десно|мини| Дијаграмски пресек на подводна котлина, покажувајќи го односот на абисалната рамнина со континенталниот праг и океанскиот ров десно|мини|Приказ на абисалната зона во однос на другите големи океански зони
Абисална рамнина — рамнина на длабокото океанско дно, која обично се наоѓа на длабочина од 3.000 до 6.000 метри. Општо лежејќи помеѓу подножјето на континенталниот праг и средноокеанскиот гребен, овие рамнини покриваат повеќе од 50% од површината на Земјата. Тие се меѓу најрамните, најмазни и најмалку истражени региони на Земјата. Абисалните рамнини се клучни геолошки елементи на подводните котлини (другите елементи се издигнат средноокеански гребен и околни абисалниридови).
Создавањето на абусалната рамнина е резултат на ширењето на морското дно (тектоника на плочите) и топењето на долната океанска кора. Магмата се издигнува од над астеносферата (слој на горната обвивка, и како што овој базалтен материјал стигнува до површината на сртовите на средината на океанот, формира нова океанска кора, која постојано се влече настрана со ширење на морското дно. Абисалните рамнини се резултат на прекривањето на првично нерамна површина на океанската кора со ситнозрнести седименти, главно глина и тиња. Голем дел од овој талог се депонира од заматените струи кои се канализирани од континенталните рабови по подморските кањони во подлабока вода. Остатокот е составен главно од пелагиски седименти. Металните јазли се вообичаени во некои области на рамнините, со различни концентрации на метали, вклучувајќи манган, железо, никел, кобалт и бакар. Има и количества на јаглерод, азот, фосфор и силициум, поради материјалот што се спушта и се распаѓа.
Се верува дека делумно поради нивната огромна големина, подводните рамнини се главни резервоари на биолошката разновидност. Тие, исто така, имаат значително влијание врз јаглеродниот циклус во океаните, растворањето на калциум карбонатот и концентрациите на CO2 во атмосферата во временски размери од сто до илјада години. Структурата на абисалните екосистеми е под силно влијание на стапката на проток на храна до морското дно и составот на материјалот што се таложи. Факторите како што се климатските промени, риболовните практики и оплодувањето на океаните имаат значителен ефект врз моделите на примарното производство во фотичната зона. Животните апсорбираат растворен кислород од водите сиромашни со кислород. Многу растворен кислород во абисалните рамнини доаѓа од поларните региони кои се стопиле одамна. Поради недостигот на кислород, абисалните рамнини се непријатни за организми кои би цветале во водите збогатени со кислород горе. Длабокоморските корални гребени главно се наоѓаат на длабочини од 3.000 метри и подлабоко во абисалните и хадалските зони.
Абисалните рамнини не биле препознаени како посебни физиографски одлики на морското дно до доцните 1940-ти и, до неодамна, ниту една не била проучувана на систематска основа. Тие се слабо зачувани во седиментната евиденција, бидејќи тие имаат тенденција да се трошат со процесот на подвлекување. Поради темнината и притисокот на водата што може да достигне околу 75 пати повеќе од атмосферскиот притисок (76 мегапаскали), абисалните рамнини не се добро истражени.
Океански зони мини|Пелагиски зони Океанот може да се конципира како зони, во зависност од длабочината и присуството или отсуството на сончева светлина. Речиси сите форми на живот во океанот зависат од фотосинтетичките активности на фитопланктонот и другите морски растенија за да го претворат јаглерод диоксидот во органски јаглерод, кој е основната градежна материја на органската материја. Фотосинтезата за возврат бара енергија од сончевата светлина за да ги поттикне хемиските реакции кои произведуваат органски јаглерод.
Стратумот на водениот столб најблиску до површината на океанот (нивото на морето) се нарекува фотична зона. Фотичната зона може да се подели на два различни вертикални региони. Најгорниот дел од фотичната зона, каде што има соодветна светлина за поддршка на фотосинтезата од фитопланктонот и растенијата, се нарекува еуфотична зона (исто така позната како епипелагиска зона или површинска зона). Долниот дел од фотичната зона, каде што интензитетот на светлината е недоволен за фотосинтеза, се нарекува дисфотична зона (дисфотична значи „слабо осветлена“ на грчки). Дисфотичната зона се нарекува и мезопелагиска зона или зона на самракот. Нејзината најдолна граница е на термоклинот од , што, во тропските предели генерално се наоѓа помеѓу 200 и 1.000 метри.
Еуфотичната зона е донекаде произволно дефинирана како што се протега од површината до длабочината каде што интензитетот на светлината е приближно 0,1-1% од зрачењето на сончевата светлина на површината, во зависност од сезоната, географската ширина и степенот на заматеност на водата. Во најчистата океанска вода, еуфотичната зона може да се прошири до длабочина од околу 150 метри, или ретко, до 200 метри. Растворените супстанции и цврстите честички ја апсорбираат и расфрлаат светлината, а во крајбрежните региони високата концентрација на овие супстанции предизвикува светлината брзо да се атенуира со длабочина. Во такви области еуфотичната зона може да биде длабока само неколку десетици метри или помалку. Дисфотичната зона, каде што интензитетот на светлината е значително помал од 1% од зрачењето на површината, се протега од основата на еуфотичната зона до околу 1.000 метри. Се протега од дното на фотичната зона до морското дно, афотичната зона, регион на вечна темнина.
Бидејќи просечната длабочина на океанот е околу 4.300 метри, фотичната зона претставува само мал дел од вкупниот волумен на океанот. Меѓутоа, поради капацитетот за фотосинтеза, фотосинтезата има најголема биолошка разновидност и биомаса од сите океански зони. Речиси целото примарно производство во океанот се случува овде. Животните форми кои ја населуваат афотичната зона честопати се способни да се движат нагоре низ водениот столб во фотичната зона за хранење. Во спротивно, тие мора да се потпрат на материјалот што тоне одозгора, или да пронајдат друг извор на енергија и исхрана, како што се јавува во хемосинтетичките археи пронајдени во близина на хидротермални отвори и ладни извори.
Афотичната зона може да се подели на три различни вертикални региони, врз основа на длабочината и температурата. Првата е батијалната зона, која се протега од длабочина од 1.000 метри до 3.000 метри, при што температурата на водата се намалува од до како што се зголемува длабочината. Следна е абисалната зона, која се протега од длабочина од 3.000 метри до 6.000 метри. Последната зона ги вклучува длабоките океански ровови и е позната како Хадална зона. Оваа, најдлабоката океанска зона, се протега од длабочина од 6.000 метри до приближно 11.034 метри, на самото дно на Маријанскиот Ров, најдлабоката точка на планетата Земја. Абисалните рамнини обично се во зоната на бездната, на длабочини од 3.000 до 6.000 метри.
Табелата подолу ја илустрира класификацијата на океанските зони: Зона Подзона (заедничко име) Длабочина на зоната Температура на водата Коментари фотична еуфотична (епипелагиска зона) 0–200 метри високо променлива дисфотична (мезопелагиска зона или зона на самрак) 200–1.000 метри – многу променлива афотична батијална 1.000–3.000 метри абисална 3.000–6.000 метри Britannica температурата на водата може да достигне и до во близина на хидротермални отвори хадална под 6.000 метри температурата на амбиенталната вода се зголемува под 4000 метри поради адијабатско загревање
Формирање мини| Океанската кора е формирана на средноокеански гребен, додека литосферата е потисната назад во астеносферата на океанските ровови мини|Возраст на океанската кора (црвената е најмлада, а сината е најстара) Океанската кора, која ја формира основата на абисалните рамнини, континуирано се создава на средноокеанските сртови (вид на раздвојувачка граница) со процес познат како топење со декомпресија. Декомпресивното топење на цврстата обвивка поврзано со столбовите е одговорно за создавање океански острови како Хавајските Острови, како и океанската кора на сртовите на средината на океанот. Овој феномен е исто така најчестото објаснување за поплавените балзати и океанските висорамнини (два вида големи магматски провинции). Топењето со декомпресија се случува кога горната обвивка делумно се стопи во магма додека се движи нагоре под сртовите на средината на океанот. Оваа подобрена магма потоа се лади и се зацврстува со спроведување и струење на топлина за да формира нова океанска кора. Акрецијата се јавува кога плашт се додава на растечките рабови на тектонската плоча, обично поврзана со ширењето на морското дно1. Според тоа, староста на океанската кора е во функција на растојанието од средноокеанскиот гребен. Најмладата океанска кора е во средноокеанските гребени и станува постепено постара, поладна и погуста додека мигрира нанадвор од средноокеанските сртови како дел од процесот наречен конвекција на обвивката.
Литосферата, која се наоѓа на врвот на астеносферата, е поделена на голем број тектонски плочи кои континуирано се создаваат и трошат на нивните спротивни граници на плочите. Океанската кора и тектонските плочи се формираат и се раздвојуваат на средноокеанските сртови. Абисалните ридови се формираат со истегнување на океанската литосфера. Потрошувачката или уништувањето на океанската литосфера се случува во океанските ровови (тип на приближувачка граница, позната и како граница на деструктивна плоча) со процес познат како подвлекување. Океанските ровови се наоѓаат на места каде што се спојуваат океанските литосферски плочи од две различни плочи, а погустата (постарата) плоча почнува да се спушта назад во плашт. На работ на потрошувачката на плочата (океанскиот ров), океанската литосфера топлински се стегна за да стане прилично густа и таа тоне под сопствената тежина во процесот на подвлекување. Процесот на подвлекување троши постара океанска литосфера, така што океанската кора ретко е стара повеќе од 200 милиони години. Целокупниот процес на повторени циклуси на создавање и уништување на океанската кора е познат како Суперконтинентален циклус, првпат предложен од канадскиот геофизичар и геолог Џон Тузо Вилсон.
Новата океанска кора, најблиску до средноокеанските гребени, е главно базалт на плитки нивоа и има груба топографија. Грубоста на оваа топографија е во функција на брзината со која се шири средноокеанскиот гребен (стапка на ширење). Големините на стапките на ширење се разликуваат доста значително. Типичните вредности за гребени кои брзо се шират се поголеми од 100 мм/годишно, додека бавно распространетите гребени обично се помали од 20 мм/годишно. Истражувањата покажале дека колку е побавна стапката на ширење, толку погруба ќе биде новата океанска кора, и обратно. Се смета дека овој феномен се должи на раседот на средноокеанскиот гребен кога била формирана новата океанска кора. Овие раседи што се пробиваат низ океанската кора, заедно со нивните гранични бездни ридови, се најчестите тектонски и топографски одлики на површината на Земјата. Процесот на ширење на морското дно помага да се објасни концептот на континентално лизгање во теоријата на тектониката на плочите.
Рамниот изглед на абисалните рамнини е резултат на прекривањето на оваа првично нерамна површина на океанската кора со ситнозрнести седименти, главно глина и тиња. Голем дел од овој талог се депонира од заматените струи кои биле канализирани од континенталните рабови по подморските кањони надолу во подлабоките води. Остатокот од седиментот се состои главно од прашина (честички од глина) издувана во морето од копно, и остатоци од мали морски растенија и животни кои тонат од горниот слој на океанот, познати како пелагиски седименти. Вкупната стапка на таложење на седимент во оддалечените области се проценува на два до три сантиметри на илјада години. Абисалните рамнини покриени со седименти се поретки во Тихиот Океан отколку во другите големи подводни котлини бидејќи седиментите од заматените струи се заробени во океанските ровови кои се граничат со Тихиот Океан.