王博宇

（長江大學(xué),武漢 430100）

1 內(nèi)波、內(nèi)潮汐的概念

一般來說，我們在沉積學(xué)中討論的內(nèi)波指的是密度不一樣的兩個水層界面上的各個周期的水下波[1]。它的周期有的不足1分鐘，有的可保持好幾天，有的甚至更長，在這些水下波中，如果具有半日潮或日潮周期，就稱作內(nèi)潮汐。

在絕大多數(shù)的海洋和湖泊中，我們都能發(fā)現(xiàn)內(nèi)波[2]。其屬性有著非常大的變動，如周期、振幅、深度、傳播速度等。有的振幅可能高達(dá)百米，而有的則只有幾厘米，一般情況下振幅較大的內(nèi)波存在于深水區(qū)域，而在水深較淺的區(qū)域內(nèi)振幅偏小，波長大的甚至能達(dá)到數(shù)十千米，小的卻只有幾十厘米或者更小[3]。由于內(nèi)波可能會有很大的振幅和波長，而且可以引起水體的快速流動，所以內(nèi)波可成為海水混合和海底沉積物二次搬運的主要營力之一。

簡單的說，內(nèi)波引起的所有不同周期的水體流動都可以稱作是“內(nèi)波流”，單向優(yōu)勢流，雙向交替流，還有內(nèi)潮汐等都屬于內(nèi)波流。

單向優(yōu)勢是指在一個周期中，往一個方向流動的內(nèi)波流占據(jù)了絕對的優(yōu)勢，往其他方向流動的內(nèi)波影響很小，無法改變這一單向優(yōu)勢流的沉積作用，這種現(xiàn)象一般存在于細(xì)狹的水域。

雙向交替流指的是，相鄰的兩個周期間，水流方向被內(nèi)波流主導(dǎo)著發(fā)生相互交替，并且交替方向一般相反。同樣也是在細(xì)狹的水域發(fā)育的比較廣泛。

內(nèi)潮汐流作用下形成的水體流動被稱為內(nèi)潮汐流，它既可以是雙向的也可以是多向的，一般在比較開闊的水域中發(fā)育較多。

2 內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用方式

2.1 內(nèi)潮汐和長周期疊加內(nèi)波

目前對于內(nèi)潮汐，普遍認(rèn)為其生成機理為:在引力的作用下，分層的海水流動時遇到劇烈變化的地形而形成的。比如陸架的坡折處、海底的峽谷、海山、嶺、溝等。內(nèi)潮汐是線性或弱線性內(nèi)波，并且具有日潮汐或半日潮周期。如果不考慮淺水區(qū)域的季節(jié)性溫鹽躍層，就能將溫鹽躍層比較穩(wěn)定的海水介質(zhì)看做是雙層的水體，便可以用內(nèi)波的界面波模型去模擬內(nèi)潮汐，我們會發(fā)現(xiàn)內(nèi)潮汐與表面潮汐的作用非常相似，也對海底的地形產(chǎn)生正壓作用。

內(nèi)潮汐與海底地形互相作用時發(fā)生破碎，分成上升流和下降流，此種流動可能就是在海底峽谷觀測到的雙相交替流，它與內(nèi)波沒有破碎時引起的與內(nèi)波傳播方向相反的流動不同。另外，已有的海底沉積物會被破碎的內(nèi)潮汐所產(chǎn)生的紊流剝蝕和搬運，這個現(xiàn)象可以分成三個過程:破碎過程、向上沖刷過程和回流過程。破碎時，利用內(nèi)潮汐與地形相互作用時產(chǎn)生的紊流和瞬間出現(xiàn)的渦動，使沉積在海底的物質(zhì)被剝蝕并且向上懸浮，然后往斜坡的上方進(jìn)行搬運但不沉積;向上沖刷過程中，則有向斜坡上方傾的交錯層理，且位于破碎帶的附近，上一過程中被懸浮的粗顆粒或泥粒會快速沉積下來，變?yōu)橥哥R體或有上傾紋層的透鏡體;回流過程中，沉積物就會被底載荷運移，成為向斜坡下方傾斜的交錯層理。

周期較長的內(nèi)波和內(nèi)潮汐疊加所引起的單方向優(yōu)勢流與上述情況類似，長周期內(nèi)波破碎時，會產(chǎn)生長時間的上升流或下降流，這時要是有另外一個內(nèi)潮汐也同時破碎，它產(chǎn)生的上升下降流就與周期較長的內(nèi)波產(chǎn)生的重疊，流向則會長時間朝一個方向。但是從目前觀測到的斜坡上的單向交錯層理來看，長周期內(nèi)波和內(nèi)潮汐疊加而成的特殊內(nèi)波沉積所出現(xiàn)的情況很小，新的內(nèi)波破碎也還是會引起雙向的流動，從而產(chǎn)生雙向交錯層理。

2.2 短周期內(nèi)波

短周期內(nèi)波有大振幅孤立內(nèi)波(非線性)、小周期線性內(nèi)波和高頻隨機內(nèi)波。同樣，淺水季節(jié)性溫鹽躍層不考慮的情況下，短周期內(nèi)波在穩(wěn)定性溫鹽躍層上，也能將內(nèi)波的界面波模型用來進(jìn)行短周期內(nèi)波的描述。如果海水是連續(xù)層化的，周期較短的內(nèi)波頻率較為接近該水域海水微團(tuán)受力在鉛直方向上自由振蕩的頻率時，內(nèi)波傳播的方向近乎為水平方向。

假設(shè)把短周期內(nèi)波看作正向壓迫海底地形，剝蝕、搬運和沉積過程就都能夠運用海岸環(huán)境中表面波的作用模式進(jìn)行解釋了。我們可以將穩(wěn)定溫鹽躍層和海底斜坡看成相交狀，讓內(nèi)波傳播的方向與斜坡等深線相垂直，即波峰與斜坡平行。當(dāng)內(nèi)波與海底接觸到其破碎之前，波形會發(fā)生改變，海底則出現(xiàn)振蕩流，我們就能看見丘狀交錯和浪成波紋層理。內(nèi)波破碎以后，水體會涌向斜坡的上方，再因為重力向下回流，產(chǎn)生雙向交替流動，然后我們就會在沉積物上看到雙向交錯層理。內(nèi)波與海底接觸到其破碎之前，水體的流動和內(nèi)潮汐比較類似，只是不占據(jù)主導(dǎo)的地位。內(nèi)波能量足夠強的情況下，在破碎帶向斜坡方向也有可能形成沖洗帶。斜坡的更上方，可能出現(xiàn)兩種情況：深水的細(xì)微顆粒沉積，和因能量減弱，橫向上會沉積為近乎對稱的構(gòu)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,羅順社等. 深水牽引流沉積 內(nèi)潮汐-內(nèi)波和等深流沉積研究[M]. 北京:科學(xué)出版社,l996.

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[7]何幼斌,高振中,李建明.浙江桐廬上奧陶統(tǒng)堰口組巖石特征及沉積環(huán)境分析[J].古地理學(xué)報,1999,1(03):65-721.