环海--物理部分
第一章——海洋权益
1.《中华人民共和国领海和毗连区法》我国有300万平方公里的海洋国土。
2.1996年5月15日我国批准《联合国海洋法公约》，规定沿海国有权划定12海里领海，24海里毗连区，200海里专属经济区。我国有300万平方公里专属经济区
第二章——海洋环境地学
1、海洋的划分
地球上互相连通的广阔水域构成统一的世界海洋。根据海洋要素特点及形态特征，可将其分为主要部分和附属部分。主要部分为洋，附属部分为海、海湾和海峡。
2、有太平洋大西洋北冰洋印度洋，从海洋学观点，前三个大洋南部相互连通，水团和环流结构独具特点而划为南大洋
3、地转偏向力--科氏力：由于地球自转所产生的惯性力，其基本性质为：只有当物体相对地球运动时才会产生；如果人们沿物体运动的方向看，在北半球它垂直指向物体运动的右方，南半球指向左方。科氏力只能改变物体的运动方向，而不能改变物体的运动速率。水平科氏力的量值与物体运动的速率以及地理纬度的正弦成比例，在赤道上为零。
4、现代海岸带：指现代相对稳定的海岸带
环境分带明显：
海岸（sea coast）：高潮线以上的狭窄的陆上地带，又称潮上带。大多数时间裸露于海水水面之上，但遇到特大潮或风暴浪时可能被淹没。
海滩（beach）：高低潮之间的地带，又称潮间带（tidal zone,littoral zone）。海洋生物学家再细分为高潮带、中潮带、低潮带。生物分布与此相关。
水下岸坡（shore face）：低潮之下直到波浪作用所及的海底部分（波基面，wave base），水深可达10- 20m，又称潮下带（sublittoral zone）。
第三章海水物理性质和大洋层化结构
2.海冰：（海冰形成的必要条件：海水温度降至冰点并继续失热，相对冰点稍有过冷却现象并有凝结核存在）
海水结冰过程：当海水盐度S小于等于24.695时，结冰情况与淡水相同。当海水盐度大于24.695时，最大密度的温度在冰点以下，（海水最大密度的温度与冰点温度都随盐度的增大而降低）所以海水温度越低，密度越大。表面海水虽然冷却到了冰点，但密度变大，还要下沉，增密所引起的对流混合将下层的热量向上层传输，上层水温仍不低于冰点，仍不能结冰。只有当上下层海水都冷却到冰点后，海水内又有凝结核才开始结冰，且可从海面至对流所达深度内同时开始结冰。又因为冰的密度小，所以海冰形成后会浮上海面，并形成较厚的冰层。（参见74页图3-2和86页）
淡水结冰：水温降至4℃，表面水密度达最大便下沉，下层水被迫上升，形成上下对流作用，至上下层皆达到4℃为止，此后表面温度如果继续下降，冷水便不再下沉，冷至冰点便开始结冰。
3.主温跃层
海水温度一般随深度而递减，递减率最大处的一定厚度的水层称为“温跃层”，大洋中低纬度和中纬度的海域大约在200m和1000m水层之间的温跃层，由于它不随季节变化，故称为“永久性温跃层”或“主温跃层”。
4.海面热收支Qt=Qs-Qb+/-Qe+/-Qh
（海水中获得的热量应与支出的热量相等，主要通过海面进行。)
Qt：热收支余！！！Qs 太阳辐射Qb海面有效回辐射Qe蒸发或凝结潜热Qh海-气之间感热交换
蒸发耗热Qe随纬度分布呈双峰形式。Qh呈条带状分布（图参见92页）
蒸发潜热Q e与（Qs-Qb）量级相当，在中、高纬度，两者的变化趋势极为相似，但在低纬热带海区，因海面上湿度大蒸发量显著低于副热带海区，这样一来蒸发潜热Qe随纬度分布呈现双峰形式。
Qh海-气之间感热交换随纬度变化不大，并且量值较小。
6.全水平衡方程：q=P-E+(M-F)+R+(Ui-U0)
水量交换盈余=降水-蒸发+（融冰-结冰）+陆地径流+（海流及混合使海域获得的水量-海流及混合使海域失去的水量）
7.对整个世界大洋全年或多年平均Q=P-E+R=0
盈余=降水-蒸发+陆地径流
8.温盐密分部以及变化
大洋中的温盐分布可通过表层海水带着自己的特性沿等密面下沉的结果来说明。
层状分布的根本原因：大洋表层以下的海水都是从不同海区表层辐聚下沉而来的，由于其源地的盐度性质各异，因而必然将其带入各深层中去，并凭借它们密度的大小，在不同深度上水平散布
第四章——海洋环流
1.地转流---不考虑摩擦的定常流
水平压强梯度力与科氏力取得平衡时的定常流动。（不考虑潜应力和其他因素。在水平压强梯度力的作用下，海水将在受力的方向上产生运动。与此同时科氏力便相应起作用，不断地改变海水流动的方向，直至水平压强梯度力与科氏力大小相等方向相反取得平衡时，海水的流动便达到稳定状态。）。
2.风海流----考虑摩擦的定常运动。
前提假设
（1）定常风长时间吹
（2）密度分布均匀
（3）海区无限广阔无限深，远离海岸
（4）f平面近似
（5）海面无起伏
湍切应力与科氏力平衡时（摩擦深度与风速有关）
北半球随深度越大，流向相对风矢量向右偏
3.大洋表层环流模式：
（1）以南北回归高压带为中心形成反气旋型大洋环流
（2）以北半球中高纬度海上低压带为中心形成气旋型大洋环流。
（3）南半球中高位海区没有气旋性大洋环流，而被西风漂流所取代
（4）南极大陆绕极环流南、北赤道流赤道逆流赤道潜流西边界流西风漂流风生环流热盐环流
（5）北印度洋季风环流
西边界流：是边界流的一种。沿大洋西部边缘大陆坡的狭窄地带，向高纬度方向流动的海流。是由科里奥利效应形成，当信风流抵达各大洋西部之后，一部分汇入赤道逆流，大部分沿大陆边缘向高纬度方向流动，而成为近岸水系和大洋水系之间的边界。如太平洋的黑潮、东澳大利亚海流，大西洋的墨西哥湾流、巴西海流，印度洋的莫桑比克海流、索马里海流等北太平洋的主要环流亲潮（黑潮）阿拉斯加流北太平洋流
第五章——海洋中的波动现象
1.小振幅重力波：假定：振幅相对波长无限小，重力是唯一外力，流体是不可压缩的无粘性流体，流体质点的运动是吴旋运动，表面压力均匀且底部不透水。
驻波：A、T、波长相等，传播方向相反的两列正弦波叠加波形不传播故称驻波
波腹：波面具有最大的升降；
波节：无升降；
波群：A相等，波长、T相近，方向相同的两列正弦波叠加。
弥散：原先叠加在一起的不同波长、T、V的分波分散开来
角散：各分波向不同方向分散开来
频散：不同波长的波相速度也不同
A 振幅T周期V波速
扩展:波腹:波面具有最大的升降
波节：无升降
2.风浪和涌浪
风浪是由当地风产生并一直处在风作用之下的海面波动。（特征：在海面上分布不规律，波峰通常尖削，波峰线短，周期小，当遇大风时常出现波浪破碎现象，形成浪花。）
涌浪则是海面上由其他海区传来的或者当地风力迅速减小、平息，或者风向改变后海面上遗留下来的波动。（特征：在海上传播比较规则，波面比较平坦、光滑，波峰线长，周期、波长都比较大）
风浪成长状态
过渡态：某点风浪未达理论最大，随时间的推移，还可以继续增长
定常态：某点的风浪尺度达到理论上的最大值
充分成长：波浪在成长过程达到一定尺度后，摄取与消耗能量达到平衡时，波浪不再增大。
3.浅海和近岸海波
（1）波速、波长变化：波速变小；周期保守，波长变小。（参见152页）
（2）波向转折：波峰线有逐渐与等深浅平行的趋势
海底突出的海岬处，波向线辅聚，出现大浪。
在凹进的海湾处，波向线辐散，波浪较小。
