що можуть бути спровоковані чи землетрусами ж виникнути мимовільно при нагромадженні дуже великих мас опадів на схилах, що не відповідають по крутості умовам стійкої рівноваги. При русі зсуву вниз по схилу осади розріджуються і зсув поступово перетвориться в каламутних потік. Причиною виникнення каламутних потоків може бути також перехоплення підвідним каньйоном мас наносів, що переміщаються в береговій зоні під дією хвилювання. Каламутні потоки стікають по підвідних каньйонах. В устях каньйонів, де швидкість потоків через вирівнювання схил падає, вони відкладають осадовий матеріал. Каламутні потоки, особливо могутні, можуть розривати і переміщати роз'єднані шматки підвідних телеграфних кабелів на великі відстані, якщо кабелі прокладені на шляхах їхнього руху. По зусиллях, необхідним для розриву кабелів і переносу їхнього обривків на ті чи інші відстані, розраховані швидкості каламутних потоків: вони можуть доходити до 100 км/год і більш. Стікаючи по підвідних каньйонах, закладеним, очевидно, в основному по тектонічних розламах, каламутні потоки активно впливають на їхнє дно і стінки. У результаті каньйони поглиблюються, стають звивистими, на них з'являються тераси й інші ознаки руслових і долинних форм. Там, де швидкість каламутних потоків падає, відбувається масова акумуляція стерпного ними матеріалу, формуються великі конуси виносу, звичайно прив'язані вершинами до усть підвідних каньйонів. Конуси виносу сусідніх каньйонів можуть зливатися між собою. У результаті в підстави материкового схилу формується велика похила акумулятивна рівнина – найбільш типове морфологічне вираження материкового підніжжя. Сумарна потужність опадів може досягати декількох кілометрів. На шельфі сукупна дія гідрогенних і гравітаційних факторів забезпечує по перевазі транзитний режим осадового матеріалу. До того ж субаквальне існування шельфу нетривало, тому морфологічні результати акумулятивної діяльності гідрогенних і гравітаційних факторів і її вплив на рельєф шельфу обмежені. У батіальній і абісальної зонах дна Світового океану інтенсивність дії цих процесів нижче, ніж на шельфі, але зате тривалість дії незрівнянно більше.
Геологічна робота донних і поверхневих океанських плинів. Останнім часом стало відомо, що існує ціла система донних абісальних плинів, що роблять геологічну роботу на дні океану. Вони утворяться за рахунок опускання і розтікання по дну вихолоджених шельфових вод Антарктики й у меншому ступені, але також охолоджених арктичних вод. Більш локальне значення має донний стік дуже солоних, а тому аномально щільних вод, що втікають в океан із Середземного, Червоного морів, а також з Перської затоки.
Головну роль у формуванні донних водяних мас грають антарктичні води. На шляху донних потоків холодних антарктичних вод, що випливають на північ, розташовуються широтні і субширотні ланки планетарної системи серединно-океанічних хребтів, однак вони не є для цих потоків перешкодою, тому що розсічені поперечними ущелинами, використовуваними донними водами для стоку з приантарктичних улоговин в океанічні улоговини, що лежать північніше.
До дійсного часу склалося загальне представлення про циркуляцію донних плинів у Світовому океані. Вивчено Атлантико-Антарктичний донний плин у південній частині Аргентинської улоговини, воно проривається через вузький прохід у зоні Фолклендського розламу, розтікається в обидва боки від проходу, але головним чином до заходу й утворить Західне фолклендські донні. Швидкість Західного Прикордонного донного плину, що утвориться уздовж материкового підніжжя Північної Америки в Атлантичному океані завдяки донному стоку холодних вод з Норвежсько-Гренландського басейну в північного підніжжя плато Блейк, досягає 20 див/с. З плинів, утворених стоком ненормально солоних вод, вивчений Лузитанська течія (на захід від Гібралтарської протоки). Його швидкість за даними безпосередніх вимірів на глибині 700 – 800 м перевищує 150 див/с.
Постійні донні плини здійснюють масове транспортування осадового матеріалу. Подібно хвилям і хвильовим плинам у береговій зоні моря, вони створюють своєрідні односпрямовані потоки осадового матеріалу, що рухається. За аналогією з береговими потоками наносів рух донного осадового матеріалу може припинитися чи цілком частково там, де по тим чи іншим причинам швидкість донного плину понизиться до критичної величини, тобто виявиться недостатньої для переміщення часток даної крупності і даного обсягу осадового матеріалу. У цьому відношенні найбільше добре вивчене Західне Прикордонне донне. Виявилося, що найбільші донні форми рельєфу в зоні дії цього плину – хребти Ньюфаундлендьский і Блейк-Багамський у дійсності являють собою гігантські акумулятивні тіла, складені косашаруватими опадами переважно мулистого складу з піщаними прошарками, що різко відрізняються по текстурі, структурі, складу від турбидитів – опадів мутних потоків, звичайно широко розповсюджених у межах материкового підніжжя.
Ньюфаундлендський хребет має вид могутньої коси, складеною товщею косорозшарованих алевритів з підлеглими шарами пелітових опадів, принаймні до глибини 1,5 км від поверхні дна ця товща просліджується досить чітко. Цілком очевидно, що осадова товща настільки величезної потужності може бути сформована або в результаті дуже рясного надходження осадового матеріалу, або в результаті великої тривалості процесу нагромадження.
Інша, ще більш велика акумулятивна форма, генезис якої зв'язаний з цим же плином, Блейк-Багамський хребет – гігантський дугоподібно вигнутий у плані вал, складений товщею мулистих і глинистих опадів з тонкими прошарками дрібного піску з косою шаруватістю. Для внутрішньої будівлі товщі характерні також утворення, що одержали назву «гігантських знаків брижі», чи «гігантських рифелів» – своєрідних піщаних хвиль із кроком (тобто відстанню між ними) у 4 – 5 км. Такі ритмічні образовавания відзначені також і в товщі, що складає Ньюфаундлендський хребет. Довжина вала більш 400 км, ширина 100 – 200 км. Найбільше повно описувана акумулятивна форма окреслюється ізобатою 4800 м, але вся її північна третина лежить на значно меншій глибині (2000 – 4000 м).
Очевидно,
