（新教材）2021人教版高中地理选择性必修第一册（自然地理基础）章节知识点总结(全册5份).rar

第三章第三章 大气的运动大气的运动第一节第一节 常见天气系统常见天气系统一、锋与天气1重要概念(1)气团：水平方向上温度、湿度等物理性质比较均匀，垂直方向上物理性质也很相似的大范围空气。按性质分为冷气团和暖气团。根据冷、暖气团的性质可判定，上图中 A 所示为冷气团，B 所示为暖气团。(2)锋面：当冷、暖两种性质不同的气团接触时，它们之间就会出现一个交界面。一般为一个狭窄而倾斜的过渡地带。(3)锋线：锋面与地面相交而成的线。如图中字母 C 所示。2分类(1)冷锋冷气团主动向暖气团移动的锋(2)暖锋暖气团主动向冷气团移动的锋(3)准静止锋3. 锋面系统的特点及其对天气的影响比较项目冷锋暖锋准静止锋气团势力冷气团强，暖气团弱暖气团强，冷气团弱势力相当移动方向与冷气团的移动方向一致与暖气团的移动方向一致来回摆动锋面剖面示意图锋面符号气团位置冷气团在锋下，暖气团在锋上(冷气团密度大，暖气团密度小)锋面坡度较大较小很小雨区位置(过境前后)气压、气温变化我国典型的锋面天气北方夏季的暴雨；北方冬春季节的大风或沙尘暴天气；冬季的寒潮；一场秋雨一场寒一场春雨一场暖夏初长江中下游地区的梅雨天气；冬半年贵阳多阴雨冷湿天气4. 图解两类准静止锋5. 冷锋和暖锋的判断方法(1)看冷暖气团箭头指向冷锋：箭头大致相对暖锋：箭头大至同向若冷气团的运动只有朝暖气团一个方向，说明冷气团势力强，应为冷锋；若冷气团遇到暖气团时有回转运动，则说明暖气团势力强，为暖锋(2)看锋面坡度冷锋：坡陡暖锋：坡缓冷气团运动速度快，冷气团势力强大时，形成的冷锋锋面坡度较大；暖气团运动速度慢，暖气团势力强大时，形成的暖锋锋面坡度较小(3)看雨区范围及位置冷锋：雨区窄，大部分在锋后暖锋：雨区宽，在锋前不论冷锋还是暖锋，降水都主要在冷气团控制范围内（4）看符号利用符号还可以确定锋面运动方向：符号所指方向为锋面前进的方向（5）看过境前及过境后的天气变化(看过境前后的气温、气压变化)过境前气温高，气压低过境后气温降低，气压升高过境前气温低，气压高过境后气温升高，气压降低（6）根据对我国天气的影响差异判断冷锋对我国天气的影响较大，我国北方夏季的暴雨、冬季的寒潮、冬春季节的沙尘暴，都主要是冷锋过境造成的；而暖锋对我国的影响比较小。二、低气压(气旋)与高气压(反气旋)1内涵：低气压或气旋，高气压或反气旋，分别是对同一个天气系统的不同描述。2低气压(气旋)与天气低压概念气流运动状况天气状况举例水平气流(气旋)垂直气流形成原因特征影响我国的热带气旋生成地生消规律划分在等压线分布图上，凡等压线闭合，中心气压低由四周向中心流动。北半球按逆时针方以上升空气在上升过程中，常出现阴雨天西北受洋面水根据中心于四周气压的区域，叫作低气压，简称低压向流动，南半球按顺时针方向流动为主温度降低，其中所含水汽凝结成云和雨气太平洋热补给，一般会不断加强，登陆后会不断减弱附近最大风力，分为不同级别3高气压(反气旋)与天气高压概念气流运动状况天气状况举例水平气流(反气旋)垂直气流形成原因特征夏季冬季在等压线分布图上，凡等压线闭合，中心气压高于四周气压的区域，叫作高气压，简称高压由中心向外流出。北半球按顺时针方向旋转流出，南半球按逆时针方向旋转流出以下沉为主空气在下沉过程中，温度升高，水汽不易凝结多晴朗天气炎热干燥，如我国长江流域的伏旱天气寒冷干燥，我国的寒潮天气4. 气旋、反气旋的特点及对天气的影响气旋(低气压)反气旋(高气压)气压分布气压中心低，四周高气压中心高，四周低水平气流与风向无论是南半球还是北半球，低压气流都从四周流向中心，高压气流都从中心流向四周；无论低压还是高压，南、北半球气流的运动方向都相反气流形成天气状况多云、雨天气多晴朗、干燥天气过境前后气压变化曲线垂直气流与天气我国天气典型实例夏、秋之交我国东南沿海的台风天气夏季长江流域的伏旱天气；秋季我国北方秋高气爽天气；冬季我国北方干冷的天气5. 气旋与反气旋中风向的判定气旋、反气旋东、西、南、北四侧的风向判断方法，分析如下。（1）用水平气压梯度力和地转偏向力判断：如图所示为北半球一气旋，先画出水平气压梯度力，再向右偏转 3045，即为风向。东侧为东南风，西侧为西北风，南侧为西南风，北侧为东北风。（2）气流规律记忆方法(南北半球分别用左右手定则)北半球的气旋、反气旋用右手南半球的气旋、反气旋用左手三、锋面气旋与天气1锋面气旋北半球锋面气旋(1)概念：气旋与锋面联系在一起，形成锋面气旋系统。(2)平面结构：北半球锋面气旋气流呈逆时针方向旋转，中心气压最低，自中心向前方伸展一条暖锋，向后方伸展一条冷锋。(3)天气特征：天气变化比较明显，往往形成云、雨、雪，甚至造成雷雨、暴雨、暴雪、大风、降温等天气。(4)分布：常出现在中纬地区。2锋面气旋的判断(1)锋面位置的判断锋面多形成于地面气旋的低压槽中，即图中的 MD、ND、MD、ND处。这是因为冷、暖气团在低压槽 MD、ND、MD、ND处相遇辐合上升，形成锋面。(2)锋面性质及移动的判断图中 F、G、F、G点都在锋面的高纬度一侧，而 E、H、E、H正好相反，故F、G、F、G处气温比低纬度的 E、H、E、H处气温低，确定 F、G、F、G为冷气团，E、H、E、H为暖气团。MD、MD为冷锋，ND、ND为暖锋；而且，锋面应随气流方向移动，即北半球为逆时针，南半球为顺时针。一般来说，无论北半球还是南半球，气旋中心东侧的低压槽处形成暖锋，西侧的低压槽处形成冷锋，只不过南、北半球冷锋和暖锋的锋前、锋后相反而已。(3)天气特点的判断由图中可知，ND、ND为暖锋，故在锋前 G、G处出现宽阔的暖锋云系及伴随着连续性降水天气；MD、MD为冷锋，故在锋后 F、F处出现比较狭窄的冷锋云系和降水天气。第二节第二节 气压带和风带气压带和风带一、气压带和风带的形成1大气环流(1)概念：全球性有规律的大气运动。(2)意义：使高纬度和低纬度之间、海洋和陆地之间的热量和水汽得到交换。2三圈环流的形成和气压带、风带的分布(1)三圈环流的形成(以北半球为例)Error!Error!三圈环流a低纬度环流圈b中纬度环流圈c高纬度环流圈)(2)气压带、风带的分布气压带(北半球)气压带分布形成A赤道低压带赤道地区空气受热膨胀上升C副热带高压带北纬 30附近高空空气堆积下沉E副极地低压带北纬 60附近近地面气流上升G极地高压带极地地区终年寒冷，空气堆积下沉除赤道低压带外，其余气压带在南北半球各有 1 个，关于赤道对称分布，全球共 7 个气压带风带(北半球)风带分布风向B东北信风带赤道30东北风D盛行西风带3060西南风F极地东风带6090东北风受地转偏向力影响，南半球各风带风向与北半球不同，全球共 6 个风带3气压带、风带的季节移动(1)原因：太阳直射点随季节变化而南北移动。 (2)规律(北半球，与二分日相比)：夏季偏北，冬季偏南。温馨提示(1)气压带、风带移动的幅度和范围大约是 10 个纬度，小于太阳直射点移动的幅度和范围。(2)根据气压带、风带位置可以判定季节，反过来也可以根据季节判断气压带、风带的移动方向和位置。4. 气压带、风带的形成、分布和季节移动综合分析地球高低纬之间的冷热不均和地转偏向力，形成了三圈环流，从而形成了全球性的气压带和风带，突破该知识点应注意“四抓”：（1）抓“动力”突破气压带形成（2）抓“偏转”突破风带风向在气压带、风带分布图中，先依据高、低压的分布确定风带的原始风向，再根据所在半球确定偏转方向从而判定风带的具体风向。（3）抓“分布”突破位置判断记忆看纬度位置：纬线 0、30、60、90分别是赤道低压带、副热带高压带、副极地低压带、极地高压带的中心纬线。辨别看相间特点：气压带是高低压相间分布；气压带和风带是相间分布。判断看图形特点：气压带和风带从不同角度观察会有不同的表现形式，常涉及局部图和变式图，大都离不开以下三种类型：（4）抓“移动”突破季节影响气压带、风带的位置随太阳直射点的移动而发生季节变化，如下图所示：5. （1）气压带、风带分布极地俯视图a极地高压带b极地东风带 c副极地低压带d盛行西风带e副热带高压带f信风带g赤道低压带（2）气压带、风带分布剖面图二、海陆分布对气压带和风带的影响 1原理：海陆的热力差异影响海陆的气压分布。冬季，陆地降温比海洋快，陆地气温较低，出现冷高压；夏季，陆地增温比海洋快，陆地气温较高，出现热低压。2南、北半球的差异(1)北半球：陆地面积大且海陆相间分布，使纬向分布的气压带被分裂为一个个高、低气压中心。(2)南半球：海洋面积占绝对优势，气压带基本上呈带状分布。3具体表现(1)由图 1 可知，1 月份(冬季)，亚欧大陆的气压中心 M 亚洲高压，切断了副极地低压带。M 的形成：1 月份，(亚欧)大陆比海洋降温快，空气冷却下沉，近地面空气密度增大，形成(亚洲)高压。阿留申低压、冰岛低压形成：副极地低压带被陆地上的冷高压切断，保留在海洋上，并由带状分布变为低压中心。(2)由图 2 可知，7 月份(夏季)，亚欧大陆的气压中心 N 亚洲低压，切断了副热带高压带。N 的形成：7 月份，(亚欧)大陆比海洋升温快，空气受热膨胀上升，近地面空气密度减小，形成(亚洲)低压。夏威夷高压、亚速尔高压的形成：副热带高压带被陆地上的热低压切断，保留在海洋上，并由带状分布变为高压中心。4季风环流(1)概念：海陆上气压中心的季节变化，引起一年中盛行风向随季节有规律地变换，形成季风。(2)形成及表现冬季，亚洲高压与北太平洋副极地低压和赤道低压之间，形成势力强大、干燥寒冷、范围很广的冬季风。此时，东亚盛行 A 西北风，南亚盛行 B 东北风。夏季，北太平洋副热带高压势力大大增强。亚洲大陆上形成印度低压，太平洋暖湿气流就沿着北太平洋副热带高压的西部边缘，以东南风吹到亚洲东南岸。即东亚的东南季风，如图 2 中的 C。气压带、风带的季节移动也是季风形成的重要原因。我国西南地区及印度一带夏季的西南季风，就是南半球的东南信风北移越过赤道，在地转偏向力的影响下向右偏转而形成的。如图 2 中的 D。综合分析一、海陆气压中心形成的原理海陆热力性质的差异 1北半球 7 月份的气压中心北半球，7 月份副热带高压带被大陆上的热低压所切断，特别是亚洲大陆夏季增温强烈，亚洲低压(又叫印度低压)最为突出，这就使副热带高压只保留在海洋上，形成北太平洋上的夏威夷高压和北大西洋上的亚速尔高压。2北半球 1 月份的气压中心北半球，1 月份副极地低压带被大陆上的冷高压所切断，尤其是亚洲高压(又叫西伯利亚高压)势力最强，控制范围最广。亚欧大陆的东部几乎都在它的控制之下。这就使副极地低压带也仅保留在海洋上，形成北太平洋上的阿留申低压和北大西洋上的冰岛低压。二、高、低气压活动中心的判断方法1根据等压线的闭合情况判断：等压线闭合，中心气压偏低，为低压中心，中心气压偏高，为高压中心。2根据季节判断：夏季，陆地上形成低压，海洋上形成高压；冬季，陆地上形成高压，海洋上形成低压。3根据风向判断：风由陆地吹向海洋时，陆地上是高压，海洋上是低压；风由海洋吹向陆地时，海洋上是高压，陆地上是低压。三、示意图说明部分地区季风环流的成因11 月份部分地区季风环流简图此时东亚、南亚季风均是因海陆热力性质差异而形成；澳大利亚西北季风则是北半球东北季风南移越过赤道左偏而形成。27 月份部分地区季风环流简图此时南亚的西南季风是因南半球东南信风北移越过赤道右偏而形成；东亚地区海陆热力性质差异明显；澳大利亚西北部受东南信风影响。四、东亚季风和南亚季风的比较分析项目东亚季风南亚季风季节冬季夏季冬季夏季风向西北风东南风东北风西南风源地蒙古、西伯利亚太平洋蒙古、西伯利亚(亚欧大陆内部)印度洋成因海陆热力性质差异海陆热力性质差异及气压带、风带的季节移动性质寒冷干燥温暖湿润温暖干燥高温高湿比较冬季风强于夏季风夏季风强于冬季风分布我国东部、朝鲜半岛、日本印度半岛、中南半岛、我国西南部气候类型亚热带季风气候、温带季风气候热带季风气候有利雨热同期对农业生产的影响不利旱涝、寒潮等灾害旱涝灾害第三节第三节 气压带和风带对气候的影响气压带和风带对气候的影响一、气压带对气候的影响气压带对气候的影响案例低压带盛行上升气流，水汽容易凝结，降水丰富，气候湿润赤道地区全年受赤道低压带控制，形成终年高温多雨的热带雨林气候高压带盛行下沉气流，水汽不易凝结，降水稀少南、北回归线附近有些地区受副热带高气压带控制，形成炎热干燥的热带沙漠气候副热带地区，并不是降水都少。在南、北半球的副热带地区，因受副热带高压带的影响，盛行下沉气流，降水少。但是在副热带的有些地区，由于夏季受来自海洋的夏季风的影响，降水较多。二、风带对气候的影响1高低纬间的气流运行影响低纬高纬：气温变低，降水较多高纬低纬：气温变高，降水较少2海陆间的气流运行影响海洋陆地：水汽充沛，降水较多陆地海洋：水汽稀少，降水较少3气压带、风带交替控制的影响：气候呈现显著的季节差异。4影响气候形成的因素：太阳辐射、大气环流、海陆位置、地形、洋流等。5. 气压带、风带知识综合分析（1）单一气压带、风带控制对气候的影响在单一气压带、风带控制下形成的气候类型，其终年气温和降水较稳定，季节变化小，分析如下表所示：气候类型分布规律成因气候特征温带海洋性气候南北纬 4060大陆西岸全年都受西风带控制终年温和湿润热带沙漠气候南北纬 2030大陆内部、大陆西岸全年都受副热带高压带或信风带控制终年炎热干燥热带雨林气候南北纬 10之间全年都受赤道低压带控制终年高温多雨（2）气压带、风带的季节移动对气候的影响受气压带、风带季节移动影响，降水往往具有明显的季节变化特征，具体分析如下表所示：气候类型分布规律成因气候特征地中海气候南北纬 3040大陆西岸夏季受副热带高压带控制，冬季受西风带控制夏季炎热干燥，冬季温和多雨热带草原气候南北纬 1020干季时受信风带控制，湿季时受赤道低压带控制全年高温，一年可分干、湿两季（3）图示法理解气压带、风带的性质及其对气候的影响（4）不同性质的气压带和风带对气候的影响：高气压带，气流下沉，不易成云致雨；低气压带，气流上升，易于成云致雨。风由低纬吹向高纬，气温下降，易成云致雨；风由高纬吹向低纬，气温升高，不易成云致雨。三、气候与自然景观1影响原理气候类型不同水热条件组合不同形成不同自然景观2典例(1)撒哈拉沙漠地区：热带沙漠气候终年炎热干燥荒漠景观。(2)我国南方地区：亚热带季风气候雨热同期常绿阔叶林景观。(3)塞伦盖蒂和马萨伊马拉：热带草原气候干湿季分明草原南北枯荣季节相反食草动物迁徙景观。3影响气候的主要因素影响因素对气候(气温或降水)的影响太阳辐射(纬度位置)纬度不同，获得太阳辐射的热量不同，这是影响地表气温的最基本因素海陆位置大陆东、西两岸风向和洋流类型不同：影响降水量的多少内陆和沿海的大陆性和海洋性不同：主要影响降水量的多少大气环流大气环流促进了高低纬之间、海陆之间热量和水分的交换，调节了全球热量和水分的分布，显著影响各地的气候。控制各地的气压带、风带不同，年降水量和降水的季节变化也存在明显差异地形类型同纬度平原比山地气温高，高大的地形区形成高寒气候地面物质组成植被覆盖状况对太阳辐射的反射率不同，使地表获得的热量有多有少；热容量不同，气温变化有快有慢山地走向、坡向迎风坡降水丰沛，背风坡降水稀少下垫面洋流暖流对沿岸地区的气候具有增温增湿的作用；寒流对沿岸地区的气候具有降温减湿的作用人类活动既可通过大气影响气候，又可通过影响下垫面影响气候，还可以直接影响气候4世界主要的气候类型及对应的自然景观(1)热带气候类型气候类型气候成因气候特征与景观分布规律典型地区热带雨林气候受赤道低压带控制，盛行上升气流全年高温多雨；热带雨林景观南北纬 10之间亚马孙河流域、刚果河流域、印度尼西亚热带草原气候赤道低压带和信风带交替控制干、湿两季明显交替；热带草原景观南北纬 1020的大陆西岸非洲中部、巴西高原热带季风气候气压带、风带的季节移动，海陆热力性质差异全年气温高，雨季集中；热带季雨林景观北纬 1025的大陆东岸亚洲中南半岛、印度半岛热带沙漠气候受副热带高压带和信风带交替控制全年干旱少雨；热带荒漠景观南北回归线到南北纬 30之间的大陆内部和西岸撒哈拉沙漠、阿拉伯半岛、澳大利亚中西部(2)亚热带、温带和亚寒带气候类型气候类型气候成因气候特征与景观分布规律典型地区亚热带季风和季风性湿润气候海陆热力性质差异冬季低温少雨，夏季高温多雨；常绿阔叶林景观南北纬2535的大陆东岸我国秦岭淮河以南地区地中海气候副热带高压带和西风带交替控制冬季温和多雨，夏季炎热干燥；常绿硬叶林景观南北纬3040的大陆西岸地中海沿岸温带季风气候海陆热力性质差异冬季寒冷干燥，夏季高温多雨；落叶阔叶林景观北纬 3555的大陆东岸我国华北、东北地区，日本和朝鲜半岛中北部温带大陆性气候终年受大陆气团控制冬冷夏热，干旱少雨；温带草原、荒漠景观南北纬4060的大陆内部亚欧大陆和北美大陆的内陆地区温带海洋性气候终年受西风带控制全年温和多雨；温带落叶阔叶林景观南北纬4060的大陆西岸西欧亚寒带针叶林气候全年受极地气团控制冬长严寒，夏短温暖；针叶林景观北纬 5070的大陆亚欧大陆和北美大陆的北部(3)寒带和高山气候类型气候类型气候成因气候特征与景观分布规律典型地区苔原气候纬度高，太阳辐射弱，受极地气团或冰洋气团控制全年严寒；苔原景观北半球极地附近的沿海亚欧大陆和北美大陆的北冰洋沿岸冰原气候纬度最高，太阳辐射弱，受冰洋气团控制全年酷寒；冰原景观南北半球极地附近内陆南极大陆、格陵兰岛高原气候和高山气候地势高，地形起伏大气候垂直变化明显，气温随高度增加而降低；景观复杂多样高大的山地、高原青藏高原、南美安第斯山脉第一章第一章 地球的运地球的运动动第一节第一节 地球的自转和公转地球的自转和公转一、地球的自转1概念：地球绕其自转轴的旋转运动。(1)名称：图中 NS 轴即自转轴，又叫地轴；图中五角星是北极星。(2)特征：地轴的北端始终指向北极星附近。2方向：自西向东。若从北极上空看，自转方向呈逆时针；若从南极上空看，自转方向呈顺时针。简说为“北逆南顺” 。地球自转方向的判断方法(1)根据南北极来判断：从北极俯视地球为逆时针，从南极俯视地球为顺时针。 （北逆南顺）(如下图)(2)根据经纬度判断：地球自西向东自转，东经度增大的方向与自转方向一致，而西经度增大的方向则与自转方向相反。(如下图)3周期名称参照物自转角度时间应用价值图中 A恒星日恒星36023 小时 56 分 4 秒地球自转的真正周期图中 B太阳日太阳3605924 小时平常所说的一天4.速度(1)角速度：除南北两极点外，地球上任何地点的角速度都相等，约为 15/h。(2)线速度：因纬度不同而异，赤道最大，为 1 670 km/h；两极点最小，为 0。计算公式：V1 670cos ( 为当地纬度)地球自转线速度的分布规律极点的线速度均为 0。纬度相同的两点，若海拔相同，则自转的线速度相同；海拔越高，自转线速度越大。60纬线上的线速度是赤道上线速度的一半。(3)影响地球自转线速度的因素影响地球自转线速度的因素主要有纬度和海拔，具体影响及其关系如下表所示：因素影响关系纬度纬度越低，线速度越大负相关海拔海拔越高，线速度越大正相关从地球自转线速度考虑，航天发射基地多选择在纬度较低、地势较高的地区。因为低纬度、高海拔地区地球自转线速度大，可获得较大的发射初速度，有利于航天器发射，节省能源。二、地球的公转1概念：地球绕太阳的运动。2方向：自西向东。3周期名称时间长度参照物意义恒星年365 日 6 时 9 分 10 秒其他恒星地球公转的真正周期回归年365 日 5 时 48 分 46 秒太阳太阳直射点回归运动的周期4.轨道：近似正圆的椭圆。5速度图中位置时间速度公转位置A 点1 月初较快近日点B 点7 月初较慢远日点6近、远日点与冬、夏至日的区别(1)从时间上看：近日点为 1 月初，冬至日为 12 月 22 日；远日点为 7 月初，夏至日为 6 月 22 日。(2)从在公转轨道上的位置看：近日点比冬至日靠东；远日点比夏至日靠东。7近日点、远日点的判定方法(1)从日期判断：每年 1 月初，地球位于近日点附近，每年 7 月初，地球位于远日点附近。(2)从公转速度判断：地球在近日点附近时，公转速度(线速度、角速度)较快，反之则较慢。(3)从地球公转轨道的长轴和短轴判断：近日点和远日点位于长轴两端。距离太阳最近的点为近日点，反之为远日点。(4)从直射位置判断：连接太阳和地球的中心，观察太阳直射的位置，若直射南回归线附近则位于近日点附近，若直射北回归线附近则位于远日点附近。(5)从节日角度判断：元旦时接近近日点。三、黄赤交角及其影响1黄赤交角(1)赤道平面：过地心并与地轴垂直的平面。(2)黄道平面：地球公转轨道平面。(3)黄赤交角：赤道平面与黄道平面之间的夹角，目前是 2326。2二分二至日地球的位置春分日时地球在图中的 d 位置，夏至日时地球在图中的 a 位置，秋分日时地球在图中的 b 位置，冬至日时地球在图中的 c 位置。3黄赤交角的特点黄赤交角的特点，可以概括为“一轴两面三角度”和“三个基本不变两个变” 。含义一轴地轴(自转轴，与赤道面垂直)黄道平面地球公转的轨道平面赤道平面地球自转的平面，与地轴垂直黄赤交角黄道平面与赤道平面的夹角，为 2326一轴两面三角度地轴与黄道平面夹角与黄赤交角互余，为 6634地轴与赤道平面夹角90地球在公转过程中，地轴的空间指向基本不变，北极始终指向北极星附近黄赤交角的大小基本不变，目前保持 2326三个基本不变地球运动的方向不变，总是自西向东三个基本不变两个变两个变地球在公转轨道的不同位置，黄道平面与赤道平面的交线、地轴与太阳光线的相对位置是变化的4黄赤交角的影响太阳直射点的回归运动 日期春分日夏至日秋分日冬至日春分日a b c d 太阳直射点赤道北回归线赤道南回归线赤道向北 向南 向南 向北 太阳直射点的南北移动规律总结如下：日期太阳直射点位置及移动方向春分日3 月 21 日前后位于赤道，直射点向北移动夏至日6 月 22 日前后位于北回归线，直射点开始向南移动秋分日9 月 23 日前后位于赤道，直射点向南移动冬至日12 月 22 日前后位于南回归线，直射点开始向北移动5.在太阳直射点回归运动图上判断二分日的方法太阳直射点在赤道上，若由南半球进入北半球，此时为春分日；若由北半球进入南半球，此时为秋分日。6在公转轨道图上判断二分二至日的方法在高中阶段对公转轨道图进行了一定的简化，基本上左右两个被固定为夏至日和冬至日这两天；上下两个被固定为春分日和秋分日这两天。因此判断的时候可根据此特点进行判读。第一步：先确定出地球公转方向，如图 1。(可根据地球自转、南北极指向等来确定地球公转方向)第二步：在图中过球心作地轴的垂线，即赤道，如图 2。第三步：作条直线连接左右两个球心，如图 3。第四步：如果直线指向北半球(北回归线)，为北半球夏至日，即图 3 中的 A；如果直线指向南半球(南回归线)，为北半球冬至日，即图 3 中的 C。第五步：再根据二至日的位置和公转方向，确定 D 为春分日，B 为秋分日。第二节第二节 地球运动的地理意义地球运动的地理意义一、昼夜交替1昼夜半球界线：图中甲为夜半球，即背着太阳的半球；乙为昼半球，即向着太阳的半球。2晨昏线(圈)：昼半球与夜 半球的分界线(圈)，图中的 AOB 线为晨线。(1)晨昏线的构成内容晨线自西向东由夜半球进入昼半球的分界线，晨线上正值日出构成昏线自西向东由昼半球进入夜半球的分界线，昏线上正值日落(2)晨昏线的六个特点平分地球，是过球心的大圆。晨昏线所在平面与太阳光线垂直，晨昏线上各地太阳高度角为 0。晨昏线永远平分赤道。晨昏线与经线圈的夹角()变化范围为 02326，且与太阳直射点的度数相同，即图 2 中。晨昏线在二分日时与经线圈重合，在二至日时与极圈相切。晨昏线以 15/h 的速度自东向西移动。3晨昏线的判读方法晨线昏线自转法顺地球自转方向，由夜入昼的分界线顺地球自转方向，由昼入夜的分界线方位法夜半球东侧(昼半球的西侧)的昼夜分界线夜半球西侧(昼半球的东侧)的昼夜分界线时间法经过赤道上地方时 6 时的昼夜分界线经过赤道上地方时 18 时的昼夜分界线图示3形成原因地球是一个既不发光、也不透明的球体；地球不停地自转4周期(1)时长：1 个太阳日，24 小时。(2)意义：周期长短适宜，使得地面白昼不会过于炎热，黑夜不会过于寒冷，有利于生命有机体的生存和发展。太阳日是基本的时间单位。二、时差1地方时(1)产生 (2)规律经度每隔 15，地方时相差 1 小时经度；每隔 1，地方时相差 4 分钟。 。2时区与区时(1)时区划分原因：使用地方时很不方便。时区：由图可知，全球共划为 24 个时区。中时区以本初子午线为基准，向东西各跨 7.5；东西十二区以 180经线为中央经线。由中时区向东为东时区，向西为西时区，每个时区跨经度为 15。规律：相邻两个时区的区时相差 1 小时，每向东跨 1 个时区，时间早 1 小时；每向西跨 1 个时区，时间晚 1 小时。(2)区时界定：各时区都以本时区中央经线的地方时作为本时区的区时。规律：相邻两个时区的区时相差 小时。13国际日界线(1)目的：为了避免日期的紊乱。(2)内容：原则上以 180经线为分界线。(3)意义：“今天”和“昨天”的分界线。4. 地方时的计算(1)计算依据：地球自转，东早西晚，1 度 4 分，东加西减。(2)计算步骤：一定时，二定向，三定差，四定值。(1)一定时：即确定计算时可作为条件用的已知地方时。光照图中，特殊经线的地方时的确定，以上图为例： 昼半球中央经线的地方时为 12 时，如 ND。 夜半球中央经线的地方时为 24 时(或 0 时)，如 NB。 晨线与赤道交点所在的经线地方时为 6 时，如 NC。 昏线与赤道交点所在的经线地方时为 18 时，如 NA。(2)二定向：即确定所求点与已知时间点的相对东、西方向，如图中求 E 点的地方时，以 D 点作为已知时间点，则 E 点位于 D 点以东，应“东加” ；若求 F 点地方时，以 B 点作为已知时间点，则F 点位于 B 点以西，应“西减” 。(3)三定差：即确定所求点与已知时间点的经度差，以确定时差，如 E 点所在经线与 ND 经度相差 45，时差为 3 小时。(4)四定值：即根据前面所确定的条件计算出所求时间，如 E 点地方时为 12：0045/1515：00，F 点地方时为 24：0045/1521：00。5. 时区、时区中央经线和区时的推算或计算时区的推算时区中央经线的推算区时的计算公式X15n(X 为已知的某地经度，n 为求得的整数，为余数)中央经线n15(n 为已知的某时区数)TmTnm、n 两地的时区差(Tm、Tn 为区时)说明7.5时，时区数为(n1)。X 为东(西)经度则 n 为东(西)时区n 为东(西)时区则中央经线为东(西)经度。中央经线经度数分别加、减 7.5得到时区的经度范围“东西” 。Tm24，则区时为减去 24，日期加一天。Tm7.5，所以时区数为东七(61)区西九区中央经线915135W，范围为 127.5W1425W北京时间 8 时时，西五区的区时：T8：00(85)52419：00，日期比北京时间晚一天(1)图示法求时间即先画出表示全球所有经线的数轴，标出已知经线及其地方时，再标出所求经线，计算出两地经度差后，再将其转化为地方时差。如下图所示：(2)求差的技巧“同减异加”经度差：两地同在东(西)经度，取两数之差；一地在东经度，另一地在西经度，取两数之和。时区差：两地同在东(西)时区，取两数之差，一地在东时区，另一地在西时区，取两数之和。6. 日期变更线(日界线)(1)两条日期变更线的区别与联系由于地球自转，地球各地时刻依次推进，日期也随之变更。为了避免日期混乱，国际上人为规定原则上以 180经线为国际日期变更线，也称为国际日界线。时间自然推进中0：00(或 24：00)所在经线也是两个日期的分界线，其区别与联系如下表所示：国际日界线自然日界线界线180经线，固定不变不固定，可以是任何一条经线时间不固定，从 0 时24 时固定，0 时或 24 时日期日界线的东侧，为旧的一天；日界线的西侧，为新的一天日界线的东侧，为新的一天；日界线的西侧，为旧的一天示意图相同点都是经线，一般情况下，两侧日期都不一样(2)日期范围：新的一天的范围只从 0 点所在经线向东到 180，旧的一天的范围是以 0 点所在经线向西到 180经线。7. 判断全球日期(今天和昨天)分界问题的方法(1)一般情况下，从 0 时经线向东到 180经线为今天的区域；从 0 时经线向西到 180经线，为昨天的区域。(2)特殊情况下，太阳直射 0经线，全球处于同一天；太阳直射 180经线，全球分为两天，且各占一半；当 0 时经线在东经区时，新的一天占全球的一小半，旧的一天占一大半；当 0时经线在西经区时，新的一天占一大半，旧的一天占一小半。(3)180经线上的地方时(X)，就是新的一天的时间范围。例如，180经线的地方时是 12 时，则新的一天的时间范围就是 12 小时。新的一天占全球的比例为 X/24，旧的一天占全球的比例为 1X/24。三、沿地表水平运动物体的运动方向的偏转1偏转原因：地球自转产生地转偏向力，其特点是只改变水平运动物体的运动方向，不影响其速度。2偏转规律：北右南左，赤不偏左右手判断沿地表水平运动物体的偏转北半球：伸出右手，大拇指与四指呈 30，掌心向上，四指指向物体原来的运动方向，大拇指的指向为物体偏转后的运动方向。南半球：伸出左手，大拇指与四指呈 30，掌心向上，四指指向物体原来的运动方向，大拇指的指向为物体偏转后的运动方向。3产生影响：地转偏向力在大规模气流和水流的水平运动中表现得最为明显。4应用河流沿岸人类活动的选址受地转偏向力的影响，北半球河流冲蚀右岸，在左岸淤积，故港口、防洪堤坝一般建于右岸，聚落、挖沙场宜选在左岸(如下图)。四、昼夜长短的变化1反映：昼夜长短反映日照时间的长短。2昼弧、夜弧(1)形成：晨昏线把所经过的纬线分割而成。(2)特点：除了在赤道上和春、秋分日外，各地昼弧和夜弧不等长。(3)意义：表示昼夜长短。若昼弧比夜弧长，则白昼长、黑夜短；反之，则黑夜长、白昼短。3变化规律时间变化特点重要节气北半球夏半年北半球各纬度昼长夜短。纬度越高，昼越长，夜越短图 1 中北半球各地昼长达到一年中的最大值，北极圈及其以北地区皆为极昼北半球冬半年北半球各纬度昼短夜长。纬度越高，昼越短，夜越长图 3 中北半球各地昼长达到一年中的最小值，北极圈及其以北地区出现极夜现象春、秋分日图 2 代表的时间是每年的 3 月 21 日或 9 月 23 日前后，全球各地昼夜等长，均为 12 时温馨提示(1)太阳直射某地，该地不一定昼最长夜最短，北半球各地夏至日(北半球)这一天昼最长，南半球各地冬至日(北半球)这一天昼最长。(2)太阳直射点的纬度越高，地球上各地昼夜相差越大，出现极昼极夜的范围越大。(3)同一纬线上各地同一天的昼夜长短相等(日出、日落地方时也相同)；同一纬线的昼夜长短在一年中有两个日期相同(除二至日)，且这两个日期近似关于二至日对称。4. 巧析昼夜长短的变化规律(1)昼夜长短分布抓“直射点位置”太阳直射点所在的半球位置决定昼夜长短状况。太阳直射点在哪个半球，哪个半球就昼长夜短，且越向该半球的高纬度地区白昼时间越长。太阳直射点所在半球的极点周围出现极昼现象。如图所示：(2)昼夜长短变化抓“移动方向”此处的“移动方向”主要是指太阳直射点的移动方向，它决定昼长、夜长的变化趋势，纬度高低决定昼夜长短的变化幅度。太阳直射点向哪个半球移动，哪个半球就昼变长夜变短；且纬度越高，昼夜长短变化幅度越大。如下图所示：5. 巧记昼夜长短变化的规律(1)对称规律同一纬线上各地昼夜长短相同(同线等长)；南、北半球同纬度昼夜长短相反。二分日前后时间相同的两日期，昼夜长短相反。二至日前后时间相同的两日期，昼夜长短相同。(2)递增规律太阳直射点所在半球昼长夜短，且纬度越高，昼越长；另一半球相反。(3)变幅规律赤道处全年昼夜平分；纬度越高，昼夜长短的变化幅度越大。(4)极昼、极夜规律极昼(极夜)的起始纬度90太阳直射点的纬度。纬度越高，极昼(极夜)出现的天数越多。6. 昼夜长短的计算方法晨昏线把所经过的纬线圈分割成昼弧和夜弧。昼弧和夜弧的弧度代表昼夜长短(如下图)。计算方法有以下几种：(1)根据昼弧或夜弧的长度进行计算：昼(夜)长时数昼(夜)弧度数/15。(2)根据日出或日落时间进行计算昼长时数(12日出时间)2(日落时间12)2夜长时数(日出时间0)2(24日落时间)2(3)根据分布特点进行计算同纬度各地的昼长相等，夜长相等。南北半球纬度数相同的地区昼夜长短对称分布，即北半球各地的昼长(夜长)与南半球同纬度地区的夜长(昼长)相等。五、正午太阳高度的变化1太阳高度(1)概念：是太阳高度角的简称，如图，是太阳光线与地平面的交角，即太阳在当地的仰角。(2)特点：在太阳直射点上，太阳高度是 90；在晨昏线上，太阳高度是 0。2正午太阳高度一日内最大的太阳高度，反映太阳辐射的强弱。3二分二至日太阳视运动轨迹夏至日：，该日日出东北，日落西北（极昼、极夜区除外）春秋分日：，该日出正东，日落正西冬至日：，该日日出东南，日落西南（极昼、极夜区除外）4正午太阳高度变化规律(1)空间(纬度)变化规律 夏至日：正午太阳高度由北回归线向南北两侧递减，如图中 c 折线所示。 冬至日：正午太阳高度由南回归线向南北两侧递减，如图中 a 折线所示。 春、秋分日：正午太阳高度由赤道向南北两侧递减，如图中 b 折线所示。由上述可归纳出，正午太阳高度从太阳直射点所在纬度向南北两侧递减。(2)时间(季节)变化规律(以北半球为例)节气最大值地区最小值地区夏至日北回归线及其以北各纬度南半球各纬度冬至日南回归线及其以南各纬度北半球各纬度二分日赤道极点5. 正午太阳高度的变化规律具体分析(1)正午太阳高度的季节变化规律北回归线及其以北地区一年有一次最大值(6 月 22 日前后)，一次最小值(12 月 22 日前后)南回归线及其以南地区一年有一次最大值(12 月 22 日前后)，一次最小值(6 月 22 日前后)南、北回归线之间(除赤道外)一年有两次最大值(太阳直射时最大)，一次最小值(南半球出现在 6 月 22 日前后、北半球出现在 12 月 22 日前后)赤道地区一年有两次最大值(春分、秋分)，两次最小值(夏至、冬至)递变规律来增去减(直射点向本地所在纬线移来，则正午太阳高度增大，移去则减小)(2)正午太阳高度的年变化规律南、北回归线之间纬度越高，正午太阳高度变化幅度越大(由 2326增大至 4652)，赤道上为2326，回归线上为 4652回归线至极圈之间各纬度正午太阳高度变化幅度相同(均为 4652)极圈以内地区纬度越高，正午太阳高度变化幅度越小(由 4652减小至 2326)，极圈上为4652，极点上为 2326(3)正午太阳高度的变化幅度赤道地区和南、北两极地区的年正午太阳高度最大差值均为 2326。0到南、北纬 2326之间的地区(或热带地区)，年正午太阳高度最大差值从 2326增大到 4652。南、北纬 2326到南、北纬 6634之间的地区(或南、北温带)，年正午太阳高度最大差值均为 4652。南、北纬 6634至极点之间的地区(或南、北寒带)，年正午太阳高度最大差值从 4652减小到 2326。6. 正午太阳高度的计算方法公式：H90两点纬度差。说明：“两点”指观测点、太阳直射点。若两点同在北(南)半球，两点纬度差为大数减去小数；若两点分属于南、北半球，两点纬度差为两点的纬度之和。如下图所示：当太阳直射 B 点(10N)时，A 点(40N)正午太阳高度是：HA90AB 纬度差90(4010)60。当太阳直射 B 点(10N)时，C 点(2326S)正午太阳高度是：HC90BC 纬度差90(102326)5634。7. 正午太阳高度的应用(1)确定地方时当某地太阳高度达一天中的最大值时，此时日影最短，当地的地方时是 12 时。(2)确定房屋的朝向在北回归