在高考來臨之前，你做好哪些復習準備了呢?下面是學習啦小編網絡整理的2016高中地理高考知識點以供大家學習。

　　2016高中地理高考知識點(一)

　　世界大洋鹽度平均值以大西洋最高，為34.90;印度洋次之，為34.76，太平洋最低，為34.62。但是其空間分布極不均勻。

　　(一)鹽度的平面分布

　　1.海洋表層鹽度的平面分布由前所述可知，海洋表層鹽度與其水量收支有著直接的關系。就大洋表層鹽度的多年平均而言，其經線方向分布與蒸發(fā)、降水之差(E—P)有極為相似的變化規(guī)律。若將世界大洋表層的鹽度分布(圖3—17)和年蒸發(fā)量與降水量之差(E—P)的地理分布(圖3—18)相對照，可以看出，(E—P)的高值區(qū)與低值區(qū)分別與高鹽區(qū)和低鹽區(qū)存在著極相似的對應關系。在大洋南、北副熱帶海域(E—P)呈明顯的高值帶狀分布，其鹽度也對應為高值帶狀區(qū);赤道區(qū)的(E—P)低值帶，則對應鹽度的低值區(qū)。

　　海洋表層的鹽度分布比水溫分布更為復雜，其總特征是：

　　1)基本上也具有緯線方向的帶狀分布特征，但從赤道向兩極卻呈馬鞍形的雙峰分布。即赤道海域，鹽度較低;至副熱帶海域，鹽度達最高值(南、北太平洋分別達35和36以上，大西洋達37以上，印度洋也達36);從副熱帶向兩極，鹽度逐漸降低，至兩極海域降達34以下，這與極地海區(qū)結冰、融冰的影響有密切關系。但在大西洋東北部和北冰洋的挪威海、巴倫支海，其鹽度值卻普遍升高，則是由于大西洋流和挪威流攜帶高鹽水輸送的結果。另外，在印度洋北部、太平洋西部和中、南美兩岸這些大洋邊緣海區(qū)，由于降水量遠遠超過蒸發(fā)量，故呈現出明顯的低鹽區(qū)，偏離了帶狀分布特征。

　　2)在寒暖流交匯區(qū)域和徑流沖淡海區(qū)，鹽度梯度特別大，這顯然是由它們鹽度的顯著差異造成的。其梯度在某些海域可達0.2/km以上。

　　3)海洋中鹽度的最高與最低值多出現在一些大洋邊緣的海盆中，如紅海北部高達42.8;波斯灣和地中海在39以上，這些海區(qū)由于蒸發(fā)很強而降水與徑流卻很小，同時與大洋水的交換又不暢通，故其鹽度較高。而在一些降水量和徑流量遠遠超過蒸發(fā)量的海區(qū)，其鹽度又很小，如黑海為15～23;波羅的海北部鹽度。

　　4)冬季鹽度的分布特征與夏季相似，只是在季風影響特別顯著的海域，如孟加拉灣和南海北部地區(qū)，鹽度有較大差異。夏季由于降水量很大，鹽度降低;冬季降水量減少，蒸發(fā)加強，鹽度增大。

　　平均而言，北大西洋最高(35.5)，南大西洋、南太平洋次之(35.2)，北太平洋最低(34.2)。這是因為大西洋沿岸無高大山脈，北大西洋蒸發(fā)的水汽經東北信風帶入北太平洋釋放于巴拿馬灣一帶。而南太平洋東海岸的安第斯山脈，卻使由南太平洋西風帶所攜帶的大量水汽上升凝結，釋放于太平洋東部的智利沿岸。越過安第斯山脈以后下沉的干燥氣流又加強了南大西洋的蒸發(fā)作用。印度洋副熱帶的高鹽水，由阿古拉斯流帶入南大西洋東部，使其鹽度增高，但南太平洋東部，則因大量降水，使其鹽度下降，故兩個海區(qū)形成了鮮明的對比。

　　2.海洋表層以下鹽度平面分布由于多種制約鹽度因子的影響隨深度的增大逐漸減弱，所以鹽度的水平差異也隨深度的增大而減小。在水深500m處，整個大洋的鹽度水平差異約為2.3，高鹽中心移往大洋西部。1000m深層約 1.7，至2000m深層則只有0.6。大洋深處的鹽度分布幾近均勻。

　　(二)大洋鹽度的鉛直向分布

　　大洋鹽度的鉛直向分布與溫度的鉛直向分布有很大不同。圖3—19與圖3—20分別為太平洋和大西洋準經線方向斷面上的鹽度分布。

　　由圖可見，在赤道海區(qū)鹽度較低的海水只涉及不大的深度。其下便是由南、北半球副熱帶海區(qū)下沉后向赤道方向擴展的高鹽水，它分布在表層之下，故稱為大洋次表層水，具有大洋鉛直方向上最高的鹽度。從南半球副熱帶海面向下伸展的高鹽水舌，在大西洋和太平洋，可越過赤道達5°N左右，相比之下，北半球的高鹽水勢力較弱。高鹽核心值，南大西洋高達37.2以上，南太平洋達36.0以上。

　　在高鹽次表層水以下，是由南、北半球中高緯度表層下沉的低鹽水層，稱為大洋(低鹽)中層水。在南半球，它的源地是南極輻聚帶，即在南緯45°～60°圍繞南極的南大洋海面。這里的低鹽水下沉后，繼而在 500～1500m的深度層中向赤道方向擴展，進入三大洋的次表層水之下。在大西洋可越過赤道達20°N，在太平洋亦可達赤道附近，在印度洋則只限于 10°S以南。在北半球下沉的低鹽水，勢力較弱。在高鹽次表層水與低鹽中層水之間等鹽線特別密集，形成鉛直方向上的鹽度躍層，躍層中心(相當于35.0的等鹽面)大致在300～700m的深度上。南大西洋最為明顯，躍層上、下的鹽度差高達2.5，太平洋和印度洋則只差1.0。在躍層中，鹽度雖然隨深度而降低，但溫度也相應減低，由于溫度增密作用對鹽度降密作用的補償，其密度仍比次表層水大，所以能在次表層水下分布，同時鹽度躍層也是穩(wěn)定的。

　　上述南半球形成的低鹽水，在印度洋中只限于10°S以南，這是因為源于紅海、波斯灣的高鹽水，下沉之后也在600～1600m的水層中向南擴展，從而阻止了南極低鹽中層水的北進。就其深度而言與低鹽中層水相當，因此又稱其為高鹽中層水。同樣，在北大西洋，由于地中海高鹽水溢出后，在相當低鹽中層水的深度上，分布范圍相當廣闊，東北方向可達愛爾蘭，西南可到海地島，為大西洋的高鹽中層水。但在太平洋卻未發(fā)現像印度洋和大西洋中那樣的高鹽中層水。

　　在低鹽中層水之下，充滿了在高緯海區(qū)下沉形成的深層水與底層水，鹽度稍有升高。世界大洋的底層水主要源地是南極陸架上的威德爾海盆，其鹽度在34.7上下，由于溫度低，密度最大，故能穩(wěn)定地盤據于大洋底部。大洋深層水形成于大西洋北部海區(qū)表層以下，由于受北大西洋流影響，鹽度值稍高于底層水，它位于底層水之上，向南擴展，進入南大洋后，繼而被帶入其它大洋。

　　海水鹽度隨深度這種呈層狀分布的根本原因是，大洋表層以下的海水都是從不同海區(qū)表層輻聚下沉而來的，由于其源地的鹽度性質各異，因而必然將其帶入各深層中去，并憑借它們密度的大小，在不同深度上水平散布。當然，同時也受到大洋環(huán)流的制約。

　　由于海水在不同緯度帶的海面下沉，這就使鹽度的鉛直向分布，在不同氣候帶海域內形成了迥然不同的特點。圖3—21是大洋中平均鹽度典型鉛直向分布。在赤道附近熱帶海域，表層為一深度不大，鹽度較低的均勻層，約在其下100～200m層，出現鹽度的最大值，再向下鹽度復又急劇降低，至800～1000m層出現鹽度最小值;然后，又緩慢升高，至2000m以深，鉛直向變化已十分小了。在副熱帶中、低緯海域，由于表層高鹽水在此下沉，形成了一厚度約 400～500m的高鹽水層，再向下，鹽度迅速減小，最小值出現在600～1000m水層中，繼而又隨深度的增加而增大，至2000m以深，變化則甚小，直至海底。在高緯寒帶海域，表層鹽度很低，但隨深度的增大而遞升，至2000m以深，其分布與中、低緯度相似，所以沒有鹽度最小值層出現。

　　(三)大洋鹽度的變化

　　1.鹽度的日變化大洋表面鹽度的日變化很小，其變幅通常小于0.05。但在下層，因受內波的影響，日變幅常有大于表層者。特別在淺海，由于季節(jié)性躍層的深度較小，內波引起的鹽度變幅增大現象，可出現在更淺的水層，可達1.0甚至更大。鹽度日變化沒有水溫日變化那樣比較規(guī)律的周期性，但在近岸受潮流影響大的海區(qū)，也常常顯示出潮流的變化周期。

　　2.鹽度的年變化 大洋鹽度的年變化主要是由降水、蒸發(fā)、徑流、結冰、融冰及大洋環(huán)流等因素所制約。由于上述因子都具有年變化的周期性，故鹽度也相應地出現年周期變化。然而，由于上述因子在不同海域所起的作用和相對重要性不同，致使各海區(qū)鹽度變化的特征也不相同。

　　例如，在白令海峽和鄂霍茨克海等極地海域，由于春季融冰，表層鹽度出現最低值(約在4月份前后);冬季季風引起強烈蒸發(fā)以及結冰排出鹽分，使表層鹽度達一年中的最高值(12月份前后)，其變幅達1.05。在一些降水和大陸徑流集中的海域，夏季其鹽度值常常為一年中的最低值，而冬季相反，且由于蒸發(fā)的加強使鹽度出現最高值。

　　總之，鹽度的年變化，在整個世界大洋中幾無普遍規(guī)律可循，只能對具體海域進行具體分析。

　　2016高中地理高考知識點(二)

　　沙塵暴主要由3種因素構成：第一，產生大風的條件因素;第二，產生對流層低層強烈垂直不穩(wěn)定的因素;第三，當地地理環(huán)境存在著豐富的沙塵源。我國有兩大沙塵暴多發(fā)地區(qū)：第一個多發(fā)區(qū)在西北地區(qū)，主要集中在3片，即塔里木盆地周邊地區(qū)，吐魯番—哈密盆地經河西走廊、寧夏平原至陜北一線和內蒙古阿拉善高原、河套平原及鄂爾多斯高原;第二個多發(fā)區(qū)在華北，直接影響首都北京的安全。

　　我國沙塵暴日益嚴重，主要是土地不合理開發(fā)和不合理耕作所致。隨著人口的增加以及有關方面管理的不到位，西北、華北地區(qū)土地大量開墾，草原過度放牧，人為破壞自然植被，形成了大量裸露、疏松土地，為沙塵暴的發(fā)生提供了大量的沙塵源，一遇大風便形成影響社會、危害人民健康的沙塵暴。

　　沙塵暴中的懸浮顆粒主要來自農田。把防治沙塵暴的工作重點放在農田和退化草原上是我們對客觀規(guī)律的認識。

　　沙塵暴是人類不合理的土地開發(fā)，為大風提供了豐富的沙塵源，導致嚴重風蝕的結果。我國傳統(tǒng)耕作方法有很大的弊病，對土壤多次耕翻、耙耱，造成一個疏松的耕層，土壤得不到保護，這是水土流失和嚴重風蝕的根源。應在改革耕作制度上入手，對傳統(tǒng)耕作方法給予徹底否定。大力推廣免耕法，擔當起治理沙塵暴的歷史重任。

　　目前，我國在沙塵暴治理上有誤區(qū)，認為防御沙塵暴就是治理沙漠。認為沙塵暴就是沙漠里的沙粒給人類造成的危害，沒有認識到沙塵暴的主要危害成分是直徑小于100微米微細顆粒，而這些微細顆粒主要來自農田和退化草原;二是認為治沙就是造林。國家三北防護林建設，環(huán)京津防沙、治沙項目，都只重視植樹造林。

　　兩個認識誤區(qū)，導致防御沙塵暴工作不能做到對癥下藥。林帶只是防御沙塵暴的一個措施，即設立風障。防御沙塵暴最主要的措施是地面覆蓋。沙塵暴重點發(fā)生區(qū)多處于干旱、半干旱地區(qū)，不是森林地帶，造林效果一般不好：樹木成活率低，生長不良，保留下來的也多是“小老頭樹”。

　　2001年由農業(yè)部資助，中國農業(yè)大學在河北省豐寧滿族自治縣魚兒山鎮(zhèn)南崗村進行了1100畝的免耕試驗，成效顯著。通過實驗，不但看到了免耕治理的積極作用，而且還發(fā)現免耕種植具有較大的增產、節(jié)本效益。具體表現在以下3個方面：(1)降低種地成本。免耕播種減去了傳統(tǒng)耕作的耕翻、耙耱和整地等3個環(huán)節(jié)，每畝節(jié)約費用18—20元。(2)保墑蓄水、苗全苗壯。免耕播種土壤翻動較小，有利于保蓄土壤水分。免耕播種比傳統(tǒng)播種提前出苗7—15天，苗全苗壯。(3)小麥增產。免耕種植小麥產量比傳統(tǒng)耕作方式增產率達45.48%。

　　裸露、疏松、干燥的土地暴露在大風天氣中，風蝕和沙塵就會發(fā)生。這是由于傳統(tǒng)耕作、過度放牧和破壞植被造成的。風蝕中粗粒子在距土壤表面高度1—2米范圍移動。但是，許多細小顆粒懸浮于風中，順風位移到幾百公里以外，形成大的塵埃團并引起空氣質量問題。懸浮顆粒對空氣和土壤質量破壞很大。揚塵使能見度降低、污染空氣、損壞財物、危害人們的身心健康。這些細小粒子是土壤中最肥沃的部分，有機質和氮元素含量是原土壤的兩倍。減少和控制農田風蝕主要是利用生長的作物和作物殘茬保護農田。

　　防御沙塵暴有兩個原則，一是減少直接作用于土粒的風力;二是改善土壤表面狀況，提高土壤抵御風蝕能力或限制土壤顆粒運動。據此，防御沙塵暴的主要措施就是推廣免耕法。免耕法是最大限度地減少土壤翻耕，將作物殘留于地表的一種耕作體系，是一種改良的、集約的、防御水蝕和風蝕的耕作方法。免耕法耕作體系取消了許多傳統(tǒng)的耕作作業(yè)，如耕翻、耙耱、整地等。作物殘留物覆蓋能有效地減少大風引起的沙塵顆粒運動，它可以吸收一部分風力，減少風對土壤的作用力。