Skorupa ziemska jest podzielona na siedem wielkich i kilkanaście mniejszych płyt litosfery – oceanicznych i kontynentalnych. Płyty oceaniczne w porównaniu z płytami kontynentalnymi mają niewielką, bo sięgającą kilku kilometrów grubość i są zbudowane ze skał bazaltowych o znacznej gęstości (ok. 3 g/cm³). Ich powierzchnia budująca dno oceanu leży przeciętnie 4000 metrów pod powierzchnią wody. Natomiast płyty kontynentalne mają mniejszą gęstość (średnio 2,7 g/cm³) i budują je skały magmowe, m.in. granity i granodioryty oraz produkty ich przemian – skały metamorficzne i osadowe. Ich najwyższe szczyty mogą sięgać kilku tysięcy metrów ponad poziomem morza.

Więcej na temat płyt litosfery i ich ruchów możesz dowiedzieć się z następujących e‑materiałów: „Płyty tektoniczne litosfery a ruchy górotwórczeD1D24Zw2rPłyty tektoniczne litosfery a ruchy górotwórcze”, „Powstanie płyt tektonicznychD1nQQDAEJPowstanie płyt tektonicznych”, „Podstawowe założenia teorii tektoniki płytD3ZzSx0waPodstawowe założenia teorii tektoniki płyt”, „Spreding i jego skutkiD1EVrZ2aMSpreding i jego skutki”, „Subdukcja i kolizja płyt tektonicznych na ZiemiDJfcAJkY5Subdukcja i kolizja płyt tektonicznych na Ziemi” oraz „Platforma, tarcza i płyta tektonicznaDj5j5VjjrPlatforma, tarcza i płyta tektoniczna”.

Rx6yEfsS4ohMI

Na schemacie zaznaczono wielkie formy terenu. W górnej części schematu zaznaczono ocean. Następnie pod powierzchnią oceanu opisano kolejne warstwy. Jest tam między innymi szelf - blisko powierzchni oceanu. Zaznaczono dno basenu. W dnie jest zagłębienie - to rów oceaniczny, natomiast wypukłość to ryft. Pod ryftem jest nieciągłość Moho. Poniżej szelfu jest skłon kontynentalny, stromy. Poniżej skłonu jest skorupa oceaniczna. Od dna oceanu w dół poprowadzono czarną linię - wzdłuż niej następuje wzajemne przemieszczanie się płyt. Strzałką w dół zaznaczono kierunek wsuwania się płyty oceanicznej pod kontynentalną. Na schemacie kolorami zaznaczono, z czego zbudowane są poszczególne warstwy. Warstwa dna basenu, miejsce ryftu, szelf, skłon kontynentalny to warstwa skał osadowych. Pod spodem w okolicach szelfu wynurza się nieznacznie nad powierzchnię oceanu warstwa granitowa. Wybrzuszenie będące ryftem zbudowane jest z bazaltów. Warstwa bazaltowa znajduje się na całej szerokości schematu - również pod warstwą granitową. Ostatnią warstwą, znajdującą się najgłębiej jest zaznaczony kolorem czerwonym płaszcz Ziemi. Oddzielony jest od warstw znajdujących się nad nim nieciągłością Moho. Warstwa ta ma 3,4 grama na centymetr sześciennych. Na warstwie bazaltowej jest napis 3 gramy na centymetr sześcienny. na bazaltowej 2,7 grama na centymetr sześcienny, na warstwie skał osadowych 2,7 grama na centymetr sześcienny.

Do wielkich form ukształtowania powierzchni Ziemi należą m.in.: szelf, stok kontynentalny, baseny oceaniczne, grzbiety śródoceaniczne, ryfty, rowy oceaniczne, niziny, wyżyny i góry. Zostały one utworzone przez procesy endogeniczne (wewnętrzne) i egzogeniczne (zewnętrzne). Deformacje i nowe formy rzeźby terenu pojawiają się zwłaszcza na granicach płyt litosfery w strefie subdukcji, kolizji i spreadingu. Płyty litosfery nie mogą bowiem nachodzić na siebie. Jeśli ulegają kolizji, to jedna z nich ulega na obrzeżach wypiętrzeniu, tworząc góry, zaś druga – zatopieniu. Jeśli natomiast dwie płyty oceaniczne oddalają się od siebie, tworzy się między nimi nowa część skorupy oceanicznej. Centralne części płyt rzadko ulegają deformacjom.

RdHg5kiwjjGHc

Na mapie świata ukształtowanie powierzchni Ziemi. Obszary zaznaczono różnymi kolorami. Na kontynentach dominują góry i wyżyny. Góry oraz wyżyny to głównie zachodnia część obu Ameryk, południe Afryki, centralna Azja. Niziny zajmują pozostałą część lądów, ale mniej obszarów niż wyżyny i góry.

Formy rzeźby terenu ukształtowane w wyniku ruchu płyt litosfery

Góry powstają w wyniku ruchów górotwórczych, czyli orogenez (góry tektoniczne) lub wskutek długotrwałych procesów wulkanicznych (góry wulkaniczne). Ostateczną formę nadają im zewnętrzne procesy rzeźbotwórcze (wietrzenie, erozja i ruchy masowe). Zależnie od sposobu wypiętrzenia wyróżnia się góry zrębowe, góry fałdowe, góry wulkaniczne i in. Według kryterium wysokości dzieli się je na góry niskie (do 500–600 m n.p.m.), często zbliżone rzeźbą do wyżyn, góry średnie (do ok. 1500 m n.p.m.) i góry wysokie (powyżej 1500 m n.p.m.). Zgodnie z teorią tektoniki płyt litosfery wszystkie pasma górskie powstały w strefach kontaktu pozostających w ciągłym, powolnym ruchu płyt litosfery. Procesy górotwórcze są więc efektem procesów subdukcji i kolizji.

Góry strefy subdukcji

Kolizja płyt oceanicznej i kontynentalnej powoduje wsuwanie cięższej płyty oceanicznej pod płytę kontynentalną. Warstwy skalne górnej części płyty oceanicznej podczas jej tarcia o płytę kontynentalną ulegają zdarciu. Gromadzące się na czole płyty górnej i tworzące tzw. pryzmę akrecyjną ulegają sfałdowaniu, a następnie połączeniu z płytą kontynentalną. Towarzyszy temu duża aktywność sejsmiczna i związane z nią trzęsienia ziemi oraz wulkanizm. Natomiast zagłębiająca się płyta zanurza się w płynnej i gorącej astenosferze ulegając przetopieniu. W ten sposób powstały górotwory występujące na granicy oceanu z kontynentem, zwane kordylierowymi, np. Kordyliery, Andy, Góry Południowochińskie oraz góry Japonii i Nowej Zelandii.

Powstawaniu górotworów w strefach subdukcji płyt litosfery towarzyszy rozwój innych wielkich form rzeźby dna oceanicznego lub lądu, np. rowów oceanicznych i łuków wyspowych.

Rowy oceaniczne

Rowy oceaniczne wyznaczające strefy subdukcji płyt litosfery są najgłębszymi formami dna oceanicznego (tzw. głębia morska). Osiągają one głębokość ponad 7000 m p.p.m. Najgłębsze rowy oceaniczne występują w dnie Oceanu Spokojnego. Szerokość rowu oceanicznego wynosi kilkadziesiąt km, a długość przekracza często 1000 km. Rowy oceaniczne charakteryzują się bardzo wolnym tempem przyrostu osadów (do 10 mm na 1000 lat), które tworzą czerwony ił głębinowy oraz muły radiolariowe i okrzemkowe.

Rowy oceaniczne mogą mieć różne położenie względem kontynentów. W przypadku górotworów kordylierowych leżą one niemal u podnóża górotworu (np. Rów Atakamski – Andy). Jednak w sytuacji, kiedy w procesie subdukcji płyty oceanicznej pod płytę kontynentalną tworzą się aktywne wulkanicznie i sejsmicznie łuki wyspowe i baseny marginalne (załukowe) rów oceaniczny znajduje się w oddaleniu od kontynentu, za łukiem wysp (np. Rów Riukiu – Wyspy Nansei, Rów Japoński – Wyspy Japońskie). Taki układ form rzeźby występuje głównie w przypadku zachodnich, azjatyckich wybrzeży Oceanu Spokojnego.

Kiedy natomiast płyta oceaniczna wciągana jest pod inną płytę oceaniczną następuje kolizja dwóch łuków wyspowych – względnie łuku wyspowego i podmorskiego grzbietu. W tej strefie kolizji powstają najgłębsze rowy oceaniczne świata, np. Rów Mariański – 11 034 m, Tonga — 10 882 m i Kermadec – 10 047 m.

Łuki wyspowe

Procesy subdukcji prowadzą niekiedy do wykształcenia łuków wyspowych oraz basenów przedłukowego i załukowego, w obrębie których zaznaczają się liczne przejawy wulkanizmu i silne trzęsienia ziemi. Wynurzona część łuku wyspowego składa się głównie lub wyłącznie z wulkanicznych skał łuku magmowego (np. Mariany, Małe Antyle) lub, jak w przypadku Wysp Japońskich, jest fragmentem płyty kontynentalnej oderwanej od większego bloku.

Łuk wyspowy jest okolony przez rów oceaniczny od strony płyty litosferycznej ulegającej subdukcji. Rozciąga się równolegle do łuku magmowego, zaś między nimi występują silnie zaburzone osady pryzmy akrecyjnej, na których zalegają osady basenu przedłukowego. Z drugiej strony łuku leży rozległy basen załukowy, podesłany przez oceaniczną lub ścienioną kontynentalną skorupę ziemską.

RzCB94Bf45How

Zdjęcie satelitarne przedstawia łuk wyspowy Małych Antyli. Na niebieskim tle oceanu są zielone punkty, tworzą kształt łuku.

Góry strefy kolizji

W przypadku zderzenia dwóch płyt kontynentalnych proces subdukcji nie zachodzi ze względu na dużą wyporność obu płyt. Przy zderzeniu płyty ulegają zmiażdżeniu wskutek nacisku. Ich warstwa powierzchniowa oraz osady zalegające w dnie zmniejszającej się geosynklinygeosynklinageosynkliny ulegają sfałdowaniu, wypiętrzeniu i nasunięciu w postaci płaszczowinpłaszczowinapłaszczowin na obszar lądowy. W ten sposób utworzyły się największe i najwyższe systemy górskie świata – między blokami kontynentalnymi Eurazji, Afryki i Dekanu powstał wielki system Alpidów ciągnący się od Atlasu i Gór Betyckich przez Pireneje, Alpy, Karpaty, Kaukaz, góry Azji Mniejszej, Himalaje do Indonezji.

R1QBukZWhbNHw

Na ilustracji przedstawiono kolejne etapy kolizji dwóch płyt kontynentalnych i powstawania górotworu. Na schemacie zaznaczono dwie płyty kontynentalne. Po lewej stronie jest grzbiet oceaniczny. Obok niego płyta kontynentalna, następnie ocean i kolejna płyta kontynentalna. Pod płytami jest astenosfera. Na kolejnej ilustracji po prawej stronie pojawia na płycie kontynentalnej pojawiają się wybrzuszenia. Zaznaczono również w postaci pionowych kresek magmę. Na ostatniej ilustracji dwie płyty stykają się ze sobą. Powstają góry fałdowe.

Grzbiety śródoceaniczne strefy spreadingu

W strefie spreadingu, gdzie występuje oddalanie dwóch płyt oceanicznych (rzadziej kontynentalnych) i rozrost dna oceanicznego, powstają rozległe systemy górskie grzbietów śródoceanicznych o stromych stokach i urozmaiconej rzeźbie. Jej charakterystyczną cechą są głębokie spękania oraz uskoki transformacyjne przebiegające prostopadle lub skośnie do grzbietów i dzielące je na segmenty. Przebieg grzbietów odpowiada granicy między rozchodzącymi się płytami litosfery.

Grzbiety śródoceaniczne są obszarami intensywnych, współczesnych ruchów górotwórczych, czemu towarzyszy silna aktywność sejsmiczna i wulkaniczna. Do największych należą Grzbiet Śródatlantycki i Wschodniopacyficzny. Ich lądowym odpowiednikiem są wulkany Islandii czy wulkany w strefie ryftowej Afryki Wschodniej (Ruwenzori, Kilimandżaro, Meru). Grzbiety oceaniczne wznoszą się na wysokość 4000 m nad dnem basenów oceanicznych, a ich najwyższe szczyty miejscami wynurzają się ponad poziom oceanu tworząc wyspy. Mają zwykle szerokość od 1 do 4 tysięcy km. Całkowita długość grzbietów śródoceanicznych wynosi 60–70 tysięcy km wskutek ciągłego wydobywania się lawy bazaltowej ze szczeliny ryftu, przebiegającego w osiowej części grzbietu (ekspansja dna oceanicznego).

R1VnOmvwKrXQi

Schemat przedstawia kolejne etapy rozrastania dna oceanicznego i powstawania grzbietu śródoceanicznego. Na pierwszej ilustracji są dwie poziome warstwy. W górnej warstwie - warstwie skorupy ziemskiej - jest niebieski fragment - to ocean. Na warstwie są strzałki skierowane w przeciwnych kierunkach. Pod tą warstwą jest warstwa astenosfery, na której strzałki idą w górę i nieco na boki. Na kolejnej ilustracji pod powierzchnią oceanu narasta wybrzuszenie. Opisana górna warstwa - czyli skorupa ziemska - zaczyna się - jej lewa i prawa strona - rozchodzić na boki, oddalać od siebie. Na ostatniej ilustracji w miejscu rozchodzenia się skorupy ziemskiej powstał grzbiet oceaniczny, ryft oraz osady.

Ryfty

W centralnej części grzbietów oceanicznych występuje wielka, obniżona wzdłuż uskoków strefa tektoniczna. Jej cechą są głębokie szczeliny, zwane ryftami, o rozciągłości setek, a nawet tysięcy kilometrów. Powstały one w wyniku ruchów tektonicznych i wylewów lawy. Są zbudowane ze skał bazaltowych. Mają postać rozległych dolin (rowów) ryftowych obrzeżonych i pociętych uskokami i szczelinami. W środkowej części ryftu oceanicznego biegnie wąska strefa wulkaniczna o szerokości ok. 1 km, stanowiąca granicę płyt litosfery, wzdłuż której następuje rozrost dna oceanicznego (między rozsuwające się płyty przedostaje się magma z płaszcza Ziemi i krzepnąc tworzy nową skorupę oceaniczną).

Ryfty mogą występować także w obrębie kontynentów (ryfty śródkontynentalne). Natomiast w obrębie dolin ryftowych gromadzą się osady o miąższości zazwyczaj kilku tysięcy metrów. Rozwój ryftów kontynentalnych jest przejawem ekstensji, czyli rozciągania litosfery. Powoduje to zmniejszenie (w obrębie ryftu) grubości litosfery i wchodzącej w jej skład skorupy ziemskiej. Do największych ryftów śródkontynentalnych należy system Wielkich Rowów Afrykańskich powstałych na skutek oddalania się płyty afrykańskiej od płyty arabskiej i somalijskiej. Długość całego układu Wielkich Rowów Afrykańskich od Syrii do Mozambiku wynosi ok. 6000 km. Niektóre jej części stanowią depresję – najgłębszą jest Morze Martwe (405 m p.p.m.) w tektonicznym Rowie Jordanu będącego najbardziej na północ wysuniętą częścią Rowu Abisyńskiego, należącego do Wielkich Rowów Afrykańskich.

RAmBJcxdRlSMH

Na fragmencie mapy zaznaczono Wielkie Rowy Afrykańskie. Zaznaczono płytę arabską, wzdłuż Morza Czerwonego. Następnie wzdłuż wschodniej części Egiptu i Sudanu w pobliżu Jeziora Wiktorii są liczne wulkany położone na drodze Wielkich Rowów Afrykańskich. W tym rejonie płyta afrykańska styka się z płytą arabską (Półwysep Arabski), indyjską, a ta zaś z platformą euroazjatycką.

REZUicNiWMkDV

Zdjęcie ukazuje dolinę ryftową w systemie Wielkich Rowów Afrykańskich. Dolina otoczona jest przez porośnięte roślinnością zielone wzgórza o łagodnych wierzchołkach. Dolina również jest porośnięta roślinnością.

Góry tektoniczne

Przedstawione procesy nie zawsze prowadziły do powstania typowych gór fałdowych. Jeżeli bowiem masy skalne były sztywne i odporne na fałdowanie, w wyniku zderzenia płyt litosfery powstawały pęknięcia (uskoki), wzdłuż których następowało przemieszczanie mas skalnych o setki kilometrów w poziomie i kilka kilometrów w pionie. Sprzyjały temu intensywne procesy sejsmiczne. Tak powstały góry zrębowe, których cechą charakterystyczną jest obecność naprzemiennie występujących zrębów i rowów tektonicznych. Niekiedy tektoniczne przekształcenie górotworu miało charakter wtórny – ulegały mu górotwory zbudowane z utworów osadowych, metamorficznych i wylewnych paleozoiku i prekambru, wypiętrzone wskutek przedstawionych powyżej ruchów górotwórczych w starszych orogenezach (kaledońskiej, hercyńskiej – waryscyjskiej) Przykładem gór zrębowych są: Sudety, Góry Smocze, Harz, Schwarzwald, Wogezy, Tienszan.

RXRGOX6PgiLg9

Zdjęcie ukazuje góry zrębowe. Mają one płaski wierzchołek, a poniżej niego uskoki przypominające schody. U podnóża góry stoją niewielkie domy. Teren porasta roślinność - trawa i drzewa.

Pozostałe wielkie formy rzeźby lądów i dna oceanu

Nie wszystkie wielkie formy rzeźby są bezpośrednio związane z przedstawionymi powyżej, aktywnymi procesami związanymi ze zbieżnym lub rozbieżnym ruchem płyt litosfery. Niektóre są stałą częścią stoków kontynentów i den oceanicznych, inne powstają dzięki ruchom izostatycznymruchy izostatyczneruchom izostatycznym i epejrogenicznymruchy epejrogeniczneepejrogenicznym. Niemal wszystkie formy przemodelowane są przez procesy zewnętrzne.

R6rz5HX9PY2oa

Dwa wykresy. Pierwszy wykres ukazuje procentowy udział powierzchniowych form rzeźby terenu i dna oceanicznego. Baseny oceaniczne 70%, grzbiety oceaniczne 11%, skłon kontynentalny 9%, szelf 7%, rowy oceaniczne 3%. Drugi wykres przedstawia procentowy udział poszczególnych form ukształtowania powierzchni lądów. Wyżyny 38%, niziny 34%, góry 28%.

R1FIhkUYSqwb3

Schemat ukazuje formy ukształtowania dna oceanicznego. Należą do nich: szelf kontynentalny (do głębokości 200 metrów), stok kontynentalny (poniżej szelfu, stromy), podnóże kontynentalne (od 2000 do 3000 metrów), poniżej zaznaczono równinę abisalną (od 4000 do 6000 metrów). Następnie jest duże zagłębienie - to rów oceaniczny, do głębokości dziesięciu tysięcy metrów. Od rowu jest stroma forma aż do powierzchni oceanu, gdzie zaznaczono wyspę wulkaniczną. Poniżej jej jest płaski odcinek, na głębokości 6000 metrów. To basen oceaniczny. Po prawej stronie basenu jest - znajdujący się pod wodą - grzbiet oceaniczny. Ma kilka wierzchołków.

Szelfy

Szelf to podwodne, łagodne zbocze o maksymalnym spadku 2°, będące przedłużeniem lądu, które sięga średnio do głębokości 200 m, gdzie wyraźnym załomem przechodzi w stok kontynentalny. Szerokość szelfu jest zmienna – wynosi od 15‑20 km do nawet 1400 km. Jest on zbudowany z tych samych skał, które tworzą obszar lądu. Rzeźba tej części dna oceanicznego jest efektem działalności dawnych rzek, lodowców, a także fal i prądów morskich. Powierzchnia szelfu może być skalista lub zbudowana z luźnych osadów pochodzenia lądowego.

Stoki kontynentalne

Otaczające obszary szelfu stoki kontynentalne (półki kontynentalne) oddzielające je od dna oceanicznego są z reguły silniej nachylone (średnio 3‑15°). Opadają od krawędzi szelfu i stopniowo przechodzą w leżące na głębokości 2500‑4000 m podnóże kontynentalne, mające charakter falistej równiny, na której zalega materiał z podwodnych osuwisk stoku kontynentalnego. Na głębokości 4000 m i więcej stoki kontynentalne kończą się łagodnie nachyloną równiną abisalną w dnie basenu oceanicznego. Niekiedy jednak opadają stromo aż do dna rowu oceanicznego na głębokość nawet 10 000 m. Podobnie jak szelf, stoki kontynentalne zbudowane są z tych samych skał co ląd. Często przecinają je podwodne kaniony stanowiące przedłużenie dolin rzecznych. W ich obrębie powstają także rozległe osuwiska. Na obszarze szelfu występują zwykle bogate złoża mineralne (ropa naftowa, a także tzw. konkrecje polimetaliczne).

Baseny oceaniczne

Baseny oceaniczne to rozległe, nieckowate części dna sięgające od 3000 do 6000 m poniżej poziomu wody. Część basenów sąsiadująca z formami powstającymi w wyniku subdukcji, kolizji czy spreadingu płyt litosfery i poddana intensywnym procesom wulkanicznym i sejsmicznym charakteryzuje się urozmaiconą rzeźbą. Występują tu m.in.: niecki oceaniczne, płaskowyże, łańcuchy górskie i pojedyncze góry różnej genezy, a także progi i wały. Natomiast część basenów położona między podnóżem kontynentalnym i podnóżem wzniesień śródoceanicznych, między łukami wysp a najgłębszą strefą dna oceanicznego obejmującą głównie rowy oceaniczne, zajmuje równina abisalna. Jej rozległa, płaska powierzchnia urozmaiconą niekiedy gujotami będącymi pozostałością podwodnych wulkanów pokryta jest osadami o miąższości od kilkuset do kilku tysięcy metrów.

Poszczególne baseny różnią się pod względem składu osadów głębinowych. Ich górną ich warstwę zwykle stanowią jednak m.in.: drobnoziarniste muły wapienne lub krzemionkowe, czerwone iły głębinowe, osady hydrogeniczne powstałe wskutek gromadzenia osadów pelagicznych, tworzonych przez opadające szczątki organizmów planktonicznych, pyły i in. Na równinach abisalnych często występują także złoża konkrecji polimetalicznych – związków manganu, niklu, żelaza, kobaltu czy miedzi z domieszkami innych metali.

Niziny

Niziny to obszary o wysokości od 0 (lub poniżej w przypadku depresji) do 300 m n.p.m., które tworzą płaskie równiny, obszary faliste (o wysokościach względnych do 30 m) i pagórkowate (o wysokościach względnych do 60 m). Większość z nich powstała wskutek akumulacji osadów na obszarach tektonicznie obniżonych (np. Nizina Amazonki, Nizina Hindustańska, Nizina Panońska). Powstawały one także na skutek wynurzenia się dna morskiego zbudowanego z poziomo ułożonych warstw skalnych (np. Nizina Zachodniosyberyjska) lub długotrwałego, trwającego kilkadziesiąt mln lat niszczenia lądu przez procesy denudacyjne w warunkach braku silnych ruchów tektonicznych czy transgresji morza (np. nizinne powierzchnie zrównania w południowej Finlandii, północno‑wschodniej Kanadzie, na wschodniej Syberii).

R1BSsvJsfHZr8

Zdjęcie przedstawia rzekę tworzącą liczne zakola. Rzeka płynie przez rozległy płaski teren porośnięty drzewami.

Wyżyny

Wyżyny zajmują obszary wznoszące się na ponad 300 m n.p.m. i mają mniejsze niż góry wysokości względne nieprzekraczające na ogół 300 m. Ich powierzchnia może być równinna lub falista, urozmaicona niekiedy formami skalnymi. W obrębie wyżyn często występują tereny o niemal płaskiej lub falistej powierzchni, stromych stokach i zróżnicowanej budowie geologicznej. Są one niekiedy określane mianem płaskowyżów lub plateau. Powstały głównie wskutek ruchów lądotwórczych (epejrogenicznych).

Wyżyny leżą powyżej obszarów nizinnych, stanowią podnóża gór (Wyżyna Bawarska) lub tworzą dna wysoko położonych kotlin. Należą do nich wypiętrzone obszary płytowe albo podniesione stare powierzchnie zrównania (Wyżyna Brazylijska, Wyżyna Appalaska). Najwyżej położoną (4500‑5000 m n.p.m) i jednocześnie największą (ok. 2,5 mln kmIndeks górny 2²) wyżyną świata jest Wyżyna Tybetańska mająca charakter płaskowyżu otoczonego od południa systemem górskim Himalajów, od zachodu Karakorum, a od północy górami Kunlun. Mimo dużej wysokości bezwzględnej, przewyższającej wysokość np. Alp czy Pirenejów, o przynależności tego obszaru do wyżyn, a nie gór zadecydowały małe wysokości względne.

R1KTYVNSV8GtX

Zdjęcie przedstawia Wyżynę Tybetańską. To rozległy płaski teren. Na pierwszym planie pasie się koń. W tle jest ośnieżone pasmo górskie.

Słownik