普通地质学及地貌
? 主讲人：陶晓风 李亚林
? 成都理工大学
? 地质教研室
第一章
地 球
?地球的基本参数
?地球的主要物理性质
?地球的圈层构造
?地球表面的地形
第一节
地球的基本参数
? 极半经为 6 356.8km
? 赤道半经为 6 378.2km
? 平均半经为 6 371km
? 扁率为 1 / 298
? 赤道一带稍微凸出，南北半球也不对称，
加上表面凹凸不平，地球是一个不规则
的 旋转椭球体
? 基本上仍是一个 圆球
在
太
空
中
所
见
的
地
球
地球在宇宙中的位置
第二节
地球的主要物理性质
一、地球的密度
二、地球的压力
三、地球的重力
四、地球的磁场
五、地球的温度
六、地球的弹塑性
一、地球的密度
?地球的平均密度：
5.516g/cm3
?地表岩石平均密,
2.7g/cm3
?地心的密度,
13g/cm3
0
1 0 0 0
2 0 0 0
3 0 0 0
4 0 0 0
5 0 0 0
6 3 7 1
Km
50 10 15
G g / c m
3
二、地球的压力
? 地球内部压力是随深度加
大而逐渐增高的。深度每
增加１ km,压力增加 27.5
MPa（ 1 MPa＝ 1兆帕斯
卡＝１０ ６ N / m２ ）。 深
部随着岩石密度的加大，
静岩压力增加得更快些。
静岩压力在莫霍面附近约
1200 MPa,古登堡面附
近约 135,200 MPa,地心
处可达 361,700 Mpa,相
当于 360万个大气压力。
0
1 0 0 0
2 0 0 0
3 0 0 0
4 0 0 0
5 0 0 0
6 3 7 1
Km
0 2 0 0 0 4 0 0 0
地
表
地
心
三、地球的重力
r
d
F
PR
地球的重力 地球自转引
起的离心力和地球引力的
合力 。
P = F + d
F=G? M ?m
d=r?ωR2(G为万有引力常数,ω 为角速度 )
因为离心力相对很小，即使在赤道也只
有万有引力的 1/289，所以重力基本上就等于
万有引力，方向也基本上指向地心。为了便
于比较，通常用 单位质量 所受的引力来表示
重力 （重力加速度 g）
g = G?M/R2 (单位用 伽
Gal)
1 Gal =1cm/s2
三、地球的重力
重力在地表的变化
重力随纬度的增加而增加，随海拔高度的增加而减小。若将地球视为均质
体，以海平面为基准可计算出不同纬度的标准重力值。
g=987.032(1+5.3*10-3*sin2ф-5.9*10-6 *sin22ф) g 为重力（伽）,ф为纬度
重力在地球内部的变化
影响重力大小的不是整个地球的总质量, 而主
要是所在深度以下的质量 。
由于地壳与地幔的密度都比较小, 从地表到地
下 2900km的核幔界面, 重力大体上是随深度增加而
略有增加, 但有波动 。 在核幔界面上, 重力值达到
极大 (约 1069伽 ),再往深处去,各个方向上的引力
趋向平衡,重力值逐渐减少, 直至变小为零 。
0
1 0 0 0
2 0 0 0
3 0 0 0
4 0 0 0
5 0 0 0
6 3 7 1
Km
0 4 0 0 8 0 0
重力的变化
三、地球的重力
实际测得的重力值与理论重力值之间的差值，称 重力异常 。
当实测重力值 > 理论重力值,称 正异常
当实测重力值 < 理论重力值,称 负异常
在埋藏有密度较小物质（如石油、煤、盐等非金属矿产）
的地区，常显示 负异常； 而埋藏有密度大物质（如铁、铜、铅、
锌等金属矿产）的地区，就显示 正异常。 所以人们就可以通过
重力测量，来圈定重力异常的区域，寻找那些引起重力异常的
非金属和金属矿产。这就是地质勘查中常用的 重力探勘 方法
重力异常
四、地球的磁场
它有两个磁极，其 磁北
极 位于地理北极附近,磁南
极 位于地理南极附近，但不
重合,地磁轴 与地球自转轴
的夹角现在约为 11.5度,
1980年实测的 磁北极 位于北
纬 78.2度,西经 102.9度 （加
拿大北部）,磁南极 位于南
纬 65.5度,东经 139.4度 （南
极洲）。
地磁场, 地球周围存在的磁场 地磁轴
地理轴
四、地球的磁场
地磁三要素, 磁场强度、磁偏角、磁倾角
磁场强度,为某地点单位面积上磁力大小的绝对值 。它是一个具有
方向（磁力线方向）和大小的 矢量,一般在磁两极附近磁感应强度
大（约为 60?T（ 微特拉斯））；在磁赤道附近最小（约为 30 ?T ）。
磁偏角,磁力线在水平面上的投影与地理正北方向之间形成的夹角 。
即,磁子午线与地理子午线之间的夹角 。磁偏角的大小各处都不相
同。在北半球，如果磁力线方向偏向正北方向以东称为东偏，偏向
正北方向以西称为西偏。我国东部地区磁偏较为西偏，甘肃酒泉以
西地区为东偏。
磁倾角, 指磁针北端与水平面的交角 。通常以磁针北端向下为正值，
向上为负值。地球表面磁倾角为零度的各点的连线称为地磁赤道；
四、地球的磁场
地磁轴
地理轴
由地磁赤道到
地磁北极，磁
倾角由 0°逐渐
变为 +90°；由
地磁赤道到地
磁南极，磁倾
角由 0°变成 -
90°。
磁倾角的变化
五、地球的温度
0
1 0 0 0
2 0 0 0
3 0 0 0
4 0 0 0
5 0 0 0
6 3 7 1
Km
0 2 0 0 0 4 0 0 0
C
。
地温 人们可以火山和温泉意识到地下深处
是热的，地球的温度总体上是从地表向地内
逐渐增高的。 在地表附近，由于太阳幅射热
的影响，温度有昼夜变化、季节变化和多年
周期的变化．这一表层可叫 外热层 （或 变温
层 ） 。 外热层的深度一般在 十几米,在其下
界面附近,地温常年保持不变，等于或略高
于当地年平均气温，该处称为 常温层 。常温
层以下，受到地球内部热量的影响，温度逐
渐升高 。一般把在常温层以下，每向下加深
100ｍ所升高的温度称为 地热增温率 或 地温梯
度 。 这是由于地球内部热量通过向上热传导
而造成的。世界上不同地区，地温梯度都不
相同，地球表层的平均地温梯度为 ３ ℃ 。 海
底的地温梯度一般为 ４－８ ℃,大陆为 ０,９
－５ ℃,大陆的地温梯度一般来说是显著低
于海底的．
六、地球的弹塑性
弹塑性 地球具有 弹性,表现在地球内部能
传播地震波，因为地震波是弹性波。地表的固
体岩石在日、月引力的作用下也有交替的涨落
现象，其幅度为 7— 8cm,这种现象称为固体潮。
也说明固体地球具有弹性。地球也具有 塑性,
地球的自转能引起地球赤道半径加大而成为椭
球。在应力的作用下引起岩石发生弯曲而不破
裂等，这些都说明地球具有塑性。
第三节
地球的圈层构造
一,地球的内部圈层
二、地球的外部圈层
一,地球的内部圈层
地震波在地球内部传播
时，有两个明显的波速
突界面，这两个地球内
部界面分别称为,莫霍
面 和 古登堡面
根据莫霍面和古登堡面，
可将地球内部分为三个
Ⅰ 级圈层,地壳、地
幔、地核
根据次级界面，还可将
进一步分为六个 Ⅱ 级圈
层。
大洋地壳 大陆地壳
一,地球的内部圈层
? 地壳 是莫霍面以上的地球表层。其厚度变化在 5-
70 km之间。其中大陆地区厚度较大，平均约为
33km； 大洋地区厚度较小，平均约 7 km； 总体的
平均厚度约 16km。地壳物质的密度一般为 2.6-
2.9g/cm3。 大陆地壳（上地壳） 主要为富硅铝的
硅酸盐矿物所组成，常称为硅铝层； 大洋地壳
（下地壳） 主要为富硅镁的硅酸盐矿物所组成，
常称为硅镁层，因其比重较大，主要分布洋底地
壳或大陆地壳的下部。
? 地幔 莫霍面与古登堡面之间的一个巨厚圈层。其
厚度约 2850km。平均密度为 4.5g/cm3。根据次级
界面可分为上地幔和下地幔。 上地幔,从莫霍面
至地下 1000km,平均密度为 3.5g/cm3,成分主要
为含铁镁质较多的超基性岩。在上地幔的上部
100-350km存在一个由柔性物质组成的圈层称为 软
流圈 （地震波的低速带）。此 软流圈 之上的固态
岩石圈层称为 岩石圈。下地幔,地下 1000km至古
登堡面之间，平均密度增大为 5.1g/cm3,成分仍为
含铁镁质的超基性岩，但铁质的含量增加。
? 地核 古登堡面以下地心的一个球体。半径为
3480km。地核的密度达 9.98～ 12.5g/cm3。 其成分
以铁镍物质为主．根据其状态可分为外核和内核。
外核,物态为液态，其成分除铁镍外，可能还有
碳、硅和硫； 内核,物态为固态，其成分为铁镍
物质。
莫霍面
古登堡面
二,地球的外部圈层
在固体地球之外还存在另外三个圈
层，它们是 大气圈, 水圈 和 生物圈 。它
们是地球的重要组成部分，它们与固体
地球休戚相关，共同演化，塑造着多姿
多彩的地球
二,地球的外部圈层
大气圈, 是指因地球的引力而聚集在地
表周围的气体圈层 。 大气圈中的气
体主要集中于地表以上 18km的范围内，
往上气体变得极为稀薄。 主要成分为
氮,78.09％；氧,20.94％；氩，
0.93%；其他,0.04％。 （ 按体积计
算 ）。由 地表往上可分为 五个 次级 圈
层, 对流层, 平流层, 中间层, 暖层,
扩散层（散逸层）。
对流层, 平均厚度 12km,含大量水蒸气和尘埃。表现为强烈的对流。风、霜、雨、雪、
雹、雾等气象现象均发生于此层。
平流层,从对流层顶到 地表以上 55km的 范围。 大气呈水平运动。几乎不含水蒸气、尘埃，
无天气现象。
中间层,从平流层顶到 地表以上 85km的 范围 。 大气呈对流运动。存在电离层, 可反射无
线电波。
暖层,从中间层顶到 地表以上 800km的 范围 。 内部存在多层的电离层, 也称电离层,强烈
反射无线电波 。
扩散层,从暖层顶到外层空间。物质多以原子、离子状态存在 。 是地球物质向宇宙空间扩
散的部位。
二,地球的外部圈层
水圈, 是指地球表层由水体构成的连续圈
层。 其物态有固、液、气三种状态。水
体的形式有河、湖、海、冰川（盖）水
蒸气、地下水等，并形成一个包裹着地
球的完整圈层。地表上直接被液态水体
覆盖的区域占地表面积的 3/4。在太阳能、
重力的作用下，使得水圈中的水体周而
复始的运动，形成水循环。 水循环的方
式有,海洋与大陆间的循环；地表与地
下间的循环；生物体与周围空间的循环；
水圈与大气圈间的循环。
二,地球的外部圈层
海水 97.41%
淡水 2.59%
二,地球的外部圈层
生物圈, 是指地球表层由生物及其活动地
带所构成的连续圈层。 生物从高等到低
等，从动物到植物，乃至细菌和微生物
等生活于地球表面一定范围的陆地、水
体、土壤及空气中，构成了一个基本连
续的圈层。目前已知的生物有近两百万
个种。生物的演化发展受控于自然环境
的演化，通过地质历史时期生物化石的
研究就可以知道地质演化的历史。
第四节
地球表面的地形
一、陆 地地形
二、海底地形
一、陆地 地形
按照高程和起伏特征，陆地地形可分为 山地、丘陵、平原、
高原、盆地 和 洼地 等类型。
山地 海拔高程在 500米以上地形起伏较大，相对高程大于 200米的
地区。海拔 500米 -1000米称为低山； 1000米 -3500米称为中山；
大于 3500米称为高山。线状分布的叫山脉。
丘陵 高低不平，相对高程在 200米以下的小山丘。
平原 宽广平坦或略有起伏的地区。
高原 海拔高程在 600米以上表面平坦或略有起伏的地区。
盆地 四周是高原或山地中央低平（平原或丘陵）的地区。
洼地 陆地上高程在海平面以下的地区（如新疆鲁克沁洼地为 -155m）
二,海底地形
通过此张图
片可以清楚
地看到海底
地形和大陆
地形一样复
杂多样，而
且规模庞大、
奇特壮观。
根据其基本
特征，可为
大陆架、大
陆坡, 海沟、
洋脊、海山
大西洋的海底地形
二,海底地形
大陆架,与
陆地连接的
浅海平台。
大陆坡,大
陆架外缘的
斜坡。
海山,大洋
底孤立的隆
起高地。
洋脊,贯穿
大洋中部的
巨大喝底山
脉。
大西洋的海底地形
二,海底地形
海沟,大洋边缘
紧邻大陆的长条
形洼地。
海沟多为板块的
结合部位，是由
于大洋板块向大
陆板块下俯冲造
成的。大洋中最
深的海沟为马里
亚纳海沟，其深
度为 11km。
? 主讲人：陶晓风 李亚林
? 成都理工大学
? 地质教研室
第一章
地 球
?地球的基本参数
?地球的主要物理性质
?地球的圈层构造
?地球表面的地形
第一节
地球的基本参数
? 极半经为 6 356.8km
? 赤道半经为 6 378.2km
? 平均半经为 6 371km
? 扁率为 1 / 298
? 赤道一带稍微凸出，南北半球也不对称，
加上表面凹凸不平，地球是一个不规则
的 旋转椭球体
? 基本上仍是一个 圆球
在
太
空
中
所
见
的
地
球
地球在宇宙中的位置
第二节
地球的主要物理性质
一、地球的密度
二、地球的压力
三、地球的重力
四、地球的磁场
五、地球的温度
六、地球的弹塑性
一、地球的密度
?地球的平均密度：
5.516g/cm3
?地表岩石平均密,
2.7g/cm3
?地心的密度,
13g/cm3
0
1 0 0 0
2 0 0 0
3 0 0 0
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6 3 7 1
Km
50 10 15
G g / c m
3
二、地球的压力
? 地球内部压力是随深度加
大而逐渐增高的。深度每
增加１ km,压力增加 27.5
MPa（ 1 MPa＝ 1兆帕斯
卡＝１０ ６ N / m２ ）。 深
部随着岩石密度的加大，
静岩压力增加得更快些。
静岩压力在莫霍面附近约
1200 MPa,古登堡面附
近约 135,200 MPa,地心
处可达 361,700 Mpa,相
当于 360万个大气压力。
0
1 0 0 0
2 0 0 0
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6 3 7 1
Km
0 2 0 0 0 4 0 0 0
地
表
地
心
三、地球的重力
r
d
F
PR
地球的重力 地球自转引
起的离心力和地球引力的
合力 。
P = F + d
F=G? M ?m
d=r?ωR2(G为万有引力常数,ω 为角速度 )
因为离心力相对很小，即使在赤道也只
有万有引力的 1/289，所以重力基本上就等于
万有引力，方向也基本上指向地心。为了便
于比较，通常用 单位质量 所受的引力来表示
重力 （重力加速度 g）
g = G?M/R2 (单位用 伽
Gal)
1 Gal =1cm/s2
三、地球的重力
重力在地表的变化
重力随纬度的增加而增加，随海拔高度的增加而减小。若将地球视为均质
体，以海平面为基准可计算出不同纬度的标准重力值。
g=987.032(1+5.3*10-3*sin2ф-5.9*10-6 *sin22ф) g 为重力（伽）,ф为纬度
重力在地球内部的变化
影响重力大小的不是整个地球的总质量, 而主
要是所在深度以下的质量 。
由于地壳与地幔的密度都比较小, 从地表到地
下 2900km的核幔界面, 重力大体上是随深度增加而
略有增加, 但有波动 。 在核幔界面上, 重力值达到
极大 (约 1069伽 ),再往深处去,各个方向上的引力
趋向平衡,重力值逐渐减少, 直至变小为零 。
0
1 0 0 0
2 0 0 0
3 0 0 0
4 0 0 0
5 0 0 0
6 3 7 1
Km
0 4 0 0 8 0 0
重力的变化
三、地球的重力
实际测得的重力值与理论重力值之间的差值，称 重力异常 。
当实测重力值 > 理论重力值,称 正异常
当实测重力值 < 理论重力值,称 负异常
在埋藏有密度较小物质（如石油、煤、盐等非金属矿产）
的地区，常显示 负异常； 而埋藏有密度大物质（如铁、铜、铅、
锌等金属矿产）的地区，就显示 正异常。 所以人们就可以通过
重力测量，来圈定重力异常的区域，寻找那些引起重力异常的
非金属和金属矿产。这就是地质勘查中常用的 重力探勘 方法
重力异常
四、地球的磁场
它有两个磁极，其 磁北
极 位于地理北极附近,磁南
极 位于地理南极附近，但不
重合,地磁轴 与地球自转轴
的夹角现在约为 11.5度,
1980年实测的 磁北极 位于北
纬 78.2度,西经 102.9度 （加
拿大北部）,磁南极 位于南
纬 65.5度,东经 139.4度 （南
极洲）。
地磁场, 地球周围存在的磁场 地磁轴
地理轴
四、地球的磁场
地磁三要素, 磁场强度、磁偏角、磁倾角
磁场强度,为某地点单位面积上磁力大小的绝对值 。它是一个具有
方向（磁力线方向）和大小的 矢量,一般在磁两极附近磁感应强度
大（约为 60?T（ 微特拉斯））；在磁赤道附近最小（约为 30 ?T ）。
磁偏角,磁力线在水平面上的投影与地理正北方向之间形成的夹角 。
即,磁子午线与地理子午线之间的夹角 。磁偏角的大小各处都不相
同。在北半球，如果磁力线方向偏向正北方向以东称为东偏，偏向
正北方向以西称为西偏。我国东部地区磁偏较为西偏，甘肃酒泉以
西地区为东偏。
磁倾角, 指磁针北端与水平面的交角 。通常以磁针北端向下为正值，
向上为负值。地球表面磁倾角为零度的各点的连线称为地磁赤道；
四、地球的磁场
地磁轴
地理轴
由地磁赤道到
地磁北极，磁
倾角由 0°逐渐
变为 +90°；由
地磁赤道到地
磁南极，磁倾
角由 0°变成 -
90°。
磁倾角的变化
五、地球的温度
0
1 0 0 0
2 0 0 0
3 0 0 0
4 0 0 0
5 0 0 0
6 3 7 1
Km
0 2 0 0 0 4 0 0 0
C
。
地温 人们可以火山和温泉意识到地下深处
是热的，地球的温度总体上是从地表向地内
逐渐增高的。 在地表附近，由于太阳幅射热
的影响，温度有昼夜变化、季节变化和多年
周期的变化．这一表层可叫 外热层 （或 变温
层 ） 。 外热层的深度一般在 十几米,在其下
界面附近,地温常年保持不变，等于或略高
于当地年平均气温，该处称为 常温层 。常温
层以下，受到地球内部热量的影响，温度逐
渐升高 。一般把在常温层以下，每向下加深
100ｍ所升高的温度称为 地热增温率 或 地温梯
度 。 这是由于地球内部热量通过向上热传导
而造成的。世界上不同地区，地温梯度都不
相同，地球表层的平均地温梯度为 ３ ℃ 。 海
底的地温梯度一般为 ４－８ ℃,大陆为 ０,９
－５ ℃,大陆的地温梯度一般来说是显著低
于海底的．
六、地球的弹塑性
弹塑性 地球具有 弹性,表现在地球内部能
传播地震波，因为地震波是弹性波。地表的固
体岩石在日、月引力的作用下也有交替的涨落
现象，其幅度为 7— 8cm,这种现象称为固体潮。
也说明固体地球具有弹性。地球也具有 塑性,
地球的自转能引起地球赤道半径加大而成为椭
球。在应力的作用下引起岩石发生弯曲而不破
裂等，这些都说明地球具有塑性。
第三节
地球的圈层构造
一,地球的内部圈层
二、地球的外部圈层
一,地球的内部圈层
地震波在地球内部传播
时，有两个明显的波速
突界面，这两个地球内
部界面分别称为,莫霍
面 和 古登堡面
根据莫霍面和古登堡面，
可将地球内部分为三个
Ⅰ 级圈层,地壳、地
幔、地核
根据次级界面，还可将
进一步分为六个 Ⅱ 级圈
层。
大洋地壳 大陆地壳
一,地球的内部圈层
? 地壳 是莫霍面以上的地球表层。其厚度变化在 5-
70 km之间。其中大陆地区厚度较大，平均约为
33km； 大洋地区厚度较小，平均约 7 km； 总体的
平均厚度约 16km。地壳物质的密度一般为 2.6-
2.9g/cm3。 大陆地壳（上地壳） 主要为富硅铝的
硅酸盐矿物所组成，常称为硅铝层； 大洋地壳
（下地壳） 主要为富硅镁的硅酸盐矿物所组成，
常称为硅镁层，因其比重较大，主要分布洋底地
壳或大陆地壳的下部。
? 地幔 莫霍面与古登堡面之间的一个巨厚圈层。其
厚度约 2850km。平均密度为 4.5g/cm3。根据次级
界面可分为上地幔和下地幔。 上地幔,从莫霍面
至地下 1000km,平均密度为 3.5g/cm3,成分主要
为含铁镁质较多的超基性岩。在上地幔的上部
100-350km存在一个由柔性物质组成的圈层称为 软
流圈 （地震波的低速带）。此 软流圈 之上的固态
岩石圈层称为 岩石圈。下地幔,地下 1000km至古
登堡面之间，平均密度增大为 5.1g/cm3,成分仍为
含铁镁质的超基性岩，但铁质的含量增加。
? 地核 古登堡面以下地心的一个球体。半径为
3480km。地核的密度达 9.98～ 12.5g/cm3。 其成分
以铁镍物质为主．根据其状态可分为外核和内核。
外核,物态为液态，其成分除铁镍外，可能还有
碳、硅和硫； 内核,物态为固态，其成分为铁镍
物质。
莫霍面
古登堡面
二,地球的外部圈层
在固体地球之外还存在另外三个圈
层，它们是 大气圈, 水圈 和 生物圈 。它
们是地球的重要组成部分，它们与固体
地球休戚相关，共同演化，塑造着多姿
多彩的地球
二,地球的外部圈层
大气圈, 是指因地球的引力而聚集在地
表周围的气体圈层 。 大气圈中的气
体主要集中于地表以上 18km的范围内，
往上气体变得极为稀薄。 主要成分为
氮,78.09％；氧,20.94％；氩，
0.93%；其他,0.04％。 （ 按体积计
算 ）。由 地表往上可分为 五个 次级 圈
层, 对流层, 平流层, 中间层, 暖层,
扩散层（散逸层）。
对流层, 平均厚度 12km,含大量水蒸气和尘埃。表现为强烈的对流。风、霜、雨、雪、
雹、雾等气象现象均发生于此层。
平流层,从对流层顶到 地表以上 55km的 范围。 大气呈水平运动。几乎不含水蒸气、尘埃，
无天气现象。
中间层,从平流层顶到 地表以上 85km的 范围 。 大气呈对流运动。存在电离层, 可反射无
线电波。
暖层,从中间层顶到 地表以上 800km的 范围 。 内部存在多层的电离层, 也称电离层,强烈
反射无线电波 。
扩散层,从暖层顶到外层空间。物质多以原子、离子状态存在 。 是地球物质向宇宙空间扩
散的部位。
二,地球的外部圈层
水圈, 是指地球表层由水体构成的连续圈
层。 其物态有固、液、气三种状态。水
体的形式有河、湖、海、冰川（盖）水
蒸气、地下水等，并形成一个包裹着地
球的完整圈层。地表上直接被液态水体
覆盖的区域占地表面积的 3/4。在太阳能、
重力的作用下，使得水圈中的水体周而
复始的运动，形成水循环。 水循环的方
式有,海洋与大陆间的循环；地表与地
下间的循环；生物体与周围空间的循环；
水圈与大气圈间的循环。
二,地球的外部圈层
海水 97.41%
淡水 2.59%
二,地球的外部圈层
生物圈, 是指地球表层由生物及其活动地
带所构成的连续圈层。 生物从高等到低
等，从动物到植物，乃至细菌和微生物
等生活于地球表面一定范围的陆地、水
体、土壤及空气中，构成了一个基本连
续的圈层。目前已知的生物有近两百万
个种。生物的演化发展受控于自然环境
的演化，通过地质历史时期生物化石的
研究就可以知道地质演化的历史。
第四节
地球表面的地形
一、陆 地地形
二、海底地形
一、陆地 地形
按照高程和起伏特征，陆地地形可分为 山地、丘陵、平原、
高原、盆地 和 洼地 等类型。
山地 海拔高程在 500米以上地形起伏较大，相对高程大于 200米的
地区。海拔 500米 -1000米称为低山； 1000米 -3500米称为中山；
大于 3500米称为高山。线状分布的叫山脉。
丘陵 高低不平，相对高程在 200米以下的小山丘。
平原 宽广平坦或略有起伏的地区。
高原 海拔高程在 600米以上表面平坦或略有起伏的地区。
盆地 四周是高原或山地中央低平（平原或丘陵）的地区。
洼地 陆地上高程在海平面以下的地区（如新疆鲁克沁洼地为 -155m）
二,海底地形
通过此张图
片可以清楚
地看到海底
地形和大陆
地形一样复
杂多样，而
且规模庞大、
奇特壮观。
根据其基本
特征，可为
大陆架、大
陆坡, 海沟、
洋脊、海山
大西洋的海底地形
二,海底地形
大陆架,与
陆地连接的
浅海平台。
大陆坡,大
陆架外缘的
斜坡。
海山,大洋
底孤立的隆
起高地。
洋脊,贯穿
大洋中部的
巨大喝底山
脉。
大西洋的海底地形
二,海底地形
海沟,大洋边缘
紧邻大陆的长条
形洼地。
海沟多为板块的
结合部位，是由
于大洋板块向大
陆板块下俯冲造
成的。大洋中最
深的海沟为马里
亚纳海沟，其深
度为 11km。
