Морфоструктура суши

Лекция 5 МОРФОСТРУКТУРА СУШИ На основе предположения о том, что формы рельефа разного размера имеют разное происхождение, И.П. Герасимов разработал морфогенетическую классификацию форм рельефа, в основу которой были положены одновременно размер и генезис. Им были выделены три категории форм рельефа. Геотектуры - наиболее крупные элементы рельефа Земли, история развития которых обусловлена общепланетарными внутренними силами. К этой категории относятся планетарные формы рельефа. Морфоструктуры – формы рельефа второго порядка (мега- и макроформы), в создании которых главную роль играют эндогенные процессы при участии экзогенных процессов. Морфоскульптуры - формы рельефа третьего порядка (мезо – микро - и наноформы), образующиеся под влиянием экзогенных процессов при участии эндогенных. На основе морфогенетической классификации составлены легенды геоморфологических карт мира и отдельных материков. Крупнейшие формы рельефа суши (мегаформы) – равнины и горы. Их образование связано с платформенными и геосинклинальными областями, разными по режиму проявления тектонических движений. Соответственно на суше выделяют морфоструктуры равнинно-платформенных областей и морфоструктуры горных (орогенических), а в последнее время еще морфоструктуры рифтовых континентальных областей. 5.1. МОРФОСТРУКТУРА РАВНИННО-ПЛАТФОРМЕННЫХ ОБЛАСТЕЙ Равнинно-платформенный тип рельефа распространен на 2/3 (64%) площади суши. Равнины – характерный рельеф платформ, как древних докембрийских, так и молодых. Молодые платформенные равнины занимают 18%, а древние - 82% общей площади равнинных стран. В морфоструктуре древних и молодых равнинно-платформенных областей есть много общего, но есть и существенные различия. В пределах докембрийских платформ выделяются щиты и плиты – геоструктуры, отличающиеся направлением тектонических движений (см. гл. 2.1). На почти непрерывно поднимающихся щитах нет осадочного чехла, а мощность четвертичных отложений едва достигает 100 м. В этом случае фундамент оказывается близко к поверхности, поэтому такие равнины называют цокольными (рис. 14Б). Плиты, испытывающие тенденцию к опусканию, неоднократно подвергались морским трансгрессиям, что привело к накоплению осадочного чехла большой мощности (до 10 км), то есть кристаллический фундамент глубоко погружен. Породы осадочного чехла залегают горизонтально, пластами, поэтому равнины называются пластовыми (рис. 14А). Таким образом, критерием выделения цокольных и пластовых равнин является глубина залегания фундамента. Рис. 14. Морфоструктуры равнинных областей (Пашканг, 1982): А – пластовая равнина; Б – цокольная равнина; В – аккумулятивная равнина; Г – плоскогорье; Д – плато; 1 – континентальные отложения (лёсс, моренные суглинки, водноледниковые пески со щебенкой и галькой) четвертичного возраста; 2 – морские отложения (пески, глины и др.) плиоцен-четвертичного возраста; 3– морские и континентальные отложения (известняки, глины и др.) дочетвертичного возраста; 4 – дислоцированные породы фундамента; 5 – интрузии магматических пород; 6 – лавы; 7 – разломы По генезису равнины могут быть денудационными или аккумулятивными. Такое подразделение отражает в значительной мере тектонический фактор, так как денудационные равнины формируются при слабых поднятиях земной коры, а аккумулятивные равнины приурочены, в основном, к областям опусканий. Поднимающиеся щиты находятся под воздействием денудации, следовательно, в областях щитов формируются денудационные равнины. Среди денудационных равнин различают пенеплены, педиплены (см. гл. 4) и абразионные равнины (см. гл. 7.3). Пенеплены в основном образуются под воздействием эрозии (см. гл. 7.1) и склоновой денудации. Флювиальные пенеплены распространены, например, в Центральном Казахстане. Ледниковые пенеплены, характерные для Финляндии, Карелии, являются результатом обработки поверхности покровными ледниками (см. гл. 6.2). В областях развития карстовых процессов встречаются карстовые пенеплены, выработанные в карбонатных породах. Они представляют собой остаточные равнины, сниженные до базиса карстования (см. гл. 7.2). Педиплены, развивающиеся под воздействием плоскостного смыва в условиях аридного климата, широко развиты на гондванских материках. В Восточной Сибири в условиях многолетней мерзлоты распространены педиплены, формирующиеся вследствие нивально-солифлюкционного выноса обломочного материала (см. гл. 8.2). Денудационные равнины занимают всего около 17% площади равнин. Большая часть платформенных равнин имеет совсем иной генезис. Это не выровненные поверхности, а первично равнинные, то есть в пределах великих равнин мира господствуют не пенеплены (педиплены), а пластовые равнины и молодые аккумулятивные поверхности. Их плоский характер отражает платформенный тип залегания пород. Среди пластовых равнин, сформировавшихся на плитах, различают пластово-денудационные и аккумулятивные равнины. Плиты осложнены синеклизами и антеклизами, которые обладают разнонаправленными движениями. В областях антеклиз, на неотектоническом этапе испытывающих преимущественно поднятия, как и на щитах, развиваются денудационные процессы и формируются пластово-денудационные равнины. К синеклизам, как областям погружений, а значит, преимущественного развития аккумуляции, приурочены пластово-аккумулятивные равнины, или просто аккумулятивные (рис. 14В), где осадочный чехол глубоко погружен под мощными отложениями неоген-четвертичного возраста разного генезиса (аллювиальные, пролювиальные, ледниковые и др.). Отсюда названия равнин – аллювиальные, пролювиальные, ледниковые (гляциальные). Но молодые равнины могут иметь полигенетическое происхождение, например, озерно-аллювиально-флювиогляциальное. Таким образом, факторами формирования морфоструктуры равнин являются: разная глубина залегания кристаллического фундамента или складчатого основания и преимущественное развитие денудации или аккумуляции вследствие разнонаправленных тектонических движений на геоморфологическом этапе. Все это влияет на морфологию равнин. В облике денудационных (цокольных) равнин отражается геологическая структура древних гор. Поскольку денудация осуществлялась в течение длительного времени, удалялся не только осадочный покров, но и срезались древние структуры, поэтому в морфологии равнин отражаются только мелкие детали коренной структуры. Для аккумулятивных равнин, образовавшихся в областях интенсивных новейших опусканий (например, Прикаспийская низменность), сложенных с поверхности толщами неоген-четвертичных отложений, влияние глубоко опущенного цоколя практически не ощущается. Это плоские поверхности, а их мезо- и микрорельеф зависит от экзогенных процессов, набор которых определяется широтной зональностью. Аккумулятивные равнины широко распространены и в тех синеклизах, где амплитуда опусканий была небольшой и чехол неоген-четвертичных отложений маломощный, так что через него «просвечивают» нижележащего осадочного чехла и даже фундамента. Поверхность таких равнин волнистая, повторяющая в смягченном виде неровности структур. В пределах крупных пластовых равнин выделяют такие формы рельефа как возвышенности, низменности, плато, плоскогорья, кряжи и увалы. Возвышенности и низменности – понятия чисто морфографические и различаются только по гипсометрии, выше или ниже 200 м. Плато (лат. – плоский) – пластовые возвышенные равнины, сложенные почти горизонтально залегающими толщами осадочных или вулканических пород, поднятые над окружающим более низким равнинным пространством и отделенные от него четко выраженными уступами. Поверхность плато почти плоская или слабо расчлененная. Различают структурные плато, бронированные стойкими пластами осадочных или магматических (чаще траппами) горных пород; вулканические плато, образовавшиеся в результате излияния лавы, заполнявшей неровности ранее существовавшего рельефа (рис. 14Д). Плоскогорья – цокольные денудационные равнины, срезающие кристаллические породы фундамента или складчатые корни древних горных сооружений, поднятые над окружающим пространством и отделенные от него уступами. От плато отличаются не только геологическим строением, но и большими абсолютными высотами (до 1000 м), более сложным мезо- и микрорельефом (рис. 14Г). Кряж – линейно-вытянутая относительно невысокая возвышенность, образованная либо на выходах докембрийского кристаллического фундамента, либо на выступах палеозойского складчатого основания. Для кряжей характерен сложный мезо- и микрорельеф. Например, Тиманский кряж состоит из нескольких параллельно вытянутых гряд с плоскими часто заболоченными вершинными поверхностями. В центральной части кряжа на поверхность выходят породы верхнего протерозоя, а по краям – палеозоя и мезозоя. Кряж сравнительно невысоко приподнят (гряда Четласский Камень, 463 м), но в отличие от окружающих плоских низменных равнин здесь преобладает холмисто-грядовый рельеф. Реки, пересекая кряж, образуют пороги и водопады. В местах, сложенных базальтами, долины рек приобретают вид каньонов. Донецкий кряж (гора Могила-Мечетная 367 м) представляет собой пенепленизированное горное сооружение палеозойского возраста, сложенное песчаниками, известняками и сланцами. Волнистая поверхность Донецкого кряжа сильно и глубоко (до 200 м) расчленена речными долинами и балками. Их обрывистые скалистые склоны придают рельефу облик низкогорья. Увал – невысокая сглаженная пластовая возвышенность с пологими склонами без ясно выраженного подножия. Вершинная поверхность увала высотой не более 150- 200 м плоская или слабовыпуклая. Понятия плато, плоскогорье, кряж, увал - не морфографические, а морфоструктурные, отражающие соотношения рельефа с геологической структурой и указывающие на историю их развития. Часто утвердившиеся названия не соответствуют геоморфологическому содержанию. Например, Среднесибирское плоскогорье – это плато, потому что на большей его части прослеживается горизонтальное залегание пластов осадочных и вулканических пород. Плоские пространства водораздельных поверхностей ограничены высокими эрозионными или эрозионно-тектоническими уступами, что является признаками плато. Характер плоскогорий имеют небольшие участки Средней Сибири (Енисейский кряж, Анабарская возвышенность), плоская поверхность которых срезает «корни» древних гор. По отношению к геологическим структурам верхних рельефообразующих слоев в пределах платформ различают два основных класса морфоструктур: прямые морфоструктуры – согласные, унаследованные и обращенные морфоструктуры – несогласные, наложенные (см. гл. 3). Как правило, в краевой полосе древних платформ преобладают прямые морфоструктуры. Возвышенности соответствуют выступам фундамента, например, Бугульмино-Белебеевская. Наиболее прогнутым синеклизам соответствуют низменности, например Прикаспийская, Печорская. Во внутренних частях древних платформ преобладают несогласные морфоструктуры, например, Северные Увалы, Приволжская и Валдайская возвышенности. Большинство несогласных морфоструктур имеют меридиональное направление. Их образование связывают с волнообразными деформациями земной коры, которые охватили Русскую платформу и смежные орогенические области на геоморфологическом этапе. Морфоструктура Северных Увалов имеет субширотное направление. Это объясняется тем, что в истории Русской платформы волнообразные колебания меняли меридиональное направление на субширотное. Считается, что меридиональная система тектонических волн более молодая и формировалась в новейшее время. Субширотная система тектонических волн развивалась в мезозое и сохранилась в виде Северных Увалов. Обращенные морфоструктуры встречаются и в краевых зонах. Например, Подольская возвышенность образовалась на месте краевого прогиба, вовлеченного в поднятие горной системы Карпат. Встречаются также сложные (гетерогенные) морфоструктуры. Например, значительная часть Среднерусской возвышенности приурочена к склону Московской синеклизы, а ее южная часть сформировалась на Воронежской антеклизе. Каждая равнинная страна в пределах древней платформы представляет собой хотя и сложный по морфоструктуре, но единый по высоте уровень. Гипсометрическое положение этого уровня характеризует показатель средней высоты. Средняя высота Русской равнины около 170 м, Среднесибирского плато – 480 м, Африканского плоскогорья – 650 м. Молодым платформам свойственны резкие контрасты рельефа, большая мозаичность геоморфологического строения. Например, в пределах молодой платформы Западной Европы прослеживаются высокие массивы (Вогезы – 1423 м, Центральный Французский массив – 1886 м) и низменности (Парижский бассейн – до 150 м, Среднеевропейская низменность – около 100 м). Для молодых платформ показатель средней высоты не является информативным, не имеет смысла. Молодые платформы невозможно подразделять на низкие и высокие платформы, как принято для древних платформ. Молодые платформы – области преимущественных опусканий с формированием аккумулятивных равнин. В пределах молодых платформ господствуют прямые морфоструктуры, тесно связанные с рельефом и структурой складчатого основания и унаследовано отражающие его движения (Донецкий кряж, Ставропольская возвышенность). Однако в пределах молодых платформ также встречаются несогласные морфоструктуры, например, Сибирские Увалы. Основными элементами, например, Урало-Сибирской эпигерцинской платформы являются Западно-Сибирская плита и Казахский щит. Эти геоструктуры выражены в рельефе разными по высоте и общему характеру рельефа формами – низменность (50-300 м) и мелкосопочник (более 1000 м). Мелкосопочником называют возвышенную волнистую равнину, сформировавшуюся на структурах каледонской и герцинской складчатости. Структуры палеозойских складчатостей, которые стабилизировались в своем развитии, рассматривают как молодые эпипалеозойские щиты. Как и на древних щитах, в результате длительной денудации складчатых структур образовалась равнина типа пенеплена. Отличие рельефа Казахского пенеплена заключается в том, что его пенепленизированная поверхность подвергалась значительным деформациям новейшими движениями вследствие активизации тектонических процессов в соседних областях (Тянь-Шань, Алтай). Участки недеформированного пенеплена образуют основной уровень, осложненный отдельными крупными поднятиями и впадинами. Морфология поверхности отличается распространением гряд и беспорядочно расположенных многочисленных холмов и увалов с относительной высотой 10-50 м, иногда до 100 м, сложенных коренными породами. Мелкосопочник занимает в эволюционном ряду промежуточное положение между горной страной и классическим пенепленом. Таким образом, в пределах равнинно-платформенных областей выделяют такие морфоструктуры как цокольные равнины и плоскогорья древних щитов, равнины и плато древних плит, равнины, низменности и мелкосопочники молодых платформ; кряжи и плоскогорья внутри молодых платформ, краевые низменности на разновозрастных структурах, вулканические плато. В пределах этих крупных морфоструктур выделяют морфоструктуры более низких порядков. Например, в пределах пластовой Русской равнины находятся пластово-денудационные Среднерусская и Приволжская возвышенные равнины, аккумулятивная Прикаспийская низменная равнина и др. 5.2. МОРФОСТРУКТУРА ГОРНЫХ ОБЛАСТЕЙ И КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ РИФТОВЫХ ЗОН Горные сооружения распространены на 1/3 площади суши. По строению и происхождению горы делятся на молодые, или первичные эпигеосинклинальные, и возрожденные, или вторичные эпиплатформенные. Молодые горы занимают 41%, а возрожденные – 59% общей площади горных сооружений. К молодым горам относятся такие грандиозные горные пояса, как Альпийско-Гималайский и Западно- и Восточно-Тихоокеанский (см. гл. 1.3). Возрожденные горы приурочены к не менее грандиозному Азиатскому поясу, где находятся высочайшие горные системы мира (Тянь-Шань, Куньлунь и др.), и Кордильерам Северной Америки. Морфоструктурные элементы горных стран представлены отдельными горными хребтами и горными цепями; межгорными низменностями; плато, в том числе вулканическими; предгорными аккумулятивными равнинами и нагорьями. Нагорье – обширная горная территория, включающая отдельные хребты или горные цепи, межгорные впадины, участки плато и плоскогорий (рис. 15Г). Нагорья формируются на разновозрастных структурах в тектонически подвижных областях современного горообразования (Тибет, Восточный Памир). Термин «нагорье» применяется также при геоморфологическом районировании. Например, геоморфологическая страна Малоазиатское нагорье включает Понтийские горы, Тавр и Анатолийское плоскогорье. Анатолийское плоскогорье образовалось на срединном массиве. Срединные массивы, как и платформы, имеют двухъярусное строение и рассматриваются как реликты платформ, на месте которых при дроблении на отдельные блоки возникали подвижные пояса. От соседних геосинклинальных зон они отличаются невысокой тектонической активностью, а от типичных платформ – малыми размерами и повышенной тектонической активностью. Морфоструктура гор определяется соотношением складчатых и разрывных нарушений. Это соотношение зависит от возраста исходной (первичной) складчатости. Чем моложе складчатость субстрата, тем большую роль в образовании гор играют волновые движения типа больших складок и тем меньше относительное значение глыбовых движений. Крайние члены в последовательном ряду горных сооружений представлены, с одной стороны, современными геосинклиналями, где господствуют складчатые деформации пластичного субстрата, а с другой – возрожденными горами областей докембрийской складчатости, сформированными глыбовыми движениями отдельных блоков по разломам. В зависимости от возраста исходной складчатости выделяют горы: - с глыбовой морфоструктурой в областях развития докембрийской складчатости (рис. 15В); - складчато-глыбовой – в областях развития палеозойских складчатостей; - глыбово-складчатой и складчатой – в областях развития мезозойской складчатости; - складчатой (рис. 15А) и глыбово-складчатой (рис. 15Б) в областях молодых гор кайнозойской складчатости. Рис. 15. Морфоструктуры горных областей (Пашканг, 1982): А – складчатая; Б – глыбово-складчатая; В – глыбовая; Г – нагорье; 1 – осадочные породы; 2 – дислоцированные породы; 3 – интрузии магматических пород; 4 – лавы; 5 – разломы Сопоставление орографических элементов гор, возникших в разные эпохи складчатости, с элементами геоструктуры показывает разный характер связи между ними. В современных геосинклиналях (переходных зонах) происходит активный процесс превращения океанической коры в континентальную кору. В морфоструктурном отношении этот процесс выражается в образовании систем островных дуг с насаженными на них вулканами и глубоких геосинклинальных впадин. В наиболее характерном виде такие горные сооружения прослеживаются в зоне, окаймляющей Тихоокеанскую впадину, где наблюдается почти полное соответствие рельефа и элементов геологической структуры. Антиклинали выражены горными цепями островных дуг, а геосинклинальные прогибы - глубоководными впадинами. Горы альпийского пояса образовались по мере закрытия геосинклинали Тетис вследствие интенсивного орогенеза. Альпийские горно-складчатые сооружения формировались на более высоком уже чисто континентальном гипсометрическом уровне по сравнению с горообразованием в современных геосинклиналях. Изменение уровня говорит о том, что в альпийском поясе процесс преобразования океанической коры в континентальную кору практически завершен. Остались только впадины Средиземного моря, Черного и Южного Каспия. Более сложная история гор в зоне альпийской складчатости находит отражение в морфоструктуре. Здесь прослеживаются не только складчатые морфоструктуры, но и глыбово-складчатые, особенно в центральных частях гор, где на поверхность выходят древние ядра герцинских сооружений, сложенные кристаллическими породами. В альпийских горных сооружениях происходили перестройки складчатой зоны, связанные с поднятиями и опусканиями поперек общему простиранию. Более сложные соотношения между тектоникой и орографией наблюдаются в областях мезозойской складчатости. Еще более сложные соотношения в областях палеозойских складчатостей, отражающих с одной стороны, длительный процесс выравнивания, с другой – тектонические перестройки в новое и новейшее время. Эти перестройки приводили не только к возрождению гор, но и к образованию нового морфотектонического плана горной области. Эпигеосинклинальные и эпиплатформенные горы отличаются не только принципиально разной историей, предшествовавшей неотектоническому этапу, но и характером магматизма, накопления неоген-четвертичных отложений, интенсивностью и градиентами неотектонических движений, относительным значением разломов и складчатых форм новейшей тектоники. Кроме геологических различий, есть геоморфологические и морфоструктурные различия, которые указывают на важность учета возраста складчатой области, где произошло вторичное горообразование. В возрожденных горах широко распространены древние поверхности выравнивания - высоко поднятые пенеплены, унаследованные от предшествующей равнинно-платформенной стадии, например, сырты Тянь-Шаня. В зависимости от возраста исходной складчатости меняется соотношение между орографическим планом и строением гидрографической сети (см. гл. 7.1). Континентальные рифты раньше рассматривались в составе эпиплатформенного орогенеза и впервые были выделены в самостоятельный тип Н.И. Николаевым в 1969 г. Впервые континентальный рифт был описан У. Грегори в 1921 г. в Восточной Африке (рифт Грегори). Рифты протягиваются на сотни и тысячи километров (см. гл. 2 2). Ширина большинства из них составляет 30-70 км, но есть и более узкие – 5-20 км (например, рифт Мертвого моря) и более широкие – 200-400 км (например, рифт Красного моря). Континентальные рифты образуются в условиях растяжения земной коры без ее разрыва. Для всех континентальных рифтов характерно неглубокое залегание очагов землетрясений (до 20 км) и образование контрастной серии горных пород (кислых и основных). В областях их развития высота поднятий, обрамляющих рифтовую впадину, редко превышает 3500 м. В рифтовых областях широко развиты дорифтовые поверхности выравнивания и сформировавшиеся во время рифтогенеза. Дорифтовые поверхности выравнивания представлены фрагментами пенепленов, по высотному положению которых определяют амплитуду вертикальных движений. В процессе развития рифтовых структур у подножий уступов могут образоваться педименты, локализованные в узких зонах. По особенностям геоструктуры таких областей, длительности и интенсивности процесса рифтогенеза выделяют два основных типа континентальных рифтов: сводово-вулканические и щелевые. Сводово-вулканические рифты образуются вдоль осей сводовых поднятий земной коры, осложненных вулканическими образованиями. Образование рифтов щелевого типа не сопровождается обширными сводовыми поднятиями и вулканизм не распространяется за пределы рифтовой зоны. Самые древние континентальные рифтовые зоны – это так называемые зеленокаменные пояса, состоящие из сильно метаморфизованных магматических пород разного состава (от ультраосновного до кислого), превращенных в зеленые сланцы и амфиболиты. Зеленокаменные пояса распространены в пределах докембрийских щитов и в рельефе не выражены, но их наличие, особенности строения могут быть использованы для изучения рифтогенеза и его роли в геологической истории Земли, в том числе, геоморфологического этапа развития. Мезозойские рифты, прослеженные по геологическим данным, например в пределах шельфа Северного моря, в северной части Западно-Сибирской низменности, перекрыты платформенным осадочным чехлом и в рельефе также не выражены. В современном рельефе выражены континентальные рифтовые зоны, возникшие в кайнозое и продолжающие свое развитие. Зона Восточно-Африканских разломов представляет собой грандиозную цепь рифтовых структур, сформировавшихся вдоль оси сводовых поднятий Африканской платформы. Эта рифтовая система начинается от впадины Афар. К северу от нее тянется рифт Красного моря и далее грабен Мертвого моря, к востоку – рифт Аденского залива, который связан со срединно-океаническими хребтами Индийского океана. Во впадине Афар соединяются континентальные и океанические рифтовые зоны. Депрессия Афар – широкая грабенообразная структура, дно которой местами находится ниже уровня моря (впадина озера Ассаль -153 м). От Красного моря она отделена горстом высотой около 1200 м. На юго-западе впадина Афар переходит в цепь узких грабенов Эфиопского рифта, протянувшегося до озера Рудольф. Далее прослеживаются две ветви: восточная Кенийская (рифт Грегори) и западная. К Кенийской ветви приурочены самые высокие вулканические массивы Африки – Килиманджаро (5895 м), Кения (5199 м). Грабены западного щелевого рифта частично заняты озерами. Здесь находится озеро Танганьика глубиной 1470 м – второе по глубине после Байкала. Зона Восточно-Африканских разломов – область частых землетрясений и активного вулканизма. Байкальская рифтовая зона, сформировавшаяся в зоне байкальской складчатости, протягивается в северо-восточном направлении на 2500 км и вклинивается в пределы Алданского щита. Это одна из крупнейших континентальных рифтовых зон. Она состоит из системы параллельных грабенов, ограниченных хребтами (Байкальский, Баргузинский, Хамар-Дабан и др.). Грабены заняты озерами (Байкал глубиной 1620 м, Хубсугул - 238 м) или продольными отрезками речных долин (Иркут, Баргузин и др.) Боковые склоны впадин образованы четко выраженными в рельефе сбросами, особенно по берегам Байкала. Грабен озера Байкал асимметричен: северо-западный склон крутой по разлому, юго-восточный – более пологий, осложненный системой сбросов. Зона тектонически активна, о чем говорит высокая сейсмичность (землетрясения силой до 9 баллов). Рифтовая зона запада США представляет собой обширную область Провинции Хребтов и Бассейнов (Большой Бассейн) между складчатыми структурами Скалистых гор и горстовым хребтом Сьерра-Невада и образована на структурах ларамийской (мел-палеоген) складчатости. Зона включает также грабены, занятые долинами рек Колорадо и Рио-Гранде. Рельеф Большого Бассейна характеризуется чередованием параллельных горстовых хребтов и грабенов между ними, заполненных толщами плиоцен-четвертичных отложений мощностью до 2 км. Днища впадин находятся на высоте около 1400 м, хотя отдельные впадины занимают более низкое гипсометрическое положение, а Долина Смерти лежит на 85 м ниже уровня моря. Высота хребтов около 3500 м. Современная сейсмическая активность указывает на то, что процессы развития продолжаются. Особенно хорошо выражен сейсмический пояс, который проходит вдоль хребта Сьерра-Невада на восток, охватывая и плато Колорадо. Рейнский грабен и грабены Роны и Соны возникли в палеогене на эпигерцинской Западно-Европейской платформе. Верхнерейнский грабен рассекает единый свод высотой до 1500 м. По обе стороны грабен ограничен сбросами, выраженными в рельефе горстовыми горами Вогезы и Шварцвальд. Нижнерейнский грабен рассекает массив Арденн (694 м) и Рейнских Сланцевых гор (880 м) и уходит на шельф Северного моря. Рифтообразование сопровождалось вулканизмом с образованием базальтовых покровов. Система грабенов, занятых реками Рона и Сона, является южным продолжением рифтогенных структур Рейнского грабена, разделяющих Центрально-Французский массив и складчатые структуры Альп. Наиболее четко выражено западное обрамление грабенов в виде серии сбросов, достигающих на юге амплитуды до 5000 м.