资源勘查工程毕业设计（论文）-南海北部内波研究

南海北部内波研究,题目名称：南海北部内波研究题目类型：目录长江大学毕业设计(论文)任务书 页（共35页）不等的、变剪切强度的冲击载荷。（7）密度跃层上的潜艇，在随着大振幅内潮波上下运动时，随着潜艇潜水深度的改变，潜艇的隐蔽性可能会受到影响。而运行中的潜艇，当遇到强内孤立波时，突然而至的强流对其操作性能、运行稳定性和安全性等都将产生较大影响。图10内波对于潜艇的危害(来自谷歌)（8）现有的海洋调查仪器和方法在用于潮成内波和一般海洋内波的观测时，还有很多地方需要更新和完善，因此潮成内波的研究也对发展新观测仪器、研究方法和手段等有一定的刺激或促进作用。在研究和考虑潮成内波的影响和作用时，除了考虑上述可能的方式外，还需要考虑影响潮成内波强度、非线性强弱等的因素。因为潮成内波的产生和传播要求海水必须是稳定层化的，因此影响海水层化的因素必然对潮成内波产生影响；又由于潮成内波是从正压潮中获取能量，所以正压潮的强弱和地形变化的程度也都会影响到潮成内波。3.4现代南海孤立波、内潮波的发源地、发育地3.4.1南海内波的时空分布南海是我国内波频发的海域之一，南海的内波主要分布在南海东北部、南海西北部、南海西部和南海南部等四个海域的大陆架上，只有在吕宋海峡至东沙岛间的深海区遥感能观测到内波传播。南海东北部内波观测到最多，西北部次之。2005至2010年间，2008年遥感观测到的南海内波数量最多，2007年次之，其它四年南海内波的年发生次数是相近的；在春夏秋冬四季南海内波都有发生，夏季最多，冬季最少；6月和7月遥感观测到内波最多，1月最少；内波每天都能观测到，次数较平均（由于3南海北部内波南海的季风气候，夏季雨水增多，上部的海水密度减小，使海水中的最大密度跃层上下的梯度增加，导致内波更易产生，同时又由于南海夏季上空云雾较少使得南海北部的内波在夏季时被观测到的比较多）。3.4.2南海北部内波的发源地及发育地对于南海北部内波（内潮波和内孤立波）的发源地，国内外很多学者认为是在巴士和巴林塘海峡或其中的某个局部区域[1]。这是因为在巴士和巴林塘海峡存在急剧变化的底地形，当来自太平洋的潮波或海流穿过海峡时，潮流或海流受海峡内的地形影响会在层化的海水中激发出内潮波或内孤立波并向南海北部传播。但另一万面，在南海北部海域的陆架陆坡的连接处地形变化剧烈，且海水层化现象长年存在，因此由内潮波的生成机制可知:潮流在这里受到变化剧烈地形的强迫或调制作用后，会在层化的海水中产生扰动并最终发展成内潮波。数值计算(DuT，等，2000)已经模拟出了这一结果。根据内潮波的传播演变特性可知，源于陆架陆坡连接处的内潮波在向浅海传播的过程中，满足一定的条件时会有内孤立波包从中裂变产生。这样，在南海北部陆架海区出现的内孤立波即可能源于巴士和巴林塘海峡，也可能源自产生于陆架坡折处的内潮波，或者是这两种内孤立波的合成[1]。所以，除海南岛东南部海域的内波是源于陆架陆坡连接处外，南海北部大部分海域的内波一般都应该有源自巴士和巴林塘海峡的内波和源自附近陆架陆坡连接处的内波两种组分[1]。研究人员把合成口径雷达所发现南海内波的波峰线，描绘在南海海图上以制作南海内波分布图。他们推论南海内波是在吕宋海峡产生的，然后向西传播。在深海的地方，一群内波所包含波的个数并不多，当内波碰到东沙环礁时，分裂成南北两群内波。这两群内波在东沙环礁西方会合后，继续向西北进行，最后因碎波而消失不见。研究人员另依据吕宋海峡卫星合成口径雷达所拍摄的影像，发现内波的波峰线长达200公里，且波源可能不只一个[1]。又从东沙环礁附近卫星合成口径雷达所拍摄的影像，得知在深海内波波长约4到11公里，波高可以高达150公尺。他们也发现两群非线性内波在东沙环礁的西边会合，非线性交互作用的现象非常明显。由于东沙环礁如何排版的？附近水域深度迅速变浅，内波因而产生频散作用，分解成许多波速不同的小波继续向西北传播。有些因底层变薄，由下沉型内波转变成上抬型内波。如何排版的？ 南海北部内波研究 通过对内波传播路径的研究，结合内波发生机理、潮流和海流等水文信息以及水深和坡度等地形信息，对南海内波发生源进行分析，寻找南海内波的发生源。南海内波主要是源于海流或潮流与海底地形的相互作用，以及河流入海口处淡水与海水的相互作用。南海最大的内波发生源是吕宋海峡，南海东北部的内波大多数源于此；其次是海南岛东南方的陆架坡折处；在南海西部和南部海域的陆架坡折处都能与海流或潮流相互作用产生内波。在我国广东的珠江、越南北部的红河以及越南南部的湄公河等河流入海处，都有内波产生并离岸传播。西沙群岛间的水道也会产生内波。4南海北部内波对底部沉积物的改造4.1南海北部内波的传播卫星图片显示现代内波传播方向和内波的高度因海岸线、陆架外缘,通道轴的不同而不同。主要有（1）向海岸线方向传播的内波；（2）从海岸线或架子边缘向外传播的内波；（3）几乎平行向海岸线传播的内波；（4）由基石控制而平行于海峡轴或渠道轴方向传播的内波；（5）海峡的两边沿同一个方向传播的的内波；（6）在海峡起源于基地在相反方向传播的内波二波列从。据Apel（2002）、杰克逊（2004a）和杰克逊等（2012年）总结的现代海洋中的内部波浪和潮汐实例及Jackson（2004a）研究的大多数代表沿海海洋的实例可知：在分层的海洋，内波和潮汐通常发在水深突然变化的地区例如在大约200m（656ft）的深度陆架边缘上方[8]。向岸传播的内波意味着其产生于陆架边缘[45]。平缓的大陆斜坡和碳酸盐台地处的内波并不是产生自本地区。半日潮在世界海洋的潮汐成分地表明其的海洋，内波和潮汐通常发在水深突然变化的地区例如在大约200m（656ft）的深度陆架边缘上方[8]。向岸传播的内波意味着其产生于陆架边缘[45]。平缓的大陆斜坡和碳酸盐台地处的内波并不是产生自本地区。半日潮在世界海洋的潮汐成分地表明其在浅海和深海的分布是不同的。半日潮一般分布在滨海，退潮时内潮汐向向反的方向运动。南海内波大部分向岸传播（许等，2000），在南海东北部和西北部，内波向西或西北传播[1]；在南海西部，内波向西（向岸）传播；在南海南部，内波向西南传播；在加里曼丹岛沿岸，内波主要向东南（向岸）传播。基于通过卫星遥感得到的内 4南海北部内波对底部沉积物的改造 波波列和波向信息，采用网格化和空间统计分析方法研究内波的传播，获得了南海内波的？传播路径和影响区域。在南海东北部，内波从吕宋海峡出发，向西或西偏南方向传播，至东沙岛时发生折射，一些内波继续向西或西北方向传播至陆架区，少量内波发生反射向东传播，广东沿岸有内波向东北方传播（即波向平行于等深线），在珠江口外有内波向东南方（离岸）传播，在南海与台湾海峡交界的广东沿岸海域，有内波向西南方传播（即波向平行于等深线）[1]；在南海西北部，大多数内波向西或西北传播至海南岛沿岸或进入北部湾，有些内波从北部湾向东或东南传播出北部湾，海南岛南部海域有内波向西南方传播至越南沿岸，红河口的一些内波受其影响向东传播至海南岛西岸[1]；在南海西部，大部分内波向西或西偏南传播至越南沿岸，少量内波向南或南偏东方向传播进入深海区；在南海南部，大部分内波向西南或南偏西方向传播至浅海区，湄公河口的一些内波受到河流的影响向东南（离岸）传播，而加里曼丹岛沿岸的内波向东南（向岸）传播。当深海的内波向浅海传播，碰到大陆棚时，因水深变浅，内波会有频散的现象。也就是说，内波会分解成许多波，以不同的速度传递[39]。海底地形明显变化是控制的内波和内潮汐生成和传播首要因素。？4.2内波破碎和沉积物再悬浮和运输南海北部内波研究过程中将海洋学和沉积学研究联系起来的重要的因素就是流的作用。内波的破碎及其底流的运动对沉积物进行再悬浮和运输。大陆架边缘是大陆坡和大陆架的一个重要的地文边界（Vanne和Stanley，1983）。孤子内波和内潮汐通常起源于大陆边缘的密度跃层中。Kawabe（1982，p115）指出，密度跃层贯穿世界沿海地区的所有海底。实验数据表明大多数密度跃层存在于水深小于200m（656ft）（图9)的陆架边缘。在陆架边缘和附近相关斜坡处沉积分为三个步骤[8]：南海北部内波研究图11发生在大陆斜坡，海底峡谷，海底平顶山的斜压流沉积。沉积分为三个步骤：（1）内波内潮汐传入阶段（2）驶入浅水转换阶段和（3）沉积物搬运和沉积阶段。大陆斜坡和海底峡谷被认为是斜压流沉积的高能环境[8]。在现代大陆架和大陆坡处早已做了内波，内潮汐及其相关的底流的观察和测量，但却很少从岩石记录中发现。和表面波一样，内波沿密度界面（跃层）传播直到它们 4南海北部内波对底部沉积物的改造 在边界处消散（Barad，2006）。当内波遇到一个倾斜的边界时许多内波的能量消散于湍流中的区域（Thorpe，2005）。在不规则地形附近破碎的内波可以达到超过100米的高度，并被认为能加强海洋流域内能源的消耗和混合（Klymak和Legg，2010）。在某些情况下，内波向上传播随后破碎变成涌潮。这些破碎的内波引起对底部冲洗和反冲洗冲刷（Cacchione和Pratson，2004）。Southard和Cacchione（1972）就此进行了实验室实验发现，内波忽然破碎是由于在传播过程中变浅产生了一种浊流形式的碎浪并迅速消散。实验发现，沉积物由碎浪携带向上坡移动，部分悬浮，部分作为推移质和回流一起向下坡运动。泥沙运动最强的地方是上坡方向，从上坡至下坡逐渐降为零。峡谷上的主要流向和净沉积物运移都是向下坡方向，所以沉积物的纹层和运移向着下坡。Southard和Cacchione（1972）还发现在上坡宽阔的地带发生缓慢的侵蚀作用，并且在破碎带附近存在快速的沉积物沉积。因此内波在海底处破碎形成浊流并对沉积物侵蚀、运移和沉积，在重复性高能事件的作用下，某些情况会出现水跃，随后，能量消散（Fringer和Street，2003；Bogucki等，2005；Gilbert等，2007；Bourgault等，2008；Legg和Klymak，2008；Boegman和Ivey，2009；Aghsaee等，2010；Lim等，2010）。内波在斜坡区域变浅并由于涡流的形成导致沉积物的再悬浮（Aghsaee等，2010）。Michallet和Ivey（1999）发现最初位于破坏区域的沉积物会扩散到离岸很远的地方。这为物质从坡底运移到离岸很远的深水区提供了一个传输路径。Butman等（2006）发现在马萨诸塞州湾沉积物表面的光滑面和由水流产生的线性冲刷痕与50米水深处大型的内波相关。Thorpe和Lemmin（1999）表明内波在某种程度上和传统意义上的表面波相同，当它们接近有一定倾斜角度的斜坡时会变得很湍急，向上坡运动的阶段主要改造沉积物，回流不稳定导致小的对流扬起。在大西洋北部，Faeroe–Shetland海峡处的海洋调查显示有“特殊的孤立波”产生，在内孤子波前缘形成了一种类似转子的东西，并引起大量沉积物的再悬浮和在大陆坡上的搬运（Hosegood等，2004）。Boegman和Ivey（2009）指出内波引起底部涡流夹带沉积物。南海北部内波基本上向岸传播，来自吕宋海峡的内波在遇到陡的北部陆坡时，内波破碎或变为涌浪。沉积物由内波破碎后的碎浪携带向上坡移动，部分悬移，部分作为推移质和回流一起向下坡方向运动，在碎浪带附近能量耗尽，发生快速的沉积物堆积。北部陆坡区分布在水深50-3600m之间，呈阶梯状下降，具深沟和急陡坡，是内南海北部内波研究波西传向上爬升的区域，陆坡区为波状起伏的平原，并有隆起的暗礁。当内波经此区域时，底流碰到暗礁等，前缘形成涡流与内波峰谷下方的流动共同改造沉积物。4.3内波相关的大型沉积物波南海发育有四种成因的沉积物波：浊流、等深流、沉积变形和复合的多机制成因.内波和内潮汐沉积还可以形式大型沉积体，例如，大型沉积物波，尤其是沙波。因此，内波、内潮汐沉积是有利的油气勘探目标和潜在的深水沉积储层。目前，没有客观单独的标准从地震剖面上识别出内波和内潮汐所形成的几何波（Shanmugam，2012c）。Reeder等（2011年）在南海北部，研究了沙丘以及先前被认为是浊流沉积的迁引沉积物波（Damuth，1979年）。报告了南海北部陆坡上部水下大型沙丘与几何地震波。这些沙丘为细中砂沉积，发生在160到600米（525–1969英尺）的水深处。其振幅和波长分别大于16和350米（52和1148年英尺）。认为形成这些沙丘内孤子波在世界各地的最大潮汐振幅超过100米（328英尺）。Reeder等（2011年）认为虽然内潮汐可能形成陆坡大沙波，却没有能够解释的确定数据。图12南海北部大陆边缘深水环境发育的沉积物波[31]内波可以形成不对称和对称的波形：当界面内波波动面（密跃面）靠近海底时，内波引起的底流水平流速增大，波谷下方的流速较波峰下方的流速大，可形成与内波的传播方向相反的单向优势流动，且流向与内波的传播方向相反，故内波引起的底流的单向优势流动与内波的传播方向相反。在此优势流动持续作用于海底时，可形成向内波传播相反方向迁移的大型不对称 4南海北部内波对底部沉积物的改造 沉积物波或上攀波形单元。不对称波还可以由孤立波形成。在南海北部由于孤立波大量存在，因此不对称波主要为孤立波形成的。不对称沉积物波还可由孤立内波形成，海洋内波常以一组间距规矩的孤立内波向外辐射传播。他是单个的，孤立的（局部的），对称的，光滑的，圆突起（深水区一般下凹，浅水区一般上凸），而且是单向传播，在传播的过程中波形和速度保持不变，此孤立内波也可以形成与内波传播方向相反的海底单向流动，从而可形成不对称沉积物波。当界面内波波动面（密跃面）距海底的高度非常大时，内波产生不了海底流动，也形成不了底形。这一点与表面波浪对于浪基面以下沉积物影响微弱类似。当密跃面距海底的高度较大时，内波引起的底流流速较小，不能产生单向优势流，但在大型内波的持续作用下可形成波长类似于内波波长的海底沉积单元，大型对称沉积物波。对称性沉积物波还可以由内驻波形成。内驻波容易在湖泊和相对封闭的水体之内形成。内波向前传播遇陡壁后反射，反射前后的内波的叠加也可以形成内驻波。风暴、气象状况的突变或者水表面的意外扰动都可产生内驻波。内驻波长时间持续作用于海底未固结细粒沉积物时，能使沉积的底形与内波的作用趋于平衡，特别是刚沉积的软泥含水量可达80%以上，在内驻波长时间持续作用下，可形成无侧向迁移的对称的沉积单元[31]。图13内波作用形成的沉积物波示意图[31]4.4内波相关沉积构造4.4.1双向交错层理双向交错层理作为一个区别古代地层纪录中的内波和内潮汐沉积的一个重要标准（高和Eriksson1991；何等，2008）。这个概念可以用在沿斜坡向上和向下传播的南海北部内波研究水道环境中。目前没有系统的体系能够将内波的传播方向在卫星图像上显示的海洋表面的表现和现代海洋底部沉积物的内部构造（即，倾向）联系起来。目前在现代海底峡谷沉积物岩心数据中并未发现双向交错层理。目前对于双向交错层理的形成机理的研究并不成熟。目前虽然地质学家总结出了有很多识别内波内潮汐沉积体的客观标准，然而对内波内潮汐沉积的研究依旧不够全面。内波内潮汐沉积作为一个整体，具特征的双向交错层理和沿斜坡向上的单向交错层理及不对称波痕的沉积构造，不同研究区发现的内波内潮汐沉积体中的这些沉积构造具有不同的特征。双向交错层理作为识别内波内潮汐沉积体的特征沉积构造，从内波的运动特征出发研究内波如何改造海底沉积物形成双向交错层理，根据不同的情况具体问题具体分析内波如何作用于沉积物形成双向交错层理将有利于进一步的深入研究内波内潮汐沉积。4.4.2丘状交错层理丘状交错层理（hummockycross-stratification，缩写为HCS）是一种原生沉积构造，1975年Harms第1次详细地描述和定义了HCS，认为它是由许多大的宽缓波状层系交错组成，是风暴流表面的重力波在底部产生较强烈的摆动和多向底流共同作用的结果[49]。丘状交错层理形成于正常浪底之下、风暴浪底之上的水域[50]。顶面有时可见小型的浪成对称波纹底面可能有拖曳痕或戳痕。其所指示的水流方向与下伏浊积岩的底痕一致，但丘状层理内部并无典型浊流沉积的鲍马序列。目前对于丘状交错层理的形成过程有多种解释。既有风暴成因说又有内波成因说[51]。赖志云等认为沉积物表面，在风暴引起的螺旋式前进的涡流作用下，形成丘状交错层理[50]。丘状交错层理在形成过程中由于逐渐的位移(洼状交错层理同样如此)，因此可见低缓波状层系彼此交错以低角度交切的现象。丘状交错层理常出现于两类砂岩中：出现于底面突变的厚0.1～l米的砂岩层中，与页岩或生物搅动的泥岩呈互层。砂岩的某些部分可显示递变层理，底部有薄层的平行层理层，底面可有底痕，并与浊积岩的底痕指示同一水流方向。这种类型丘状层理所在的砂岩很像浊积岩，只是内部无鲍马层序出现于几米厚的迭合砂岩体中其中很少泥岩层，后一种丘状交错层理所在砂岩，在层序上常位于前一种之上[51]。丘状交错层理是由振荡水流和单向水流联合作用所产生影响丘状交错层理 5结论发育的因素主要有沉积物的粒度、风暴浪强度、地形坡度和水体密度、温度、粘度等。丘状交错层理对于恢复沉积物记录中的古沉积环境和古地理条件具有指导意义[49]。5结论南海北部内波多发是由于特殊的封闭式地理位置、复杂不平整的海底地形及有大量的淡水注入，同时南海的气候特征造成了南海内波的激发源不仅多而且能力强。南海的特殊半封闭式环境及南海北部海底的复杂和大陆坡处的台阶式角度突变和特殊的气候特征造成了南海内波的频繁发生。南海内部的内波存在于各个主密度跃层和其他密度跃层中，产生于主密度跃层的内波更大且更易被观测到。南海北部存在世界上最大内波，可能是由于南海北部的海水主密度跃层较浅及海水的上下密度差较大，同时底层海水较厚引起的。南海北部海底目前很少观测到单独由内波（或者内驻波）形成的大型沉积物波主要是由于南海内波主要向岸传播，在遇到大陆坡大陆架时破碎，形成斜压流或者是浊流与其他的底流同时作用原来的沉积物形成混合沉积物波。南海深海过程中，南海北部经历多期运动，中上新世期间构造运动频繁，发生海侵有利于内波沉积体的产生。由于南海的表面波、海洋气旋及超级涌浪巨浪的作业比较明显，内波改造的沉积物主要在斜坡处。向岸传播的内波在运动过程中，内波底流分流在斜坡上形成向下方倾斜的层理，当内波破碎后形成的底流在斜坡上运动，改造原来形成的底形及内部构造，形成交错层理。内潮汐在运动过程中往复也可形成双向交错层理。南海北部大部分海域的内波一般都应该有源自巴士和巴林塘海峡的内波和源自附近陆架陆坡连接处的内波两种组分。参考文献[1]朱照宇，邱燕，周厚云.南海全球变化研究进展[J].地质力学学报.2012，8（4）：315-322.[2]ZhuWeilin，WangZhenfengandLvMing，ExplorationPotentialofAtectonicOil-gasPoolsintheNorthernShelfBasinoftheSouthChinaSea[J].PetroleumScience.2004,1(2):21-30.[3]何幼斌,高振中.内波内潮汐的特征与鉴别.科学通报[J].1998.43（9）：904-908. 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