1、地球運動的特點：
2、地球自轉與公轉的關係： （書本18頁圖1-3-5）
黃赤交角：概念：黃道平面和赤道平面之間的夾角度數：目前是23°26′
產生的影響：太陽直射點在南北回歸線之間來回移動
3、太陽直射點的回歸運動示意圖（圖自畫）（書本19頁圖1-3-6）
回歸年：是以春分日為參考點的。太陽連續兩次通過春分日的時間間隔。
23°26′n
0 °23°26′s
4、 地球自轉的地理意義
晨昏線晨線：由黑夜到白天
1）產生晝夜更替昏線：由白天到黑夜
晝夜更替週期：24時(太陽日)
意義：使地面白天增溫不至於過分炎熱，夜晚冷卻時不至於過分寒冷，保證了地球上有機體的生存和發展。
2） 產生地方時
① 定義：因經度而不同的時刻，叫地方時。 同一條經線上，地方時相同。
② 特點： 東早西晚15 °/時 4°/分鐘
③ 計算公式：求地方時=已知地方時+/—時差（東「+」西「—」）
④ 區時：① 定義：每一時區，以該時區**經線的地方時，作為該區區時。
5、計算公式：求區時=已知區時+/—時區差（東「+」西「—」）
6、北京時間=東八區區時=120 °e地方時
3）使物體水平運動方向發生偏轉
偏移規律： 沿運動方向，南半球左偏，北半球右偏，赤道無偏轉
4）地球呈橢球體也和地球自轉有一定關係
5、 地球公轉與自轉共同作用下產生的地理意義
1） 正午太陽高度角的變化 （書本21頁）
概念：太陽光線與地平面的夾角叫做太陽高度角。一天中，太陽高度角的最大值出現在正午。
規律：太陽直射點所在緯度的正午太陽高度角為90度
正午太陽高度角總是由太陽直射點向南北兩側遞減。
2）晝夜長短的變化：
變化規律：（以北半球為例）春分日（3月21日前後）—秋分日（9月23日前後）為北半球的夏半年，太陽直射北半球，北半球的晝長大於夜長，並且緯度越高，晝越長，北極圈內出現極晝；南半球則相反。
秋分日（9月23日前後）—春分日（3月21日前後）為北半球的冬半年，太陽直射南半球，晝長小於夜長，並且緯度越高，晝越短，北極圈內出現極極夜；南半球則相反。
二分二至時正午太陽高度角和晝夜長短的變化規律
3）四季更替：
從天文上看四季，夏季就是一年內白晝最長、太陽高度角最大的季節；冬季就是一年內白晝最短、太陽高度角最小的季節；春秋二季是冬夏的過渡季節。
5. 地球運動的計算專題：
●晨昏線：與太陽光線垂直，其太陽高度為0。
晨線：由夜變為晝。
昏線：由晝變為夜。
●全球共分為24個時區，每個時區跨經度15o,相鄰兩個時區相差1小時。
解題的三個方法：
（1）求時區：時區序號=已知經度/15o,餘數<7.5則整數為時區序號；餘數》7.5則整數+1為時區序號
（2）兩個時區之差：同區相減，異區相加
（3）「東加西減」：所求點在已知點以東用「+」，以西用「—」
●日界線：原則以180o經線作為日界線，不過有些曲折。
從東十二區進入西十二區減一天；從西十二區進入東十二區加一天。
●太陽直射點南北移**：
●解晝夜長短的三個方法：
（1）求某地晝夜長短：過該點作緯線或緯線圈，白天佔的部分多的就是晝長夜短，反之。
（2）某地晝長2 x，則日出為12：00—x,日落為：12：+x。
（3）春秋分日：晨昏線與經線重合，全球各地晝夜平分，6：00日出，18：00日落。
注意：解題突破點：赤道終年晝夜平分，6：00日出，18：00日落。
●正午太陽高度：h=90―∣(φ±λ)∣
說明:φ為所求地緯度,λ為太陽直射點緯度.當太陽直射點和所求地同在北半球或南半球時用φ-λ;當太陽直射點和所求地分別在南,北半球時用φ+λ：
●太陽直射點所在經度的地方時為：12：00。
第四節地球的圈層結構（參考書本24頁到28頁）
1．研究手段：**波
**波又分為：縱波（p）和橫波（s）。
注意：縱波可以通過固體、液體、氣體。
橫波只能通過固體。
縱波波速比橫波快，所以一般在陸地上發生**時先感覺到上下震動，然後才是左右震動；在海洋上只有上下震動。
2．地球內部圈層
●從外到內分為三層：地殼、地幔、地核。
●地殼與地幔之間是莫霍介面，地幔與地核之間是古登堡介面。
●軟流層：**和岩漿的發源地。處在上地幔的上部，但不是頂部。
●岩石圈：包括上地幔頂部和地殼。
3．地球外部圈層：☆大氣圈、水圈、生物圈(各圈層的特點)。
第二章自然地理環境中的物質運動和能量交換
1．大氣受熱過程
（1）大氣受熱過程主要表現為大氣對太陽輻射的削弱作用和大氣對地面的保溫作用
太陽輻射進入大氣層後在大氣和地面之間的轉化過程可以用以下流程圖來表示：
（2）大氣對太陽輻射的削弱作用
大氣對太陽輻射的削弱作用有三種方式，吸收、反射和散射。大氣對太陽輻射的反射作用無選擇性，而吸收和散射作用因輻射波長不同而有選擇性。吸收作用的選擇性表現最明顯的是，大氣中的臭氧主要吸收太陽輻射中波長較短的紫外線輻射，大氣中的二氧化碳、水汽等主要吸收太陽輻射中波長較長的紅外線輻射，而大氣對太陽輻射中能量最強的可見光吸收能力最差。
散射作用表現最明顯的為：空氣分子對太陽輻射的可見光中波長最短的藍色光、紫色光散射作用最強，故而晴朗的天空呈蔚藍色。只有反射作用對輻射波長沒有選擇性。
總的來說，通過大氣的吸收、反射和散射三種作用，太陽輻射被削弱的主要是紅外線、紫外線以及可見光的短波部分（藍、紫色光），而可見光的絕大部分能夠透過大氣射到地面，這對地面獲得太陽輻射而增溫具有重要意義。
（3）太陽輻射到達地球以後在地面與大氣之間的能量轉換過程
太陽輻射到達地表以後，一部分能量被大氣吸收、反射和散射（包括地面反射），只有約一半左右的太陽輻射能量到達地面。地面吸收太陽輻射而增溫，同時向外放出地面輻射。大氣吸收了地面輻射的絕大部分，同時也向外放出大氣輻射。
大氣輻射除極小部分射向宇宙空間，絕大部分又射向地面（大氣逆輻射）。
2．熱力環流
（1） 熱力環流是大氣運動的最基本形式
熱力環流是由於地表受熱不均引起的大氣的垂直和水平方向的運動而構成的環流，它是大氣運動的一種最簡單形式。這裡要理解較冷的地表附近的大氣溫度相對較低，密度大，空氣下沉；較熱的地表附近的大氣溫度相對較高，密度小，空氣上公升。於是在同一水平面上出現了氣壓不等的狀況，空氣從高壓流向低壓，從而形成熱力環流。
2） 熱力環流例項，認識海陸風、山谷風及城郊熱力環流
(比較氣壓值)
3．大氣的水平運動——風的成因及形成過程
風形成的直接原因：大氣的水平運動。
高空大氣風向是地轉偏向力和水平氣壓剃度力的共同作用的結果，風向最終與等壓線平行 。
近地面大氣風向是摩擦力、地轉偏向力和水平氣壓剃度力的共同作用的結果，風向最終與等壓線斜交。
風向北半球右偏、南半球左偏。
水平氣壓梯度力是產生大氣水平運動的原動力。在水平氣壓梯度力作用下，大氣要按水平氣壓梯度力方向即垂直於等壓線方向開始作水平運動，但大氣一旦運動起來馬上就受到地轉偏向力作用，使運動方向發生偏轉（北半球右偏，南半球左偏）。對於高空風向，只考慮上述兩種力，當上述兩種力達到平衡時，風向平行於等壓線。
而對於近地面大氣中的風而言，除受上述兩個力的作用影響外，還受到摩擦力影響，三力達到平衡時，最終使風向與等壓線斜交。這些是理論上的風向，這只考慮等壓線平行的情況，而真實的情況是，在海陸熱力差異的影響下，等壓線出現了閉合中心。這種氣壓場中，在氣壓梯度力、地轉偏向力以及摩擦力共同作用下，低氣壓的氣流在北半球按逆時針方向旋轉輻合（南半球按順時針方向旋轉輻合）；高氣壓（反氣旋）的氣流在北半球按順時針方向旋轉輻散（南半球按逆時針方向旋轉輻散）。
4． 三圈環流的形成過程及氣壓帶風帶的形成
（1）三圈環流和氣壓帶風帶
地表不同緯度受熱不均，赤道空氣受熱最多，因而膨脹作上公升運動、而極地空氣受熱最少，冷卻收縮作下沉運動。這樣在近地面和高空同一水平面上存在著氣壓差異，促使空氣由高壓向低壓流動。地面上極地向赤道流動的空氣在地轉偏向力的作用下，在北半球偏轉成極地東風；高空赤道上空流向北極上空，在地轉偏向力的作用下，逐漸右偏，到30°n附近成為西風、（由於空氣從赤道上空）源源不斷流來，在此堆積並下沉，致使這裡形成副熱帶高壓（近地面）。
而高空形成低壓。在近地面，在氣壓梯度力作用下，大氣由副熱帶高壓帶向南北流出。向南的一支流向赤道，在地轉偏向力作用下形成東北信風。
這樣，在赤道與副熱帶地區之間便形成了低緯度環流圈。向北的一支在地轉偏向力的作用下，形成西風，並與極地東風二者在60°n附近相遇，由於西風比極地東風暖而輕，故西風爬公升在冷空氣之上，形成極鋒，上公升氣流到高空，又分別流向南北。向南的一支氣流在副熱帶地區下沉，於是在副熱帶地區與副極地地區之間構成了中緯度環流圈。
由於副極地上公升氣流到高空便向南北流出，致使近地面的氣壓降低，形成了副極地低氣壓帶。同理，三圈環流在南半球同樣存在。我們把這種不同緯度間大氣運動形成的風帶叫做行星風帶。
（2）海陸分布對大氣環流的影響
氣壓帶和風帶的分布，是不考慮海陸分布和地形影響的理想模式。但由於地表是海陸相間分布，海陸熱力性質差異使同緯度的陸地和海洋在冬季或夏季溫度有明顯的差異。夏季大陸比海洋增溫快，大陸上形成熱低壓，高壓僅僅保留在海洋上，形成高壓中心；冬季，陸地降溫比海洋快，陸地上氣溫比海洋低，陸地上形成高壓中心，海洋上形成低壓中心。
因此海陸熱力性質的差異使氣壓帶和風帶區域性斷裂，分割成一些高低氣壓中心。例如，在亞歐大陸上，冬季形成亞洲高壓，夏季形成亞洲低壓；在太平洋上夏季形成北太平洋高壓，冬季形成北太平洋低壓。
（3） 季風環流的成因及典型季風區
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