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自然地理
1．时间计算
(1) 时差计算原则：东早西晚，东加西减，同减异加；不够减则加上24小时，日期减一天，相加超过24小时往后推一天，遇到月初月末注意月份变更，计算飞行时间注意换算成同一时区。
(2) 北京时间=东八区区时=120°E的地方时≠北京地方时；伦敦时间为中时区(零时区)时间、国际标准时间。
(3) 已知经度求时区：用经度除以15，看余数，如果余数小于7.5，商数即为时区数；如果余数大于7.5，时区数为商数加一。
回归1　时间计算与昼夜长短的变化
(4) 国际日界线：原则上以180 °经线为分界线。是“今天”和“昨天”的分界线。
注：日界线除国际日界线外，还有自然日界线，即零点时刻线(地方时0时的经线)。
(5) 地球上新的一天总是从0时经线向东到180 °经线，计算新的一天所占比例可以用180°的地方时除以24时。
2．昼夜长短的变化
(1) 昼夜长短的特点
①同一纬线上各点昼夜长短相同。
②同一日期北半球某纬度的昼长=南半球同纬度的夜长。
③赤道地区全年昼夜平分。纬度越高，昼夜长短的变化幅度越大。
④直射点所在半球昼长夜短，纬度越高，昼越长，夜越短，至极点四周为极昼。
⑤直射点向哪个半球移动，哪个半球的昼变长，夜变短。
⑥太阳直射点纬度与出现极昼、极夜的最低纬度互余。
(2) 昼夜长短的计算
①昼(夜)长时数=昼(夜)弧度数÷15 °
②昼长时数=日落地方时－日出地方时=(12－日出地方时)×2=(日落地方时－12)×2
③夜长时数=日出地方时×2=(24－日落地方时)×2
(3) 昼夜长短的变化规律
时期 夏半年(北半球) 春、秋分 冬半年(北半球)
直射点
光照图 (以二分二至日为例) 夏至日 春、秋分日
冬至日
时期 夏半年(北半球) 春、秋分 冬半年(北半球)
纬度变化 北半球各纬度昼长夜短。纬度越高，昼越长，夜越短，至北极四周为极昼。其中，夏至日太阳直射北回归线，北半球昼最长，夜最短，北极圈及其以北地区皆为极昼。南半球则相反 全球昼夜平分 北半球各纬度昼短夜长。纬度越高，昼越短，夜越长，至北极四周为极夜。其中，冬至日太阳直射南回归线，北半球昼最短，夜最长，北极圈及其以北地区皆为极夜。南半球则相反
时期 夏半年(北半球) 春、秋分 冬半年(北半球)
季节变化 北半球太阳直射点处于①段时，昼长夜短，昼渐长，夜渐短；太阳直射点处于②段时，昼长夜短，昼渐短，夜渐长。南半球则相反 全球昼夜平分 北半球太阳直射点处于③段时，昼短夜长，昼渐短，夜渐长；太阳直射点处于④段时，昼短夜长，昼渐长，夜渐短。南半球则相反
1．正午太阳高度判读
正午太阳高度看直射点：同一时刻，离直射点近，正午太阳高度就大；同一地点，直射点靠近，正午太阳高度变大，远离则正午太阳高度变小(近大远小，来增去减)。
回归2　正午太阳高度与太阳视运动
节气 夏至 春、秋分 冬至
太阳直射点位置 北回归线 赤道 南回归线
达全年最大值的地区 北回归线及其以北地区 赤道 南回归线及其以南地区
达全年最小值的地区 南半球 无 北半球
2．正午太阳高度计算
　　H=90 °－两地纬度差。(同减异加)
注：“两地”指直射点和所求点。“纬度差”：若两点在同一半球，用较高纬度减去较低纬度；若两点分属于南、北半球，将两点的纬度求和。
3．正午太阳高度应用
(1) 确定地方时：一天中太阳高度达最大时，地方时为12时；春、秋分时，太阳高度为0°的地方地方时为6时或18时；任何一天赤道上太阳高度为0°的地方地方时为6时或18时。
(2) 确定房屋的朝向：北回归线以北地区，正午太阳位于南方，房屋多朝南；南回归线以南地区，房屋多朝北。
(3) 推断正午日影长短：正午太阳高度越大，日影越短；正午太阳高度越小，日影越长。
(4) 确定地理纬度：根据正午太阳高度计算公式可计算出当地地理纬度。
(5) 推算楼间距：纬度较低的地区，楼间距较小；纬度较高的地区，楼间距较大。
节气 夏至 春、秋分 冬至
太阳直射点位置 北回归线 赤道 南回归线
达全年最大值的地区 北回归线及其以北地区 赤道 南回归线及其以南地区
达全年最小值的地区 南半球 无 北半球
4．太阳视运动轨迹
40°N地区二分二至日太阳视运动轨迹
观察日出、日落方位的变化：北半球中纬度地区夏半年日出东北，日落西北，昼长夜短；冬半年日出东南，日落西南，昼短夜长；春、秋分日出正东，日落正西，昼夜等长。
1．由于大气对太阳辐射的吸收具有选择性，太阳辐射(短波辐射)大部分透过大气射向地面，地面吸收太阳辐射而增温，同时产生地面长波辐射，其中绝大部分被对流层中的水汽和二氧化碳吸收，使大气增温。大气在增温的同时，也向外放出红外长波辐射，其中大部分射向地面，被称为大气逆辐射，把部分热量还给地面，弥补地面放热损失。(太阳照大地，大地暖大气，大气还大地)
回归3　大气的受热过程与气温
2．地面热量直接来源于太阳辐射(根本来源)，对流层大气热量直接来源于地面辐射，大气逆辐射对地面具有保温作用。
3．雾霾天气(火山灰)相当于增厚云层厚度，增加水汽含量，可削弱到达地面的太阳辐射，空气中尘埃增多，会增加对地面辐射的吸收，增强大气逆辐射。
4．全球气候变暖，温室气体含量增多，会增加对地面辐射的吸收，增强大气逆辐射。
5．青藏高原、西北地区年太阳辐射量大的原因一是海拔高，空气稀薄；二是晴天多。四川盆地由于盆地地形，多云雾，年太阳辐射量低。
6．温室的原理是让太阳辐射畅通无阻，但阻挡了地面辐射，提高房间温度，增强了大气逆辐射，改善了热量条件。
7．分析农业实践中的一些现象。
(1) 我国北方地区利用温室大棚生产反季节蔬菜。
(2) 深秋利用烟雾防霜冻。
(3) 干旱、半干旱地区果园中铺沙或鹅卵石不但能防止土壤水分蒸发，还能增加昼夜温差，有利于水果的糖分积累等。
8．利用大气的削弱作用原理分析某一地区太阳能的多寡。如：
(1) 高海拔地区：地势高→空气稀薄→大气的削弱作用弱→太阳能丰富。
(2) 内陆地区：气候较为干旱→晴天多、阴雨天气少→大气的削弱作用弱→太阳能丰富。
1．受热不均是形成空气运动的根本原因。热力环流是最简单的大气运动。
回归4　大气运动与降水
2．热力环流近地面是热低压、冷高压，地面和高空气压可排序，气温要先比较相同海拔高度的大小(对流层大气每上升100 m气温约下降0.6 ℃)。 等压线(面)判读口诀：高高低低——气压(气温)高，等压(温)线向海拔高处凸出。(或凸高为高，凹低为低)
3．典型的热力环流
(1) 海陆风。白天，在同一水平面上，陆地气温高，形成低气压；海洋气温低，形成高气压。大气从海洋向陆地运动。夜晚反之。
(2) 山谷风。白天，山坡附近的气温比山谷上空同一水平面处的气温高，因此在山坡附近形成低气压，在山谷上空形成高气压，大气从山谷向山坡运动。夜晚反之。
(3) 城市风。市区人口密集，活动集中，地面硬化导致气温高于郊区，地面空气受热上升，市区气压低，近地面风由郊区流向市区。
4．影响大气水平运动的力
作用力 方向 大小 对风的影响
风速 风向
水平 气压 梯度力 始终与等 压线垂直， 由高压指向低压 等压线越密集，水平气压梯度力越大 水平气压梯度力越大，风速越大 垂直于等压线，由高压指向低压
作用力 方向 大小 对风的影响
风速 风向
地转 偏向力 始终与风向垂直 随纬度增加而增加，赤道为零 不影响风速的大小 北半球右偏，南半球左偏
摩擦力 始终与风向相反 与下垫面性质有关，下垫面越粗糙，起伏越大，摩擦力越大 使风速减小 与其他两力共同作用，使风向斜穿等压线
5．风向是指风来的方向。风向偏转判断，先画出由高压指向低压、垂直于等压线的水平气压梯度力，然后北半球向右偏，南半球向左偏。
6．高空风最终风向和等压线平行，近地面最终风向和等压线斜交(倾斜30°~45°)。
7．风力大小看等压线疏密和气压梯度，密集或梯度大则风力大，稀疏或梯度小则风力小。
1．冷锋和暖锋
回归5　常见天气系统
类型 形成 天气变化 我国典型锋面天气
过境前 过境时 过境后
冷锋 冷气团主动向暖气团移动 天晴、气温较高、气压较低(暖气团控制) 暖气团被冷气团抬升，常出现云、雨、雪、强风等天气现象(冷锋控制) 天晴、气温较低、气压较高(冷气团控制) 春季：沙尘暴
夏季：暴雨
冬季：寒潮
一场秋雨一场寒
类型 形成 天气变化 我国典型锋面天气
过境前 过境时 过境后
暖锋 暖气团主动向冷气团移动 天晴、气温较低、气压较高(冷气团控制) 多云和降雨天气，发生于锋前，多连续性降水(暖锋控制) 天晴、气温较高、气压较低(暖气团控制) 华南：春暖多晴，春寒雨起
一场春雨一场暖
2．准静止锋
类型 形成 天气变化 我国典型锋面天气
江淮准静止锋 冷暖气团势均力敌 在江淮地区形成长达一个月的梅雨天气 6月出现梅雨天气
昆明准静止锋 南下冷空气受到云贵高原的阻挡 在云贵高原东北侧(贵州省)：阴雨寒冷，常有冻雨天气(被锋面控制)。在云贵高原西南侧 (云南省)：晴朗温暖(被西南暖气团控制)——昆明“春城”的形成与此有关 冬半年出现。在贵州易出现灾害性天气“冻雨”
天山准静止锋 南下冷空气受到天山的阻挡 在天山北坡常出现雨雪天气(来自西伯利亚的冷空气南下，被天山阻挡) 冬半年出现。在北疆易出现灾害性天气“暴风雪”
3．气旋、反气旋
由于气旋和反气旋的气压和气流状况存在明显差异，受其控制地区的天气状况也就不同。
天气系统 气旋(低压系统) 反气旋(高压系统)
气压分布 中心低，四周高 中心高，四周低
水平气流(低空) 由四周流向中心 由中心流向四周
垂直气流 上升 下沉
天气状况 多阴雨天气 多晴朗天气
我国典型 的天气　 夏秋季节影响我国东南沿海地区的台风 夏季：长江流域的伏旱天气。秋季：我国北方秋高气爽的天气。冬季：我国北方干冷的天气
4．锋面气旋
(1) 近地面气旋一般与锋面联系在一起，形成锋面气旋。它是一种常见的天气系统。主要活动于温带，也称温带气旋。
(2) 锋面的位置：出现在低压槽中，锋线往往与低压槽线重合，如右栏上图中的M、N线。
(3) 锋面的类型与移动
①锋面类型：在锋面气旋中，位置偏左的一定是冷锋(如图中的M锋)，位置偏右的一定是暖锋(如图中的N锋)。
②锋面移动：锋面气旋中，锋面移动方向与气旋的旋转方向一致，北半球呈逆时针方向旋转，南半球呈顺时针方向旋转。
(4) 锋面附近的风向：根据北半球风向的画法，可确定锋面附近的风向，如图中①处为偏北风，②③处为偏南风，偏北风一般形成冷气团，偏南风一般形成暖气团。
(5) 锋面气旋的天气特点：由图可知，气旋的右方由暖锋N控制，故在锋前③处附近出现宽阔的暖锋云系及相伴随的连续性降水天气；气旋的左方为冷锋M控制，故在锋后①处附近出现比较狭窄的冷锋云系和降水天气。冷锋与暖锋之间为暖气团控制。
1．气压带和风带的性质
(1) 气压带
回归6　气候及其影响因素
气压带 分布 成因 气流运动 对气候的影响
赤道低气压带 赤道附近 热力 上升↑ 高温多雨
副热带高气压带 南北纬 30°附近 动力 下沉↓ 炎热干燥
气压带 分布 成因 气流运动 对气候的影响
副极地 低气压带 南北纬 60°附近 动力 上升↑ 寒冷湿润，
多锋面雨、
气旋雨
极地高 气压带 南北纬 90°附近 热力 下沉↓ 寒冷干燥
(2) 风带
风带 分布 风向 对气候
的影响
北半球 南半球
信风带 赤道低气压带与副热带高气压带之间 东北风 东南风 受控制的大陆东部湿热，中西部干燥
盛行 西风带 副热带高气压带与副极地低气压带之间 西南风 西北风 受控制地区温和湿润
极地 东风带 极地高气压带与副极地低气压带之间 东北风 东南风 受控制地区终年寒冷干燥
(3) 季节移动：随太阳直射点的季节移动而移动。
就北半球而言，气压带和风带的位置大致是夏季偏北，冬季偏南。
2．气压带、风带对气候形成的作用
(1) 气压带对气候和景观的影响
气压带 气候特征 景观
赤道低气压带 终年高温多雨 森林高大茂密、动植物种类繁多
副热带高气压带 太阳辐射强，形成炎热干燥的气候 多出现荒漠景观
副极地低气压带 形成冬季漫长而严寒、夏季温暖而短促的气候特征 多呈现出亚寒带针叶林景观
极地高气压带 酷寒干燥 冰原或苔原景观
(2) 风带对气候和景观的影响
风带 气候特征 景观
信风带 气流由副热带地区向赤道方向流动，气候干燥；如果气流经过海洋和暖流，就会形成湿润的气候 多荒漠景观
或森林景观
西风带 西风控制的大陆西岸地区，终年温暖湿润 森林景观
极地东风带 极地东风控制的地区，形成干冷的苔原气候 苔原景观
(3) 气压带、风带季节移动对气候的作用
气候类型 成因 气候特征 景观
热带草 原气候 干季时受信风影响，湿季时受赤道低气压控制 全年高温，干、湿季分明 稀树草原
景观　　
地中海 气候 夏季受副热带高气压控制 夏季炎热干燥 常绿硬叶
林景观　
冬季受西风影响 冬季温和多雨
3．季风的形成
(1) 海陆分布对气压带的影响
①北半球海陆分布：北半球陆地面积比南半球陆地面积大，且海陆相间分布，海陆热力性质差异显著。影响：全球气压带被分裂成一个个高、低气压中心。冬季，副极地低气压带被大陆上的冷高压切断(亚洲高压最为强盛)。夏季，副热带高气压带被大陆上的热低压切断(亚洲低压最为突出)。
②南半球海陆分布：海洋占绝对优势。影响：气压带基本保持着带状分布的特征。
(2) 季风的概念：大范围地区风向随季节作有规律变化的盛行风。
(3) 东亚季风与南亚季风
季风区 成因 冬季风 夏季风 分布地区
源地 风向 性质 源地 风向 性质
东亚 季风区 海陆热力性质差异 西伯利亚、 蒙古　 　 西北风 寒冷干燥 副热带太平洋 东南风 温暖 湿润 我国东部、日本和朝鲜半岛等地区
南亚 季风区 海陆热力性质差异；气压带和风带的季节移动 西伯利亚、 蒙古　 　 东北风 低温干燥 赤道附近的印度洋 西南风 温暖 湿润 亚洲印度半岛和我国西南等地区
4．我国东部季风区锋面雨带的移动
(1) 我国东部季风区各地降水的差异主要与太平洋上夏季风的进退密切相关。
(2) 锋面雨带的形成
西太平洋副热带高压西部的暖湿偏南气流与北方南下的冷空气相遇形成锋面雨带。锋面雨带通常位于西太平洋副热带高压脊线以北约5~8个纬度，并随着西太平洋副热带高压位置的季节变化而发生相应的变化。受锋面雨带影响的地区，常形成大范围的阴雨天气。该雨带对我国东部地区的降水及其季节变化产生显著影响。
(3) 锋面类型：北进过程主要是暖锋；南退过程主要是冷锋；6月江淮流域主要是准静止锋。
(4) 锋面雨带的推移规律
正常年份推移规律：5月，南部沿海进入雨季；6月，长江中下游形成梅雨；7—8月，雨带移至华北、东北；9月，雨带南撤；10月，雨季结束。
我国东部季风区锋面雨带的移动口诀：五月南岭六月长，徘徊一月雨茫茫，七八两北长伏旱，九月南撤十月亡。
(5) 夏季风强弱对锋面雨带进退影响： 夏季风势力强，则锋面雨带移动快，我国易出现北涝南旱；夏季风势力弱，则锋面雨带移动慢，我国易出现北旱南涝。
5．世界主要气候类型
气候带 气候类型 分布规律 典型地区 气候成因 气候特点
热带 热带雨林气候 南北纬10°之间 亚马孙河流域、刚果河流域、印度尼西亚 赤道低气压带控制，盛行上升气流 全年高温多雨
热带草原气候 南北纬10°~南北回归线之间 非洲中部、巴西中南部、澳大利亚北部和南部 赤道低气压带和信风带交替控制 干、湿季交替明显
气候带 气候类型 分布规律 典型地区 气候成因 气候特点
热带 热带季风气候 北纬10°~北回归线之间大陆东岸 亚洲中南半岛、印度半岛 海陆热力性质差异和气压带、风带的季节移动 全年高温，旱、雨两季分明
热带沙漠气候 南北回归线~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 副热带高气压带或信风带控制 全年高温少雨
气候带 气候类型 分布规律 典型地区 气候成因 气候特点
亚热带 亚热带季风气候 南北纬25°~35°之间的大陆东岸 我国秦岭—淮河以南地区 海陆热力性质差异 冬季低温少雨，夏季高温多雨
地中海 气候 南北纬30°~40°之间的大陆西岸 地中海沿岸 副热带高气压带和西风带交替控制 冬季温和多雨，夏季炎热干燥
气候带 气候类型 分布规律 典型地区 气候成因 气候特点
温带 温带季风气候 北纬35°~ 55°之间的大陆东岸 我国华北、东北地区，日本，朝鲜半岛 海陆热力性质差异 冬季寒冷干燥，夏季高温多雨
温带大陆性气候 南北纬40°~60°之间的大陆内部 亚欧大陆和北美大陆的内陆地区 终年受大陆气团控制 冬寒夏热，干旱少雨
温带海洋性气候 南北纬40°~60°之间的大陆西岸 西欧 全年受西风带控制 全年温和多雨
气候带 气候类型 分布规律 典型地区 气候成因 气候特点
亚寒带 亚寒带针叶林气候 北纬50°~ 70°之间的大陆 亚欧大陆和北美大陆的北部 全年受极地气团控制 冬长严寒，夏短温暖
寒带 苔原气候 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 纬度高，太阳辐射弱，受极地气团或冰洋气团控制 全年严寒，降水少
气候带 气候类型 分布规律 典型地区 气候成因 气候特点
寒带 冰原气候 南北半球极地附近内陆 南极大陆、格陵兰岛 纬度高，太阳辐射弱，受冰洋气团控制 全年酷寒
高原、高山气候 高大的山地、高原 青藏高原、南美安第斯山脉 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
6．气候类型的判断方法
(1) 根据气温曲线图判断该地在南半球还是北半球。
半球 气温最高月 气温最低月 气温曲线形状
北半球 7—8月 1—2月 峰形(凸形)
南半球 1—2月 7—8月 谷形(凹形)
(2) 根据最冷月和最热月平均气温，判断该地所处的热量带——以“温”定带。
热量带 最冷月平均气温 最热月平均气温
热带 ＞15 ℃ ＞25 ℃
亚热带和温带海洋性气候 ＞0 ℃ ＞20 ℃(温带海洋性气候在10~20 ℃)
温带 ＜0 ℃(温带海洋性气候除外) ＞20 ℃(温带海洋性气候除外)
亚寒带 ＜0 ℃ 10~20 ℃
(3) 根据年降水量及各月的分配情况，确定降水季节分配类型(雨型)——以“水”定型。
雨型 特征 主要气候类型举例
年雨型 全年降水分配均匀 热带雨林气候、温带海洋性气候
冬雨型 降水集中在冬季 地中海气候
夏雨型 降水集中在夏季 热带季风气候、热带草原气候、亚热带季风气候、温带季风气候、温带草原气候
少雨型 全年降水少 温带沙漠气候、热带沙漠气候
(4) 综合考虑热量带和降水季节分配，最终判定气候类型。
7．气候成因分析
(1) 纬度：主要影响气温。
(2) 大气环流：主要影响降水。
(3) 海陆分布：主要影响温差。
(4) 洋流：暖流增温增湿，寒流降温减湿。
(5) 地形：主要影响气温和降水。
(6) 植被、湖泊等：增加湿度，减小温差。如大湖效应。
(7) 人类活动：全球气候变暖，城市热岛、雨岛效应等。
1．水循环的类型：海上内循环、海陆间循环、陆上内循环。
2．水循环的过程
(1) 类型及主要环节
回归7　水循环与水量平衡
类型 主要环节
海上内循环 A蒸发→B降水
海陆间循环 A蒸发→C水汽输送→D降水
陆上内循环 D降水
(2) 人类活动对水循环环节的影响
①修建水库：改变了地表径流的时间分配。
②人工降雨：加快了降水环节，增加了降水量。
③植树造林：涵养水源，增加了地表水的下渗，增加了地下径流，减小了地表径流。
④跨流域调水：改变了地表径流的空间分布。
3．水循环的意义
(1) 水循环使不同区域的水体之间相互联系、相互转化，水体得以更新。
(2) 促进了区域之间、圈层之间的物质迁移。
(3) 促进了水圈、大气圈、生物圈之间的能量交换，调节地表温度。
(4) 改变地区的生态和生活环境。
(5) 塑造地表形态。
4．水量平衡
(1) 海洋：多年平均降水量+多年平均径流量－多年平均蒸发量=0。
(2) 内流区：多年平均降水量－多年平均蒸发量=0。
(3) 外流区：多年平均降水量－多年平均蒸发量－多年平均径流量=0。
(4) 全球：多年平均降水量－多年平均蒸发量=0。
1．河流的主要补给类型
回归8　陆地水体及特征
补给类型 补给季节 补给特点 主要影响因素 我国主要分布地区
雨水补给 一般以夏、秋两季为主 时间集中；不连续；水量变化大 降水量多少；降水量季节分配；降水量的年际变化 普遍，尤以东部季风区最为典型
补给类型 补给季节 补给特点 主要影响因素 我国主要分布地区
季节性积雪融水补给 主要在春季 时间性；连续性；水量稳定 气温高低；积雪多少；地形状况 东北地区
永久性积雪和冰川融水补给 主要在夏季 时间性；有明显的季节、日变化；水量较稳定 太阳辐射；气温变化；积雪和冰川储量 西北和青藏高原地区
补给类型 补给季节 补给特点 主要影响因素 我国主要分布地区
湖泊水补给 全年 较稳定；对径流有调节作用 取决于湖泊水位与河流水位的相对位置；湖泊水量的大小 普遍
地下水补给 全年 稳定；一般与河流有互补作用 地下水补给区的降水量；地下水位与河流水位的相互位置关系 普遍
2．河流水文特征分析
水文特征要素 描述特征 影响因素
水位 高或低、季节变化大或小、汛期出现的时间及长短 主要与补给方式及河道特征有关。
河流主要的补给季节为汛期，此时水位高。
在河流流量相同的情况下，河道的宽窄、深浅影响水位的高低
水文特征要素 描述特征 影响因素
水位 高或低、季节变化大或小、汛期出现的时间及长短 主要与补给方式及河道特征有关。
河流主要的补给季节为汛期，此时水位高。
在河流流量相同的情况下，河道的宽窄、深浅影响水位的高低
流量 大或小、季节变化大或小 河流流量的大小主要取决于河流的补给量与流域面积的大小。
一般来讲，补给量与流域面积越大，河流流量越大；河流流量的季节变化主要取决于河流的补给方式
水文特征要素 描述特征 影响因素
含沙量 大或小 与流域内植被状况、地形坡度、地面物质结构及降水强度等有关。一般来讲，地形坡度越大、地面物质越疏松、植被覆盖率越低、降水强度越大，河流含沙量就越大
结冰期 有或无、长或短 无结冰期，最冷月均温＞0 ℃；有结冰期，最冷月均温＜0 ℃
凌汛 有或无 必须具备的条件：有结冰期；存在由较低纬流向较高纬的河段；河流上冻(结冰)时，或解冻(融冰)时
流速 快或慢 地形坡度
3．河流水系特征分析
1．海水的性质
(1) 影响海水温度的主要因素
回归9　海水的性质、运动　海—气相互作用
(2) 影响海水温度的特殊因素
①结冰与融冰(高纬度海区)。
②距陆地远近。
(3) 海水的盐度
影响因素 具体表现
海水温度 外海或大洋 海水的温度越高，盐度越高；海水的温度越低，盐度越低
蒸发量 蒸发量越大，盐度越高；蒸发量越小，盐度越低
降水量 降水量越大，盐度越低；降水量越小，盐度越高
入海径流 近岸 地区 有河流注入的海域，海水盐度一般较低；无河流注入的海域，海水盐度一般较高
影响因素 具体表现
洋流 同纬度地带，暖流流经的海域，盐度较高；寒流流经的海域，盐度较低
海水汇入 有高盐度海水汇入的海域，盐度较高；有低盐度海水汇入的海域，盐度较低
冰情 有结冰现象发生的海域，盐度较高；有融冰现象发生的海域，盐度较低
海陆轮廓 封闭的海域，受陆地影响大，盐度特别高或特别低；开放的海域，受陆地影响小
(4) 海水的密度
影响因素 具体表现
海水温度 海水密度与海水温度呈负相关。海水温度越低，海水密度越大；海水温度越高，海水密度越小
海水盐度 海水密度与海水盐度呈正相关。海水盐度越高，海水密度越大；海水盐度越低，海水密度越小
海水深度 (压力) 海水密度与海水深度呈正相关。海水深度越大，海水密度越大；海水深度越小，海水密度越小
2．海水的运动
(1) 海水的运动
海水运动的形式主要包括波浪、潮汐和洋流等。
(2) 波浪
①形式：主要是风浪。风浪是指在风力作用下形成的海面的波状起伏运动。
②影响：对港口建筑、航运、船只停泊等都有一定的影响；有利于污染物的扩散和水质净化，但也会导致污染物的重新悬浮和污染的加剧；还可用来发电。
(3) 潮汐
①概念：由月球和太阳的引潮力引起的海面周期性升降运动。
②潮汐的相关概念：高潮、低潮、潮差、涨潮和落潮。
③影响：对河流和海上航运会产生重要影响。
④作用：大型船舶可趁涨潮进出河流和港口。潮汐也可以用来发电。
(4) 洋流
①概念：海水常年较稳定地沿一定方向作大规模的流动。
②成因：盛行风是洋流形成的主要动力；陆地形状和地转偏向力也会影响洋流流向。
③分类：按水温状况可分为暖流(水温比流经海区水温高的洋流)和寒流(水温比流经海区水温低的洋流)两种类型。
(5) 世界海洋表层洋流的分布规律
盛行风是洋流形成的主要动力，洋流的分布与气压带和风带的分布密切相关。
环流 系统 以副热带海区为中心的大洋环流 以副极地海区为中心的大洋环流 季风洋流 西风漂流
海域 南、北半球的中低纬度海域 北半球的中高纬度海域 北印度洋海域 南半球40°~ 60°的海域
流向 北半球 顺时针 逆时针 冬季：逆时针。 夏季：顺时针 自西向东
南半球 逆时针 —
环流 系统 以副热带海区为中心的大洋环流 以副极地海区为中心的大洋环流 季风洋流 西风漂流
模式 北半球
南半球 —
洋流性质 大洋西部 (大陆东岸) 暖流 寒流 — —
大洋东部 (大陆西岸) 寒流 暖流 — 寒流
(6) 洋流对地理环境的影响
影响方面 具体表现 实例
气 候 全球 影响 促进高低纬间热量和水分的输送与交换，调节全球热量和水分平衡 低纬度海区温度不会持续升高，高纬度海区温度不会持续降低
大陆 沿岸 暖流增温增湿 受北大西洋暖流影响，西欧温带海洋性气候向高纬扩展
寒流降温减湿 副热带大陆西岸受寒流影响，形成荒漠，沿海有海雾
影响方面 具体表现 实例
海洋 生物 寒暖流交汇处，饵料丰富，形成大渔场 纽芬兰渔场、北海道渔场、北海渔场
上升流将深层营养物质带到表层形成著名渔场 秘鲁渔场
海洋 航行 顺洋流航行速度加快，逆洋流航行速度减慢；寒暖流交汇处易形成海雾；洋流带来的冰山影响航行安全 最佳航行线路的选择
海洋污染 加快净化速度；扩大污染范围 油轮泄漏、陆地近海污染
3．海—气相互作用
(1) 影响海—气之间水热交换的因素
(2) 海洋对大气温度的调节作用
(3) 海—气相互作用所形成的大气环流与大洋环流，是维持全球水热平衡的基础
(4) 厄尔尼诺发生年份与正常年份的区别
区别 正常年份 厄尔尼诺发生年份
图示
洋流 秘鲁寒流沿秘鲁沿岸向西北流动 温暖海水从赤道向南流动，迫使秘鲁寒流向西流动
区别 正常年份 厄尔尼诺发生年份
生物 秘鲁沿岸上升流带来丰富的饵料，形成渔场 该海区上升流减弱，水温升高，营养物质减少，浮游生物和鱼类、鸟类死亡
大气 环流 赤道太平洋西岸气流上升，东岸气流下沉 形成增强型对流，赤道太平洋中、东部气流上升，西岸气流下沉，东岸下沉气流因水温升高而减弱
气候 西岸降水较多；东岸降水较少，形成荒漠 西岸的澳大利亚以及非洲等地出现严重旱灾，东岸荒漠地带暴雨成灾
(5) 厄尔尼诺与拉尼娜现象的区别与联系
现象 拉尼娜现象 厄尔尼诺现象
东南信风 强 弱
赤道逆流 弱 强
太平洋水温 大洋东岸 降低 升高
大洋西岸 升高 降低
沃克环流 增强 减弱或消失
气候 大洋东岸 降水减少 降水增加
大洋西岸 降水增加 降水减少
对全球的影响 导致全球大气环流异常，并对全球广大范围内的气候产生很大影响
关联性 拉尼娜现象一般出现在厄尔尼诺现象之后
1．喀斯特地貌
(1) 形成喀斯特地貌的条件
回归10　常见的地貌景观
影响喀斯特作用的因素 对喀斯特作用的影响
岩石的可溶性 岩石成分 岩石的可溶性强、透水性好，喀斯特作用强；反之则弱
岩石的透水性
影响喀斯特作用的因素 对喀斯特作用的影响
水的溶蚀能力 水体成分 水中二氧化碳、有机酸、无机酸含量越多，水的溶蚀能力越强；反之则越弱
水体的流动性 水的流动性越强，其溶蚀能力越强；反之则越弱
气候 气候温暖湿润的地区，溶蚀作用强烈，喀斯特地貌发育更广泛
(2) 喀斯特地貌的类型
地貌类型 地貌特征
地表喀斯特地貌 溶沟 地表水溶蚀岩石形成的沟槽，呈长条状或网格状
石芽 突出于溶沟之间的石脊，有些形体高大的石芽常高数十米，称为石林
洼地 分布在峰丛或峰林之间，呈封闭或半封闭状，底部宽阔而平坦。在广西、贵州等地被称为坝子，是当地重要的农耕区
地貌类型 地貌特征
地表喀斯特地貌 峰丛 洼地边缘残留的岩体，常呈锥状耸立，基座相连的成片山峰
峰林 峰丛被溶蚀形成的浑圆状成片分布的石灰岩山峰，山坡陡峭
孤峰 孤立存在的石灰岩山峰
残丘 进一步被溶蚀残留的孤立石峰，比孤峰规模更小、更平缓
地貌类型 地貌特征
地下喀斯特地貌 溶洞 地下水溶蚀形成的地下洞穴，长数米到数百千米，常常呈层状分布
地下暗河 由地下水汇集，或地表水沿地下岩石裂隙渗入地下形成的地下河道
石钟乳 悬挂在石灰岩洞穴顶部的由碳酸盐淀积形成的倒锥状堆积体
石笋 由碳酸盐淀积形成的不断从溶洞底部向上发育的形似竹笋的堆积体
石柱 石钟乳和石笋相对生长连接在一起形成的柱状体
石幔(或石帘) 岩溶水沿洞壁或倾斜的洞顶向下沉淀成层状堆积，有弯曲的流纹，形如布幔
2．风成地貌——干旱、半干旱地区(我国西北地区)
(1) 风力侵蚀地貌
风蚀蘑菇、风蚀城堡、风蚀洼地、雅丹地貌的形成等。
(2) 风力沉积地貌
沙丘、黄土高原的形成等。
(3) 雅丹地貌、风蚀蘑菇、沙丘的特征
雅丹地貌：由风力侵蚀作用形成，垄槽相间分布，顶平，身陡，狭长
分布，其延伸方向和风向一致。
风蚀蘑菇：由砾石构成，顶部大，下部小，形似蘑菇。
沙丘：形似新月形，迎风坡较缓，背风坡较陡，颗粒物粒径底大顶小。
3．流水地貌——湿润、半湿润地区(我国东南地区)
(1) 流水侵蚀地貌
宽浅河谷、“V”形谷、峡谷、瀑布、丹霞地貌、黄土高原千沟万壑、曲流的形成等。
“V”形谷(峡谷)：流水下切，河谷岩壁较陡，谷底狭窄，形似“V”形，河床底部起伏不平。
瀑布：流动的河水近似垂直跌落。
丹霞地貌：顶平、身陡、麓缓、粗细相间的沉积层理。
黄土高原千沟万壑：千沟万壑、支离破碎。
曲流：凹岸侵蚀，凸岸堆积。
(2) 流水堆积(沉积)地貌
冲积扇(洪积扇)、冲积平原、河口三角洲、牛轭湖的形成等。
冲积扇(洪积扇)：河流出山口，扇形，自扇顶到扇缘，沉积物厚度逐渐减小，颗粒物逐渐变细。
冲积平原：位于河流中下游，地势低平，土层深厚，土壤肥沃。
河口三角洲：位于入海口处，呈三角洲形状，地势低平，河网密布，土壤肥沃。　
牛轭湖：主要分布在平原地区，河流曲流发育，自然裁弯取直，原来的河道被废弃所形成的湖泊。
(3) 河流上游以侵蚀为主(“V”形峡谷)，中下游以堆积为主(河漫滩平原、牛轭湖、冲积平原、河口三角洲)，凸岸堆积(适宜居住、发展农业)，凹岸侵蚀(适宜建港口)。
(4) 形成过程(原因)
①冲积扇(洪积扇)的形成原因：河流流出山口，地势趋于平缓，水流变缓，所挟带的物质在山前沉积下来，形成山麓冲积扇(洪积扇)。
②三角洲的形成原因：河流到达入海口时，流速极缓，加上海潮的顶托作用，河流挟带的泥沙便会堆积在河口前方形成三角洲。
③河漫滩平原的形成原因：河流在凸岸堆积，形成水下堆积体。堆积体的面积不断扩大，在枯水季节露出水面，形成河漫滩。多个河漫滩集中连片形成河漫滩平原。
4．海岸地貌
地貌类型 地貌特点
海蚀崖 在海浪的长期侵蚀下，岩石海岸崩塌，形成的高出海面的陡崖
海蚀平台 海蚀崖逐渐后退，在海蚀崖前方形成的微微向海倾斜的基岩平台，台面上基岩裸露或覆盖有很薄的沙砾和淤泥层
海蚀柱 在海蚀平台上，有些抗蚀能力强的被保留的部分，矗立在海中的柱状岩石
地貌类型 地貌特点
海蚀穴 海浪冲蚀海滨陆地形成的槽形凹穴，断续沿海岸线分布
海蚀拱桥 向海突出的陡立岩石，因同时受到不同方向海浪的侵蚀，两侧的海蚀穴互相贯通，形成海蚀拱桥
海滩 由松散泥沙或砾石堆积而成的平缓地面。海滩物质一般上部较粗，滩坡坡度较大；下部物质较细，滩坡平缓
沙坝 与海岸略呈平行的长条状堆积体。未露出水面的称“水下沙坝”；出露水面的称“岸外沙坝”；完全露出水面的称“海岸沙堤”
1．构造地貌的形成
(1) 褶皱
回归11　地貌的形成过程
基本形态 背斜 向斜
产生原因 原本水平的岩层受地壳运动产生的强大挤压作用，发生弯曲变形
特征 岩层形态
岩层新老关系(岩层①~③由老到新) 中部老，两翼新
中部新，两翼老
基本形态 背斜 向斜
构造地貌 未侵蚀地貌 地形上——“背斜成山” 地形上——“向斜成谷”
侵蚀后地貌 (地形倒置) “背斜成谷”。背斜顶部因受张力作用而破碎，物质疏松易被侵蚀成谷地 “向斜成山”。向斜槽部由于受到挤压，岩石坚硬不易被侵蚀，形成山岭
背斜、向斜组合的构造地貌 图示岩层①~⑥由老到新
(2) 断层及地貌
位移类型 表现 举例
垂直方向 相对下降 形成谷地或低地 渭河平原、汾河谷地

相对上升 发育成块状山或高地 华山、庐山、泰山

断层沿线 常发育成沟谷、河流 —

(3) 常见地质构造研究的实践意义
背斜 石油、天然气埋藏区。原因：背斜由于岩层封闭，是良好的储油、储气构造
顶部适宜建采石场。原因：裂隙发育，岩石破碎易开采找矿
隧道选择在背斜核心部位。原因：背斜岩层向上拱起，能保证工程的安全稳定，而且不利于地下水储存，便于施工
向斜 地下水储藏区，常有“自流井”分布。原因：底部低凹，两翼的水向中间汇集，承受静水压力，形成地下水，故打井可在向斜槽部打
隧道避开向斜。原因：向斜是雨水汇集区，隧道可能变为水道
断层 泉水、湖泊分布地。
泉：承压含水层被断层所切，地下水在水压作用下，沿断裂处上升至地面而形成上升泉。
河谷发育：断层沿线岩石破碎，易受风化侵蚀，常常发育成沟谷、河流
铁路、公路、桥梁、水库等工程选址应避开断层。
原因：断层地带岩石不稳定，搞大型工程易诱发断层活动，产生地震、滑坡、渗漏等不良后果，造成建筑物塌陷
某地地质剖面图
2．板块运动形成的地貌
板块运动 张裂 碰撞
大陆板块与大陆板块相互挤压碰撞 大陆板块与大洋板块相互挤压碰撞
对地貌的影响 形成裂谷、海洋或海岭 形成高峻山脉和巨大高原 形成海沟、岛弧或海岸山脉
举例 东非大裂谷、红海、大西洋 喜马拉雅山脉、青藏高原 马里亚纳海沟、亚洲东部岛弧、美洲海岸山脉
板块运动 张裂 碰撞
大陆板块与大陆板块相互挤压碰撞 大陆板块与大洋板块相互挤压碰撞
边界类型
图示
3．河流阶地
(1) 概念：河流下切侵蚀，原来的河谷底部相对抬升到一般洪水位之上，呈阶梯状分布在河谷谷坡上，这种地形称为河流阶地，简称阶地。
(2) 形成过程
(3) 影响河流阶地形成的因素
因素 影响 具体分析
构造升 降运动 构造运动往往造成河道比降的变化，影响河流系统中侵蚀、搬运和堆积过程 当地壳相对稳定或下降时，河流以侧蚀为主，此时塑造出河漫滩；后地壳抬升，河床比降增加，水流转而下切，原来的河漫滩成了河谷两侧的阶地。如果地壳多次间歇性抬升，则可以形成多级阶地
因素 影响 具体分析
气候 变化 气候变化影响河流的水量和含沙量等，从而引起河流作用性质变化，在河谷中形成阶地 气候干旱期，河流含沙量相对增加，水量减少，地面植被稀疏，坡面侵蚀加强，带到河流中的泥沙量也增多，此时河床堆积增高
气候湿润期，河流水量增多，植被茂盛，河水含沙量相对减少，导致河流下蚀，形成了阶地
特点：有几级阶地，就有过几次运动；阶地位置、级别越高，形成时代越早。由于低级阶地形成时间较晚，因此形态保存完整，而高级阶地往往残缺不全。
1．植被
(1) 分类
植被分为天然植被和人工植被。
(2) 识别植被类型
绿色植物对地球上生物圈的存在和发展起着关键作用。人们把覆盖地表的植物群落称为植被，自然植被有森林、草原、荒漠等类型。
回归12　植被和土壤
①森林植被：森林植被是主要由树木组成的植物群落。典型的森林植被包括常绿阔叶林、落叶阔叶林和针叶林等。
a．常绿阔叶林：四季常青，树冠浑圆，叶面多呈革质，表面光滑无绒毛，质地较硬。
b．落叶阔叶林：夏季葱绿、冬季落叶，叶片多呈纸质，宽而薄。
c．针叶林：叶子呈针状。
②草原植被：草原植被是在较干旱环境下形成的以草本植物为主的植被，主要分为热带草原和温带草原两大类。
③荒漠植被：指植物覆盖稀疏、种类单一的地面景观，主要分布在热带、亚热带以及温带的干旱气候区。
(3) 环境与植被的关系
①环境对植被的影响：不同的热量、降水及组合状况，决定了不同的植物种类和植被特点；除与气候有关外，植物的种类及分布还受土壤、地形等因素的影响；植物生长依赖于环境，反过来，植物的生长状况及分布也可以指示环境。例如，苔藓植物的分布能反映阴湿环境，铁芒萁的分布指示酸性土壤环境，碱蓬的分布指示碱性土壤环境。
②植被对环境的影响：固碳释氧，净化空气；涵养水源，保育土壤；积累营养物质，保护生物多样性；防风固沙，减轻灾害。
2．土壤
(1) 认识土壤
①概念：指陆地表面具有一定肥力、能够生长植物的疏松表层。
②成熟土壤的分层结构：从地面向下一般可分为腐殖质层、淋溶层、淀积层和成土母质层。
③土壤的组成：由矿物质、有机质、水分和空气等物质组成。由土壤的组成可知，土壤是岩石圈、生物圈、水圈和大气圈相互作用的结果。
(2) 土壤剖面
①概念：是地面至母质(母岩)的土壤垂直断面，包括整个土体和母质在内。
②作用：能够明显地反映土壤的层次与结构。能够反映土壤的发育程度，土层厚、层次多或分层明显，表明土壤发育程度高；反之，发育程度低。土壤的颜色、有机质含量等，能够反映环境因素对土壤形成过程的影响。
(3) 成熟土壤剖面，见下图
(4) 影响土壤形成的主要因素
①成土母质：是土壤的初始状态，在气候与生物的长期作用下，逐渐转变成可生长植物的土壤。成土母质在很大程度上决定着土壤的物理和化学性质。
②气候：直接影响土壤的水热状况和土壤中物理、化学过程的性质与强度。
③生物：是土壤有机质的来源，也是土壤形成过程中最活跃的因素，土壤肥力与生物作用密切关联。
④地形：在山区，随着地势的升高，土壤的组成成分和理化性质均发生显著的垂直分化；在陡峭的山坡上，地表疏松物质的迁移速率较快，不易发育成深厚的土壤；在平坦的地方，地表疏松物质的侵蚀速率较慢，成土母质容易逐渐发育成深厚的土壤。
⑤时间：土壤发育的时间越长，土壤越成熟，土壤层越厚。
⑥人类活动：培育出一些肥沃、高产的耕作土壤，如水稻土；不合理的人类活动导致土壤退化，如肥力下降、土壤板结、水土流失、盐渍化、荒漠化、土壤污染等。
(5) 我国不同颜色的土壤肥力高低及主要影响因素
东北黑土地，富含有机质——气候因素；南方红土地，酸性土壤——气候因素；东部青色土壤，水稻土，较肥沃——气候和地形因素；西部白色土，有机质含量较低，水分较少——气候因素；黄土高原黄色土，较贫瘠——成土母质因素；四川盆地紫色土——颜色是成土母质因素，较肥沃是气候因素。
1．山地垂直地域分异规律
(1) 垂直地域分异规律
回归13　自然环境的差异性
形成 原因 热量：随着海拔的升高，气温降低，所以垂直地域分异类似于从赤道到两极的地域分异
水分：迎风坡降水多，背风坡降水少。
从山麓到山顶，迎风坡降水量呈“少—多—少”的变化(如天山的山腰降水多)
分异 规律 自然带基本沿着水平方向延伸，垂直方向更替；同一自然带内，水热状况、自然景观相似
垂直 自然 带谱 ①基带(山麓自然带)与当地水平自然带一致。
②从山麓到山顶的自然带分异，与从赤道到两极的自然带分异类似。
③同一自然带的分布高度：同一山体阳坡比阴坡上限(山地自然带所达到的高度)高；随纬度的增加，其分布的海拔降低。如下图所示：



(2) 影响垂直自然带谱复杂程度的因素
①山体所在纬度：纬度越低，垂直自然带谱越复杂；纬度越高，垂直自然带谱越简单。
②山体海拔：海拔越高，垂直自然带谱越复杂(当然有极限)；海拔越低，垂直自然带谱越简单。
③山顶与山麓之间的相对高度：相对高度大则垂直自然带谱复杂，相对高度小则垂直自然带谱简单。
(3) 影响雪线分布高度的因素
夏季气温小于0 ℃的地方有永久性积雪，即夏季气温0 ℃等温线为山体的雪线。雪线是冰雪带的下限，其高度与纬度、坡向和坡度有关。
(4) 影响林线分布高度的因素
林线是指高纬度地区或高山地带，由于气温、水分、风力及土壤等条件而不能生长乔木的界线。
2．地方性分异规律
(1) 主要表现
缺失 由于海陆分布差异，某些地区缺失某种陆地自然带。例如，南半球缺失亚寒带针叶林带和苔原带
改变 受地形、洋流的影响，某些陆地自然带的分布发生变化。例如，马达加斯加岛东部的热带雨林带
约束 自然带延伸受地形的限制和约束
块状 位于热带荒漠和温带荒漠中的绿洲是受高山地形和土壤、水分等非地带性因素的影响而形成的
(2) 实例与形成原因
实际分布的自然带 形成原因 按理想状态分布的自然带
南美大陆西岸3°S~ 30°S之间狭长的热带荒漠带(约束) 安第斯山脉阻挡海洋水汽 热带雨林带(北)、热带稀树草原带(中)、热带荒漠带(南)
秘鲁寒流降温减湿
南美大陆南段东侧形成温带荒漠带(巴塔哥尼亚沙漠)(改变) 安第斯山脉阻挡西风气流深入内陆 温带草原带(中)、温带落叶阔叶林带(东)
实际分布的自然带 形成原因 按理想状态分布的自然带
赤道附近的东非高原呈现热带稀树草原景观(改变) 海拔高，气温低，降水少，不能形成热带雨林气候 热带雨林带
马达加斯加岛东部、巴西高原东南部、澳大利亚东北部的热带雨林带(改变) 信风来自海洋，温暖湿润 热带草原带
山地的迎风坡，多地形雨
暖流的增温增湿
实际分布的自然带 形成原因 按理想状态分布的自然带
南半球缺少苔原带和亚寒带针叶林带(缺失) 南半球相应纬度带是海洋，缺少陆地分布 苔原带、亚寒带针叶林带
塔里木盆地的绿洲(块状) 高山冰雪融水使其地表水或地下水丰富 温带荒漠带
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