu ima samo na sjeveroistočnom i sjeverozapadnom uglu. U Tatarskom zaljevu, južno od Tatarskog prolaza, šelf je širok i pokriven pretežno muljem. Južno od Vladivostoka pruža se gotovo do Korejskog zaljeva uzak šelf pokriven pijeskom. Cijeli Korejski prolaz dio je šelfa, koji se uz Japanske otoke pruža prema sjeveru. Južno od Korejskog prolaza šelf se proširuje, tako da se gotovo cijelo Žuto more u širini od 1206 km nalazi na šelfu. Kao Beringovo i Ohotsko more, ima i Žuto more dublju zonu na vanjskoj strani, koja je od Formoze do Japana obrubljena nizom otoka. Dno je pokriveno muljem osobito u Pečilskom zaljevu i uz velike rijeke na jugu, a vanjski dio šelfa pijeskom. U Formoskom prolazu iznosi širina šelfa oko 115 km. Južno od Formoze do otoka Hainan šelf je širok 162 km, u zaljevu Tonkin 485 km, a u Sijamskom zaljevu 1290 km, te je po širini sličan šelfu Žutog mora, iako mu dubina iznosi manje od 90 m. Cijelo Javansko more, koje se nalazi između Sumatre i Jave na zapadu i jugozapadu i Bornea na sjeveru i istoku, tipično je šelfsko more, gdje su dubine pretežno manje od 55 m. Od Malajskog prolaza, koji je plitak (65 m), šelf se prema sjeveru sužuje i koleba od 48 do 160 km. Duž obale· Tenasserima i uz južnu Burmu nalaze se na šelfu brojni otoci i potopljeni hrptovi. U zaljevu Martaban šelf se proširuje do 257 km, ali se uz deltu rijeke Irrawady sužuje na 120 km, dok mu širina uz deltu Gangesa iznosi oko 160 km, a dubina 18 m. Uz istočnu obalu Indije pruža se uzak šelf, koji se još jače sužuje uz delte rijeka te zalazi u 13 m dubok prolaz Palk, koji je na zapadnoj strani obrubljen nizom malih otoka (Adamov Most). Otok Ceylon okružen je vrlo uskim šelfom. Duž zapadne obale Indije šelf se proširuje; kod zaljeva Cambay širina mu iznosi oko 300 km, a kod zaljeva Cutch oko 120 km. Uz cijelu zapadnu obalu Indije šelf je pokriven pretežno muljem, mjestimično šljunkom, a gdjegdje je dno kamenito. Oko delte Inda šelf je plosnat, a uz obalu Beludžistana i Arabije uzak (15—30 km). Kameno dno u Perzijskom zaljevu vjerojatno je u vezi sa solnim kupolama, pa pokriva uleknuća i brežuljke na dnu mora. Duž obale Izraela, Libanona, Sirije i Male Azije šelf je uzak i pokriven muljem.

Na sjevernom kraju Jadranskog mora šelf se proteže od sjevera prema jugu u širinu od 380 km s najvećom dubinom oko 90 m, a na rubu 190 m. Dno je muljevito i mjestimično pješčano. Uz Apeninski poluotok dobro je razvijen šelf u zaljevu Manfredonije, uz Siciliju i u blizini otoka Malte; uz zapadnu obalu je uzak i prestaje ondje, gdje se Primorske Alpe spuštaju do obale Ligurskog mora. Delta rijeke Rhône pokriva širok šelf, koji se pruža kroz Lionski zaljev, uz istočnu obalu Pirenejskog poluotoka i kroz Gibraltarska vrata; kod rta Trafalgar i uz ušće rijeke Guadalquivir iznosi mu širina 24—45 km. Duž zapadne obale Pirenejskog poluotoka šelf je širok samo 16 km, dok je duž sjeverne brdovite obale Pirenejskog poluotoka širok 13—40 km. Od francuske granice pruža se šelf prema sjeveru, pa se uz ušće Loare proširuje do 160 km; uz obalu Bretagne se sužuje. U Irskom moru i Engleskom kanalu šelf se proširuje; topografija mu je nepravilna, a dno pretežno kamenito, tek mjestimično je šljunak pomiješan s pijeskom. Mulja ima malo zbog jakih struja. Po sredini Engleskog kanala pruža se duboka dolina Hurd, koja predstavlja potopljeno staro korito Seine (v. Engleski kanal). Sjeverno more je pretežno šelfsko more s dubinom prosječno manjom od 180 m. Dno je valovito s brojnim plićacima i depresijama (v. Sjeverno more). Za ribarstvo je važan plićak Dogger Bank, na kojemu su nađeni ostaci pleistocenskih životinja i oruđe čovjeka iz kamenog doba. Duboko korito Skagerraka uz južnu obalu Norveške vjerojatno je glacijalnog tipa. Plitak prolaz Kattegat spaja Sjeverno more s Baltičkim šelfskim morem, u kojemu se sedimenti sastoje pretežno od glacijalne gline i postglacijalnog mulja i pijeska. U Baltičkom moru pokriva pijesak dno uz obale, a glina i mulj centralne dijelove dna.

Uz norvešku obalu šelf je širok oko 180 km s dubinom, koja se koleba između 180 i 360 m. U zatvorenom Crnom moru, koje je plitkim prolazima spojeno sa Sredozemnim morem, šelf je vrlo širok samo u zaljevu Odesse (0k0 190 km), vjerojatno zbog ušća Dunava, koje se nalazi na zapadnoj strani zaljeva. Uz ostale obale Crnog mora šelf je širok 8—16 km. U Kaspijskom jezeru šelf je uzak, proširuje se samo na sjeveru uz deltu Volge.

Šelf uz obale Afrike. Duž ravne istočne obale Afrike šelf je vrlo uzak (rijetko preko 15 km), a mjestimično ga i nema. Kod Zanzibara i uz ušće rijeke Zambezi proširuje se i doseže širinu od oko 65 km. Južno od Zambezia proširuje se do 120 km, a uz Rt Dobre Nade doseže maksimum od 240 km širine. Veći dio šelfa uz južnu Afriku dublji je od 137 m. Sjeverno od Rta Dobre Nade do 28°S šelf se sužuje na 96 km i takav ostaje uz male promjene na duljini od 970 km. Uz ušće Konga na 80 km širokom šelfu prevladava pijesak, ali na samom ušću Konga mulj. Od ušća Konga do ušća Nigera šelf je prosječno oko 48 km širok, zapadno od Nigera 15—50 km. Sjeverno od rta Verde pa do ušća rijeke Senegal prevladavaju na 120 km širokom šelfu brojni plićaci. Sjeverno od Tangera šelf je širok 70—90 km, ali se u blizini Gibraltara sužuje na 6 km i manje. Duž sjeverne afričke obale šelf je od Gibraltara do Tuniskog zaljeva uzak ili ga uopće nema. U zaljevu Gabés širina mu iznosi oko 290 km, a uz deltu Nila 20—50 km. Tu je šelf vrlo plitak (manje od 18 ni).

Šelf uz obale Amerike. Duž obale Labradora i Newfoundlanda širina je šelfa 146—380 km; površina mu je nepravilna s koritastim dolinama, brežuljcima i plićacima, koji upućuju na glacijalno podrijetlo. Plićaci Grand Banks poznati su zbog ribarstva. Taj široki šelf s nizom plićaka na vanjskom rubu nastavlja se i dalje prema jugu uz Cape Breton, Novu Scotiu i istočnu obalu USA do rta Hatteras, gdje ga gotovo i nema. Južno od rta Hatteras šelf se proširuje do 115 km, ali se južno od luke Jacksonville sužuje zbog Golfske struje, koja teče duž obale. Od rta Key West na južnoj obali Floride pruža se šelf pokriven vapnenim pijeskom duž zapadne obale Floride u širini do 240 km. Nešto uži i plići šelf pruža se do delte rijeke Mississippi, koja ga potpuno pokriva. Duž meksičke obale šelf je uzak, ali se kod poluotoka Yucatán proširuje, pa mu širina duž zapadne i sjeverne obale iznosi oko 230 km, a uz istočnu obalu Hondurasa 240 km. Uz istočnu obalu Yucatána nema šelfa, a duž sjeverne obale Venezuele slabo je istražen. Uz ušće rijeke Orinoco i uz obalu Gvajane širok je 113 km, a uz ušće Amazone oko 320 km. Kod rta Sao Roque šelf se sužuje (oko 16 km), a od grada Rio de Janeiro do rijeke La Plata varira između 80 i 160 km; u estuariju La Plate muljem i pijeskom pokriveni šelf doseže širinu od 420 km, a dubina je različita: između 5,5 i 18 m. Širina šelfa južno od La Plate iznosi oko 160 km, a južno od luke Bahía Blanca varira između 320 i 560 km. Duž južnog dijela zapadne obale Južne Amerike šelf je vrlo uzak. U nekim fjordovima na obali Čilea voda je gotovo 1600 m duboka. Sjeverno od 42° S šelf je samo lokalno razvijen. Od 14⁰ do 16° S šelf je prosječno oko 50 km širok, u zaljevu Guayaquil oko 65 km, a kod Panamskog kanala 120 km. Sjeverno od Paname šelf je vrlo uzak ili ga nema, u zaljevu Tehuantepec ima širinu oko 90 km, a odatle do Kalifornijskog zaljeva uopće ga nema. U Kalifornijskom zaljevu je širi šelf samo uz deltu rijeke Colorado. Duž vanjske obale poluotoka Kalifornija do San Francisca šelf je vrlo uzak; uz obalu savezne države Oregon i Washington nešto je širi (oko 35 km). Uz obalu Britanske Kolumbije i južne Aljaske šelf je glacijalnog podrijetla sa mnogo koritastih dolina i plićaka. Plosnat i ravan, 643 km širok, šelf Beringova mora s dubinama manjim od 90 m pokriven je pijeskom. Uz sjevernu obalu Aljaske i Kanade šelf je glacijalnog podrijetla, a tako i šelf Hudsonova zaljeva. Duž obale Grenlanda dno je duboko i nepravilno.

Šelf uz Australiju. Najveći je dio Australije obrubljen širokim šelfom. Na sjeveru tvore Arafursko more i zaljev Carpentaria jedno od najvećih šelfskih mora na svijetu; duljina mu iznosi oko 1200 km, a širina 725 km. Tu je šelf plosnat i plitak (dubine su manje od 90 m). Uzak šelf uz obalu Queenslanda proširuje se na 21° S gotovo do 320 km, pa je do polovice pokriven koraljima. Koraljni grebeni se nalaze duž vanjske strane šelfa i tvore Veliki koraljni greben (Great Barrier Reef). S unutarnje strane grebena nalaze se 36—54 m duboki plovni kanali, kojih je dno pokriveno muljem i pijeskom. Kod rta Sandy, blizu južne obratnice, nestaje koraljnih grebena, pa se šelf do Bassova prolaza sužuje. Duž južne obale Australije šelf je širok oko 160 km, pa se od Sjeverozapadnog rta sve više širi te između otoka Timora i kopna doseže oko 320 km.

Šelf uz Antarktiku. Dno duž obale Antarktike slično je dnu na šelfovima glacijalnog podrijetla u Barentsovu moru i uz Grenland. Voda je uz obalu duboka nekoliko stotina metara; u zaljevu Whales voda je uz granicu leda duboka više od 360 m, pa se može reći, da je to najdublji šelf na svijetu. Zbog nedostatka podataka ne može se dobiti prava slika šelfa oko Antarktike, iako bi se po izvanrednim dubinama, u kojima se šelf nalazi, moglo nagađati, da je pod velikom težinom ledenog pokrova bio svinut prema dolje ili je glacijacija bila dugotrajna i intenzivna, pa je erozija išla do većih dubina.

Šelfovi oko otoka. Šelfovi, koji obrubljuju oceanske otoke, zovu se inzularni ili otočni šelfovi za razliku od kontinentskih. Šelfovi oko otoka pretežno su uski, ali mnogi koraljni otoci imaju široke šelfove, a neki uronjeni koraljni plićaci u jugozapadnom dijelu Tihog oceana i u Indijskom oceanu široki su 160 i više kilometara. Takvi šelfovi i plićaci rijetko prelaze dubinu od 55 m. Šelfovi oko oceanskih otoka, koji nisu koraljnog podrijetla, imaju dubine slične dubinama plitkih kontinentskih šelfova.

Mnogi, osobito vulkanski, oceanski otoci nemaju šelfa. Otok Hawaii u skupini Havajskih otoka, koji je zapravo vulkan ugašen u novije doba, nema izrazitog šelfa na najvećem dijelu obale.

Morfološke karakteristike šelfa. Šelf nije svuda istog podrijetla, a ni morfološke karakteristike nisu na svakom šelfu jednake. Prema postanku mogu se razlikovati šelfovi glacijalnog podrijetla, šelfovi uz ušća velikih rijeka, šelfovi koraljnog podrijetla i šelfovi uz mlađe nabrane gorske lance. Najizrazitiji su šelfovi glacijalnog podrijetla s tipičnim koritastim dolinama, plićacima i zavalama različne veličine. Koritaste doline razlikuju se od podmorskih kanjona velikom širinom i gotovo okomitim ravnim pristrancima. Uleknuća u obliku zavala slična su najvećim jezerskim zavalama glacijalnog podrijetla na kopnu. Plićaci nisu isključivo karakteristika ove vrste šelfova, ali ih na njima ima mnogo više nego na drugim vrstama šelfova. Mnogi od takvih plićaka imaju svjetsko značenje za ribarstvo. Šelfovi glacijalnog podrijetla prosječno su široki oko 160 km s granicom prema dubokom moru na dubini od 200 do 205 m. Koritaste doline i zavale obično su dublje od 180 m. Sedimenti na šelfu glacijalnog podrijetla imaju mnogo sličnosti sa sedimentima nastalim kopnenom glacijacijom. Koritaste doline i zavale sadrže osim mulja i pijesak, šljunak i valutice, a plićaci su redovno pokriveni pijeskom ili valuticama. Iako šelfovi uz ušća velikih rijeka nisu prosječno tako široki kao šelfovi glacijalnog podrijetla, ipak je najveći dio najširih šelfova svijeta u vezi s najvećim rijekama (u Žutom moru, Sijamskom zaljevu, na aljaskoj strani Beringova mora i uz ušća velikih sibirskih rijeka). Ali ni svi šelfovi uz velike rijeke nisu uvijek široki; tako delta rijeke Mississippi nema šelfa, iako je golema i dobro razvijena. Šelfovi uz ušća velikih rijeka redovno su pokriveni muljem, koji se u širokoj zoni pruža uza samo ušće rijeke, a na vanjskom rubu šelfa staložen je pijesak. Često se ta zona mulja pruža duž šelfa nešto dalje od samog ušća rijeke u smjeru struje, koja uz obalu teče. Istraživanjima u području mnogih delta utvrđeno je, da se delte redovno spuštaju. Ne može se sigurno odrediti, da li je to spuštanje uzrokovano opterećenjem zemaljske kore zbog taloženja sedimenata (težinom sedimenata) ili kontrakcijom (stezanjem) donjih slojeva sedimenata, koji su se već prije staložili. Prema tome plitka ravna površina u blizini delte ili uz ušća velikih rijeka može biti duboko utonula ravnica delte ili ravnica delte iz glacijalnog doba, kad je morska razina bila niža nego što je danas. Bušenjima i geofizičkim istraživanjima u delti Mississippia dokazalo se, da su tu staložene goleme količine sedimenta, ali se zasad ne može odrediti, jesu li ti sedimenti staloženi u plitkoj vodi, i da li se delta spuštala u isto vrijeme, dok su se sedimenti taložili, kao što se to događalo u starim geosinklinalama. Da se delte sada ne proširuju preko šelfova, može se razjasniti spuštanjem ili relativno novijim dizanjem morske razine, koje se dogodilo poslije glacijalne epohe. Šelfovi koraljnog podrijetla razlikuju se od ostalih vrlo malom dubinom i mnogobrojnim nepravilnim plićacima. Najbolji je primjer takva šelfa Veliki koraljni greben uz istočnu obalu Australije. Šelfovi uz mlađe nabrano gorje imaju prosječnu širinu od 16—20 km. U Sredozemnom moru je vrlo uzak šelf uz Primorske Alpe, gorje Atlas i uz Pireneje. Izuzetak su široki šelfovi glacijalnog podrijetla, koji se nalaze uz mlađa nabrana gorja (Britanska Kolumbija i južna Aljaska). Najveći dio Tihog oceana obrubljen je mlađim nabranim gorjem, koje se, sudeći po čestim potresima, neprekidno formira, pa su tu šelfovi vrlo uski (16 km), ali nisu plitki. Vanjski rub šelfa spušta se vrlo strmo do velikih dubina. Na širinu šelfa utječu i jake oceanske struje. Obale, uz koje teku permanentne oceanske struje, imaju redovno šelf vrlo uzak ili ga uopće nemaju. Lijep je primjer za to obala poluotoka Floride. Na zapadnoj strani poluotoka nalazi se širok šelf, a na južnoj i jugoistočnoj strani uopće ga nema zbog Golfske struje, koja tu protječe s brzinom od 3 čvora. Isti je slučaj i uz obale poluotoka Yucatána, gdje uz istočnu obalu, zbog jače struje, nema šelfa, a uz zapadnu je obalu razvijen. U vezi sa strujama nastaje problem razmještaja i transportiranja sedimenata na šelfu. Na golemim područjima šelfova nalaze se sedimenti u različnim udaljenostima. Često leže finiji (sitniji) sedimenti uz vanjski rub šelfa, a krupniji (grublji) u blizini obale i obratno. Pitanje je, da li su se krupniji sedimenti transportirali na šelfu pod sadašnjim uvjetima ili su tu već otprije, i s time u vezi, da li su struje mogle držati tako dugo suspendirane finije sedimente (mulj), dok ih nisu prenesle na vrlo udaljena područja šelfa, često i preko grubljih sedimenata. Na temelju promatranja zamuljene vode, koja se prigodom riječnih poplava opaža vrlo daleko u moru (Amazona i dr.), drži se, da se mulj prenosi daleko preko šelfa, a taloži se na mjestima, gdje je turbulentan tok vode neznatan. Nalazi pijeska s muljem u zavalama izvan šelfa dokazuju, da se i taj grublji materijal prenosi preko šelfa. Brzina struja smanjuje se na prijelazu iz duboke u plitku vodu, gdje se valovi lome. Prema tome, u takvim se strujama ne bi dugo mogao održati pijesak u suspendiranom stanju (lebdećem stanju). Dokazano je, da jake plimne struje mogu transportirati pijesak na relativno dosta udaljena područja, ali one se kreću pretežno paralelno s obalom, a ne u transverzalnom smjeru, pa se prema tome sedimentacija pijeska na vanjskim rubovima šelfa i u zavalama izvan šelfa ne bi mogla na taj način razjasniti. Za transportaciju pijeska mogli bi biti od velike važnosti jedino interni valovi (Shepard), ali taj problem još nije dovoljno istražen. Ne može se, prema tome, utvrditi, do koje udaljenosti mogu struje transportirati pijesak. Još je veći neriješeni problem transportacije šljunka i valutica. U mnogim unutrašnjim morima (Baltičko more) i zaljevima nalaze se normalno grublji sedimenti uz obalu, a finiji daleko od obale u dubljim vodama. U uskim morskim prolazima primijećena je obrnuta pojava, da se grublji sedimenti nalaze u dubljoj vodi, a finiji u plitkoj. Nema sumnje, da struje imaju veliku važnost u razvitku šelfa. Golfska je struja s brzinom od 3 čvora i više na površini spriječila vjerojatno razvitak šelfa duž južne i jugoistočne obale Floride i erodirala rub šelfa uz rt Hatteras. Zbog snižene razine mora za vrijeme pleistocenske glacijalne epohe, struja je mogla erodirati šelf do dubine, koja bi za eroziju sadašnje Golfske struje bila odviše velika. Na uskim ulazima u neke zaljeve (Golden Gate) i u unutrašnja mora (Japansko more) struje su izjaružile u kamenom dnu šelfa duboke udoline (rupe), koje se ne mogu usporediti s podmorskim kanjonima. Kamena udolina uz Golden Gate duboka je 109,7 m, a udolina, koja se nalazi južno od ulaza u Japansko more, 417 m. Jaruženje takvih depresija u šelfu nije moguće u sadašnjim prilikama, nego se ono vjerojatno desilo u doba pleistocenske glacijalne epohe, kad je razina mora bila mnogo niža.

Postanak šelfa. Prije su mnogi istraživači nastojali rastumačiti postanak šelfa utjecajem valova na rub kontinenta i sedimentacijom erozivnog, odnosno abrazivnog materijala. F. Nansen je prvi izradio detaljnu studiju kontinentskih šelfova na Arktiku i uz norvešku obalu, u kojoj je tvrdio, da je za genezu tih šelfova bila od odlučne važnosti glacijacija u pleistocenu. Šelfovi su tada bili suho kopno, po kojem su klizili ledenjaci. Uz Novu Scotiu dokazane su na plićacima duž vanjskog šelfa završne morene, a uz obalu ih nema. Ista se pojava može utvrditi na šelfovima, koji se nalaze uz mnoge obale, a napose na šelfu uz obalu Norveške. Koritaste doline na šelfovima glacijalnog podrijetla nemaju nijedne karakteristike riječnih dolina, jer su za riječne doline preširoke. Ledeničkog su podrijetla i zavale različne veličine na šelfu, koje su vrlo slične velikim jezerskim zavalama ledeničkog podrijetla na kopnu (u Alpama i dr.). Plićaci na šelfovima glacijalnog podrijetla nisu nastali glacijalnom akumulacijom, nego strujama, koje su kasnije nakon povlačenja ledenjaka i spuštanja cijelog područja pod razinu mora transportirale sedimente na udaljenija mjesta šelfa. Oblik plićaka uz New England dokazuje, da su nastali pod utjecajem plimnih struja, koje su preko plićaka tekle mijenjajući smjer od sjevera prema jugu i od juga prema sjeveru. Plićaci su na glacijalnim šelfovima slični morenama na kopnu, što dokazuje šljunak zaostao na površini takvih plićaka.

Čehoslovački geolog V. J. Novak držao je, da su šelfovi postali kombiniranim djelovanjem promjena morske razine u kasnom tercijaru i u pleistocenu, pa su za razvitak šelfske terase bili osobito važni faktori kopnenog poravnavanja i abrazije mora. Nema sumnje, da su sadašnji šelfovi nastali kombiniranim djelovanjem različnih faktora. Vjerojatno je najveći dio šelfova bio pod utjecajem sniženja razine mora u glacijalnoj epohi. Neki su šelfovi bili pokriveni kopnenim ledenjacima, koji su ih svojom erozijom i transportiranjem materijala izradili, odnosno preinačili. Mnogi su šelfovi nastali novijim pokretima Zemljine kore, a u vulkanskim su područjima i vulkanske erupcije modificirale njihov karakter. Golem utjecaj na formiranje šelfova imale su usto morske struje i valovi, osobito, ako se uzmu u obzir oscilacije razine mora (spuštanje i dizanje), koje su od kraja tercijara pa dosada vjerojatno bile vrlo znatne (pogotovu za vrijeme pleistocenske glacijacije).

Prema tome, kontinentski su šelfovi mogli nastati:

1. abrazijom otoka pred kopnenom obalom za vrijeme spuštanja morske razine (od kasnog tercijara do pleistocena). Otoci su bili abrazijom poravnani, pa su kasnije uzdizanjem morske razine nakon ledenog doba ponovo potopljeni. Dublji dijelovi morskog dna između kopna i otoka bili su zatrpani abradiranim materijalom s otoka. Na taj su način nastali široki šelfovi s grubim sedimentima i kamenim dnom duž vanjskog dijela šelfa i s finijim sedimentima na unutrašnjoj strani šelfa;

2. potapanjem riječnih delta nakon uzdizanja morske razine poslije ledenog doba;

3. abrazijom kontinentske obale i stvaranjem širokih abrazivnih zaravni, koje su kasnije potopljene izdizanjem morske razine;

4. utjecajem ledenjaka i glacijalne erozije za vrijeme ledenog doba. Takav je tip šelfa zasad najbolje istražen i razjašnjen.

Na temelju podataka, koji su dosad sakupljeni o šelfovima, čini se, da su kontinentski šelfovi kompleksnog podrijetla. Sniženje morske razine za vrijeme pleistocenske glacijacije uzrokovalo je mnoge karakteristike šelfa, koje se mogu smatrati anomalijama.

Za vrijeme snižene razine mora vjerojatno je abrazija poravnavala dijelove šelfa i urezala terase, koje se jasno vide na mnogim profilima šelfova. Neki su uski šelfovi gotovo u cijelosti terase izrađene valovima, a drugi su širi i nastali su kombiniranim djelovanjem abrazije na vanjskoj strani i akumulacije na unutarnjoj strani šelfa. Sedimenti, koji su nastali abrazijom, bez sumnje su bili odnesem preko ruba šelfa te su se akumulirali na kontinentskim padinama ili u dubokim zavalama, koje se nalaze uz kontinentske padine. Riječne delte bile su također važan faktor za formiranje šelfova, ali, budući da se ne pružaju dalje u more od sadašnjih delta, morale su biti od vremena do vremena potopljene. Za razvitak mnogih šelfova bila je od velike važnosti i glacijacija. Glacijalna erozija stvorila je na obalama mnogobrojne fjordove i morske prolaze. Materijal, koji su ledenjaci erodirali s unutrašnjeg kraja šelfova i iz fjordova, odnesen je djelomično na vanjski rub šelfa, gdje su se stvorili plićaci (Grand Banks kod Newfoundlanda i Georges Banks uz New England).

U novije doba intenzivno se istražuju kontinentski šelfovi zbog nafte, koja se tu vjerojatno akumulira u velikim ležištima. Otkriće podmorskih brežuljaka na vanjskom rubu šelfa zapadno od delte rijeke Mississippi upućuje na prisutnost solnih kupola, koje su vrlo često udružene s ležištima nafte. Tako bi ispitivanje kontinentskih šelfova pomoglo rješavanju stratigrafskih problema, koji su u vezi s istraživanjem nafte. Kod toga se mogu primijeniti seizmička, gravimetrijska i magnetska metoda.

KONTINENTSKE PADINE

Karakteristike. Strmi pristranci, koji se spuštaju s vanjskog ruba šelfa u velike dubine oceana, zovu se kontinentske padine. To su najviši reljefni oblici na Zemlji. Prosječna im je visina 3650 m, a neki od njih dosežu visinu i od 9150 m te visinom mnogo nadmašuju najviše ispone na kopnu.

Kontinentske podmorske padine nisu jednolične od ruba šelfa do dna oceana, nego su obično isprekidane hrptovima, brežuljcima i zavalama. Iako se kontinentske padine nalaze uz rubove svih kontinenata, malo ih je dosad opisano i istraženo.

Azija i Evropa. О kontinentskim padinama u istočnoj Aziji sjeverno od Japana ne zna se gotovo ništa. Duž obale Japanskih otoka sjeverno od Тоkуа spuštaju se kontinentske padine do 1800 m pod kutom od 2°, ali s povećanjem dubine postaje im nagib strmiji. Na padini blizu Тоkуа nalazi se i serija podmorskih kanjona. Duž južne obale Japana iznosi nagib kontinentskih padina 2°—10°. Kontinentske padine uz Žuto more blaga su nagiba i brežuljaste; prema Formozi postaju strmije sa mnogo kanjona, a uz južnu Kinu i Indokinu su blage. Oko Filipina padine su na svim stranama neobično strme, do 1800 m dubine njihov je nagib 11°. Uz otok Mindanao padine se spuštaju vertikalno do 9145 m. Ako se visini podmorske padine doda visina gorja na otoku, cijela visina padine iznosi 9728 m. Oko istočne i sjeverne obale otoka Luzona padine su ispresijecane brojnim kanjonima. Uzak šelf uz južnu Burmu obrubljen je padinom blaga nagiba, a uz ušća rijeka Irrawaddy i Gangesa nagib padine koleba između 1°—2°. Duž istočne obale Indije nagib padine postaje strmiji (4⁰—6°), a uz otok Ceylon iznosi 10° i više. Ceylonske padine također su ispresijecane kanjonima. Uz zapadnu obalu Indije nagib padine iznosi 2°, a duž obale Arabije, gdje je šelf vrlo uzak ili ga nema, padine nisu vrlo strme. Uz obalu Izraela i Sirije padine su blage, a strme su uz obale Male Azije i Grčke. Uz Apeninski poluotok padine su relativno dosta malene, veće i strmije postaju ondje, gdje se Primorske Alpe spuštaju do obale. Širok šelf Lionskog zaljeva ima blage padine, dok duž istočne i južne obale Pirenejskog poluotoka nagib padina s kanjonima mjestimično iznosi i do 10° do dubine od 1800 m. Uz zapadnu i sjevernu obalu Pirenejskog poluotoka padine su strme, nagib im doseže i 15⁰, ispresijecane su kanjonima, brežuljcima i hrptovima. Uz jugozapadnu obalu Francuske padine su blage, uz Bretagnu postaju nešto strmije (5°), a u Engleskom kanalu smanjuje se nagib na 2°. Sjeverno od Sjevernog mora nagib padina uz Norvešku iznosi oko 1° do 1800 m dubine. Uz Lofote najveći nagib iznosi 4⁰; sjeverno od Lofota padine su izdubljene kanjonima.

Afrika. Uz poluotok Somaliju, gdje je šelf vrlo uzak, nisu kontinentske padine odviše strme, ali na padinama sjeverno od Mozambika ima dosta kanjonskih dolina. Uz južnu obalu Afrike nagib padina iznosi prosječno oko 5⁰. Padine, koje obrubljuju duboke šelfove uz jugozapadnu obalu Afrike, nisu strme (2⁰). Uz ušće rijeke Konga i Nigera također su blage, ali duž Zlatne Obale i Obale Bjelokosti postaju strmije. Sjeverno od 10°N padine su dosta blage, a oko Casablance nešto strmije. Duž obale gorja Atlas uzak šelf obrubljuju padine s kanjonima, koje imaju prosječan nagib od 6°.

Amerika. Kontinentske padine uz istočnu obalu USA izbrazdane su mnogim velikim kanjonima. Južno od rta Hatteras padina je vrlo blaga s nagibom od 1° do dubine 550—920 m. Na toj dubini nalazi se oko 140 km širok ravnjak poznat pod imenom Blake Plateau, koji se pod kutom od 15⁰ spušta u dubinu oceana. Dno je tu, koliko je poznato, bez sedimenata, vjerojatno zbog Golfske struje. Oko južne Floride padina je blaga, a na zapadnoj se strani jednolično spušta do dubokog dna Meksičkog zaljeva pod kutom 1°—5⁰. Na padinama uz deltu rijeke Mississippi nalaze se brežuljci 760 m visoki i depresije oko 600 m duboke. О kontinentskim padinama uz istočnu obalu Meksika i Srednje Amerike nema mnogo podataka. Uz južnu obalu otoka Kube nalazi se najstrmija padina na svijetu. Nagib joj iznosi do 1800 m dubine prosječno 17⁰, a mjestimično i do 45°. Vrlo su strme padine također sjeverno od otoka Puerto Rico i Haiti. Padine su uz sjevernu obalu Južne Amerike blage, osobito uz ušće rijeka Orionoco i Amazona. Južno od rta São Roque pruža se u duljini od 2420 km vrlo strma padina s nagibom 4⁰—20° do dubine od 1800 m. Južno od Rio de Janeira kontinentske su padine blage s prosječnim nagibom 2°—3⁰ do dubine od 1800 m. Uz zapadnu obalu Južne Amerike spuštaju se kontinentske padine do dubine od 5500 m, a mjestimično i do 7300 m. Uzevši u obzir ispone Anda, koji se nalaze u blizini, ove padine imaju najveću visinu na svijetu; na jednom mjestu dosežu oko 13.070 m. Do 1800 m nagib im iznosi oko 5,5^o. Prema sjeveru kontinentske su padine mnogo pravilnije. Duž obala Srednje Amerike nalaze se padine s nagibom 5⁰—6° i mjestimično se spuštaju do velikih dubina.

Uz zapadnu obalu Sjeverne Amerike najbolje je istraženo područje Kalifornijskog zaljeva, osobito njegove zapadne strane, gdje su otkrivene veoma strme padine (15⁰—45⁰) tamo, gdje šelfa uopće nema. Uz ušće rijeke Columbia padine su veoma blage (2⁰) s terasama, brežuljcima, hrptovima i mnogobrojnim kanjonima. Od rijeke Columbie do kanadske granice strme (3⁰) su padine ispresijecane nizom velikih kanjona. Sjeverno od kanadske granice padine su dosta ravne i jednolične s prosječnim nagibom 5⁰—6° do dubine od 1800 m. U Aljaskom zaljevu pružaju se kontinentske padine prema zapadu do kraja Aleutskog otočja te sežu do velikih dubina u Aleutskom dubokomorskom jarku. Zapadno od otoka Kodiaka ima nekoliko kanjona. Kontinentska padina uz široki šelf Beringova mora s nagibom 4⁰—5° ispresijecana je također kanjonima.

Australija. Duž istočne obale Australije kontinentske su padine nešto strmije od prosjeka, osobito južno od Velikog koraljnog grebena. Nekoliko strmih padina s nagibom od 27° nalazi se uz jugozapadnu obalu Australije. Padine na sjeverozapadu Australije imaju nagib manji od 1°. Duž sjeverne obale Nove Gvineje pružaju se kontinentske padine s nagibom od 6°.

Morfološke karakteristike. Kontinentske padine spuštaju se, osobito u Atlantskom i Indijskom oceanu, prvih 1800 m od donjeg ruba kontinentskog šelfa prosječno pod kutom od 4°17' pa su na gornjem kraju, t.j. uz rub šelfa strmo, a pri dnu dosta blago nagnute. Od sedimenata, koji pokrivaju kontinentske padine, 60% otpada na mulj, 25% na glinu i ljušturice krustacea. Kanjoni, koji su mjestimično urezani u kontinentske padine, slični su kopnenim kanjonima, samo što nisu tako mnogobrojni kao kanjoni na kopnu.

Morfološke karakteristike pojedinih kontinentskih padina razlikuju se međusobno prema tome, uz kakve se obale nalaze. Kontinentske padine uz ušća velikih rijeka i uz riječne delte imaju prosječan nagib od 1°2o'; na njima se nalazi znatan broj ispona, depresija i velikih podmorskih kanjona. Uz obale, koje su nastale dislokacijama, pa nemaju šelfa, kontinentske padine su vrlo strme s prosječnim nagibom od 5°40' (mjestimično je nagib 25⁰ i više), pa se strmina padine povećava s dubinom. Takve padine obrubljuju i neke velike dubokomorske jarke. Pokrivene su muljem, iako je dno vrlo često kameno i golo. Na dislokacijskim kontinentskim padinama kanjoni su vrlo rijetki. Uz obale, obrubljene mlađim nabranim gorjem, gdje također nema šelfa, kontinentske su padine nešto blažeg nagiba. Na prvih 1800 m od ruba šelfa iznosi kut nagiba prosječno 4°40'. U takvim padinama urezani su mnogobrojni kanjoni. Stabilne obale, na kojima u novije doba nije bilo nikakvih tektonskih pokreta, obrubljene su redovno širokim šelfovima (samo neke obale imaju uže šelfove). Kod tog tipa obale nagib kontinentskih padina iznosi prosječno 3⁰. U tu skupinu idu tri područja s najstrmijim kontinentskim padinama na svijetu (uz Brazilsko visočje, jugoistočnu Australiju i otok Ceylon). Bitnih razlika između kontinentskih padina Atlantskog, Indijskog i Tihog oceana nema, iako obale Tihog oceana pripadaju području najjačeg seizmiciteta na Zemlji. Prosječan nagib kontinentskih padina duž ruba Tihog oceana iznosi 5°20', Atlantskog oceana 3°05' i Indijskog oceana 2°55'.

U Sredozemnom moru iznosi kut nagiba kontinentskih padina prosječno 3°34'. Iako su kontinentske padine u Tihom oceanu vrlo strme, ipak je najstrmija kontinentska padina na svijetu u Atlantskom oceanu u blizini otoka Kube i uz Brazilsko visočje.

Karakteristično je za kontinentske padine Tihog oceana, da su dubine ispod 1800 m strmije nego u drugim oceanima. Kanjona ima gotovo podjednako na kontinentskim padinama svih oceana, ali su najgušće raspoređeni u Sredozemnom moru. Razlike između kontinentskih padina u pojedinim oceanima uvjetovane su više tipom obale nego strukturom oceanske zavale. Uz rub Tihog oceana i Sredozemnog mora najraširenije su kontinentske padine dislokacijskog podrijetla.

Postanak kontinentskih padina. Dosad je prevladavalo mišljenje, da kontinentske padine predstavljaju tip izbočenih sedimenata riječnih delta. Ima znatan broj činjenica, koje upućuju na to, da je prvotno formiranje kontinentskih padina bilo uvjetovano dislokacijskim procesima na granici kontinenata i oceana i da su se granice između ta dva sektora sačuvale istim procesima, koji su se češće ponavljali. Prema tome, najvjerojatnija je hipoteza (Shepard) o postanku kontinentskih padina, po kojoj one predstavljaju zonu dislokacija, koje se periodički ponavljaju između lakših kontinentskih i težih oceanskih sektora zemaljske kore. Na to upućuju i drugi tektonski dubokomorski jarci, koji se pružaju ispod prosječne dubine abisalnog oceanskog dna uz osnove većeg dijela kontinentskih padina svijeta. Takve su padine poznate kao najaktivnije seizmičke zone. Oba tipa kontinentskih padina (s dubokomorskim tektonskim jarcima i bez njih) imaju istu karakteristiku dislokacijskih strmina.

Mnoge su kontinentske padine bez dubokomorskih tektonskih jaraka strmije od padina, uz koje se pružaju takvi jarci.

Na razvitak kontinentskih padina utjecali su i drugi faktori, napose taloženje sedimenata. Brojnim istraživanjima je utvrđeno, da su pretežno donji dijelovi kontinentskih padina pokriveni sedimentima. U društva za polaganje podmorskih kabela stižu često podaci o kidanju kabela na kontinentskim padinama. Takva su se kidanja često događala na kontinentskim padinama duž južno-američke obale poslije kišnog doba, vjerojatno zbog odronjavanja velikih količina sedimenata sa strmih padina. Slično je sklizanje sedimentnih slojeva opaženo na padinama Crnog mora. Istraživanjem u Kalifornijskom zaljevu utvrđeno je, da se na kontinentskim padinama s nagibom i do 15⁰ mogu staložiti različni sedimenti, iako su tu potresi vrlo česti.

U nekim područjima mogao je i tok lave izgraditi kontinentske padine, ali kamenje izvađeno iz kontinentskih padina i kanjona pretežno je sedimentnog podrijetla; zbog toga se drži, da su padine vulkanskog podrijetla samo lokalne pojave. Lokalne su pojave i vrlo strme padine koraljnog podrijetla.

Danas prevladava mišljenje, da su kontinentske padine nastale dislokacijama, koje se povremeno obnavljaju. To dokazuju mnogobrojni potresi duž kontinentskih padina, koje se nalaze osobito u blizini dubokomorskih jaraka. Obnavljanjem dislokacijskih pokreta nastaju golemi valovi tsunami, koji imaju svoj izvor u dubokomorskim jarcima Tihog oceana, ali ima slučajeva, kad su takvi valovi bili uzrokovani i dislokacijskim procesima u Atlantskom oceanu. Lisabonski potres 1755 bio je vezan na tektonske pokrete kontinentske padine uz portugalsku obalu.

KANJONI

Podmorski kanjoni su nekoliko stotina pa i tisuća metara duboke podmorske doline na kontinentskim padinama. Pristranci su im vrlo strmi, dno usko, tok (smjer) vijugav s poprečnim presjekom u obliku slova V. Slični su kopnenim kanjonima s razgranatim sistemom pritoka. Često su dijelovi pristranaka pokriveni sedimentima, pa i na strminama do 45⁰. Neki kanjoni svršavaju lepezasto ili u obliku delte. Rašireni su na kontinentskim padinama gotovo svih kontinenata. Premalo ima dubinskih mjerenja (sonda), da bi se kanjoni mogli pronaći u Arktiku, Antarktici, duž najvećeg dijela Južne Amerike, duž većeg dijela istočne Afrike i Arabije i gotovo oko cijele Australije. Najviše kanjona ima na uskim šelfovima, a redovno ih nema na blagim (nagib manji od 2°) i na najstrmijim kontinentskim padinama. Kanjoni su rijetki i u krajevima, gdje ima malo kiše; značajno je, da niti jedan veliki kanjon nije pronađen uz pustinjske krajeve. Kanjoni se često nalaze u skupinama (dvije skupine uz sjeveroistočnu obalu USA, više skupina uz kalifornijsku obalu, uz zaljev Tokyo i Sayana u Japanu, oko jugoistočne Formoze, oko Ceylona, na obali Portugalske Istočne Afrike i nekoliko skupina u Sredozemnom moru). Čini se, da je ovo grupiranje kanjona više posljedica brojnijeg i točnijeg sondiranja. Karakteristično je, da se podmorski kanjoni nalaze uz obale različnog podrijetla i sastava. Ima ih uz krajeve, gdje je spuštanje bilo dominantno i dugotrajno (uz ušće rijeka Mississippi, Ganges, Ind), ali i uz krajeve, koji su bili izloženi izdizanju (obala južne Kalifornije i Primorskih Alpa). Kanjona ima uz obale glacijalnog podrijetla, zatim uz obale sa starim i mlađim gorskim lancima i uz delte. Malo ima kanjona duž dislokacijskih i vulkanskih obala i uz koraljne grebene. Najveći dio velikih podmorskih kanjona nalazi se uz riječna ušća (uz Kongo, Ind, Ganges, Columbia, São Francisco u Brazilu, Mississippi i dr.). Kanjon Hudson pruža se na šelfu oko 32 km, kanjon Mississippi 48 km, kanjon Kongo 128 km, Indov kanjon 112 km i Gangesov kanjon 108 km. Najveći se dio malih kanjona nalazi uz riječne doline, a mnogi ulaze i u riječne estuarije. Ne može se zasada točno reći, gdje svršavaju podmorski kanjoni, jer je provedeno vrlo malo detaljnih dubinskih mjerenja. Zbog toga se ne može utvrditi, da li se kanjoni protežu do dna kontinentskih padina, t.j. do dubokomorskog oceanskog dna. Sigurno je, iako nema dovoljno podataka, da se kanjoni na mnogim mjestima protežu do dubine od 1600 i više m ispod morske razine. Zasad još nije ustanovljeno, da se pružaju dublje od 3200 m.

Ni о inzularnim padinama oko oceanskih otoka nema mnogo podataka, pa se zbog toga ne može utvrditi, ima li i tu mnogo podmorskih kanjona kao na kontinentskim padinama. Novijim istraživanjima oko Havajskog otočja otkriveni su podmorski kanjoni duž sjeverne obale otoka Molokai. Kanjonskih tvorevina ima uz otočja Tonga i Fiji.

Postanak podmorskih kanjona. Prve vijesti о podmorskim kanjonima potječu od Spencera i Hulla. Oni su tvrdili, da su kanjoni nastali golemim izdizanjem Zemljine kore. Ta su se izdizanja dogodila za vrijeme pleistocenske glacijacije i dosegla su po njihovu mišljenju oko 3000 m, ali je bilo malo geologa, koji su vjerovali, da su se kontinenti izdigli 3000 m. God. 1930, kad se dno mora počelo istraživati suvremenijim metodama, i kad su se počele izrađivati karte kontinentskih padina, utvrđeno je, da na najvećem dijelu kontinentskih padina, uz obale USA, ima vrlo mnogo podmorskih kanjona. Ispitivanjem fosila iz podmorskih kanjona utvrđeno je i to, da kamenje, koje izgrađuje podmorske kanjone, pripada kredi i tercijaru. Veatch i Smith su tvrdili, da se za vrijeme posljednje erozijske epohe morska razina nalazila 3600 m ispod sadašnje razine mora. О postanku kanjona nastale su različne hipoteze, koje se mogu svrstati u dvije skupine. Prvom skupinom hipoteza tumači se postanak kanjona kopnenom erozijom, t.j. da su kanjoni nastali erozivnim djelovanjem rijeka na kopnu, pa su onda postepeno potonuli pod razinu mora. U drugoj skupini se niječe postanak kanjona riječnom erozijom na kopnu, pa se njihov postanak nastoji razjasniti podmorskim strujama, arteškim izvorima, valovima tsunami, podmorskim klizanjem mulja i dr.

Johnson uzima kao ozbiljan i važan faktor u formiranju podmorskih kanjona samo utjecaj struje zamuljene vode (suspension currents) na rubu šelfa za vrijeme epohe niske razine vode. Ostale vrste struja (struje morskih mijena, struje nastale utjecajem olujnih valova, zbog razlike u salinitetu i temperaturi i dr.) kao faktore u formiranju kanjona potpuno odbacuje. Voda otežana muljem dosta je teška, da bi mogla, po mišljenju Johnsona, strujeći preko kontinentskih padina do velikih dubina, izdupsti kanjone. Erozijom struje zamuljene vode prvi se nešto podrobnije bavio Daly. On je smatrao, da su se glacijalnim sniženjem morske razine pokrenule velike količine mulja na vanjskom rubu kontinentskih šelfova i stvorile struje zamuljene vode, koje su, spuštajući se niz kontinentske padine, urezale kanjone u mekaniji materijal padina. Međutim, istraživanjima se dokazalo, da se na vanjskom rubu šelfa redovno ne akumulira mulj u tako velikim količinama i da je većina podmorskih kanjona urezana u tvrđi kamen, a ne u mekanije sedimente. Kanjoni se redovno pružaju na šelfovima sve do pojasa plitke vode, pa zbog toga nisu mogli nastati strujama zamuljene vode u doba, kad je prema Dalyevu mišljenju bila morska razina oko 70—80 m ispod sadašnje razine mora.

Autor hipoteze podmorskih izvora drži, da podzemni izvori stvaraju arteški tlak pod kontinentskim padinama, i da prodori vode pod utjecajem tog tlaka erodiraju kontinentske padine, djelomično i otapanjem kamenja, te na taj način stvaraju kanjone. S obzirom na granitno kamenje, od kojega su građeni neki kanjoni, ne može se arteškim tlakom podmorskih izvora i otapanjem kanjona razjasniti postanak podmorskih kanjona.

Vjerojatnija je hipoteza sklizanja zemlje ili mulja: kontinentske su padine strmije od mnogih strmih pristranaka na kopnu, gdje se događa sklizanje zemlje. Teško je vjerovati, da bi sklizanje mulja moglo urezati tako velike i duboke kanjone u tvrde stijene, osobito granit. Taj bi proces bio tako dugotrajan, da ni uvjeti, pod kojima bi se događalo sklizanje mulja, ne bi kroz to vrijeme ostali isti, odnosno stalni. Sudeći po sadašnjem stanju na šelfovima i po prirodi samih šelfova, nikad na njima nije postojala takva količina mulja, koja bi bila potrebna, da se u kontinentske padine urežu kanjoni.

Kuenen drži, da su se za vrijeme umjerenog spuštanja pleistocenske razine mora sakupile velike količine mulja i pijeska na kontinentskim šelfovima. Voda, pokrenuta olujnim valovima, primala je mulj, odnosno pijesak, i time je postajala specifički teža. Zbog gusto suspendiranih čestica stvarala se prema tome za vrijeme oluja gušća i teža voda na šelfu, koja je nastojala da teče sa šelfa niz kontinentsku padinu prema dnu oceana. Na taj su način stvorene rijeke zamuljene vode, koje su mogle erodirati dno i urezati podmorske kanjone. Prema tome, nagomilavanje je vode na šelfu stavilo u pokret uz dno hidrauličnu struju, koja je odnosila u vodi suspendiran mulj i pijesak do ruba šelfa i preko ruba niz kontinentske padine. Na mjestima, gdje je padina bila potpuno glatka, ova je struja zamuljene vode tekla tankim mlazom erodirajući i same strmine. Erodirani materijal povećavao je gustoću i težinu zamuljene vode, pa prema tome i brzinu njezina toka. Zbog blažeg nagiba pri dnu kontinentske padine, brzina se struje smanjivala, pa su grublji sedimenti padali na dno. Gustoća struje postajala je postepeno manja, pa se zbog toga i brzina struje usporila. Posljednji njezini ostaci razišli su se na širokoj površini dna. Gdje su se god na šelfu i kontinentskim padinama pojavile male nepravilnosti (udubine ili izbočine), smjer se struje mijenjao, a s tim u vezi pojavljivao se i vijugav smjer. Pritoci su također nastali utjecajem nepravilnosti tla ili dislokacijama.

Podmorski kanjoni su, prema Bucheru, mogli nastati i velikim morskim valovima tsunami, koje uzrokuju podmorski potresi. Ovi valovi imaju dug period i uzrokuju struje na dnu mora, pa i u velikim dubinama. Takvu postanku kanjona protivi se činjenica, da podmorskih kanjona nema u blizini obale Sanriku u Japanu i uz obalu Perua, koja se nalazi u blizini dubokomorskog jarka. Najviše tsunamičnih valova potječe baš iz oba ova područja. Do obala, kod kojih su podmorski kanjoni najjače i najbolje razvijeni, tsunamični valovi uopće ne dopiru. U dubini 900—1000 m imaju struje, koje potječu od tsunamičnih valova, brzinu od 1 čvora. Takve bi struje, s obzirom na čestinu tsunamičnih valova, trajale u vrlo dugom vremenskom razdoblju tek nekoliko minuta. Prema tome formiranje kanjona zahtijeva tako dug vremenski period, da bi zapravo udubljivanje ili urezivanje kanjona moralo početi prije postanka Zemljine kore ili bi neprekidan niz potresa morao stvarati tsunamične valove i struje, koje bi mogle izraditi kanjone. S tom hipotezom ne slaže se ni dendritički oblik razgranjenosti kanjona ni očita veza između kanjona i rijeka.

Za podmorske kanjone najznačajnije je, da su formirani u vrlo kratkom vremenskom razdoblju. Uzorcima sedimenata, izvađenim iz pristranaka kanjona, utvrđeno je, da su građeni i od tercijarnih slojeva (miocenskih i pliocenskih). Kanjoni su se općenito pojavili na mnogim kontinentskim padinama za vrijeme pleistocena te su izrađeni s velikom brzinom. Shepard drži, da su kanjoni nastali za vrijeme pleistocena normalnom erozijom rijeka zbog jačeg spuštanja morske razine. Morska se razina morala tako sniziti, da su dijelovi morskog dna, odnosno kontinentske padine, postali suhi, pa je u njih normalna erozija mogla urezati kanjone. Prema Shepardu je glacijalno spuštanje morske razine bilo mnogo veće od 100 m. Pretpostavljajući veće raširenje i veću debljinu ledenog pokrova za vrijeme pleistocena, povećao je Shepard spuštanje morske razine (u Evropi prije Würma, a u Americi prije Wisconsina) do 1100 m; po njemu je tek posljednje razdoblje ledenog doba uzrokovalo sniženje morske razine 70—80 m. Prema tome su za vrijeme pleistocena rijeke tekle s kopna preko šelfova te su u kontinentskim padinama, koje su bile na rubu, izradile kanjone. Nakon ledenog doba, kad se voda vratila u oceane i kad se razina mora izdigla, kontinetske su padine s urezanim kanjonima potonule do sadašnje dubine (oko 2000 m). Mnogi nalazi valutica, šljunka i plitkovodnih školjaka u dubinama uz obalu dokazuju, da je morska razina bila niža nego što je sada. Kao dokaz za znatno snižavanje morske razine navodi Shepard poravnane (odrezane) vrhunce različnih podmorskih ispona u Tihom oceanu na dubini 150—300 m. Sniženjem morske razine valovi su poravnali (abradirali) te vrhunce, koji su bili pretežno građeni od vulkanskih pršinaca. Bušenjima na atolu Bikini dokazano je, da su koraljne tvorevine počele rasti najranije u miocenu, pa su prema tome podmorski isponi morali biti poravnani još prije pleistocena. Osim toga morska razina morala je ostati vrlo dugo na istoj visini, da bi mogla ravno odrezati sve te vrhunce. Sve to ne ide u prilog Shepardovoj hipotezi. Na taj način za tumačenje postanka podmorskih kanjona najvjerojatnije su dvije hipoteze: Shepardova, koja postanak kanjona tumači normalnom riječnom erozijom za vrijeme znatnog sniženja razine mora u pleistocenu, i Daly-Kuenenova, koja postanak kanjona tumači utjecajem turbulentnih struja zamuljene vode, a te i sada djeluju, dok im je za vrijeme ledenog doba bilo djelovanje pojačano sniženjem oceanske razine.

DNO DUBOKOG MORA

Suvremena su istraživanja pokazala, da dno mora nije jednolična ravan, na kojoj se mjestimično pojavljuju isponi, nego se sastoji od mnoštva visokih ispona, dugih gorskih lanaca, hrptova, dubokih depresija i vrlo dubokih jaraka. Reljef i plastika dubokog morskog dna postaju sve očitiji upotrebom suvremenih tehničkih sredstava. Težak posao sondiranja (mjerenja dubina), koji se obavljao na primitivan način počevši od ekspedicije Challenger u prošlom stoljeću i u početku ovog stoljeća, zamijenjen je brzim mjerenjem dubina pomoću zvučnih dubinomjera.

Na taj je način mogao njemački istraživački brod Meteor između I. i II. svjetskog rata izvršiti golem broj mjerenja u južnom dijelu Atlantskog oceana. Poslije toga su i brodovi mnogih drugih narodnosti istraživali dubine dna sjevernog dijela Atlantskog oceana te Indijskog i Tihog oceana, uzimajući istovremeno i uzorke sedimenata sa dna mora. U toku II. svjetskog rata skupili su ratni brodovi engleske i američke mornarice golemu količinu podataka o dubinama mora i njegovim sedimentima, ali sav taj materijal još nije potanko i definitivno razrađen. Iako dno mora nije ni izdaleka tako istraženo kao što su istraženi šelfovi i kontinentske padine, ipak se na temelju podataka, koji su dosad skupljeni, može dobiti dosta vjerna slika dna dubokih oceanskih područja.

Atlantski ocean. S obzirom na dubinu najbolje je istražen Atlantski ocean, iako je drugi po veličini (obuhvaća površinu od 106,463.000 km²) uključujući sredozemna i rubna mora. Prosječna mu je dubina (s rubnim i sredozemnim morima) 3312 m, a bez njih 3870 m. U topografiji Atlantskog oceana najkarakterističnija je tvorevina t. zv. Atlantski hrbat ili Srednjoatlantski hrbat, koji se pruža u obliku slova S gotovo paralelno s rubovima kontinenta od Islanda na sjeveru do Antarktičkog kopna na jugu s prosječnom dubinom od 2700 m, ali se mjestimično ispinje i oko 3000 m iznad susjednog dna.

Na njegovim se najvišim isponima nalaze otoci (Azori, São Paulo, Tristan da Cunha i San Diego Alvarez), koji su za razliku od srednjopacifičkih otoka građeni od kiselih tipova magme (kamenja), među kojima ima i nešto granita. Mnogi potresi u Atlantskom oceanu i na njegovoj periferiji potječu od Atlantskog hrpta. Od rubova kontinenata pružaju se prema Atlantskom hrptu mnogobrojni transverzalni manji hrptovi, koji dijele istočni i zapadni dio Atlantskog oceana u brojne dubokomorske zavale. Transverzalni podmorski hrptovi vrlo su dobro razvijeni uz afričku obalu; na njima leže Kanarski, Kapverdski otoci i Madeira. Za cirkulaciju vode u Atlantskom oceanu transverzalni su hrptovi vrlo važni. Najveća dubina, t. zv. Brownsova dubina, nalazi se sjeverno od otoka Puerto Rico i iznosi 8742 m te je znatno manja od najveće dubine u Tihom oceanu, ali ima značaj dubokomorskih jaraka Tihog oceana. Dubokomorske su zavale u Atlantskom oceanu široke, manje ili više zaobljene i prosječno pliće od 5400 m. Nakon istraživanja Meteora treba odbaciti mišljenje da se dno Atlantskog oceana sastoji pretežno od širokih plosnatih ravnica.

Tihi ocean obuhvaća gotovo polovicu zemaljske površine, pa je prema tome najveći ocean na Zemlji. S rubnim morima zaprema oko 179,603.000 km², a bez njih 165.246.000 km². Tihi ocean je i najdublji ocean na Zemlji; prosječna dubina bez rubnih mora iznosi 4312 m, a s njima 3960. Veći dio Tihog oceana ima općenito jednaku prosječnu dubinu kao i Atlantski ocean. Razlike u prosječnoj dubini između Atlantskog i Tihog oceana nastale su samo zbog velikih dubina dubokomorskih jaraka, koji se nalaze uz rub većeg dijela Tihog oceana. Južnoameričku obalu obrubljuju dubokomorski jarci sjeverno od 35°S, ali ih gotovo nema od meksičke obale do zaljeva Aljaske. Zapadno od zaljeva Yakutat na Aljasci protežu se dubokomorski jarci (Aleutski ili Aljasko-aleutski 7382 m, Kurilski 8514 m, Japanski 9435 m i Boninski 7575 m) gotovo neprekidno do Japana. Japanski se dubokomorski jarak pruža južno od Такуа u smjeru južnih Japanskih i Marijanskih otoka (Marijanski ili Guamski 9635 m, Yap 7141 m, Polan 8138 m), a svršava sjeverno od Karolina. Poseban niz dubokomorskih jaraka počinje južno od otočja Samoa pa se pruža do Sjevernog otoka Novog Zelanda pod imenom jaraka Tonga i Kermadec. Najdublji jarak nalazi se uz otok Mindanao (Filipini) s dubinom od 10.332 m i uz južne Japanske i Marijanske otoke, gdje je dubina nešto manja. Priroda tih najdubljih dubokomorskih jaraka nije još poznata, ali se zna, da su vrlo uski i slični Brownsovoj dubini kod Puerto Rica u Atlantskom oceanu. Velik dio najjačih potresa potječe iz tih jaraka. U Japanskom, Aleutskom i Atacama jarku nastaju i veliki plimni valovi.

Podmorski hrptovi u Tihom oceanu nisu tako pravilno raspoređeni kao u Atlantskom oceanu. Najveći je Havajski hrbat, koji leži gotovo po sredini Tihog oceana, a proteže se u duljinu od 2000 nm u smjeru zapad-sjeverozapad. Karakteristika je Havajskog hrpta i najvećeg dijela srednjopacifičkih hrptova, da nisu obrubljeni dubokim morem, dok se uz sjeverne i zapadne otočne nizove nalaze veliki dubokomorski jarci. Za Tihi ocean su značajni i duboki podmorski isponi s plosnatim vrhom, koji se protežu od Havajskih otoka do Marijana (v. Kanjoni). U Tihom oceanu nema nijednog niza podmorskih ispona, koji bi potpuno odgovarao Atlantskom hrptu, iako bi ga mogli zamijeniti podmorski ravnjak Albatros i podmorski prag, na kojem leži otok Rapa Nui (Isla de Pascua). Ravnjak Albatros ima gotovo na cijeloj duljini dubine manje od 3600 m. Otočni nizovi, koji se nalaze na manjim podmorskim hrptovima u jugozapadnom dijelu Tihog oceana, građeni su od vulkanskog kamenja, u kojemu preteže andezit.

Indijski ocean obuhvaća 73,433.000 km². Prosječna mu je dubina bez rubnih mora oko 3900 m, a s rubnim morima 3800 m. Najdublji je dio Indijskog oceana na njegovoj istočnoj strani, u blizini zapadne obale Australije. Dubokomorskih jaraka pacifičkog tipa u Indijskom oceanu nema, osim duž sjeverozapadne strane Indonezije, ali i tu dubine nisu tako velike kao u dubokomorskim jarcima Atlantskog i Tihog oceana. Za Indijski ocean su karakteristični krivuljasti podmorski hrptovi, koji se pretežno nalaze u njegovu zapadnom dijelu. Takav hrbat, na kojem leže otoci Kerguelen, spaja Indiju i Antarktiku; a jedan se njegov ogranak pruža do Madagaskara. Drugi se takav hrbat pruža od otočja Maledivi prema sjeveroistočnom rtu Afrike. Kamenje, od kojega su građeni, sastoji se pretežno od bazalta.

Arktik obuhvaća 14,090.000 km². Koliko se dosad zna, Arktik nema ni izdaleka tako velikih dubina, kakve su u oceanima. Prosječna mu dubina iznosi oko 900 m zbog širokih i plitkih šelfova, koji ga sa svih strana okružuju. Gotovo polovicu dna Arktika obuhvaćaju duboke zavale, od kojih se jedna nalazi oko samog sjevernog pola Zemlje, ali se čini, da nijedna od njih nije dublja od 2700 m. Najveća Norveška zavala nalazi se istočno od otoka Grenlanda, ima dvije dubine, koje su veće od 2700 m. Manje je poznata znatno plića Baffinova zavala. Južno od Norveške zavale pruža se plitak hrbat, koji spaja otok Grenland sa Škotskom.

Sredozemna mora. Manja mora, koja često imaju znatne dubine, a okružena su kontinentima ili otocima, zovu se sredozemna mora (Karipsko more, Meksički zaljev, Sredozemno i Crno more).

Iako Meksički zaljev leži uz Karipsko more, svojom širokom zavalom i jednomjernom dubinom (2700—3400 m) tvori posebnu prirodnu cjelinu. Južno od prolaza Yucátan, koji spaja Karipsko more i Meksički zaljev, pruža se niz podmorskim hrptovima međusobno odijeljenih depresija, koje se ponajviše pružaju prema sjeveroistoku. Od zapada prema istoku pružaju se samo dubokomorski jarak Barlett (Cayman) i jarak uz otočje Virgin. Sve su te depresije duboke preko 3600 m, a jarak Barlett, koji se od Brownsova jarka razlikuje širokim dnom, prelazi mjestimično i preko 6300 m dubine.

Sredozemno more ima niz dubokih zavala (najdublja 4433 m), koje su međusobno odijeljene podmorskim hrptovima, dok je Crno more (duboko 2240 m) jedna jedinstvena zavala. Iz Atlantskog oceana vodi u Sredozemno more samo jedan prolaz (Gibraltarska vrata), dubok oko 140 m.

Morski baseni uz istočnu obalu Azije različna su karaktera; izmjenjuju se depresije slične dubokomorskim jarcima (u nekim dijelovima Indonezije i Filipina) i zavale strmih padina i plosna tog dna. Dubine im prelaze preko 3600 m, a u nekim zavalama i mnogo više.

Sedimenti dubokog mora. Do god. 1855 nije se gotovo ništa znalo о sedimentima, koji pokrivaju dno mora. Tek je u razdoblju od 1872 do 1876 ekspedicija Challenger prokrstarila sve oceane i skupila uzorke sedimenata iz različnih morskih dubina, tako da se početak poznavanja dubokomorskih sedimenata osniva na istraživanjima ekspedicije Challenger. Poslije toga i druge su ekspedicije sabrale golem broj sedimentnih uzoraka dna mora, od kojih su najvažnije Albatros, Meteor, Carnegie, Snellius i Discovery II.

Dubokomorski sedimenti dijele se, prema Murrayu i Renardu, na pelagične, koji nastaju u dubokoj vodi daleko od kopna, i na terigene, koji nastaju od materijala, dopremljena s kopna. Pelagični se sedimenti sastoje od crvene gline i pelagičnog mulja (dijatomejski, radiolarijski, globigerinski i pteropodni), terigeni od plavog, zelenog, crvenog i vulkanskog mulja te koraljnog pijeska i mulja.

Crvenom glinom je pokriveno dno dubokomorskih zavala, koje se nalaze daleko od kopna. Sedimenti su crvene gline sitnozrni, mekani, plastični, masna opipa te u sebi imaju vrlo malo kalcijeva karbonata. Prema Murrayu i Renardu, crvena je glina, iako pelagični sediment, terigenog podrijetla, jer je donesena s kopna u koloidnom stanju (suspendirana u vodi). Postanak crvene gline dovode neki u vezu s vulkanskom prašinom, a po nekima je i meteoritskog podrijetla. Iako je čokoladno smeđe boje, ime je dobila po uzorcima, koji su prvi put izvađeni s dna Atlantskog oceana, a bili su crvenkaste boje.

Pelagičnim muljem nazivaju se sedimenti dubokog mora, koji u sebi sadrže više od 30% ljušturica ili kućica različnih uginulih mikroskopski sitnih organizama. Najčešći su globigerinski mulj, koji se sastoji od vapnenih kućica pelagičnih foraminifera, i pteropodski mulj, također od vapnenih ljušturica sitnih mekušaca (pteropoda). U sedimente građene od silikatnih kućica različnih organizama idu dijatomejski mulj, koji potječe od planktonskih alga dijatomeja, i radiolarijski mulj, koji potječe od planktonskih životinjica, po kojima je dobio ime.

U dubokim vodama uz rub kontinenata staložio se mulj, koji se pretežno sastoji od detritusa dopremljena s kopna (terigeni sedimenti), i to najviše od mineralnih zrnaca i male količine organskih ostataka. Oko koraljnih otoka taloži se vapneni mulj, u kojemu ima preko 50% kalcijeva karbonata i manje od 15% pteropoda. Boja mulja ovisi o postotku organskih i mineralnih tvari (željezni oksidi, željezni sulfati, željezni hidrati, sulfidi, glaukonit i dr.).

Dubokomorski sedimenti arktičkog mora i antarktičkih voda imaju uz mulj još i mnogo grubog materijala. Smatra se, da su ti sedimenti doneseni s kopna ledenjacima u pleistocenu i kasnije, pa ih zbog toga nazivaju glacijalno-morskim sedimentima. U Antarktici dopiru do granice ledenih gomila (Pack ice), a nađeni su pod dijatomejskim muljem i u južnom dijelu Atlantskog i Indijskog oceana. Gotovo u svim dubokomorskim sedimentima nalaze se i krhotine vulkanskog stakla (opsidian). U morima oko Indonezije, gdje je bilo golemih erupcija vulkanskog pepela, vulkanski sedimenti tvore važan elemenat u moru. Oni se prenose u duboko more u prvom redu kroz atmosferu. Erupcije na otoku Krakatau god. 1883 i goleme naslage vulkanskog pepela pokazuju, kako se daleko može vulkanski pepeo raznijeti zračnim strujama. Lagani vulkanski plovućac, nošen morskim strujama, može doprijeti vrlo daleko, dok oteščan vodom ne padne na dno mora.

Razdioba dubokomorskih sedimenata po oceanima. Sondiranjem dna oceana utvrđeno je, da crvena glina prevladava pretežno u sjevernom dijelu Tihog oceana, dok globigerinski mulj pokriva nešto više od 50% dna Atlantskog oceana, dno Indijskog oceana i južnog dijela Tihog oceana. Ne može se dokazati pretpostavka, da se crvena glina taloži u velikim dubinama zbog rastvaranja kalcijeva karbonata organogenog podrijetla na putu od površine mora do velikih dubina. Istraživanjem je utvrđeno, da crvena glina dolazi češće u velikim dubinama, ali to ne razjašnjuje njenu golemu rasprostranjenost u sjevernom dijelu Tihog oceana. Neka dubokomorska područja iste dubine nisu pokrivena crvenom glinom. Razlike u sedimentima između sjevernog dijela Tihog oceana te Atlantskog i Indijskog pokušali su razjasniti neki istraživači (Sverdrup, Johnson i Fleming) količinom kalcijeva karbonata, koji se rijekama donosi u oceane, ili prenošenjem kalcijeva karbonata iz Tihog u Atlantski ocean. Prema tome bi zapravo sjeverni dio Tihog oceana morao biti bogatiji kalcijevim karbonatom zbog mnogobrojnih rijeka, koje u nj utječu. Vjerojatno je i dubokomorska cirkulacija vode u Tihom oceanu takva, da odnosi kalcijev karbonat u južni dio oceana. Sve to zasada ne može razjasniti sedimentaciju crvene gline na dubokom dnu sjevernog dijela Tihog oceana. Dijatomejski mulj se nalazi u širokom pojasu na dnu mora oko Antarktike, ali izvan područja glacijalnih morskih sedimenata. On se nalazi i u sjevernom dijelu Tihog oceana duž velikih dubina od Aljaske do Japana. U oba ta područja izdizanje duboke vode prema površini donosi sa sobom obilje nitrata i fosfata i time uzrokuje brz razvitak i razmnožavanje dijatomeja. Drugo je područje jake sedimentacije dijatomejskog mulja Kalifornijski zaljev, gdje zimski sjeverozapadni vjetrovi uzrokuju izdizanje dublje vode, a time i porast nitrata i fosfata u vodi, što povoljno utječe na rast dijatomeja. Radiolarijski mulj nalazi se prvenstveno na dnu, koje je ispod sjevernih ekvatorijalnih struja, dok je pteropodski mulj ograničen na neka plića područja Atlantskog oceana. Od terigenih sedimenata najveći se dio zelenog mulja nalazi na dubokomorskom dnu uz obale, gdje nema velikih rijeka (osobito uz obalu Sjeverne Amerike), dok je plavi mulj raširen uz obale kontinenata, koji okružuju Atlantski ocean. Crveni se mulj najčešće pojavljuje uz ušća velikih rijeka na sjeveroistočnim obalama Južne Amerike i uz kopnene obale Žutog mora, bijeli mulj oko koraljnih otoka, a vulkanski mulj oko vulkanskih otoka, koje ne okružuju koraljni grebeni.

S obzirom na uvjete, pod kojima se u dubokim rubnim morskim zavalama vrši sedimentiranje, mogu se te zavale podijeliti u dvije skupine. U zavalama tipa Crnog mora, koje je od Sredozemnog mora odijeljeno plitkim i uskim prolazom, nema vertikalne cirkulacije pa prema tome nema ni aeracije (zračenja) vode. U dubokoj vodi takvih zavala kisik se oksidacijom brzo iscrpe, a kako se zbog nedostatka aeracije ne može obnavljati, raspadanjem uginulih organizama na dnu stvara se sumporovodik. Zbog toga u većim dubinama takvih morskih zavala nema živih organizama, osim anaerobnih bakterija. Događa se često, da oceanska voda provali u zavale dubokih norveških fjordova za vrijeme vrlo visokih plima preko plitkog praga, koji dijeli zavalu fjorda od otvorena mora. Miješanjem oceanske vode s vodom, koja je zasićena sumporovodikom, nastaje katastrofalno uništavanje faune u površinskim slojevima fjorda. Na taj se način na dnu zavale stvara crni mulj, koji je vrlo bogat organskim tvarima (v. Crno more).

U zavalama, koje imaju širok ulaz, voda se u znatnoj mjeri obnavlja. Zbog toga se tu ne mogu razviti takve prilike kao u zavalama s plitkim, uskim i vijugavim prolazima. Takve su zavale (uz kalifornijsku obalu) dovoljno ventilirane, pa u njima nema mnogo sumporovodika, ali se organski materijal akumulira u znatnoj mjeri na dnu, kako to pokazuje visok iznos dušičnih spojeva u vodi. Slični su uvjeti i u nekim dubokim morskim zavalama u Indoneziji.

Morsko dno nije svuda pokriveno sedimentima. Podmorski hrptovi, visoki isponi, a često i niski, pa i oni s plosnatim vrhuncem, redovno nemaju sedimenata. Uzrok su tome struje, koje preko njih teku i sprečavaju, da se u vodi suspendirane čestice stalože.

Vrijeme, koje je potrebno, da se na dnu mora sedimentira 1 cm debeo sloj globigerinskog mulja ili crvene gline, nije za sve oceane, pa ni za svaki dio oceana, jednako. Najveći dio istraživanja u tom pogledu potječe iz Atlantskog oceana. Bramlette i Bradley su izračunali, da se sloj globigerinskog mulja od 1 cm debljine sedimentira u sjevernom dijelu Atlantskog oceana u vremenu od 265 godina, a po Schottu je potrebno 415 godina, da se isto takav sloj globigerinskog mulja sedimentira u ekvatorijalnim dijelovima Atlantskog oceana, dok je u Indijskom oceanu za to potrebno 1600 godina. Da se sedimentira 1 cm debeo sloj crvene gline, potrebno je po Schottu oko 1200 godina. Prema tome je potrebno oko 300,000.000 godina, da se u dubokom moru sedimentira sloj crvene gline debeo 1,5 km.

U velikim dubinama uz morsku obalu vrijeme je sedimentacije nešto kraće. U dubokomorskim zavalama Indonezije sedimentira se sloj od 1 cm debljine za 15 a u dubokim dijelovima Crnog mora za 25 godina. Vrijeme sedimentacije u Sredozemnom moru odgovara prosječno vremenu sedimentacije u indonezijskim morima. Pravilnu stratifikaciju sedimenata na dnu dubokih mora sprečavaju često odroni i sklizanje mulja sa strmih pristranaka podmorskih ispona. U pojasu kontinentskih padina uzrokuju odrone i sklizanje mulja gotovo redovno potresi.

Građa oceanskog dna. Na temelju gravimetrijskih, petrografskih i seizmičkih istraživanja cijela je Zemlja ovijena bazaltnim slojem sime (v. Atlantski ocean), na kojem leže (ili su u njemu donekle uronjeni) kontinentski blokovi građeni od lakšeg sialskog materijala. U donjem dijelu sime vlada tako visoka temperatura, da se materija ne može kristalizirati (skrutnuti) pa se zbog toga nalazi u amorfnom (staklastom) stanju sa spec. težinom od 2,8. Ispod tog donjeg sloja prelazi sima u još bazičniji sloj, koji se vjerojatno sastoji od amorfnog peridotita. Oba se ova plastična sloja zajedno zovu substratum. Oko 40—50 km debela kora Zemlje građena je u oceanima posve od bazalta (spec. težina 3), a sialski kontinentski blokovi građeni su od granita (spec. težina 2,7) i granodiorita (spec. težina 2,8). Između sialskog sloja i sime nalazi se pod kontinentima međusloj građen od diorita (specifična težina 2,9). Prema tome se osnovna građa kontinenata, koja se nalazi pod pokrovom sedimentnog kamenja, sastoji od lakših vrsta vulkanskog kamenja (granita i granodiorita), iako vulkani na kopnu izbacuju pretežno bazaltnu lavu, koja je nešto kiselijeg tipa (andezit i riolit), dok vulkani u Tihom oceanu izbacuju samo bazaltnu i male količine trahitne lave. Ova se pojava može razjasniti samo pretpostavkom neprekidnog sloja bazaltne magme (substratum). Svi oceanski vulkani ne pripadaju pacifičkom bazaltnom tipu. Linija, koja dijeli pravi bazaltni centralni dio od perifernih područja s kiselijom lavom, pruža se od Aljaske preko Japanskih otoka, Marijana, otoka Palau, otočja Bismarck, otočne skupine Fiji i Tonga te istočno od Novog Zelanda i otoka Chatham. Na istočnoj strani Tihog oceana ova se linija vjerojatno pruža duž zapadne obale Sjeverne i Južne Amerike, a na jugu dosad nije utvrđena. Zbog toga, što dijeli periferne krajeve, u kojima ima više kisele lave, osobito andezitne, od centralnog područja prave bazaltne lave, dobila je ime andezitna linija.

Gravimetrijskim istraživanjima je dokazano, da se cijela kora Zemlje nalazi u izostatskoj ravnoteži, t. j. da su blokovi Zemljine kore, koji imaju jednake površine i sežu do plastičnog substratuma, ujedno i jednake težine. Zbog toga oceani predstavljaju nedostatak (manjak) u masi, pa se taj kompenzira većom specifičnom težinom oceanskog dna, t. j. dno mora biti građeno od kamenja veće specifične težine. Budući da se kontinenti sastoje od lakšeg kamenja, izostatska ravnoteža Zemljine kore može biti uspostavljena samo znatnom debljinom sialskog sloja na kontinentima, ako je dno oceana izgrađeno od kamenja veće specifične težine. Tome potpuno odgovara pretpostavka, da je dno oceana građeno od bazaltnog sloja sime. Na dnu morskom postoje, osim 5000—6000 m dubokih morskih zavala sa relativno jednoličnim dnom, i podmorski isponi, hrptovi i ravnjaci, koji su međusobno u ravnoteži. Drži se, da su svi isponi na morskom dnu građeni od lakšeg kamenja, t.j. od normalnog siala, koji je nešto tanji od siala na kontinentima. Mnogi istraživači misle, da u Tihom oceanu na oceanskoj strani andezitne linije uopće nema siala, pa to tumače većim prosječnim dubinama. Ako se uzme u obzir, da su dubokomorske zavale svih oceana prosječno jednakih dubina (nalaze se ispod 6000 m), može se pretpostaviti, da su sve građene od težeg kamenja sime. Oceani s manjom prosječnom dubinom građeni su također od sime, samo su okruženi i razdijeljeni sialskim pokrovom različne debljine.

Ovakav sastav i raspored siala i sime dokazuju i seizmička istraživanja. Brzina širenja potresnog vala povećava se gustoćom medija, u kojem se širi. Prema tome, vrijeme širenja potresnih valova u oceanskom dnu kraće je nego u jednakoj udaljenosti na kopnu, a time se potvrđuje, da kamenje, od kojega je građeno morsko dno, ima veću gustoću. Na temelju seizmičkih istraživanja općenito se drži, da je granitni sloj siala debeo 10—20 km, a dioritni međusloj također 10—20 km. U dubini od 50 do 60 km počinje opadati brzina širenja potresnih valova pa se vjerojatno u toj dubini nalazi prijelaz od gornjeg kristaliničnog sloja sime u amorfni sloj substratuma. Na spoju između zavala Tihog oceana i kontinentskih blokova nastaje jaka apsorpcija kratkih površinskih potresnih valova. Ta je pojava prouzrokovana promjenom materijala, od kojeg je građeno dno Tihog oceana (sima) i kontinentski blokovi (sial). Po tome neki zaključuju (Gutenberg), da granica siala seže do dubine 40—50 km, ali ne dublje. Na granicama između zavala Atlantskog i Indijskog oceana i kontinenata tih pojava nema, pa se misli, da se tu sial postepeno spušta prema oceanskim zavalama, a u Tihom oceanu vrlo je strmo odsječen.

Postanak oceanskih zavala. Sve hipoteze о postanku oceanskih zavala mogu se svrstati u tri skupine: hipoteza kopnenih mostova, horizontalnog razmicanja kontinenata i otkidanje Mjeseca od Zemlje.

Neki su paleogeografi (Suess i Haug) držali, da su u svim oceanima postojale goleme kontinentske mase, koje su se održale sve do novijeg vremena, pa su neke od njih potonule kasnije od starog mezozoika. Neki misle, da su Atlantski i Indijski ocean mlađi oceani, dok Tihi ocean predstavlja stariju i permanentnu tvorevinu Zemljine kore (Daly, Gutenberg, Richter i dr.). Ova se hipoteza temelji na biogeografskim i paleogeografskim činjenicama, t. j. u mlađim su oceanima kopnene mase omogućile migracije bilja i životinja. Stari kontinent Gondvana obuhvaćao je Južnu Ameriku, Afriku, Indiju, Australiju i Antarktiku, ali je velik dio njegove ranije površine potonuo. Atlantsko kopno spajalo je Sjevernu Ameriku s Grenlandom i Evropom. Dalja je faza u razvitku te teorije, da su suhozemni spojevi između kontinenata bile uske prevlake ili otočni nizovi, pa su prema tome tek mali i privremeni kompleksi potonuli u more. Da su takvi kontinenti potonuli u Atlantskom oceanu, morala bi se tu pokazati golema negativna gravitacijska anomalija, pa bi i seizmički površinski valovi morali tu imati vrijeme širenja različno od seizmičkih valova, koji prolaze dnom Tihog oceana. Najteže je ovom hipotezom riješiti pitanje, na koji su način odstranjene ili nestale mase na dnu oceanskih zavala, da bi kontinenti mogli utonuti, pa i to, kako se mogla održati izostatska ravnoteža kod tako velikih i snažnih pokreta. Neki istraživači (Kober i dr.) drže, da su oceanske zavale (pa i zavala Tihog oceana) sastavljene od normalnog kamenja kao i kontinenti, pa se prema tome oceanske zavale nisu ni razlikovale od kontinenata; kontinenti su jednostavno utonuli zbog kontrakcije Zemlje. Uz hipotezu termalne kontrakcije pristaje i Nölke i misli, da je pritisak iz unutrašnjosti, koji se neprestano povećavao, izdignuo kopnene mostove i na taj način spojio glavne kontinentske blokove, pa je zbog toga bila omogućena migracija biljnih i životinjskih organizama. Kad se pritisak zbog orogenske deformacije smanjio, kopneni su mostovi ponovo utonuli pod razinu mora. Da se dno morsko izdigne nekoliko tisuća metara bez izostatske kompenzacije, morala je Zemljina kora imati golemu jakost. Suprotno ovoj hipotezi ističe hipoteza permanencije primarnost oceanskih zavala na zemaljskoj kori. Po toj hipotezi oceanske zavale potječu već iz ranog pretkambrija, pa se od toga vremena nisu promijenile ni u položaju ni u prostranstvu. Posljedica ovakva shvaćanja je nijekanje bilo kakvih kopnenih mostova preko dubokih mora. Paleobiografske sličnosti na različnim kontinentima tumače se usporednom evolucijom i migracijom na velike udaljenosti. Za ovu je hipotezu važan argument, da se na pravim kontinentskim blokovima nikad nisu našli fosilni sedimenti dubokog mora. Prema tome, ako oceanska dna nisu nikad bila izdignuta, onda se ne može pretpostaviti ni suprotan proces, t. j. potonuće velikih sialskih područja.

Po hipotezi horizontalnog razmicanja kontinenata ili Wegenerovoj hipotezi Atlantski je ocean posljedica jedne pukotine, koja je nastala na primarnom kontinentu Pangea. Prema toj hipotezi svi se kontinenti pokreću ili plutaju prema zapadu; Sjeverna i Južna Amerika kreću se brže nego ostali kontinenti, pa se na taj način proširuje pukotina. Kod toga se pretpostavlja, da se bazaltna kora, koja je prije bila ispod obiju Amerika, nešto podigla u pukotini i tako formirala zavalu Atlantskog oceana. Srednjoatlantski hrbat bio bi prema tome ostatak prijašnje kontinentalne mase (v. Atlantski ocean). Ovoj se hipotezi protive geološka i geofizička istraživanja, jer se pomicanjem Sjeverne i Južne Amerike prema Tihom oceanu morao nabrati istočni rub Tihog oceana kao i zapadni rub obiju kontinentskih masa. Uz istočnu obalu Tihog oceana nema na dnu nikakvih ispona, koji bi pokazivali takvo nabiranje. Dubine, koje se nalaze uz obalu Južne i Srednje Amerike, mogu se shvatiti kao posljedica kompresije, ali ni takvih dubina nema duž većeg dijela zapadnih obala Amerike. Wegener drži, da je sloj siala prvotno pokrivao cijelu Zemlju, ali se zbog nabiranja slomio i otvorio te se nagomilao na suprotnoj strani od otvora. Tim se procesom debljina siala povećala, a zbog toga i razlika u nivou siala i sime. Po Wegeneru Pangea je bila formirana prije kambrija. Daly također misli, da je razvitak kontinenta i oceanskog dna uvjetovan nabiranjem ranijeg sialskog sloja, koji je obuhvaćao cijelu Zemlju. Jednoličan sloj siala, koji bi pokrivao cijelu Zemlju, pretpostavio je i Umbgrove. Sialski se sloj zbog unutrašnjih sila u vrućoj Zemlji jako stisnuo, a time i odebljao, pa je sloj sime na taj način ostao bez sialskog pokrova i stvorio prvotnu zavalu Tihog oceana. Primarni su kontinenti bili asimetrički razdijeljeni na Zemlji, pa je sadašnja antipodna razdioba kontinenata prema oceanskim zavalama nastala zbog ravnoteže.

Tim su se procesom uski kontinentski dijelovi rastegli i stvorili tanak sialski sloj ispod Atlantskog i Indijskog oceana. Nakon toga se Zemlja i dalje ohlađivala, pa se oko nje postepeno formirala kruta kora. Prema tome se Umbgrove slaže s Wegenerom, jer pretpostavlja jednoličan sloj siala oko cijele Zemlje, koji je formirao kontinentske blokove. Poslije toga slomio se sialski sloj i razmaknuo, pa su se na taj način stvorili Atlantski i Indijski ocean. Razlika je između njega i Wegenera samo u tome, što je prema Wegeneru razmicanje sialskih plasina počelo potkraj paleozoika, a prema Umbgroveu u ranoj fazi Zemljina razvitka, prije nego što je stvorena kruta kora. Zanimljiva je u tom pogledu i Meineczova hipoteza, po kojoj su konvekcijske struje u magmi za vrijeme ranije faze ohlađivanja sezale do dubine od 2900 km. Struje, koje su se iz unutrašnjosti izdizale prema površini Zemlje, odvajale su na površini kisele dijelove magme, koji su se skrutili u obliku sialskih plasina. Kontinenti su se prema tome stvarali iznad konvekcijskih struja, koje su u magni tekle prema površini. Hills drži, da su se konvekcijske struje u ranoj fazi ohlađivanja Zemlje izdizale na ekvatoru prema površini, a zbog niže površinske temperature i jačeg ohlađivanja spuštale na polovima prema unutrašnjosti Zemlje. Tako su se na polovima formirali kontinenti, pa kad su zbog sve jačeg ohlađivanja konvekcijske struje prestale, kontinenti su se počeli pomicati prema ekvatoru. On pretpostavlja, da je bazaltni sloj plastičan samo ispod kontinenata, pa izbija na površinu uz rubove kontinenata, gdje se postepeno stvaraju zone slabijeg otpora zbog nagomilavanja sedimenata. U takvim se zonama bazaltni sloj probio do površine i razlio po dnu Tihog oceana, noseći sa sobom i dijelove kontinenata. Na taj se način kao pukotina otvorio i Atlantski ocean. Prema Wisemanu i Sewelu dno sjeverozapadnog dijela Indijskog oceana nastalo je u tercijaru za vrijeme alpsko-himalaiskog nabiranja. U pliocenu i postpliocenu taj se dio Indijskog oceana između Afrike, Perzije i Indije spustio u dubinu smjerom rasjeda. Hipoteza da se Mjesec otkinuo iz zavale Tihog oceana potječe od G. Darwina i Fishera. Pickering, Bowie i Mohorovičić imaju slična gledišta. Volumen i specifična težina Mjeseca zaista odgovaraju veličini i sastavu onog dijela siala, koji sada nedostaje u Tihom oceanu. Mjesec se po astronomskoj hipotezi otkinuo od Zemlje vrlo rano. To dokazuje potpuno okrugao oblik Mjeseca, a to ne bi bilo moguće, da je sialski sloj bio kristaliziran. Pitanje je, kako su ostaci siala mogli ostati u odijeljenim blokovima strmih strana i jednake debljine, jer je golema snaga plime morala uzrokovati deformacije na preostalom dijelu siala, odnosno Zemlje, dok je još Mjesec bio vrlo blizu Zemlje.

Postanak Mjeseca vjerojatno bi morao utjecati i na stvaranje drugih oceana. Kad se dio siala otkinuo, moralo je doći do velikog pritiska na preostali sialski sloj, stoga se sialska masa na suprotnoj strani Zemlje raspuknula, a pukotina se kasnije i proširila pa je od nje nastao ocean.

LIT.: O. Krümmel, Handbuch der Ozeanographie, Stuttgart 1911; S. Meunier, Histoire géologique de la Mer, Paris 1920; K. Andrée, Geologie des Meeresboden, II, Leipzig 1920; G. Schott, Geographie des Atlantischen Ozeans, Hamburg 1926; J. Johnstone, A Study of the Oceans, London 1930; G. Schott, Geographie des Indischen und Stillen Ozeans, Hamburg 1935; C. Vallaux, Géographie générale des Mers, Paris 1933; J• Rouch, La Mer, Paris 1939; A. Wegener, Die Entstehung der Kontinente und Ozeane, Braunschweig 1941; L. Kober, Tektonische Geologie, Berlin 1942; J. Rouch, Traité d’Océanographie physique, I—III, Paris 1943—48; Mardešić i Riboli, Oceanografija, Zagreb 1943; H. V. Sverdrup, The Oceans, their Physics, Chemistry and General Biology, New York 1946; P. Shepard, Submarine Geology, New York 1948; M. B. Кленова, Геологияморя, Москва 1948; J. Bourcart, Géographie du Fond des Mers, Paris 1949; F. D. Ommanney, The Ocean, London 1949; G. Wood, The Pacific Basin, Melbourne 1950; H. Ph. Kuenen, Marine Geology, New York i London 1950; International Committee on the Nomenclature of Ocean Bottom Features, The International Hydrographic Review, Vol. XXXI., No 1, Monte-Carlo 1954.O. Oz.