高中地理必修一完整笔记整理汇成汇总Word格式.docx
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北极上空俯视为逆时针。
运动速度
线速度：
从赤道向两极递减，两极点为零。
角速度：
除两极点外各地相等（15°
∕h）。
近日点（每年1月初），速度快
远日点（每年7月初），速度慢
运动周期
真正周期：
一个恒星日=23时56分4秒
昼夜交替周期：
一个太阳日=24时
一个恒星年=365日6时9分10秒
直射点回归周期：
一个回归年=365日5时48分46秒
地理意义
1．昼夜交替
2．地方时
3．沿地表水平运动物体的偏移
1．昼夜长短的变化
2．正午太阳高度的变化
3．产生四季和五带
二、太阳直射点移动
★1.太阳直射点的移动规律
★2..地球公转过程中两分两至点的判断
依据：
看日地球心连线和赤道的位置关系——连线在赤道以北说明太阳直射23°
26′N,则地球处于公转轨道上的夏至点；
连线在赤道以南说明太阳直射23°
26′S,则地球处于公转轨道上的冬至点
3..地球公转过程中速度变化的判断
1月初，地球运行至近日点，公转速度最快；
7月初，地球运行至远日点，公转速度最慢。
二、昼夜交替和时差
★㈠昼夜交替
1．⑴昼夜现象产生的原因——地球不透明、不发光；
⑵昼夜交替产生的原因是——地球自转。
2．晨昏线的判读：
在晨昏线上任找一点，自西向东越过该线进入昼半球，说明该线是晨线，反之是昏线。
3．晨昏线与赤道的关系：
相交且平分，因此赤道上终年昼夜平分。
4．晨昏线与太阳光线的关系：
垂直且相切，因此晨昏线上太阳高度为0度。
5．晨昏线与地轴的夹角变化范围：
0°
～23°
26′
6．太阳高度的分布：
昼半球上＞０°
，夜半球上＜０°
，晨昏线上＝０°
。
7．昼夜交替的周期：
一个太阳日=２４小时
总结——晨昏线特点：
①始终过地心，与直射光线垂直
②始终在地轴附近摆动，摆动的最大幅度为23°
26′S
③晨线看日出，昏线看日落，它们的太阳高度角都为零
★㈡地方时的计算
1．地方时计算原理：
①地方时东早西晚（同为东经，经度越大越偏东；
同为西经，经度越小越偏东；
一东一西，东经偏东时间早）
②同一条经线上地方时相同
③经度每隔15°
地方时相差1小时（即1°
=4分钟）
2．地方时计算方法：
★某地地方时=已知地方时±
4分钟×
两地经度差
①式中加减号的选用条件：
东加西减——所求地在已知地的东边用加号，在已知地的西边用减号。
②经度差的计算：
同减异加——两地同为东经或同为西经相减；
一为东经一为西经相加。
③计算步骤：
确定两地经度差；
换算两地时间差；
判断两地东西方向；
带入计算。
④日期分割：
零时（24时）经线往东至日界线（180°
）为地球上的“新一天”，往西至日界线为“旧一天”。
⑤日界线：
自西向东越过日界线（不完全经过180°
经线）日期减一天，自东向西加一天，实际中日界线没有与180°
完全重合
3．昼夜长短的计算
⑴昼弧：
任一纬线落在昼半球内的部分。
⑵夜弧：
任一纬线落在夜半球内的部分。
⑶计算：
①昼长=昼弧对应的经度数÷
15°
；
②夜长=夜弧对应的经度数÷
★㈢区时的计算
所求地的区时=已知地的区时±
两地时区数差
说明：
①时区数的计算：
当地经度数÷
，商四舍五入得时区数。
②时间差的计算：
同减异加——两地同为东时区或西时区相减；
一为东时区一为西时区相加。
③加减号的选用条件：
东加西减（同为东时区，时区数越大越偏东；
同为西时区，时区数越小越偏东；
一东一西，东时区偏东时间早）
注：
东12区比西12区快21h，东西12区同时不同日。
北京时间=东八区时=120°
E的地方时
★㈣光照图的判读方法和步骤
1．标自转方向，判断晨昏线
2．定日期：
⑴北极圈出现极昼（或南极圈出现极夜）为6月22日；
⑵北极圈出现极夜（或南极圈出现极昼）为12月22日；
⑶晨昏线与经线重合，为3月21日或9月23日。
3．时间计算：
①晨线与赤道交点所在经线地方时为6点；
②昏线与赤道交点所在经线地方时为18点；
③平分昼半球的经线地方时为12；
④平分夜半球的经线地方时为24点或0点。
⑤依据经度相差15°
地方时相差1小时，东早西晚，东加西减的原则推算时间。
4．确定太阳直射点的地理坐标
⑴由日期定直射点的纬度：
春秋分日——0°
夏至日——23°
26′N；
冬至日——23°
⑵太阳直射点所在的经线是平分昼半球的经线，即地方时为12点的经线。
三、沿地表水平运动物体的偏移
1．偏移规律：
北半球向右偏，南半球向左偏，赤道上不偏转。
2．判断方法：
北半球用右手，南半球用左手，掌心向上，四指指向物体运动方向，大拇指所示方向为水平运动物体偏转方向。
四、昼夜长短和正午太阳高度的变化
★⒈昼夜长短变化规律（参看课本P18）
⑴太阳直射北半球——北半球的夏半年，北半球各地昼长夜短，且纬度越高昼越长。
夏至日，北半球各地昼长达一年中的最大值，北极圈及其以北地区出现极昼。
⑵太阳直射南半球——北半球的冬半年，北半球各地昼短夜长，且纬度越高夜越长。
冬至日，北半球各地昼长达一年中的最小值，北极圈及其以北地区出现极夜。
⑶春、秋分日，太阳直射赤道，全球各地昼夜等长，各地均为6：
00时日出，18：
00时。
⑷极昼极夜范围的变化规律（以北半球为例）：
春分过后北极点开始出现极昼，春分到夏至极昼范围由北极点扩大到北极圈，夏至到秋分极昼范围由北极圈缩小到北极点；
秋分过后北极点开始出现极夜，秋分到冬至极夜范围由北极点扩大到北极圈，冬至到到次年春分极夜范围由北极圈缩小到北极点。
北半球
夏半年
春分
全球昼夜等长
↓
①昼长＜夜长，纬度越高，白昼越长
②白昼越来越长
③极昼范围由北极点向北极圈扩大
夏至
白昼最长，北极圈内全为极昼
①昼长＞夜长，纬度越高，白昼越长
②白昼逐渐变短
③极昼范围由北极圈向北极点缩小
秋分
全球昼夜平分
冬半年
①夜长＞昼长，纬度越高，白昼越短
②白昼越来越短
③极夜范围从北极点向北极圈扩大
冬至
白昼最短，北极圈内全部为极夜
②白昼逐渐变长
③极昼范围从北极圈向北极点缩小
赤道上
全年昼夜等长
南半球
与北半球相反
★⒉正午太阳高度的变化规律
⑴纬度变化：
一天中，正午太阳高度由直射点向南北两侧递减。
⑵季节变化：
夏至日，太阳直射北回归线，北回归线及其以北地区正午太阳高度达一年中的最大值，南半球各地达一年中的最小值。
冬至日，太阳直射南回归线，南回归线及其以南地区正午太阳高度达一年中的最大值，北半球各地达一年中的最小值。
★3.正午太阳高度的计算
⑴计算公式：
H=90°
－|纬度间隔|
所求点与直射点的纬度间隔计算遵循同减异加——所求点与直射点同在北半球或同在南半球相减，在不同半球相加。
⑵正午太阳高度大小比较：
离直射点越近，正午太阳高度越大（即与直射点纬度间隔越小，正午太阳高度越大）；
反之越小。
5、四季更替和五带
季节变化
北回归线
以北地区
夏至日达到一年中的最大值
纬度变化
春秋分日
由赤道向南北两侧递减
冬至日达到一年中的最小值
南回归线
以南地区
冬至日达到一年中的最大值
夏至日
有北回归线向南北两侧降低
夏至日达到一年中的最小值
南北回归线
之间地区
回归线上一年一次直射
冬至日
有南回归线向南北两侧降低
其他地区一年两次直射
1.四季划分依据是昼夜长短和正午太阳高度的变化的变化。
2.四季：
3、4、5月为春季，6、7、8月为夏季，9、10、11月为秋季，12、1、2月为冬季。
3.五带的划分依据是年太阳辐射总量从低纬向高纬递减，界限是南、北回归线和南、北极圈。
4.黄赤交角与回归线、极圈之间的关系
⑴黄赤交角的度数等于南北回归线的纬度数，与极圈的纬度数互余。
⑵如果黄赤交角变小，南北回归线度数变小，极圈度数增大，从而使热带和寒带的范围缩小，温带范围扩大。
如果黄赤交角变大，南北回归线纬度变大，极圈纬度减小，热带和寒带的范围扩大，温带范围缩小。
第四节、地球的圈层结构
一、地球的内部圈层
1.地震波
地震波
传播速度
传播介质
穿过不连续面速度变化
横波
慢
固体
穿过莫霍界面横纵波速度均增大；
穿过古登堡界面横波消失，纵波速度突然下降。
纵波
快
固体、液体、气体
2.地球内部圈层——根据地震波在地球内部传播速度的变化划分三个圈层。
圈层名称
位置
厚度
地壳
莫霍界面以上
平均厚度17千米
由岩石组成，大陆厚，大洋薄
地幔
莫霍界面与古登堡界面之间
2800多千米
上地幔上部存在一个软流层
地核
古登堡界面以下
3400多千米
接近液态，横波不能穿过
二、地球的外部圈层
大气圈
由气体和悬浮物组成，主要成分氮和氧
水圈
包括地下水、地表水、大气水、生物水，处于不断的循环运动中
生物圈
占有大气圈的底部、水圈的全部和岩石圈的上部
第二章地球上的大气
第一节、冷热不均引起大气运动
一、大气的受热过程
1.大气的能量来源：
太阳辐射能
2.大气受热过程及温室效应
大气受热过程
⑴太阳辐射能传播的过程中部分被大气吸收或反射，大部分到达地面，并被地面吸收。
⑵地面吸收太阳辐射能增温，以长波辐射的形式把热量传递给大气。
⑶地面是近地面大气的主要、直接热源。
大气温室效应
大气吸收地面辐射增温的同时也向外辐射热量，向上的部分散失到宇宙空间，向下的部分称为大气逆辐射，把热量归还给地面。
①多云的阴天夜晚气温不会太低是因为云层厚大气逆辐射强
②十雾九晴：
晴天夜晚大气逆辐射弱气温低空气中的水汽易凝结成雾滴
③青藏高原光照强但热量不足的原因：
青藏高原空气稀薄，大气吸收太阳辐射少,光照强；
夜晚大气逆辐射弱气温低。
★二、热力环流——地面冷热不均形成的空气环流，大气运动最简单的形式
1.热力环流中温度和气压值的比较方法（参看课本P30图2.3）
⑴温度：
同一水平面上，盛行上升气流的近地面温度最高；
同一地点垂直方向上海拔越高气温越低。
⑵气压值：
同一水平面上看高低压；
对同一地点垂直方向上海拔越高气压值越低。
⑶等压面的变化规律：
同一水平面，形成高压的地方等压面上凸，形成低压的地方等压面下凹。
⑷等压线越密，水平气压梯度力越大，风力越大
等压线疏密一样，看等压距。
等压距越大，水平气压梯度力越大，风力越大
看温差，温差越大，水平气压梯度力越大，风力越大
★三、大气水平运动——风
类型
成因
风向特点
高空大气中风
水平气压梯度力和地转偏向力共同作用的结果
风向与等压线平行
近地面的风
水平气压梯度力、地转偏向力和摩擦力作用的结果
风向与等压线成一夹角
夏季：
海陆夏季风白天：
谷风晚上：
山风
冬季：
陆海冬季风白天：
海风晚上：
陆风
第二节、气压带和风带
一、气压带和风带的形成
★１．三圈环流——记气压带、风带名称及各风带的风向
气压带
名称
分布
气流运动
对气候的影响
赤道低气压带
附近
热力作用
受热上升
高温多雨
副热带高气压带
南北纬30°
动力作用
被迫下沉
炎热干燥
副极地低压气带
南北纬60°
辐合上升
温和湿润
极地高气压带
南北纬90°
冷却下沉
寒冷干燥
风带
风向
低纬信风带
东北信风
东南信风
中纬西风带
盛行西风
温暖湿润
极地东风带
极地东风
★2.气压带、风带的季节移动：
由于太阳直射点的季节移动，导致气压带、风带也随季节移动，就北半球而言大致是夏季北移，冬季南移。
（随太阳直射点的移动而移动）
二、北半球冬夏季节气压中心
★1.北半球冬夏季节气压中心分布
时间
亚洲大陆
太平洋
七月：
北半球副热带高压带被大陆上的热低压切断
亚洲低压（又称印度低压）
夏威夷高压（西太平洋副高对我国夏季天气影响显著）
一月：
北半球副极地低压带被大陆上的冷高压切断
亚洲高压（又称蒙古—西伯利亚高压，对我国冬季天气影响显著）
阿留申低压，冰岛低压
形成原因
海陆热力性质差异
★2.季风环流
气候类型
分布范围
东亚
季风
1月西北风
7月东南风
北回归线以北地区：
温带季风气候
我国东部、朝鲜半岛、日本
北回归线以南地区：
亚热带季风气候
南亚
海陆热力性质差异；
气压带、风带的季节移动
1月东北风
7月西南风
热带季风气候
印度半岛、中南半岛、我国西南
3.副热带高压与我国的降水和旱涝
副热带高压对我国雨带
位置的影响
4－5月（春末）雨带位于华南,华北出现春旱
6月（夏初）长江中下游梅雨
7—8月雨带移至华北、东北地区,此时长江中下游受副高控制出现伏旱
副高异常对我国水旱灾害的影响
副高（夏季风）势力弱，南涝北旱；
副高（夏季风）势力强，北涝南旱。
三、气压带和风带对气候的影响
1.气候影响因素：
一个地方气候的形成是太阳辐射、大气环流、海陆分布、地形、洋流等因素综合影响的结果。
★2.世界气候类型分布、成因、特点
分布规律
气候成因
气候特点
典型地区
热
带
★热带雨林
气候
～10°
N
S
赤道低压带控制
全年高温多雨
亚马孙河流域
刚果河流域
印度尼西亚
热带草原气候
10°
N～20°
S～20°
赤道低压带和信风
带交替控制
全年高温，有干湿两季
非洲中部、巴西、
澳大利亚北部和南部
★热带季风
N～25°
S～25°
大陆东岸
全年高温，
有旱雨两季
印度半岛、中南半岛
热带沙漠
20°
N～30°
S～30°
大陆内部和西岸
信风带和副热带高压带交替控制
全年高温少雨
撒哈拉、阿拉伯半
岛、澳大利亚中西部
亚热带
★亚热带季风气候
25°
N～35°
S～35°
夏季高温多雨，冬季温和少雨
我国秦岭—淮河
★地中海气候
30°
N～40°
S～40°
大陆西岸
副热带高压带和西风
夏季高温少雨，冬季温和多雨
地中海沿岸
温
★温带季风气候
35°
N～55°
S～55°
夏季高温多雨，冬季寒冷少雨
我国华北、东北
朝鲜半岛、日本
温带大性
大陆内部
深居内陆，暖湿气体难以到达
温差大，降水少
亚欧大陆、北美
大陆的内陆地区
★温带海洋性气候
40°
N～60°
S～60°
全年受西风带控制
冬暖夏凉，降水均匀
西欧
3.气候类型的判断方法
第3节、常见天气系统
★1．冷锋、暖锋与天气变化
冷锋
暖锋
准静止锋
运动
冷气团主动移向暖气团
暖气团主动移向冷气团
冷暖气团势力相当
过境前
受单一暖气团控制，气压低，气温高、湿度大，天气温暖晴朗
受冷气团控制，气压高，气温低、湿度小，天气低温晴朗
连续性降水
过境时
降水或阴天，一定出现大风天气、降温
连续性降水或雾
过境后
受单一冷气团控制,气压高，气温、湿度低，天气晴朗
受暖气团控制,气压下降，气温、湿度升高，天气转晴
降水位置
锋后
锋前
—————
天气实例
北方夏季的暴雨，冬春季节的寒潮、沙尘暴
华北春雨连绵
长江中下游的梅雨
★2．低压（气旋）、高压（反气旋）系统
低压系统
高压系统
气压状况
气压中心低，四周高
气压中心高，四周低
气压梯度力方向
从四周指向中心
从中心指向四周
气流流向
逆时针辐合中心上升
顺时针辐散中心下沉
顺时针辐合中心上升
逆时针辐散中心下沉
天气状况
多雨
晴朗
我国的典型天气
夏秋季节我国东南沿海的台风
夏季长江流域的伏旱；
北方的“秋高气爽”
3．掌握锋面气旋的结构、冷暖锋判断方法、降水位置
（1）锋面气旋：
地面气旋一般和锋面联系在一起，称锋面气旋。
气旋是气流辐合上升系统，尤其锋面上气流上升更强烈，往往产生云、雨、甚至暴雨、雷雨、大风天气。
（2）锋面的位置：
锋面出现在低压槽中，与槽线重合。
（3）锋面类型的判断：
①以槽线为界，高纬来的是冷气团，低纬来的是暖气团。
②标出气旋水平方向气流的流向（北半球逆时针辐合，南半球顺时针辐合），依据冷暖气团的移动判断冷暖锋面：
如果冷气团主动移向暖气团，形成冷锋；
如果暖气团主动移向冷气团，形成暖锋。
③标出雨区：
冷锋降雨在锋后，暖锋降雨在锋前，准静止锋降水落在冷气团一侧。
（4）冷锋——代表：
春季沙尘暴，夏季北方暴雨，冬季寒潮，一场秋雨一场寒
暖锋——代表：
一场春雨一场暖
准静止锋——代表：
六月中旬到七月，长江中下游“梅雨”
4.应用“左右手法则”判断气旋和反气旋
北半球气旋
右手半握，拇指向上代表中心气流上升，其他四指表示水平方向的气流呈逆时针辐合
北半球反气旋
右手半握，拇指向下代表中心气流下沉，其他四指表示水平方向的气流呈顺时针辐散
南半球气旋
左手半开，拇指向上代表中心气流上升，其他四指表示水平方向的气流呈顺时针辐合
南半球反气旋
左手半开，拇指向下代表中心气流下沉，其他四指表示水平方向的气流呈逆时针辐散
附：
台风——定义：
在西北太平洋上，中心附近最大风力在12级以上的热带气旋
破坏力：
强风、暴雨、风暴潮
特点：
突发性强，破坏力大
益处：
缓解高温酷暑和旱情
寒潮——定义：
冬半年大范围的强冷空气活动，24小时内气温下降10°
C以上，最低温降至5°
C以下
降温、大风、暴风雪、霜冻
第四节、全球气候变化
全
球
变
暖
原因
危害
措施
自然原因：
近百年来全球气候呈变暖趋势
①全球变暖使冰川融化、海水受热膨胀，引起海平面上升，海岸线被改变，海拔较低的沿海地区将面临被淹没的危险
②对农业生产的影响——低纬度的大部分国家，农作物产量将减少；
高纬度国家农作物产量可能增加。
③对水循环的影响——可能使蒸发加大，改变区域降水量和降水分布格局，导致洪涝、干旱灾害的频次和强度增加，引起地表径流发生改变。
①使用清洁能源
②减少消费，减少废弃物排放
③植树种草，防止森林火灾。
人为原因：
燃烧矿物燃料;
毁林
第三单元地球上的水
第一节、自然界的水循环
1.水体分类
地球上的水体
海洋水、陆地水、大气水，其中海洋水是最主要的
陆地水分类
河流水、湖泊水、沼泽水、土壤水、地下水、生物水、冰川水（地球上淡水主体是冰川）
★2.水循环类型
水循环类型
发生区域
主要环节
作用
海陆间循环
（大循环）
海陆之间
蒸发+水汽输送+降水（形成地表径流）、下渗（形成地下径流）海洋
最重要的水循环,使陆地水不断得到补充，水资源得以再生
陆地内循环
陆地内部
植物蒸腾+蒸发降水
补充陆地水数量很少
海上内循环
海洋内部
蒸发
降水
携带水量最大的水循环
★第二节、大规模的海水运动
⑴洋流形成因素:
盛行风是海水运动的主要动力,洋流前进时还受陆地形状的限制和地转偏向力的影响.
⑵表层洋流分布规律：
中低纬度以副热带
为中心的大洋环流
北顺南逆
大陆东岸（即大洋西岸）为暖流；
大陆西岸（即大洋东岸）为寒流
中高纬度以副极地
北逆南无
大陆东岸（即大洋西岸）为寒流；
大陆西岸（即大洋东岸）为暖流
北印度洋季风洋流
冬季受东北季风影响，海水向西流，形成逆时针流动的洋流；
夏季受西南季风影响，海水向东流，形成顺时针流动的洋流。
2.洋流对地理环境的影响（参看课本P58～60）
⑴对气候的影响（参看课本P59案例1）
概念
★对地理环境的影响
★举例
暖流
由低纬流向高纬，水温比流经海域高
增温、增湿
北大西洋暖流使西欧的温带海洋性气候分布于55°
～70°
N大陆西岸,呈现森林景观，北极圈内出现不冻港，如俄罗斯的摩尔曼斯克港
寒流
由高纬流向低纬，水温比流经海域低
降温、减湿
受秘鲁寒流影响,南美西海岸形成了狭长的热带荒漠
⑵对海洋生物资源和渔场分布
★渔场名称
★成因
形
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