水面下的波浪——海洋内波

  海洋内部温度和盐度是不均匀的，并始终保持稳定的分层结构。内波作为一种密度跃层的扰动，由于其恢复力较小，往往比海洋表面波具有振幅更大、频率更低的特征。在外界扰动作用下，在适当的海水分层结构和海底地形条件下，内波常沿大陆架边缘处或大洋中脊发生。地球上的内波以内潮、内孤立子和小尺度内波的形式出现。各种内波的活动往往成为海洋结构物的安全隐患、水声通道的背景噪声源和深海混合的“搅拌器”。内波研究在海洋科学和工程的诸多领域得到了应用。

1.水面下的轩然大波

  由于海洋内波发生在水体的内部，在水面上往往不易觉察到内波的存在和活动，这使海洋内波的观测和研究蒙上了一层神秘的面纱。

  1893年，挪威“弗雷姆”号考察船在北大西洋赴北极的探险过程中， 当驶入克拉海泰梅尔岛沿岸上层有冰融化的淡水区域时，F.南森觉察航船突然减速。经研究知道，“Dead water”现象是由于船舶航行在密度跃层上，为克服产生海洋内波做功需要耗费能量，所以船舶难于前进，这是海洋内波的早期发现 [1]。

  对稳定分层结构的海洋，其密度是随深度增加连续分布的，对于存在密度迅速变化的密跃层情况，可以假定海洋是由上轻下重的两层密度均匀的流体介质构成的。1847年，G.G.斯托克斯研究了两层均匀流体间的界面波，1883年J.W.S.瑞利研究了连续分层结构的情况。至于自然界实际内波的研究，由于观测困难，在很长一段时期内进展甚微。

  20世纪60年代，由于探测手段的进步，促进了内波的理论和应用研究。Exxon公司70年代在安达曼海上经过4个月的观测和随后的钻井作业，发现该海域可以有着流速高达1.8m/s的流动。后来的卫星图片显示，那里曾有内波通过（图1）[2]. Amoco公司也注意到在中国南海的内潮-即潮流通过海底地形诱发的内波现象。所以，人们决不可以轻视这些隐藏在水下的轩然大波的威力。

  为什么同样的外界因素下，在海洋表面只能引起微小的扰动，而在海洋内部却能掀起轩然大波呢? 究其原因，原来在分层海洋中由于密度差（或重力和浮力差）远小于大气和海水间的密度差，依赖于密度差的恢复力也相应地减小，仅为表面波的0.1%的量级，从而导致波幅增大[3]。内波波幅可达百米以上，是表面波的20~30倍；内波周期为几分钟到数十小时；波长达数百米，乃至数十千米的情况也并不罕见。所以，内波是水下的巨浪。由于同样的原因，内波的传播缓慢，相速度为1米/秒的量级，而诱导的流速却可达2米/秒。

2.海洋的密度分层结构

  海洋内波是指在稳定分层结构的海洋中发生的、最大振幅出现在海洋内部的波动，认识海洋密度分层的结构是探究内波形成机理的前提。

  实际上，大洋沿垂直方向大致可以分三层：海洋表层由于风剪切和表面波破碎形成上层混合层（UML），在那里由于湍流的混合作用，温度分布几乎是均匀的，厚度约数十米；在海底厚度为10m左右由流动剪切产生的湍流边界层（BBL）；在上述两层之间，海洋的中间层是相对平静的大洋内部，在那里由内波产生间隙性的微弱扰动，呈现片状的微结构[4]。

  在上层混合层和深水之间存在着温差大的温跃层，几乎阻止了上下水体之间的动量、能量和质量传递。有以下两种类型的温跃层。1) 永久性主温跃层：其深度(约100~800米)和强度不随时间变化，但随纬度变化。在赤道附近，温跃层较浅，强度高；在中纬度地区变得较深，强度较小，然后在北极地区变得更浅，甚至消失；2) 季节性温跃层：深度约在水面下百米左右，并随季节变化，一般在夏季和秋季出现（图2）。温跃层的演化是通过下层海水进入/排出上层混合层的过程，即由于风应力、加热和冷却等外部强迫作用引起的被称为卷挟过程来实现的。为便于理论研究，这种分层结构可以用某种密度模式近似，在密度梯度较大处往往可用界面波来描述。实际上，水表面波也可以视为地球大气海洋系统中的一种“内波”。

  随着探测精度的提高，在温跃层和深水中还发现了水平延伸2~20 千米、厚度为2~10米的层状微结构。这种锯齿状微结构层的形成机制还有待进一步地探讨。不同水团之间的相互作用和小尺度内波的破碎可能是形成层状微结构的原因。

3.内波的探测和时空分布

  探测海洋内波的平台有浮标阵列、海洋平台、考察船、飞机和卫星等，所使用的探测仪器主要有：链式温/盐传感器、超声波多普勒流速仪（ADCP），合成孔径雷达（SAR）等。沿深度分布的链式传感器可通过电导率和盐度来测量温度，这就是电导率温深仪（CTD）和盐度温深仪（STD）。

  通过上述仪器可以测量等温面变化的数据，从而获取内波的信息（图3）[5] 。合成孔径雷达主要利用在水下内波波峰和波谷处分别产生幅散（海面毛细波变稀）和幅聚（海面毛细波变密）现象，使水表面改变波纹和粗糙度，从而发现内波的踪迹。虽然也可以用可见光和其他雷达进行探测，但SAR灵敏度高，并且不受云层、阳光影响，因此成为主要的探测手段。

  1960年以来，利用各种新型的传感器，在诸多海域相继发现了内波的踪迹，从而推动了内波的相关研究。尤其是通过各国在ERST/LAND STAT-1空间站上的遥感和现场观测，可以绘制出全球的内波分布图，人们发现大部分内波经常出现在分层结构、地形和洋流条件合适的大洋边缘区域，而强跃层多数出现在夏季。

  内波发生的海域可以扩展到北极白令海峡、南极威德尔（Weddel）海附近。但也有一些例外，比如：可以在大西洋中部海洋中脊亚速尔群岛（Azores）北观察到孤立波；也可以用超声波多普勒流速仪（ADCP）在南太平洋俾斯麦-所罗门（Bismark-Solomon）群岛东北观察到孤立波波包。前者是由于墨西哥湾流通过海底山脊，后者是在俾斯麦-所罗门群岛的岛屿间有海槛所致[5]。

4.形形色色的内波

  与水表面波类似，内波也可以是微幅波、波幅较大的非线性波、潮流通过地形时诱发的内潮等形式出现。实际上，在湖泊和峡湾有分层结构的水体中也可以有内波 (图3、图4 [5][6][7]) 。

  1834年，英国科学家I.S.罗素在运河中观察到航船船艏前突出于水面形状恒定不变的波。人们探究其原因，原来波浪演化中受两个物理因素的影响：频散效应使波形平缓，非线性效应使波形变陡，当两个因素平衡时，波形就会保持恒定不变，这就是孤立波。一连串的孤立波可以形成波包，它可因波的相互作用产生调制而成。内波也会发生类似的内孤立波现象，一连串的内孤立波被潮汐调制后可形成如图3所示的内孤立波包。[8][9][10]

  潮汐可以是产生内波的重要扰动源。地球上的水体生生不息地受到月球和太阳的引力形成潮汐，可产生强大的潮流，当它流过海底地形或大陆架边坡时，可扰动等密度面，从而产生一串孤立波构成的波包，这就是内潮。[9][10]中国南海北部地区春、夏之际会有季节性的温跃层出现，加上那里的地形由东南向西北逐渐变浅，东部菲律宾地区有狭窄的水道，由正压潮同地形相互作用产生大波或发生分裂，这里是内潮的多发地区[11][12]]。

5.海洋结构物的安全隐患

  为了能源需求，1947年第一座海洋平台下水，随后几十年在墨西哥湾、北欧、西非、南美洲、南海等海域矗立起千余座海洋平台。海域水深从几十米到3000米，形式从导管架、顺从式到浮式（包括半潜式、单柱式和张力腿式），如图5所示。在严峻的海洋风浪流环境下，为了作业时平台和人员的安全，必须考虑平台受到的环境载荷，内波载荷是最重要的因素之一[13][14]。

  以往的内波研究仅关注波浪的运动和变形，忽视内波流场的分析，只有少数工作涉及内波流场及其同结构物的相互作用。通过对内波流场的分析，可以得出如下结论：在跃层上下存在着速度剪切，跃层上下密度差愈大，跃层愈薄，剪切强度也愈大，这一结论已为地中海西西里岛梅塞纳（Messena）海峡的观察证实；存在临界深度，当水深由大于该深度到小于该深度变化时，内孤立波由上凸变成下凹；由于水深同波长比是小量，内波诱导的流场的水平速度几乎均匀分布，因此可以产生巨大的水平推力，使海洋结构物发生整体推移或扭转；内波波峰到达时，对结构物呈冲击作用。针对内波力的特征，可以增强温跃层附近的结构；减小盛行波方向的迎风面积；尽量保持盛行风、流方向左右结构设计的对称性，加强基础，隔振防振等工程措施来保证生产的安全性。

  对于航行安全，有水下航行器跌落水底和抛出水面的记载。事后经过对水下变成碎片的残核分析判断，下沉的原因是该航行器在水中航行时，遇到了强烈的内波，这就是强大内波垂直力作用的后果，将其拖拽至海底，因承受不了超极限的压力而破碎。 因此，水下航行器的船员必须时刻检测和规避驶入前方的内波或密跃层界面，以免猝不及防不能及时调整船体平衡而发生事故。

6.水下声道的背景噪声源

  水声吸收衰减率为1分贝/千米，远小于电磁波至少为100分贝/千米的吸收衰减率，因此，声波可在水中传播得最远，所以水声是最受青睐的水下探测手段。

  1912年泰坦尼克（Titanic）号客轮同冰山相撞后，为了寻找沉船，美国科学家发明了利用回声探测水下目标的仪器，1914年测到3000米外的水下冰山。随着压电换能器的发明，结合电子管放大技术，利用水声在水中进行远距离探测，第一次接收到了潜艇回波。法国物理学家郎之万研制成了声纳，开创了近代水声学的研究，被广泛应用于舰船、鱼群、水深、地貌、油矿的探测[15]。

  水声传播速度依赖于海水的密度和压力。海洋的密度分层与压力渐增变化导致特定的海洋声速分层结构，并随季节和海域变化。一般来说，从水面至约数百米深处的主温跃层，温度随深度而下降，使声速也随深度下降，具有较强的负声速梯度。在该层以下的深海等温层中，海水处于冷而均匀的稳定状态，声速随着压力的增加而增加, 即具有正声速梯度。于是，在最小声速深度附近，形成一个稳定的深海声道。因声波可在介质中折射和反射，从而使声波沿一定方向远距离传播，探测距离甚至可超过数千米。

  为了正确地识别目标，一方面要了解目标声信号的特征，包括：目标反射信号（主动探测）和目标辐射（被动探测）信号。目标反射信号是发射信号从目标镜面反射、散射、内反射和诱发共振构成，它们可以使发射信号发生多普勒频移、调制和延时。而目标信号强度和谱特性可以用于识别目标的辐射信号，如：来自潜艇的机械噪声、螺旋桨噪声等。机械噪声是强线谱和弱连续谱的叠加；螺旋桨噪声则是水流引起的叶片振动（千赫和低频线谱）和空化噪声（具有100~1000赫兹谱峰的连续谱）构成。另一方面，在进行声信号处理时，必须把目标信号从背景噪声和混响效应中提取出来。这时，内波是海洋中的重要背景噪声源，可以引起声信号起伏：起伏同内波活动有强关联，夏季可以达20分贝，振幅和相位起伏谱非单调下降，它们有着相同的峰值位置等。

  人们也可据此研究规则的和随机的内波特性。20世纪70年代发现的深水随机内波的频谱具有普遍的意义。由于浅海的影响因素多，特别是内潮、内孤立波同地形的相互作用，浅海内波的研究是学术界、工程界关注的重点。

7.深部海水混合的“搅拌器”

  海洋环流是能量和物质输运的载体，影响着全球气候和海洋生态环境。一般认为，风生环流造成洋流的水平运动，热盐环流导致洋流在子午面内垂向运动。也就是说，像大气的Hadley环流一样，水团冷却、蒸发变重后在两极下沉，到赤道因降水、加热变轻后上升，所以浮力是子午面环流的主要驱动力。

  有人对这种解释提出了质疑。因为海洋环流系统大都处于稳定层结状态（只有尺度为数公里、持续数小时的不稳定水团偶尔出现），加热、冷却源构形也不同于 Rayleigh – Benard 对流和大气环流。早在1916年，Sandstrom 就得出结论，水平、垂直分离的冷、热源只能在热源低于冷源的情况下，在冷热源水平位置间的空间存在对流。实际上，在赤道太阳加热只能穿透数十米，极地冷却仅限于表层，所以浮力只能引起表层的混合。最近，黄瑞新、王伟的实验进一步证实了 Sandstrom 的原理。于是，必须要回答导致深海混合的能量来源问题。

  研究表明，造成深水混合的能量仍来自于风和潮汐。前者通过风应力从大气输入20TW功率到海洋，其中95%产生表面波和混合层湍流，4%产生海洋环流，1%产生中尺度涡；后者输入3.6TW功率，其中75% 在大陆架耗散，25% 转化成内潮。地热和大气压力在输入功率中占很小的份额。以往的观测只有0.1TW的功率转化成小尺度的内波。考虑到因中尺度涡失稳可以补充0.6TW的能量源，所以，小尺度内波可以分出0.2TW功率进行深水混合。由于有内波起着混合深水的“搅拌器”作用，合理解释了子午面上垂向对流的维持机制[16]。尽管这个模型还有许多方面有待研究，它从能量平衡角度根本改变了过去对海洋环流的认识，从而影响海洋物质、水体和热量的输送，乃至未来气候的预测。

8.本文要旨

• 与大气对流层不同，海洋保持稳定的密度分层结构，内波是等密度面扰动的体现。与表面波相比，内波具有波幅高、周期长、传播慢、流速大的特征；
• 在有风、气压、潮汐、海底滑坡、物体运动的外界扰动下，在适当的分层结构和地形情况，可以引发各种形式的内波，包括：微幅波、非线性内波、孤立波（群）、内潮等；
• 内波是海洋结构物安全的隐患，水声探测的噪声源，深海环流的“搅拌器”，研究内波具有重要的科学与工程意义。

 

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参考资料及注释

封面图片：来源Wikipedia网站

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