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《行星地球》——宇宙中的地球
整章知识框架
宇宙中的地球——知识框架
一、地球在宇宙中的位置
天体概念：天体是指宇宙间物质的存在形式。
①天体类型
恒星：由炽热气体组成，自身能发光发热的球状或类似球状的天体
星云：由气体和尘埃组成的呈云雾状外表的天体
行星：在椭圆形轨道上环绕太阳运行的、近似球形的天体。自身不能发光。
卫星：环绕行星运行的、质量很小的一种天体。月球是地球的惟一的一颗卫星。
流星体：行星际空间的尘粒和固体小块。沿同一轨道绕太阳运行的大群流星体，称为流星群，闯入地球大气层的流星体，因同大气摩擦而产生的光迹，划过长空，好像从空中的某一点向外散射开，这种现象叫做流星体。
彗星：在扁长轨道上绕太阳运行的一种质量较小的天体，呈云雾状。
此外，还有其它的星际物质。其中，恒星和星云是两种最基本的天体
②天体系统的层次
任何天体在宇宙中都有自己的位置，各天体之间相互吸引相互绕转，形成天体系统。各级天体系统的组成如下：
地月系：月球绕地球转动形成地月系。地球是中心天体，月球是地球的惟一的天然卫星。
太阳系：太阳、地球和其他行星及其卫星、小行星、彗星、流星体、星际物质构成太阳系。
银河系：太阳系和其他恒星系构成银河系。在银河系以外，还有大约10亿个同其相类似的天体系统，人称河外星系。
总星系：银河系和现阶段所能观测到的河外星系，统称为总星系。
天体系统共分为四个等级，按照从低级到高给的顺序依次为：行星系——恒星系——星系——总星系
二、地球是太阳系中一颗普通行星
太阳系中距太阳由近及远的八大行星分别是：水星、金星、地球、火星、木星、土星、天王星、海王星。
① 大行星的运动特征：同向性、共面性、近圆性
②八大行星的结构特征
划分依据：距日距离、质量、体积
分类：类地行星（水金地火）、巨行星（木土）、远日行星（天海）
三、地球是一颗特殊的行星
表现：地球上存在生命
原因：A、日地距离适中——地球表面有适于生命过程发生和发展的温度条件
B、质量和体积适中——地球引力可以使大量的气体聚集在地球的周围，形成包围地球的大气层
C、地球上有液态水——地球的内部结构和物质运动，从而原始海洋的形成。
地球是太阳系中目前已知的惟一一颗适合生物生存和繁衍的行星，究其原因，除其所处的位置及自身条件外，还和它所处的宇宙环境的很大的关系。在太阳系中，大小行星绕日公转方向一致，而且绕日公转轨道几乎在同一个平面上，大小行星各行其道，互不干扰，使地球处于一种比较安全的宇宙环境之中。
知识扩展：
地球是一颗既普通又特殊的行星，地球是太阳系中的一颗普通行星，是指在太阳系八颗行星中，地球的质量、体积、平均密度和公转运动，与其他行星相比，尤其与类地行星相比，并没有什么特别的地方。具体表现为：
(1)都是本身不发光、不透明的近似球状的天体。
(2)运动特征方面具有同向性、共面性、近圆性等特征。
(3)在质量、体积、密度、自转和公转周期、平均密度等结构特征方面与其相邻的行星相似。
地球的特殊性在于地球是太阳系中唯一存在生命的天 体。地球具备生物生存和繁衍的条件，这与其外部环境和自身条件有密切关系，具体如下：
地球存在生命的外部条件
地球存在生命的自身条件
自身条件主要指合适的温度条件、大气条件和液态水的存在。如下表所示：
用简图表示如下：
二、地球是太阳系中一颗普通行星
太阳系中距太阳由近及远的八大行星分别是：水星、金星、地球、火星、木星、土星、天王星、海王星。
① 大行星的运动特征：同向性、共面性、近圆性
②八大行星的结构特征
划分依据：距日距离、质量、体积
分类：类地行星（水金地火）、巨行星（木土）、远日行星（天海）
三、地球是一颗特殊的行星
表现：地球上存在生命
原因：A、日地距离适中——地球表面有适于生命过程发生和发展的温度条件
B、质量和体积适中——地球引力可以使大量的气体聚集在地球的周围，形成包围地球的大气层
C、地球上有液态水——地球的内部结构和物质运动，从而原始海洋的形成。
地球是太阳系中目前已知的惟一一颗适合生物生存和繁衍的行星，究其原因，除其所处的位置及自身条件外，还和它所处的宇宙环境的很大的关系。在太阳系中，大小行星绕日公转方向一致，而且绕日公转轨道几乎在同一个平面上，大小行星各行其道，互不干扰，使地球处于一种比较安全的宇宙环境之中。
知识扩展：
地球是一颗既普通又特殊的行星，地球是太阳系中的一颗普通行星，是指在太阳系八颗行星中，地球的质量、体积、平均密度和公转运动，与其他行星相比，尤其与类地行星相比，并没有什么特别的地方。具体表现为：
(1)都是本身不发光、不透明的近似球状的天体。
(2)运动特征方面具有同向性、共面性、近圆性等特征。
(3)在质量、体积、密度、自转和公转周期、平均密度等结构特征方面与其相邻的行星相似。
地球的特殊性在于地球是太阳系中唯一存在生命的天 体。地球具备生物生存和繁衍的条件，这与其外部环境和自身条件有密切关系，具体如下：
地球存在生命的外部条件
地球存在生命的自身条件
自身条件主要指合适的温度条件、大气条件和液态水的存在。如下表所示：
用简图表示如下：
太阳活动对地球的影响
太阳活动对地球的影响很大。当太阳黑子和耀斑增多时，其发射的电磁波进入地球大气层、甚至到达地球表面，给地球带来多方面的影响，现总结如下：
(1)电磁波扰乱大气层→干扰无线电短波 通信，甚至使其中断。
(2)高能带电粒子流扰乱磁场→罗盘指针剧烈颤动，不能正确指示方向，产生“磁暴”。
(3)高能带电粒子与两极高空大气碰撞→出现极光。
(4)影响自然灾害的发生→地震、水旱灾害等。
知识扩展
在宇宙中太阳只是一颗普通的恒星，但对于地球来说却是非常重要的恒星。太阳是一个巨大的炽热气体球，主要成分是氢和氦，其表面温度达6000K。太阳源源不断地以电磁波的形式向四周放射能量，即太阳辐射。
太阳辐射对地球的影响主要体现在以下两个方面：
1)太阳辐射对地理环境的形成和变化的影响
2)太阳辐射对人类生产和生活的影响
太阳辐射的分布规律及影响因素
到达大气上界的太阳辐射和到达地面的太阳辐射是不相同的。具体分析如下图所示：
结合图示可以得出：①到达大气上界的太阳辐射的分布规律为由低纬向高纬递减；影响太阳辐射的主要因素是纬度。②到达地面的太阳辐射除受纬度的影响外，还受大气状况、季节、地面状况等的影响。
知识扩展
东亚季风和南亚季风比较
世界主要气候类型分布
热带地区的主要气候类型有：
(1)热带雨林气候，也称赤道雨林气候。位于各洲的赤道两侧，向南、北延伸5°～10°左右，如南美洲的亚马孙平原，非洲的刚果盆地和几内亚湾沿岸，亚洲东南部的一些群岛等。这些地区位于赤道低压带，气流以上升运动为主，水汽凝结致雨的机会多，全年多雨，无干季，年降水量在2000毫米以上，最少雨月降水量也超过60毫米，且多雷阵雨；各月平均气温为25°-28℃，全年长夏，无季节变化，年较差一般小于3℃，而平均日较差可达6°-12℃。在这种终年高温多雨的气候条件下，植物可以常年生长，树种繁多，植被茂密成层。
(2)热带干湿季气候，也称热带草原气候。主要分布在赤道多雨气候区的两侧，即南、北纬5°-15°左右（有的伸达25°）的中美、南美和非洲。其主要特点，首先是由于赤道低压带和信风带的南北移动、交替影响，一年之中干、湿季分明。当受赤道低压带控制时，盛行赤道海洋气团，且有辐合上升气流，形成湿季，潮湿多雨，遍地生长着稠密的高草和灌木，并杂有稀疏的乔木，即稀树草原景观。当受信风影响时，盛行热带大陆气团，干燥少雨，形成干季，土壤干裂，草丛枯黄，树木落叶。与赤道多雨气候相比，一年至少有1-2个月的干季。其次是全年气温都较高，具有低纬度高温的特色，最冷月平均温度在16°-18℃以上。最热月出现在干季之后、雨季之前，因此，本区气候一般年分干、热、雨三个季节。气温年较差稍大于赤道多雨气候区。
(3)热带干旱与半干旱气候，也称热带荒漠气候。主要分布于热带干湿季气候区以外，大致在南、北纬15°-30°之间，以非洲北部、西南亚和澳大利亚中西部分布最广。热带干旱气候区常年处在副热带高气压和信风的控制下，盛行热带大陆气团，气流下沉，所以炎热、干燥成了这种气候的主要特征；气温高，有世界“热极”之称。降水极少，年降雨量不足200毫米，且变率很大，甚至多年无雨，加以日照强烈，蒸发旺盛，更加剧了气候的干燥性。热带半干旱气候，分布于热带干旱气候区的外缘，其主要特征：一是有一短暂的雨季，年降水量可增至500毫米；二是向高纬一侧的气温不如向低纬一侧的高。
(4)热带季风气候。主要分布在我国台湾南部、雷州半岛、海南岛，以及中南半岛、印度半岛的大部分地区、菲律宾群岛;此外，在澳大利亚大陆北部沿海地带也有分布。这里全年气温皆高，年平均气温在20℃以上，最冷月一般在18℃以上。年降水量大，集中在夏季，这是由于夏季在赤道海洋气团控制下，多对流雨，再加上热带气旋过境带来大量降水，因此造成比热带干湿季气候更多的夏雨;在一些迎风海岸，因地形作用，夏季降水甚至超过赤道多雨气候区。年降水量一般在1500-2000毫米以上。本区热带季风发达，有明显的干湿季，即在北半球冬吹东北风，形成干季；夏吹来自印度洋的西南风（南半球为西北风），富含水汽，降水集中，形成温季。
(5)热带海洋性气候（基本上是热带雨林和热带草原气候）。出现在南、北纬10°-25°信风带大陆东岸及热带海洋中的若干岛屿上。如中美洲的加勒比海沿岸、西印度群岛、南美洲巴西高原东侧沿海的狭长地带、非洲马达加斯加岛的东岸、太平洋中的夏威夷群岛和澳大利亚昆士兰沿海地带。这些地区常年受来自热带海洋的信风影响，终年盛行热带海洋气团，气候具有海洋性。气温年、日较差都小，但最冷月平均气温比赤道稍低，年较差比赤道多雨气候稍大，年降水量一般在2000毫米以上，季节分配比较均匀。
温带是冷暖气流相互角逐的地区，气温、降水的季节变化和非周期变化都很显著。尤其是北半球温带地区的大陆面积宽广，地形复杂，气候类型更多。
(1)温带海洋性气候。位于大陆西岸，南、北纬40°-60°地区。终年处在西风带，深受海洋气团影响，沿岸又有暖流经过，冬无严寒，夏无酷暑，最冷月平均气温在0℃以上，最热月在22℃以下，气温年、日较差都小。全年都有降水，秋冬较多，年降水量在1000毫米以上，在山地迎风坡可达2000-3000毫米以上。这种气候在西欧最为典型，分布面积最大，在南、北美大陆西岸相应的纬度地带以及大洋洲的塔斯马尼亚岛和新西兰等地也有分布。
(2)亚热带夏干气候，也称地中海式气候。位于副热带纬度的大陆西岸，约在纬度30°-40°之间，包括地中海沿岸、美国加里福尼亚州沿海、南美智利中部沿海、南非的南端和澳大利亚的南端。它是处在热带半干旱气候与温带海洋性气候之间的过渡地带。这些地区受气压带季节位移影响显著，夏季受副热带高气压控制，气流下沉，因而除大陆西部沿海受寒流影响外，夏温十分炎热，下沉气流不利兴云致雨，所以气候干燥；冬季受西风影响，温和湿润。全年雨量适中，年降水量在300-1000毫米之间，主要集中在冬季。
(3)温带季风气候。出现在北纬35°-55°左右的亚欧大陆东岸，包括我国华北和东北、朝鲜的大部、日本的北部以及苏联远东地区的一部分。冬季这里受来自高纬内陆偏北风的影响，盛行极地大陆气团，寒冷干燥；夏季受极地海洋气团或变性热带海洋气团影响，盛行东和东南风，暖热多雨，雨热同季。年降水量1000毫米左右，约有三分之二集中于夏季。全年四季分明，天气多变，随着纬度的增高，冬、夏气温变幅相应增大，而降水逐渐减少。
(4)亚热带季风气候。出现在北纬25°-35°亚热带大陆东岸，它是热带海洋气团和极地大陆气团交替控制和互相角逐交绥的地带。主要分布在我国东部秦岭淮河以南、热带季风气候型以北的地带，以及日本南部和朝鲜半岛南部等地。这里冬季温暖，最冷月平均气温在0℃以上；夏季炎热，最热月平均气温大于22℃，气温的季节变化显著，四季分明。年降水量一般在1000-1500毫米，夏季较多，但无明显干季。同温带季风气候相比，季节变化基本相似，只是冬温较高，年降水量增多。
(5)温带大陆性湿润气候。分布在北纬35°-55°之间的北美大陆东部（西经100°以东）和亚欧大陆温带海洋性气候区的东侧。这种气候在气温、降水的变化上同温带季风气候有些类似，但风向和风力的季节变化不像温带季风气候那样明显。冬季由于气旋活动影响，降水稍多；夏季有对流雨，但夏雨集中程度不像温带季风气候那样显著。天气的非周期性变化也很大。
(6)亚热带湿润气候。分布在北美大陆东部北纬25°-35°的大西洋沿岸和墨西哥湾沿岸地带，南美洲的阿根廷、乌拉圭和巴西南部，非洲的东南沿海和澳大利亚的东岸等地区。从纬度位置和海陆位置来看，它们和东亚的亚热带季风气候区是相似的，但由于所处的大陆面积较小，海陆热力差异不像东亚那样突出，因此没有形成季风气候。这里的气候特点近似亚热带季风气候，而不同之处在于冬夏温差较小，降水季节分配比较均匀。
(7)温带和亚热带大陆性干旱与半干旱气候。这种气候在北半球占有广大面积，主要分布在北纬35°-50°的亚洲和北美大陆的中心部分。这里深居内陆或沿海有高山屏峙受不到海风影响，终年为极地大陆气团和热带大陆气团交互控制下，冬寒夏热，气温年、日较差都大，降水量少，呈现大陆性气候特征。由于所处纬度的不同，两种气候型在气温上也有差异，亚热带大陆性干旱半干旱气候，气温显著高于温带大陆性干旱与半干旱气候，冬季月平均气温一般在0℃以上。此外，在南美大陆的阿根廷中南部因处于西风带的雨影地区，来自太平洋的气流越过安第斯山脉后下沉而绝热增温，加之沿海有寒流经过，空气稳定，所以全年干旱少雨，亦呈现温带大陆性干旱半干旱气候特征。上述地区由于干旱程度不同，自然植被有明显差异。干旱地区年降水量一般在250毫米以下，植物很少，呈现荒漠景色;在干旱区外围，年降水量在250-500毫米之间，为半干旱地区。
(8)亚寒带大陆性气候，也称亚寒带针叶林气候。这种气候出现在北纬50°-65°之间，呈带状分布，横贯北美和亚欧大陆。具体来说，在北美从阿拉斯加经加拿大到拉布拉多和纽芬兰的大部分；在亚欧大陆西起斯堪的纳维亚半岛（南部除外），经芬兰和苏联西部（南界在列宁格勒—高尔基城—斯维尔德洛夫斯克一线）至苏联东部（除南部以外）。北部以最热月10℃等温线为界。这一带的气候主要受极地海洋气团和极地大陆气团的影响，并为极地大陆气团的源地。在冬季，北极气团侵入机会很多；在暖季，热带大陆气团有时也能伸入。该类气候的主要特征是：冬季漫长而严寒，每年有 5-7个月平均气温0℃以下，并经常出现-50℃的严寒天气；夏季短暂而温暖，月平均气温在10℃以上，高者可达18°-20℃，气温年较差特别大；年降水量一般为300-600毫米，以夏雨为主。因蒸发微弱，相对湿度很高。
寒带气候的特点
(1)极地长寒气候苔原气候。分布在北美大陆和亚欧大陆的北部边缘（南以最热月10℃等温线与亚寒带大陆性气候相接）、格陵兰岛沿海的一部分及北冰洋中的若干岛屿；在南半球则分布在马尔维纳斯群岛、南设得兰群岛和南奥克尼群岛等地。其特征是：全年皆冬，一年中只有1-4个月月平均气温在0°-10℃之间，冬季酷寒而漫长；年降水量约200-300毫米，以雪为主；地面有永冻层，只有地衣、苔藓等低等植物。
(2)极地冰原气候。分布在极地及其附近地区，包括格陵兰、北冰洋的若干岛屿和南极大陆的冰原高原。这里是冰洋气团和南极气团的发源地，整个冬季处于永夜状态，夏半年虽是永昼，但阳光斜射，所得热量微弱，因而气候全年严寒，各月温度都在0℃以下；南极大陆的年平均气温为-25℃，是世界上最寒冷的大陆，1967年挪威人曾测得-94.5℃的绝对最低气温，可堪称为世界“寒极”。地面多被巨厚冰雪覆盖，又多凛冽风暴，植物难以生长。
《地球上的大气》—— 气压带和风带
二、北半球冬、夏季气压中心
成因：由于海陆热力性质差异，大陆增温和冷却的速度快于海洋。
气压分布：北半球，7月，副热带高气压带被大陆上的热低压切断，使高压仅保留在海洋上；1月，副极地低气压带被大陆上的冷高压切断，使低压仅保留在海洋上；南半球：呈带状分布。
南北半球的气压带分布特点
影响中国的气压：冬季蒙古-西伯利亚高压对我国影响显著；夏季西太平洋副热带高压对我国影响很大。
东亚季风：成因：海陆热力性质差异；风向：冬季盛行西北风、夏季盛行东南风；性质：冬季风寒冷干燥、夏季风温暖湿润。
东亚季风和南亚季风成因的差异
附注：北半球因陆地面积大，且海陆相间分布，陆地和海洋的热力差异对气压分布的影响显著：夏季陆地气温高于海洋，热低压强盛，切断了副热带高气压带，使其成块状保留在海洋上；冬季陆地气温低于海洋，陆上形成冷高压，切断了副极地低气压带，也使其成块状保留在海洋上。这样理想状态下的气压带状分布变成冬、夏季交替变化的气压中心，进而导致大气环流的变化。
三、气压带和风带对气候的影响
大气环流作用：使高低纬度之间、海陆之间的热量和水分得到交换；是各地天气变化和气候形成的重要因素。
影响气候的形成：不同气压带和风带控制下的地区，会形成不同的气候类型；
注：气压带和风带是气候形成的一个重要因素，但不是唯一因素；一个地方气候的形成是太阳辐射、大气环流、海路分布、地形、洋流等因素综合影响的结果。
部分气候类型下的环流形式（详见教材P39 图2.16世界气候类型的分布）
热带雨林气候：终年受赤道低气压带控制；
温带海洋性气候：终年受西风控制；
地中海气候：受副热带高气压带和西风带交替控制。
《地球上的大气》——常见天气系统
一、锋与天气
锋的形成
气团：水平方向上温度、湿度等物理性质分布比较均一的大范围空气，可以分为冷气团和暖气团两类。具体区别如下：
(1)根据冷暖气团的概念区分。气团温度比它所经过地区气温高（或低）的，就是暖气团（或冷气团）。
(2)根据源地的纬度高低和气温高低区分。形成和来源于较高纬度的气团一般是冷气团，反之则是暖气团。
(3)根据气团形成以后的移动方向区分。自较低纬度地区移向较高纬度地区的气团，是暖气团；反之则是冷气团。因此，在北半球，自南向北移动的气团是暖气团，自北向南移动的气团是冷气团；南半球则反之。
锋面：当性质不同的两个气团（暖气团、冷气团），在移动过程中相遇时，它们之间就会出现一个狭窄倾斜的交界面，叫做锋面。
锋线：锋面与地面相交而成的线，叫做锋线。
锋：一般把锋面和锋线统称为锋
即锋的形成：当冷暖两种性质不同的气团在移动过程中相遇时，不同性质气团之间形成的过渡层，叫做锋。它是由一系列要素构成的，如下表所示：
冷锋：冷气团主动向暖气团方向移动的锋，移动速度比较快，常带来大风、雨雪、降温天气。
暖锋：暖气团主动向冷气团方向移动的锋，移动速度比较慢，可形成连续性降水或雾。
准静止锋：冷暖气团势力相当，使锋面来回摆动的锋，常形成持续的阴雨天气。
锋面的三大特征
①锋面有坡度：锋面在空间向冷区倾斜，具有一定坡度。
②气象要素有突变：气团内部的温、湿、压等气象要素的差异很小，而锋两侧的气象要素的差异很大。
③锋面附近天气变化剧烈：由于锋面有坡度，冷暖空气交绥，暖空气可沿坡上升或被迫抬升，且暖空气中含有较多的水汽，因而，空气绝热上升，水汽凝结，易形成云雨天气。知识扩展
1、锋面雨带位置的确定
关键是理解好“锋前”和“锋后”中的“前”和“后”的含义。前、后既是相对于锋面移动的方向而言，也是相对于锋线（锋面与地面的交线）而言。
2、冷锋与暖锋的判断
(1)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。
(2)看冷气团运动方向
若冷气团的运动只有向暖气团一个方向，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。
(3)看锋面坡度
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;而暖气团运动速度慢，暖气团势力强大时，形成的暖锋锋面坡度较小。
(4)看雨区范围及位置
不论冷锋还是暖锋，降水都主要在冷气团控制范围内。
(5)看过境前后气压、气温变化
《地球上的大气》—— 气压带和风带的形成
一、气压带和风带的形成
大气环流
(1)概念：全球性的有规律的大气运动，它反映了大气运动长时期的平均状态。
(2)成因：太阳辐射的纬度差异，造成高低纬度间的热量差异，驱使大气不断地运动、输送和交换热量。
三圈环流的形成和气压带、风带的分布（以北半球为例，如下图）
(1)三圈环流
成因：高低纬度间的受热不均和地转偏向力共同作用的结果。
组成：a低纬环流、b中纬环流、c高纬环流。
(2)气压带、风带的分布
气压带：A赤道低气压带、B副热带高气压带、C副极地低气压带、D极地高气压带。
风带：E东北信风，风向为东北风；F盛行西风带，风向为西南风；G极地东风带，风向为东北风
三圈环流图及低纬环流示意图
①低纬环流形成于赤道和北纬30°之间；中纬环流形成于北纬30°～60°；高纬环流形成于北纬60°～90°
②赤道地面气温高，空气受热上升，使地面形成赤道低气压带、高空形成高压；北纬30°的地面形成高压的原因是：来自赤道上空向北流的空气受地转偏向力的影响，由南风逐渐右偏成西南风，在北纬30°附近偏转变成自西向东的西风，导致“堆积效应”；北纬30°附近的上空堆积产生下沉气流，形成副热带高气压带。
而在北纬90°，由于气温低，盛行下沉气流，形成了极地高气压带；在两个高气压之间的北纬60°，则形成了副极地低气压带，它的形成与来自副热带高气压带和极地高气压带的两支冷暖不同的气流有关。由于这两支性质不同的气流在北纬60°附近相遇，暖轻的气流便爬升到冷重的气流之上，形成副极地上升气流。上升到高空后即向南北分流，其中向低纬方向流动的高空气流，流向副热带高气压带的上空，随后转为下沉气流，这样便在副热带高气压带和副极地低气压带之间形成了一个完整的中纬环流。
而向高纬方向流动的高空气流，在极地地区下沉，于是便在副极地低气压带和极地高气压带之间形成高纬环流。致使北纬60°附近的近地面气压降低，形成副极地低气压带。
③在近地面，空气则从副热带高气压带流出，向南的一支流向赤道低气压带，逐渐右偏成为东北风，形成东北信风带，同理，在南半球，则形成东南信风带。东北信风带与东南信风带在赤道附近辐合上升。这样，在赤道与副热带地区之间形成两个低纬环流圈的同时，又形成了南北半球的两个信风带。在北纬30°～60°盛行从副高吹来的西南风，形成西风带；在60°～90°盛行从极地高气压带吹来的东北风，形成极地东风带。
④赤道地区为上升气流，易形成降水，北纬30°地区为下沉气流，不易形成降水。因为在北纬60°有冷暖性质不同的气流相遇，形成锋面，所以容易产生降水。北纬90°因为盛行下沉气流，因此不容易产生降水。
地球上的风带和气压带分布
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)移动规律：就北半球而言，与二分日相比，气压带和风带的位置大致夏季偏北，冬季偏南。
知识扩展
1.气压带、风带的形成与分布（以北半球为例）
影响因素：①太阳辐射引起的高、低纬度之间的冷热差异，是大气环流产生的根本原因。②水平气压梯度力是大气水平运动产生的直接原因和原动力，加上地转偏向力的存在，促成了“三圈环流”的形成。
全球气压带风带的形成与分布可以分为四步来看：
第一步：地球球面均一，地球不自转——单圈闭合环流，是在单一的水平气压梯度力的作用下形成的。如下图所示：
第二步：地球球面均一，地球自转——三圈环流，是在水平气压梯度力和地转偏力的共同作用下形成的，如下图所示：
第三步：气压带与风带的纬度分布，如下图所示：
注：上述风均是在水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力共同作用下形成的。
第四步：地球球面均一，地球运动——气压带、风带随季节有规律的移动，如下图所示：
附注：(1)由于地面冷热不均，近地面形成的低、高气压，称为热力型气压。如赤道低气压带和极地高气压带。
(2)由于气流运动造成的气压称为动力型气压。在近地面气流辐合上升、气压降低，如副极地低气压带;气流辐散下沉 、气压升高，如副热带高气压带。
2.全球气压带和风带的移动
气压带、风带的形成和分布，是以太阳直射赤道为前提的。实际上，在地球公转的过程中，太阳直射点每年都在有规律地南北移动，由此产生了气压带和风带的季节移动现象。在北半球，与二分日相比，气压带和风带的位置大致夏季偏北，冬季偏南。若黄赤交角变为0°，则太阳始终直射在赤道上，气压带和风带不移动。
气压带的分布及其特征对比
风带的分布及其特征对比
《地球上的大气》——冷热不均引起大气运动
《地球上的大气》知识框架
本节知识框架
一 、大气的受热过程
大气的受热过程示意图
大气的热源：太阳辐射能是地球大气最重要的能量来源；地面是近地面大气主要、直接的热源。
实质：大气受热过程，实际上是太阳辐射、地面辐射和大气辐射之间相互转化的过程
意义：大气的受热过程影响着大气的热状况，温度分布和变化，制约着大气的运动状态。
大气对太阳辐射的影响：太阳辐射经过大气层时，部分被大气吸收胡鹏反射，大部分到达地面，并被地面发射和吸收。
大气保温作用：
地面增温：地面吸收太阳辐射能而增温
大气增温：近地面大气吸收地面辐射而增温
大气保温效应：大气逆辐射将大部分热量返还地面
二、热力环流
大气运动的根本原因：高低纬度间的温度差异。
热力环流：由于地面冷热不均而形成的空气环流。
热力环流的形成：
(1)受热→气流上升→近地面气压低→高空气压高。
(2)冷却→气流下沉→近地面气压高→高空气压低。
(3)水平运动：气压高的地方流向气压低的地方。
三、大气的水平运动
大气运动的基本原理：地面受热不均，导致空气上升和下沉运动，进而使同一水平面上产生了气压差异，产生了水平气压梯度力，从而引起空气的水平运动，形成风。
大气的水平运动——风
同一水平面上单位距离间的气压差叫做水平气压梯度。
只要在水平面上存在着气压梯度，就会产生促使大气由高气压区流向低气压区的力，即水平气压梯度力
(1)水平气压梯度力：形成风的直接原因，方向垂直于等压线，由高压区指向低压区。
(2)地转偏向力：方向与物体的运动方向垂直，北半球向右偏，南半球向左偏，赤道上不偏转。
(3)摩擦力：方向与风向相反，高空可忽略不计。
风向：高空大气主要受地转偏向力和水平气压梯度力的影响，风向与等压线平行。近地面的大气受水平气压梯度力、地转偏向力和地面摩擦力三个力的作用，近地面大气的风向与等压线有一个夹角。
知识扩展
1.图示法理解大气受热过程及其对地面的保温作用
由图可知，大气的受热和保温过程可以概括为三个阶段：
(1)“太阳暖大地”：太阳辐射能是地球最主要的能量来源。太阳辐 射在穿过大气层时，大气对太阳辐射起削弱作用，小部分能量被吸收（臭氧和氧原子吸收大部分波长较短的紫外线，水汽和二氧化碳吸收一部分波长较长的红外线）和反射（云层和大颗粒尘埃反射作用较强），大部分透过大气射到地面，地面因吸收太阳辐射能而增温。
(2)“大地暖大气”：地面增温的同时向外辐射热量。相对于太阳短波辐射，地面辐射是长波辐射，除少数透过大气返回宇宙空间外，绝大部分被近地面大气中的水汽和二氧化碳吸收，使大气增温。
(3)“大气还大地”：大气在增温的同时，也向外辐射热量，既向上辐射，也向下辐射，其中大部分射向地面，称为大气逆辐射，大气逆辐射把热量还给地面，在一定程度上补偿了 地面辐射损失的热量，对地面起到了保温作用。
2.太阳辐射、地面辐射与大气辐射之间的相互关系
3.热力环流的形成过程
热力环流是由于近地面冷热不均而形成的一种环流形式，结合等压面示意图对其形成过程分析如下：
可简单归纳为：近地面冷热不均→气流的垂直运动（上升或下沉）→近地面和高空在水平面上气压差异→大气的水平运动→形成高低空热力环流。
几种常见的热力环流
(1)海陆风（因为白天温度陆地高——热源、海洋低——冷源吹海风，夜晚温度海洋高——热源、陆地低——冷源吹陆风）
海陆热力性质差异，海洋热容量大，陆地热容量小，因此，海洋升温降温较慢，陆地升温降温较快。白天，陆地受热升温快，海洋受热升温慢，从而产生了冷热差异，近地面风由海洋吹向陆地；夜晚，陆地降温较快，海洋降温较慢，从而产生了冷热差异，近地面风由陆地吹向海洋。
(2)山谷风（白天吹谷风——山谷吹向山顶、夜晚吹山风——山顶吹向山谷）
白天山顶最先接触太阳照射，山顶大气受热上升，山谷的气流就要补充山顶亏空的大气，风从山谷吹向山坡，形成谷风。相反，夜晚山顶气温降温快，山谷的大气上升，山顶大气补充山谷，风从山坡吹响山谷，形成山风。
(3)城市风（从郊区吹向城市）
城市中心温度比郊区高,空气做上升运动,在高空流向郊区,然后下沉,并又从地面流向城市中心.这就是城市风的形成.
4.大气的水平运动——风
形成风的直接原因——水平气压梯度力
水平气压梯度力有三个特点：一是由高压指向低压；二是垂直于等压线；三是其大小与水平气压梯度(单位距离间的气压差)成正比。
风的形成主要受三个力的作用，它们分别是水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力。它们对风向、风速各具有不同的影响，结合图示具体分析如下：
(1)水平气压梯度力与风速、风向
水平气压梯度力是形成风的直接原因，在它的影响下水平面上风由高压区流向低压区，风向垂直于等压线；一般来说，单位距离间水平气压梯度越大，则水平气压梯度力越大，风速往往越快。
(2)地转偏向力与风向
地转偏向力促使物体水平运动方向 产生偏转，它作用于风，只是使风向发生改变，不影响风速。地转偏向力始终与风向垂直，在北半球促使风向右偏，在南半球促使风向左偏。在赤道上，不偏转。如图所示：
在水平气压梯度力与地转偏向力共同作用下形成西风（北半球）
只有水平气压梯度力和地转偏向力时，二力平衡后，风向与等压线平行。实际大气中，在高空摩擦力忽略不计，最终风向平行于等压线。
(3)摩擦力与风速
摩擦力的方向始终与风向相反，作用在一条直线上，使风速降低。当三力共同发挥作用时，风向与等压线有一个夹角。
《行星地球》——地球的圈层结构
知识框架
一、地球的内部圈层
地球内部的结构的研究：由于地球内部的知识主要来自对地震波的研究。
当地震发生时，地下岩石受到强烈冲击，产生弹性震动，并以波的形式向四周传播，这种弹性波叫地震波。地震波有纵波（P波）和横波（S波）之分。纵波传播速度较快，可以通过固体、液体和气体传播；横波的传播速度较慢，只能通过固体传播。
地震波传播速度与地球内部圈层的划分
以莫霍界面和古登堡界面为界，可以将地球内部划分为地壳、地幔和地核三个圈层
(1)由于地震波在不同的介质中传播的速度不同，地震波在经过不同介质的界面时就会发生反射和折射现象，科学家正是利用了地震波的上述性质，通过对地震波的精确测量，“透视”了地球内部的结构。
(2)从地球内部地震波曲线图上可以看出，地震波在一定深度发生突然变化，这种速度发生突然变化的面，叫做不连续面。
(3)地球内部有两个不连续面。一个在地面下平均33千米处（指大陆部分），在这个不连续面以下，纵波和横波传播速度都明显增加。这个不连续面是奥地利地震学家莫霍洛维奇首先发现的，所以叫莫霍面。另一个在地下2900千米深处，纵波传播速度突然下降，横波则完全消失。这个不连续面是德国地震学家古登堡最早研究的，所以叫古登堡面。
(4)用莫霍面和古登堡面为界面，把地球内部划分为地壳、地幔和地核三个圈层。所以地球的内部圈层是依据地震波传播的突然变化的两个不连续面（莫霍面和古登堡面）来划分的。
地球内部圈层各层的特点
二、地球的外部圈层
地球外部圈层的结构
各外部圈层的概况比较
地球的外部圈层包括大气圈、水圈、生物圈等，这些圈层之间相互联系、相互制约，形成人类赖以生存和发展的自然环境。各外部圈层的概况、特点见下表：
《行星地球》——地球自转的地理意义
一、昼夜交替和时差
1.昼夜交替
产生的原因：由于地球是一个既不发光、也不透明的球体，在地球自转的过程中，任何时刻阳光只能照亮地球的一半。
被太阳光照亮的半球——向着太阳的半球——白天；未被太阳光照亮的半球——背着太阳的半球——黑夜。从而可以看出，昼夜形成的根本原因——地球是一个不透明的球体。
周期是1个太阳日。昼夜交替影响着人类的起居作息，太阳日也被用来作为基本的时间单位。
2.晨昏线（圈）
概念：昼半球与夜半球的分界线（圈）。
意义：纬线上昼弧与夜弧的分界线。
3.地方时
成因：地球自西向东自转，同一纬度地区东边的地点比西边的地点时间早。
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。
4.时区和区时
时区划分：全球共可划分24个时区，每个时区跨经度15°。
区时：每个时区中央经线的地方时作为本区的区时。
北京时间：东八区的区时（120°E的地方时；北京所在时区的区时）。
区时的换算：相邻两个时区的区时相差1小时。
5.国际日界线
为避免日期的紊乱，规定原则上以180°经线作为国际日界线。其意义：“今天”和“昨天”的分界线。
二、沿地表水平运动物体的偏移
产生原因：地球自转
偏移规律：北半球向右偏转，南半球向左偏移，赤道上没有偏转。
表现：在气流和水流的水平运动中表现最为明显。
知识扩展
见教材P16图1.19昼半球和夜半球
“昼夜现象”与“昼夜交替”有什么区别?
“昼夜现 象”和“昼夜交替”产生的原因不同。地球是一个不发光、不透明的球体，使得在同一时间里，地球只能被太阳照亮一半，即产生了昼夜现象。由于地球的自转，产生了昼夜交替。“昼夜现象”是静态现象，“昼夜交替”是动态现象。
晨昏线的特点、判定及应用
晨昏线的六个特点：
1、平分地球的一个大圆；
2、晨昏线所在的平面与太阳光线垂直，地球球面上的晨昏线与太阳光线垂直相切；
3、晨昏线平分赤道；
4、晨昏线与经线的夹角变化范围为0°-23°26′，当春分、秋分日时与经线圈重合，当二至日时晨昏线与经线夹角为23°26′；
5、晨昏线与纬线圈的夹角变化范围为66°34′-90°，只有在二至日才与极圈相切；
6、晨昏线由东向西以15°/小时的速度移动。
晨昏线的判断
不同的图形中，晨昏线的表现不一，但都可以巧用概念来判断。晨线：顺着地球自转的方向，由夜半球进入昼半球的分界线。昏线：顺着地球自转的方向，由昼半球进入夜半球的分界线。
侧视图
地球侧视图是最常见的一种日照图，一般北极在上、南极在下，地球自西向东自转。赤道为一条居中直线，居中的一条经线也为直线，其余各条经线为弧线。晨昏线为直线，与太阳光垂直，并平分赤道。二分日时，晨昏线起止于南北两极，全球昼夜平分（晨昏线将任意一条纬线平分为昼弧、夜弧）；二至日时，晨昏线起止于南北极圈的各一端，除赤道上昼夜平分外，其他各条纬线昼弧和夜弧都不相等。上图为北半球夏至日，AB为晨昏线。
极地投影俯视图
上图中心为极点，若地球呈逆时针方向旋转，中心为北极；若地球呈顺时针方向旋转，中心为南极。二分日时，晨昏线为直线，与太阳光线垂直，且通过极点。二至日时晨昏线为弧线，且与极圈相切（上图所示为南半球冬至日时北极投影俯视图，ab为昏线，bc为晨线。）
立体和变式图
这类图像一般首先确定地球的自传方向，再根据晨昏线的概念来判断晨昏线。
晨昏线的应用
(1)确定地球的自转方向
如图已知AB为昏线，BC为晨线，则地球呈逆时针方向自转，中心为北极点；若AB为晨线，BC为昏线，则地球呈顺时针方向自转，中心为南极点。
(2)确定地方时
主要有四个隐含时间，如图AC为晨线，晨线与赤道交点A所在经线AS地方时为6时，BC为昏线，昏线与赤道交点所在经线SB地方时为18时；昼半球的中央经线SE地方时为12时；夜半球的中央经线SF地方时为0时。
(3)确定日期
晨昏线经过南北两极，与某一经线圈重合，与所有纬线圈垂直相交，可判定这一天为3月21日或9月23日。
晨昏线与南北极圈相切，北极圈内出现极昼现象，可判定这一天为6月22日。
晨昏线与南北极圈相切，北极圈内出现极夜现象，可判定这一天为12月22日。
地方时差
1. 北京时间是指北京所在的东八区的区时，不是北京所在的116°E的地方时。
地方时和区时的区别与联系如下表所示：
2.时间的计算
(1)地方时的判断与计算
①依据：同一时刻地球不同经度有不同的地方时，经度每相隔15°，地方时相差1小时;经度每隔1°，地方时相差4分钟。
②计算步骤：
第一步：求两地区的经度差。
第二步：经度差和时间的换算，求时间差。
第三步：求地方时。
所求地方时=已知地方时±时差（若所求地在已知地的东侧用“+”，西侧用“-”）。
(2)区时的判断与计算
第一步：如果已知该地经度，求时区数；
该地时区=(该地经度+7.5°)÷15°(余数舍去)或该地所在时区数
=该地经度÷15°(余数处理：若小于7.5则直接舍去;若大于7.5，则在结果上加上一个时区)，方向不变。
第二步：求时差，即求时间间隔，每相隔一个时区，时间相差一小时。
第三步：求区时
所求区时=已知区时±时区差×1小时
附注：①“+、-”号的选取同地方时的运算。②若求出时间大于24小时，则减24小时，日期加一天；若所求时间为负值，则加上 24小时，日期减一天。
3.国际日界线与自然日界线的区别与联系
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：
国际日界线日期范围
若地球上新一天开始于零时经线与180°经线重合时，之后随零时经线西移，“今天”的范围逐渐扩大，“昨天”的范围逐渐缩小。零时经线和国际日期变更线(180°经线)把全球分为两个日期区，如图所示：
判断地表水平运动物体偏向的规律时，可采用“左右手法则”，具体方法如下：北半球用右手，南半球用左手，手心向上，四指指向物体初始运动方向，大拇指指向即为物体水平运动的偏向。如下图所示
《行星地球》——地球公转的地理意义
一、昼夜长短和正午太阳高度的变化
太阳直射点的移动，使地球表面接受到的太阳辐射能量，因时因地而变化。这种变化可以用昼夜长短和正午太阳高度的变化来描述。
昼夜长短反映了日照时间的长短；正午太阳高度是一日之内最大的太阳高度，反映了太阳辐射的强弱。
昼夜长短的变化（以北半球为示例）
注：由于南北纬66°34′是极昼、极夜出现的范围，所以南北纬66°34′称为南北极圈。
正午太阳高度的变化
(1)空间（纬度）变化规律：由太阳直射点向南、北两侧递减。
(2)时间（季节）变化规律（以北半球为示例）
二、四季更替和五带
四季更替：全球同纬度地区（除赤道外）太阳辐射在一年中呈现有规律的变化，形成四季。
划分依据——昼夜长短和正午太阳高度的变化，即夏季为一年内白昼最长、太阳最高的季节;冬季为一年内白昼最短、太阳最低的季节;春秋二季为冬夏的过渡季节。
四季划分（以北半球为例）
五带：全球不同纬度地区，太阳辐射从低纬度向高纬度呈有规律的递减，据此划分为五带。
划分依据——太阳辐射从低纬度向高纬度递减。
五带的划分
注：昼夜现象、昼夜更替与昼夜长短的区别
(1)昼夜现象与地球为不透明球体有关，昼夜更替的主要原因是地球自转；昼夜长短和正午太阳高度变化的主要原因是地球公转，它们都是地球运动的结果。(2)全球各地昼夜长短的变化幅度赤道地区最小，纬度越高，变化越大，极圈内有极昼、极夜现象。
知识拓展：
昼夜长短的变化
晨昏线把所经过的纬线圈分割成昼弧和夜弧。同一纬线圈 上，若昼弧长于夜弧，则昼长夜短，反之昼短夜长；赤道上全年昼夜等长。
昼夜长短变化与太阳直射点移动的关系
(1)太阳直射点所在的半球（该半球为夏半年），昼长夜短，纬度越高，白昼越长；另一半球（冬半年）昼短夜长，纬度越高，白昼越短。
(2)太阳直射点向南移动时，北半球昼渐短，夜渐长，南半球昼渐长，夜渐短；太阳直射点向北移动时，情况相反。
(3)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。太阳直射北回归线时，北半球各地昼最长，夜最短，北极圈内出现极昼现象，而南半球则昼最短，夜最长，南极圈内出现极夜现象。太阳直射南回归线时则相反。
(4)赤道上全年昼夜 等长，春秋分日全球昼夜等长。
(5)太阳直射的纬线或地区白昼不一定最长。
纬度变化规律：夏半后，从低纬到高纬昼越来越长，夜越来越短，至极点周围出现极昼现象；冬半年，从低纬到高纬昼越来越短，夜越来越长，至极点周围出现极夜现象
季节变化规律：夏半年，昼长大于夜长，北半球在夏至日那天昼最长，夜最短；冬半年，昼长小于夜长，北半球在冬至日那天昼最短，夜最长；南半球则相反
北半球夏至日时各地的昼长=冬至日时该地的夜长，如：6.22时40°N的昼长=12.22时的夜长=14时51分；
同理，北半球冬至日时各地的昼长=夏至日时该地的夜长，如：12.22时40°的昼长=6.22时的夜长=9时09分
同一天，南北纬纬度相同的地方，昼长相加=24小时，或某地的昼长等于另一半球同纬度的夜长，如：6.22时20°N的昼长+20°S的夜长=24小时或20°N的昼长=20°S的夜长=13时13分
在某地，与夏至日（或冬至日）相差多少天，夏至日（或冬至日）前的这一天和夏至日（或冬至日）后的这一天昼夜长短大致相等、日出日落时间、正午太阳高度角也大致相等。如：在摩尔曼斯克，4月21日与夏至相差约两个月，则夏至后的两个月8月23日，那么4月21日与8月23日这两天的日出日落时间、昼夜长短、正午太阳高度都大致相等。这两天约2点日出，22点日落，昼长20小时，夜长2小时。同理，在某地，与春分（或秋分）相差多少天，春分（或秋分）前多少天与春分（或秋分）后多少天的昼夜长短、日出日落时间、正午太阳高度大致相等。
极昼、极夜的纬度分布规律：极昼、极夜的起始纬度=90°-太阳直射点的纬度。纬度越高，极昼、极夜的天数最多。南北极点除两分外，要么是极昼，要么是极夜。如：某日，太阳直射在10°N，则从70°N开始出现极昼，从70°S开始出现极夜。
正午太阳高度为0°的地方，出现极夜现象（春秋分除外）；午夜太阳高度为0°的地方，出现极昼现象。如：夏至，66°34′S的正午太阳高度为0°，则从66°34′S开始出现极夜现象；某日，80°S的午夜太阳高度为0°，则从80°S至90°S出现极昼现象
昼长=(12-日出时间)×2=(日落时间-12)×2
昼长=日落时间-日出时间
昼长=24-夜长
昼长=昼弧÷15
太阳高度和正午太阳高度的变化规律
太阳高度的变化规律：由直射点（此时太阳高度为90°）向四周呈同心圆状递减，至晨昏线上为0度。
(1)图中圆心O点为直射点，左侧弧CAD为晨线，右侧弧CBD为昏线，且左侧晨线的中点A点必在赤道上，地方时6时，右侧昏线的中点B点也必在赤道上，地方时18时，OC或OD（视直射点O在哪个半球而定）地方时为12时
①若此时为两分，则A、O、B三点的连线为同一纬线，即赤道；C点为北极点，D点为南极点
②若此时非两分，则A、O、B三点不在同一纬线上
a、若O点在北半球，则沿OC线北极点在C点以南，图中没有南极点，且C点所在经线与OD所在经线可组成一个经线圈
b、若O点在南半球，则沿OD线南极点在D点以北，图中没有北极点，且D点所在经线与OC所在经线也可组成一个经线圈
(2)沿着COD线，太阳高度与O点相差多少度，纬度就相差多少度
如，E点与O点相差30°，则两分时，E点为30°S
夏至时，E点为30°-23°26′=6°34′S
冬至时，E点为30°+23°26′=53°26′S
正午太阳高度的变化规律
纬度变化规律：同一时刻，由直射纬线向南北两侧递减；如：北半球夏至日时，正午太阳高度由23°26′N向南北两侧递减
季节变化规律：夏半年正午太阳高度大于冬半年，夏至(北半球)时，北回归线以及北回归线以北的地区正午太阳高度达到一年中的最大值，南半球则达到最小值；冬半年正午太阳高度小于夏半年，冬至(北半球)时，南回归线以及以南的地区正午太阳高度达到一年中的最大值，北半球则达到最小值
极点的正午太阳高度=直射点的纬度，如：某日太阳直射20°N，则90°N的正午太阳高度=20°
当极点出现极昼时，在同一天，极点的太阳高度终日不变；如，6.22时，北极点的正午太阳高度为23°26′，午夜的太阳高度也时23°26′，这一天，极点太阳高度终日不变，再如，某日太阳直射20°N，，则北极点在这一天的太阳高度始终为20°
某纬度出现极昼时，该地午夜的太阳高度=该地的正午太阳高度-(90°-当地纬度)×2
=直射点的纬度-(90°-当地纬度)
=极点的太阳高度-(90°-当地纬度)
如，6.22时，70°N的午夜太阳高度=43°26′-(90°-70°)×2=3°26′或=23°26′-(90°-70°)=3°26′
再如，某日太阳直射10°，则85°B的午夜太阳高度=15°-(90°-85°)×2 =5°或=10°-(90°-85°)=5°
日出日落时间分布规律
纬度变化规律：夏半年，从低纬到高纬，日出时间越来越早，日落时间越来越晚；冬半年，从低纬到高纬，日出时间越来越晚，日落时间越来越早
季节变化规律：夏半年，日出时间先逐日提早后逐日变晚，但都是6：00前日出;日落时间先逐日变晚后逐日提早，但都是18：00后日落；冬半年，日出时间先逐日变晚后逐日提早，但都是6：00后日出;日落时间先逐提早后逐日变晚，但都是18：00前日落
北半球夏至日时某地的日出时间=12-冬至日时该地的日出时间，如：6.22时20°N是5时23分30秒日出，则12.22时该地的日出时间=12-5：23′30″=6：36′30″
北半球夏至日时某地的日落时间=36-冬至日时该地的日落时间，如：6.22时60°N是21：14′30″日落，则12.22时该地的日落时间=36-21：14′30″=14：45′30″
某日某地的日出时间+日落时间=24小时
某日某地的日出时间=该日夜长的一半
日出时间=12-昼长÷2，日落时间=12+昼长÷2
赤道总是6：00日出，18：00日落
直射点的地理坐标判定
直射纬线的判定：(1)晨线（或昏线）与过晨线（或昏线）和赤道的交点的那条经线交角为多少度，则直射纬度就是多少度；
(2)与开始出现极昼（或极夜）现象的纬度互余；
(3)与正午太阳高度或午夜太阳高度为0°的纬度互余；
直射经线的判定：(1)地方时为12的经线；(2)过切点的那条经线，大部是昼；(3)与0时经线正相对的那条经线；(4)昼半球的中央经线或平分昼半球的经线；(5)俯视图上，与太阳光线平行或重合的那条经线
季节的判定
1、从春分日到秋分日为北半球的夏半年，从秋分日到次年春分日为北半球的冬半年
2、只要直射点在北半球，则北半球进入夏半年；只要直射点在南半球，则北半球进入冬半年
3、地球公转速度较快慢，则为北半球的夏半年；地球公转速度较快，则为北半球的冬半年
4、在北半球晨线随纬度的增大而西偏，或昏线随纬度的增大而东偏，则为北半球的夏半年；在北半球晨线随纬度的增大而东偏，或昏线随纬度的增大而西偏，为北半球的冬半年
5、在北半球（或南半球）日出东北方，日落西北方，则为北半球的夏半年；在北半球日出东南方，日落西南方，则为北半球的冬半年。
二、 气旋、反气旋与天气
低压或气旋，高压或反气旋，分别是对同一个天气系统的不同描述。低压与高压，是针对气压分布状况而言的；气旋与反气旋，是针对气流状况而言的。
基本气压场
高气压：中心气压高于四周气压。从高气压延伸出来的狭长区域为高压脊。
低气压：中心气压低于四周气压。从低气压延伸出来的狭长区域为低压槽。
低压或气旋、高压或反气旋与天气
气旋：中心气压低、四周气压高的大气水平涡旋。中心气流上升，多阴雨天气。近地面水平气流，北半球逆时针方向辐合，南半球顺时针方向辐合;高空气流辐散。
反气旋：中心气压高、四周气压低的大气水平涡旋。中心气流下沉，天气晴朗。近地面水平气流，北半球顺时针向辐散，南半球逆时针方向辐散;高空气流辐合。
知识扩展
1、南北半球的锋面气旋
(1)无论是南半球还是北半球，气旋左侧总为冷锋，右侧总为暖锋。
(2)反气旋的水平气流呈逆时针或顺时针辐散，冷暖气流不能相遇，因此反气旋不能形成锋面系统。
附注：(1)在水平气压场中，锋面一般形成于低压中心（气旋）周围，而不会形成于高压中心（反气旋）周围，是因为低压中心周围气流是向中心辐合，冷气团可以在低压槽线处长时间停留相遇，形成锋面。反气旋在地面不能形成锋面，这是因为反气旋的水平气流呈逆时针（或顺时针）辐散，冷暖气团不能相遇。(2)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。
2、运用“左右手定则”判断气旋与反气旋
(1)北半球气旋、反气旋用右手表示：右手半握，大拇指向上，表示气旋中心气流上升，其他四指表示气流呈逆时针方向流动；大拇指向下，表示反气旋中心气流下沉，其他四指表示气流呈顺时针方向流动。北半球气旋西侧为偏北风，东侧为偏南风，反气旋相反。
(2)南半球气旋、反气旋用左手表示：左手半握，大拇指向上，表示气旋中心气流上升，其他四指表示气流呈顺时针方向流动；大拇指向下，表示反气旋中心气流下沉，其他四指表示气流呈逆时针方向流动。
气旋（低压）、反气旋（高压）与天气的关系
3、台风的概念和分布
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，称为台风，形成于其他海域的称为飓风，如下表所示：
台风形成条件：近洋面温度超过26℃，空气强烈膨胀上升，使近洋面气压降低，外围空气源源不断地补充流入上升区。受地 转偏向力的影响，流入的空气旋转辐合上升。而上升空气遇冷，水汽凝结释放热量，促使低层空气继续强烈上升，造成洋面气压下降得更低，空气旋转加剧，形成台风。
台风的危害：台风的危害主要由狂风、暴雨和风暴潮造成，如下图所示：
4、寒潮及其危害
寒潮概念与天气：当一次冷空气入侵，使气温在24小时内下降10℃以上，最低气温降至5℃以下时，称为寒潮。寒潮的天气特点是剧烈的降温和大风，同时伴有暴风雪和霜冻。
寒潮的危害
《地球上的大气》——冷热不均引起大气运动
《地球上的大气》知识框架
本节知识框架
一 、大气的受热过程
大气的受热过程示意图
大气的热源：太阳辐射能是地球大气最重要的能量来源；地面是近地面大气主要、直接的热源。
实质：大气受热过程，实际上是太阳辐射、地面辐射和大气辐射之间相互转化的过程
意义：大气的受热过程影响着大气的热状况，温度分布和变化，制约着大气的运动状态。
大气对太阳辐射的影响：太阳辐射经过大气层时，部分被大气吸收胡鹏反射，大部分到达地面，并被地面发射和吸收。
大气保温作用：
地面增温：地面吸收太阳辐射能而增温
大气增温：近地面大气吸收地面辐射而增温
大气保温效应：大气逆辐射将大部分热量返还地面
二、热力环流
大气运动的根本原因：高低纬度间的温度差异。
热力环流：由于地面冷热不均而形成的空气环流。
热力环流的形成：
(1)受热→气流上升→近地面气压低→高空气压高。
(2)冷却→气流下沉→近地面气压高→高空气压低。
(3)水平运动：气压高的地方流向气压低的地方。
三、大气的水平运动
大气运动的基本原理：地面受热不均，导致空气上升和下沉运动，进而使同一水平面上产生了气压差异，产生了水平气压梯度力，从而引起空气的水平运动，形成风。
大气的水平运动——风
同一水平面上单位距离间的气压差叫做水平气压梯度。
只要在水平面上存在着气压梯度，就会产生促使大气由高气压区流向低气压区的力，即水平气压梯度力
(1)水平气压梯度力：形成风的直接原因，方向垂直于等压线，由高压区指向低压区。
(2)地转偏向力：方向与物体的运动方向垂直，北半球向右偏，南半球向左偏，赤道上不偏转。
(3)摩擦力：方向与风向相反，高空可忽略不计。
风向：高空大气主要受地转偏向力和水平气压梯度力的影响，风向与等压线平行。近地面的大气受水平气压梯度力、地转偏向力和地面摩擦力三个力的作用，近地面大气的风向与等压线有一个夹角。
知识扩展
1.图示法理解大气受热过程及其对地面的保温作用
由图可知，大气的受热和保温过程可以概括为三个阶段：
(1)“太阳暖大地”：太阳辐射能是地球最主要的能量来源。太阳辐 射在穿过大气层时，大气对太阳辐射起削弱作用，小部分能量被吸收（臭氧和氧原子吸收大部分波长较短的紫外线，水汽和二氧化碳吸收一部分波长较长的红外线）和反射（云层和大颗粒尘埃反射作用较强），大部分透过大气射到地面，地面因吸收太阳辐射能而增温。
(2)“大地暖大气”：地面增温的同时向外辐射热量。相对于太阳短波辐射，地面辐射是长波辐射，除少数透过大气返回宇宙空间外，绝大部分被近地面大气中的水汽和二氧化碳吸收，使大气增温。
(3)“大气还大地”：大气在增温的同时，也向外辐射热量，既向上辐射，也向下辐射，其中大部分射向地面，称为大气逆辐射，大气逆辐射把热量还给地面，在一定程度上补偿了 地面辐射损失的热量，对地面起到了保温作用。
2.太阳辐射、地面辐射与大气辐射之间的相互关系
3.热力环流的形成过程
热力环流是由于近地面冷热不均而形成的一种环流形式，结合等压面示意图对其形成过程分析如下：
可简单归纳为：近地面冷热不均→气流的垂直运动（上升或下沉）→近地面和高空在水平面上气压差异→大气的水平运动→形成高低空热力环流。
几种常见的热力环流
(1)海陆风（因为白天温度陆地高——热源、海洋低——冷源吹海风，夜晚温度海洋高——热源、陆地低——冷源吹陆风）
海陆热力性质差异，海洋热容量大，陆地热容量小，因此，海洋升温降温较慢，陆地升温降温较快。白天，陆地受热升温快，海洋受热升温慢，从而产生了冷热差异，近地面风由海洋吹向陆地；夜晚，陆地降温较快，海洋降温较慢，从而产生了冷热差异，近地面风由陆地吹向海洋。
(2)山谷风（白天吹谷风——山谷吹向山顶、夜晚吹山风——山顶吹向山谷）
白天山顶最先接触太阳照射，山顶大气受热上升，山谷的气流就要补充山顶亏空的大气，风从山谷吹向山坡，形成谷风。相反，夜晚山顶气温降温快，山谷的大气上升，山顶大气补充山谷，风从山坡吹响山谷，形成山风。
(3)城市风（从郊区吹向城市）
城市中心温度比郊区高,空气做上升运动,在高空流向郊区,然后下沉,并又从地面流向城市中心.这就是城市风的形成.
4.大气的水平运动——风
形成风的直接原因——水平气压梯度力
水平气压梯度力有三个特点：一是由高压指向低压；二是垂直于等压线；三是其大小与水平气压梯度(单位距离间的气压差)成正比。
风的形成主要受三个力的作用，它们分别是水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力。它们对风向、风速各具有不同的影响，结合图示具体分析如下：
(1)水平气压梯度力与风速、风向
水平气压梯度力是形成风的直接原因，在它的影响下水平面上风由高压区流向低压区，风向垂直于等压线；一般来说，单位距离间水平气压梯度越大，则水平气压梯度力越大，风速往往越快。
(2)地转偏向力与风向
地转偏向力促使物体水平运动方向 产生偏转，它作用于风，只是使风向发生改变，不影响风速。地转偏向力始终与风向垂直，在北半球促使风向右偏，在南半球促使风向左偏。在赤道上，不偏转。如图所示：
在水平气压梯度力与地转偏向力共同作用下形成西风（北半球）
只有水平气压梯度力和地转偏向力时，二力平衡后，风向与等压线平行。实际大气中，在高空摩擦力忽略不计，最终风向平行于等压线。
(3)摩擦力与风速
摩擦力的方向始终与风向相反，作用在一条直线上，使风速降低。当三力共同发挥作用时，风向与等压线有一个夹角。 | 
