Твёрдая Земля

О строении, составе и свойствах " твёрдой" 3. имеются преим. предположит. сведения, поскольку непосредственному наблюдению доступна лишь самая верхняя часть земной коры. Все данные о более глубоких недрах планеты получены за счёт разнообразных косвенных (гл. обр. геофизич.) методов исследования. Наиболее достоверны из них - сейсмические методы, основанные на изучении путей и скорости распространения в 3. упругих колебаний (сейсмич. волн). С их помощью удалось установить разделение " твёрдой" 3. на отдельные сферы и составить представление о внутр. строении 3. (см. табл. 5).

Строение " твёрдой"

Земля. Верхняя сфера " твёрдой" 3.- земная кора (А) - самая неоднородная и сложно построенная. Из неск. типов земной коры преобладающее распространение имеют материковая и океаническая; в строении первой различают три слоя: верхний - осадочный (от 0 до 20 км), средний, наз. условно " гранитным" (от 10 до 40 км), и нижний, т. н. " базальтовый" (от 10 до 70 км), отделяющийся от " гранитного" поверхностью Конрада (см. Конрада поверхность).
[ris]

Строение " твёрдой" Земли. Границы между геосферами А и В, D и Е, F a G- резкие; между В и С, С и D, Е и F - условные, т. к. переход постепенный (объяснение буквенных обозначений дано в табл. 5 и в тексте).

Под океанами осадочный слой на обширных площадях имеет толщину лишь в неск. сотен метров. " Гранитный" слой, как правило, отсутствует; вместо него наблюдается т. н. " второй" слой неясной природы, толщиной ок. 1-2, 5 км. Мощность " базальтового" слоя под океанами - около 5 км.

Кроме осн. типов коры, встречается неск. типов " промежуточного" строения, в т. ч. кора субконтинентальная (под некоторыми архипелагами) и субокеаническая (в глубоководных впадинах окраинных и внутриконтинент. морей). Субконтинент. кора характеризуется нечётким разделением " гранитного" и " базальтового" слоев, к-рые объединяются под назв. гранитно-базальтового. Кора субокеанич. близка к океанической, отличаясь от неё большей мощностью в целом и осадочного слоя в частности. С помощью сейсмич. методов чётко устанавливается поверхность раздела, отделяющая земную кору от нижележащей мантии (см. Мохоровичича поверхность). Мантия состоит из трёх слоев (В, С и D) и простирается от поверхности Мохоровичича до глубины 2900 км, где она граничит с ядром 3. Слои В и С образуют верхнюю мантию (толщиной 850-900 км), слой D - нижнюю мантию (ок. 2000 км). Верхнюю часть слоя В, залегающую непосредственно под корой, наз. субстратом; кора вместе с субстратом составляет литосферу. Нижнюю часть верхней мантии наз. именем открывшего её свойства сейсмолога Б. Гутенберга. Скорость распространения сейсмич. волн в пределах слоя Гутенберга неск. меньше, чем в выше- и нижележащих слоях, что связывают с повышенной текучестью его вещества. Отсюда - второе назв. слоя Гутенберга- астеносфера (слабая сфера). Этот слой является сейсмич. волноводом, поскольку сейсмический " луч" (путь волны) долгое время идёт вдоль него. Лежащий ниже слой С (Голицына слой) выделен как зона быстрого нарастания с глубиной скоростей сейсмич. волн (продольных от 8 до 11, 3 км/ceк, поперечных от 4, 9 до 6, 3 км/сек).

Земное ядро имеет ср. радиус ок. 3, 5 тыс. км и делится на внешнее ядро (слой Е) и субъядро (слой G) с радиусом ок. 1, 3 тыс. км. Их разделяет переходная зона (слой F) толщиной ок. 300 км, к-рую относят обычно к внешнему ядру. На границе ядра наблюдается скачкообразное падение скорости продольных волн (от 13, 6 до 8, 1 км/сек). Внутри ядра она возрастает, увеличиваясь скачком до 11, 2 км/сек вблизи границы субъядра. В субъядре сейсмич. волны распространяются почти с неизменной скоростью.

Физические характеристики и химический состав " твёрдой"

Земли. С глубиной в 3. изменяются значения плотности, давления, силы тяжести, упругих свойств вещества, вязкости и темп-ры (см. графики). Ср. плотность земной коры в целом - 2, 8 т /м³. Ср. плотность осадочного слоя коры - 2, 4-2, 5 т / м ³, " гранитного" -2, 7 т / м ³, " базальтового" - 2, 9 т / м ³. На границе земной коры и мантии (поверхность Мохоровичича) плотность увеличивается скачком от значений 2, 9-3, 0 т / м ³ до 3, 1-3, 5 т / м ³. Далее она плавно растёт, достигая у подошвы слоя Гутенберга 3, 6 т / м ³, у подошвы слоя Голицына 4, 5 т / м ³ и у границы ядра 5, 6 т / м ³. В ядре плотность скачком поднимается до 10, 0 т / м ³, а далее плавно возрастает до 12, 5 т / м ³ в центре 3.

Ускорение силы тяжести в 3. не изменяется скачком. До глубины 2500 км оно отклоняется от значения 10 л/сек менее чем на 2%, на границе ядра равно 10, 7 м/сек² и далее плавно убывает до нуля в центре 3. По данным о плотности и ускорении силы тяжести вычисляется давление, к-рое непрерывно растёт с глубиной. У подошвы материковой коры оно близко к 1 Гн/м² (10⁹ н/м ²), у подошвы слоя В - 14 Гн/м², слоя С - 35 Гн/м², на границе ядра - 136 Гн/м², в центре 3. - 361 Гн/м². Зная плотность и скорости сейсмич. волн, вычисляют величины, характеризующие упругие свойства материала 3. Их ход в зависимости от глубины показан на втором графике.

В земной коре и верх. мантии темп-ра повышается с глубиной. Из мантии к поверхности " твёрдой" 3. идёт тепловой поток, в неск. тыс. раз меньший поступающего от Солнца (в среднем ок. 0, 06 вт/м ² или ок. 2, 5*10¹³ вт на всю поверхность 3.).
[ris]

Физические характеристики вещества Земли на разной глубине: р - давление [шкала для этой кривой дана справа (Гн/м²), для остальных кривых - слева]: V_p и V_S - скорости соответственно продольных н поперечных сейсмич. волн (км/сек): g - ускорение силы тяжести (м /сек); р - плотность (т / м ³).

В мантии темп-pa везде ниже темп-ры полного расплавления слагающего её материала. Под материковой корой она предполагается близкой к 600-700 °С. В слое Гутенберга темп-ра, по-видимому, близка к точке плавления (1500-1800 °С). Оценка темп-р для более глубоких слоев мантии и ядра 3. носит весьма предположит. характер. По-видимому, в ядре она не превышает 4000- 5000 °С.

Вязкость материала мантии выше и ниже границ астеносферы, видимо, не менее 10²³ пз(1 пз = 0, 1 н*сек/м²); вязкость астеносферы сильно понижена (10¹⁹-10²¹ пз). Считается, что благодаря этому в астеносфере происходит медленное перетекание масс в горизонтальном направлении под влиянием неравномерной нагрузки со стороны земной коры (восстановление изостатич. равновесия).
[ris]

Упругие свойства вещества Земли в зависимости от глубины: Е - модуль Юнга; К - модуль всестороннего сжатия; [ris] - модуль сдвига: [ris] - коэффициент Пуассона. Части кривых, обозначенные пунктирными линиями, показывают предполагаемый ход кривых в общих чертах.

Вязкость внешнего ядра на много порядков меньше вязкости мантии. В верхней мантии до глубины 700 км отмечаются очаги землетрясений, что указывает на значит. прочность слагающего её материала; отсутствие более глубоких сейсмич. очагов объясняется либо малой прочностью вещества, либо отсутствием достаточно сильных механич. напряжений.

Электропроводность в верх. части слоя В очень низка (порядка 10^-2 ом^-1*м^-1); в слое Гутенберга она повышена, что связывают с ростом темп-ры. В слое Голицына она постепенно увеличивается приблизительно до 10-100 ом^-1*м^-1, а в ниж. мантии, по-видимому, возрастает ещё на порядок. В ядре 3. электропроводность очень высока, что указывает на металлические свойства его вещества.

Из совр. космогонич. гипотез вытекает, что химический состав планет, их спутников и метеоритов должен быть близок к составу Солнца (см. Геохимия). Сопоставляя известные хим. анализы земных и лунных пород, метеоритов, спектральные анализы Солнца и учитывая данные о плотности и др. физ. свойствах материала в недрах 3., можно в общих чертах охарактеризовать состав 3. в целом и состав её различных геосфер. В табл. 6 приводится общий хим. состав 3., согласно подсчётам амер. геохимика Б. Мейсона. При этом предполагается, что ядро состоит из железо-никелевого сплава, подобного металлич. фазе хондритов. Относительно состава земного ядра существуют две гипотезы. Согласно первой - ядро состоит из железа с примесью (18-20%) кремния (или иного, сравнительно лёгкого материала); согласно второй - внешнее ядро слагается силикатом, к-рый под влиянием огромного давления и высокой темп-ры перешёл в металлич. состояние (см. Давление высокое); субъядро может быть железным или силикатным.

В составе 3. преобладают (как по массе, так и по числу атомов) железо, кислород, кремний и магний. В сумме они составляют более 90% массы 3. Земная кора почти наполовину состоит из кислорода и более чем на четверть из кремния. Значительная доля принадлежит также алюминию, магнию, кальцию, натрию и калию. Кислород, кремний, алюминий дают наиболее распространённые в коре соединения - кремнезём (SiО₂) и глинозём (А1₂О₃).

Мантия состоит преим. из тяжёлых минералов, богатых магнием и железом. Они образуют соединения с SiO₂ (силикаты). В субстрате, по-видимому, больше всего форстерита (Mg₂SiO₄), глубже постепенно возрастает доля фаялита (Fe₂SiO₄). Предполагается, что в ниж. мантии под влиянием очень высокого давления эти минералы разложились на окислы (SiO₂, MgO, FeO).

Агрегатное состояние вещества земных недр обусловлено наличием высоких темп-р и давлений. Материал мантии был бы расплавлен, если бы не высокое давление, вследствие к-рого вся мантия находится в твёрдом кристаллич. состоянии, за исключением, вероятно, астеносферы, где влияние близкой к точке плавления темп-ры сказывается сильнее, чем действие давления. Полагают, что здесь вещество мантии находится либо в аморфном, либо частично в расплавленном состоянии. В слое Голицына, по мере роста давления с глубиной, по-видимому, происходит перестройка кристаллич. решёток минералов в сторону более плотной упаковки атомов, чем объясняется быстрый рост с глубиной плотности и скоростей сейсмич. волн.

Внешнее ядро, очевидно, находится в жидком (расплавленном) состоянии, поскольку поперечные сейсмич. волны, не способные распространяться в жидкости, через него не проходят. С существованием жидкого внешнего ядра связывают происхождение магнитного поля 3. Субъядро, по-видимому, твёрдое (продольные волны, подходя к границе субъядра, возбуждают в нём поперечные волны). Е. Н. Люсткх.

Геодинамические процессы. Вещество геосфер 3. находится в непрерывном движении и изменении. Быстрее всего они протекают в жидкой и газообразной оболочках, но основное содержание истории развития земного шара составляют гораздо более медленные изменения, совершающиеся во внутренних геосферах, сложенных преим. твёрдым веществом; именно изучение их природы и динамики необходимо прежде всего для верного понимания совр. и всех прошлых состояний 3.

Среди процессов, совершающихся в недрах и на поверхности 3., различают две главные группы. Первую образуют внутренние, или эндогенные, процессы, движущим началом к-рых является внутренняя энергия 3. (гл. обр. энергия радиоактивного распада). Вторую группу составляют внешние, или экзогенные, процессы, порождаемые поступающей на 3. энергией солнечного излучения. Эндогенные процессы свойственны гл. обр. глубинным геосферам. В нижних зонах земной коры, в верхней мантии, видимо, и много глубже происходят перемещения огромных масс вещества, его расширение, сжатие и фазовые превращения, происходят миграция химич. элементов, циркуляция тепловых и электрич. токов и т. д. Несомненно, что в своей совокупности они обусловливают непрерывно идущий процесс глубинной дифференциации вещества, приводящий к концентрации более лёгких его компонентов в верхних, а более тяжёлых - в глубоких геосферах. В мантии движущим фактором, по-видимому, является механизм, подобный зонной плавке, в результате к-рого химич. элементы (или соединения) закономерно распределяются между легкоплавкой и тугоплавкой фазами. Глубинные эндогенные процессы воздействуют на земную кору, вызывая вертикальные и горизонтальные перемещения отдельных её участков и блоков (движения земной коры), деформацию и преобразование внутр. структуры земной коры. Все эти процессы наз. тектоническими, а область ихпроявления, охватывающая, кроме земной коры, по меньшей мере и верхнюю мантию, - тектоносферой. В тесной взаимосвязи с тектонич. процессами протекают процессы магматические, заключающиеся во внедрении в земную кору поднимающейся снизу магмы (глубинный магматизм) и в излиянии её по трещинам на поверхость 3. в виде лавы (вулканизм). В ходе тектонич. деформаций (дислокаций) и внедрений магмы происходят также процессы метаморфизма горных пород, изменяющих свой минералогич. состав и структуру под воздействием повышенных давлений н температур.

Земная поверхность и внешние слои земной коры одновременно подвергаются влиянию экзогенных процессов. Они подразделяются на разрушительные (выветривание горных пород, снос ветром и смыв текучими водами продуктов их разрушения, изменение поверхности 3. реками и ручьями, подземными водами, движущимися ледниками и др.) и созидательные (накопление осадков в понижениях суши, в морских и озёрных водоёмах с дальнейшим преобразованием в осадочные горные породы).

Действие эндогенных и экзогенных процессов на земную поверхность взаимно противоположно. Эндогенные процессы (в основном тектонич. движения) создают прежде всего крупные неровности, от к-рых зависят распределение суши и моря и возможность перемещения вещества под действием силы тяжести. Экзогенные процессы расчленяют и разрушают поднятые участки, заполняя продуктами разрушения пониженные места, т. е. в целом имеют тенденцию выравнивать поверхность 3. При взаимодействии внутр. н внешних процессов на земной поверхности образуются различного рода неровности, совокупность к-рых наз. рельефом. При различном соотношении внутр. и внешних сил формируются либо горные, сильно расчленённые типы рельефа, либо мало расчленённые, равнинные. Под влиянием совокупного действия эндогенных и экзогенных процессов происходит медленный, протекающий миллионы и миллиарды лет кругооборот вещества, сопровождаемый перестройкой и обновлением структуры земной коры.

Эндогенные процессы выводят на земную поверхность глубинное вещество, вовлекаемое здесь в процессы денудации и аккумуляции н являющееся одним из основных источников материала осадочных пород. В ходе опусканий земной коры осадочные породы вовлекаются в её глубокие зоны и, попадая в сферу действия глубинных эндогенных процессов, преобразуются иногда вплоть до переплавления в магму и в этом изменённом виде вновь поднимаются тектонич. процессами на поверхность 3.

В. В. Белоусов, Е. Н.Люстих, Е. В.Шанцер.

Основные черты структуры земной коры. Земная кора - единственная из внутренних геосфер, доступная непосредственному изучению. Поэтому знание её структуры является важнейшей основой для суждения не только об истории развития земной коры, но и Земли в целом. Из двух основных структурных подразделений - материков и океанов, - принципиально различающихся по типу земной коры, лучше изучены материки.

Древнейшими элементами структуры материковой коры являются древние (докембрийские) платформы (см. тектонич. карту мира) - обширные, тектонически мало подвижные (стабильные) массивы. Значительная часть их территории в течение геол. истории превратилась в плиты, перекрытые почти горизонтально залегающими осадочными породами (платформенным чехлом), под к-рым погребён древний складчатый фундамент. Последний выступает на поверхность в пределах щитов, лишённых платформенного чехла, и сложен интенсивно смятыми в складки метаморфич. породами, прорванными глубинными магматич. интрузиями преим. гранитного состава. Это указывает на первоначально большую тектонич. подвижность участков коры, вошедших в состав фундамента. Древние платформы разделяются и окаймляются тектонически активными геосинклинальными поясами, к-рые состоят из ряда геосинклинальных систем, и включают иногда относительно стабильные внутренние (срединные) массивы. Некоторые геосинклин. системы в результате своего развития приобрели черты, свойственные платформам, и наз. молодыми платформами. Их фундамент, в отличие от древних (докембрийских) платформ, имеет более молодой (палеозойский или мезозойский) возраст.

Геосинклин. пояса характеризуются линейностью простирания (многие тысячи и десятки тысяч км), повышенной мощностью коры, контрастными вертик. движениями большой амплитуды, интенсивным смятием горных пород в складки, вулканич. активностью и высокой сейсмичностью. Платформы отличаются изометричностью очертаний, выдержанностью мощности коры (меньших значений по сравнению с геосинклинальными поясами), медленными вертик. движениями небольшой амплитуды, слабыми проявлениями складчатости, сейсмичности и вулканизма.

Несравненно хуже известна совр. структура океанической коры, по поводу к-рой во многом приходится ограничиваться догадками. Обширные относительно ровные пространства океанич. дна, отличающиеся слабым проявлением вулканизма, слабой сейсмичностью и, по-видимому, малыми скоростями вертикальных движений земной коры, по аналогии со стабильными структурами материков называют океаническими платформами, или талассократонами. Им противостоят как тектонически подвижные зоны океанические рифтовые пояса - совершенно своеобразные глобального значения структуры растяжения, резко отличные от геосинклинальных складчатых систем материков. Они протягиваются через все океаны в виде срединноокеанических хребтов, к-рым свойственны интенсивный вулканизм, большая сейсмичность и повышенные значения идущего из недр теплового потока. Хребты осложнены продольными разломами, по к-рым развита система глубоких рифтовых впадин (см. Георифтогеналъ, Рифтов мировая система).

Что касается структурных соотношений океанической и материковой коры, то можно выделить два принципиально отличных их типа. Первый, или атлантический, свойствен большей части Атлантического, Индийского и Сев. Ледовитому океанам. Здесь граница материка и океана сечёт вкрест структуры материковой коры, а переход от неё к океанической резкий, осуществляющийся путём быстрого выклинивания " гранитного" слоя в зоне материкового склона. Второй, или тихоокеанский, тип свойствен периферии Тихого океана, Карибскому и Южногебридскому районам Атлантического и индонезийскому побережью Индийского океанов. Ему присуще параллельное краю континента простирание мезозойских и кайнозойских складчатых систем и современных геосинклиналей, как бы огибающих океаническую впадину, а также наличие более или менее широкой переходной зоны с промежуточным или мозаичным строением коры. В составе переходной зоны выделяются геоантиклинальные поднятия, выраженные в совр. рельефе гористыми архипелагами островных дуг, имеющих в плане характерную форму гирлянд. С ними сопряжены геосинклинальные прогибы в виде глубоководных впадин окраинных морей и узких длинных океанических желобов (см. Желоба глубоководные океанические).

Очень часто эти особенности строения побережий Тихого океана толкуются как свидетельства его значит. древности. В то же время никто не сомневается в относительной молодости океанов атлантич. типа. Данные историч. геологии однозначно указывают, что ещё в конце палеозойской эры материки Юж. Америки, Африки, Австралии и Антарктиды, вместе с Мадагаскаром и древней Индостанской платформой, составляли единый континентальный массив Гондваны. Только в течение мезозоя он разделился на части, и возникли совр. впадины Индийского и Атлантического океанов.

Единодушное признание этого факта не исключает весьма различного его истолкования. Нек-рые учёные рассматривают его как результат " океанизации", т. е. преобразования материковой коры в океаническую. Процесс океанизации связывают с образованием очагов плавления в мантии, ассимилирующих опускающиеся в них крупные блоки литосферы, что приводит в сочетании с излияниями на поверхность базальтов к исчезновению гранитного слоя, общему утяжелению коры и образованию на месте ранее существовавшего материка океанической впадины.

С другой стороны, всё более распространяются взгляды на образование океанов путём раздвижения блоков материковой коры и обнажения подстилающего субстрата. Эти идеи дрейфа материков (мобилизма, или эпейрофореза) подкрепляются данными палеогеографии, поскольку без их принятия трудно объяснить несоответствие между расположением климатич. поясов геологич. прошлого и совр. географич. полюсов. Приводятся также аналогичные аргументы, основанные на несоответствии вычисленных по данным остаточной намагниченности горных пород палеомагнитных широт и ориентировки магнитных меридианов прошлого совр. положению магнитных полюсов, и т. п.

Из мобилистских гипотез шире всего распространилась выдвинутая в 60-х гг. 20 в. гипотеза т. н. " новой глобальной тектоники", или " тектоники плит", к-рая основана на геофизич. исследованиях океанов. Она предполагает как бы двустороннее " растекание" океанической коры в обе стороны от срединноокеанических хребтов и связанное с этим расширение океанических впадин. Нек-рые учёные считают возможным сосуществование в разных местах, в зависимости от обстановки, " растекания" коры и " океанизации".

Всё большее значение начинает придаваться значит. горизонтальным смещениям блоков земной коры и в развитии обычных геосинклинальных поясов; присутствие в их пределах обширных зон развития ультраосновных изверженных пород и типичный для начальных стадий развития геосинклин. систем т. н. инициальный базальтовый вулканизм расцениваются как показатели заложения геосинклиналей на океанич. коре, подобно совр. океаническим желобам. Согласно этим представлениям, известные ныне складчатые системы геосинклин. поясов являются лишь окраинными структурами некогда обширных океанических впадин, впоследствии замкнувшихся в результате надвигания на них примыкавших материковых массивов, постепенно сблизившихся до соприкосновения.

Т. обр., проблема исторических соотношений материковой и океанической коры далека от решения. Тем более это касается общих причин тектонич. процессов, по поводу к-рых существует множество часто противоречивых предположений (см. Тектонические гипотезы). В. В. Белоусов. Е. В. Шанцер.

Рельеф Земли. Самые крупные (планетарные) формы рельефа 3. соответствуют крупнейшим структурным элементам земной коры. Их морфологические различия определяются различиями строения и истории отдельных участков земной коры, а также направленностью тектонич. движений. Эти подразделения рельефа земной поверхности, в формировании к-рых ведущая роль принадлежит внутренним процессам, носят назв. морфоструктур.

Морфоструктуры планетарного масштаба расчленяются на морфоструктуры более мелкого порядка - отдельные возвышенности, хребты, массивы, плато, впадины и другие, являющиеся всё же относительно крупными формами рельефа. На них накладываются более мелкие разнообразные формы, т. н. морфоскулъптуры, образующиеся преим. под влиянием внешних сил 3., питаемых энергией Солнца.

Морфоструктуры. Крупнейшие неровности поверхности 3. образуют выступы материков (суша вместе с шельфом) и впадины океанов. Наиболее крупные элементы рельефа суши - равнинноплатформенные и горные (орогенные) области (см. Геоморфологическую карту).

Равнинно-платформенные области включают равнинные части древних и молодых платформ и занимают ок. 64% площади суши. Преобладают первичноравнинные поверхности, образованные почти горизонтально залегающими толщами осадочных пород. В размещении этих областей наблюдается симметрия: они приурочены к двум широтным поясам, один из к-рых расположен в Сев., а другой - в Юж. полушарии. В Сев. полушарии находятся Северо-Американская, Восточно-Европейская и Сибирская равнинные области, в Южном - Южно-Американская (Бразильская), Африкано Аравийская и Австралийская. В пределах платформенных равнин имеются отдельные низменности и возвышенности, плато, плоскогорья и высоко поднятые массивы (Жигулёвские горы на Восточно Европейской равнине, горы Путорана на Среднесибирском плоскогорье, горный массив Ахаггар на Африкано-Аравийской платформенной равнине. В целом амплитуда высот поверхности платформенных равнин в 10-20 раз меньше, чем в горных странах.

Среди равнинно-платформенных областей имеются низкие, с абсолютными выс. 100-300 м (Восточно-Европейская, Западно-Сибирская, Туранская, Северо-Амернканская), и высокие, поднятые новейшими движениями коры на выс. 400-1000 м (Среднесибирское плоскогорье, Африкано-Аравийская, Индостанская, значительные части Австралийской и Южно-Американской равнинных областей). В рельефе суши преобладают равнины второго типа. Морфологич. облик низких и высоких равнин резко различен. Высоким равнинам, в отличие от низких, свойственны большая глубина расчленения, ступенчатость поверхности, обусловленная гл. обр. смещениями по разломам, и местами - проявления вулканизма.

Различают древние платформенные равнины, сформировавшиеся на докембрийских платформах (напр., Вост.-Европейская), и молодые - на молодых платформах (напр., Зап.-Сибирская) - более подвижные но сравнению с первыми.

Горные (орогенные) области занимают ок. 36% площади суши. В их пределах выделяются горные сооружения двух типов: молодые, или эпитеосинклинальные, возникшие впервые в орогенном этапе развития геосинклин. систем кайнозоя (горы юга Евразии, запада Сев. н Южной Америки). и горы возрождённые, или эпиплатформенные, к-рые образовались па месте древних выровненных или полуразрушенных складчатых областей различного возраста в результате омоложения и возрождения новейшими движениями земной коры (напр., Тянь-Шань, Куньлунь, горы Южной Сибири и Сев. Монголии в Азии, Скалистые горы в Сев. Америке, нагорья Вост. Африки и др.). Возрождённые горы преобладают по площади над молодыми, что связано с огромным распространением эпиплатформенного орогенеза на неотектоническом этапе развития земной коры (неоген - антропоген). От эпохи, предшествовавшей новейшему горообразованию, в горах этого типа сохраняются поднятые участки древних поверхностей выравнивания. В отличие от молодых гор, для них характерно несоответствие между орографическим планом, строением гидросети и геол. структурой.

Дно океанов подразделяется на подводную окраину материков, зону островных дуг, или переходную зону, ложе океана и срединнооксанические хребты.

Подводная окраина материка (ок. 14% поверхности 3.) включает мелководную равнинную в целом полосу материковой отмели (шельф), материковый склон и расположенное на глубинах от 2500 до 6000 м материковое подножие. Материковый склон и материковое подножие отделяют выступы материков, образованные совокупностью суши и шельфа, от основной части океанич. дна, называемой ложем океана.

Зона островных дуг. Ложе океана не во всех областях земного шара непосредственно граничит с материковым подножием. На сохранивших до настоящего времени геосинклин. режим зап. окраинах Тихого ок., в области Малайского арх., Антильских о-вов, моря Скоша и в нек-рых др. районах между материком и ложем океана располагается переходная зона, которая отличается значит. шириной и резкой сменой поднятых н глубоко опущенных участков дна. В этих районах выделяются архипелаги островных дуг. котловины окраинных морен (напр.. Берингова, Охотского н др.), горы п поднятия в их пределах, а также глубоководные желоба. Островные дуги представляют собой молодые горные сооружения, выступающие над водой в виде цепочки о-вов (Курильские, Зондские, Антильские и пр.); глубоководные желоба - длинные и узкие впадины океанич. дна, окаймляющие островные дуги со стороны океана и погружённые на глубину 7-11 км. Нек-рые островные дуги состоят из двух параллельных хребтов (напр., Курильская дуга) или замещаются цепью молодых гор, расположенной вдоль окраины материка (например. Кордильеры на Тихоокеанском побережье Америки). В зоне островных дуг наблюдается самая большая на 3. контрастность рельефа.

Собственно ложе океана (ок. 40% поверхности 3.) большей частью занято глубоководными (ср. глуб. 3-4 тыс. м) равнинами, к-рые соответствуют океанич. платформам (талассократонам). Выделяются плоские (субгоризонтальные), наклонные и холмистые равнины с колебаниями высот (для последних) до 1000 м. Равнины образуют дно отдельных котловин, к-рые разделены в субширотном и субмеридиональном направлениях подводными возвышенностями, валами н хребтами. Среди равнинных пространств ложа океана возвышаются многочисленные изолированные подводные горы (вулканы), нек-рые из них имеют уплощенные вершины (гайоты).

Крупнейшим элементом подводного рельефа являются срединноокеанические хребты (ок. 10% поверхности 3.). Их суммарная длина составляет более 60 тыс. км. Они представляют собой пологие пилообразные поднятия от неск. десятков до 1000 км шириной, возвышающиеся над дном соседних котловин на 2-3 км. Отдельные вершины хребтов поднимаются над ур. океана в виде вулканич. о-вов (Тристан-да-Кунья, Буве, Св. Елены п др.). Нек-рые звенья системы срединных хребтов отличаются меньшей относит. высотой (низкие срединноокеанич. хр.), отсутствием рифтовых нарушений и меньшим расчленением.

Каждый из срединных хребтов имеет своё продолжение в области коры материкового типа: рифтовые нарушения Восточно-Тихоокеанского поднятия прослеживаются в структурах Калифорнийского побережья СТА, нарушения Центральноиндийского хребта - в грабенах-рифтах Аденского зал., Красного м. и в разломах Вост. Африки, нарушения Средин но-Атлантич. хр. - на о. Шпицберген.

В строении поверхности 3. огромную роль играют глубинные разломы, рассекающие всю земную кору и нередко уходящие в мантию. Они разделяют кору на отдельные глыбы, хорошо выраженные в рельефе. С ними, в частности, связаны прямолинейные участки вочертаниях материков. На дне океанов крупнейшие разломы протягиваются на тысячи км в широтном и субширотном направлениях и выражены в рельефе в виде уступов, узких впадин и возвышающихся над ними хребтов. Эти разломы пересекают срединноокеанич. хребты, разбивая их на отдельные сегменты, сдвинутые один относительно другого на десятки и сотни км.

Морфоскульптуры. Наибольшую роль в формировании морфоскульптур играет работа рек и врем. потоков. Они создают широко распространённые флювиальные (эрозионные и аккумулятивные) формы (речные долины, балки, овраги н др.). Большое распространение имеют ледниковые формы, обусловленные деятельностью совр. и древних ледников, особенно покровного типа (сев. часть Евразии и Сев. Америки). Они представлены долинами-трогами, " бараньими лбами" и " курчавыми" скалами, моренными грядами, озами и др. На огромных терр. Азии н Сев. Америки, где распространены многолет-немёрзлые толщи пород, развиты разнообразные формы мерзлотного (криогенного) рельефа. Для пустынных и полупустынных областей 3. характерны т. н. аридные формы, в создании к-рых решающую роль играют интенсивное физич. выветривание, деятельность ветра и врем. потоков.

Внешние процессы на суше в значительной мере обусловлены климатич. особенностями местности, в связи с чем области распространения морфоскульптур определённого типа распределены по поверхности 3. достаточно закономерно.

На дне океанов морфоскульптуры образуются под влиянием береговых абразионно-аккумулятивных процессов, деятельности мутьевых (суспензионных) потоков, воздействия придонных течении И др. Т. К. Захарова.