Основные морфоструктуры Земли презентация

тектонические проявления: вулканизм, землетрясения. Географическое распространение и причины.
Мегарельеф Земли. Гипсографическая кривая. Средняя высота суши. Закономерности размещения горных систем, нагорий, плато, равнин, низменностей.

Строение дна океана.
Экзогенные процессы в литосфере. Деятельность поверхностных и подземных вод, ледников, ветра, волн, выветривания.

имеют неправильную многогранную форму, обусловленную крупными разломами. Платформы имеют двухъярусное строение.

Нижний их ярус называется фундаментом. Он состоит из смятых в складки метаморфических пород, пронизанных гранитными интрузиями. Фундамент платформ является наследием тех консолидированных складчатых сооружений, которые остались от орогенов. Фундамент разбит разломами на блоки.

1

Платформы: строение, географическое распространение

породами, покрывающими более древний складчатый фундамент. В некоторых районах наряду с осадочными породами распространены вулканиты. В целом же магматические породы играют на чехле платформ подчиненную роль и представлены преимущественно покровами базальтов.
Осадочные породы чехла залегают более или менее горизонтально или в виде очень пологих вогнутых складок – синеклиз и выпуклых – антеклиз.

плитами. Они занимают основную площадь на платформах. Места выхода кристаллического фундамента на поверхность называют щитами.
Различают древние и молодые платформы. Они отличаются прежде всего возрастом нижнего этажа – складчатого фундамента:
у древних платформ он образовался в докембрии, в дорифейское время – более 1,5 млрд.. лет тому назад,
у молодых – в палеозое.
Осадочный чехол древних платформ может состоять из пород рифея, палеозоя, мезозоя и кайнозоя, а на молодых эпипалеозойских платформах он сложен породами мезозойского и кайнозойского возраста.

с разнообразными по интенсивности и направленности тектоническими движениями, с интрузивным и эффузивным магматизмом и сильными землетрясениями.
В истории развития Земли, начиная с конца докембрия и в течение фанерозоя, геосинклинали неоднократно возникали, развивались и замыкались (отмирали). На их месте поднимались складчатые горные сооружения, которые присоединялись к материковым платформам, увеличивая их площадь, и постепенно разрушались.

2

Геосинклинали: строение, эволюция, географическое распространение

характеризуется растяжением и прогибанием земной коры и морским режимом (собственно геосинклинальная стадия). При этом в морских бассейнах накапливается мощная (до 15-20 км) толща осадочных и вулканических горных пород. Излияния лав, а также внедрение магмы и застывание ее на разных глубинах наиболее характерно для внутренних частей геосинклиналей (эвгеосинклиналей). Здесь же энергичнее проявляется метаморфизм, а впоследствии складчатость. В окраинных частях геосинклиналей (миогеосинклиналях) накапливаются преимущественно осадочные толщи, магматизм ослаблен или даже отсутствует.

Новейшие тектонические гипотезы связывают их со сближением и столкновением литосферных плит. Из-за бокового давления происходит энергичное смятие пород в складки. При этом первичная тонкая океаническая кора, благодаря различным деформациям горных пород, магматизму, метаморфизму, гранитизации и другим процессам, превращается в более сложную по составу и строению, мощную и жесткую континентальную (материковую) земную кору.
В результате поднятия территории море отступает, сначала образуются архипелаги островов, а потом сложная эпигеосинклинальная (греч. epi – после) складчатая горная страна (орогенная стадия).

окраины с микроконтинентами Хонсю (на рубеже перми и триаса) и Куросегава (в конце юры - начале мела). По М. Фору, Ж. Шарве и др., 1987: 1 - континентальная кора; 2 - океанская кора; 3 - литосферная мантия; 4 - осадки; 5 - гранитоидные плутоны.

и величине. Крупные интрузии, особенно батолиты, имеющие удлиненную форму, протягиваются на сотни километров, достигают ширины до 100 км и мощности до 10 км.
Чилийский батолит в Андах имеет длину свыше 1300 км, батолит в Кордильерах Канады – более 2000 км.
Батолиты вызывают нарушения в залегании перекрывающих их пород. Эти нарушения могут носить как складчатый, так и разрывной характер. Батолиты, сложенные обычно гранитами, образуют центральные поднятия многих горно-складчатых областей. В результате последующей денудации они нередко оказываются на поверхности, слагая массивные, труднодоступные осевые хребты гор (Сьерра-Невада, Береговой хребет в Канаде).

Интрузивные тела

форму перекрывающим их породам и образуют группы или одиночные горы, такие, как, например, горы Железная, Машук, Бештау и другие в районе Пятигорска на Северном Кавказе, гора Аю-Даг в Крыму. Обнажившимися интрузиями являются Хибинский и соседние с ним массивы высотой более 1000 м.
Пластовые интрузии выражаются в рельефе в виде ступеней. Отпрепарированные (полуглубинные) интрузии и базальтовые эффузивы в виде огромных покровов (траппов) широко распространены на плато и плоскогорьях в пределах древних платформ (например, на Среднесибирском плоскогорье).

выводных отверстий различают
площадные,
линейные
центральные извержения.
Площадные и линейные извержения преобладали в геологическом прошлом. Они образовали ложе океанов, обширные лавовые плато и нагорья (Колумбийское плато, плато Фрейзер, Мексиканское и Эфиопское нагорья и др.). В историческое время значительные излияния лав происходили в Исландии, на Гавайских островах, весьма характерны они и для срединно-океанических хребтов.
В современную геологическую эпоху на континентах наиболее распространены извержения центрального типа, когда магма поднимается по узкому каналу, возникающему обычно на пересечении разломов. При этом образуются конусовидные или щитовидные горы – вулканы с воронкообразным расширением наверху, называемым кратером. Форма вулканов зависит от состава магмы, вязкости и быстроты ее застывания. Многие вулканы состоят из рыхлых продуктов извержений, переслаивающихся с застывшей лавой. Это Ключевская Сопка, Фудзияма, Эльбрус, Арарат, Везувий, Кракатау, Чимбарасо и другие вулканы.

и ровным дном, называемые кальдерами. Они образуются из-за провала вершины вулкана вследствие быстрого опустошения вулканической камеры. Одной из самых больших является кальдера Нгоронгоро западнее горы Килиманджаро в Танзании. Она представляет собою огромную чашу, на дне которой расположены озеро и зеленый луг. Диаметр днища 22 км. Стенки кратера поднимаются на 600–700 м. Здесь находится уникальный заповедник с тысячами диких животных. Этот природный зоопарк называют «Африканский ковчег».
Для мест затухания вулканической деятельности (например, Йеллоустонский национальный парк в США) характерны горячие источники, в том числе периодически фонтанирующие, – гейзеры, выбросы газов из кратеров и трещин, грязевые вулканы, которые свидетельствуют об активных процессах в глубине недр.

включая их подводные окраины до глубины 3,5–4,5 км (материковые выступы);
океаны (океанические впадины)
Они образуют две основные гипсометрические ступени на Земле.

океана (Б) (по Ф. Н. Милькову)

м) колебаниями высот и незначительными уклонами.
Равнины занимают 64% площади суши. В тектоническом отношении они соответствуют более или менее устойчивым платформам, не проявлявшим существенной активности в новейшее время, независимо от их возраста – древние они или молодые. Большинство равнин на суше расположено на древних платформах (42%).

ниже уровня Мирового океана (Прикаспийская),
низменные – от 0 до 200 м высоты (Амазонская, Причерноморская, Индо-Гангская низменности),
возвышенные – от 200 до 500 м (Среднерусская, Валдайская, Приволжская возвышенности и др.).
к равнинам относят также плато (высокие равнины), которые, как правило, располагаются выше 500 м и отчленяются от прилегающих к ним равнин уступами (например, Великие равнины в США и др.).

расчленения их речными долинами, балками и оврагами: чем выше равнины, тем интенсивнее они расчленены.
По внешнему облику равнины могут быть
плоскими,
волнистыми,
холмистыми,
ступенчатыми,
По общему уклону поверхности –
горизонтальными,
наклонными,
выпуклыми,
вогнутыми.

внутреннего строения, которые во многом зависят от направленности неотектонических движений. По этому признаку все равнины можно разделить на два типа
денудационные
аккумулятивные.
В пределах первых преобладают процессы денудации рыхлого материала, в пределах вторых – его накопление.
Совершенно очевидно, что денудационные поверхности большую часть своей истории испытывали восходящие тектонические движения. Именно благодаря им здесь преобладали процессы разрушения и сноса – денудации. Однако продолжительность денудации может быть разной, и это тоже отражается в морфологии таких поверхностей.

в течение всего времени существования территорий, на них не было условий для накопления осадков. Происходил только денудационный срез поверхности разнообразными экзогенными агентами, а если и накапливались кратковременно маломощные континентальные или морские осадки, то при последующих поднятиях они сносились за пределы территории. Поэтому в строении таких равнин на поверхность выходит древний цоколь – срезанные денудацией складки, лишь слегка прикрытые маломощным чехлом четвертичных отложений. Такие равнины носят название цокольных; нетрудно заметить, что цокольные равнины в тектоническом плане соответствуют щитам древних платформ и выступам складчатого фундамента молодых платформ.

возвышенные. Таковы, например, равнины Фенноскандии – Кольского полуострова и Карелии. Аналогичные равнины расположены и на севере Канады. Широко распространены цокольные возвышенности в Африке. Как правило, длительная денудация срезала все структурные неровности цоколя, поэтому подобные равнины являются аструктурными.
Равнины на «щитах» молодых платформ обладают более «беспокойным» холмистым рельефом, с остаточными возвышениями типа сопок, образование которых связано либо с литологическими особенностями – более твердыми устойчивыми породами, либо со структурными условиями – бывшими выпуклыми складками, микрогорстами или обнажившимися интрузиями. Безусловно, все они являются структурно-обусловленными. Так выглядят, например, Казахский мелкосопочник, частично равнины Гоби.

этап развития, сложены пластами осадочных пород большой мощности (сотни метров и первые километры) – известняков, доломитов, песчаников, алевролитов и др. За миллионы лет осадки затвердели, стали скальными и приобрели устойчивость к размыву. Эти породы залегают более или менее горизонтально, как когда-то откладывались.
Поднятия территорий в неотектонический этап развития стимулировали денудацию на них, что не дало возможности отложиться там молодым рыхлым породам. Равнины на плитах древних и молодых платформ называются пластовыми. С поверхности они нередко прикрыты рыхлыми четвертичными континентальными отложениями небольшой мощности, которые практически не влияют на их высоту и орографические особенности, но определяют их внешний облик за счет морфоскульптуры (Восточно-Европейская, южная часть Западно-Сибирской и др.).
Поскольку пластовые равнины приурочены к плитам платформ, они являются ярко выраженными структурными – их макро- и даже мезоформы рельефа обусловлены геологическими структурами чехла: характером напластования пород различной твердости, их наклоном и т. д.

Пластовые равнины

осадки, снесенные с окружающих мест. Они заполнили все прежние неровности поверхности. Так сформировались аккумулятивные равнины, сложенные рыхлыми, плиоцен-четвертичными отложениями. Обычно это низменные равнины, которые иногда лежат даже ниже уровня моря. По условиям .осадконакопления они делятся на морские и континентальные – аллювиальные, эоловые и др. Примером аккумулятивных равнин являются сложенные морскими отложениями Прикаспийская, Причерноморская, Колымская, Яно-Индигирская низменности, а также Припятская, Лено-Вилюйская, Ла-Платская и др. Аккумулятивные равнины, как правило, приурочены к синеклизам.

Аккумулятивные равнины

имеют наклоненную от гор поверхность, прорезанную долинами многих стекающих с гор рек и осложненную конусами их выносов. Они сложены рыхлыми континентальными осадками: аллювием, пролювием, делювием, озерными отложениями. Например, Таримская равнина сложена песками и лёссами, Джунгарская равнина – мощными песчаными накоплениями, принесенными с соседних гор. Древнеаллювиальной равниной является пустыня Каракумы, сложенная песками, принесенными реками с южных гор в плювиальные эпохи плейстоцена.

Аккумулятивные равнины

с округлыми очертаниями вершин, высотой обычно не более 500 м. Они сложены дислоцированными породами разного возраста. Непременный признак кряжа – наличие линейной ориентировки, унаследованной от структуры той складчатой области, на месте которой возник кряж, например Тиманский, Донецкий, Енисейский.
Следует заметить, что все перечисленные типы равнин (цокольные, пластовые, аккумулятивные), а также плоскогорья, плато и кряжи, по мнению И.П. Герасимова и Ю.А. Мещерякова, понятия не морфографические, а морфоструктурные, отражающие соотношения рельефа с геологической структурой.

Гондваны.
Северный ряд равнин образовался в пределах относительно устойчивых в новейшее время древних Северо-Американской и Восточно-Европейской платформ и молодой эпипалеозойской Западно-Сибирской платформы – плиты, испытавшей даже незначительное погружение и выраженной в рельефе преимущественно низменной равниной.
Среднесибирское плоскогорье, а в морфоструктурном понимании это высокие равнины – плато, образовалось на месте древней Сибирской платформы, активизированной в новейшее время за счет резонансных движений с востока, со стороны активного геосинклинального Западно-Тихоокеанского пояса. В состав так называемого Среднесибирского плоскогорья входят
вулканические плато (Путорана и Сыверма),
туфогенные плато (Центрально-тунгусское),
трапповые плато (Тунгусское, Вилюйское),
пластовые плато (Приангарское, Приленское).

Поэтому в его пределах преобладают возвышенности: пластовые (в Сахаре) и цокольные (на юге Африки), а также плато (Аравия, Индостан).
В пределах унаследованных прогибов и синеклиз сформировались пластовые и аккумулятивные равнины (Амазонская и Ла-Платская низменности, впадина Конго, Центральная низменность Австралии).
В целом наибольшие площади среди равнин на материках принадлежат пластовым равнинам, в пределах которых первично-равнинные поверхности образованы горизонтально залегающими пластами осадочных пород, а цокольные и аккумулятивные равнины имеют подчиненное значение.

местностью, сильно и глубоко расчлененные участки земной коры со складчатой или складчато-глыбовой структурой. Длина гор – сотни и тысячи километров, высота – до нескольких километров, глубина расчленения – сотни и тысячи метров. Горные страны состоят из отдельных горных хребтов и разделяющих их межгорных долин и котловин.
Горный хребет – линейно вытянутое поднятие с наклоненными в противоположные стороны склонами. Самая высокая часть хребта на пересечении склонов называется гребнем. Вдоль него располагаются повышения – вершины и понижения – седловины. Наиболее низкие и широкие, относительно доступные седловины используются как перевалы, по ним проложены дороги. Область пересечения двух или нескольких горных хребтов называется горным узлом. Они высоки и труднодоступны, например гора Хан-Тенгри, пик Победы в Тянь-Шане. Изолированные горы редки. Чаще всего это вулканы, реже купола над внедрившейся в осадочные породы и приподнявшей их застывшей магмой – горы-лакколиты или отпрепарированные интрузии (дайки, штоки и др.).

отношении, принято деление гор на три основные группы:
низкие – до 1000 м (Средний Урал и др.),
средневысотные – 1000–3000 м (Карпаты и др.),
высокие – более 3000 м (Кавказ и др.),
среди которых иногда выделяют высочайшие – свыше 5000–5500 м (Тянь-Шань).
Низкие горы обычно характеризуются округлыми вершинами, пологими склонами, их разделяют сравнительно широкие речные долины.
Средневысотные горы обладают переходными внешними чертами.
Для высоких и высочайших гор типичны остроконечные вершины, обычно покрытые снегами и ледниками, крутые склоны, между хребтами – узкие, глубокие речные долины. Самые высокие горы – Гималаи с вершиной Эверест (Джомолунгма) – 8848 м, Каракорум с тремя вершинами «восьмитысячниками», горная страна Памир.

складчатости,
байкалиды,
каледониды,
герциниды,
мезозоиды,
альпиды.

Классификации гор

горами являются вулканические срединно-океанические хребты и изолированные вулканические горы. На суше наиболее распространены тектонические горы, образование которых связано со складчатыми и разрывными деформациями земной коры при поднятии территории. В связи с этим их делят по строению (тектонической структуре) на два основных типа: складчатые и глыбовые (сбросовые). Безусловно, различаются они и по рельефу.

Генетические типы гор

различной величины и крутизны и поднятые на разную высоту. Основные формы рельефа – горные хребты и долины между ними – определяются условиями залегания пород: хребты обычно соответствуют выпуклым складкам различной сложности, а межгорные долины – вогнутым, т. е. наблюдается полное соответствие внутренней структуры общей конфигурации рельефа. Разрывные нарушения играют подчиненную роль.
Складчатые горы – молодые, они образовались геологически недавно, на заключительной (орогенной) стадии развития геосинклиналей альпийской складчатости при поднятии и смятии в складки пластичных морских осадочных слоев. Это первичные орогены, поэтому их называют после-геосинклинальными, иначе эпигеосинклинальными. Образование складчатых гор продолжается и сейчас по периферии Тихоокеанского геосинклинального пояса и в других местах, где складчатость еще не завершилась.

образовались в основном в кайнозое, за счет новейших тектонических движений, главным образом в пределах складчатых поясов докембрийского, палеозойского и мезозойского возраста. Прежние горы к тому времени были полностью или частично разрушены внешними процессами. На древних и палеозойских структурах на месте бывших гор образовались пенеплены (лат. раепе – почти, англ, plain – равнина), на более молодых мезозойских – низкогорья. Их складчатый фундамент и вышележащие местами осадочные слои за миллионы лет литифицировались (затвердели), потеряли пластичность, повысив при этом хрупкость. Поэтому, когда в конце олигоцена началась активизация тектонических движений, разновозрастные структуры складчатых поясов и приближенные к ним края платформ, а также шовные зоны внутри них стали дробиться по разломам на множество отдельных блоков или глыб. В результате интенсивных восходящих движений эти блоки начали подниматься на разную высоту и значительные по площади выровненные территории вновь обрели характер горной страны.

Глыбовые горы

складчато-глыбовые
глыбово-складчатые горы.
На месте древних дорифейских платформ и байкальских складчатых структур возникли глыбовые горы. В результате многократной активизации и денудации на протяжении длительной геологической истории их древняя складчатая структура оказалась срезанной на большую глубину и практически не выражена в современном рельефе. Эти горы возродились заново за счет поднятия блоков – пенепленов на различную высоту и называются возрожденными (термин предложен В.А. Обручевым). Это обычно средневысотные короткие хребты со сглаженными вершинами и крутыми склонами, обусловленными разломной тектоникой.
Например, Западные и Восточные Гаты в Индии, горы Хиджаз на юге Аравийского полуострова, горы Макдоннелл в центре Австралии и другие возникли на щитах докембрийских платформ; Восточный Саян, горы Забайкалья образовались на байкалидах.

повторном горообразовании на месте разрушенных гор в областях каледонской и герцинской складчатостёй. В таких горах, как и в предыдущих, тоже распространены древние поверхности выравнивания – пенеплены, унаследованные от предшествовавшей платформенно-равнинной стадии. Их древняя складчатая тектоническая структура существенно изменена новейшими движениями. У этих гор четче выражена линейная ориентировка, сохранившаяся от эпохи первоначального горообразования.
К возрожденным горам на складчатых структурах палеозоя относятся Аппалачи, Урал, Тянь-Шань, Алтай, Каракорум, Куньлунь и др. Возрожденным горным странам свойственны впадины – котловины: Ферганская, Минусинская и др.

к началу кайнозоя облик низкогорий. Новейшими движениями они были приподняты на разную высоту. Такие подновленные горы называют омоложенными. У этих гор современный рельеф нередко наследует прежнюю мезозойскую складчатую структуру, которая за геологически короткое время оказалась неглубоко срезанной в результате денудации. Такие горы называют глыбово-складчатыми.
К ним относятся хребты Верхоянский, Сихотэ-Алинь, Скалистые горы и др.

Земли. В их расположении на суше существуют определенные закономерности.
Наиболее мощный по длине, высоте и ширине трансконтинентальный орогенный пояс субширотного простирания протягивается через всю Евразию от берегов Атлантики до побережий Тихого океана. Второй трансконтинентальный высокий орогенный пояс, охватывающий Северную и Южную Америку, имеет субмеридиональное простирание и включает Кордильеры и Анды.
Субширотный пояс гор Евразии сформировался на разновозрастных складчатых структурах – от докембрийских до альпийских в пределах двух сомкнувшихся внутриматериковых подвижных поясов: геосинклинального Альпийско-Гималайского и эпиплатформенного Центрально-Азиатского.

береговых хребтов) и геосинклинальный пояс – Береговые Кордильеры Северной Америки и Анды.

геотектуры второго порядка:
подводные окраины материков,
переходные зоны между материками и океанами,
ложе океана,
срединно-океанические хребты.
Таблица 15 - Площади основных типов морфоструктур океанов (%) (по В. М. Литвину)

водами океана, составляют 82 млн. км2, что больше половины площади суши.
В Северном Ледовитом океане на их долю приходится более 70% площади. В геологическом отношении они являются продолжением материков и обладают земной корой материкового типа. Их внешняя граница, располагающаяся на глубинах порядка 3,5 км, является границей континента и океана. Подводная окраина материков состоит из трех главных морфоструктурных элементов –
шельфа,
материкового склона,
материкового подножия.

основном 100–200 м, ограниченная бровкой материкового склона. Рельеф шельфа равнинный, уклоны поверхности обычно не превышают 1°. Во время четвертичных оледенений, когда уровень моря понижался на 100–120 м, значительные части шельфа были сушей. В частности, на шельфах Северного Ледовитого океана отчетливо прослеживаются подводные продолжения долин великих сибирских рек: Оби, Енисея, Лены, Яны, Индигирки, Колымы. Местами хорошо сохранились реликтовые структурно-денудационные формы рельефа в виде гряд. Равнины шельфа образовались не только при затоплении суши в результате гидрократического повышения уровня океана, но и вследствие новейших тектонических опусканий окраин материков.

шельфу. Материковый склон обладает большими уклонами поверхности от 5–7° до 20°, быстрым увеличением глубин, ступенчатым профилем и интенсивным расчленением глубокими (до 2–3 км) врезами-ложбинами V-образного профиля, которые называются подводными каньонами.

шириной в несколько сотен километров. В структурно-геологическом отношении это глубокий прогиб земной коры, который выполнен мощной толщей рыхлых отложений, достигающей 3 – 5 км. В основном это слившиеся конусы выноса мутьевых потоков, привязанных к устьям подводных каньонов, и оползневые массы. Самым гигантским считается Бенгальский конус выноса, который занимает практически весь Бенгальский залив. Аккумулятивные равнины материкового подножия можно рассматривать как огромные шлейфы у основания материкового склона, подобно подгорным шлейфам на суше.

субдукции) – это зоны начинающегося горообразования. Их называют активными окраинами континентов. Наиболее ярко представлены геосинклинальные зоны по западной окраине Тихого океана, в Зондском архипелаге, в Карибском регионе и на юге Атлантического океана и в виде реликта в Средиземном море.
Переходные зоны характеризуются максимальным на Земле расчленением рельефа (до 15 км). Это результат интенсивных контрастных тектонических движений и сложных горообразовательных процессов, а также резкого изменения мощности и строения земной коры. Переходным поясам присуща высокая степень сейсмичности и вулканизм.

морей.

Поперечный профиль их V-образный, асимметричный со склонами крутизной от 5 – 6° в верхней части до 25° в нижней и с узкой полоской плоского дна, причем склон, обращенный в сторону материка, круче океанического. Склоны желобов ступенчатые и разбиты подводными каньонами.

стороны, ограниченными глубоководными желобами, и более пологими – с внутренней, со стороны котловин окраинных морей. Островные дуги разбиты поперечными глубинными разломами, с которыми совпадают проливы среди островов. Им присущи высокие значения теплового потока. К этим разломам приурочены основные сейсмичные зоны с крупными действующими вулканами. Островные дуги бывают двойными, например внутренняя и внешняя Курильские гряды, или образуют единый массив суши из слившихся дуг, например Японские острова.

холмистые абиссальные равнины на глубинах 2–3,5 км. Они сложены с поверхности рыхлыми осадками мощностью до 3–5 км, поступающими в основном с суши. Характерная особенность строения земной коры в окраинных морях – отсутствие гранитного слоя, поэтому ее часто называют субокеанической. На фоне равнин отмечаются подводные плато, вулканические хребты и складчато-глыбовые горст-антиклинории. Котловины окраинных и внутренних (межматериковых) морей различаются по истории своего развития. Котловины окраинных морей, по мнению О.К. Леонтьева, образуются в результате отсечения краевой части ложа океана в виде сегмента глубоководными желобами. Дальнейшей изоляции их от ложа океана способствуют островные дуги. Котловины внутренних морей – это остатки когда-то крупных океанов, площадь которых постоянно сокращается в результате сближения ограничивающих их плит. При полном их сближении внутренние моря исчезают. Примером являются остатки океана Тетис: Средиземное, Черное, Каспийское моря, зажатые между Евроазиатской и Африкано-Аравийской плитами. На дне таких морей можно еще встретить реликтовые зоны субдукции, сохранившиеся от предшествовавшего этапа раздвижения литосферных плит: короткие желоба и островные дуги.
В целом в котловинах того и другого типа создаются условия для накопления рыхлых осадков повышенной мощности и погребения исходного холмистого вулканического рельефа.

бездонный) равнинами (котловинами) и подводными горными сооружениями. Абиссальные равнины занимают основную площадь Мирового океана; в среднем они приурочены к глубинам более 6 км. В структурном отношении они соответствуют океаническим платформам (талассократонам). Им присущ типично океанический тип земной коры, состоящий из маломощного (1–2 км) рыхлого осадочного слоя, тонкого промежуточного слоя из базальтовых лав с прослоями уплотненных осадочных пород (так называемого второго слоя) и базальтового основания, который часто называют океаническим фундаментом.
Рельеф центральных частей абиссальных равнин и тех периферийных океанических котловин, которые отделены от материков глубоководными желобами, холмистый вследствие ограниченного поступления терригенного материала. Среди холмов преобладают вулканические поднятия изометричных очертаний высотой до 500 м и поперечником до 100 км, часто с уплощенной вершиной, которые называют гайотами. В основном это щитовые вулканы и лакколиты. Некоторые поднятия имеют грядообразную форму. Там, где холмы частично погребены под осадками значительной мощности, преобладают волнистые равнины.
В районах, где ложе океана примыкает к подводным окраинам материков, холмы полностью скрыты под осадками – здесь образовались плоские равнины. Они весьма характерны для окрестностей Антарктиды, где велико поступление терригенного материала с айсбергами, и для Северного Ледовитого океана. Многие сводовые вулканические поднятия в теплых океанах увенчаны коралловыми постройками – атоллами.

разрывной тектоникой, а также с современным вулканизмом. Для ложа океанов характерны глубинные разломы. Они особенно многочисленны в Тихом океане, где им присуще субширотное простирание. Вдоль разломов вытянуты узкие ложбины – грабены и глыбовые хребты. К рельефу ложа океанов относятся также сводово-глыбовые и сводовые хребты, океанические плато и возвышенности. Все поднятия, особенно сводово-глыбовые, осложнены вулканическими горами, увенчанными действующими вулканами над горячими точками – «плюмами». Подавляющее большинство их подводные, но некоторые выступают над уровнем моря в виде островов, в особенности в Тихом океане. Таковы, например, Гавайские острова, среди которых находится самый высокий в мире вулкан – его относительная высота (от подошвы на дне океана до вершины) превышает 10 км.
На дне океанов главный экзогенный процесс – накопление осадков и также выравнивание.

длиной около 80 тыс. км. Все ее звенья были выявлены ко второй половине 60-х гг. XX в. Эта трансокеаническая горная система представляет собой сводовое вулканическое поднятие высотой до 6 км и шириной до 1500 км с кулисообразно расположенными рифтовыми долинами вдоль оси и обрамляющими их рифтовыми хребтами. Превышение гребней рифтовых хребтов над днищами рифтовых долин обычно составляет 2–3 км. У рифтовых долин крутые ступенчатые склоны и узкое плоское днище шириной несколько десятков километров. С обеих сторон от осевой рифтовой зоны протягиваются фланговые зоны, представляющие собой склоны сводового поднятия. Они тоже имеют горный рельеф, но менее контрастный, чем в осевой зоне. Фланговые зоны постепенно переходят в холмистый рельеф ложа океанов.
Срединно-океанические хребты пересечены параллельными друг другу поперечными трансформными разломами, продолжающимися в пределах ложа океанов. С ними связаны проявления современного вулканизма, например в районе Азорских островов. Отдельные сегменты трансокеанических срединных хребтов, отсекаемые этими поперечными разломами, сдвинуты относительно друг друга на десятки и даже сотни километров, что подтверждает горизонтальные движения плит.

и обилие подводных вулканов вдоль гребней и склонов. Все это свидетельствует об интенсивном современном тектогенезе, в частности о спрединге – раздвижении литосферных плит.
В геологическом строении осевых зон срединно-океанических хребтов участвуют ультраосновные породы, главным образом перидотиты, внедрившиеся в первичную океаническую кору в виде диапиров из верхней мантии. Такой тип земной коры называют рифтогенным (ультраокеаническим). Он характеризуется повышенной плотностью и отсутствием четко выраженной границы Мохо.
Рифтогенное горообразование рассматривается как особый класс горообразовательных процессов, наряду с геосинклинальным горообразованием в переходных зонах и образованием глыбовых эпиплатформенных гор.

рельефа являются горы и равнины. Но на суше это главным образом тектонические складчатые, складчато-глыбовые и глыбовые горы, а на дне океанов – вулканические. В целом на суше за счет экзогенных процессов преобладают разрушение и снос, ведущие к выравниванию, а на дне океанов главный экзогенный процесс – накопление осадков и также выравнивание.