高考自然地理知识点拓展（和大学知识点关联）

第二章岩石圈系统一一填空6名词解释6简答及论述12

1、岩石圈、软流圈、构造圈

岩石圈：地壳（上地壳、地壳）上地幔（盖层）

岩石圈，是地球上部相对于软流圈而言的坚硬的岩石圈层；约60至120公里，为地震高波速带，包括地壳的全

部f上地幔的顶部，由花岗质岩、玄武质岩和超基性岩组成。

2、犷物、造岩矿物

矿物：是地壳中天然形成的单质或化合物，它具有一定的化学成分和内部结构，因而具有一定的物理、化学性质

及外部形态。

矿物：

（1）定义：矿物一般是自然产出（由地质作用形成）且内部质点（原子、离子）排列有序的均匀固体单质或化

合物。

（2）形成

①升华，如：硫磺；

②结晶，如：石英；

③凝固，如：蛋白石；

④重结晶，如：石棉。

（3）形态

矿物形态是指矿物的单体及集合体的形状而言。分矿物单体形态和集合体形态。

1、矿物单体形态:根据单晶体在三度空间上的发育程度分为三类:

一向伸长:单体在空间上沿一个方向最为发育,其它两个方向不发育,晶体细长。针状:阳起石、石棉;柱状:

角闪石、石英、绿柱石、电气石;棒状或短柱状:电气石。

二向伸长:单体在空间上沿两个方向发育,另一方向不太发育。片状:云母、石墨;板状:长石、黑鸨矿、石膏。

三向等长:单体在空间的三个方向基本均匀发育,称等轴状。立方体:方铅矿、黄铁矿;菱面体:方解石;菱形

十二面体:石榴子石;八面体:磁铁矿;五角十二面体:黄铁矿;四角三八面体:石榴子石;不规则粒状:石英。

2、矿物集合体形态:是指同种矿物多个单体聚集在一起的整体。

矿物集合体的形态取决于单体的形态和它们集合方式。根据集合体中矿物颗粒的大小（或可辨度）可分为三种,显

晶质集合体、隐晶质集合体和胶态集合体。

（1）显晶质集合体形态

一向伸长型-一晶簇状、纤维状、放射状、束状、毛发状、柱状;二向延长型一-片状、鳞片

状、板状;三向等长形一-粒状。

⑵隐晶质和胶态集合体形态

钟乳状、结核状、肾状、树枝状、鲍状、葡萄状、晶腺、块状、土块、粉末状等.

（4）主要物理性质

光学性质（颜色、条痕、光泽、透明度），力学性质（节理、断口、硬度、韧性等）。

1、颜色

矿物颜色分类:

矿物颜色分为自色、他色、假色三种。

自色是矿物本身自由的颜色,取决于本身化学成分和晶体结构,如辰砂的猩红色。

他色是由于外来物质的机械混入使得矿物染上的颜色,如无色透明的方解石可以混入杂质被染色。

假色是由于光的反射或矿物表面氧化等原因所形成的颜色,如斑铜矿表面的蓝色、紫色等鲜艳的色调。

2、条痕

矿物在白色无釉瓷板上刻画留下的粉末痕迹所呈现的颜色即条痕色。

3、光泽

矿物的光泽指矿物对可见光的反射能力。按反射率（R）的大小,光泽分为:

金属光泽:犹如金属抛光后表面反射的光泽,光泽强,十分耀眼,如方铅矿的光泽。

非金属光泽:如玻璃光泽（石英晶面）、珍珠光泽（白云母节理面）、油脂光泽（石英的断口）、丝绢光泽（石

棉）

4、透明度

矿物（厚度0.03mm）透过光线的程度。

透明:矿物象玻璃那样能透过光线,如水晶,冰洲石均是透明矿物。

半透明:矿物只有边缘薄的地方才能透过少量的光线,如闪锌矿,辰砂等。

不透明:矿物一点光线也透不过去,如黄铁矿、磁铁矿等。

矿物的透明程度常与矿物的光泽有关,一般玻璃光泽、油脂光泽、金刚光泽的矿物都是透明至半透明的矿物;金

属光泽和半金属光泽的矿物都是不透明矿物。

造岩矿物：组成岩活要成份的矿物，称造岩矿物。

（5）主要造岩矿物

自然元素矿物如金，金刚石、石墨、硫磺、铜、银、汞

卤化物矿物如石盐、钾盐、萤石等

硫化物矿物黄铁矿、黄铜矿、方铅矿、闪锌矿、雄黄等

氧化物和氢氧化物矿物如赤铁矿、磁铁矿、石英等。

硫酸盐矿物石膏、芒硝、重晶石等

碳酸盐矿物如方解石、孔雀石

硅酸盐矿物如云母、长石、角闪石、辉石、橄榄石等

长石：是构成地壳的最主要的一类矿物，常见于火成岩、沉积岩和变质岩中。具瓷状光泽，摩氏硬度为6,二向

完全解理。解理呈正交者为正长石（KAlSi30-8,即钾长石），多为肉红色；解理呈斜交者称斜长石，多为浅灰

白色。由于长石晶体构造中容许大量的离子置换，因而有多种类型。如斜长石中的钠和钙可以完全置换，故产生

了从钠斜长石（NaAlSi30-8）至钙斜长石CaAlSi30-8）的一系列种类和成分的变化。

角闪石：成分复杂多变，常见的一种为普通角闪石，呈长柱状或条状，暗绿至黑色，硬度5.5~6,比重3.1~3.3,

二向完全解理呈彼此斜交，性脆；在中性和酸性岩浆岩和某些变质岩中常见。

石英：在大陆地壳中的数量仅次于长石，亦常见于各类岩石中。成分简单（SiO2）,无解理，贝壳状断口，具典型

的玻璃光泽，硬度7,性硬，比重2.5~2.8。石英在自由生长时结晶成六面锥体，但在结晶岩中因晶体发育受空

间限制，皆呈不规则形状。石英性质稳定，难于风化。

云母：假六方柱状或板状晶体，通常呈片状或鳞片状，单向极完全解理，易剥成具有弹性的光滑透明薄片；玻璃

及珍珠光泽，硬度2、3,成分复杂多样，常见的有黑云母、白云母和金云母，在酸性岩浆岩、砂岩和变质岩中常

见。

辉石：成分与角闪石近似，但含铁镁较多而不含羟离子。单晶体呈短柱状，集合体为粒状，绿黑色或黑色，玻璃

光泽，硬度5.5~6,二向中等解理呈彼此正交，比重3.2~3.6；常与角闪石、橄榄石、某些斜长石等共生，在基

性和超基性岩浆岩中常见。

橄榄石：（Mg,Fe）2[SiO4],粒状集合体，浅黄色至橄榄绿色，颜色随含铁量增加而加深，玻璃光泽，硬度6~7,

性脆，不完全节理；为基性岩、超基性岩浆岩的主要组成矿物。

方解石：三组完全解理完全解理，玻璃光泽。完全透明至半透明，普通为白色或无色，因含有基它金属呈现出淡

红，淡黄，淡茶，玫红，紫，多种颜色，条痕白色，硬度，比重2.6〜2.8,遇稀盐酸剧烈起泡，非常纯净完全透明的

晶体俗称为冰洲石（IcelandSpar）。

3、地壳的元素组成、克拉克值

地壳的元素组成：0、Si、Al、Fe、Ca、Na、K、Mg、

克拉克值：元素在地壳中平均重量的百分比

4、断口、解理、节理、断层

断口：矿物在外力打击下，不按一定结晶方向破裂而形成的断开面。断口按其断裂后的形态，可分为贝壳状断口、

锯齿状断口、参差状断口及平坦状断口。

解理：结晶矿物受力后，由其自身结构的原因造成晶体沿一定结晶方向裂开成光滑平面的性质，称为解理；裂开

的光滑平面称为解理面。

解理（矿物受外力作用沿一定方向破裂并产生解理面的性质叫解理）

断口（矿物受外力作用不规则破裂并产生凹凸不平的形状叫断口，贝壳状断口、不平坦断口、裂木状断口、梯

状破裂断口等）

①极完全解理矿物晶体极易裂成薄片，解理面较大而平整光滑，如云母，石膏等。

②完全解理矿物极易裂成平滑小块或薄板，解理面相当光滑，如方解石，石盐等。

③中等解理解理面往往不能一批到底，不很光滑，且不连续，常呈现小阶梯状，如普通角闪石，普通辉石等。

④不完全解理解理程度很差，在大块矿物上很难看到解理，只在细小的碎块上才可看到不清晰的解理面，如磷灰

石等

⑤极不完全解理（无解理）如石英，磁铁矿等。

节理：岩石受力断裂后两侧岩块没有显著位移的小型断裂构造。

断层：地壳受力发生断裂，沿破裂面两侧岩块发生显著相对位移的构造。（正断层、逆断层、平推断层）

5、沉积岩（水成岩）特征：层理（层面层理（水平层理、）、化石（）

沉积岩（水成岩）特征：是在地表或近地表不太深形成的一种岩石类型。它是由风化产物、火山物质、有机物质

等碎屑物质在常温常压下经过搬运、沉积和石化作用，最后形成的岩石。

层理（沉积层理（水平层理、交错层理）、粒序层理）：由于矿物成分、结构或颜色的不同而表现出成层性。是

不同时期沉积作用所形成的。

化石（实体化石、模铸化石、遗迹化石、化学化石）：古代生物的遗体或遗迹。

（1）沉积岩

①定义

沉积岩是在地表或近地表不太深的地方形成的一种岩石类型。它是由风化产物、火山物质、有机物质等碎屑

物质在常温常压下经过搬运、沉积和石化作用，最后形成的岩石。

②形成机理：

风化、侵蚀、搬运、沉积、固结成岩

A.风化（风化作用是指地表或接近地表的坚硬岩石、矿物与大气、水及生物接触过程中产生物理、化学变化而在

原地形成松散堆积物的全过程。）

根据风化作用的因素和性质可将其分为三种类型：物理风化作用、化学风化作用、生物风化作用。

B.剥蚀（剥蚀作用是指各种运动的介质（风、水、冰川等）在其运动过程中，使地表岩石产生破坏并将其产物剥

离原地的作用。

C.搬运（搬运作用是指地表和近地表的岩屑和溶解质等风化物被外营力（水流、波浪、冰川、风和生物作用等）

搬往他处的过程。

D.沉积（沉积作用是指被运动介质搬运的物质到达适宜的场所后，由于条件发生改变而发生沉淀、堆积的过程的

作用。

E.固结成岩（经过漫长的压实作用，石化成坚硬的沉积岩。

③特征

A.层理

沉积岩最典型的构造特征是具有层理（颜色、矿物成分、粒度、结构等表现的成层性）。

B.化石

古代生物的遗体或遗迹。

④常见类型

A.碎屑岩类

主要指母岩风化碎屑经搬运再堆积后胶结而成的岩石。

B.黏土岩类

具泥状结构，由黏土矿物及其他细粒物质组成，硬度低。

C.生物化学岩类

多由化学和生物化学形成物组成，主要见于海相或湖相沉积物。

6、沉积岩类型（按沉积物颗粒大小）：砾岩、砂岩、粉砂岩、粘土岩（泥岩、页岩、黏土）

碎屑结构

结构

砾状结构（＞2mm）砂状结构（20.05mm）粉砂状结构（）

岩石名称砾岩、角砾岩砂岩粉砂岩

泥状结构

结构

粒径<0.005mm

岩石名称泥岩页岩黏土

特点固结好，无层理固结较好，有层理固结差

7、岩浆岩类型及特征：喷出岩（流纹构造、绳状构造、气孔构造、杏仁构造、柱状节理）、侵入岩（深成岩（晶

粒粗大、结构致密）、浅成岩（晶粒细小））

喷出岩（流纹构造、绳状构造、气孔构造、杏仁构造、柱状节理）若岩浆喷出地表冷凝形成的岩石叫喷出岩。

侵入岩（深成岩（晶粒粗大、结构致密）、浅成岩（晶粒细小））若岩浆在地表以下冷凝形成的岩石叫侵入岩；

（2）岩浆岩

①定义

岩浆岩又称火成岩，是由岩浆喷出地表或侵入地壳冷却凝固所形成的岩石，有明显的矿物晶体颗粒或气孔。

②常见类型

岩浆岩主要有侵入和喷出两种产出情况。

A.侵入岩

侵入在地壳一定深度的岩浆经缓慢冷却而形成的岩石，称为侵入岩。侵入岩固结成岩需要的时间很长。据

估算，一个2000米厚的花岗岩体完全结晶大约需要64000年。

根据侵入的深度，又分为深成岩和浅成岩。块状构造（闪长岩）、斑杂构造（辉长岩）

B.喷出岩

岩浆喷出或者溢流到地表，冷凝形成的岩石称为喷出岩。喷出岩由于岩浆温度急剧降低，固结成岩时间相

对较短。1米厚的玄武岩全部结晶，需要12天，10米厚需要3年，700米厚需要9000年。可见，侵入岩固结所

需要的时间比喷出岩要长得多。

（1）流纹构造和绳状构造

岩浆在流动过程中冷却形成。

（2）气孔构造

岩浆中含有的水汽挥发留下气泡。

（3）杏仁构造

气孔中填充次生矿物而形成。

8、变质作用的类型：动力变质作用、接触热变质作用、接触交代变质作用

（3）变质岩

①定义

原岩在地壳中由于物理化学条件发生变化而形成的岩石。

②形成机理

地壳中原来的岩浆岩、沉积岩和变质岩在受到高温、高压及化学作用下，发生矿物成分、结构构造的重新组合,

甚至包括化学成分的改变，这个变化过程称为变质作用。

A.动力变质作用

构造运动引起的定向压力使原岩破碎、变形及一定程度的重结晶。如构造角砾岩、碎裂岩。

B.接触变质作用

接触热变质作用：发生于侵入体与周围岩接触带，围岩受热后矿物发生重结晶、脱水、脱碳，形成变晶结构与新

矿物。如大理岩、石英岩。

接触交代变质作用：发生于侵入体与围岩接触带，其实质是高温下岩浆分泌的挥发性物质与热液通过与围岩

的交代作用使后者化学成分、矿物成分、结构构造等发生改变，形成新矿物。如矽卡岩。

C.区域变质作用（大面积）

区域性构造运动导致的深广范围的变质作用，最深可达20km,最广可至nX104km2,代表岩石有板岩、千枚

岩、片岩、片麻岩等。

D.混合岩化作用或超变质作用

是区域变质作用与岩浆作用间的一种过渡性地质作用。如混合花岗岩。

9、变质岩的特征：斑点构造、片理构造（板状、片状、片麻状）

③特征

A.岩石重结晶明显。有一部分矿物是在变质过程中产生的新矿物，如蓝闪石、绢云母、绿泥石、红柱石、滑石、

石墨为标志矿物。

B.岩石具有一定的结构和构造，特别是在一定压力下矿物重结晶形成的片理构造，如板状、片状、片麻状。

④常见类型

板岩类

属低级变质产物，如碳质板岩、钙质板岩、黑色板岩等。

B.千枚岩类

变质程度较板岩相对较高，如绢云母千枚岩、绿泥石千枚岩等。

C.榴辉岩类

主要由绿辉石和富镁的石榴子石组成，如镁质榴辉岩、铁质榴

辉岩等。不铲织

io、地质作用及分类

11、为什么说内力地质作用是第一营力，外力地质作用是第二营力

12、岩石产状三要素

13、水平构造及方山地貌、丹霞地貌

3.2.17K平构造与方山地貌

水平构造核二

定义：岩层产状近于水平，岩层未发生明显变形。

原因：受内力地质作用扰动较小，或岩层呈整体上升或下降运动。

方山地貌

在水平岩层地区，如果地壳大面积上升，可形成构造高原和构造台地，经流水长期侵蚀切割后，可形成面积大小

不一彼此孤立的高地，称为方山。规模较小的叫桌状山。

典型方山地貌一一丹霞地貌

定义：在红色石英砂岩组成的水平岩层或单斜构造地区，经流水沿垂直节理强烈侵蚀后，造成陡崖和峡谷，峡谷

与峡谷之间常形成孤立的石峰、石柱或城堡状的地貌形态。这种地貌以广东仁化的丹霞山最为典型。

14、单斜构造、单斜山（单面山、猪背岭）、前坡（逆向坡）、后坡（顺向坡）

3.2.2单斜构造与单斜地貌

单斜构造是指原来水平的岩层在受到地壳运动的影响后，产状发生变动，岩层向同一个方向倾斜形成的构造。

成因：

（1）位于褶曲的一翼或断层的一盘；

（2）地层不等量抬升；

（3）沉积基面倾斜，如大陆架沉积。

单斜岩层形成的山地，在地貌形态上常表现为单面山（5。35°）和猪背岭。两坡不对称的为单面山。

顺岩层倾向的一坡缓而长，其坡度受岩层倾角控制，称为顺向坡（或后坡）；与岩层倾向相反的一坡陡而短，称为

逆向坡（或前坡）。因此，单面山两侧的等高线疏密变化呈现明显的不对称。

15、褶曲的几何要素（翼、核、轴面、枢纽）

翼：褶曲岩层的两坡（AC、AD）

核：褶曲岩层的中心（0）

轴面：褶曲两翼的对称面（假象面）

轴：轴面与水平面交线

枢纽：轴面与岩层层面的交线（AB）

顶：背斜最高点

槽：向斜最低点

转折端：从一翼到另一翼的转折部分

16、褶曲的基本类型：背斜、向斜

（2）褶曲的类型CENTERORAXIS

按褶曲的外型可以分为背斜和向斜。

背斜中部岩层向上弯曲；

向斜中部岩层向下弯曲。SYNCLINE

当外力风化剥蚀后，判断背斜、向斜主要根据地层的新老层序来确定，若核部为

相对较老的地层，两翼对称出现相对较新的地层，则为背斜构造，反之，为向斜

黑皱山地地貌

背斜山与向斜谷

在年轻的褶皱构造上，由于侵蚀时间短，原始的褶皱构造未遭到明显侵蚀破坏，地表起伏与褶皱构造一致，即

背斜成山，向斜成谷。

17、原生地貌、次生地貌

地18形、倒地置形倒置（概念、成因）唾©斜f.及si力.7*1yprU旅、

在岩层的褶皱过程中，背斜顶部受张力作用，形成节理，因而侵户破坏较快，从而形成谷地，称为背余皆。

相反，向斜核部因为受到挤压力作用，岩性致密，故侵蚀较慢，形成向斜山。㈤斜M

这种内部构造与外部起伏完全相反的现象称为地形倒置。

19、断层要素（断层面、断层线、断盘）

岩层受内力作用后，当应力达到或超过岩石强度极限时，引起岩层的连续性和完整性发生破坏。岩层破裂后，两

侧岩块发生显著位移的，称为断层，无位移或位移不显著的称为节理。

断层

（1）断层要素

断层面：岩层发生断裂时的破裂面

断层线：断层面与地面的交线

断盘：断层面两侧的岩块

上盘：位于断层面之上的一盘

下盘：位于断层面之下的一盘

20、断层类型：正断层、逆断层、平移断层

⑵断层类型

按照两盘相对位移的关系可分为：

正断层：上盘相对下降，下盘相对上升

逆断层：上盘相对上升，下盘相对下降

平推断层：断层沿水平方向相对位移

21、断层崖、地垒、地堑

断层地貌

⑴断层崖：由于岩层断裂位移造成的陡崖。

（2）地垒与地堑

地垒：由断层抬升所形成的山地，如庐山、华山、泰山

地堑：由断层下降所形成的谷地，如滇池、洱海、贝加尔湖为地堑式断层湖，汾河谷地、渭河谷地、欧洲的莱茵

地堑盆地为地堑谷。

22、全球板块划分（太平洋板块、欧亚板块、非洲板块、美洲板块（北美板块、南美板块）印度板块（印度洋板

块、澳洲板块）、南极洲板块）

勒皮雄在1968年将全球地壳划分为六大板块；太平洋板块、亚欧板块、非洲板块、美洲板块、印度洋板块（包

括澳洲I）和南极板块。除此之外，还有二十多个的小板块，如阿拉伯板块、科克斯板块及菲律宾海板块等。

23、板块边界类型

24、离散型板块边界：大洋中脊（全球大洋中脊分布）、大陆裂谷带

25、汇聚型板块边界：俯冲边界（海沟一岛弧一盆地系，了解成因）、碰撞型边界（也称地缝合线）

5.1.2板块边界

板块边界是两个板块之间的接触带。板块边界是构造活动带，可分为三类。

（1）离散型边界

也叫生长边界，伴随洋壳增生和海底扩张。特点是,两板块做背离运动，向两侧分离，又称为拉张型板块

边界。

①大洋中脊

发生于大洋岩石圈之间，由于洋脊拉开，地幔物质上涌，形成大洋中脊，同时洋底岩石圈在大洋中脊不断增生。

大西洋中脊

大西洋中脊大致与东西两岸平行,呈“S”形纵贯南北。自冰岛开始（冰岛就是大洋中脊高出水面的一部分）,

直到南纬40度,长1.7万公里,宽约1500—2000公里,平均高度约3000多米,占大西洋的三分之一。在大洋

中脊的峰顶,沿轴向有一条狭窄的地堑,叫中央裂谷,宽约30—40公里,深约1000—3000米,它把大洋中脊的

2峰顶分为两列平行的脊峰。

印度洋中脊脊呈“人”字形分布。

太平洋洋脊不在太平洋中间,而偏于大洋的东侧。它从北美洲西部海域起,向南延伸,通过南太平洋,然后

折向西绕过澳大利亚,与印度洋洋脊的东南支衔接起来。

三大洋的洋中脊是彼此互相联结的一个整体,是全球规模的洋底山系。全长达8万多公里,相当陆地山脉的总和。

②大陆裂谷带

发生在大陆岩石圈之间，使统一的大陆岩石圈板块分离,进而演变成大陆裂谷带，如“东非大裂谷”。

(2)汇聚型边界

又称消亡边界，两个相互汇聚、消亡的板块之间的边界。相当于海沟或地缝合线％

可分为两个亚类：大洋板块在海沟处俯冲潜没于另一板块之下，称为俯冲边界(海沟一岛弧一盆地系,火山地震

-H4*、

市)；

大洋板块俯冲殆尽，两侧大陆相遇汇合开始碰撞称为碰撞边界»

(3)守恒型边界

两个相互剪切滑动的板块之间的平移剪切型边界，相当于转换断层。

地震、岩浆活动、变质作用、构造活动等主要发生在板块边界

26、全球火山地震带及其成因

27、地层及地质年代的概念

地层的定义

地层是一切成层岩石的总称，是一层或一组具有某种统一的特征和属性，并与上下层有着明显区别的岩层。

包括沉积岩、变质岩和岩浆岩。

地质年代

以地层为基础，人们把组成地壳的全部地层从老到新排列起来，其所代表的年代称为地质年代。

28＞层理构造、层面构造

29、地层的接触关系

(4)构造地层学法

地层之间的接触关系，记录了地壳运动演化的历史，是划分地层的重要依据之一。

①整合接触

地壳长期处于缓慢下降的地区，沉积物一层层连续沉积，新地层覆盖

在老地层之上，层理相互平行，而且沉积时间无间断。Z////

②假整合接触

地壳运动由下降转为上升，而在上升的过程中没有发生明显的变形，3

只是沉积中断，并遭受剥蚀，而后再次下降接受新的沉积。二一泮「一/V泮；

③不整合接触

地壳在由下降转为上升过程中，原先沉积的地层发生强烈的变形，经风化

剥蚀后，再次下降接受新的沉积，这时上下两套地层之间不但有明显的缺失，而且上覆新地层与下覆老地层之间

成一定角度相交，称为不整合接触。

|地壳下降［地壳±升卒地壳褶或--------剥蚀面(不整合面

1-8-地层代号，由老到新’

第三章大气圈与气候分异规律一一填空7名词解释6简答及论述14

30、大气圈的主要成分：干洁空气、水汽、气溶胶(概念)

(1)干洁空气：不包含水汽和杂质的整个混合气体。

＜1＞主要成分是N2、02、Ar„其中，氮气和氧气约占整个大气总体积的99%以上；加上氤(Ar),三者约占

99.96%o

＜2＞干洁空气中还含有少量的二氧化碳、臭氧和氢、笳、氢、氟、沆等稀有气体，含量极少，仅占0.04%,是干

洁空气的微量成分。

<3>干洁空气中以氮、氧、二氧化碳和臭氧为最重要。

(2)水汽

主要来自江、河、湖、海及潮湿物体表面、动植物表面水分的蒸发(蒸腾),并借助空气的垂直运动向

上输送。50%集中2km以下，90%集中5km以下。

(3)气溶胶

气溶胶是大气中悬浮着的各种固态微粒和液态微滴与气体介质一起所构成的稳定混合物

31、大气圈垂直分层：对流层、平流层、中间层、暖层、散逸层

(1)对流层

下界是地面，上界因纬度和季节而不同。低纬度为17—18公里，中纬度10—12公里，高纬度8—9公里。夏季

对流层的厚度大于冬季。集中了整个大气质量的3/4和几乎全部水汽。

特点：

(1)气温随高度增加而降低

(2)空气对流运动显著。

⑶温度、湿度水平分布不均，天气现象复杂多变。

(2)平流层

对流层顶向上至50至55公里范围是平流层。

特点：

(1)平流层气温基本上不受地面影响。随着高度的增加，起初不变或变化极小；至30公里高度以上时，由于臭

氧含量多，吸收了大量的紫外线，因此升温很快，并大致在50公里的高空形成一个暖区。

(2)平流层水汽、尘埃含量少,气流运动相当平稳，并以水平运动为主。现代民用航空飞机可在平流层内飞行。

(3)中间层

自平流层顶到80—85公里是中间层。

特点：

气［随高度增加而迅速下降，到顶部降至160至190K(113.16至80.16℃)。这可能与这一高度几乎没有03有

关。水汽含量极少，几乎无云。

(4)暖层

自中间层顶到800公里高空属于暖层。该层仅占大气总质量的5%,密度很小，300km高空的空气密度仅为地面

的lOllo

特点：

(1)气温随高度上升迅速升高，具有较大温度梯度。在300km高空，温度已达1000℃以上，这是由于波长小于

0.175um的太阳紫外辐射都被气体吸收。

(2)空气处于高度电离状态

电离层对电波传播的影响与人类活动密切相关，如无线电通讯、广播、雷达定位等。

(5)散逸层

暖层以上的大气与星际空间的过渡带，又称外层或大气上界。地冕(以氢原子和氮原子为主要成分的地球高

层大气，广阔而又极为稀薄)可延伸至22000km。

特点：

(1)层内温度极高，空气极稀薄,高速运动着的空气粒子可克服地心引力和空气阻力而散逸到星际空间中。

(2)大气密度随高度增高而减小,但无论在哪个高度，其密度都不为零。

32、概念：太阳辐射、辐射通量、地面辐射、大气辐射、大气逆辐射、地面有效辐射、温室效应、辐射平衡

太阳辐射：太阳以电磁波的形式向外传递能量，称太阳辐射，是地球表层能量的主要来源。为短波辐射。

辐射通量：发光体在单位时间内辐射出来的光(包括红外线、可见光和紫外线)的总能量就是光源的辐射通

量。

地面辐射：地面以电磁波的方式向上辐射能量，称为地面辐射。其大小取决于地面温度，随地面温度升高而

增大，其辐射波长在380um之间，属红外辐射。白天，地面吸收的太阳辐射多于放射的辐射而增温，夜间无太

阳辐射，地面因辐射降温。

大气辐射：大气吸收地面长波辐射的同时，又以辐射的方式向外放射能量，称为大气辐射。由于大气本身的

温度也低，放射的辐射能的波长较长，故也称为大气长波辐射。

大气逆辐射：大气辐射中向下的那一部分,刚好和地面辐射的方向相反，所以称为大气逆辐射二

地面有效辐射：地面辐射与地面吸收的大气逆辐射之差值，称地面有效辐射。表示地气系统通过长波辐射交

换后地面实际损失的热量。

温室效应：大气中的水汽和二氧化碳及杂质等物质，可以透过太阳短波辐射，又能强烈吸收地面长波辐射，

使绝大部分地面辐射的能量保存在大气层中，并通过大气辐射向上传递。大气的这种对地面的保温作用，称大

气的温室效应或花房效应。

辐射平衡：物体之间时刻不停地以辐射的方式交换着热量，在某一段时间内物体的辐射收支差值，称“辐射

平衡”。地表的辐射平衡，等于地面吸收的太阳辐射和支出的有效辐射之差值。

33、为什么说地面是大气的第二热源，也是主要热源？

大气对太阳辐射的吸收作用是相当小的。地球大气对太阳短波辐射几乎是透明体，大部分太阳辐射能够透过

大气射到地面上，使地面增温。

地面辐射的能量主要集中在红外线部分，属于长波辐射。对流层大气中的水汽和二氧化碳等，吸收红外线长

波辐射的能力很强。因此,地面放出的长波辐射除极少一部分透过大气返回宇宙空间外，绝大部分都被对流层大

气中的水汽和二氧化碳吸收，使大气增温。

所以，地面是对流层大气的主要热源。

34、概念：气温的日较差和年较差

气温日较差是一天中气温最高值与最低值之差。其大小和纬度、季节、地表性质及天气情况有关。

气温年较差是一年中最高月平均气温与最低月平均气温之差，称为气温年较差。

气温年较差的计算公式是：气温年较差=全年气温最高月的平均气温全年气温最低月的平均气温。

35、大气干绝热过程、大气干绝热递减率、大气湿绝热过程、湿绝热温度递减率

(2)干绝热过程

干空气或未饱和的湿空气块，进行垂直运动时，与外界没有热量交换，只因体积胀缩做功引起内能增减和

温度变化。(无水相变化，无热量交换)

干空气或未饱和的湿空气，绝热上升单位距离时的温度降低值，称为干绝热直减率rd,经理论计算，近似

地等于1℃/100米。

(3)湿绝热过程

饱和湿空气做垂直运动时的绝热变化过程，称为湿绝热过程。饱和湿空气绝热上升单位距离时的温度降低

值，称为湿绝热直减率rm。

由于气块饱和，在绝热上升过程中，随温度的降低，水汽发生凝结，潜热释放，气块增温，补偿了部分因

气块上升膨胀做功消耗的内能。因此，湿绝热直减率显然要小于1C/100米。饱和湿空气绝热下降时同理。

干绝热过程：干空气或未饱和的湿空气块,进行垂直运动时，与外界没有热量交换，只因体积胀缩做功引起内能

增减和温度变化。(无水相变化，无热量交换)

干绝热直减率：干空气或未饱和的湿空气,绝热上升单位距离时的温度降低值,称为干绝热直减率rd,经理论

计算，近似地等于1C/100米。

湿绝热过程：饱和湿空气做垂直运动时的绝热变化过程，称为湿绝热过程。

湿绝热直减率：饱和湿空气绝热上升单位距离时的温度降低值,称为湿绝热直减率rm。

36、逆温的概念及类型

在一定条件下，可能呈现下层气温反比上层低的现象，气温随高度增大而上升的现象，称为逆温。主要有:辐射

逆温、平流逆温、下沉逆温、锋面逆温、地形逆温。

A.辐射逆温

经常发生在晴朗无云的夜空，由于地面有效辐射很强，近地面层气温迅速下降，而高处大气层降温较少，从而出

现上暖下冷的逆温现象。这种逆温黎明前最强，日出后自上而下消失。

B.平流逆温

暖空气水平移动到冷的地面或气层上，由于暖空气的下层受到冷地面或气层的影响而迅速降温，上层受影响较少，

降温较慢，从而形成逆温。主要出现在中纬度沿海地区。

C下沉逆温

在高压控制区，高空存在着大规模的下沉气流，由于气流下沉的绝热增温作用，空气层顶部下沉的距离比底部下

沉的距离大，致使其顶部绝热增温的幅度大于底部。

这种逆温多见于副热带反气旋区。它的特点是范围大，不接地而出现在某一高度上。这种逆温因为有时像盖子一

样阻止了向上的湍流扩散，如果延续时间较长，对污染物的扩散会造成很不利的影响。

D.锋面逆温

锋面是冷暖气团之间狭窄的过渡带，暖气团位于锋面之上，冷气团在下。在冷暖气团之间的过渡带上，便形成逆

温。

E.地形逆温

多发生在山谷或盆地。夜晚山坡上降温快，冷空气沿斜坡流入低谷和盆地，使原来的较暖的空气受挤抬升，出现

的温度倒置现象。

37、地转偏向力及影响

地球自转偏向力是指地球自转而使地球表面运动物体受到与其运动方向相垂直的力。

影响：改变方向

38、三圈环流、行星风系、气压带、全球气压中心(冬、夏)

・l4.2大气环流■j4.2大气环流

(1)全球环流单圈环流

全球环流]

大气•地表性质均一

流运行的综合现象.

•地球不自转

局地环流

■j4.2大气环流■l4.2大气环流

①哈得菜环流

(1)全球环流(1)全球环流

三圈环流②S雷尔环流南半球的情况呢？

③®地环流

•蛔自转

rrrr

副热带高压带

副相t世】：急

赤道低压带

i与环丽学学

39、概念：季风、热力季风、高原季风、行星季风

■j4.2大气环流■4.2大气环流

(2)季风环流(2)季风环流

亚洲季风

F

大陆和海洋间的广大地区，枷i\\

以一年为周期随着季节变化而...兀八瘁

风向改变的风系，称为季风.4^/发

AiUS

4.2大气环流0

(2)季风环流

高原季风

胃廉高原与周围自由大气间存在季节性热力差异.

冬季I_|

gI1|

季风：大陆和海洋间的广大地区，以一年为周期随着季节变化而风向改变

的风系称为季风

热力季风：由于大陆和海洋在一年之中增热和冷却程度不同，在大陆和海洋之间大范围的、风向随季节有规律改

变的风。

高原季风：青藏高原与周围自由大气间存在季节性热力差异。

行星季风：是指在一年内随太阳直射位置变化而行星风系南北摆动过程中,

在风带边缘地区造成风向季节性交替变化的现象。■j4.2大气环流

(3)局地环流

40、概念：海陆风、山谷风、焚风效应山谷风

地形造成的热力性质差舁.

谷风

海陆风：局部的海陆热力性质差异。

山谷风：地形造成的热力性质差异。■j4.2大在流@

(3)局地环流

焚风：地形阻挡下的气流被迫抬升。海陆风

曷部的海陆热力性质差舞.

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41、气团分类：冷气团、暖气团

②热力分类法

以气团温度与所经过的下垫面温度作对比，将气团分为冷气团、暖气团两种。

A.暖气团一般含有丰富的水汽，容易生成云雨。

B.冷气团一般形成干冷天气。在夏季，当冷气团的水汽含量较多时，常引起降水。

C.在单一气团影响下，天气较稳定少变。当原有气团被新移来的气团代替时，天气就要发生变化。

D.冷暖气团在不同纬度所产生的天气也不完全一样。

（5）影响我国的气团

季节气团名称气团源地天气特点

冬季极地大陆气团西伯利亚、蒙古寒冷干燥

热带海洋气团副热带太平洋

夏季局温多雨

赤道气团印度洋

42、冷锋、暖锋、准静止锋、锢囚锋概念及降水特点

峰

（1）概念

指冷暖气流的交界地带。冷暖气团相遇时，它们之间会出现一个倾斜的交界面，称为锋面；锋面与地面相交

的线，称为锋线。一般把锋面和锋线统称为锋。

⑵分类

暖锋、冷锋（快行和慢行）、准静止锋、锢囚锋。

（3）锋面天气

①暖锋天气〜一•一一一d

A.暖锋：暖气团主动向冷气团移动的锋。

B.特点：云层加厚，多形成连续性降水。

②冷锋天气一~~~二

A.冷锋：冷气团主动向暖气团移动的锋。

B.特点：大风，云层增厚，并出现雨雪天气。

C.分类

a.慢速冷锋（第一型冷锋）：多产生连续性降水。

b.快速冷锋（第二型冷锋）：狂风暴雨、大风或沙暴、寒潮。

天气图过境时天气过境后天气

7也风暴雨

快行如：我国北方夏

季的暴雨，北方暖气团退出

冷锋③准静止

冬、春的大风、沙冷气团占据

冷暴，冬季的寒潮锋天气

气温下降

箪一A.冷暖气

气压升高

团势均力敌,

天气转好

锋慢行连续性降水或遇地形阻

冷锋挡，移动幅

/ZZ//77zx，，///度很小的锋。

B.特点：阴

第一*冷气团退出

暖气团占据雨连绵（如梅

■暖锋气温升高雨，又称“霉

气压降低雨”）。

雨过天晴④锢囚锋

/一厂]1

天气

A.形成与

发展

暖气团、较冷气团和更冷气团(三个性质不同的气团)相遇时先后构成的两个锋面，然后其中一个锋面追上

另一个锋面，即形成锢囚。两锋面相遇后两边暖空气合二为一，被抬升到锢囚点上，使云层加厚，降水增加，雨

区扩大。

B.分布：我国锢囚锋主要在东北与华北地区，春季出现较多。

(4)锋面天气的影响

锋面天气时的降雨一般占到各地年降雨量的60%左右，在华中和华北则超过80%。(对流雨、地形雨、锋面雨、

台风雨)

若锋面在某区域停留时间较长，锋面天气时的降水有可能形成严重水灾；但一个地区如果长期远离锋面只受单独

的暖气团和冷气团控制，又可能发生严重的干旱灾害。

近代气候变化:是指近一二百年或二十世纪以来的气候变化，气温振幅为0.5〜1.0℃。

43、概念：气旋及反气旋

(1)温带气旋

①概念

温带气旋是指生成和活动于中高纬温带地区的低压系统，也称锋面气旋，主要产生在45°N〜55。N和25°N-

35°N两个地方。

A.前者以我国黑龙江、吉林与内蒙交界区最多，通常称作东北低压，又叫北方气旋；

B.后者以我国长江中下游、日本九州西南洋面、日本本州岛南海上最多，通常称作江淮气旋，又叫南方气旋。

②特点

温带气旋中心强度一般在lOOOhPa左右，最强的可达960hPa左右，是一种剧烈的天气系统。

(2)热带气旋

①概念

热带气旋就是在热带或副热带海洋上发生的大型气旋性空气涡旋。这是一种强烈的天气系统。

②分类

我国自1989年起，采用了国际分类标准，将热带气旋分为热带低压、热带风暴、强热带风暴和台风。

③分布

除南大西洋外，全世界各热带的洋面都有发生，尤以太平洋西部地区发生的次数最多，平均每年出现20次左右。

对我国有影响的热带气旋(台风)主要发生在夏季和秋季，低纬度地区全年都有

④特点

强烈的热带气旋伴有狂风、暴雨、巨浪和风暴潮，活动范围很大，具有强大的破坏力，是强烈的灾害性天气系统。

⑤热带气旋的形成

A.条件：广阔的高温洋面与合适的纬度；

B.台风的形成。

(1)反气旋

①概念

反气旋是指占有三维空间的中心气压值高于四周的大型空气水平涡旋，又称高压。

②分类

A.按热力结构：冷性反气旋(或冷高压)和暖性反气旋(或暖高压或副热带高压)。

冷性反气旋是引起中、高纬度地区天气变化的重要天气系统；暖性反气旋则与锋面气旋相伴，对我国东部地区天

气影响较大。

B.按形成原因和主要活动的区域：副热带反气旋和温带反气旋。

(2)冷性反气旋和天气

①冷性反气旋又称为冷高压。

②源地

冷性反气旋产生于极寒冷的中、高纬地区，如北半球格陵兰、加拿大、北极、西伯利亚、蒙古等地。

③特点

以冬季影响最明显，势力大，影响范围广，常给受影响地区造成剧烈降温、霜冻、大风和降水的寒冷天气，是中、

高纬度地区冬季最突出的天气系统。当强大冷性反气旋侵袭我国干旱的西北内陆和内蒙等地区时，将造成沙尘暴

天气。

寒潮

A.西路：冷高压形成于北欧，经新疆、青海、西藏高原东南侧南下，对我国西北、西南及江南各地区影响较大,

但降温幅度不大。

B.西北路（中路）：起源于新地岛（俄罗斯北冰洋群岛）附近，经西伯利亚、蒙古到达我国河套（黄河中上游两岸

的平原、高原地区）附近南下，直达长江中下游及江南地区。此路寒潮次数最多；

C.东路：冷空气经蒙古到我国华北北部，再从黄河下游向南可达两湖盆地。循这条路径下来的冷空气，常使渤海、

黄海、黄河下游及长江下游出现东北大风。

（3）暖性反气旋和天气

①暖性反气旋又称暖高压或副热带高压（简称副高）。

②分布

在南、北半球副热带地区沿纬度常常分布有这种高压系统；受海陆分布影响，这些系统断裂成若干个具有闭

合中心的高压单体。主要位于海洋上，常年存在。

③特点

副高占据广大空间，稳定少动，是副热带地区最重要的大型天气系统。它的存在和活动，不仅对低、中纬度

地区间水汽、热量的输送与交换具有重要的作用，而且对中、高纬度地区环流系统的演变也有重大影响。尤其是

西太平洋副热带高压的西部脊，常伸入我国大陆，对我国夏季的天气产生重大影响。

④副高的结构与其影响下的天气

副高处于低纬环流和中纬环流的汇合带上，由对流层中上层气流辐合聚积下沉至地表形成。副高的强度和规

模在北半球夏季增强增大，冬季则减弱缩小，位置南移东退。

由于副高内部盛行下沉辐散气流，天气以晴朗少云、微风炎热为主。在高压北部、西北部边缘因与西风带天

气系统（锋面、气旋、低压槽）交界多形成阴雨天气。某地区长期受副高控制后，可出现久旱无雨的严重干旱现

象，甚至形成沙漠气候。

⑤西太平洋副高活动及对我国天气的影响

西太平洋副高是向我国大陆输送水汽的重要天气系统，它的位置、强度的变动对中国的雨季、暴雨、旱涝和热带

气旋路径等都有很大影响。

西太平洋副高的季节性活动具有明显的规律性。冬季位置最南，夏季最北。每年从冬到夏向北偏西移动，强度逐

渐增强；从夏到冬向南偏东移动，强度减弱。

⑤西太平洋副高活动及对我国天气的影响

副高的这种季节性移动，常常是北进时持续时间长，速度较缓慢，而南撤时却经历的时间短，速度较快。

西太平洋副高活动除了季节性变动外，还有较复杂的非季节性短期变动。在副高北进的季节里，可出现短暂的南

退，在南退的过程中也有短期的北进，而且北进常常同西伸相结合，南退又常常与东撤相结合。这种非季节性变

动大多是受副高周围天气系统活动的影响引起。

气旋:是指由锋面上或不同密度空气分界面上发生波动而形成,并在大气中占据三度空间的大尺度水平空气涡旋,

其中心气压比周围低，从气压场来说，也称之为低气压。

反气旋：反气旋是指占有三维空间的中心气压值高于四周的大型空气水平涡旋，又称高压。

44、降水类型及特征：对流雨、地形雨、锋面雨、台风雨

类型空气上升原因降水特征主要分布区

强度大，历时短，范围小，有风暴、赤道及其两侧，夏季中纬大

对流雨湿热空气强烈受热上升

雷电陆

暖湿空气前进受地形阻挡

地形雨强度较大，雨时较长山区迎风坡

上升

冷暖气流相遇，暖湿空气

锋面雨持续时间长，范围广，强度小中纬地区

被抬升

暖湿空气围绕台风中心旋

台风雨强度大，多暴雨，伴有狂风、雷电低纬大陆东部

转上升

对流雨：由于近地面大气受热上升，空气对流形成的，形式多暴雨和雷暴。

地形雨：由于受山地地形阻挡后，气流被迫抬升后形成。上节课讲的焚风效应中，迎风坡的降雨就是地形雨。

锋面雨：这也是由于气流被迫抬升后形成的，不过不是因为地形抬升，而是因为冷暖气团相遇形成锋面后，暖气

团被迫抬升。

台风雨：是由于台风活动所带来的暴雨，台风是在热带副热带高温洋面生成的强烈涡旋，会带来狂风暴雨的灾害

性天气

45、全球降水的分布：赤道多雨带、副热带少雨带、温带多雨带、极地少雨带

所在气带成风

・水分布J5大气环溃情况隆水精点

需位■

空，对潦运动密廛,多对

赤道多雨锦赤道低帚全年以上开、流为主

■M

降水少.尤其是大吐后*

■1熬错少雨带副热帝离气压带以下修71为主W内部；但鬓夏*风M台

风影响的地区降水多

西风带和副国地

M帝多甭帝惜面、U活动第霞多修面而和气旋帚

低气压带

松地少雨明松雄高3懵■打下沉气31・水少

A.赤道多雨带

年降水量一般在2000毫米左右。

全年气温高，海洋面积辽阔，空气中含大量水汽；蒸发旺盛，空气对流运动强盛，有利于成云致雨。

B.副热带少雨带

在高气压控制下，以下沉气流为主，云雨难以形成。尤其是在大陆西岸和大陆内部，气流从大陆吹来或远离

海洋，降水更少。

蒸发量远大于降水量，多干旱、半干旱景观。世界上的沙漠多分布在这里。

副热带的有些地方（主要是大陆东岸）因受夏季风或台风等的影响降水也比较丰富。

C.温带多雨带

温带锋面、气旋活动频繁，多锋面雨和气旋雨。大陆东岸还受夏季风影响，降水较多。年降水量一般在500~

1000毫米。

D.极地少雨带

受极地高压控制，气温很低，蒸发微弱，空气中含水汽少；加上全年盛行下沉气流，降水量少，年降水量一

般低于300mm。

因蒸发量小于降水量，因而仍为湿润、较湿润地区。

某地区的年降水量多少与湿润程度是两种概念。该地的湿润系数（K）为年降水量（R）与蒸发量（E）之比，

K=R/Eo

46、台风形成的条件和过程

热带低压或云团扰动发展为台风的条件。

如（1）海面水温在2