内波内潮汐研究综述

王博宇

（长江大学,武汉 430100）

1 内波、内潮汐的概念

一般来说，我们在沉积学中讨论的内波指的是密度不一样的两个水层界面上的各个周期的水下波[1]。它的周期有的不足1分钟，有的可保持好几天，有的甚至更长，在这些水下波中，如果具有半日潮或日潮周期，就称作内潮汐。

在绝大多数的海洋和湖泊中，我们都能发现内波[2]。其属性有着非常大的变动，如周期、振幅、深度、传播速度等。有的振幅可能高达百米，而有的则只有几厘米，一般情况下振幅较大的内波存在于深水区域，而在水深较浅的区域内振幅偏小，波长大的甚至能达到数十千米，小的却只有几十厘米或者更小[3]。由于内波可能会有很大的振幅和波长，而且可以引起水体的快速流动，所以内波可成为海水混合和海底沉积物二次搬运的主要营力之一。

简单的说，内波引起的所有不同周期的水体流动都可以称作是“内波流”，单向优势流，双向交替流，还有内潮汐等都属于内波流。

单向优势是指在一个周期中，往一个方向流动的内波流占据了绝对的优势，往其他方向流动的内波影响很小，无法改变这一单向优势流的沉积作用，这种现象一般存在于细狭的水域。

双向交替流指的是，相邻的两个周期间，水流方向被内波流主导着发生相互交替，并且交替方向一般相反。同样也是在细狭的水域发育的比较广泛。

内潮汐流作用下形成的水体流动被称为内潮汐流，它既可以是双向的也可以是多向的，一般在比较开阔的水域中发育较多。

2 内波、内潮汐作用方式

2.1 内潮汐和长周期叠加内波

目前对于内潮汐，普遍认为其生成机理为:在引力的作用下，分层的海水流动时遇到剧烈变化的地形而形成的。比如陆架的坡折处、海底的峡谷、海山、岭、沟等。内潮汐是线性或弱线性内波，并且具有日潮汐或半日潮周期。如果不考虑浅水区域的季节性温盐跃层，就能将温盐跃层比较稳定的海水介质看做是双层的水体，便可以用内波的界面波模型去模拟内潮汐，我们会发现内潮汐与表面潮汐的作用非常相似，也对海底的地形产生正压作用。

内潮汐与海底地形互相作用时发生破碎，分成上升流和下降流，此种流动可能就是在海底峡谷观测到的双相交替流，它与内波没有破碎时引起的与内波传播方向相反的流动不同。另外，已有的海底沉积物会被破碎的内潮汐所产生的紊流剥蚀和搬运，这个现象可以分成三个过程:破碎过程、向上冲刷过程和回流过程。破碎时，利用内潮汐与地形相互作用时产生的紊流和瞬间出现的涡动，使沉积在海底的物质被剥蚀并且向上悬浮，然后往斜坡的上方进行搬运但不沉积;向上冲刷过程中，则有向斜坡上方倾的交错层理，且位于破碎带的附近，上一过程中被悬浮的粗颗粒或泥粒会快速沉积下来，变为透镜体或有上倾纹层的透镜体;回流过程中，沉积物就会被底载荷运移，成为向斜坡下方倾斜的交错层理。

周期较长的内波和内潮汐叠加所引起的单方向优势流与上述情况类似，长周期内波破碎时，会产生长时间的上升流或下降流，这时要是有另外一个内潮汐也同时破碎，它产生的上升下降流就与周期较长的内波产生的重叠，流向则会长时间朝一个方向。但是从目前观测到的斜坡上的单向交错层理来看，长周期内波和内潮汐叠加而成的特殊内波沉积所出现的情况很小，新的内波破碎也还是会引起双向的流动，从而产生双向交错层理。

2.2 短周期内波

短周期内波有大振幅孤立内波(非线性)、小周期线性内波和高频随机内波。同样，浅水季节性温盐跃层不考虑的情况下，短周期内波在稳定性温盐跃层上，也能将内波的界面波模型用来进行短周期内波的描述。如果海水是连续层化的，周期较短的内波频率较为接近该水域海水微团受力在铅直方向上自由振荡的频率时，内波传播的方向近乎为水平方向。

假设把短周期内波看作正向压迫海底地形，剥蚀、搬运和沉积过程就都能够运用海岸环境中表面波的作用模式进行解释了。我们可以将稳定温盐跃层和海底斜坡看成相交状，让内波传播的方向与斜坡等深线相垂直，即波峰与斜坡平行。当内波与海底接触到其破碎之前，波形会发生改变，海底则出现振荡流，我们就能看见丘状交错和浪成波纹层理。内波破碎以后，水体会涌向斜坡的上方，再因为重力向下回流，产生双向交替流动，然后我们就会在沉积物上看到双向交错层理。内波与海底接触到其破碎之前，水体的流动和内潮汐比较类似，只是不占据主导的地位。内波能量足够强的情况下，在破碎带向斜坡方向也有可能形成冲洗带。斜坡的更上方，可能出现两种情况：深水的细微颗粒沉积，和因能量减弱，横向上会沉积为近乎对称的构造。

[1]LaFond E C. InternaI waves[J]// Fairbridgy R W. The EncycIopedia of Oceangraphy. New York: ReingoId, l966: 402-408.

[2]高振中,何幼斌,罗顺社等. 深水牵引流沉积 内潮汐-内波和等深流沉积研究[M]. 北京:科学出版社,l996.

[3]杨树珍.我国内波研究取得新进展[J].海洋信息,l994(06):3-4.

[4]channel: previously unrecognized facies [J].Geology,1991,19(07):734-7371.

[5]高振中, K A Eriksson1.美国阿巴拉契亚山脉芬卡苏地区奥陶纪海底水道中的内潮汐沉积[J].沉积学报,1993,11(01):12-221.

[6]何幼斌,高振中,李建明等.浙江桐庐地区晚奥陶世内潮汐沉积[J].沉积学报,1998,16(01):1-71.

[7]何幼斌,高振中,李建明.浙江桐庐上奥陶统堰口组岩石特征及沉积环境分析[J].古地理学报,1999,1(03):65-721.