地理中均衡补偿面是什么意思

⑴ 地理几种图分别是什么

是比例尺图吗？
地图上的比例尺-地图分类

地图的分类，系指按照不同的标志将地图划分成各种类型。随着科学技术的发展，人类文明的进步，人们对客观世界认识的不断深化，地图内容的选题范围愈来愈广泛，因而地图的品种愈来愈多，数量愈来愈大。为了便于组织地图生产，地图的保管、使用和快速检索，帮助读者了解各类地图的性质、用途及其规律性，进一步研究地图，有必要对地图进行科学的分类。
地图分类的标志很多，主要有地图内容（主题）、比例尺、制图区域范围、用途和使用方式等。其中最主要的分类标志是地图内容和制图区域范围；在其它条件相同时，比例尺对确定地图内容的完备性、详细性和精确性方面起着重要作用，因此亦为一项重要的分类标志。
（一）地图按内容分类
地图按所反映自然和社会经济现象等内容的种类、性质和完备程度，分为普通地图和专题地图两大类型，且各自又可细分出若干子类。
（1）普通地图
普通地图，是以相对均衡的详细程度表示制图区域内各种自然和社会经济现象的地图。其基本内容有水系、地貌、土质植被、居民地、交通线、境界等六大地理要素，此外还表示测量控制点、独立地物、管线与垣栅等要素。这类地图的特点是着重描绘地区轮廓、地面起伏形态、自然状况和人类活动的成果。普遍地图是最常见的一种地图，应用很广泛，具有很高的通用价值，常为社会各部门所使用，广泛用于经济建设、国防建设和科学文化教育等方面。主要供研究地域的基本情况、各地理要素的相互关系和分布规律，同时也是制作专题地图的地理底图。
①平面图不考虑地球曲率影啊，把小块地区的地球表面（水准面）当作水平面，将地面上的地物按铅垂线投影到水平面上，用缩小的相似图形表示其平面位置及其相互关系所测绘的地图，称平面图。平面图的显着特点是涵盖的实地范围很小，比例尺很大，一般大于1∶5000，在一幅图内比例尺处处相同。为工程施工和编制详细现划用图。
②地形图在平面图纸上既表示制图区域地物的平面位置，又用特定符号表示其地貌形态的地图，称地形图。对较大制图区域，因考虑地球曲率影响，需要采用一定的地图投影，按一定的精度要求测绘其地物和地貌，用图解图形或符号表示。地形图的特点是地图比例尺构成系列，一般由1∶500至1∶100万，其中＜1∶5000的地形图图上各处比例尺不完全相等；多为实测的或据实测地图编绘而成的；具有统一的大地控制基础、有统一采用的地图投影和分幅编号系统；在生产过程中均严格按照测图规范、编图规范和图式进行作业；详细而精确地表示地面各要素；便于在图上进行量测和野外实地使用。地形图为国家各项建设的规划设计与施工、军事指挥和科学参考用图，亦是制作其它地图的基本资料。地形图是普通地图的典型作品。
③地理图以高度概括的形式反映广大制图区域内最主要的地理要素和区域的重要特征的地图，称地理图。地理图的特点是涵盖实地范围很大，常常为一个流域、一个国家、一个大洲或全球；比例尺很小，未成系列，一般为＜1∶00万至1∶1000万不等，视需要而择定；没有统一的地图投影和分幅编号系统，图面上投影变形较大；地图幅面的大小参差悬殊。多用于研究区域的自然地理和社会经济的一般情况，了解其概貌，故又称一览图。
（2）专题地图
专题地图是以普通地图为地理基础，着重表示制图区域内某一种或几种自然或社会经济现象的地图。这类地图的显着特点是，作为该图主题的专题内容予以详尽表示，其地理基础内容则视主题而异，有选择地表示某些相关要素，因此专题地图的内容是由地理基础和专题要素两部分构成。在地图领域中，专题地图发展得最活跃、最迅速，地图的品种愈来愈多，层出不穷，表示的对象十分广泛，涉及到人类社会的各个领域。根据专题内容的性质，可划分为以自然地理要素为主题内容的自然地理图、以社会经济要素为主题内容的社会经济地图和包容上述两类专题地图之外的各种专题地图的其它专题地图（又称工程技术图）三类；各类又可以分出若干种专题地图。
（3）普通地图与专题地图的实质区别
普通地图与专题地图的异同，关键不在于形式，而在其内容。在表现形式上，它们可能都用了某些表示方法、符号或颜色，但在内容上，它们始终是迥异的。前者依制图区域的地理特征，以相对均衡的详细程度表示制图区域的六大类地理要素，以再现制图区域的地理全貌，显示的是整体地理环境的区域差异；而后者，则依其某种特定用途，择取制图区域的某一种或几种相关地理要素为其主题内容，其它地理要素皆概略或不予表示，显示的仅是制图区域某一地理特征的区域差异。
（二）地图按制图区域分类
地图按涵盖的制图区域分类，其分类标志有多种，采用不同的分类标志，就有相应的种类。
（1）、按区域范围大小分，有全球地图、月球地图、世界地图、半球地图、大洋地图、大洲地图、分国地图、省（区）地图、县市地图、乡镇地图等。
（2）按自然区域划分，如世界基本地理图、欧亚大陆地图、太平洋地图、鄱阳湖地图、青藏高原地图、黄淮海平原地图、长江流域地图、四川盆地地图、准噶尔沙漠地图、黄土区地貌类型地图、云南自然区划地图等。
（3）按政治行政区域划分，如世界政区地图、中国政区地图、台湾省政区地图、江宁县政区地图、马集乡（镇）政区地图等。
（4）按经济区划分，如上海经济区地图、徐海经济区地图等。
（三）地图按比例尺分类
地图按比例尺分为大比例尺地图、中比例尺地图、小比例尺地图三类，这是区别地图内容详略、精度高低、可解决问题程度的，为人们常用的一种分类方法。鉴于各个国家、国内各个部门对地图精度的要求和实际使用的情况不尽相同，因而对地图比例尺大小的概念有所不同，以普通地图为例，其相对性表现为：
（1） 在建筑和工程部门，地图按比例尺划分为：
大比例尺地图：1∶500、1∶1000、1∶2000、1∶5000和1∶1万的地图；
中比例尺地图：1∶2.5万、1∶5万、1∶10万的地图；
小比例尺地图：1∶25万、1∶50万、1∶100万的地图。
（2） 在其它各部门，地图按比例尺划分为：
大比例尺地图：≥1∶10万的地图；
中比例尺地图：＜1∶10万、＞1∶100万的地图；
小比例尺地图：≤1∶100万的地图。
（3） 国家测绘部门将1∶5000、1∶1万、1∶2.5万、1∶5万、1∶10万、1∶25万、1∶50万和1∶100万八种比例尺地形图规定为国家基本比例尺地形图，简称基本地形图，亦称国家基本图，以保证满足各部门的基本需要。其中：
大比例尺地形图：1∶5000至1∶10万的地形图；
中比例尺地形图：1∶25万和1∶50万地形图；
小比例尺地形图：1∶100万地形图。
在专题地图中，按比例尺分类亦有类似的细分方法及其相对性。
（四）地图按用途分类
地图按其实际用途，可以分为军用图、民用图、教学图、航空图、航海图、交通图、旅游图、规划图、邮政通讯图、参考图等类型。在此基础上还可以再细分，例如参考图可以再分为科学参考图和一般参考图，《中华人民共和国普通地图集》即为科学参考地图，《中华人民共和国地图集》即为一般参考地图。
（五）地图按使用方式分类
地图按其使用方式，可分为桌图、挂图、屏幕图和携带图四种。
（1）桌图：放在桌面上供在明视距离内阅读的地图，如地形图和地图集等；
（2）挂图：张挂在墙壁上，供人近距离阅读的宣传展览挂图和供人远距离阅读的教学挂图等；
（3）屏幕图：用电子计算机控制的电视屏幕图，如电视天气预报地图等；
（4）携带图：随身携带，供外行随时查阅的地图，如袖珍地图册、绸质地图或折叠得小巧的旅游地图等。
（六）地图按其它标志分类
（1）地图按其感受方式，分为视觉地图、触觉地图（盲文地图）。
（2）地图按其结构，分为单幅图、多幅图、系列图和地图集等。
（3）地图按其图型，分为线划地图、影像地图、数字地图。
（4）地图按其印色数量，分为单色图、彩色图。
（5）地图按其历史年代，分为古代地图、近代地图和现代地图。
（6）地图按空间信息数据可视化程度，分为实地图和虚地图两种。实地图即为空间信息数据可以直接目视到的地图，如包括线划地图和影像地图在内的惯用的传统地图作品；虚地图是空间信息数据存贮在人脑或电脑中目视不到的地图，其中存入人脑的地图称为心象地图，依一定格式存入电脑的称为数字地图。
（7）地图按其显示空间信息的时间特征，分为静态地图和动态地图两种。惯用的传统地图都是静态地图，它是现实的瞬间记录；动态地图是反映空间信息历时变化，连续呈现的一组地图，生动地表现出地理环境的时间变化或发展趋势。
地图的分类，因分类标志很多，考虑问题的角度不一，而具有很大的相对性，一幅地图可以归为这一类，也可以归为另一类，例如1∶10万比例尺地形图，既属于普通地图，又属于桌图；在工程部门称之中比例尺地图，在科研和军事等部门却又称为大比例尺地图。因此，在进行地图分类时仍需具体情况具体分析。

⑵ 地理风海流与补偿流如何区别

①风海流。盛行风长期作用于海面所形成的稳定洋流叫风海流。风吹过海面时，风对海面的摩擦力以及风对海浪迎风面施加的压力，迫使海水向前移动。表面海水一旦开始流动，地转偏向力和摩擦力马上发生作用。表面海水在风力、地转偏向力和下层海水的摩擦力以及风对海浪迎风面施加的压力，迫使海水向前移动，便形成风海流。表面海水在风力、地转偏向力和下层海水的摩擦力取得平衡时，海流处于稳定状态，以相等的速度向前流动，此时的海流就是风海流.
②密度流。由于各海区海水的温度、盐度和压力在水平方向上的分布不同，造成海水密度水平方向上不均匀分布引起等压面倾斜而产生的海流，称为密度流.
③补偿流。海水具有连续性和不可压缩性的特点，某一海区的海水因风力或密度差异等原因流走后，相邻海区的海水就流来补充，称为补偿流。补偿流有水平的与垂直的。垂直补偿流又可分为上升流和下降流.

世界洋流分布规律:①在中、低纬度海区，形成以副热带为中心的大洋环流。受地转偏向力的影响，这种大洋环流在北半球呈顺时针方向流动，在南半球呈逆时针方向流动。②在北半球中、高纬度海区，也有大洋环流，呈逆时针方向流动。③南极大陆的外围，陆地很少，海面广阔。南纬40°附近海域终年受西风影响，形成西风漂流。④北印度洋海区，由于受季风的影响，洋流具有明显的季节变化。冬季盛行东北风，海水向西流，洋流呈逆时针方向流动;夏季盛行西南风，海水向东流，洋流呈顺时针方向流动。

洋流对地理环境的影响:①对全球热量平衡的影响。促进高、低纬度之间热量的输送与交换，影响气候的形成与分布。②对海洋生物分布的影响。洋流能散布生物的孢子、卵、幼体和许多成长的个体。洋流的分布与渔场的分布关系密切。③对海洋污染的影响。洋流能带走污染物，加快净化速度;同时也污染了别的海域，扩大了污染的范围。④对航海事业的影响:海轮顺洋流流向航行速度快，可节省燃料。

⑶ *均衡理论与均衡异常

（一）均衡理论

如果地形起伏仅仅是多余（或亏损）的物质附加在一个大致均匀的地球表面，则经过布格校正之后，重力异常应当不大，且无系统偏差。事实并非如此，山区的重力异常往往是负的，大约每升高一千米，异常约增加上千个g.u.。这表明在高山之下有某种物质的短缺，因而对地形的重力影响产生一种补偿作用。类似的现象也在垂线偏差的观测中看到，1854年，英国人普拉特在喜马拉雅山附近，根据地形的计算，估计垂线应有28″的偏差，但实际只有5″。这也说明地下物质的变化起了某种补偿作用，部分抵消了高山的影响。

为解释这种现象，普拉特在1855年提出一个假设。他认为地下从某一深度算起（称补偿深度），以下物质的密度是均匀的；以上的物质，则相同界面的柱体保持相同的总质量。因此地形越高，密度越小，即在垂直方向是均匀膨胀的，见图2-5-2。同一年，另外一个英国人艾里提出另一种假设，它认为可把地壳视为较轻的均质岩石柱体，漂浮在较重的均质岩浆之上，处于静力平衡状态，如图2-5-3所示。根据阿基米得浮力原理可知，山愈高则陷入岩浆越深，形成山根；海愈深则缺失的质量越多，岩浆向上突出也愈高，形成反山根。

图2-5-2 普拉特地壳均衡模型

图2-5-3 艾里地壳均衡模型

以上两种模式都引出同样一个概念：从地下某一深度起，相同截面所承载的质量趋于相等，这个概念叫地壳均衡。据此，地面上大面积的地形起伏，必然在地下有所补偿。普拉特的模式是将地形所增减的质量均匀地补偿于海面与补偿深度之间，所以地形高低不同的主体，其密度是各不相同的。艾里模式则是将地形所增减到的质量补偿于山根与反山根，因而均衡面不是一个深度而是有一定起伏的曲面。

按照艾里模型，设地壳平均密度为σ₀（2.67g/cm³），岩浆的平均密度为σ（3.27g/cm³）。地壳的平均深度为T，从均衡面到平均深度之间的厚度为t，地形海拔为H，海水深度为h。则在山区均衡时应有：

地球物理勘探概论

所以，山根的厚度t是：

地球物理勘探概论

即山每增高1km，山根就增加4.45km。同理，在海洋区均衡时应满足条件：

地球物理勘探概论

则反山根的厚度应为

地球物理勘探概论

即海洋每加深1km，反山根就上突2.73km。因此，若设地壳的正常厚度为T，则在高山之下柱体总厚度为T＋H＋t；在海洋之下，厚度为T-h-t′。

（二）均衡校正

从物理意义上看，艾里模式较易为人们接受。不过实际计算补偿时，两种模式所得的结果相差无几。进行均衡校正时，首先要选定模式，其次要有全球的山高及海洋深度数据。地壳平均厚度T和D，以及上地幔密度可由其他地球物理观测来推导。均衡校正包括两方面内容，第一步是将大地水准面以上多余的按正常地壳密度分布的物质全部移去，即遍及全球的地形校正；第二步是将这移去的质量全部填补到大地水准面以下至均衡补偿面之间（或是山根与反山根）的范围内，并计算出填补进去的物质在测点处产生的引力铅垂分量，加到布格异常中去，便得到均衡重力异常Δg_c，即

地球物理勘探概论

式中δg_c为均衡校正值。

（三）均衡重力异常

图2-5-1中的（e）图表示了一种完全均衡状态下的均衡异常所代表的意义，它仅仅反映壳内密度不均匀体所产生的异常。由于均衡计算是在大面积内的平均效应，因而这些局部影响总和就很小了。在完全均衡的条件下，均衡异常接近于零，即大地水准面以上多出的物质正好补偿了大地水准面至均衡面之间缺失的物质。如果填补进去的物质数量超过了下面缺失的质量，则壳内就有比正常密度分布时多余的物质存在，此时均衡异常为正值。从动力学观点看，地壳未达到均衡，地壳下界面还未达到正常地壳的深度，称补偿不足。如果填补进去的物质数量还不足以弥补下面质量的亏损，则壳内这种亏损的质量将形成负的均衡异常，它说明地壳下界面已超过正常地壳的深度，故这种状态又称为补偿过剩。无论补偿不足或补偿过剩，都是未达到均衡，地壳将继续进行均衡调整，用壳内质量的迁移（如地壳密度的横向变化、上地幔密度的横向变化以及地壳厚度变化等）来使它趋于均衡。

20世纪以来，地壳均衡的概念对地学的研究起了很大的影响。因对均衡机制的认识、各种假说存在的不尽合理之处，以及地球介质在极长时期的载荷作用下，也和真正的流体仍存在区别等，均衡学说还不可能对地壳内万分复杂的地质现象做出合理的解释。此外，地壳本身是有一定弹性强度的，较小面积内的载荷可以被支撑住，因而局部的不均匀是完全可能的。就全球大范围而言，大约百分之九十的地区基本处于均衡状态。

由于均衡校正的工作十分繁杂，大面积内均衡异常的计算常用自由空间异常代替。因为对于一个宽阔的地上构造，如果它在地下得到完全的补偿，则在它的中部，自由空间异常也是接近于零的。这是因为宽缓的山根所产生的负重力异常和近地表物质板产生的正的重力异常大致相等，这点可从式（2-5-7）得到说明，即0.6t＝2.67H（t＝4.45H）。图2-5-4给出了自由空间异常的分布，地上构造的两个边部处出现的异常正负变化，是由深浅两个物质板效应的综合所致。当构造的宽度为补偿深度的十倍以上时，这种替代是完全可行的。

图2-5-4 完全补偿时的地形和山根

海洋重力测量的布格校正及重力异常具有一定的特殊性。Kearey和Brooks（1991）指出，布格异常是陆地重力资料解释的基础。通常计算滨海及浅海区的布格异常，布格校正消除了水深的局部变化引起的局部重力效应；可以通过布格异常直接比较滨海及浅海区的重力异常，同时把陆地和海洋的重力数据结合以构成包括滨海及浅海区的统一的重力等值线图。根据此图可以追踪横过海岸线的地质特征。然而，布格异常不适合于深海重力测量，因为在这样的地区布格校正的应用是一个人为的做法，会造成非常大的正的布格异常值，没有明显地加强地质体引起的局部重力特征。因此，自由空气重力异常常用于这些地区的解释。此外，自由空气重力异常可以评价这些地区的均衡补偿。

Bremaecker（1985）也指出，当海洋重力测量在海面进行时，海洋的自由空气校正接近于零。有时采用布格校正，但是它没有多少物理意义，因为它等效于用同等体积的岩石代替海水进行布格校正。因为海洋接近于均衡平衡，所以加入大量的岩石完全破坏了均衡，结果导致了与海底地形成强烈反相关的布格重力异常，而且比陆地情况更为严重。

图2-5-5 中国部分地区地形起伏与相应地壳厚度变化对比剖面

下面举一个例子说明我国的地壳均衡状态。图2-5-5是我国的一条东西向，由青岛通过济南、太原、西宁、拉萨直到边境的地形起伏及地壳厚度变化的剖面。地壳厚度变化数据取自根据地震测深资料绘制的中国“莫霍界面深度图”（朱介寿等，1996），地形剖面的数据取自“中国地形”（中国地图出版社，1990）。图2-5-5表明，地形起伏与地壳厚度变化成反相关关系，遵循了艾里的均衡假说。同时，“莫霍界面深度图”和“中国地形”图中高程变化非常好的反相关关系表明中国在总体上达到了地壳均衡。

⑷ 谁能解释一下种群的密度制约形式中的过度补偿、补偿不足、均衡补偿，详细点。谢谢！

过度补偿，沼泽水位上升速度＜植物遗体堆积速度。同理

⑸ 海平面的文献记载

测量困难
在测量一个离地面比较远的地方的海平面时专家使用一个称为大地水准面的“水平”的参考表面，测量的是海平面与这个大地水准面之间的高度差。假如没有外力的作用海平面应该与大地水准面一致，它相当于与地球万有引力的一个等势面。事实上由于海流、气压变化、温度和盐度的变化等等会导致海平面与大地水准面不等。即使长时间的平均值两者也不相同。这个长期的、地区性的差异被称为海面地形，其数值可以达±2米。传统上在测量海平面时要考虑到228个月的默冬章和223个月的食周对潮汐的影响。海平面在地球表面不是到处都一样的，比如巴拿马运河的太平洋侧的海平面比大西洋侧的海平面高20厘米。尤其在引力反常的地区在航空母舰上降落这个问题会非常严重。为了克服计算上的困难飞行员使用广域差分系统所定义的参考椭球，而不使用大地水准面来定义海平面高度。而且全球定位系统也适用这个参考椭球。
陆地与海平面之间的变化可以有多种原因，海面升降一般是由于气候变化造成的，均衡补偿的变化是由于板块作用等导致的，而不是因为海水总量的变化导致的。冰川期末冰川的融化导致的海平面的变化是海面升降最典型的例子。通过对地质稳定的海岸地带的沉积的考察古气象学家可以测定过去的海平面的位置。火山岛的升降是非常典型的均衡补偿的海平面变化。随着火山岩的冷却这些岛屿开始下降。在没有液体海洋的行星表面行星学家往往计算一个“平均”高度。这个平均高度有时也被称为“海平面”，它用来作为测量行星表面各个地点的高度的参考面。
随时期变化
随地理时期的变化海平面不断变化。现在的海平面几乎是所有地质时期里最低的。在最近一次冰川期中（其顶点约为两万年前）由于蒸发的海水在北半球的冰雪中堆积当时的平均海平面比现在低130米。大多数冰川在一万年前融化，但至今为止小冰川依然在融化。在地球历史上类似的冰川周期已经发生过数百次了。
测量标准
近来有海平面上升的趋势。据测定，近年来中华人民共和国沿海海平面平均上升速率为2.5毫米/年，略高于全球海平面上升速率。海平面在地理测量中经常作为高度的标准，例如中华人民共和国海拔高度采用青岛港验潮站的长期观测资料推算出的黄海平均海面作为零点。

⑹ 地壳均衡说是什么

是解释地壳垂直运动的一种假说。指地壳所有巨大部分之间理论上的平衡状态，这些巨大块体好象是浮在一个密度较大的下垫层上（约在地表下110公里处）。设想从该下垫层向上到地表有许多横截面面积相同的柱状体，既使其组成物质及其顶面高度有很大差别，但其重量在地球各处却都是相等的。如在一个山系中，耸立在海面上的山体质量过剩，是由于在海平面下有着质量不足，或存在密度低的山根。在地壳均衡说中，海平面上的块体是由海平面下的块体支持的；因而在某一深度下，全球每一单位面积的总重量都是相同的，此深度即所谓补偿深度。根据海福德——鲍伊的概念，补偿深度取在112.7公里处；美国绘制大地测量图即采用此值。艾里的假说是：地壳是个较刚性的壳体，浮在密度较大的近似液态的基底层上。他假设地壳的密度在各处都是相同的，但地壳层的厚度并不均衡。地壳的较厚部分较深地沉入基底层中，而较薄部分则是浮在该层的上面。根据这一假说，山脉必在地表下有山根，山根比其在地上部分要大得多。这和一座冰山浮在水上一样，大部分是在水下。地壳均衡说(Isostasy)是按照阿基米德原理（轻物质漂浮于液态重物质之上，力求达到均衡的现象），用以解释地壳运动原因的一种假说。1855年，普拉德和艾利同样主张地球的固体地壳漂浮平衡于液态底层之上，但前者认为固体地壳各处密度不同，如隆起的山脉部分密度小、下陷的海盆部分密度大，地形起伏不平，但它和液态底层的界面——均衡补偿面是水平的；后者认为固体地壳各处密度相同，地壳增厚的地区、如山脉与地壳变薄的地区、如海盆，不仅表现于其上界的高低起伏，下界呈镜象反映（山脉越高、山根越深），而且其界面是起伏不平的。

⑺ 重力均衡补偿

在高山地区重力异常往往为负值区，而海洋地区则为正值区，通常在山区每上升1000m，则重力异常值降低l～2mm/s，在海洋区每加深1000m，则重力值上升2～4mm/s，表明在高山地区下面的岩石密度小于平均密度，而在海洋地区下面的岩石密度则大于平均密度。这是由地下质量补偿地表形态的原理基础。

在高山附近，重力场方向应为地球的基本场与高山引力场的合力方向。英国的普拉特（Pratt）于1954年曾依据喜马拉雅山脉附近的地形估计垂线应有28〞（角秒）的偏斜，但实际测量则为5〞（角秒），即仅为理论值的1/6。自此，重力均衡的概念有了定量的物理基础，表明地下存在着某种补偿作用，在一定程度上削弱了高山的影响。对于解释这种现象，普拉特认为山脉是由于地下物质从某一深度（补偿深度）起向上膨胀形成的，山脉越高，密度越小，但补偿深度以上同截面的岩石柱状体的总质量不变[图7-5（a）]。1855年英国天文学家艾里（Airy）提出了另一假说，他认为山脉是较轻的岩石巨块漂浮在较重的介质之上，仿佛冰川浮在水面一样，山越高，它在向下伸入介质中的深度也较大，即表明山下存有山根[图7-5（b）]。

此外，许多大陆区域冰河后期的抬升（像芬兰斯堪的那维亚）为均衡的存在提供了某些更可信赖的证据。芬兰斯堪的那维亚在冰河时期，由于冰层的重载而下沉。随着冰层的融化，重新回升达到与现在荷载相适应的均衡状态。大湖区周围倾斜的湖滨地带和整个加拿大北极圈附近的隆起地貌，经过放射性碳的分析确定后，也能画出曲线来描绘许多区域在冰河后期上升的时间变化。

应当指出，普拉特和艾里两人的基本概念不尽相同。艾里认为高山下面物质的密度与周围的物质相同，只是高山下面轻物质的厚度增厚[图7-5（b）]。普拉特认为高山下面物质的密度较周围物质的密度要小，这种密度差别可延伸到一定的深度[图7-5（a）]。但艾里和普拉特两人都假定地下存在一个补偿平面，自地面到补偿水平面，单位面积的质量相等；补偿水平面以下物质的密度各处都一样。两者的分歧延续了几＋年，在大量大陆和海洋重力测量的基础上，肯定了布格重力异常与地形密切相关，在高山地区是很大的负值区（阿尔卑斯山∆g_B=—110×10^—5m/s²，喜马拉雅地区为—400×10^—5m/s²左右），而在海洋地区则为很强的正值区（东大西洋为+270×10^—5m/s²）。这就表明，重力均衡仍是地表地形起伏与地下物质密度分布的综合效应。

图7-5 重力均衡模型

（a）普拉特重力均衡模型；（b）艾里重力均衡模型

⑻ 　成因地层层序模式

一、沉积幕

沉积幕（Depositional Episode）是Frazier提出的一个重要概念，它是一个时间单位。沉积幕被定义为两个最大洪水事件（Maximum Flooding Event）之间的时间区间。在盆地达到最大水进期时，岸线迁移到最靠近陆地方向，盆地方向处于极缓慢沉积或无沉积状态，形成沉积间断面（hiatal surface）。在这种条件下，位于沉积间断面上的所有点都是等时的，沉积间断面就是一个等时面。因此，一个沉积幕就是一个从最大水进期到下一个最大水进期的相对水平面升降变化的周期（旋回）。

一个沉积幕期，盆地边缘沉积层的进积包括从深水斜坡和盆地平原到过渡相（三角洲、岸带、陆架及滨海平原）及陆相（河流或冲积扇）范围内的沉积物。有四种深度沉积区，包括斜坡、陆架边缘、陆架和海岸平原。由于盆地边缘进积作用，并相继经过基准点并越过了基准点。陆架边缘的进积，由分隔陆架台地牵引流沉积物与斜坡重力流沉积物的沉积斜坡转折点所限定，它是任何特定时期和地层层位中盆缘海退建造范围的最稳定标志（Winker,1982;Jackson和Galloway,1984）。相反，只要基准面或沉积物供给发生很小的变化，海滨带就会在沉积台地上发生数千米的迁移，因此，海滨带周期性进退及陆架边缘进积和沉陷的脉动，可记录一个理想的沉积幕。

二、成因地层层序模式

Galloway在沉积幕的基础上提出了成因地层层序的模式，他定义成因地层层序为沉积幕的沉积产物。成因地层层序有两个要素：一是盆地边缘的建造与盆地的充填过程；另一个就是盆地边缘的区域性水进过程，它主要受构造沉降和海平面上升的影响。在湖盆中，区域性的水进过程主要受构造沉降和气候因素的控制。沉积幕与成因地层层序模式的重要意义在于用最大洪水面分离开每一个有成因联系的地层单元，为盆地分析提供年代地层格架。

（一）沉积幕与沉积层序单元

图2-1表示了一个理想沉积幕所产生的成因地层层序的时间格架和相的地层学展布。该图的上部为时－空坐标系，用以说明主要沉积环境组合间的时空关系；下部为剖面图，用以说明成因地层层序的地层构型。一个沉积幕或地层层序由三类单元组成：退覆部分、上超或海侵部分和反映最大海泛的界面（相当于Frazier的间断面，1974）。

1.退覆部分

图2-1单个沉积幕所产生的成因地层层序的理想地层构型（据Galloway,1987）

上图：以时间为纵坐标，沉积幕；下图：以深度为纵坐标，表示地层构型和相组合（层序）

退覆部分，相当于沉积层序的顶超部分。主要包括以下几个部分：（1）砂质河流相、三角洲平原相，以及反映海岸平原加积作用的海湾相和（或）泻湖相；（2）滨岸矿质进积沉积物，向陆方向覆盖于前期层序的海泛台地上，向海方向覆于前期退覆层序的大陆斜坡上；

（3）斜坡上的进积和斜坡下的加积的混合体。

“斜坡退覆”与“进积”这两个词使用时具同义性，但斜坡沉积物内部岩相构型受坡脚及相邻盆地底面沉积物重力活化和沉积物加积作用的控制（Mitchum,1985;Mutti,1985），因此，退覆斜坡体系一般包括呈明显倾斜层理几何形态的上斜坡进积相和斜坡根部与相邻盆地平原加积相层序，这两种沉积相层序交替出现，具复合上超及丘状层理形态。

2.上超部分

上超部分包括以下几个单元：

（1）海岸线后退期间或后退之后形成的海岸相和陆架相沉积，海岸相沉积可能经过改造；

（2）斜坡上部或大陆边缘的沉积物是在重力作用下重新沉积在斜角处形成的裙状物。

陆缘活动海退建造形成后的海侵期，是上斜坡和大陆边缘块体坡移退积作用最广泛的时期（Dietz,1963;Brown和Fisher,1980;Winker,1984）。因此，再沉积形成的特殊裙状沉积超覆于斜坡坡脚处。

图2-1表示了一个理想的成因地层层序，其中，在海侵期只有很少的沉积物形成，而且，海侵沉积物为不连续薄层，为覆盖于冲沟侵蚀面上经改造的岸带重新沉积物。如果在海侵过程中有大量的沉积物供应，导致厚层沉积物形成，那么，这些沉积物记录了沉积事件向陆逐渐后退的整个过程（图2-2A）。

“退积”一词对于描述长周期的（缓慢的）海岸线或陆架边缘的后退过程是很有用的。

3.成因地层层序界面

成因地层层序由两个地层界面所限定，这两个界面代表了海侵期及最大海泛期，陆架和陆坡地区沉积物的非补偿状态（即沉积物缺乏）。根据Frazier（1974）对“间断面”的定义，它是将一个层序的退积或海侵沉积与后续层序的进积沉积分开。间歇性沉积作用一般跨越海泛沉积台区发育。但是，陆源沉积速率非常低，其延续时间由薄而具特殊地层及成分的标志来记录，这种标志层包含着无法进行单独解释的多重假整合。海泛界面的地层型式包括不整合和密集段，它们形成下超地震层序边界（Asquith,1970;Mitchum,1977）。这些层位在测井上具有明显反映（标志），并一般是烃源岩层（Meger和Nederlof,1984）。

重要的是，Frazier模式也可预测成因地层层序向陆方向存在的陆上间断面（见图2-1）。滨线是沉积作用的集中区，当岸线向海迁移时，海岸平原可以成为一个均衡面，该均衡面起到沉积物分流带的作用。在较大盆地中，当沉积加载于地壳时，基准面的微小变化或者其周缘上升，均会引起无沉积作用、沟谷下切作用，或者发生对较老层序的盆地边缘带的低角度削蚀作用。这类侵蚀面即为Vail等（1984）的Ⅰ型层序界面。然而，这类界面作为区域性层序边界是建立在这样一个假设之上：即盆地边缘的地层结构只受全球海平面下降至陆架边缘或更低水平所决定。后来，Vail和Wagoner（1987）重新定义了Ⅰ类不整合边界，认为当海平面下降到岸线坡折处时即可形成。这个新定义强调了形成Ⅰ类层序边界时海平面不需要下降太多。同时，这个新定义减少了陆表侵蚀面的地理分布范围和作为地层边界的重要性，而增加了构造运动对地表侵蚀面形成的影响。

所有层序均是在盆地内沿走向具区域连续性的三维地层单元。理想情况下，每个层序都包括几个在走向和倾向上相关的沉积体系。图2-2B和C展示了沿穿过三角洲前缘和三角洲间湾剖面中典型相组合的时空关系。在海岸后退过程中，沉积物供应充足，逐渐的海进控制地层的上超。三角洲前缘和前三角洲相组成岸缘相单元，三角洲平原为盖层。当前积层延伸到下伏陆架边缘时，陆架边缘相、三角洲前缘和前三角洲相的厚度增加，因此，重力流搬运成为建造深入斜坡沉积的主要因素。斜坡包括前积形成的三角洲体系和具退覆（顶超）的水下扇、扇裙体系等混合建造。与此同时，陆内三角洲平原连续加积，最终形成宽广的加积裙。决口穿过冲积扇，使得三角洲朵叶体切开，在大型体系中经常达到相当大的规模。因此，在任何横切面上，海退建造被发育三角洲侵蚀相的亚区域（沉积走向几十到几百米）海侵所间断。退积则进一步限制三角洲前缘和前三角洲沉积的发育。三角洲将再次进积到新海泛台地的浅滩水域。更接近均衡的供给和改造作用，形成海控作用增强的三角洲前缘相的叠加层序（Galloway,1975）。侵蚀三角洲相依次被广布的前三角洲和陆架泥所覆盖。基准面相对上升，造成三角洲和冲积平原加积作用增强，也导致更多地保存了越岸相和洪泛盆地相（Galloway,1986）。在不稳定的陆架过缘，三角洲沉积不断发生滑塌，形成再沉积三角洲前缘、前三角洲及上斜坡沉积物，也产生上超斜坡堆积裙。大型水平峡谷可以深切穿过广阔的陆架（Galloway,1988）。

在三角洲之间地区（图2-2C），砂质或泥质滨海平原可进积到早期沉积幕形成的海泛陆架台地上。陆上海岸平原分布有很多小型支流而形成支流平原（Galloway,1981），并加积到海岸平原进积层之上。陆架边缘以泥质沉积为主，其沉积速率很慢。陆坡沉积物是由前期沉积物改造形成的前积和加积沉积物组成的。这里的陆架坡折比强烈进积的三角洲前缘区平缓，因此，在随后的退积过程中再改造作用可能不剧烈。随沉积中心转移，由沿岸流从相邻三角洲前缘供给沉积物，因此，三角洲间的海退建造为零星分布，进积事件被亚区域上稳定期或海侵作用所中断。如墨西哥湾西北部（Galloway等，1986）的这种浪控海岸的退积沉积物，海泛期以障壁湾和深湖沉积体系为主，基准面上升，使加积平原冲积体系和海湾－泻湖体系得以保存，厚层加积障壁沉积和薄层海侵障壁相也被保存下来。泥质陆架沉积层全部或部分地覆盖于宽广的、新生海泛沉积台地上。一些特殊的陆架体系沉积，包括富砂相，很可能是在海侵和洪泛期形成的（Swiftt和Rrice,1984）。由于陆架沉积是由海进沉积和退积建造经改造再沉积的，所以其分布状态反映前期沉积幕的古地理特征。这些沉积属于成因地层序中的一部分（单元）。

图2-2不同地质背景中产生的成因地层层序的时－空格架示意图（据Galloway,1989）

A—典型沉积幕海退建造和退积复合发育时－空示意图；

B、C—沉积幕内三角洲前缘和三角洲间湾剖面中典型相组合时－空关系

（二）成因地层层序构成型式

成因地层层序是一个沉积序列，它记录了盆地边缘海退建造和以大范围分布的盆地边缘海泛为界的盆地充填事件。代表最大海泛期的沉积面或侵蚀面通常是两个较大的三维沉积体系的界面。典型薄层海侵沉积或界面记录着最大海泛期的密集段古生物层或沉积层的一般地层并列关系，这类沉积广泛用于许多盆地的区域地层对比中。层序内部沉积体系的相关组合可通砂岩分布格架来确定和描述。这种以海泛面为边界的、成因上相关的、由沉积体系组成的层序，与Vail等人（1984）所定义的层序有很大区别。Vail等定义的层序是以低水位期不整合为界，它的最大海泛面在层序中部，并将较老退积沉积体系与年轻的前积沉积体系联系起来（图2-3）。在成因地层层序中，海岸平原、河流相、三角洲、三角洲间海岸区、陆架和斜坡沉积体系的演化模式均可以识别和预测。

成因地层层序与沉积层序（层序地层学）.有很多相似点，它们共同起源于Frazier的沉积幕/沉积旋回分析，主要是在界面的选择和解释目标侧重点有重大分歧。

1.成因地层层序主要保持和强调Frazier（1974）的结论

“层序是在相对基准面或构造活动稳定时期沿盆地边缘沉积的一套沉积物的组合”。这个模式考虑了沉积幕产生的三个变量。

而Vail等人的沉积层序最先主要强调全球海平面变化这一因素，陆表不整合面、低水位、高水位都与全球性海平面所决定的沉积物供应和沉降有关。

2.层序划分界面有根本性差异

沉积层序模式强调以不整合面或对应的整合面为层序边界；Galloway强调以最大海泛面为成因层序边界（见图2-3），在海平面周期变化曲线上相差180度。可以说，成因层序内部包括了沉积层序的层序边界，沉积层序内部包括了成因层序的层序边界。

Galloway认为，Exxon沉积层序模式强调陆上不整合及其等效地层界面，这类界面在相对基准面降至进积陆架边缘以下地区时非常重要，但在基准面不低于台地边缘地区时，这类边界是模糊的，而且，其在Ⅱ型层序中的延伸范围也有限。相反，由海岸平原的海侵和海泛所产生的下超间断面是一个容易对比的界面，它将砂质海岸平原、滨岸带及海相陆坡沉积物边缘包络起来。

Galloway主要用钻井、测井资料进行沉积体系分析，其成因层序地层分析就是在已确定的沉积体系的三维相格架内进行并寻找层序界面。

3.沉积层序与成因地层层序这两种模式对陆架边缘侵蚀、退积的时间、过程和作用强调的重要程度不一致

Exxon模型中海平面快速下降到陆架边缘之下导致陆上深切谷下切、斜坡上部的剥蚀或沉积物路过以及低水位水下扇的沉积，海平面下降变缓慢或海平面的相对稳定导致深切谷充填。而成因地层层序模式认为，陆架边缘和斜坡上的侵蚀作用和退积是一个不断发生的过程，这个过程是受陆架边缘及斜坡上部的不稳定性所控制的，也受沉积物供应速率随时间和地点的变化、盆地的水文地质特征、海岸和陆架的几何形态，以及基准面变化的控制。海底峡谷的形成、充填，以及海底扇的沉积可以在一个沉积幕的任一时刻形成。最大海底峡谷的形成和上超楔的沉积经常是在快速进积的陆架边缘上发生了首次最大海侵之后形成的（Galloway,1988）。

图2-3Exxon Ⅰ型层序（A）及Ⅱ型层序（B）边界与成因地层层序边界对比（据Galloway等，1989）

1—滨海相岸；2—成因地层层序边界及对应界面；3—沉积层序不整合边界及其对应界面；4—沉积作用面；5—连续的海岸沉积体系；6—成因地层层序；7—沉积层序

（三）成因地层层序边界的特征

成因地层层序主要依据钻井和测井信息进行分析，其中测井资料在确定成因层序和边界特征方面是相当重要的。这里重点介绍测井成因地层边界的特征。

确定一个成因地层层序，核心是识别成因地层层序的边界，也就是识别最大洪泛面及与其对比的地层界面。最大洪泛面在测井曲线上主要有以下特征（薛良清，1993）：

（1）高自然伽马，为富含轴、磷、海绿石的页岩；

（2）低自然电位，高电阻、高密度、高声速层，曲线呈尖峰状，为薄层钙质泥、页岩或灰岩的反映。图2-4为美国得克萨斯州东部Queen City层序的倾向剖面，层序上边界为比较理想的低自然电位、尖峰状高电阻特征，代表与最大洪水面有成因联系的密集段。

图2-4美国得克萨斯州东部Queen City层序倾向剖面图（据薛良清，1993）

1—成因地层层序边界；2—不整合及其对比整合面；3—水进面；RST—退积体系域；LPC—低水位前积复合体；PST—前积体系域；A₁、A₂、A₃、A₄—钻井编号

（3）低自然电位、低电阻标志层，代表比较纯的海、湖相泥岩层。图2-5为得克萨斯州中部Yegua成因地层层序的典型测井曲线形态，反映成因地层层序边界的低自然电位、低电阻特征。

（4）向上变细的测井响应到向上变粗的测井响应的转折点，反映相对水平面上升达到最大水进期后转为下降趋势的转折段。

（5）测井曲线特征具有区域上的可对比性，如小层序（parasequence）边界也具有低自然电位、低电阻特征，但它只是局部水进过程的产物，而不是成因地层层序边界。

（四）成因地层层序中的体系域特点

Swift等人（1991）认为Exxon层序地层序学中的体系域是几何体系域而不是沉积体系域，因为Vail等人的模式主要强调几何学特征，而不是沉积相关系。沉积层序把这种几何体系域与全球海平面升降联系起来（Haq等，1988），然而在湖相盆地几何体系域与全球海平面升降没有直接的联系，而构造活动与沉积物供应为主要的控制因素。在成因地层层序中，体系域术语采用以下几类：前积型体系域（progradational systems tract）、退积型体系域（retrogradational systems tract）、低水位体系域（lowstand systems tract）。其中低水位的涵义中，既可能是全球海平面变化引起的，也可能是构造抬升等其他因素引起的。这样，成因地层层序的术语既可用于海相盆地，也可用于湖相盆地。

图2-5美国得克萨斯州中部Yegua层序的典型测井曲线图（据薛良清，1993）

1—小层序边界；2—时间对比线；3—下切谷充填；RST—退积体系域；PST—前积体系域；B₁、B₂、B₃—钻井编号

1.前积型体系域

前积型体系域是以最大供水面及其对比的地层界面为底界，以不整合面及其对比整合面为顶界，以小层序组的前积型叠加为特征。在测井曲线上具有向上变粗的序列特征，这种向上变粗的趋势主要强调小层序组的垂向叠加特征，而不是仅限于小层序本身简单的向上变粗响应，因为退积型体系域中的小层序同样具有向上简单变粗的特征。但需指出，虽然前积型体系域具有向上变粗的总趋势，但不排除局部地区、局部层段表现为向上变细的测井响应，因为测井响应主要取决于沉积速率与相对水平面升降变化速率之间的平衡关系，当局部地区的沉积物源迁移和关闭时，就会导致向上变细的测井响应。

2.低水位体系域

低水位体系域是在相对水平面下降期形成的，表现为沉积相向盆地方向的大规模迁移。成因地层层序中的低水位体系域与Exxon层序地层学中的低水位体系域的涵义基本相似，但也有区别。低水位体系域以不整合面为底界，以水进面为顶界，由陆棚环境的下切沟谷充填、陆棚边缘坡折附近的低水位前积复合体、大陆斜坡扇和盆地平原扇（深海扇或深湖扇）组成。水进面为低水位前积复合体之上的第一个最有意义的洪水面，此时岸线大规模向陆方向迁移。

（1）下切沟谷充填

一般由两部分组成，一部分是通过侵蚀谷的侵蚀作用、过路沉积作用（sediment bypassing）和低水位岸线附近的沉积作用形成的产物，另一部分是由于相对水平面上升、侵蚀谷本身沉积充填的产物。因此，下切沟谷充填的产物比较复杂，一般为河口湾与辫状河道砂岩（海相盆地也有潮汐改造的证据）或滨岸平原砂岩、泥岩或煤层。下切沟谷充填沉积物一般直接覆盖在前三角洲和陆棚泥岩或薄层砂岩之上，垂直相序表明为明显的不连续，标志着沉积相向盆地方向的迁移。下切沟谷充填在测井曲线上表现为突变的侵蚀基底、块状的自然电位形态，与周围测井时间对比线有中断。与分流河道主要区别有：宽度大，下伏地层为海（湖）边缘末端相砂岩和海（湖）相泥岩，而不是三角洲前缘相和河口坝沉积物，沿着不整合面广泛分布而不仅限于单个三角洲朵叶体中。因此，利用测井剖面鉴别下切沟谷充填要比仅靠单井资料可靠的多。

（2）低水位沉积复合体

是相对水平面下降的产物，在陆棚边缘盆地中，一般形成于陆棚边缘附近。在斜坡型盆地中主要表现为三角洲沉积物大规模向盆地中心迁移。低水位沉积复合体在测井曲线上易于识别，因为其周围为海或湖相泥岩为包围，因此低水位沉积复合体砂岩在测井曲线上特别突出。

（3）大陆坡扇、盆地平原扇

既可以由相对水平面变化造成，也可以由陆棚边缘的滑塌作用及随机性浊流事件等形成。在测井曲线形态上与低水位前积复合体类似，但所处的围岩水体环境深度更大、更接近盆地中心。在斜坡型盆地中，因为缺乏足够的可供沉积物堆积的空间，所以很难形成大陡坡扇和盆地平原扇。

3.退积型体系域

退积型体系域是在相对水平面上升期形成的，表现为岸线阶段性向陆地方向迁移。这种迁移的垂向叠加结果，导致小层序向上变细特点。退积型体系域以水进面为底界，以最大洪水面为顶界。退积体系域在沉积速率低的地区仅为水进事件改造过的沉积薄层，退积层序特征不明显。

⑼ 在相同纬度的水准面上,海洋的重力值通常比陆地的高，这句话对吗

海洋重力异常 - 海洋重力异常

海洋重力异常 - 正文
地球海洋表面任意测点上的观测重力值在引入必要的校正后，同该点正常重力值之偏差。它反映出海底之下不同密度的质量的分布特征。由于引入校正的形式和内容不同，对应地有不同名称不同意义的重力异常。
正常重力值 把地球近似地看作表面光滑、内部质量分布均匀、赤道半径大于极半径的旋转椭球体。椭球体表面上各点的重力值称正常重力值或理论重力值，其计算公式称为正常重力公式。目前，国际上通用两个正常重力公式。① 1901～1909年引入的黑尔默特公式：γ 1901＝978030(1＋0.005302sin2φ－0.000007sin22φ，式中υ表示正常重力值,单位为毫伽（10-3伽）；φ为计算点的地理纬度。
② 1930年确定的正常重力公式，称卡西尼公式：γ1930＝978049(1+0.0052884sin2φ-0.0000059sin22φ)。根据人造地球卫星测定的地球形状和重力数据，国际大地测量和地球物理学联合会先后几次推荐新的正常重力公式。由于采用的正常重力公式不同，同一点上的重力异常数值也不同。
海洋重力校正 将地球表面任意点上的观测重力值归算到该点大地水准面上，这种换算方法统称重力校正，也称重力归算。
① 自由空间校正 (δgF)。地表测点的观测重力值归算到高程起算零点的大地水准面或海平面上的校正项，称自由空间校正，或以提出这个方法的法国天文学家H.法耶命名，称为法耶校正。船上重力仪测量时，观测值几乎是海平面上的值，一般不再引入这项校正。
② 布格校正（δgB）。法国大地测量学家 P.布格1735～1741年间提出并运用的一种重力校正方法，后人称作布格校正。它的含意是从测点观测重力值中去掉测点水准面与海平面之间这层物质（中间层物质）的引力，然后再引入自由空间校正。海上布格校正的意义为填补海水层(密度为1.03克/厘3)相对中间层物质的质量不足。常取中间层物质密度为2.67克/厘3，这时海上布格校正δgB＝0.0687H（毫伽），H为测点水深，以米为单位。
③ 地形校正。不论陆地，还是海底，测点或测点对应的海底点附近的地形总是高低起伏的。高于测点水准面的多余物质和低于测点水准面的“短缺”物质都会使该点观测重力值减小，为此而引入的校正称局部地形校正(δgd)。它总为正值,相当于把测点水准面上下的盈亏质量“削平补齐”。对海底地形切割剧烈的海区可参照陆上地形校正方法进行，尔后再引入布格校正。常将布格校正扩展到全球范围，即去掉整个地球的海平面以上地形质量和海平面与海底间水层亏损质量的引力效应，这时称全地形校正(δgn)。
④ 均衡校正 (δgJ)。“均衡”一词源出希腊文，意指相同的状态或相等的压力。大地测量和重力测量的结果表明，地壳均衡的现象是普遍存在的。均衡校正分两步进行：先进行全地形校正，再计算这部分物质沿垂直方向均匀充填到均衡补偿面，即所谓补偿质量所产生的引力效应（称补偿校正δgc）,然后加到观测重力值中去。这两个步骤合称地形 -均衡校正。计算均衡校正时，不同的均衡假说有不同的均衡模式和公式，或按均衡密度差（普拉特假说），或按均衡深度差（艾里假说）引入校正。
重力异常 几种海洋重力异常表达式为：
① 自由空间异常(ΔgF)
ΔgF＝gH-γ0
式中gH经过零点漂移校正，厄特渥斯校正后以绝对值表示的观测重力值；γ0为正常重力值。
② 布格异常(ΔgB)
ΔgB＝ΔgF+0.0687H
③ 均衡异常(ΔgJ)
ΔgJ＝ΔgF-δgD+δgC以上三种异常是可以相互换算的。简单说来，海上自由空间异常客观地反映出海洋表面重力异常场的特征，但它对海底地形变化极为敏感；布格异常表征着海洋地壳的物质组成相对于平均地壳密度的差异；均衡异常反映了由于地壳运动产生的对静力平衡的偏离，研究均衡破坏可以了解地球内部发生的动力作用，并获得有关新构造运动的信息。均衡异常值介于自由空间异常和布格异常值之间。在大洋盆地区，一般近似地将自由空间异常视作均衡异常。
一般特征 尽管目前世界海洋的重力测量覆盖程度很不平衡，但从已有的调查成果看，海洋上重力异常场的空间展布有着特定的规律性。对应于不同的地质构造单元和海底地貌单元的异常呈现出各自的特征。①大洋盆地。自由空间异常表现为相当平静的、幅度不大而异常值接近于零的特点；布格异常为+250～+400毫伽的高值。②大洋中脊。ΔgF幅度不大，约为+20～+40毫伽,而ΔgB 相对两侧洋盆区有明显下降。③火山岛链。清楚地呈现高达+100～+200毫伽的空间异常带。夏威夷群岛的瓦胡岛，其上ΔgF值竟高达＋700多毫伽，表明这里地壳的不均衡。④海底高原。有着微弱的正空间异常，布格异常也较洋盆区低。⑤岛弧海沟系。这里的重力剖面显示出ΔgF、ΔgB和ΔgJ的剧烈变化。如从日本岛弧到太平洋，ΔgB从-28毫伽剧增到＋450毫伽，ΔgF由+140毫伽降到海沟处的-310毫伽，部分地段重力水平梯度高达4～5毫伽/公里。深海沟对应着一条－200～-240毫伽的空间异常带和负均衡异常带。波多黎各海沟的ΔgF为－350毫伽，是目前发现的海上最低值。⑥被动大陆边缘。由大陆向大洋过渡，自由空间异常由正（+50～+70毫伽）变为负值(-50～-100毫伽),而布格异常由弱至强，以密集的重力梯阶带出现。⑦大陆架区。ΔgF和ΔgB都具有幅度不大（-30～+30毫伽），波长较短的特点，反映着复杂的海底密度差异。
地质解释 根据海上重力异常的分布规律，运用位场理论，揭示引起异常的地质因素以及两者间的内在联系，进而利用这种联系去解决海洋地质学的问题，这个阶段称为异常的地质解释。海上重力异常通常为以下几种地质因素引起的：①沉积层的厚度变化和纵、横向密度差异；②结晶基底面的起伏或内部的结构分异；③莫霍面的起伏和上地幔的侧向密度不均匀等。
对异常解释时运用从已知推未知、由陆及海，几种资料相互综合的原则，具体的分析引起异常的地质因素。同时，可辅之以定量计算。普遍采用的计算方法是最优化选择法。它根据海上地震测量资料和地震波速度同岩层密度的相关关系，建立地壳剖面的密度模型，计算它的重力效应；通过不断修正模型参数（层的厚度、产状及密度值），使计算异常值与实测异常值很好吻合，这样的模型视作异常的最佳解。
由于解决的地质任务不同，对异常解释和处理的方法也不尽相同。如：为了阐明海区含油沉积盆地的规模和次级构造区划，应引入区域校正，消除深部因素的效应；逐层“剥离”沉积岩层的重力影响后，得到的深部重力异常可用于估算莫霍面的深度和上地幔测向密度差异；与地震、地磁、热流资料相结合，可提高确定异常源属性的可靠性等。

⑽ 高一地理

高一地理的知识点具体的总结
第一单元 宇宙环境

一、考试内容分析：
人类对宇宙的认识在不断深化
宇宙是物质的、运动的
宇宙中物质的存在形式：天体（会举例：恒星等；还有星际空间的气体和尘埃）
天体之间相互吸引和绕转形成：天体系统
天体系统的层次：地月系——太阳系——银河系——总星系
河外星系——总星系

地球是太阳系中一颗既普通又特殊的行星、地球的宇宙环境、地球上生命存在的原因
太阳系图：九大行星按结构特征的分类及各自的成员（地球的普通性）
小行星带的位置
彗星
中心天体：太阳（质量最大）
地球上生命存在的原因（地球的特殊性）
宇宙环境的原因：九大行星各行其道，互不干扰；太阳光照稳定
地球自身的原因：适宜的日地距；适宜的体积与质量

太阳的能量来源及其对地球的重大的影响
来源：太阳中心的核聚变
影响：是自然界水、大气、生物循环的主要动力；生产和生活的能量（太阳能和化石燃料）

太阳黑子和耀斑对地球的影响
太阳大气分层 太阳活动类型 太阳活动比较 对地球影响
光球层 黑子 多少和大小是太阳活动强弱的标志 对气候：降水与黑子数的相关性干扰电离层，影响短波通讯干扰地球磁场，引起磁暴
色球层 耀斑 最强烈的太阳活动显示；但两者常相伴出现，活动周期为11年

地球自转的方向及周期
自转方向：自东向西；北极逆时针；南极顺时针
周期：1个恒星日

昼夜更替和地方时产生的原因——地球自转产生的现象之一、二
昼夜更替
晨昏线的含义、位置
太阳高度的概念：昼半球和夜半球的太阳高度？晨昏线上的太阳高度=0
昼夜更替的周期及意义：1个太阳日（24小时）
不同经度地方时不同
自西向东自转：地方时东早西晚；每15经度地方时差1小时

地转偏向力对地表水平运动物体的影响——地球自转产生的现象之三
南半球左偏；北半球右偏；赤道处不偏
影响：风向；洋流；河流两岸冲刷和泥沙堆积状况

地球公转的方向、轨道、周期、黄赤交角
公转方向：同自转相同
公转轨道：近似正圆的椭圆；近日点和远日点的位置及大致日期
周期：1个恒星年
速度的变化：近日点最快；远日点最慢
黄赤交角（体现自转和公转的关系）
重视黄赤交角的立体图和平面图：
理解图上重要的点、线、面、角及其关系，并要求会画、会描述
地轴、晨昏线、赤道面、黄道面、南北回归线、南北极圈、太阳直射光线（点）
黄赤交角与地轴的轨道倾角的关系
黄赤交角的影响：太阳直射点在地表位置的移动——地表太阳辐射量的时间分配变化
明确太阳直射点的移动规律及周期：——以1回归年为周期，在南北回归
线间往返移动（线上有一次直射；线间有两次直射）
黄赤交角的变化会导致五带范围的什么变化？
“二分二至图”
地球位置及相应的日期和节气、公转方向、地轴指向、近远日点的大致位置、公转速度的变化

10、四季与五带的形成
地球公转产生的地理现象
正午太阳高度角的周年变化：
同日不同纬度的分布规律：由直射点所在纬线向南北降低（二分二至日）
同纬度不同季节的变化：近大远小（6月22日前后？12月22日前后？）
昼夜长短的周年变化：
直射点所在半球昼长于夜，纬度越高昼越长
直射点移向的半球昼渐长
6月22日前后，北半球？——北半球各纬度昼最长夜最短，北极圈及其以内有极昼
12月22日前后，北半球？——北半球各纬度昼最短夜最长，北极圈及以内有极夜
春秋分日？——全球各地昼夜平分
赤道？——全年昼夜平分
四季的划分：（中纬度明显）
正午太阳高度和昼夜长短的季节变化——太阳最高、白昼最长的时间为天文夏季
太阳最低、白昼最短的时间为天文冬季
春秋是其中的过渡
三种四季；24节气
五带的划分：
昼夜长短和太阳高度的纬度分布状况——太阳辐射量由低纬度向高纬度递减——五带形成
五带界线及各自现象；五带是气候划分和自然带划分的基础

11、宇宙探测的意义和现状
了解地球的宇宙环境；开发宇宙资源（空间资源及特点、太阳能资源、矿产资源）

二、考题分析
本单元内容在会考100分中约占10％；
会考综合题中第一题出自本单元；
1、请参照《会考说明》中试题举例进行练习：
附录一的题型示例P10的三、1；附录二P29的第Ⅱ卷中的1、附录三P53的第Ⅱ卷中的1
2、关于本单元综合题要掌握的基本点：
会画晨昏线、夜半球、南北回归线、南北极圈、黄道面、赤道面
自转和公转方向
日期及节气
该日直射点的位置、该日全球正午太阳高度的纬度分布规律
图中各点的正午太阳高度状况
图中各点的昼夜长短状况及今后的变化
图中各点昼长的比较、极圈和赤道的昼长是多少小时
公转速度的变化
能联系的知识点：
北京何日早上6点升旗？（B、D）
北京人影渐长是哪一阶段？（从A到C）
当地球运行到A点（或C点）时：
地中海地区的气候特点是？（干热——夏季/暧湿——冬季）因为受（副高/西风）控制
非洲北部的热带草原呈现（一片葱绿/一片枯黄）景观，因为受（赤道低压/信风）控制
北京此时的气候特点是（高温多雨/寒冷干燥），主要因为（东南季风/西北季风）的影响
亚欧大陆上（亚洲低压/亚洲高压）势力强盛
东亚刮（东南风/西北风），原因是（海陆热力差）
南亚刮（西南风/东北风），原因是（东南季风北移过赤道右偏成西南季风或气压带风带的季节移动/冬季刮东北风的原因是海陆热力差）
北印度洋环流呈（顺时针—海水东流—因为刮西南风/逆时针—海水向西流—因为刮东北风）
当地球公转到（A/C）点时，长江口附近海域的盐度最（低/高）
当地球运行到D到A的过程中：珠江、长江处于汛期（因为雨季雨水补给）
从A到B的过程中：黄河（雨季到来）、塔里木河处于汛期（夏季冰川融水最多）

第二单元 大气环境

一、考试内容分析
1、大气的组成及氮、氧、二氧化碳、水汽、臭氧和固体杂质等主要成分的作用
低层大气组成：稳定比例的干洁空气（氧氮为主）、含量不稳定的水汽、固体杂质
氮--生物体基本成分
氧--生命活动必需的物质
二氧化碳--光合作用原料；保温作用
臭氧--地球生命保护伞，吸收紫外线
水汽和固体杂质--成云致雨；杂质：凝结核

2、大气的垂直分层及各层对人类活动的影响
大气分层 气温随高度变化 气流状况 其它特征 与人类关系
对流层 越高越低 对流 占3/4大气质量；水汽和尘埃；各纬度层高不一致 天气现象
平流层 越高越高 平流 高空飞行；存在臭氧层
高层大气 存在电离层（无线电通讯；太阳活动干扰短波通讯

3、大气的受热过程
（1）根本能量源：太阳辐射（各类辐射的波长范围及太阳辐射的性质--短波辐射）
（2）大气的受热过程（大气的热力作用）--太阳晒热大地，大地烤热大气
大气对太阳辐射的削弱作用：三种形式及各自现象（用实例说明）
影响削弱大小的主要原因：太阳高度角（各纬度削弱不同）
大气对地面的保温作用：
了解地面辐射（红外线长波辐射）；大气辐射（红外线长波辐射）
保温作用的过程：大气强烈吸收地面长波辐射；大气逆辐射将热量还给地面 （图示及实例说明--如霜冻出现时间；日温差大小的比较）
保温作用的意义：减少气温的日较差；保证地球适宜温度；维持全球热量平衡

4、大气垂直运动和水平运动的成因
（1）大气运动的根本原因：冷热不均（各纬度之间；海陆之间）

（2）大气运动形式：
最简单形式：热力环流（图示及说明）；举例：城郊风；海陆风；季风主要原因
热力环流分解：冷热不均引起大气垂直运动
水平气压差
水平气流由高压流向低压
大气水平运动（风）：
形成风的根本原因：冷热不均
形成风的直接原因：水平压差（或水平气压梯度力）
影响风的三个力：水平气压梯度力；地转偏向力；地表磨擦力
风向的决定：1力风（理论风）--垂直于等压线，高压指向低压.2力风（高空风）--平行于等压线，北右偏，南左偏.3力风（实际地表风）--斜穿等压线，北右偏，南左偏
注意北半球实际地表气压场中的某点风向的画法

5、三圈环流与气压带、风带的形成
（1）无自转，地表均匀--单圈环流（热力环流）
（2）自转，地表均匀--三圈环流
（3）三圈环流的组成：0-30低纬环流；30-60中纬环流；60-90高纬环流
地表形成7压6风：纬向分布的理想模式（带状）
各气压带的干湿状况（低压湿；高压干）
各风带的风向及干湿状况（信风一般较干；西风较湿）
极锋：60度附近，由盛行西风和极地东风相遇形成
气压带和风带随太阳直射点的季节性南北移动而移动
（4）海陆分布对气压带和风带的影响：实际地表状况（块状）
最重要的影响：海陆热力差
表现（大气活动中心）：
北半球7月（夏季）：亚欧大陆-亚洲低压；太平洋上高压
北半球1月（冬季）：亚欧大陆-亚洲高压；太平洋上低压
（5）季风环流（重视图示）
概念理解：是全球性大气环流的组成部分；东亚季风最典型
季风的成因：
主因--海陆热力差（可解释东亚的冬夏季风；南亚的冬季风）
南亚夏季风的成因--南半球东南信风北移过赤道右偏成西南风 （或概括说：气压带和风带的季节移动）
季风的影响：季风的共性特点：雨热同期；降水量季节变化大，易有旱涝灾
东亚的两种季风气候及各自分布区（以秦淮一线为界）；各自气候特点
--温带季风气候：秦淮以北季风区；冬干冷；夏湿热
--亚热带季风气候：秦淮以南季风区；冬温和少雨；夏湿热
--东亚两种季风气候的冬夏季风风向相同，成因相同
--注意季风区城市工业布局中大气污染企业的分布南亚的热带季风气候：
--全年高温，旱季（东北季风控制）和雨季（西南季风控制）交替季风区是世界上水稻种植业主要分布地区
--东亚、南亚和东南亚的季风气候区和东南亚的热带雨林气候区

6、大气环流与水热输送的关系——是对大气环流作用的总结
（1）全球性的大气环流：
促进了高低纬度之间、海陆之间的热量与水汽的交换；
调整了全球的水热分布；
是各地天气变化和气候形成的重要因素
（2）几类重要气候的成因：
地中海气候：
南北纬30-40之间大陆西岸；冬受西风控制，暖湿；夏受副高控制，干热
热带草原气候：
南北纬10-20度之间；全年高温，雨季受赤道低压控制，干季受信风控制
温带海洋性气候：
南北纬40-60之间大陆西岸；全年受西风控制，气候暖湿
热带雨林气候：
赤道附近；全年湿热，终年受赤道低压控制
三种季风气候：（见以上分析）

7、锋面、低压、高压等天气系统的特点
锋面系统
锋面类别 图示 符号表示 过境前天气 过境时天气 降水位置 举例
冷锋 暖气团控制：晴；气压低 阴天、下雨、刮风、降温 锋后 冬寒潮；夏我国北方暴雨
暖锋 冷气团控制：晴；气压高 连续性降水 锋前
低压（气旋）和高压（反气旋）系统
气压：高低压
气流：气旋和反气旋
图：会判断；会画风向
中心气压 水平气流方向 垂直气流方向 中心天气状况 举例 其它影响
气旋 低 北逆南顺 向上 阴雨 亚洲低压 沿槽线形成锋面
反气旋 高 南顺北逆 向下 晴 亚洲高压
锋面气旋（重要！）
要求：图上每一个天气系统的识别；
不同地点所受天气系统的控制及出现的天气现象

8、地理位置、大气环流、地形等因素对气候的影响
8-1气候因子分析
地理位置
A纬度位置：决定太阳辐射——气候差异的最基本原因——决定热量或气温
B海陆位置：
例如温带海洋性气候和温带大陆性气候；海洋性气候温差小，湿度较大；大陆性反之
大陆东岸季风气候形成是由于海陆之间的热力性质的差异
大气环流（气压带和风带）
特点：双重性质——各纬度、海陆之间水热交换；直接控制某地气候特点（水热状况）
下垫面（地表状况）；最近地面大气直接热源与水源
其它影响气候的因素：人类活动、洋流（寒流降温减湿；暖流增温增湿）
8-2气候类型
气候特点（会判断气温降水图；会描述）
气候要素：气温、降水
以温定带——月均温在15度以上，为热带气候
月均温最低在0-15度，为亚热带气候
月均温最低在0以下，温带气候（温带海洋性气候除外）
以水定型——热带气候分为四种：
热带雨林气候：全年多雨；
热带沙漠气候：全年干旱；
热带季风气候：旱雨两季
热带草原气候：旱雨两季
——亚热带气候分为两种：
亚热带季风气候：雨热同期
亚热带地中海气候：冬雨夏干
——温带气候分为三种：
温带季风气候：雨热同期
温带大陆性气候：全年少雨
温带海洋性气候：全年湿润
气候成因
季风气候成因：三种季风气候
气压带和风带交替控制气候：
地中海气候（副高和西风）;热带草原气候（信风和赤道低压）
单一气压带和风带控制气候：
热带雨林气候（赤道低压）；温带海洋性气候（西风）
气候分布
大陆东岸气候：三种季风气候
大陆西岸气候：地中海气候、温带海洋性气候
大陆内部气候：温带大陆性气候

9、地球温室效应、臭氧层的破坏、酸雨等现象产生的原因及危害
现象 产生原因 污染物 危害 对策
温室效应 燃烧矿石燃料毁林特别是热带森林的破坏 二氧化碳 海平面上升（原因？）对沿海低地构成直接威胁引起各地区降水和干湿状况的变化，进而导致世界各国经济结构的变化（具体表现？） 提高能源利用率，采用新能源；努力加强国际间的合作；植树造林

臭氧层的破坏 使用制冷设备等消耗臭氧物质 氟氯烃等 太阳紫外辐射增加：直接危害人体健康；对生态环境和农林牧渔业造成破坏 全球合作，减少消耗臭氧层物质的排放；积极研制新型制冷系统
酸雨 燃烧化石燃料（主要是燃煤）；汽车尾气排放 二氧化硫和氧化氮等酸性气体 水体酸化，影响鱼类生长乃至死亡；酸化土壤，危害森林和农作物生长；腐蚀建筑物和文物古迹危及人体健康 最根本途径：减少人为硫氧化物和氮氧化物的排放——研究煤炭中硫资源的综合开发和利用（如清洁煤技术；清洁燃烧技术；废气再利用）燃烧低硫煤或其它清洁能源

第三单元 陆地与海洋环境

主要造岩矿物和三大类岩石
化学元素——矿物——矿产
造岩矿物——岩石
主要的造岩矿物：石英、云母、长石、方解石等
按成因分为三大类岩石：
岩浆岩：
分为侵入岩（如花岗岩——长石、石英、云母组成）和喷出岩（如玄武岩）
花岗岩是优良的建材和装饰材料
沉积岩：由外力作用形成；如石灰岩；形成岩层（其中往往有化石）
石灰岩是烧石灰和制水泥的重要原料
变质岩：如大理岩（主要由方解石组成，是优良的建材和装饰材料）

板块构造学说的主要内容，以及板块运动对地表的影响
内容：
地球岩石圈由一些断裂构造（如海岭、海沟等）分成6大板块P97图4-11
板块不断运动，板块内部较稳定；
板块交界处地壳运动活跃（环太平洋火山地震带和地中海-喜马拉雅带）
板块运动对地表的影响——形成海陆分布、陆地地貌格局
板块张裂边界（生长界）：形成裂谷与海洋，如东非大裂谷、大西洋
板块挤压边界（消亡界）：常形成山脉
大陆板块与大洋板块挤压——海沟；岛弧、海岸山脉
陆陆板块挤压——巨大山脉，如喜马拉雅山脉是亚欧板块与印度
洋板块挤压形成

地壳物质循环的组成、过程及其对地表的影响
（1）地壳物质循环——自然界四大循环之一（其余为大气环流、水循环、生物循环）
其组成和过程图示：

外力作用（侵蚀、搬运、沉积、固结成岩）
沉积岩 岩浆岩（喷出岩和侵入岩）
变质岩 岩浆
熔化
（2）地壳物质循环对地表的影响
概括：
内外力不断相互作用，地内与地外的能量转化和物质交换，特别是由大气、水、生物界直接参与并起重要作用的地表物质循环，对地表形态有深刻影响，地表岩石的形成、地貌的变化、土壤层的发育与此密切相关。
具体表现：
地质作用：引起地壳及其表面形态变化的作用（长期来看以内力为主）

地质作用分类 主要来源 作用结果 主要表现形式 其它
内力作用 地球内能 使地表高低不平 地震、火山地壳运动（水平运动为主和垂直运动）岩浆活动变质作用
外力作用 太阳辐射 使地表趋于平坦 风化、侵蚀、搬运、沉积、固结成岩（其中风力和流水的作用图要求会识别：P99—P100图） 水蚀地貌（水流使沟谷加宽加深；瀑布、峡谷、黄土高原表面沟壑纵横）水积地貌（山麓冲积扇、河流中下游冲积平原及河口三角洲）风蚀地貌（风蚀沟谷、风蚀蘑菇、戈壁）风积地貌（沙丘、黄土高原）

其中地壳运动的结果——地质构造
地质构造 基本形态 地貌表现 与人类生产关系
褶皱 背斜、向斜（要求会依据倾斜形态判断） 背斜成山；向斜成谷地形倒置及成因：背斜成谷，向斜成山 背斜顶部：油、气背斜适合修地下隧道向斜槽部：水
断层 沿断裂面两侧岩块错位 东非大裂谷、华山北坡大断崖；上升岩块：华山、庐山、泰山下降岩块：渭河平原、汾河谷地 工程建设遇断层加固或避开

陆地水体类型及其相互关系
陆地水体类型
分类 备注
空间分布 地表水：河水、湖沼水、冰川水等 地下水：潜水、承压水（图4.21要会判断） 冰川是地球上淡水主体，分布于两极与高山地区，直接利用少；地下水是淡水第二主体，但主要为深层地下水，开发难度较大；动态水是人们开发利用的重点，其中以河流水最为重要
水循环周期 静态水：冰川水、内陆湖泊、深层地下水等 动态水：地表水、浅层地下水
利用程度 易利用：河流水、淡水湖泊水、浅层地下水 其它
陆地水体的相互关系（以河流为例）
其中大气降水是陆地水最主要的补给
注：课本P103的两幅图要会判别各是哪种补给。

补给类型 汛期时间 影响因素 在我国的分布
雨水 雨季（我国为夏秋） 雨量 东部季风区
冰川融水 夏季 气温（冬季断流） 西北地区
河、湖、地下水间有水源互补关系（决定于水位是否更高）；自然界水资源不断运动更新和相互循环转化湖泊水和水库可调节河流径流季节和年际变化（如我国长江中下游地区的鄱阳湖和洞庭湖）

海水温度和盐度及其与环境的关系
海水温度的分布规律：
A 北半球海洋热量收支随纬度的变化——P70图3-3
（图中热量收支因素、盈余区和亏损区所分布的温度带、由盈转亏点所在纬度）
B表层海温的纬度分布——P71图3-5
由低纬度向高纬度递减（原因在于热量收支随纬度的变化结果）
C垂直海温的变化——P70图3-4
随深度增加而递减（注意图中曲线变化趋势）；1000米以下深层海水保持低温状态
海水盐度
A海水中盐类物质的质量分数；世界大洋平均盐度为3.5％
B表层盐度的纬度分布规律——P71图3-5
由南北半球的副热带海区向两侧高低纬度减少
原因：赤道略低——赤道多雨，降水多于蒸发；
副热带最高——副高控制，蒸发大大多于降水
向高纬减小——温度降低，蒸发弱，降水多于蒸发
C影响盐度的因素
降水与蒸发的对比：外海与大洋；从低纬向高纬盐度高低的主要因素
淡水注入：近岸（河口）
D红海盐度最高——副热带；淡水注入少
波罗的海盐度最低——大量淡水注入；降水多于蒸发；
长江口海域盐度夏低冬高——夏季是长江汛期

海水运动的主要形式
主要有波浪、潮汐、洋流三种
波浪：风浪、海啸等
潮汐：日月引力下海水周期性涨落现象
洋流：流向常年较稳定、大规模的海水运动

洋流的成因和地理意义
洋流成因
A大气运动和近地面风带——主要动力；
如风海流：
信风形成的南北赤道暖流；西风漂流；北印度洋季风环流冬逆夏顺
B海水密度不均——局部海域洋流的原因
如密度流：地中海和大西洋之间的表层洋流
C补偿作用
如补偿流：秘鲁渔场的上升流
洋流的地理意义
A污染物的自净与扩散
B高低纬度之间热量输送与交换，调节全球的热量分布
纵向的寒流降温减湿；暖流增温增湿（要会根据海水等温线判断寒暖流—例P90图3-33）
（如北大西洋暖流对西欧海洋性气候的影响；
澳大利亚西海岸和秘鲁太平洋沿岸荒漠成因）
C形成大渔场
寒暖流交汇：如纽芬兰渔场和日本的北海道渔场（千岛寒流和日本暖流交汇）
上升流：秘鲁渔场
D航海

海洋的主要环境问题以及保护海洋环境的主要措施

主要环境问题表现 来源 保护海洋环境的主要措施
海洋污染 主要来源为工业排污污染物如重金属、农药、石油石油污染：主要来源为沿海工业生产和海运船；目前治污重点在于石油泄漏 1、《联合国海洋法公约》：保障领海和专属经济区的权益2、防治污染3、可持续的渔业生产；保护海洋生物资源和海洋生态环境4、沿海工程建设要进行科学论证、合理规划和实施
海洋生态破坏 1、海洋污染2、人类的生产活动：围海造田、滥捕等3、自然环境的变化：全球变暖和海平面上升

自然界水循环的主要环节及其对地表的影响
水循环是自然界四大循环之一
（1）图中浅蓝色箭头表示海陆间大循环的六个环节；
其意义：陆地水得到补充和更新，水资源得以再生

（2）图中灰色和深色箭头分别表示陆地和海洋上的各自水循环
其中由陆地循环补给陆地水体的水量很少
水循环对地表的影响
A不断更新淡水资源，维护全球水的动态平衡，是最活跃的物质循环之一
B对地表太阳辐射能起着吸收、转化、传输和调节的作用，从而使地表各圈层间、陆地海洋之间实现物质迁移和能量交换
C影响全球气候和生态
D塑造地表形态，如水蚀地貌、水积地貌等

10、生物在地理环境形成和发展过程中的作用，及生物对环境的指示作用
生物对地理环境的作用，归根结底是由于绿色植物的光合作用
光合作用：无机物 有机物；太阳能 生物能（或化学能）
生物循环：绿色植物合成有机质 动物
环境 微生物分解
（其中粉色箭头表示有机质流动；黑色箭头表示无机质流动）
生物在地理环境中的作用：
促使自然界物质和化学元素迁移运动、能量流动转化，从而把地理环境中有机界和无机界联系起来。
改造三大圈层，地球面貌发生了根本变化，形成了适宜人类生存的地理环境
大气圈成分的改变；
陆地水成分的改变；绿色植物参与水循环，改善了陆地水分状况
生物出现后加快了岩石风化，促进了土壤的形成；沉积岩多是在生物的参与下形成的
环境效益（因地而异）：
A净化空气、调节气候、涵养水源、保持水土、防风固沙，从而改善生态条件，保护农田、牧场，保障农牧业稳产高产；
B城市绿地具有吸烟除尘、过滤空气、降低噪音及美化环境的作用
生物对环境的指示作用
植物生长对环境（其中气候的光、热、水的影响制约突出）依赖性大，并适应环境，因而对环境有明显的指示作用
骆驼刺——干旱环境；荷花——水湿环境；
“枣发芽，种棉花”——植物对气候的指示；
矮牵牛叶片受损——二氧化硫污染的指示

11、土壤的形成及其在地理环境中的作用
形成过程：
风化 低等生物着生 高等植物着生
岩石 成土母质 原始土壤 成熟土壤
生物在土壤形成过程起着主导作用
低等植物和微生物在母质上着生，标志成土的开始
生物的出现，使岩体风化加快，母质肥力不断发展；
生物对母质的改造：一是有机质的积累过程；二是养分元素的富集过程
选择性吸收 光合作用
矿物养分 植物 有机质
土壤肥力 腐殖质

土壤在地理环境中的作用
处于岩石圈、水圈、大气圈、生物圈相互紧密接触的过渡地带，是陆地环境各要素综合作用的产物；
土壤是地表物质循环和能量转化非常活跃的场所，是联系有机界和无机界的中心环节；
土壤具有能够生长植物的肥力特性，为植物生长提供条件，从而使地表面貌发生了根本变化

12、自然资源与人类活动的相互关系（待查）
自然资源能为人类生产和生活提供原料、能源和必不可少的物质条件；
开发利用自然资源需要一定的技术条件和资金投入

13、土地资源、气候资源、海洋资源、水资源、生物资源、矿物资源的特征和组成
（1）陆地自然资源
自然资源 属性 组成 共性特征
土地资源 可再生 陆地自然资源是有限的陆地自然资源的利用潜力是无限的陆地自然资源有一定的分布规律一个地域的自然资源组成相互联系的整体
气候资源 可再生 光、热量、降水、风等
水资源 可再生
生物资源 可再生
矿物资源 非可再生

（2）海洋资源
类型 组成 特征
海洋化学资源 食盐、镁、溴、淡水等
海洋生物资源 鱼、虾、贝、藻等 海洋
是否可以解决您的问题？