海洋内波
海洋内波水平波数的数值计算
海洋内波水平波数的数值计算叶春生;王明明【摘要】海洋内波是发生在层化海洋内部的-种波动现象,其色散关系的求解是研究海洋内波的基础.应用Thompson-Haskell算法,对线性内波方程的推导进行了详尽的描述,结合算例给出了求解水平波数的方法.在此基础上,可以给出海洋内波的色散关系,进而求解海洋内波的垂向结构.【期刊名称】《河南科学》【年(卷),期】2010(028)003【总页数】6页(P275-280)【关键词】海洋内波;色散关系;Thompson-Haskell算法;水平波数【作者】叶春生;王明明【作者单位】郑州大学,水利与环境学院,郑州,450001;大连理工大学,土木水利学院,辽宁,大连,116024【正文语种】中文【中图分类】TV8海洋内波是发生在密度稳定层化的海水内部的一种波动，其最大振幅出现在海洋内部，波动频率介于惯性频率和浮力频率之间.了解某一海域的内波频散关系是内波研究的一项基础性工作，对于海水密度垂向层结状况分布比较简单的水层，可容易地通过解析确定其频散关系；但对于密度垂向分布较复杂的情况，解析求解显然存在不少困难，甚至是不可能的.随着计算机技术的迅速发展和应用，通过数值方法计算实测海水密度垂向层结状况下的线性内波方程，进行内波的研究更具现实意义，有关这方面的研究已经有大量的文献[1-4].大多数场合下，内波频散关系的研究均可归结为线性、无摩擦、不可压情况下的旋转流体（关于垂直流速W）的线性内波方程.数值求解内波控制方程的方法很多，通常是利用差分近似将方程展开，之后应用打靶法或者矩阵法计算其特征值.打靶法比较麻烦，矩阵特征值法的求解精度很大程度上依赖于计算机字长，精度不高，而且很难求解波长较短的重力内波，这对于浮力频率变化很大的真实海洋未必适宜.Fligel等的算法较为可取，在整个水层中，浮力频率被认为是一个连续的深度的函数，而在各个分层之间的浮力频率近似认为是一个恒定值；这样一来，对于每一分层，便可轻易获得方程的解析解，再利用各分层之间界面的连续性关系以及边界条件，便可解得整个分层中内波方程的特征值以及相应的特征函数的数值解.这一方法计算量较小，精度也略高.但是，在Fligel 等的数值求解内波方程的工作中引入了Boussinesq近似，即忽略了上列方程左边的一阶导数项.虽然在大部分海洋中该项的量级很小，但是仍具有一定的影响.参照蔡树群的建议，本文保留了该项，从而利用改进的Fligel等的算法，计算海洋内波方程的水平波数.在Fligel和Hunkins采用的Thomson－Haskell法（简称TH法）的基础上，蔡树群和甘子钧取消了Boussinesq近似，计算了南中国海内波的频散关系.求解内波频散关系的基本方程，即在线性、无摩擦、不可压情况下的旋转流体的线性内波方程，如下所示：式中：N（z）为浮力频率；z为水深；g为重力加速度；ω为内波圆频率；k为水平波数；f为地转惯性频率；Wz、Wzz分别为海洋内波垂向速度幅值关于水深的一阶和二阶导数.为求解基本方程（1），根据观测到的N（z）值，将海水在铅垂方向上划分为n层[5]，每层厚度为hp，p=1，2，3，…，n.划分时，N（z）变化剧烈的水层，hp取的薄一点；N（z）变化缓慢的水层，hp可取的厚一点.忽略每一层中N（z）随水深的变化，即设每一层中的N（z）为常量，相邻两层间N（z）值有一微小的跳跃，即层与层之间N（z）值不连续.对于其它物理量，如密度、速度等，仍视为深度的连续函数.海洋的分层示意图如图1所示.由方程（1），对于第p层，描述内波垂向结构的方程为由前述假定，对于每一分层，浮力频率Np都是常数，所以上式可以看成一个二阶常系数齐次线性微分方程，它的特征方程为1）当 p2－4q＞0 时，特征方程（3）有两个根令于是，方程（1）的通解可以写成式中Ap、Bp为任意常数.对（4）式求一阶导数得令由函数及其一阶导数连续性条件，在（4）、（5）两式中分别令z=0可得写成矩阵形式为式中，由（4）、（5）两式及定义式第 p 层写成矩阵形式如下式中，其中，hp为第p层的水深.结合（7）、（8）两式得由（9）式得令 ap=Dp，将 Dp、Ep－1代入，并令xp=dphp，则ap的表达式为2）当 p2－4q＜0 时（即 d2p＜0），令 dp=irp，则于是，将z轴平移至第p－1层上界面，则在第p－1层上界面有z=0，于是可得写成矩阵形式为式中，由（12）、（13）两式及定义式第 p 层可写为式中，令，则 ap的表达式为3）综合上述推导，不难得到下述递推关系：式中，在海底，由于水质点不可穿越固壁边界，因此边界条件为WH=0.在海面，由于内波几乎不会出现，因此可以采用刚盖近似，故海面边界条件为W0=0.将边界条件代入（19）式得将（20）式代入（21）式，显然有下述关系式成立由推导过程可知，F12为水平波数k的函数，令F12=0即可解出水平波数k的值.由于F12=0形式复杂，数值求解难度较大.已知海洋内波的色散关系式为根据海洋内波的特点，可以事先取定一个波长范围，借助（23）式可以给出水平波数k的取值范围，在此范围内找到使得F12=0的k值，将降低求解的难度.当上述公式中忽略ε项（相当于引入Boussinesq近似）时，上面关于ap的表达式将蜕化为Fligel等给出的公式.实际海洋中，上下两层海洋密度是近似均匀的，中间则是密度梯度较大的温跃层.描述海水密度分布的Holmboe模式，能较好地反映实际海洋的密度分层，下面给出海水密度分布的修正Holmboe模式[6-8]，即式中：z0为跃层中心处的纵坐标；h为跃层厚度的一半；z0处海水密度值为ρ¯0；α、β为密度分布参数，并且取β=3.5.利用水面和海底的密度数值，计算出参数ρ¯0和α的值后，就可以确定海水密度分布的具体表达式，浮力频率 N（z）则由下式给出[9]：图2为海水密度分布及浮力频率分布，由该图可以看出，海水在垂向上可以分为密度均匀的上部混合层，厚度很薄的密度跃层，以及密度随深度变化微小的下部均匀层.由前文推导可知，F12为水平波数k的非线性函数，很难获得解析解.由于内波的波长通常介于100 m到数百公里之间，所以可以将 k值取为［2π/100 000，2π/100］的低频区间与［2π/100，2π/50］的高频区间. 将两个区间等分10 000份，计算出每一个k值处的函数值F12，从而可以绘制出F12～k的图像，如图3所示.找到满足F12=0的k值，有不同的方法.一种属于“蛮力搜索法”，算法描述如下：1）将k值区间划分为N份，N充分大；2）编写数值程序，给出函数F12在每个k值处的数值；3）如果存在样一个i值（1≤i≤N－1），满足不等式F12（ki）×F12（ki＋1）＜0，则令k=（ki＋ki＋1）/2，得到水平波数k的一个近似解；4）令i=i＋1，按照3）继续搜索，并依次记录满足不等式的每一个数值解k；5）如果i=N，完成搜索，打印输出数组k，即得到若干个水平波数k.另一种方法是“二分法”，它是一种比“蛮力搜索法”具有更高精度的算法.对于本算例，采用二分法需要建立在蛮力搜索法的基础上，即在蛮力搜索法的基础上找出每个跨零区间，然后在跨零区间内利用二分法搜索满足F12=0的k值.二分法的具体实现细节可以参照有关数值算法的文献，这里不再涉及.由图3可见，对于低频长波和高频短波，满足F12=0的k值皆为6个.表2给出海洋内波水平波数的计算结果.基于Fligel和Hunkins采用的Thomson－Haskell法，并结合蔡树群和甘子钧的研究，分析了在取消Boussinesq近似情况下海洋内波水平波数的计算方法.在求解水平波数的过程中，找到使F12（ki）×F12（ki＋1）＜0的一个范围较小的区间，然后近似取k=（ki＋ki＋1）/2来得到k的近似值，这种方法是基于把k值的区间分成10 000份，误差较小.若要进一步提高精度，可以考虑把区间分成更多份，比如100 000份或者更多；也可以考虑采用二分法，即找出函数F12的每一个跨零区间，在每一个跨零区间内采用二分法搜索，这样可以得到具有任意精度的水平波数数值结果.在求解的水平波数基础上，进一步可以给出海洋内波的色散关系[10-12]，即海洋内波圆频率与水平波数之间的函数关系ω=ω（k）.对于每一个k值，通过海底边界条件和表面刚盖条件[13-15]，即Wn=W0=0，可以求得方程（4）中的参数Ap和Bp，进而得到内波垂向速度幅值W的数值结果.此外，从图3可以看到，函数F12具有某种分形特征，即两幅图具有相似性.这种分形特征，是与内波垂向结构有着本质的内在联系.更深入的研究，有待另文给出.【相关文献】［1］ Fligel M，Hunkins K．Internal waves dispersion calculated using the Thompson－Haskell method［J］．Phys Oceanogr，1975，5：541－548．［2］Haskell N A．The dispersion of surface waves on multi－layered media Bull ［J］．Seismic Soc Amer，1951，43：17－34．［3］ Pereskokov A I．Density stratification and dispersion relation for internal waves in the North Atlantic［J］．Oceanology，1984，24：566－569．［4］ LeBlond P H，Mysak L A．Waves in the ocean［M］．Amsterdam：Elsevier Scientific Publishing Company，1978．［5］蔡树群，甘子钧．内波频散关系的一种数值解法［J］．热带海洋，1995，14（1）：22－29．［6］叶春生，沈国光．内波垂向结构的分段求解方法［J］．天津大学学报，2004，37（12）：1041－1045．［7］章克本，高虎山．海洋内波垂向结构的一种数值解法［J］．热带海洋，1997，16（4）：62－67．［8］沈国光，李德筠，王日新，等．简化Holmboe分层流体密度剖面的形成及其内波实验［J］．实验力学，1998，13（1）：58－65．［9］徐肇廷．海洋内波动力学［M］．北京：科学出版社，1999：21－43．［10］菲利普斯．上层海洋动力学［M］．北京：科学出版社，1983：209－222．［11］方欣华，杜涛．海洋内波基础和中国海内波［M］．青岛：中国海洋大学出版社，2004：1－80．［12］方欣华，吴巍，仇德忠．关于南沙海域内波与细结构研究［J］．青岛海洋大学学报，1999，29（4）：537－542．［13］方欣华，王景明．海洋内波研究现状简介［J］．力学进展，1986，16（3）：319－330．［14］方欣华．海洋内波动力学［J］．地球科学进展，1993，8（5）：97－98．［15］杜涛．南海北部的内波［J］．地学前缘，2000，7（特刊）：188．［16］王明明．海洋内波水平波数的数值计算［D］．郑州：郑州大学，2008．。
第5章-海洋波浪
第5章海洋波浪5.1海洋波动现象概述海洋中存在着各种形式的波动，它既可发生在海洋的表面，又可发生在海洋内部不同密度层之间，有着不同的波动尺度、机理和特性，各种波动现象复杂。
海洋波动是海水运动的主要形式之一。
海洋表面总被形容为时而波涛汹涌，时而涟漪荡漾，呈现出一种复杂的波动现象。
引起海水表面波动的自然因素有很多，如海洋表面受到风与气压的作用、天体的引潮力及海底地震与火山的作用等，它们引起的波动现象有不同的尺度，造成各种波动的周期、波高、波长等波动特性的不同，各自具有不同的能量范围，对海洋工程结构的作用影响也不同。
如图5-1所示。
周期最小的毛细波(Capillary Wave)是由水的表面张力控制下的波动，其波高≤1～2 mm，波长最大约1.7 cm，相对能量很小，在海洋工程结构物的设计与运动分析中可不需考虑。
对海洋工程结构物影响最大的波动是海面重力波(Surface Gravitational Wave)，它受海面风的作用而引起，然后在重力这个恢复力的作用下做垂直振荡，具有巨大的能量。
根据观测记录，波动周期在1～30 s期间的海浪占到海面观测海浪中的大部分，并且这部分海浪的波动能量极大，是船舶、平台等海洋工程结构物结构受损与变形破坏的主要因素，因此海洋结构物必须设计成能抵御各种风浪作用，海浪成为海洋工程结构物在设计施工中必须考虑的环境载荷条件之一。
此外，周期长于5 min 的长周期波将带来海面水位较大的垂向升降变化，这主要有由风暴及海底地震等引起的风暴大潮与海啸波以及由天体引潮力引起的潮波( TidalWave)。
潮波等长周期波带来的水位变化主要影响海洋结构物的设计高程，需收集统计资料并作长期预测，是海洋工程结构物在设计施工中必须考虑的因素之一，风暴潮和海啸波对近海海岸工程还具有极大的冲击能量。
海洋中的海水密度在垂向上分布不均匀就舍产生内波现象，在水下出现水质点的最大运动振幅而不是在海表面。
这种发生在海洋内部不同密度层间的波动就称为海洋内波(Internal Wave)。
星载SAR海洋内波遥感研究进展
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第２ ５卷 第 ３ 期 ２１ ０ ０年 ６ （ 月 页码 ：０ １ １ ９ ） １ ８ ～ ０ １ 林
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海洋科学导论-第四章
h/ λ ＜1/20-----浅水波界限
4、按照波动的主要恢复力
1）、毛细波(Capillary wave)
恢复力——表面张力
波长＜1.74cm，圆形波峰以及V型波谷
表面张力波
2、重力波 (gravitational wave)
恢复力——重力
正弦曲线→波峰尖，波谷圆的形状 Nhomakorabea5、按作用力的影响情况
1).自由波(free wave) 外力作用消失，波动继续存在并自由振动
2).强制波(forced wave) 扰动力连续作用产生的波动
第二节、波浪运动的基本特性
小振幅波理论
振幅相对于波长为无限小
有限振幅波理论 振幅是有限的
一、水质点运动与波形传播 波形的传播：
狂浪0-5級
高浪阶段，浪峰开始翻滚，夹杂长短条纹泡沫。
狂浪
非常高波，出现拖长的倒悬浪峰；大片泡沬随风吹成浓厚白色条 纹，海面白 茫茫一片，波涛互相冲击，能见度受到影响。
非凡现象
波涛澎湃，浪高足以遮掩中型船只；长片白沬随风摆布，遍罩海 面，能见度受到影响。
非凡现象
海面空气充满浪花白沬，巨浪如江河倒泻，遍海皆白，能见度受 到影响。
第四章、海洋中的波动现象
第一节、波浪要素和分类 第二节、波浪运动的基本特性 第三节、有限振幅波动 第四节、风浪和涌浪 第五节、浅海和近岸的海浪 第六节、大洋风浪基本状况
第一节、波浪要素和分类 一、波浪要素
波峰——波浪高出平衡面的部分
波向线
最高点----波顶
波峰
波谷——波浪低于平衡面的部分 波高 波谷 最低点----波底
风速越大，波浪要素（波高、波长、周期、波速）也越大
海洋环境对潜艇作战效能的影响
【潜艇作战的地位】一个多世纪以来,潜艇以特有的隐蔽性、灵活性和续航力成为海军作战的核心力量,是用于探测、跟踪和与敌水面舰艇、潜艇进行交战的重要武器,是支援海上阻击和海上控制作战的主要力量。
潜艇的主要特点是具有良好的隐蔽性、较大的自给力、续航力和较强的突击能力。
攻击核潜艇以鱼雷、水雷、反舰导弹、反潜导弹、陆攻导弹为武器,执行反潜、反舰、海上封锁和对地等作战任务,并在/兵力投送、发射巡航导弹打击海岸或远程内陆设施任务中,扮演重要角色。
潜艇在靠近海岸线的海域可作为情报传输、监视和侦察平台,实时提供有关敌人的军力、部署、基本设施及敌人的意图等方面的情报。
装备高频舰载或舷侧扫描声呐以及遥控水雷探测设备(无人潜行器UUV)的潜艇,最适合进行隐蔽的反水雷作战。
潜艇还一直用于秘密投放和撤回特种部队。
在未来海战中,我国潜艇可在广阔洋域内灵活部署、广泛机动,遂行多种作战任务。
潜艇战在未来高技术战争中的地位将越来越重要。
【水下环境的重要性】在高技术条件下,现代海战逐渐成为涉及太空、空中、海面、水下和海底/五层0三维空间的立体战争。
作为战场空间的海洋环境,与敌我双方的军事训练、作战对抗、装备的适应性以至作战保障、后勤保障等均具有十分紧密的关系,海上军事装备体系所形成的各种海上作战能力均会受到复杂海洋环境的影响。
从海上作战角度看,掌握战场海洋环境与掌握敌情态势同等重要,是在作战准备和对抗行动中取得主动权所不可或缺的条件。
战争状态水下战场态势实时评估或战场仿真都是为了发挥武器平台及武器装备在特定海洋环境中的作战效能。
当潜艇处于近水面航行状态时,海面气象水文条件将会对潜艇正常巡航和作业产生影响;当潜艇遇到海洋内波时,会产生严重的振动和颠簸变得难以操纵和控制。
海水密度跃变层形成的液体海底和液体断崖效应,对潜艇的上浮下潜操作产生很大影响;潜艇可以借助温跃层和复杂海底地形隐蔽自己;声呐探测设备是潜艇的耳目,它是潜艇在水媒质环境中利用声波作为信息载体对水中目标进行探测、定位、识别、跟踪以及实现水下导航和通信、水声对抗等的主要设备。
物理海洋学试卷2答案
南京信息工程大学期末考试试卷（答案）2007 － 2008 学年 第 1 学期 物理海洋学 课程试卷( B 卷)本试卷共 1 页；考试时间 120分钟；任课教师 王坚红、陈耀登 ；出卷时间2007 年12 月系 专业 年级 班 学号 姓名 得分一、简答题 (每小题 4 分，共32分)1、解释什么是内波答：海洋内波是发生在密度层化的海水内部的一种波动，其最大振幅出现在海洋内部。
波动频率介于惯性频率和浮性频率之间。
主要控制力是重力，浮力和地转科氏惯性力。
所以内波也称为内重力波或内惯性重力波。
2、什么是梯度流？答：非均匀密度场中大尺度海水在压强梯度力和 Coriolis 力平衡下的地转流。
这种流动基本上是近水平的，可近似认为是定常的。
3、有哪四种潮汐类型，如何判断？答：（1）半日潮 ; 特征值小于0.25.(2) 混合的不正规半日潮; 特征值0.25-1.5(3) 混合的不正规全日潮; 特征值1.5-30，(4)特征值= ;全日分潮成分与半日分潮成分之比.(H： 分潮振幅；K1 太阴太阳合成全日分潮；O1 太阴全日分潮；M2 太阴半日潮；S2 太阳半日潮 ）4、海洋下层以什么环流为主，它主要携带的成分是什么？答：海洋的下层以热盐环流为主。
热盐环流不仅只携带热量和盐份，还含有其它成份，如氧气，二氧化碳等。
这使得它的重要性不仅仅在它的流动。
5、答：N 为浮频率，显示了密度层化环境，密度随深度的变化的不均匀，造成了浮力。
6、解释波浪折射和绕射概念。
答：由于深度的变化而引起的波向变化的现象，称为波动的折射。
波动在传播过程中，绕过障碍物传播到掩护区域内的现象称为波动的绕射。
7、什么是潮汐调和分析？答：根据一定时间长度的潮汐实测资料，利用某种数学方法，计算出主要分潮的调和常数（振幅和相位），再从调和常数出发，进行潮汐预报。
8.简述能谱的含义。
答： 能谱表征频率区间内所有正弦波动能量之和的平均值的大小。
能谱描述了不同频率波动所对应的能量分布情形，描述了海浪的内部结构。
南海内波流及海底沙波沙脊对深水结构物的影响和工程方案制定
内波、沙波沙脊现象在我国南海海域一直存， 对深海资源的开发、水下安全作业造成较大困难以及威胁，同时也由于深海作业距离陆地较远，受复杂多变海洋环境的影响下，对南海内波、沙波沙脊的观测十分不便，致使当前的检测技术也还不够完善。
内波、沙波沙脊对水下设施具有巨大危害，容易造成深海水下结构物损毁。
因此对南海内波流沙波沙脊研究受到各界相关人士重视，大家不断对内波、沙波沙脊活动频繁的区域进行相关研究。
一、我国南海某海区内波、沙波沙脊特征及影响由于海水密度温度盐度的原因在海水分布中形成一定的分层分布规律， 其流体层在受到外力冲击时就会产生一定的变化，由于这种变化而引起的流体的波动不断被称为内波流。
海洋内波目前最大的内波流是我国南海，能够达到上百米的程度，周期也高于海上的波浪。
同时，中国南海部分深水海域也出现了海底大型沙波沙脊现象，高度达到百米级，并且具有移动及形状变化的特点。
二、海洋内波流、沙波沙脊对深水结构物的影响内波流的破坏力主要处于产生内波的跃层附近， 会形成相 反的内波流，产生相反的作用力，这种内波速度又很高，强度度很大，当水下结构物遇到内波流的时侯，就会很容易就受到比较大的冲击力，使水下结构物在内波流的影响区域中容易处在比较不稳定的状态，在冲击力的作用下会产生位置移动。
1.内波流对平台导管、海管、PLET安装作业的影响。
平台导管、海管、PLET等水下结构物安装时遇到冲击力比较强的内波流时， 会由于安装船舶无法 抵抗这些冲击力的作用， 而使得船舶具体定位产生 误差和移动，无法进行正常的施工作业。
近些年以来，许多南海深海水下结构物安装作业都受到内波流的冲击和影响， 造成作业中断现象时有发生。
2.海底沙波沙脊对海底结构物场址选择、处理、设备的运维影响。
由于洋流的作用形成了海底的沙波沙脊，海底场址不平致使水下结构物无法安装，须对场址进行处理，困难极大。
由于沙波沙脊具备移动的特性，对水下设施的运维造成资金投入增大，后期海底影响处理次数增多。
海洋科学导论 第六章：海洋中的波动现象
海水运动形成的内浪
Internal waves forming as seawater moves through the Strait of Gibraltar into the
Mediterranean Sea
第六章：海洋中的波动现象
6.3 .6 孤立波
浅海中存在的波形在传播过程中保持不变的非周期性波动 的波，称为孤立波。
其波面全部位于静水面以上（或以下）。如近海潮波侵入 河口后具有类似孤立波的性质。
海洋科学导论 6.3 .6 孤立波
第六章：海洋中的波动现象
§ 6.3 有限振幅波动
第六章：海洋中的波动现象
海洋科学导论
§ 6.4 海洋内波
第六章：海洋中的波动现象
海洋科学导论
§ 6.4 海洋内波
海洋内波存在的前提
是发生在密度稳定层化的海水内部的 一种波动
最大振幅出现在海洋内部
波动频率介于惯性频率和浮性频率之间 1752年
其恢复力在频率较高时主要是重力与浮力的合力（称为约 化重力或弱化重力），当频率低至接近惯性频率时主要是 地转科 氏惯性力，所有内波也称为内重力波或内惯性—重 力波。
海洋科学导论
第六章：海洋中的波动现象
主 要 内 容 ： 2学时
1 . 概述 2 . 小振幅重力波 3 . 有限振幅波动 4 . 海洋内波 5 . 开尔文波与罗斯贝波 6 . 风浪和涌浪
海浪怎么产生？
无风不起浪----风浪：一直处在风作用下的海浪 无风三尺浪----涌浪：风停止、减弱、转向时的海浪
海浪是由风引起的表面重力波
内波的发现——“死水现象”
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不利的方面：
内波引起的等温度面和等密度面的起伏会影响到海洋 中声信号的传播速度与方向。从而降低了声纳的功能，增 加了水下通讯和目标探测的困难。
内波会引起等密度面的快速（流速急）的大振幅上下 起伏。如果有潜艇和鱼雷等水下航行物体位于这种等密度 面处，它们将随等密度面上下运动或快速上浮下沉，导致 鱼雷脱靶，潜艇难以操作。如有海上采油平台，也会受到 严重影响和损害。
《海洋工程环境学》
第四章 海洋波浪
船舶工程学院 马山 副教授
内波基本概括和特性
1、内波的一般特性 2、内波的形态 3、内波与表面波的区别 4、内波的动力学作用
1、内波的一般特性
内波：发生在海洋内部不同密度层间的波动就称为海洋内 波(Internal Wave)。主要控制力是重力，浮力和地转科氏惯性 力。所以内波也称为内重力波或内惯性重力波。
地形变化激发的内波2
蓝色的是冷的密度大的水团，红色是暖的 轻的水团。当冷水团沿斜坡下滑时会因旋转而 对暖水团有侧向裹挟。从而产生内波。
实际海水密度的层间变化很小（跃层上下的相对密度差也仅为 0.1%），海水只要受很小的扰动就会偏离平衡位置产生大波。这种波 动很缓慢，相速一般不足1m/s。常见的波长为几十米至几十千米，周 期为几分钟至几十小时。振幅一般为几米至几十米，有时甚至高达 180m。 。
台湾研究船上声纳系统在东沙环礁所看到的南海具 有巨大振幅的內波，咖啡色及紅色部分是海底。
3、内波与表面波的区别
内波和和密度很大的海水之间界面上的波动。
自由海面的海水上升需要克服重力，因此振幅的升高受到限 制。但海洋内部的海水上升时，本身的重量大部分被浮力抵消 ，于是升高比较容易。对以相同能量产生的内波和表面波，内 波的最大振幅要比表面波的最大振幅大得多。
1963年4月10日，美国“大鲨鱼”号核潜艇，在距马萨诸 塞州海岸外350公里处突然沉没，艇上129人无一生还，事后 经过对沉入海底，变成碎片的残核分析判断，下沉的原因是 潜艇在水中航行时，遇到了强烈的内波，将其拖拽至海底而 被压碎。我国也发生过类似事故，某潜艇在航行中突然从8米 深处被拖至80米深处险遭不测。
内波中的水粒子轨迹图示
这种辐聚辐散可反映在雷达图像上。形成强弱不同的条纹。
航天飞机在纳米比亚 （Nambia）附近拍摄的照片。在 雷达图像中，内波的反映将是周 期性明暗相间的条纹。
在天空中观测到的内波
我国南海受潮汐作用激发，内波活动也相当 活跃。
台湾海研二号研究船雷达所看到的南海中一排排的內 波，可以看到4道內波的波峰线。4道内波波峰线大致互 相平行地排布，与大河底的砂波、砂漠中的沙丘的平面分 布形态相似。
内波的破坏力，主要是在产生内波的跃层上下，会形成两支流 向正相反的内波流。这种内波流速可高达1．5米／秒，犹如剪刀一 般，破坏力极大。加拿大戴维斯海峡深水区的一座石油钻探平台， 就曾遭内波袭击而不得不中断作业。海底输油管和电缆等的断裂很 可能与这种作用有关。
海洋内波具有许多表面波所没有的特性，难以像表面 波那样直接测量，观测比表面波困难，一般须间接测量海 水温、盐、密度等参量的变化来得到内波的变化特征，近 来对它的研究得到重视，但还在认识之中。
2、内波的形态
内波发生在水体内部，一个实验室的演示，可以给出内
波的基本形态。
水槽中有
两层不同密
度的流体：
上层是淡
水、下层是
染了色的盐
水。交界面
重密度的深色盐水沿着水槽底部 从左向右运动产生的内波
由绿线表 示。内波传 播时，上层
自由水面保
持静止。
内波的振幅并不达到海面，但内波的振荡会影响海面的海水 流动，造成海面流动的辐聚辐散。
海洋内波形成的两个必要条件
内波形成示意图
海洋内波的产生应具 备两个条件：一是海 水密度稳定分层，二 是要有扰动能源，两 者缺一不可。在海底 深层，当海水因温 度、盐度的变化，出 现密度分层后，经大 气压力变化、地震影 响以及船舶运动等外 力扰动，就可能在海 水内部引发起内波。
内波生成的演示
地形变化激发的内波1
4、内波的动力学作用
• 内波能将能量和动量从相对较高的上层海洋传入的深层， 所以内波是能量和动量垂向传输的重要载体。
• 内波将能量从含能较高的大尺度运动过程传递给含能较低 的较小尺度运动过程，再传给更小尺度的运动过程，直至 成为湍流而耗散。
• 内波引起和参与的混合过程是保持海洋层结状态的关键因 素。
• 有益的方面：
• 内波反复地将海水由光照较弱的较深处抬升到光照较强的浅层 ，促进了较深层的海洋生物的光合作用，提高了海洋初级生产 力。由潮汐引起的内波在陆架外缘等地形变化的海域形成上升 流，将营养丰富的深层海水输送到浅层，有利于生活在浅层的 海洋生物的增强。
• 内波引起的海水混合，尤其是穿过等密度面的混合，有利于物 质与热量的输送，从而对海洋环境和海洋生态保护发挥重要作 用。