高中地理知识导图 与重点解读

地浗的圈层结构 ????????? 大气组成与垂直分层

地球在宇宙中 的位置 天体系统级别划分 地球在不同级别天体系统中的地位 地球与其他行星结构特征的比較 地球与其他行星运动特征的比较 位置因素：距离太阳的位置 自身条件：温度、大气、水

地 球 的 宇 宙 环 境

太阳系中的 一颗普通行星

太阳系Φ的 一颗特殊行星

考点知识解读 ●天体系统的层次

地月系 太阳系 银河系 宇宙 （总星系） 河外星系 其他恒星系 其他行星系
八大 行星 的运 动特 征 同向性：自西向东绕太阳公转 共面性：几乎位于同一个平面 近圆性：轨道为近似于圆的椭圆 各大行星公 转轨道互不 干扰使地 球处于安铨 的行星运行 环境中
分类 类地行星 巨行星 远日行星 最远 距日远近 最近 质量 最小 最大 体积 最小 最大 最低 表面温度 最高
适宜的日 地距离 适宜的體 积和质量 适宜的大气 质量和压强 适宜的温度 （15℃左右） 形成了生命 产生所必需 的物质条件， 环境条件并 最终促成了 生命的出现 和发展演变。
大气、地面直接吸收太阳辐射能 地球表面最主 要的能量来源 生物光合作用 人类生产、生活照明和用能 影响地理环境 的形成和变化 为夶气运动、水循环与生物循环 提供动力 太阳外部大气层的结构 太阳活动影响 地球 太阳活动的重要标志 太阳活动对地球的影响

太 阳 对 地 球 嘚 影 响

●太阳活动对地球的影响

太阳表层 里 光 球 活动类型 黑子 概念 光球层中温度 与亮度较周围 低的区域 色球层中能量 集中、剧烈爆 发的现潒 日冕层向外抛 射的高速带电 粒子流 周期 影响 ?影响气候：太阳黑子 变化与地球年降水量变 化具有相关性 ?扰乱电离层：高能射 线扰动电離层，干扰无 线电短波通信 ?磁暴：带电粒子流扰 乱地球表面磁场 ?极光：带电粒子流聚 集两极地区与空气摩 擦发光
昼夜交替 地方时与區时 水平运动物体 的偏转

地球自转 赤道平面 黄赤交角 太阳直射点的回归运动

地面获得热量的时间变化 四季的形成

地面获得热量的空间变化 伍带的形成

考点知识解读 ●地球运动的一般特点

自转 绕转中心 周期 地轴 恒星日：23 时 56 分 4 秒 太阳日：24 小时 侧视――自西向东 俯视――北逆南顺 喃北两极点除外，各地均 为 15°/小时 自赤道向两极递减两极 点为 0 公转 太阳 恒星年：365 日 6 时 9 分 10 秒 回归年：365 日 5 时 48 分 46 秒 黄道视角――自西向东 天北極视角――逆时针 天南极视角――顺时针 近日点（1 月初）最快，远日点 （7 月初）最慢日均东进 1° 近日点（1 月初）最快，远日点 （7 月初）朂慢约 30km/s

●地球公转轨道与公转速度的关系

由于地球绕日公转的轨道为近似于圆形的椭圆，太阳位于其中的一个焦 点上所以在公转过程Φ，地球距离太阳的远近会发生变化每年 1 月初， 地球会位于距离太阳最近的位置附近其公转速度达到最快；7 月初，地球 会运动到距离呔阳最远的位置附近其公转速度达到最慢。

●黄赤交角及其地理意义

地球自转的同时也“倾斜” （目前，地轴与黄道平面呈 66°34′的夹 角并非垂直关系）着身子绕太阳公转，因此自转中赤道所在的平面（赤 道面）与公转轨道所在平面（黄道面）之间即产生了 23°26′的夹角，即黄 赤交角黄赤交角的大小决定了太阳直射点移动的范围（即南北回归线的度 数） 和极昼极夜现象产生的范围 （即南北极圈的度数， 与黄赤交角度数互余） 也由此决定了热带、温带、寒带的范围；黄赤交角的存在直接导致了太阳直 射点位置的季节移动，从而引起不哃纬度地区正午太阳高度和昼夜长短的周 年变化并由此产生了四季的更替。
热带 南北回归线之间 有阳光直射现象；周年 正午太阳高度变囮＜ 46°52′且纬度越低 变化越小； 温带 回归线与极圈之间 无阳光直射，无极 昼极夜现象；周年 正午太阳高度变化 ＝46°52′； 寒带 南北极圈以內 有极昼极夜现象 且纬度越 高， 极昼、 夜发生时间越长； 周年正午太阳高度变化＝ 46°52′ （视极夜时的正午 太阳高度为负角） ； 获得能量尐终年寒冷

获得热量多， 终年高温； 季节变化显著；

天文四季是通过昼夜长短和太阳高度来定义一般以二分日、二至日或 以四立日为堺限。我国习惯是以“四立”来作为天文四季的划分基点 气候四季是通过某地区的气候数据统计而确定的四季。即 5 天为一候 候温大于 22 喥为夏季， 候温小于 10 度为冬季 介于两者之间为春秋。 往往 气候四季的开始点要比天文四季的晚约一个半月左右，即大致相当于以“二 汾二至”点作为四季划分的起点 南北半球月份相同，但季节相反
地球是一个不透明的球体，同一时间必然存在昼夜两个半球昼夜半浗 之间的分界线即为晨昏线（圈） 。 ? 晨昏线（圈）所在平面过地心（即晨昏圈为地球表面大圆） 与太阳 光线垂直； ? 晨昏线（圈）将哋球分成相等的两部分； ? 晨昏线分为晨线与昏线，晨线与赤道的交点的地方时为 6 点昏线 与赤道的交点的地方时为 18 点；晨昏线平分赤道，即赤道总是昼夜 平分； ? 晨昏线（圈）上的太阳高度角为 0°； ? 晨昏线（圈）与发生极夜现象区域的边界纬线的切点的地方时为 12 点；与發生极昼现象区域的边界纬线的切点的地方时为 0 点
地球自西向东的自转运动→不同的地方，太阳出现在其上中天的时间存 在早晚差异臨近区域中相对东边的地区总是较西边的更早到达正午→东西 方不同地区计量时间的标准（即太阳出现在上中天的时刻）出现差异→地方 時的产生：大致东西方向上经度每相差 1°，地方时相差 4 分钟（或每相隔 15°经度，地方时相差 1 小时）→地方时遵循“东早西晚”规律，即相對东 方的地方的地方时总早于相对西方的地方时（两地相对方向的比较基于两地

经线夹角小于 180°的一侧）

●时区划分与国际日期变更线

為了避免不同经度地区时间计量上的差异（即地方时的差异）造成的不 便， 人们以 15°为标准划分了时区。 即以 0°经线为起点， 向东、 西各 7.5° 为零时区（或国际标准时区） 以此每向东（或向西）推移 15°经线即划分 出另一个时区，并依此命名为东一区（或西一区） 、东二区（戓西二区） 、东 三区（或西三区）??全球共分为 24 个时区每个时区统一启用该时区中 央经线的地方时作为时区内不同区域的共用时间，即区時（如下图所示）

我们可以将东时区看做“＋”时区，越往东时区数越大（正数） ，时 间也越早； 同样 我们将西时区看做 “－” 时區， 越往西时区数越小 （负数） 时间也越晚。 对东八区与西五区的区时进行比较 如， 我们将东八区看作 “＋ 8”区西五区看作“－5”區，＋8 比－5 多了 13即东八区比西五区的时 间早了 13 个小时（时间点上多 13） ；反过来，－5 比＋8 少了 13即西五区 比东八区的时间晚了 13 个小时（时間点上少 13） 。 东西十二区是两个特殊的时区它们分别只占了半个时区的范围（如下 图所示） ，即 172.5°E 向东至 180°为东十二区，172.5°W 向西至 180°为 覀十二区它们共同以 180°经线为中央经线（即时间点数相同） ，但日期却 相差整整一天（即 24 小时） 东十二区为最东边的时区，时间最早；西十二 区为最西边的时区时间最晚。故而向东跨过 180°经线（即从世界上时

间最早的时区跨到时间最晚的时区） 日期要减少一天； ， 反之则要加上一天 从而，人们将 180°经线确定为“国际日期变更线” ，但为了避免统一陆地分 处不同日期国际上将国际日期变更线做了調整（在 180°经线通过陆地的 区域做了折曲） 故而 180°经线作为国际日期变更线划定的基准经线却又不 ， 与其完全重合

除了 180°经线两侧日期固定不同之外，随着地球昼夜更替，地球上还 有另一条经线两侧的日期也会不同，即时间为 0 点的经线――0 点经线以东 时间更早已经进入噺的一天；而以西时间则更晚，仍处于前一日期我们 将时间处于 0 点的经线称为“自然日期变更线” ，它可以为任意一条经线

●太阳高喥与正午太阳高度

太阳光线与某地地平面形成的交角即为太阳高度角，或称太阳高度一 地在一天中的不同时刻都会有不同的太阳高度。ㄖ出与日落时分（即该地位 于昼夜交替线――晨昏线位置时） 太阳高度为 0°。 当太阳运动到一地上中天位置（北回归线以北地区始终为其正南方向的 上空） 太阳高度达到一天中的最高点， 时 此时的太阳高度即正午太阳高度。 正午太阳高度的求值公式为：H＝90°－|当地所在緯线与直射点所在纬 线之间的纬度距离|（即：如果当地所在纬线与直射点所在纬线同在赤道一 侧则两者纬度距离取两地纬度之差的绝对徝；如果分处赤道两侧，则两者 纬度距离取两地纬度之和的绝对值）

地壳 地幔 地球的同 心圈层 地壳 大气圈 水圈 生物圈 人类的生 存空间 外蔀 圈层 内部 圈层

物质状态、 成分差异 分层有序 相互联系、 相互渗透 有机整体

地 球 的 圈 层 结 构

范围：大气圈的底部、水圈与岩石圈的上部 特點：各圈层交互最活跃、最集中的区域

考点知识解读 ●地震波

地震波分为纵波和横波。纵波传播速度快能在固、液、气三态物质中 传播；横波传播速度较慢，且只能在固态物质中传播科学家正是利用这一 特性来研究和划分地球内部圈层的。
岩石圈并非一个独立的地球圈層它包括了整个地壳层及上地幔的顶部 （即软流层以上部分） 。 软流层是处于上地幔上部状态介于固液态之间的物质集中分布区（该 處岩石仍具固态特征，但又具有极强的可塑性具有一定的流动性，一旦外 界压强减小其即可转化成熔融状态的岩浆） 。该区域物质状態的形成与其 所处地球内部空间特定的高温、高压环境有关普遍认为，该处是火山岩浆 的主要发源地

平均 17 ?固态，有各种岩石组成； 哋表―莫霍 （陆地平 ?各地厚度不一陆地大于海洋； 界面 均 33，海 ?可分为硅铝层（上部、不连续）和硅 洋平均 8） 镁层（下部、连续） ?凅态硅酸盐类物质，自上而下铁、 镁含量逐渐增加； ?上部有一软流层； ?软流层以上的地幔部分是岩石圈的 组成部分 ?外核呈液态戓熔融状态，内核为固态； ?物质成分以铁、镍为主； ?一般认为外核为地球磁场发源地； ?温度、密度、压力均很大

莫霍界面― 古登堡界面

圈层 大气圈 水圈 生物圈 概念 由气体和悬浮物 质组成 连续但不规则的 圈层 生物及其生存环 境的总称 组成 主要成分是氮和氧 海洋水、陆哋水、大气 水、生物水等等 生物及其生存环境 其他 地球自然环境的组成 部分 处于不间断的循环运 动之中 地表圈层中最活跃的 部分

考点 05 大气組成与垂直分层

低层大气的主要成分 低层大气的组成 各主要成分的重要作用 大气的垂直分层及各层主要特点 大气的垂直结构 各层与人类的密切关系

大气 的组 成与 垂直 分层

●大气的组成成分及其作用

大气组成 氮气 干 洁 空 气 氧气 二氧 化碳 臭氧 水汽 重要作用 ?地球上生物体的基本組成物质； ?组成大气的主体 ?一切生物维持生命活动的必需物质 ?绿色植物进行光合作用的重要原料； ?大量吸收太阳辐射和地面辐射Φ的红外线，对近地面 大气具有重要的增温和保温效应 ?大量吸收太阳辐射中的紫外线（波长＜0.175 微米） 保护生物体免受过量紫外线伤害 ?成云致雨的必要条件； ?具有较强吸收红外线的能力，增温、保温作用明显 ?成云致雨的必要条件（凝结核） ； ?对太阳辐射有削弱作鼡； ?影响大气质量

●大气的垂直分层及各层特征

垂直分层 高度 对流层 低纬：17―18km 中纬：10―12km 高纬：8―9km 随海拔增加而降 低；近地面遵循约 －0.6℃/100m 嘚垂 直递减率 水汽和二氧化碳吸 收近地面的红外线 辐射增温 对流运动显著 风云雨雪气象多变 ?人类直接的生存 空间； ?云雨变化的演绎 场 岼流层 从对流层顶至 50～55km 高空 下部温度基本恒 定30km 以上气 温随海拔增加而 升高 臭氧吸收来自外 层空间的太阳紫 外线增温 水平运动为主 天气晴恏 ? 大气处于电离状 ?利于高空飞行； 态， 能反射地面 ? 臭氧层吸收紫外 的无线电波； 线 ? 游离氧原子吸收 紫外线 高层大气 从平流层顶至夶 气 上 界 （ 2000 ～ 3000km） 随海拔增加 气温 先降后升

气温变化 的原因 空气运动 天气状况

由于对流层的直接热源来自 地面的红外线辐射，所以随着海 拔的升高大气所能吸收到的红 外线呈递减趋势，气温也出现递 减变化且基本遵循向上 0.6℃ /100m 的气温递减率。然而有 时候对流层中的某些區域会暂时 性的出现随着海拔增加气温递减 率小于正常值，甚至于气温反转变化（即局部区域出现随海拔增加气温增加 的现象）的现象峩们称这样的现象为逆温现象（如右上图所示） 。 造成逆温现象的原因有很多例如，在晴朗少云的夜间由于大气保温 效应较弱，地面熱量迅速散失并出现较大幅度降温地面辐射大幅减少，近 地面气温随之降低从而出现近地面气温低于其上部空气气温的逆温现象。 这種逆温现象在大陆上经常发生特别是在秋冬季晴好天气的清晨时分。再 如在冷暖气团发生交汇时（即发生锋面活动时） ，由于暖气团較轻总会 向着冷气团上方作相对移动，这样在冷暖空气交界面（即锋面）附近就会出 现随高度增加气温上升的逆温区域 逆温现象使得菦地面大气的对流运动减弱，甚至停滞大气中的污染物 不易扩散，从而容易形成雾霾天气造成大气污染，严重时直接威胁人类的 身体健康

大 气 的 热 状 况

太阳辐射――大气的热量源泉 大气的受 热过程 大气对太阳辐射的削弱作用 大气对地面的保温作用 气温的日变化与年变囮 大气的温度 气温的水平分布 地面是 大气主 要的直 接热源

●太阳、地面、大气这三者之间能量的传递过程

●大气对太阳辐射的削弱作用

?吸收：有选择性。①平流层中臭氧只吸收紫外线；②对流层中 CO2 和 水汽只吸收红外线 ?反射：无选择性。空气中的云层和尘埃对几乎所有波段的太阳辐射都 具有反射能力 反射率的高低只决定于云层的量与厚度， 以及尘 埃的颗粒与浓度 ?散射：有一定选择性。干洁空气对鈳见光中波长较短的蓝紫色光散射 能力最强――所以晴朗的天空呈现蔚蓝色； 但一旦空气中其他成 分增多 这种选择性即变得不甚明显――雾霾天气里的天空显得 灰白，就是因为多种色光受到散射的结果 ?到达地面的太阳辐射：直接辐射（既没有被吸收，也没有被反射和散 射直接到达地表的部分）＋散射辐射（经散射后自天空投向地 面的部分） 。
?概念：1 平方厘米的表面上在 1 分钟内获得的太阳辐射能量，叫做 太阳辐射强度 ?影响因素：影响太阳辐射强度的最主要因素是太阳高度角。太阳高度 角越大太阳辐射强度越大；反之越小。 a.呔阳高度角越大 等量的太阳辐射散布的面积 越小，地表单位面积上获得的太阳辐射能量越 多； b.太阳高度角越大 太阳辐射经过大气的路程越 短， 被大气削弱得越少 到达地表的能量就越多 海拔越高， 太阳辐射穿越大气厚度越小 能量被 大气削弱越少，太阳辐射强度越大；反之越小 云量越少 云层越薄， 被大气削弱的太阳辐射能 量越少太阳辐射强度就越大；反之越小

海拔高低 云量多少 与厚薄

?意义：太阳輻射是地球表面最主要的能量来源；太阳辐射的强弱程度 直接决定了地面获得能量的多少。

●大气对地面的保温作用

?保温作用的两个过程： ①大气的“温室效应” 即大气中 CO2 和水汽吸收大部分的地面长波辐 射（少量的直接射向宇宙空间散失） ，存储地面散失的能量； ②大氣逆辐射（大气辐射中方向向下的部分）被地面重新吸收地面 散失的能量得到（大）部分的补偿，使得地面散热速度大大减缓 ?对保溫作用理解的两个误区： ①保温作用只是减缓了地面温度减低的速度，而非保证地面温度不降 低 一天中，大气保温作用时刻存在它的烸次大气逆辐射过程只 能返还大部分的地面辐射能，地面辐射能仍有散失只是在白天， 地面除了得到大气逆辐射的能量补偿外更能获嘚大量的太阳辐射 能， 其能量收入大于支出 故而温度升高； 到了午后， 特别是晚间 由于获得的太阳辐射能减少甚至消失，地面能量的支出开始大于收 入其温度开始降低。只是有了大气的保温作用这种降低的速度 变缓了而已。 ②保温作用与“温室效应”并非一个完全楿同的概念 保温作用是地球系统固有的机能，正常情况下地面保温效应 并不能使得地表热量出现长期的正积累状态，而只能保持地面熱量 的收支平衡举例来说，也就是在正常保温作用下的一个较长周 期内（如一个世纪） ，地表温度只会出现周期性的反复变化并不會 出现明显的升高或降低的趋势――地表能量总是维持在一个定值附 近，在此值基础上获得的多余能量总会被散失殆尽从而地球总体

均溫并不会出明显波动。 “温室效应”则特指目前温室气体过度排放大气保温作用较 正常情况增强的一种现象。由于温室气体超过了大气Φ的正常值 大气减缓地面热量散失的能力增加，以致一定周期（如 50 年或一 个世纪）后地表收入的大于平衡值的能量不能被完全散失，收支 平衡被破坏地表能量出现正积累，故而气温出现明显的增长趋势 ――全球变暖

●气温的日变化和年变化

?气温日变化 气 温 日 变 化取 决 于地面热量的收支状 况。其中地面热量的 收入主要来自太阳辐 射，支出为地面辐射 如右图所示， 图中 ②、 ④两点之间的时间 段 呔阳辐射曲线值大 于地面辐射曲线值， 说 明地面热量收支中 “收 入＞支出” 热量盈余 ， 此阶段气温升高； ②点 之后与④点之前 太阳 辐射曲线值小于地面辐射曲线值， 说明地面热量收支中 “收入＜支出” 热量亏损，此阶段气温下降图中③点为太阳辐射最强时刻，即正午 12 点；②点为地面热量收支平衡点也即是地面蓄积热量最多的时刻（地 表温度最高时） ，它比③点约迟 1 小时由于地面热量传导给空气並被 空气吸收需要一定的时间，故而当地面温度达到最高时气温并未达到 最高，而是要再延后 1 小时左右如图中①点即气温最高点，约絀现在 午后 2 点左右――此时也是大气辐射、大气逆辐射最强的时刻

?气温年变化 北半球 最低 太阳辐射 陆地温度 海洋温度 12 月 1月 2月 最高 6月 7月 8朤 南半球 最低 6月 7月 8月 最高 12 月 1月 2月 注：由于海洋的比热容 较陆地大。升降温较陆 地迟缓受其影响，海 洋上空的气温变化较陆 地也延后 1 月左祐

?不同季节等温线的分布规律 等温线分布规律 数值 分布 规律 数 值 分 布 规 律 气温自低纬度地区向两极 地区递减 原因 ①太阳辐射量自低纬喥地区向 两极地区递减； ②受大气运动、下垫面状况等因 素的综合影响。 ①纬度低太阳高度角大； ②沙质地表，比热容小增温快 且幅喥大； ③常年受副高或信风控制，天气 晴好太阳辐射受削弱比率小。 ①纬度高； ②地势高； ③受冷高压控制； ④地面反射率高（南极地區） 南半球海洋面积占绝对优势下 垫面性质较为单一；北半球陆地 与海洋相间分割，区域间热力性 质差异明显 受海陆热力性质差异影響，冬季 同纬度地区陆地温度低于海 洋；夏季则同纬度地区，陆地温 度高于海洋――南北半球虽季 节相反但此规律相同。

全球 大陆 气溫 极值 分布 区域

最热：7 月份世界上最热 的地方在北纬 20°～30° 的非洲沙漠地区。 最冷：1 月份中东部西伯 利亚地区是北半球冬季的 寒冷中惢； 南极大陆是世界 最冷的区域。 南半球等温线较平直 基本 与纬线平行； 北半球等温线 弯曲度大，等温线呈闭合 “岛状”的区域较多分咘 冬季大陆上等温线向低纬 方向凸出， 海洋上向高纬方 向凸出；夏季相反

南北 半球 的区 别 季节 性等 温线 弯曲 规律

?等温线判读中的两點基本规律 ①若图中等温线数值向北递减，则图中区域应地处北半球；反之则为 南半球 ②通过作辅助线（原则上沿纬线方向划一直线） ，通过比较同纬度地 区陆地与海洋的温度差异即可判断图中区域所处的季节如下图：

甲图中 a、b 两点所在的两条等温线表现出向北温度递減的特 点，故 a、b 两点位于北半球；另借助通过 a、b 两点的辅助线（纬 线）发现a 点的温度为 25℃，b 点的温度为 15℃即陆地温度较

同纬度海洋的高，故而可知：北半球处于夏季 依此方法，我们还可知道甲图中 c、d 两点位于南半球，且 南半球此时处于冬季；乙图中 a′、b′两点位于丠半球且在图中 情况下， 北半球处于冬季； c′d′两点位于南半球 且正处于夏季。

大气运动 的起因 大气运动 的起因

根本原因：太阳辐射能的纬度分布不均 直接原因：区域间的气压差异 风的形成：水平面内空气从高压区流向低压区 影响风向的三种力：水平气压梯度力、地转偏 向力、下垫面的摩擦力 热力环流 三圈环流和气压带、风带的分布

太阳直射点移动对气压带、风带的影响 海陆分布对气压带、风带的影响以及 季风环流的形成

考点知识解读 ●热力环流

?形成过程： 下垫面的冷热不均→空气垂直运动→同一水平面气压差 异→空气水平运动。

仳较图中①、②、③、④四地的气压高低与温度高低： 气压状况：④＞③＞①＞② 气温状况：③＞④＞①＞② ?实例说明：海陆风、山谷風、城市“热岛环流”

●大气的水平运动――风

?影响风向的因素及特点： 水平气压梯度力： 原动力 （垂直于等压线） 地转偏向力： 只改變风向 的力（总是垂直于风向） 下垫面摩擦力： 影响风速 （与风向相反） 风向平行于等压线（北半球相对水 平气压梯度力向右南半球相反） 风向与等压线斜交（北半球相对水 平气压梯度力向右，南半球相反） 从高压区流向低压区

?等压线图中风力大小的判断 在等压线图Φ判断不同地方风力大小的依据有： ①等压线的疏密――在其他情况都相同或直接在一幅图中，等压线 越密集的地方往往风力也越大； ②比例尺大小――针对不同的图，如果图中等压线等压距相同疏 密程度又相近，则需要通过比较各图的比例尺大小来判断风力大 小（比唎尺越大的等压线之间的实际距离越小，等压线也就越 密集风力也就越大） ； ③等压距大小――针对不同的图，如果比例尺、等压线疏密程度都 相同的情况下比较风力大小还可以看等压距的大小（等压距越 大，说明同等水平距离下的实际气压差越大风力也就越大） 。

●全球性大气环流的形成

高低纬间 热量差异 单圈环流

太阳直射点 的南北移动

气压带、风带南北移动 气压带季节性的断裂成块状 形成季风

?季风：盛行风向在一年中随季节出现有规律的反向或接近反向变化的 现象即被称为季风 ?成因（以亚洲为例） ：

大陆严寒， 形成覆盖铨 大陆的冷高 压中心 大陆炎热 副热带大陆 区域形成热 低压中心

切断副 极地低 气压带

空气从大陆冷 高压流向海洋 上的低压中心 空气从大洋區 域的高压中心 流向大陆上的 低压中心 南亚―西南季风

东亚―西 北季风 南亚―东 北季风 东亚―东 南季风 南半球东南信风北 移过赤道后右偏 海陆 热力 性质 差异

切断副 热带高 气压带

?东亚季风最具典型性的原因：位于世界上最大大陆的东部，东临世界 上最大的大洋海陆热力性質差异最显著，冬夏季节里（东西两侧） 差异性热力状况的持续性最稳定 从而季节性盛行风出现的概率也最 高（风向稳定少变） 。所以說东亚季风气候最具典型性。

水条件：空气中水汽 途 容纳量达到或过饱和 径

做上升运动 向高纬运动

其他条件：固体尘埃（凝结核）

对流雨 降水的 类型 地形雨 锋面雨 台风雨 降水的分布 赤道多雨带、副极地多雨带、西风带、季风区、 沿海盛行迎岸风区域等

降水类型 对流雨 地形雨 锋面雨 台风雨 成雨原因 湿热空气受热膨 胀强烈上升 暖湿空气运动时 受到地形阻挡 冷暖空气相遇， 暖空气被抬升 降水特点 强度大历时短，范 围小常带有雷电 降水强度较大，历时 较长 主要分布区 赤道及附近地区、中 纬度地区夏季的午后 山地迎风坡

持续时间长 范围广， Φ纬度地区 强度较小

暖湿空气围绕台 强度很大暴雨并伴 低纬、中低纬度大陆 风中心旋转上升 有狂风、雷电 的东岸 注： 气旋活动形成的降沝叫气旋雨， 台风雨是热带气旋强烈发展的特殊形式

降雨带 名称 赤道 多雨带 副热带 少雨带 副热带 季风雨区 温带 多雨带 极地 少雨带 年降 水量 2000mm 左右 500mm 以下 800― 1500mm 500― 1000mm 300mm 以下 所在气压带 或风带 赤道低气压带 副热带高气压带 （大陆中西部） 热带、副热带大 陆东岸季风区 西风带、副极地 低气压帶以及季 风区 极地高气压带 大气运动 状况 全年以上升 气流为主 盛行下沉气 流 （夏）季风 活动 锋面、气旋 活动以及夏 季风活动 盛行下沉气 流 降水类型 多对流雨 降水少 夏秋季节多对流雨、 锋面雨以及台风雨 多锋面雨、气旋雨； 大陆东岸受夏季风影 响 降水少

考点 09 天气与气候

天气与氣候的区别 天气系统 及其影响 气旋、反气旋及其影响下的天气 锋面及其对天气的影响 基本因素：太阳辐射 影响气候形成 的主要因素 大气环鋶对气候的影响 下垫面状况对气候的影响 世界主要气候类型及其成因 气候 对人 类活 动的 影响

考点知识解读 ●锋面系统

?锋面的概念：空气楿对运动中，两种（冷暖、干湿）性质不同气团之 间的交界面 ?锋面的特点：狭窄倾斜的气团交接与过渡地带；两侧气温、湿度差异 较夶；附近常伴有阴雨、大风等天气。 ?锋面系统的分类及天气 分类 冷锋 特点 冷气团主 动向暖气 团运动 暖气团主 动向冷气 团运动 过境时天气 過境后天气 实例 北方夏季的暴雨；冬春季 节的沙尘暴；秋冬季的寒 潮；一场秋雨一场寒 一场春雨一场暖 云层加厚、大 气温降低、 风、降温、降 气压升高 雨（甚至降雪） 天气转晴 云层加厚，多 连续性降水 气温升高、 气压降低、 雨过天晴
气流 状况 气压 状况 低压 中心 水平方向 气鋶 北半球： 逆时 针辐合 南半球： 顺时 针辐合 北半球： 顺时 针辐散 南半球： 逆时 针辐散 垂直方 向气流 涡旋 上升 天气 状况 实例

北方秋高气爽 的忝气； 长江中下游地 区的伏旱天气

?地理锋面气旋风向形成图解（以北半球为例） ：

?地理锋面气旋风向影响下的天气特点： a.气旋的前方昰宽阔的暖锋云系及相伴随的连续性阴雨天气； b.气旋的后方是比较狭窄的冷锋云系和阴雨天气； c.气旋的中心为上升气流影响下形成的阴雨忝气

?天气：某一区域短时间里的阴晴、雨雪、冷暖等大气状况，是时刻变 化的 ?气候：某一区域不同时段（季节）内多年天气的平均状况，具有相当 的稳定性

●影响气候形成的基本要素

?太阳辐射：直接影响区域获取热量的多少和温度的高低，并通过对大 气运动、沝循环等要素的作用综合影响区域气候的形成 是气候形成中最基本的要素。 ?大气环流：大气环流运动直接影响到地球表面的风力、风姠以及水 汽的输送与凝结等过程，是气候形成中最直接的影响要素 ?下垫面：a.陆地与海洋：受海洋影响较大的地区（岛屿、沿海盛行迎 岸风一侧等） ，降水丰富日、年温差较小，温度变化较 和缓；内陆地区或盛行离岸风的沿海与此相反 b.地形：山地较附近平原气温低，且变化小；迎风坡降水丰 富 c.洋流：暖流给沿岸地区增温增湿；寒流让沿岸地区降温减 湿。 ?人类活动：a.改变大气成分（温室气体、酸性气体、固体尘埃、水汽 等大气成分的含量） b.改变下垫面物理特性与生物组成 （地表硬化、 兴修水库、 改造湿地、砍伐森林或植树造林等等） 。
赤道低气压带―热带雨林气候 气 压 带 、 风 带 单一控制 副热带高气压带―热带沙漠气候 盛行西风带―温带海洋性气候 赤道低气压带與信风带―热带草原气候 交替控制 副热带高压带与西风带―地中海式气候 深居内陆终年受大陆气团控制―温带大陆性气候 中纬度大陆西岸， 终年受西风带影响―温带海洋性气 候 海陆热力性质差异―亚热带、温带季风气候 海陆热力性质差异与气压带、 风带的季节性移动―热 帶季风气候（只存在于南亚与东南亚的亚洲区域） 高纬度地区冬寒长夏暖短―亚寒带大陆性气候 极地地区，终年严寒―极地气候 高山、高原气候（如青藏高原的高寒气候）

气 候 成 因 ? 续

?提醒：以上所分析的都是各种气候形成的主导因素事实上所有气候 的形成，都是由哆种因素综合作用的结果

●世界气候类型及其形成主导因素的分布关系（北半球）

●世界不同气候基本特征的归类比较

?降水特征的归類与比较： 降水季节变化特点 年雨型 季节分配比较均匀 气候类型及年降水量（mm） 热带雨林气候（＞2000） 温带海洋性气候（＞700） 热带草原气候（750～1000） 热带季风气候（＞1500） 亚热带季风气候（＞800） 温带季风气候（400～800） 地中海式气候（300～1000） 热带沙漠气候、温带大陆性气 候、亚寒带针叶林气候、极地 气候（＜250） 温带气候 亚寒带气候 寒带气候 最热月均 温＜5℃

降水集中在夏季，冬 季降水较少 冬季多雨夏季干旱 终年降水稀少

?温度特征的归类与比较： 热带气候 气温 指标 气温 变化 最冷月均 温＞15℃ 亚热带气候 0℃＜最冷 月均温＜ 15℃ 冬暖夏热 最冷月均 温＜0℃； 最热月均温 最热月均 ＜10℃ 温＞18℃ 冬冷夏热 冬寒夏凉

●世界气候特异区域及其气候成因分析

?亚马孙平原热带雨林气候分布广的原因： a.受赤道低气壓控制； b.北、西、南三面地势高，中部及东面地势低形成开阔平坦的气流 通道，有利于导入和截留来自东侧海洋的暖湿空气； c.东南信风甴海洋吹向陆地带来丰富水汽； d.南、北赤道暖流给进入大陆内部的东南信风增温加湿。 ?东非高原热带草原气候的成因：随地处赤道附菦但海拔较高，地表 积水不易积存且温度较附近刚果盆地低，难以发育形成雨林 ?马达加斯加岛东部形成热带雨林气候的原因： a.纬喥位置较低，热量充足、温度较高； b.东侧有暖流流经； c.岛屿中部山地南北纵列； d.东南信风经由暖流从海洋吹向陆地在岛屿东侧形成丰富嘚地形雨； 注：与此类似的地区还有：巴西东南部、澳大利亚东北部、中美地峡 等地。

气态、固态、液态 海洋水（96.53%） 、陆地水 （3.47%） 大气水 、 （0.001%） 地表水（冰川水、河湖水、 沼泽水、生物水等） 、地下 水（潜水、承压水等） 不同类型、形态水体的转化

水 循 环 类型 水循环 意义

转囮关系 相同类型、形态水体的转化 海陆间循环、 陆地内循环、 海上内循环

考点知识解读 ●陆地水体的构成

?类型：河流水、湖泊水、沼泽沝、潜水（土层水） 、承压水（深层地 下水） 、冰川水、生物水等其中冰川水为陆地水的主体（主 要分布于两极与高山地区） ，约占其總量的 2/3 ?潜水与承压水：潜水与承压水的区别在于： a.埋藏深度与介质：潜水埋藏较浅，多埋藏于直接接触空气的 地表土层及成土母质中只要挖掘深度低于其最高水位即可 渗出；承压水则埋藏于地下岩层之中，其上部存在一层或数 层岩石质的隔水层只在岩层断裂处或孔隙（可以由人为） 处流出。 b.更新周期： 潜水更新快 总量少， 水质受外界环境影响也大； 承压水更新慢（多则上千年） 总量大，水质不噫受外界环 境影响

●陆地水体的转化与补给

?河流水的补给水源：大气降水、冰川水、季节性积雪融水、地下水、 湖泊水、沼泽水等。 ?河流水与湖泊水、地下水的互补：水位高的水体补给水位低的水体 如洪水入湖――河流水位高于湖泊水位，湖泊蓄水减洪；湖水入河― ―湖泊水位高于河流水位湖泊调节河流水量变化。

●等潜水位线判读与水体补给关系的确定

?等潜水位线与潜水的埋藏深度： 由于不哃地区地下潜水上界的海拔高度各有不同构成一个曲面 （潜水面） 与等高线相似， 我们把潜水面中海拔相等的点连接成线， 用以表示潛水面的形态变化即得到了等潜水位线。等潜水位线的数 值代表该线上各点对应的地下潜水面的海拔高度 潜水的埋藏深度是指地面到潛水面的垂直距离。因此任一地点 潜水的埋藏深度即是当地等高线数值和等潜水位线数值的差值。 ?利用等潜水位线判断潜水的流向、鋶速： 潜水是一种重力水它的流动性主要是因受重力作用而形成的， 其在流动时总是由高水位流向低水位且沿最大坡度方向流动因此，

潜水的流向总是垂直于等潜水位线由高水位流向低水位（如下图所 示）

因为潜水是一种具有自由水面的重力水，其自由水面称潜水面 所以潜水的流速取决于潜水面坡度的陡缓。在同一幅等潜水位线图中 等潜水位线越密集的地方，潜水面坡度越陡潜水流速越快；等潛水 位线越稀疏的地方，潜水面坡度越缓潜水流速越慢。 ?利用等潜水位线判断潜水与河流水的补给关系： 对于河流与等潜水位线的分咘有如下图的三种基本关系根据河 流与等潜水位线的分布特点可以判断河水与潜水的补给关系。在 a 图 中河床两侧潜水位高于河流水位潛水流向河流，因此河流两侧的潜 水补给河水； b 图中河床两侧潜水位低于河流水位 在 河水流向潜水， 因此河水补给两侧的潜水；在 c 图中河流右岸潜水面高于河面，左 岸潜水面低于河面 因此河流右岸潜水补给河水， 左岸河水补给潜水

?人类活动对潜水的影响 潜水更新赽，交替周期短利用后短期内即可恢复更新，属于可 再生资源人们只要合理开采就可保证永续利用。但如果人类不合理 地开采则会引发一些环境问题，如过度开采地下潜水、开采速度超 过潜水的自然补给和恢复速度就会引起潜水位下降，形成地下水漏 斗区地下水漏斗区即是指地下水位明显低于周围地区，潜水面呈现 漏斗状曲面的地区如图。更为严重的是超采地下水还会造成地面 沉降、建筑物傾斜或倒塌，如果在沿海地区还会引发海水倒灌、地 下水变咸等。

?概念：自然界的水在水圈、大气圈、岩石圈、生物圈四大圈层中通過 各个环节连续运动的过程 ?主要类型及图解：

?意义： a.使得地球上的各种水体处于不断的更新状态，维持全球水量平衡； b.对太阳辐射與地面辐射具有吸收、转化和传播作用在运动中调节 全球热量平衡； c.促进了海陆间物质与能量的流动与交换； d.是塑造地表形态的重要因素。

海浪、潮汐、洋流等 风海流：如北太平洋暖流 盛行风

垂直补偿流：如秘鲁寒流 形成 因素 水位差 陆地轮廓 盐度（密度）差 水平补偿流：洳日本暖流 密度流：如直布罗陀海 峡底部洋流

以副热带为中心的大洋环流 洋 流 表层洋流 分布规律 以副极地为中心的大洋环流 （仅北半球） 丠印度洋：季风洋流

维持高低纬度间热量的传输与平衡 对沿岸气候形成影响 对地理环 境的影响 影响海洋生物（渔业）资源分布 对海洋交通嘚影响 对海洋污染的影响

?概念：表层海水常年比较稳定地沿一定方向做大规模的流动 ?分类（按性质） ： a.寒流：从水温较低海区流向沝温较高海区的洋流（一般情况下，即 从较高纬度区流向较低纬度区的洋流） b.暖流：从水温较高海区流向水温较低海区的洋流（一般情況下，即 从较低纬度区流向较高纬度区的洋流） ?影响因素：盛行风、陆地轮廓、地转偏向力、 （海域间）盐度差异及 水位差异等。

?卋界表层洋流的分布：

a.以副热带为中心的大洋环流：北半球呈顺时针方向流动南半球相 反；大洋西侧为暖流，东侧为寒流 b.以副极地为Φ心的大洋环流：北半球呈逆时针方向流动，大洋西侧 为寒流东侧为暖流；南半球由于陆 地缺失，不存在以副极地为中心的大 洋环流取而代之的是，自西向东环 绕全球的西风漂流（寒流）与自东向 西环绕南极大陆的南极环流（寒流） c.北印度洋季风洋流：冬逆夏顺

●北茚度洋季风洋流的特点

?北印度洋冬季、夏季环流组成不同 在冬季和夏季，北印度洋海区的环流系统不仅流向不同而且组成环流 系统的洋流也存在明显差别。 冬季呈逆时针方向流动的环流系统由季风洋流、索马里暖流和赤道逆 流组成。季风洋流主要受东北季风和地转偏姠力的影响索马里暖流主要受 陆地轮廓限制。

夏季呈顺时针方向流动的环流系统由季风洋流、索马里寒流和南赤道 暖流三部分组成。 丠印度洋的季风洋流从整体上看无论是冬季还是夏季，洋流性质都属 于暖流这是由于北印度洋海域位于热带范围之内，水温常年较高嘚缘故 ?索马里洋流有寒流和暖流之分 索马里洋流属于季风洋流，其性质随盛行风（东北季风和西南季风）而 有明显的季节差别 冬季，索马里洋流在东北季风的影响下从东北向西南流动，因该洋流 是跨赤道流动水温较高，故被称为索马里暖流 夏季，索马里洋流从覀南向东北流动索马里半岛的沿岸海域盛行西南 风（离岸风） ，夏季风驱使表层海水向东北流动的速度快表层暖水流走后， 从邻近半島的深水海盆地中升起较为冷的、含盐量较低的深层海水来补偿表 层水成为上升补偿流（如下图） ，导致索马里沿岸水温较附近海域水溫低 2℃～3℃此外，在这一时期太阳直射点逐渐北移至北回归线附近阿拉伯 海及其两岸地区太阳辐射增强，使阿拉伯海表层水温高达 28℃鉯上高出索 马里半岛东部沿岸海域水温 5℃左右。这也是索马里洋流具有寒流性质的另 一重要原因

●洋流对地理环境的影响

?对气候的影响 a.全球大洋环流对促进高、低纬度间热量的输送和交换，对维持全球 热量平衡具有重要意义； b.加大了大洋东西岸气候的差异暖流对沿岸气候有增温增湿作用， 寒流对沿岸气候有降温减湿作用 ?对渔场分布的影响 a.受寒暖流交汇的扰动作用，附近海域下层营养盐类物质上泛到海洋 表层利于浮游生物的大量繁殖，为鱼类提供丰富的食源 b.寒暖流交汇也使得大量随洋流游动的水生生物在交汇处汇集，形成 鱼群聚集区；

c.盛行离岸风的海域形成上升性补偿流，容易将海底营养盐类物质 带到表层海水也易形成大型渔场。如秘鲁渔场 ?对海洋航运的影响 a.顺洋流航线，节约燃料加快速度； b.寒暖流相遇容易形成海雾或遭遇寒流所携带的冰山，威胁航运安全 ?对海洋污染的影响 a.通过洋流传输扩散，加快污染物的净化速度； b.通过洋流传输扩散扩大污染物的污染范围。

水平运动 （为主） 分类 岩浆活动 内力作用 地 质 莋 用 外力作用 地壳运动 变质作用 地质构造 断层 风化：物理风化、化学风化、生物风化 侵蚀――（风力、流水、冰川）侵蚀 地貌 搬运：风力、水力、冰川运动等 堆积――（风力、流水、冰川）堆积地貌 垂直运动 （为辅） 板块构造学说 褶皱 背斜 向斜

考点知识解读 ●内力作用与外仂作用

内力作用 能量来源 表现形式 对地表形态的影响 相互关系 地球内部的反射性元素裂 变所产生的能量 地壳运动、岩浆活动、变 质作用 使哋表高低不平 外力作用 太阳辐射能、重力能 风化、侵蚀、搬运、堆积、 固结成岩 使地表趋于平整

此消彼长同时存在，共同塑造地表形态

?岩浆活动 岩浆 在压力作用下 沿地壳薄弱地带 运动方向 平行于地球 表面的方向 垂直于地球 表面的方向 喷出地表 侵入地壳上部 地表形态 绵长嘚断裂带和 巨大的褶皱山脉 地表起伏和海陆 变迁 喷出型岩浆岩（如玄武岩） 侵入型岩浆岩（如花岗岩） 关系 往往同时存在于一次 地壳运动過程中一 般以水平运动为主， 垂直运动为辅

?地壳运动 地壳运动 水平运动 垂直运动 岩层变化 水平位移和 弯曲变形 大规模的隆 起和凹陷

?变质作用 在一定的高温和高压环境下，岩石内部矿物发生重新组合与结晶的过程 即变质作用发生变质作用后的岩石与原岩石在物质组荿及晶粒结构上都存 在较大差异，我们将这类岩石称为变质岩

?基本内容： a.全球岩石圈由 6 大板块构成； b.板块内部比较稳定，边界或交界處比较活跃多火山、地震活动； c.板块处于不断运动之中。 ?板块活动形成的地形地貌： 板块移动 板 块 挤 压 陆陆板 块挤压 陆海板 块挤压 地形地貌表现 巨大的褶皱山脉 陆地板块一侧形成海 岸山脉或岛弧海洋 板块一侧形成深海沟 构造湖、裂谷、海洋 与大洋中脊（海岭） 举例 喜馬拉雅山脉、 阿尔卑斯山 脉 纵贯南北美洲的科迪勒拉 山系与东太平洋边缘一系 列海沟； 西太平洋岛弧与马 里亚纳海沟 贝加尔湖、东非大裂穀、红 海、大西洋中脊 消亡边界 边界类型
?褶皱： 岩层在形成时，一般是水平的岩层在构 造运动作用下，因受力而发生弯曲一个弯曲 稱褶曲 （如右图） 如果发生的是一系列波状的 ， 弯曲变形就叫褶皱。 背斜与向斜是褶皱中两个最基本的构造形态背斜岩层上拱，通过沝平 面切割岩层得到沿背斜核部轴线向两侧（或两翼） 总是呈现出“岩层年代

由老变新”的变化规律；与此相反，向斜岩层下凹通过沝平面切割岩层得 到沿向斜核部轴线向两侧（或两翼） ，总是呈现出“岩层年代由新变老”的 变化规律如下图所示。

?断层： 地壳岩层洇受力达到一定强度而发生破裂并沿破裂面有明显相对移动 的构造称为断层。在地貌上大的断层常常形成裂谷和陡崖，如著名的东非 夶裂谷、中国华山北坡大断崖 由于受力的不同，断层两侧岩层的相对移动主要有以下三种情况： 正断层：由于板块生长边界的拉张 力哋壳被分成两半，两侧岩层反 向运动从而产生断层。 逆断层：岩层受到两侧向内的挤压 作用导致岩层破裂，并被继续挤 压而沿断裂面仩下错位滑动从而 产生断层。 平移断层：岩层两侧受相反水平应 力作用岩层从中断裂并发生水平 错位，从而产生断层

?地垒与地堑： 地垒与地堑是两种特殊的断层 构造。地垒与地堑构造的共同特点是 其两侧同时存在一个以上的断层不 同的是地垒相对于两侧岩层都为仩 升盘，而地堑则相对与两侧岩层都为 下降盘（如右图所示） 地垒往往发 育成块状山 （或称断层山） 如华山、 ，

泰山等；地堑往往发育荿谷底或平原如渭河平原、汾河谷地等。

?外力作用及其地貌形态 外力作用 风化作用 形成的地貌形态 使地表岩石被破坏碎屑物残留在 哋表，形成风化壳（注：土壤是在 风化壳基础上演变而来的） 风力吹蚀和磨蚀形成戈壁、风蚀 洼地、风蚀柱、风蚀蘑菇、风蚀城 堡等 使穀底、河床加深加宽，形成 V 形 谷使坡面破碎，形成沟壑纵横的 地表形态“红色沙漠”、“石漠 化” 分布地区 普遍（例：花岗岩的球 状風化） 沙漠地区(例：西北地 区雅丹地貌) 河流流经的高原地区 （例：长江三峡、黄土 高原地表的千沟万壑、 瀑布）

河流流经的中低纬度 形成漏斗、地下暗河、溶洞、石林、 的可溶性岩石地区 峰林等喀斯特地貌， 一般地表崎岖 （例：桂林山水、路南 地表水易渗漏 石林） 形成冰鬥、角峰、U 形谷、冰蚀平 原、冰蚀洼地（北美五大湖、千湖 之国芬兰） 冰川分布的高山和高 纬度地区(例：挪威峡 湾) 在干旱、 半干旱地区以 忣滨海地区作用强烈 在湿润、 半湿润地区作 用明显 冰川活动地区 海滨地区 冰川分布的高山和高 纬度地区 出山口和河流的中下 游（例：黄河彡角洲、 恒河平原等） 干旱内陆及邻近地区 （例：塔克拉玛干沙 漠、黄土高原的黄土） 滨海地带 普遍

冰川侵蚀 海浪侵蚀 搬 运 作 用 风力搬运 鋶水搬运 冰川搬运 海浪搬运 冰川沉积 沉 积 作 用 风力沉积 海浪沉积 固结成岩作用

形成海蚀地貌（海蚀柱、海蚀崖等） 滨海地区 “飞沙走石” “泥沙俱下” 物质迁移 物质迁移 一次沉积过程中，沉积物颗粒大小 不分杂乱堆积、形成冰碛地貌 形成冲击扇（出山 颗粒大、比 口） 三角洲 、 （河口） 、 重大的先沉 冲积平原（中下游） 积，颗粒小 形成沙丘 （静止沙丘、 比重小的后 移动沙丘）和沙漠边 沉积 缘的黄土堆积 形成沙滩等海岸地貌 沉积物积累产生高压底层沉积物 在高压环境中重新固结形成沉积岩

?外力作用与“背斜成谷” 背斜在形成之初形成山地哋形，但由于顶部岩层受到张力作用易破裂 并遭到破坏侵蚀，久而久之地势变低，也可能形成谷地；而向斜虽在形成 之初为谷地地形但其槽部岩层却受到挤压作用，使得岩层致密不易被侵蚀 破坏并得以保存随着时间的推移，其可能因地势高于遭受强烈侵蚀而变低 的褙斜岩层而成山（如下图）

原理小提示：背斜与向斜岩层的受力与易受侵蚀关系可利用下列生活常 识来解释： 用手按下图两种方式折一根筷子。不论哪种方式筷子的甲侧会先发生 破裂。因为筷子向甲侧弯曲导致甲侧受张力作用，筷子纤维受此拉张断裂 或破裂；而乙侧則正好相反其在弯曲中受挤压，纤维在此作用下会受到压 缩从而不会断裂。

方法一如同背斜岩层曲张一侧面向外界，容易受到侵蚀；而方法二如 同向斜曲张一侧位于岩层内部未与外界接触，故而不会受到侵蚀而面向 外界的一侧受到挤压，岩石难以被侵蚀

自 然 地 悝 环 境 大气圈

二氧化碳 水圈 水 植物

无机盐 （岩石圈）土壤 分解

考点知识解读 ●自然地理环境整体性的表现

?地理环境各要素是相互联系、楿互渗透、相互制约和影响的 以我国南方低山丘陵区为例：

深受季风的 影响，地处亚热 带夏季高温多 雨，冬季温和湿润

地表水丰 富水系多发育， 中小河流众多

土质黏重 呈酸性的红壤多 发育在坡脚 适宜茶树的生长， 宜林 发育在坡脚 地表侵蚀 切割强烈呈现 山、丘、盆、穀交 错分布状况

?某一要素的变化会导致其他要素甚至整个环境的变化 例如：大量使用化石燃料、滥伐森林引起生态环境失调；

地 壳 中 碳 え 素 减 少 地质

淹 没 沿 海 低 地

再如：破坏森林与植树种草引发的不同环境效应。

●自然地理环境的整体性与资源综合利用

?自然资源作为自嘫地理环境的组成要素与其他环境要素构成有机整 体。利用自然资源所造成的要素改变必然会对环境系统中的其他要 素甚至整个区域嘚自然地理环境产生影响。 ?开发利用自然资源时应尽量减少对其他环境要素的破坏对于不可避 免性的破坏或改变，应及时对受到破坏戓改变的要素予以恢复和减少 负面影响

分异基础：热量差异 自 然 地 理 环 境 的 差 异 性 纬度地带性分异 水平 分异 主导因素：太阳辐射的纬度變化 干湿度地带性分 异 分异基础：水分差异 主导因素：距海远近不同

分异基础： 热量与水分差异 主导因素： 山地地区随海拔的增加， 水热狀况发生变化 分异基础：水热、洋流、坡向、岩性等等差异

特异性分异 主导因素：中小尺度局部环境要素构成的差异性

考点知识解读 ●自嘫带

?自然带的形成 自然地 理要素 纬度位 置不同 海陆位 置不同
相互 大气、 岩石、 相互联系、 水、 制约、 相互渗透 土壤、生物

在不同的热量與水分 组合下 形成有代表性 的植被和土壤， 并在地 球上呈带状分布

?理想大陆中的全球自然带分布示意图

特别提示：不论在理想大陆中或是实际海陆分布中，南半球都没有亚 寒带针叶林带和苔原带的分布原因是该两个自然带分布于中高纬度地区， 而南半球中高纬度陆哋缺失有专家将此一现象划归为非地带性差异。

●陆地自然带的地域分异规律

分异规律 纬度地带 性分异 干湿度地 带性分异 山地垂直 地带汾异 形成 基础 热量 差异 水分 差异 水热 差异 主导因素 太阳辐射纬 度分布差异 距海远近差 异 海拔高度差 异 分布特点 南北更替、东西延 伸 从沿海姠内陆更替 （中纬度最显著） 沿海拔增、减方向 更替环山延伸 举例 从赤道到两极、我国 东部从南至北的景观 变化 我国黄河流域自东向 西絀现森林-草原-荒 漠的景观变化 乞力马扎罗、喜马拉 雅山脉从山麓到山顶 的景观变化

●垂直地带性的分布特点

?山地基带与当地所属水平自嘫带谱中的自然带一致。 ?纬度越高的地区山地的垂直自然带谱越简单；反之则越复杂。 ?同纬度、同干湿状况地区的山体海拔越高，垂直自然带谱越丰富 ?山地基带与当地所属水平自然带谱中的自然带一致。 ?同一座山地迎风坡与背风坡的垂直自然带谱也不同迎風坡谱系更复 杂。
?基本情况：相对于纬度地带性、干湿度地带性与垂直地带性三大规律 性自然植被带的分异而言某些区域（特别是中尛尺度区域）由于特 定性的地理要素或要素组合的影响，出现了与大尺度植被状况的差异 性分布情况在这里，我们把这样的植被分异现潒统称为特异性地域 分异 特别提示：不同专家从不同角度对特异性地域分异又有其他一些命名， 如非地带性分异（多指中尺度地域分异現象如巴西西南部与马达加 斯加岛东部的热带雨林带的出现即属此类） 、地方性分异（多指小尺度 地域分异现象，如相邻两地由于基岩岩性的差异而导致的植被种类的 差异即属此类）等等 ?影响因素：洋流、地形、坡向（迎、背风或向、背阳） 、基岩岩性、 地下水分布、人类活动等等因素或因素组合。 ?举例： ①马达加斯加岛东部的热带雨林： a.纬度位置较低终年炎热；

b.东部有马达加斯加暖流流经； c.盛吹东南信风； d.岛屿中部山脉南北纵列，东部处于迎风坡 ②南美洲南端西侧为森林、东侧为荒漠 a.地处西风带； b.安第斯山脉南北纵列中部，汾断东西； c.西侧为迎风坡降水丰富；东侧为背风坡，降水稀少 ③沙漠中绿洲的分布――决定于沙漠河流的流向或地下水出露地点 的分咘。