Кроме хребтов в Мировом океане известно немало возвышенностей, или океанических плато. Крупнейшее из них в Атлантическом океане - Бермудское плато. На его поверхности - ряд подводных гор вулканического происхождения.
Самый распространенный тип рельефа океанических котловин - рельеф абиссальных холмов. Так называются бесчисленные возвышенности высотой от 50 до 500 м, с диаметром основания от нескольких сот метров до десятка километров, почти сплошь усеивающие дно котловин. Кроме того, на дне океана известно более 10 тыс. подводных горных вершин. Некоторые подводные годы с уплощенными вершинами называют гайотами. Полагают, что некогда эти пики вздымались над уровнем океана, пока их вершины не были постепенно срезаны волнами.
Два других типа рельефа - волнистые и плоские абиссальные равнины. Они возникли после частичного или полного погребения абиссальных холмов под толщей осадков.
Четвертая зона выделяется в центральных частях океанов. Это - крупнейшие формы рельефа дна океана - срединно-океанические хребты - гигантские линейноориентированные сводовые поднятия земной коры. При образовании свода самые большие напряжения возникают не его вершине, здесь и образуются разломы, по которым происходит опускание части свода, формируются грабены, т.н. рифтовые долины. По этим ослабленным зонам земной коры устремляется вверх материал мантии.
Начинаясь в Северном Ледовитом океане небольшим хребтом Гаккеля, система этих поднятий пересекает Норвежско-Гренландский бассейн, включает Исландию и переходит в грандиозные Северо-Атлантический и Южно-Атлантический хребты. Последний переходит в Западно-Индийский хребет уже в Индийском океане. Севернее параллели острова Родригес одна ветвь - Аравийско-Индийский хребет - уходит на север, продолжаясь рядом форм рельефа дна Аденского залива и Красного моря, а другая ветвь следует на восток и переходит в срединно-океанический хребет Тихого океана - Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия. Срединно-океанические хребты, вероятно, - молодые кайнозойские образования. Поскольку хребты появляются в результате растяжения земной коры, пересечены поперечными разломами и часто имеют центральные рифтовые долины, они предоставляют исключительную возможность для изучения пород океанической коры.
Осадконакопление - один из важнейших факторов рельефообразования в океане. Известно, что в Мировой океан ежегодно поступает более 21 млрд. т твердых осадков, до 2 млрд. т вулканических продуктов, около 5 млрд. т известковых и кремнистых остатков организмов.
Специфичны для Мирового океана и другие экзогенные процессы, формирующие рельеф его дна. Это прежде всего работа волн, преобразующая рельеф дна в береговой зоне, деятельность приливно-отливных течений, формирующих специфический рельеф песчаных гряд и разносящих осадочный материал. Осадочный материал перемещают, кроме того, постоянные (геострофические) океанические течения.
На дне океана происходят также гравитационные процессы. Мощные подводные оползни осложняют рельеф материковых склонов, склоны подводных хребтов и возвышенностей. Другой фактор рельефообразования - мутьевые потоки.
Такова общая картина рельефа дна океана.
Движение вод Мирового океана
По своему физическому состоянию вода - очень подвижная среда, поэтому в природе она находится в непрерывном движении. Это движение вызывают различные причины, прежде всего ветер. Воздействуя на воды океана, он возбуждает поверхностные течения, которые переносят огромные массы воды их одного района океана в другой. Энергия поступательного движения поверхностных вод вследствие внутреннего трения передается в нижележащие слои, которые также вовлекаются в движение. Однако непосредственное влияние ветра распространяется на сравнительно небольшое (до 300 м) расстояние от поверхности. Ниже в толще воды и в придонных горизонтах перемещение происходит медленно и имеет направления, связанные с рельефом дна.
Поверхностные течения образуют два больших круговорота, разделенных противотечением в районе экватора. Водоворот северного полушария вращается по часовой стрелке, а южного - против. При сопоставлении этой схемы с течениями реального океана можно увидеть значительное сходство между ними для Атлантического и Тихого океанов. В то же время нельзя не заметить, что реальный океан имеет более сложную систему противотечений у границ континентов, где, например, располагаются Лабрадорское течение (Северная Атлантика) и Аляскинское возвратное течение (Тихий океан). Кроме того, течения у западных окраин океанов отличаются большими скоростями перемещения воды, чем у восточных. Ветры прилагают к поверхности океана пару сил, вращающих воду в северном полушарии по часовой стрелке, а в южном - против нее. Большие водовороты океанических течений возникают в результате действия этой пары вращающих сил. Важно подчеркнуть, что ветры и течения не относятся «один к одному». Например, наличие быстрого течения Гольфстрим у западных берегов Северной Атлантики не означает, что в этом районе дуют особенно сильные ветры. Баланс между вращающей парой сил среднего поля ветра и результирующими течениями складывается на площади всего океана. Кроме того, течения аккумулируют огромное количество энергии. Поэтому сдвиг в поле среднего ветра не приводит автоматически к сдвигу больших океанических водоворотов.
На водовороты, приводимые в движение ветром, накладывается другая циркуляция, термохалинная («халина» - соленость). Вместе температура и соленость определяют плотность воды. Океан переносит тепло из тропических широт в полярные. Этот перенос осуществляется при участии таких крупных течений, как Гольфстрим, но существует также и возвратный сток холодной воды в направлении тропиков. Он происходит в основном на глубинах, расположенных ниже слоя возбуждаемых ветром водоворотов. Ветровая и термохалинная циркуляции представляют собой составные части общей циркуляции океана и взаимодействуют друг с другом. Так, если термохалинные условия объясняют в основном конвективные движения воды (опускание холодной тяжелой воды в полярных районах и ее последующий сток к тропикам), то именно ветры вызывают расхождение (дивергенцию) поверхностных вод и фактически «выкачивают» холодную воду обратно к поверхности, завершая цикл.
Представления о термохалинной циркуляции менее полны, чем о ветровой, но некоторые особенности этого процесса более или менее известны. Считается, что образование морских льдов в море Уэдделла и в Норвежском море имеет важное значение для формирования холодной плотной воды, распространяющейся у дна в Южной и Северной Атлантике. В оба района поступает вода повышенной солености, которая охлаждается зимой до температуры замерзания. При замерзании воды значительная часть содержащихся в ней солей не включается в новообразующийся лед. В результате соленость и плотность остающейся незамерзшей воды увеличиваются. Эта тяжелая вода опускается ко дну. Обычно ее соответственно называют антарктической донной и североатлантической глубинной водой.
Другая важная особенность термохалинной циркуляции связана с плотностной стратификацией океана и ее влиянием на перемешивание. Плотность воды в океане с глубиной возрастает и линии постоянной плотности идут почти горизонтально. Воду с разными характеристиками значительно легче перемешать в направлении линий постоянной плотности, чем поперек них.
Термохалинную циркуляцию трудно с определенностью охарактеризовать. По сути, и горизонтальная адвекция (перенос воды морскими течениями), и диффузия должны играть важную роль в термохалинной циркуляции. Определение относительного значения этих двух процессов в каком-либо районе или ситуации представляет важную задачу.
Главные черты поверхностной циркуляции вод мирового океана определяются ветровыми течениями. Важно отметить, что движение водных масс в Атлантическом и Тихом океанах очень сходно. И в том и в другом океане существуют два огромных антициклонических круговых течения, разделенных экваториальным противотечением. В обоих океанах есть, кроме того, мощные западные (в северном полушарии) пограничные течения (Гольфстрим в Атлантическом и Куросио в Тихом) и такие же по характеру, но более слабые восточные течения (в южном полушарии) - Бразильское и Восточно-Австралийское. Вдоль их западных побережий прослеживаются холодные течения - Ойясио в Тихом океане, Лабрадорское и Гренландское течения в Северной Атлантике. Кроме того, в восточной части каждого бассейна к северу от основного круговорота обнаружен циклонический круговорот меньшего масштаба.
Некоторые различия между океанами связаны с различиями в очертаниях их бассейнов. Атлантический, Индийский и Тихий океаны имеют разную форму. Но некоторые из различий определяются особенностями поля ветра, как, например, в Индийском океане. Циркуляция в южной части Индийского океана в основных чертах сходна с циркуляцией в южных бассейнах Атлантического и Тихого океанов. Но в северной части Инд7ийского океана она явно подчиняется муссонным ветрам, где в период летнего и зимнего муссонов картина циркуляции полностью меняется.
По ряду причин по мере приближения к берегу отклонения от общей картины циркуляции становятся все более существенными. В результате взаимодействия основных климатических характеристик течений с такими же характеристиками побережий часто возникают устойчивые или квазиустойчивые вихри. Заметные отклонения от средней картины циркуляции могут вызывать у побережий и местные ветры. В отдельных районах возмущающими факторами режима циркуляции служат речной сток и приливы.
В центральных районах океанов средние характеристики течений вычисляются по малому количеству точных данных и потому особенно ненадежны.