Wody oceanów pokrywają 70% powierzchni Ziemi. Dna oceanów są pokryte osadami, których charakter zależy między innymi od głębokości i odległości od brzegu. Poznanie morfologii den oceanicznych stało się możliwe w latach 60-tych dzięki zastosowaniu echosondy. Wtedy powstała mapa morfologii den oceanicznych.

Elementy morfologii den oceanicznych:

• Szelf

• Skłon kontynentalny- oba te elementy w podłożu zawierają skorupę kontynentalną

• Równia abysalna (abisalna). Abisalny oznacza denny. Zawiera w podłożu skorupę oceaniczną.

• Grzbiety śródoceaniczne

• Rowy oceaniczne

• Łuki wysp wulkanicznych

• Pojedyncze stożki wulkanów ułożone niekiedy linijnie (łańcuchowo)

Szelf ze skłonem stanowi podwodne przedłużenie kontynentu. Może być bardzo wąski. Przykład to zachodnie wybrzeże Ameryki Południowej, lub bardzo szeroki, przekraczający 500 km (Morze Arktyczne). Szelf charakteryzuje bardzo niski kąt nachylenia stoku wynoszący średnio 0,07 stopnia. Skłon (stok) kontynentalny ma przeciętnie 3-6 stopni nachylenia, a lokalnie do 25 stopni. Skłon bywa rozcięty licznymi podmorskimi kanionami, które służą jako droga transportu osadów z szelfu ku głębinom. Takie kaniony na wschodnim wybrzeżu Ameryki Północnej mają od 1 do 15 kilometrów szerokości i głębokość do 2.000 metrów. Osady zdeponowane u podnóża tworzą wzniesienie przykontynentalne. Poniżej skłonu rzeźba dna może mieć dwojaki charakter. Pierwszy typ rzeźby to typ Atlantycki (charakter pasywny). Dugi typ to typ Andyjski (aktywny). W wypadku pasywnym szelfy są szerokie i stopniowo przechodzą w stok kontynentalny, a w końcu w podnóże. W drugim wypadku szelf jest szczątkowy, a stok kontynentalny graniczy bezpośrednio z rowem oceanicznym, za którym pojawia się dopiero równia abisalna. W wielu przypadkach rowy widziane z lotu ptaka, mają kształt łuku i są odsunięte na odległość wieluset kilometrów w głąb oceanu. Wówczas od strony kontynentu wykształcone są równoległe do nich łuki wysp wulkanicznych, które oddzielają od otwartego oceanu baseny mórz marginalnych. Przykładem jest Morze Ochockie i wyspy Kurylskie, Morze Japońskie i wyspy Japońskie, morze Wschodniochińskie i wyspy Riukiu oraz Morze Południowochińskie i Filipiny. Stosunek głębokości do szerokości rowów. Wynosi przeciętnie 1 do 50. Na równi abisalnej spotykamy liczne odizolowane stożki wulkanów. Szczególnie dużo spotkać ich można na Pacyfiku. Wielokrotnie mają wysokość kilku tysięcy metrów i wyłaniają się w formie wysp lub mają formę płaskiego, ściętego stożka, na którym mogą rozwinąć się atole korali. Takie płasko ścięte stożki nazywamy gujotami. W środkowych partiach oceanów dno wznosi się ku górze, w kierunku grzbietów śródoceanicznych. Grzbiety tworzą pasmo przebiegające od oceanu Arktycznego przez środek Atlantyku, które następnie skręca ku wschodowi, okrąża Afrykę i na wschód od niej pasmo to rozwidla się. Krótsza północna gałąź dochodzi do zatoki Adeńskiej i morza Czerwonego, natomiast grzbiet główny biegnie dalej na wschód, między Australią i Antarktydą, przechodząc w grzbiet wschodniopacyficzny, który kończy się u ujścia zatoki kalifornijskiej. Długość tego grzbietu przekracza 60.000 tys. kilometrów. Jego średnia wysokość nad równią przekracza 2.500 metrów. Średni stosunek wysokości do szerokości wynosi 1 do 500 (dla porównania w górach kontynentalnych wynosi 1 : 100). Większa część grzbietu jest rozcięta równoległymi dolinami ryftowymi, których głębokość dochodzi do 2.000 metrów, przy szerokości 30 do 130 kilometrów. Grzbiet przecinają też uskoki transformacyjne. Morza występujące na podłożu sialicznym nazywamy morzami epikontynentalnymi.

Strefy głębokości i środowiska sedymentacji oceanicznej:

Wyróżniane są następujące strefy głębokości dna oceanu:

• Litoralna

• Batialna

• Abisalna

• Hadalna

Ze względu na odległość od brzegu i związany z tym wpływ na rodzaj deponowanych osadów, wyróżnia się środowiska (strefy) sedymentacji:

• Nerytyczne

• Hemipelagiczne

• Pelagiczne

Strefa litoralna w wąskim znaczeniu obejmuje obszar dna między linią średniego przypływu, a linią średniego odpływu (inaczej strefa eulitoralna). W znaczeniu szerokim obejmuje obszar dna od linii maksymalnego przypływu i fal burzowych po krawędź szelfu. Dzieli się wówczas na podstrefę supralitoralną (powyżej średniego przypływu, zalewana podczas sztormów) , podstrefę eulitoralną (zakres między średnim przypływem i odpływem) i podstrefę sublitoralną (od zasięgu średniego odpływu do krawędzi szelfu).Środowisko wód nad dnem w strefie sublitoralnej (nad szelfem) to środowisko nerytyczne. Skład mineralny deponowanych osadów jest związany z oddziaływaniem lądów.

Strefa batialna to część dna odpowiadająca skłonowi kontynentalnemu (głębokość do 4000 m p.p.m. Środowisko wód nad skłonem to środowisko hemipelagiczne. Skład osadu zależy zarówno od oddziaływania lądu (prądy zawiesinowe), jak też otwartego morza (prądy przydenne, napływ planktonu).

Strefa abysalna (od 4000 do 5500 m p.p.m.) dotyczy równi abysalnej. Strefa hadalna to strefa rowów oceanicznych. Środowisko wód nad strefą abysalną i hadalną to środowisko pelagiczne. Tutaj wpływ lądu na rodzaj osadu jest znikomy. Dominujący jest wpływ morza.

Charakterystyka osadów:

W podstrefie supralitoralnej oraz eulitoralnej powstają plaże, czyli brzegi pokryte piaskiem lub żwirem. W morfologii plaży mamy 2 elewacje: wał brzegowy oraz wał burzowy. Zakres plaży między wałami to plaża wewnętrzna odpowiadająca strefie supralitoralnej. Pomiędzy lustrem wody, a wałem brzegowym, w strefie zmywu mamy plaże zewnętrzną odpowiadająca podstrefie eulitoralnej. Cechą charakterystyczną strefy zmywu są odsypy grubszego osadu w postaci jęzorów. Kiedy woda odpływa powstają w osadzie liczne dziurki.

Osady podstrefy sublitoralnej to językowate półwyspy, po kaszubsku szpryki. Mielizny przybrzeżne inaczej ryfy, które powstają przed krawędzią podstawy falowania na skutek podbijania osadu leżącego na dnie. Zazwyczaj obserwujemy kilka ryfów równoległych do siebie. Ryfy nie powstają w strefach silnych pływów, gdyż są rozmywane przez prądy pływowe. Przykładem jest Mewi Ryf z Redy na Hel. Natomiast sprzyja ich tworzeniu, tak samo jak w przypadku półwyspów obecność prądu litoralnego. Półwysep Helski jest efektem prądu litoralnego, wywołanego oddziaływaniem wiatrów zachodnich. Kolejnym elementem morfologii strefy sublitoralnej są bariery, inaczej mierzeje, czy też lido. W przeciwieństwie do Ryfów są one trwałe. Są to piaszczyste wały, które odcinają zatoki od otwartych mórz. Powstanie bariery oznacza powstanie laguny na jej zapleczu. Osady lagunowe są bardzo drobnoziarniste (różnego typu mułki). Są to wody stojące, często źle przewietrzone. W warunkach niższych szerokości geograficznych, takie laguny mogą przekształcać się w jeziora, w których rozwija się roślinność brakiczna. W szerokościach podzwrotnikowych w obrębie lagun gromadzą się muły wapienne. W warunkach silnego parowania wzrasta zasolenie wód, co sprzyja procesom dolomityzacji osadów węglanowych. W takich wodach mogą powstawać też pokłady węgla.

Pokrewnym lagunom jest środowisko rafowe. W tym wypadku powstaje zbiornik, odcięty od otwartego morza rafą koralową.

Osadami strefy sublitoralnej są także osady równi pływowej. Zazwyczaj drobnoziarniste, równolegle laminowane. Mogą to być zarówno iły, jak i muły wapienne.

Osady nerytyczne to osady szelfowe. Tutaj mamy do czynienia z oddziaływaniem prądów morskich, falowania i prądów pływowych. Istotna jest tu podstawa falowania. Wyróżnia się normalną oraz burzową podstawę falowania. Za największą głębokość podstawy falowania przyjmuje się 200 metrów. Osady deponowane na szelfie są przynoszone przede wszystkim przez rzeki. Są także efektem erozji morskiej.

Osady hemipelagiczne powstają na skłonie kontynentalnym w wodach spokojnych, pozbawionych dostępu światła, które dociera do głębokości 350 metrów. Są zbudowane głównie z minerałów ilastych, mułu wapiennego i resztek organizmów. Powstają tu muły niebieskie, szare, czerwone, muły i piaski glaukonitowe

Osady pelagiczne powstają na równi abisalnej. Złożone są z bardzo drobnych zawiesin transportowanych przez prądy przydenne, także z produktów wietrzenia szkliwa wulkanicznego (czyli minerały ilaste typu smektytów) oraz depozycję planktonu. Osady pelagiczne to głównie muły wapienne, iły oraz muły krzemionkowe będące produktem nagromadzenia radiolarii i okrzemek.

Rozprzestrzenienie osadów węglanowych i krzemionkowych:

Osady wapienne mogą powstać na skutek bezpośredniego strącania CaCO₃ z wody morskiej lub na skutek depozycji szkieletów wapiennych.

Proces chemicznego strącania CaCO₃ jest możliwy wówczas gdy nastąpi przesycenie wód węglanem wapnia. Rozpuszczalność CaCO₃ zależy bezpośrednio od stopnia kwasowości wód. Im woda bardziej kwaśna tym większa jest rozpuszczalność. Głównym źródłem kwasowości wód jest kwas węglowy, który powstaje w wyniku rozpuszczania CO₂.

CO₂ + H₂O H₂CO₃

Dwutlenek węgla jest znacznie łatwiej rozpuszczalny w wodach chłodnych. Jego rozpuszczalność wzrasta także wraz ze wzrostem ciśnienia. Koncentracja CO₂ w wodach powierzchniowych jest bardzo niewielka. Tylko jeden atom węgla na dwieście występuje w formie rozpuszczonej. Na dużych głębokościach stosunek ten wzrasta do trzech na dwieście. Zawarty w wodzie H₂CO₃ dysocjuje na H⁺ i HCO₃^-. Dalej:

HCO₃^- - H⁺ + CO₃ ^-2

Zwiększona ilość H⁺ oznacza wzrost kwasowości wody.

Wraz z głębokością rośnie ilość rozpuszczonego dwutlenku węgla. Powyżej głębokości 5.000 metrów gwałtownie rośnie zawartość dwutlenku węgla, a tym samym kwasowość wód.

Mniejszy udział CO₂ w wodach powierzchniowych jest spowodowany większą ich temperaturą i fotosyntezą glonów. Wzrost temperatury od 0 do 20° powoduje spadek rozpuszczalności CaCO₃ spada o 50%. Wraz z głębokością spada temperatura, co powoduje wzrost CO₂. Tym samym wzrasta rozpuszczalność węglanów. W obrębie oceanów temperatur malej wraz ze wzrostem głębokości. Zimne wody powierzchniowe obszarów podbiegunowych wzbogacone w CO₂ zostają pogrążone i migrują ku równikowi na skutek cyrkulacji głębokomorskiej. Głębokość, na której ilość cząstek węglanowych (CaCO₃) staje się mniejsza niż 20% nazywa się głębokością kompensacji węglanów (CCD- carbonate compensation deep). Oznacza to, że na dużych głębokościach węglany zanikają, co jest spowodowane ich rozpuszczaniem. W wodach ciepłych węglan wapnia ulega strąceniu, a w wodzie zimnej rozpuszcza się. Strefa kompensacji węglanów jest najgłębsza w szerokościach międzyzwrotnikowych.