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牢记：第一章绪论依《联合国海洋法公约》与《中华人民共和国领海和毗连区法》等，属中国管辖的海域面积，相当于陆地国土面积的1/3（300万平方公里）。第二章地球系统与海底科学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。大洋中脊又称中央海岭，是指贯穿世界四大洋、成因相同、特征相似的海底山脉系列。第三章海水的物理特性和世界大洋的层化结构海水的盐度的平均值约是35psu水的密度变化有反常，℃时密度最大海面热收支：太阳辐射（进入海洋中的）、海面有效回辐射（长波辐射）、蒸发或凝结潜热以及海气之间的感热交换。海洋中的水循环影响因子：蒸发、降水、大陆径流、结冰与融冰。世界大洋表层盐度分布取决于蒸发和降水量之差。(E-P)~S成正比例。主温跃层（永久性温跃层）：低纬海域的暖水只限于薄薄的近表层之内，其下便是温度铅直梯度较大的水层，在不太厚的深度内，水温迅速递减。这层铅直梯度较大的水层就是大洋主温跃层，它不随季节变化。中国大百科全书（海洋卷，1987）对水团的定义是：“源地和形成机制相近，具有相对均匀的物理、化学和生物特征及大体一致的变化趋势，而与周围海水存在明显差异的宏大水体。”海水混合的形式有三种：分子混合、涡动混合（湍流混合）和对流混合。第五章海洋环流海流：是指海水大规模相对稳定的流动。“大规模”：它的空间尺度大，具有数百、数千千米甚至全球范围的流域；“相对稳定”：在较长的时间内，例如一个月、一季、一年或者多年，其流动方向、速率和流动路径大致相似。海流的成因：一是海面上的风力驱动，它形成风生海流。二是海水的温盐变化。海流流速的单位，按SI单位制是米每秒，记为m/s;流向以地理方位角表示，指海水流去的方向。流向记为0°（北），向东流动则为90°。流向与风向的定义恰恰相反，压强梯度力水平分量（大约1cm:1km的斜面上向下滑动所受的力），是引起海水运动的重要作用力。地转偏向力（科氏力，CoriolisForce）：由于地球自转所产生的惯性力，即称为地转偏向力或称科氏力。科氏力的基本性质为：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，在南半球恰恰相反，即指向左方；科氏力只能改变物体的运动方向，而不能改变物体运动的速率；水平科氏力的量值与物体运动的速率及地理纬度的正弦（sinφ）成比例，在赤道上为零。水平压强梯度力与科氏力取得平衡时的定常流动，称为地转流。由风驱动形成的风生环流，主要表现在大洋的上层。世界大洋上层环流的总特征可以用风生环流理论加以解释。太平洋与大西洋的环流型有相似之处：在南北半球都存在一个与副热带高压对应的巨大反气旋式大环流（北半球为顺时针方向，南半球为逆时针方向）；在它们之间为赤道逆流；两大洋北半球的西边界流（在大西洋称为湾流，在太平洋称为黑潮）都非常强大，而南半球的西边界流（巴西海流与东澳海流）则较弱；北太平洋与北大西洋沿洋盆西侧都有来自北方的寒流；在主涡旋北部有一小型气旋式环流。印度洋南部的环流型，在总的特征上与南太平洋和南大西洋的环流型相似，而北部则为季风型环流，冬夏两半年环流方向相反。在南半球的高纬海区，与西风带相对应为一支强大的自西向东绕极流。另外在靠近南极大陆沿岸尚存在一支自东向西的绕极风生流.由温、盐变化引起的环流常被称为热盐环流，相对而言，它在大洋中下层占主导地位。第六章海洋中的波动现象对深水波而言，其波速与水深无关，仅与波长有关，对浅水波而言则与波长无关而只与水深h有关。深水波速2gc，浅水波速ghc。小振幅重力波的总能量与波高的平方成正比：281gHE波浪破碎：波陡达一定限度(实际观测1/10)，波峰就会破碎。对于密度连续变化海洋中的内波：内波能量的输送：能量以群速传播，但群速与波速量值不同，传播方向垂直，在同一铅直面上。内波的反射：群速的入射与反射与铅直方向夹角相等。风浪是指当地风产生，且一直处在风的作用之下的海面波动状态.涌浪则指海面上由其它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。第七章潮汐潮汐现象是指海水在天体（主要是月球和太阳）引潮力作用下所产生的周期性运动，习惯上把海面铅直向涨落称为潮汐，而海水在水平方向的流动称为潮流。潮汐的类型：１.正规半日潮；２.不正规半日潮；3.正规日潮；４.不正规日潮。地球上的物体，其所受到的月球的引力，与因地球绕地-月公共质心平动所产生的惯性力的合力，是该物体所受的月球引潮力。引潮力与天体质量成正比，与距离的立方成反比；太阴引潮力与太阳引潮力相比：约倍，因此，海洋潮汐现象主要是月球（和太阳）产生的。人们为了计算太阳、月球的引潮力所引起的海洋潮汐，就把具有复杂周期的潮汐看作是许多周期长短各异的潮汐叠加而成的，而且假设与每一个这样周期的潮汐都对应有一个天体，即“假想天体”。假想天体对海水所引起的潮汐称为“分潮”四个较大的分潮：M2、S2、K1、O1同潮时线是从无潮点发出的射线，等振幅线是绕无潮点的同心圆。风暴潮（stormsurges）是指由于强烈的大气扰动—--如强风和气压骤变所招致的海面异常升高的现象。第八章大气与海洋在相互制约的大气海洋系统中，海洋主要通过向大气输送热量，尤其是提供潜热，来影响大气运动；大气主要通过风应力向海洋提供动量，改变洋流及重新分配海洋的热含量。因此可以简单地认为，在大尺度海气相互作用中，海洋对大气的作用主要是热力的，而大气对海洋的作用主要是动力的。熟识：第一章绪论海洋科学是研究地球上海洋的自然现象、性质与其变化规律，以及和开发与利用海洋有关的知识体系。第二章地球系统与海底科学大地水准面：是既不考虑地表海陆差异、也不考虑陆、海地势起伏时的海面。它在海洋中是不考虑波浪、潮汐和海流的存在、海水完全静止时的海面；它在大陆上是静止海面向大陆之下延伸的假想“海面”。把三大洋在南极洲附近连成一片的水域称为南大洋或南极海域。从南极大陆到南纬40°为止的海域，或从南极大陆起，到亚热带辐合线明显时的连续海域。现代海岸带一般包括海岸、海滩和水下岸坡三部分。海岸是高潮线以上狭窄的陆上地带，大部分时间裸露于海水面之上，仅在特大高潮或暴风浪时才被淹没，又称潮上带。海滩是高低潮之间的地带，高潮时被水淹没，低潮时露出水面，又称潮间带。水下岸坡是低潮线以下直到波浪作用所能到达的海底部分，又称潮下带，其下限相当于1/2波长的水深处，通常约10～20m。在大西洋，中脊位居中央，延伸方向与两岸平行，边坡较陡，称为大西洋中脊；印度洋中脊也大致位于大洋中部，但歧分三支，呈“入”字型展布；在太平洋内，因中脊偏居东侧且边坡平缓，故称东太平洋海隆。海底扩张的速度大约为每年几厘米。更新一次2亿年。第三章海水的物理特性和世界大洋的层化结构1978年实用盐度标度（PSS78），实用盐度S（单位：PSU）。实用盐度实质上是一个海水测样电导率与标准的比值，它是绝对盐度的一个代表量。状态方程:描述海水状态参数温度、盐度、压力与密度或比容之间相互关系的数学表达式。海冰形成的必要条件是，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。进入海水中的太阳辐射能（海洋净获得热量）：1m：％；10m，％；100m，％；300m，0。蒸发耗热与感热交换之比大约为10：1。在纬向上，赤道附近的主温跃层较强、较薄，深度大约在300m左右；在副热带海域下降，深度加深，厚度加大（800m）。高纬度区域，强度增大，厚度减小，水层变浅。极地水域不出现永久性跃层。在层结稳定的海洋中，只要温度或者盐度两者之一具有“不稳定”铅直分布（即盐度随深度减小，或者温度随深度增高），由于分子热传导系数大于盐扩散系数（Kt≈102KS），便可能引起自由对流，从而促进海洋的内部混合。由于这种海水混合现象完全是由热量与盐量通过分子扩散而引起的，因而称为“双扩散”效应。第五章海洋环流海洋环流一般是指海域中的海流形成首尾相接的相对独立的环流系统或流旋。作用在海水上的力归结为两大类：一是引起海水运动的力，重力、压强梯度力、风应力、引潮力等；另一类是由于海水运动后所派生出来的力，地转偏向力（Coriolis力，亦称为科氏力）、摩擦力等。在静态的海洋中，当海水密度为常数或者只是深度的函数时，海洋中压力的变化也只是深度的函数，此时海洋中的等压面必然是水平的，即与等势面平行。这种压力场称为正压场。当海水密度不为常数，特别在水平方向上存在明显差异时（或者由于外部的原因），此时等压面相对于等势面将会发生倾斜，这种压力场称为斜压场。f—平面：如研究的海区纬度跨度不大，此时科氏参量f可视为常量。f为常数的平面称为“f—平面”。埃克曼无限深海漂流理论：基本假定：在北半球稳定风场长时间作用在无限广阔、无限深海的海面上；海水密度均匀，海面（等压面）是水平的；不考虑科氏力随纬度的变化；只考虑由铅直湍流导致的水平摩擦力，且假定铅直湍流粘滞系数Kz为常量。当摩擦力与科氏力取得平衡时，海流将趋于稳定状态。稳定后的海流称为风海流（漂流）。风海流情况下，在北半球海水的体积运输方向与风矢量垂直，且指向右方。上升流是指海水从深层向上涌升。下降流是指海水自上层下沉的铅直向流动。世界大洋的一级水团：1、表层水：具有高温、相对低盐特性，富溶解氧。2、次表层水：高盐和相对高温3、中层水：低盐；也存在高盐中层水：地中海，红海4、深层水：贫氧.5、底层水：源于极地海区，高密。第六章海洋中的波动现象波动的基本特点:在外力的作用下，水质点离开其平衡位置作周期性或准周期性的运动。运动随时间与空间的周期性变化为波动的主要特征。曲线的最高点称为波峰，曲线的最低点称为波谷，相邻两波峰（或波谷）之间的水平距离称为波长（λ），相邻两波峰（或者波谷）通过某固定点所经历的时间称为周期（T），显然，波形传播的速度C=λ／T。从波峰到波谷之间的铅直距离称为波高（H），波高的一半a=H/2称为振幅，是指水质点离开其平衡位置的向上（或向下）的最大铅直位移。波高与波长之比称为波陡，以δ=H／λ表示。在直角坐标系中取海面为xoy平面，设波动沿x方向传播，波峰在y方向将形成一条线，该线称为波锋线，与波锋线垂直指向波浪传播方向的线称为波向线。小振幅重力波:系指波动振幅相对波长为无限小，重力是其唯一外力的简单海面波动。两列振幅、周期、波长相等，传播方向相反的正弦波叠加。叠加后的波形不向外传播，故称驻波。波腹：波面具有最大的升降；波节：无升降。两列振幅相等，周期、波长相近，传播方向相同的正弦波叠加，合成后的波动称为波群。密度连续变化海洋中的内波：内波的恢复力则为科氏力与弱化重力（即重力与浮力之差）。罗斯贝波，亦称行星波，它是一种远远小于惯性频率f的低频波。它的恢复力不是重力也不是科氏力，而是科氏力随纬度的变化率，即β。风浪的成长与大小，不是只取决于风力，而是与风所作用水域的大小和风所作用时间的长短有密切关系。所谓风时，系指状态相同的风持续作用在海面上的时间；所谓风区，是指状态相同的风作用海域的范围。习惯上把从风区的上沿，沿风吹方向到某一点的距离称为风区长度，简称为风区。风浪尺度便达到了理论上的最大值，再不会随时间的增加而增大了，称为定常状态。如果风浪还将随时间的增长而继续增大，则称为过渡状态.在定常风的作用下，对应于风区内某点，风浪达到定常状态所用的时间是一定的，这段时间称为最小风时。或者说，对应于某一风区（长度），风浪成长至理论上最大尺度所经历的最短时间称为最小风时。这段时间就是风区上沿所产生的波浪传播至某点经历的时间，因此不同风区，对应于不同的最小风时，当实际风时大于最小风时时，波浪为定常状态，反之为过渡状态。当实际风时一定时，当然对应于某一风区（长度）内的波浪达到定常状态，此一风区长度称为最小风区。因此最小风区的定义为，对应于某一风时，风浪成长至理论上最大尺度所需要的最短距离。当实际风区小于最小风区时风浪为定常状态，反之为过渡状态。实际的海浪可视为是由许多不同波长、不同周期和振幅的分波组成，这些组成部分在传播过程中，