完整版人教版高一地理必修一知识点总结重点Word格式.docx

1、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 23 2& -N厂 1.太阳直射点的移动规律如图示 2.地球公转过程中两分两至点的判断 23 26-S-依据：看日地球心连线和赤道的位

2、置关系一一连线在赤道以北说明太阳直射 23 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 S,则地球处于公转轨道上的冬至点简便方法：看地轴地球逆时针公转时，地轴左偏左冬，地轴右偏右冬。如下图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、昼夜交替和时差昼夜交替1昼夜现象产生的原因一一地球不透明、不发光；昼夜交替产生的原因是一一地球自转。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

3、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： 023 6太阳高度的分布：昼半球上0,夜半球上 V 0,晨昏线上 =0。7昼夜交替的周期：一个太阳日 =2 4小时地方时的计算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（既 1 =4 分钟）2.地方时计算方法：某地地方时=已知地方时土 4分钟X两地经度差说明：式中加减号的选用条件：东加西减一一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：同减异加一一

4、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。3.昼夜长短的计算昼弧：任一纬线落在昼半球内的部分。夜弧：任一纬线落在夜半球内的部分。计算：昼长=昼弧对应的经度数十15;夜长=夜弧对应的经度数十15 区时的计算所求地的区时 =已知地的区时两地时区数差时区数的计算：当地经度数十 15，商四舍五入得时区数。2时间差的计算：同减异加一一两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）光照图的判读方法和

5、步骤1 .标自转方向,判断晨昏线2.定日期：北极圈出现极昼（或南极圈出现极夜）为 6月22 日;北极圈出现极夜（或南极圈出现极昼）为 12月22 日;晨昏线与经线重合，为 3月21日或9月23日。3.时间计算： 找特殊时刻点：1晨线与赤道交点所在经线地方时为 6 点点；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。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由日期定直射点的纬度：春秋分日一一 0夏至日一一23 N;冬至日一一23 S太阳直射点所在的经线是平分昼半

6、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1昼夜长短变化规律（参看课本 P18）如右图：太阳直射北半球是北半球的夏半年 ,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。太阳直射南半球是北半球的冬半年，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。

7、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。极昼极夜范围的变化规律（如上图，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2正午太阳高度的变化规律纬度变化：一天中，正午太阳高度由直射点向南北两侧递减。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

8、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。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。五、 四季更替和五带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.划分的方法有三种：（ 1）物候四季： 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。（ 2）传统四季：以 “四立”为起

9、始点。（ 3）天文四季：以“二分二至”为起始点。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。 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、

10、液体、气体2地球内部圈层一一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、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 过程太阳辐射能传播的过程中部分被大

11、气吸收或反射， 大部分到达地面，并被地面吸收。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。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）温

12、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。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。如下图 温度由高到低是 DCAB 。 A B气压由大到小依次是 CDAB 。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。 2几种常见的热力环流实例城市热 岛环流成因：人类活动释 放大量废热导致城 市的气温咼于郊区意义：（1）有污染的工业企业布局在下沉距离之外，避 免污染物从近地面流向城市；（2）卫星城应建在城市热岛 环流之外，避免交叉污染。海陆风白天：陆地温 度咼于海洋， 吹海风。夜晚：陆地气 温比

13、海洋低， 吹陆风。山谷风白天山坡增温强烈，空气沿山坡爬升形成 谷风夜晚山坡迅速冷却，空气沿山坡下滑 形成山风三、大气水平运动风（参看课本 P31图2.5、2.6、2.7）类型成因风向特点高空大气中的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第二节气压带和风带一、气压带和风带的形成 1 .三圈环流一一记气压带、风带名称及各风带的风向（参看课本 P34图2.10）气压带名称分布气流运动对气候的影响赤道低压带0。附近热力作用受热膨胀上升咼温多雨副热带咼压 带南北纬30附近动力作用受空气重力作用下沉炎热干燥副极

14、地低压 带南北纬60冷暖气流相遇，暖气流抬升温和湿润极地咼压带南北纬90附 近冷却下沉寒冷干燥风带风向北半球南半球低纬信风带东北风东南风中纬西风带西南风西北风温暖湿润极地东风带 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（参看课本 P37图2.13、2.14）时间亚洲大陆太平洋七月：北半球副热带咼压带 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

15、上的冷高压切断亚洲高压（又称蒙古一西伯利亚 高压，对我国冬季天气影响显著）阿留申低压形成原因海陆热力性质差异 2季风环流（参看课本 P38图2.15）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 气候南亚季风海陆热力性质差异； 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咼压对我国雨带 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78月雨带移至华北、东北地区，此时长江中下游受副高控

16、制 出现伏旱副咼异常对我国水旱火害的 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、特点汇总分布规律气候成因气候特点典型地区热八、带热带雨林 气候南北纬10 之 间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 气候南北纬 10 南北纬回归线之间赤道低压带和信 风带交替控制干、湿季明显 交替非洲中部、巴西、 澳大利亚北部和 南部热带季风 气候 南北回归线之 间大陆东岸海陆热力性质差 异；气压

17、带、风 带的季节移动全年咼温， 雨季集中印度半岛、中南半 岛热带沙漠 气候南北回归线 南北纬 30 大 陆内部和西岸信风带和副热带 高压带交替控制全年咼温， 干旱少雨撒哈拉、阿拉伯半 岛、澳大利亚中西 部亚 执亚热带季 风气候南北回归线 南北纬 35 大 陆东岸海陆热力性质差 异夏季高温多 雨，冬季低温少 雨我国秦岭一淮河 以南地区地中海气候40大陆西岸副热带咼压带和 西风夏季炎热干 燥，冬季温和多 雨地中海沿岸温温带季风 气候南北纬3555大陆东岸冬季寒冷干 燥我国华北、东北 朝鲜半岛、日本温带大陆性 气候南北纬4060大陆内部终年受大陆气团 控制冬寒夏热， 全年少雨亚欧大陆、北美大陆的内陆

18、地区温带海洋 性气候全年受西风带控 制全年温和多 雨西欧3气候类型的判断方法判断气候类型气温特点 （以温定带）降水特点（以水定型）夏雨型年雨型冬雨型少雨型热带气候最冷月均温 15 C热带季风气候、热带草原气候热带雨林 气候亚热带气候（含温带海洋性气侯）最冷月均温 在0C15C亚热带季风气候温带海洋 性气候地中海温带气候最冷月均温 在v 0 C温带季风气候温带大陆 性气候第三节常见天气系统 1.冷锋、暖锋与天气变化（参看课本 P41图2.18、2.19、2.20）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 当过境前受暖气团控制，气压低，气温高、湿 度大，天气温暖

19、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阴天、强风、降温、雨雪连续性降水或雾过境后受冷气团控制，气压升高，气温、湿度 下降，天气转晴受暖气团控制，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（参看课本 P44图2.22）低压系统高压系统气压状况气压中心低，四周咼气压中心高，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逆时针辐合中心上升顺时针辐散中心下沉向顺时针辐合中心上升逆时针辐散中心下沉天气状况阴雨晴朗干燥我国的典型天气夏

20、秋季节我国东南沿海的台风长江流域的伏旱；我国北方“秋高气爽” 天气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：以槽线为界，高纬来的是冷气团，低纬来的是暖气团。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。 标出雨区：冷锋降雨在锋后，暖锋降雨在

21、锋前。4应用“左右手法则”判断气旋和反气旋一一如下图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

22、业生产的影响一一低纬度的大部分国 家，农作物产量将减少；咼纬度国家农作物 产量可能增加。3对水循环的影响 可能使烝发加大，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（课本 P54）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 河流主要补给类型及特点补给 类型补给 季节补给 特点我国分 布地区

23、径流量的季节变化（以我国为例）雨水 补给我国以 夏秋两水量变化 大时间集 中不连续普遍，尤 以东部季 风区最典 型径流变化与降水量变化 一致，具有明显的季节变 化和年际变化。李为王季节性 积雪融 水补给春季1季节性2水量稳定3连续性东北地区东北地区河流有季 节性积雪融水补给 形成的春汛和降水 补给形成的夏汛。冬 季气温低河流封冻冰川融水补给夏季有明显的 季节、日变 化水量较 稳定西北地 区、青藏 高原径流变化与气温变化密 切相关。1、2月份径流 出现断流的原因：气温低 于0C, 冰川无融水。湖泊水补给全年1较稳定2对径流有 调节作用普遍1河流水与湖泊水的相 互补给关系：枯水期湖泊 水补给河流水

24、，丰水期 河流水补给湖泊水2河流水、湖泊水与地下 水间的相互补给关系：当地下水1稳定2一般与河 流有互补作用河流、湖泊水位咼于地下 水位时，河流水、湖泊水 补给地下水。反之，地下 水补给河流水、湖泊水。特例：黄河下游为“地上悬河” ，河水补给地下水。 3.水循环类型（课本 P55图3.3 ）水循环类型发生区域主要环节作用人类干预和控制的环 节海陆间循 环（大循环）海陆之间蒸发、水汽输送、降 水、下渗、形成地表 径流和地下径流（其 中内陆循环包含植物 的蒸腾作用）最重要的水循环，使 陆地水不断得到补充， 水资源得以再生地表径流（人类影响最 大的环节，影响方式是 植树造林和修建水利 工程）；蒸发、降水、下 渗陆地内循 环陆地内部补充陆地水数量很 少海上内循环海洋内部携带水量最大的水 循环第二节大规模的海水运动 1.世界海洋表层洋流的分布洋流形成因素：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 力的影响表层洋流分布规律：（参看课本P57图3.5，掌握各大洋洋流分布及洋流