安達(dá)曼海內(nèi)孤立波的潛標(biāo)觀測分析研究

崔子健,梁楚進(jìn),3,藺飛龍*,金魏芳, 丁 濤, 王 雋

(1.衛(wèi)星海洋環(huán)境動(dòng)力學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，浙江 杭州 310012；2.自然資源部 第二海洋研究所， 浙江 杭州 310012；3.南京信息工程大學(xué) 海洋科學(xué)學(xué)院，江蘇 南京 210044)

0 引言

內(nèi)孤立波是在溫度、鹽度垂向分層的海洋中產(chǎn)生的一種非線性內(nèi)波[1]，其振幅通常可達(dá)幾十到數(shù)百米，通過影響海水的垂向混合改變海水的熱鹽結(jié)構(gòu)，在傳遞大、中尺度動(dòng)能方面起著重要作用[2-3]。內(nèi)孤立波通常攜帶大量能量，在傳播過程中可導(dǎo)致部分海面形成強(qiáng)烈輻聚和突發(fā)性強(qiáng)流，會(huì)對海洋工程、石油鉆井平臺(tái)、海底石油管道和軍事潛艇活動(dòng)等構(gòu)成嚴(yán)重威脅[4]。因此，海洋中內(nèi)孤立波的研究一直備受關(guān)注。

自內(nèi)孤立波被首次記錄以來[5-6]，關(guān)于其生成機(jī)制的理論一直在不斷發(fā)展。已有的研究表明邊緣海的內(nèi)孤立波主要通過潮流和地形的相互作用產(chǎn)生[1,7]，主要包含Lee波[8-9]和內(nèi)潮裂變[10]兩種生成機(jī)制。最常見的是Lee波機(jī)制[8]：當(dāng)穩(wěn)定潮流流經(jīng)層化海洋時(shí)，在海山等凸起的地形后部產(chǎn)生背風(fēng)波，背風(fēng)波跨過海山向潮流相反的方向傳播，在非線性效應(yīng)的影響下逐漸發(fā)展為內(nèi)孤立波。內(nèi)潮裂變機(jī)制則是內(nèi)潮在非線性效應(yīng)的強(qiáng)化下直接發(fā)展為內(nèi)孤立波[10]。

早期對內(nèi)孤立波傳播的研究大多基于淺水KdV方程或修正的mKdV方程[11-12]。隨著研究的深入，科學(xué)家發(fā)現(xiàn)由于不同的海域水深和層結(jié)狀態(tài)不同，應(yīng)使用不同的理論進(jìn)行描述[13]。目前，描述內(nèi)孤立波傳播的方程主要包括淺水KdV方程[14-15]、深水方程[16-17]以及有限深方程[18]，三者根據(jù)水深和波長之間的關(guān)系，分別適用于淺水、深水和有限深的海洋環(huán)境。

安達(dá)曼海位于印度洋東北部，安達(dá)曼群島、馬來半島、尼科巴群島和蘇門答臘島之間[19]，面積約為6×105km2，最大深度達(dá)4 419 m[20]，潮汐以半日潮為主導(dǎo)[21]。安達(dá)曼海的地形和海水層結(jié)狀態(tài)為內(nèi)孤立波的產(chǎn)生提供了基礎(chǔ)條件[22-23]，是研究內(nèi)孤立波的天然實(shí)驗(yàn)場[24-26]。1965年，PERRY et al[27]首次基于船載觀測發(fā)現(xiàn)安達(dá)曼海南部等溫面在短時(shí)間內(nèi)起伏可達(dá)40 m，推測其可能由內(nèi)孤立波引起。安達(dá)曼海內(nèi)孤立波波源的分布是近年來的研究重點(diǎn)之一。OSBORNE et al[1]于1980年通過現(xiàn)場觀測結(jié)合淺水KdV方程提出安達(dá)曼海的內(nèi)孤立波主要產(chǎn)生于尼科巴群島和蘇門答臘島北部的淺海區(qū)。ALPERS et al[7]利用遙感圖像對安達(dá)曼海內(nèi)孤立波進(jìn)行研究，發(fā)現(xiàn)大部分內(nèi)孤立波產(chǎn)生于安達(dá)曼海西部的淺海區(qū)域。許明光 等[19]基于數(shù)千幅遙感圖像繪制了安達(dá)曼海的內(nèi)孤立波分布圖，發(fā)現(xiàn)了上述地點(diǎn)外另外4個(gè)可能的波源位置。近年來數(shù)值模擬也被用以研究內(nèi)孤立波波源位置[28-30]，如BENNEY[12]發(fā)現(xiàn)大振幅內(nèi)孤立波主要是從安達(dá)曼海西部島鏈的間隙輻射出來的。除現(xiàn)場觀測、遙感觀測和數(shù)值模擬外，BAINES[31]提出的徹體力理論也是研究內(nèi)孤立波波源位置的重要手段之一。該理論將潮流與地形的相互作用進(jìn)行量化，可以很好地體現(xiàn)潮流經(jīng)過復(fù)雜地形時(shí)激發(fā)內(nèi)孤立波的能力。

目前對安達(dá)曼海內(nèi)孤立波的研究缺乏長時(shí)間的連續(xù)觀測，并且較少涉及其生成機(jī)制的探討?；诖?，本文通過潛標(biāo)實(shí)測的溫度和流速等數(shù)據(jù)，對安達(dá)曼海中部深水內(nèi)孤立波的方向、振幅進(jìn)行分析；應(yīng)用徹體力理論研究安達(dá)曼海的內(nèi)孤立波波源位置，并與衛(wèi)星遙感觀測結(jié)果進(jìn)行對比；結(jié)合內(nèi)孤立波的傳播速度，分析了內(nèi)孤立波在安達(dá)曼海中部海域可能的生成機(jī)制。

1 數(shù)據(jù)和方法

1.1 錨系潛標(biāo)觀測

潛標(biāo)系統(tǒng)布放在安達(dá)曼海中部(位置見圖1)，觀測時(shí)間為2016年6月到2017年7月，觀測海域水深約2 670 m，觀測區(qū)的范圍及安達(dá)曼海的水深如圖1所示。潛標(biāo)系統(tǒng)由1臺(tái)聲學(xué)多普勒海流剖面儀(ADCP，75 kHz，測層厚度16 m)、3臺(tái)SBE37溫鹽深傳感器、4臺(tái)SBE39溫深傳感器、15臺(tái)SBE56溫度傳感器、1臺(tái)安德拉單點(diǎn)海流計(jì)和2臺(tái)聲學(xué)釋放器組成，詳細(xì)配置見表1，系統(tǒng)總長為2 495 m。

表1 觀測站位錨系潛標(biāo)配置Tab.1 Design of the mooring system

圖1 觀測范圍及安達(dá)曼海水深圖Fig.1 Observation area and the depth of the Andaman Sea (紅色方框?yàn)闈摌?biāo)觀測位置以及附近海域。) (The red box indicates the observation area by mooring system.)

對溫度數(shù)據(jù)進(jìn)行月平均處理，插值得到各溫度剖面時(shí)間序列，其中17 ℃等溫線的起伏最為明顯，將其變化作為內(nèi)孤立波的判定依據(jù)。如30 min內(nèi)該等溫線的深度變化幅度超過20 m，判定為有內(nèi)孤立波發(fā)生，深度變化幅度定義為其振幅。在內(nèi)孤立波數(shù)量統(tǒng)計(jì)時(shí)，剔除不同振幅的重復(fù)記錄。對ADCP流速數(shù)據(jù)進(jìn)行3階高通濾波處理，使波致流不受半日潮和全日潮的影響。半日潮頻率選取區(qū)間為1/(1.2×12×60×60) s-1～1/(0.8×12×60×60) s-1。

1.2 SAR衛(wèi)星遙感圖像

本文所使用的衛(wèi)星遙感圖像是基于ScanSAR模式的HH極化圖像，來自日本先進(jìn)陸地觀測衛(wèi)星2號(ALOS-2)，分辨率為25 m，圖像時(shí)間為2016年12月4日5時(shí)29分。

1.3 Argo再分析數(shù)據(jù)集

安達(dá)曼海的溫度、鹽度背景場數(shù)據(jù)來自中國Argo實(shí)時(shí)資料中心(http://www.argo.org.cn/)的全球海洋(79.5°S—79.5°N，180°W—180°E)Argo溫度、鹽度月平均剖面資料，數(shù)據(jù)時(shí)間為2004年1月—2017年12月。該資料集通過線性插值法將溫度、鹽度進(jìn)行垂向插值到標(biāo)準(zhǔn)層(56層)，水平分辨率為 1°×1°。

1.4 內(nèi)孤立波波源計(jì)算

BAINES[32]認(rèn)為海底地形的高度、形狀和寬度均會(huì)影響特定水體激發(fā)內(nèi)波的能力，在此基礎(chǔ)上提出了徹體力理論，計(jì)算潮流和海底地形相互作用產(chǎn)生內(nèi)波的能力，公式如下

(1)

將公式(1)中的F值從海表到海底垂向積分，得到新的F值表達(dá)式：

(2)

全剖面的浮力頻率N通過Argo再分析數(shù)據(jù)計(jì)算獲得，公式如下

(3)

將研究海域(6°N—16°N，90°E—100°E)以0.2°×0.2°的網(wǎng)格進(jìn)行劃分，通過全球海洋潮汐模型TPXO9[33]獲取4個(gè)半日潮(M2、S2、N2、K2)和4個(gè)全日潮(K1、O1、P1、Q1)在每個(gè)網(wǎng)格點(diǎn)上的潮流水平流速u(向東為正)、v(向北為正)分量，時(shí)間為2017年3月。海底地形坡度數(shù)據(jù)來自美國地球物理中心(National Geophysical Data Center，NGDC)的ETOPO2地形高程數(shù)據(jù)(https://www.ngdc.noaa.gov/mgg/global/etopo2.html)。根據(jù)公式(1)計(jì)算F值，按公式(2)再對F值進(jìn)行從海表到海底的垂向積分。

根據(jù)潛標(biāo)觀測的內(nèi)孤立波的傳播方向，選擇3個(gè)可能的波源位置并計(jì)算各分潮的F值，位置分別為L1(10°N，93°E)、L2(9.2°N，93°E)和L3(7°N，94°E)。

1.5 內(nèi)孤立波波形的模擬和一階非線性相速度的計(jì)算

用淺水KdV方程、深水方程和有限深方程分別對內(nèi)孤立波的波形進(jìn)行模擬。淺水方程和深水方程的垂直分層為2層，有限深方程為58層(深度200 m以淺，層厚為10 m；200～500 m之間，層厚為20 m；500～1 300 m，層厚為50 m；大于1 300 m，層厚為100 m)。三種方程中內(nèi)孤立波的最大振幅η0均取38 m，即2016年12月4日實(shí)測的17 ℃等溫線的最大起伏。各方程的解析解如下

(1)淺水KdV方程的解析解為[11]

η=-η0sech2(φ)

(4)

其中：η為波振幅，η0為最大振幅，單位：m。φ為相位角，φ=(x-Vt)/L，其中V為非線性速度，單位：m/s；L為特征半波寬，單位：m。V和L的計(jì)算方法分別為

V=c1+α1η0/3

(5)

L=(12β1/α1η0)1/2

(6)

(2)深水方程中內(nèi)孤立波的解析解為[11]

(7)

上、下層水體厚度、密度、時(shí)間步長取值均與淺水方程相同。

(3)有限深方程中內(nèi)孤立波的解析解為[7]

(8)

其中：a和b是類似波數(shù)的參數(shù)，通過下式計(jì)算得出：

abtan(aH0)=1

(9)

(10)

其中：H0為最大深度，單位：m；βF為斜壓頻散參數(shù)，計(jì)算公式如下

(11)

其中：z表示深度，單位：m，Z0是波函數(shù)W最大值所在的深度。波函數(shù)W通過下式計(jì)算：

(12)

2 結(jié)果

2.1 安達(dá)曼海中部內(nèi)孤立波的觀測與分析

潛標(biāo)系統(tǒng)在2017年3月4日8時(shí)40分左右捕捉到觀測期間的最大振幅內(nèi)孤立波。根據(jù)17 ℃等溫線的起伏推測其振幅達(dá)100 m，此時(shí)最大流速達(dá)到了0.81 m/s，方向?yàn)楸逼珫|68.43°。圖2顯示了該內(nèi)孤立波發(fā)生前后1.5 h的溫度剖面，流速u、v分量的變化。17 ℃等溫線深度在10 min內(nèi)急劇下降100 m左右，并在15 min內(nèi)再次回到其初始位置；流速的東分量(u)和北分量(v)在25 min內(nèi)迅速超過了0.4 m/s，其中u分量最大，可達(dá)0.6 m/s。

圖2 潛標(biāo)系統(tǒng)在2017年3月4日觀測到的最大振幅內(nèi)孤立波的等溫線(a)、流速u分量(b)以及流速v分量(c)等值線圖Fig.2 The isotherm(a), u component of current velocity(b) and v component of current velocity(c) of the internal solitary wave with maximum amplitude observed by mooring system on March 4, 2017 (圖a中黑線為17 ℃等溫線。圖b和c中黑色虛線為0.4 m/s等值線。) (The black line indicates the 17 ℃ isotherm inFig.a. The dotted lines indicate the contour line of 0.4 m/s inFig.b and c.)

潛標(biāo)觀測期間，振幅>20 m的內(nèi)孤立波發(fā)生1 900次，振幅>30 m的發(fā)生426次，振幅>40 m的發(fā)生105次，振幅>50 m的發(fā)生26次，振幅>60 m的發(fā)生7次。其中振幅>60 m的大振幅均向東北傳播，方向介于北偏東16.92°～68.43°之間(圖3)，最大流速介于0.61～0.84 m/s之間。振幅>20 m的同樣以東北向傳播為主，方向?yàn)楸逼珫|55.92°。

2.2 內(nèi)孤立波波源的分布

研究海域半日潮引起的F值分布如圖3所示，其中大尼科巴島東南、卡爾尼科巴島附近以及普雷帕里斯海峽南部等地F值較大(F>6)。F的最大值為 9.901 5，位于普雷帕里斯海峽南部附近海域。在普雷帕里斯海峽南部有兩處F值>6，彼此間不關(guān)聯(lián)，表明該處可能存在2個(gè)內(nèi)孤立波波源。與半日潮相比，全日潮引起的F值較弱(圖略)。

圖3 半日潮引起的F值在安達(dá)曼海的分布以及研究區(qū)內(nèi)振幅大于60 m的內(nèi)孤立波Fig.3 The distribution of F caused by semidiurnal tides in the Andaman Sea and the internal solitary waves with amplitude greater than 60 m (紅色斑塊表示F值。紅色方框?yàn)闈摌?biāo)觀測及附近海域。箭頭表示內(nèi)孤立波，箭頭長度表示流速大小，箭頭方向表示波 的傳播方向。黑色箭頭表示潛標(biāo)觀測到的振幅大于60 m的內(nèi)孤立波，紅色箭頭表示這些波的平均流速和傳播方向。 L1、L2和L3為假定的潛標(biāo)觀測到內(nèi)孤立波的波源位置。) (The red patchs indicate F value. The red box indicates the observation area of mooring system. The length and direction of the arrow indicates the current velocity and the propation direction of internal solitary waves. The black arrows indicate the internal solitary waves with amplitude of >60 m, the red arrow indicates the average propagation direction and the current velocity. L1, L2, and L3 are the assumed source positions of the internal solitary waves observed by the mooring system.)

8個(gè)主要分潮在3個(gè)可能的波源位置(L1，L2，L3)引起的F值見表2。L2和L3處的F值較大，L1處的F值較小；全日潮各分潮(K1，O1，P1，Q1)引起的F值較弱，約為半日潮(M2，S2，N2，K2)引起的F值的1/5。在4個(gè)半日潮分潮中，M2分潮引起的F值最大，是影響該海域F值的主導(dǎo)分潮。各分潮在不同位置引起的F值存在差異，大部分分潮在L3位置處的F值大于L2，但O1和Q1分潮的結(jié)果相反。

表2 主要半日潮和全日潮分潮在L1、L2和L3 位置引起的F值Tab.2 F values caused by main semidiurnal tides and diurnal tides at the locations L1, L2 and L3

2.3 潛標(biāo)觀測結(jié)合遙感圖像計(jì)算內(nèi)孤立波相速度

圖4為2016年12月4日安達(dá)曼海的衛(wèi)星觀測圖像，存在3處明顯的內(nèi)孤立波波峰。第一個(gè)和第二個(gè)波峰(自右向左)相距約37.2 km，兩者在潛標(biāo)中出現(xiàn)的時(shí)間相差約10 h，由此推算出第二個(gè)內(nèi)孤立波傳播的相速度約為1.03 m/s。同理，第二個(gè)和第三個(gè)內(nèi)孤立波波峰相距約46.2 km，經(jīng)過潛標(biāo)位置的時(shí)間差約為10 h，則第三個(gè)內(nèi)孤立波的傳播相速度約為1.28 m/s。

圖4 2016年12月4日觀測海域附近的衛(wèi)星遙感圖像Fig.4 The remote sensing image near the observation area on December 4, 2016 (圖中紅色方框?yàn)闈摌?biāo)觀測及附近海域。) (The red box indicates the observation area.)

2016年12月4日—5日，潛標(biāo)的溫度、流速如圖5所示。圖中3個(gè)內(nèi)孤立波的振幅均在40 m左右，出現(xiàn)的間隔約為10 h。第一個(gè)內(nèi)孤立波經(jīng)過時(shí)，最大流速為0.48 m/s，方向?yàn)楸逼珫|69.15°。

圖5 潛標(biāo)系統(tǒng)在2016年12月4—5日觀測到的等溫線(a)、流速u分量(b)以及流速v分量(c)等值線圖Fig.5 The isotherm(a), u component of current velocity(b) and v component of current velocity(c) of the internal solitary wave observed by mooring system on December 4-5, 2016 (圖a中上下兩條黑線分別為23 ℃和17 ℃等溫線。黑框?yàn)閮?nèi)孤立波經(jīng)過時(shí)溫度和流速的變化。) (The black lines from top to bottom indicate the 23 ℃ and 17 ℃ isotherm, respectively inFig.a. The black boxes are the change of temperature and current velocity when the internal solitary waves passed by.)

2.4 三種方程對安達(dá)曼海內(nèi)孤立波振幅和相速度的 模擬

應(yīng)用淺水KdV方程對安達(dá)曼海內(nèi)孤立波的振幅進(jìn)行模擬，計(jì)算顯示該內(nèi)孤立波的振幅遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過潛標(biāo)所在海域的最大水深，與事實(shí)明顯不符，表明該方程不適用于描述該海域的大振幅內(nèi)孤立波現(xiàn)象。

應(yīng)用深水方程和有限深方程對2016年12月4日內(nèi)孤立波的模擬結(jié)果如圖6所示。有限深方程模擬的波形與潛標(biāo)觀測結(jié)果最一致，表明其計(jì)算的相速度最接近潛標(biāo)觀測結(jié)果。深水方程的模擬結(jié)果與有限深方程類似，但波形更加陡峭，表明其計(jì)算的相速度明顯大于潛標(biāo)實(shí)測數(shù)據(jù)。

圖6 2016年12月4日5時(shí)—7時(shí)的內(nèi)孤立波振幅 觀測及模擬結(jié)果Fig.6 The observation and simulation of the internal solitary wave during 5-7 am, December 4, 2016

分別用深水方程和有限深方程對2016年12月4日出現(xiàn)的第一個(gè)內(nèi)孤立波的一階斜壓非線性相速度c1進(jìn)行計(jì)算，結(jié)果分別為c1=3.16 m/s和c1=0.97 m/s。與潛標(biāo)實(shí)測的相速度c1=1.03 m/s相比，顯然有限深方程計(jì)算的結(jié)果c1=0.97 m/s更接近實(shí)測。如果某一內(nèi)孤立波從L2位置(距潛標(biāo)約300.78 km)發(fā)出，根據(jù)相速度c1=0.97 m/s計(jì)算，該內(nèi)孤立波從波源傳播到達(dá)潛標(biāo)位置所需的時(shí)間大致為68.74 h(約3 d)。

假設(shè)L2位置(卡爾尼科巴島以東，9.2°N，93°E)為2016年12月4日出現(xiàn)的內(nèi)孤立波的產(chǎn)生源地，根據(jù)流速u分量和內(nèi)孤立波到達(dá)潛標(biāo)位置的時(shí)間，推算其在源地L2的生成時(shí)間，如圖7所示。圖7a為TPXO9模型預(yù)報(bào)的潮流時(shí)間序列，圖7b為潛標(biāo)觀測到內(nèi)孤立波的時(shí)間，斜線表示潛標(biāo)觀測到內(nèi)孤立波的傳播時(shí)間(68.74 h)。內(nèi)孤立波的出現(xiàn)周期與半日潮周期基本一致，其在L2的生成時(shí)間與潮流u分量向西極大值的出現(xiàn)時(shí)間基本吻合。該結(jié)果表明，當(dāng)潮流向西傳播流經(jīng)安達(dá)曼海西側(cè)島鏈時(shí)，在島鏈的另一側(cè)產(chǎn)生內(nèi)孤立波，向東傳播至觀測海域。這種內(nèi)孤立波的生成機(jī)制屬于典型的Lee波機(jī)制。

圖7 2016年12月1日—6日L2位置的半日潮、全日潮的潮流u分量預(yù)報(bào)值(a)以及潛標(biāo)位置捕捉到 內(nèi)孤立波的時(shí)間及最大流速大小(b)Fig.7 The prediction of u component of tidal current at the location of L2 for semidiurnal and diurnal tides on December 1-6, 2016(a) and the time of internal solitary waves and the largest current velocity observed at the position of the mooring system(b) (斜線表示內(nèi)孤立波傳播時(shí)間。) (The oblique line represents the propagation time of the internal solitary wave.)

3 討論

F值計(jì)算結(jié)果表明，在安達(dá)曼海普雷帕里斯海峽南部、卡爾尼科巴島、大尼科巴島附近是主要的內(nèi)孤立波波源，與已有的衛(wèi)星遙感統(tǒng)計(jì)分析[26,31]一致。本文研究顯示普雷帕里斯海峽南部是2個(gè)內(nèi)孤立波波源的疊加，這與前人基于衛(wèi)星遙感圖像的1個(gè)波源的結(jié)論相比可能更為精確[26,31]。該理論方法相比遙感統(tǒng)計(jì)更加簡單，可經(jīng)衛(wèi)星遙感驗(yàn)證后廣泛應(yīng)用于內(nèi)孤立波多發(fā)的各個(gè)海域。小尼科巴島北部海域無明顯的波源，這或許與全球海洋Argo溫度、鹽度剖面資料的空間網(wǎng)格精度較低有關(guān)，尤其在島嶼密集的海域往往存在溫、鹽數(shù)據(jù)的缺失，導(dǎo)致無法計(jì)算F值。

安達(dá)曼海觀測海域內(nèi)孤立波的傳播用有限深方程模擬效果最佳，而淺水KdV方程的計(jì)算結(jié)果與實(shí)測相差較大。之前的研究也表明KdV方程更適用于模擬淺水海域的小振幅內(nèi)孤立波，而對深水大振幅內(nèi)孤立波的模擬則準(zhǔn)確性較低[34]。對于有限深方程和深水方程，有學(xué)者研究認(rèn)為在深海分層流體中，兩個(gè)來源內(nèi)孤立波的弱相互作用是可以受兩種理論獨(dú)立支配的[35]。

本文在深水方程和有限深方程的計(jì)算中對海水層結(jié)狀態(tài)進(jìn)行了簡化，因此兩個(gè)方程的模擬結(jié)果并不能完全反映海洋的真實(shí)狀態(tài)。前人研究發(fā)現(xiàn)內(nèi)孤立波在經(jīng)過安達(dá)曼海中部的海脊時(shí)振幅有可能變大[36-37]，使相速度c1出現(xiàn)一定偏差，傳播時(shí)間也與實(shí)際不同。如CAI et al[38]在對南海內(nèi)孤立波的研究發(fā)現(xiàn)，由于不同區(qū)域海水分層狀態(tài)差異較大，相速度和波長的近似計(jì)算可能存在較大誤差。潛標(biāo)等實(shí)測數(shù)據(jù)和數(shù)值模擬的結(jié)合有助于更加清晰地認(rèn)識安達(dá)曼海內(nèi)孤立波的生成、傳播與演化。與衛(wèi)星遙感觀測相比，潛標(biāo)觀測具有高時(shí)間分辨率的優(yōu)勢，可以不間斷地記錄觀測區(qū)域的內(nèi)孤立波信息，極大地彌補(bǔ)了遙感研究的不足。

4 結(jié)論

本文通過2016年至2017年在安達(dá)曼海中部布放的錨系潛標(biāo)的數(shù)據(jù)對目標(biāo)海域內(nèi)孤立波的方向和強(qiáng)度進(jìn)行了研究，得到以下主要結(jié)論：(1)觀測海域有大量向東和東北方向傳播的內(nèi)孤立波，最大振幅可達(dá)100 m。(2)使用淺水KdV方程、有限深方程和深水方程模擬內(nèi)孤立波波形，結(jié)果顯示三種方程中淺水KdV方程的模擬結(jié)果與實(shí)測差距較大，深水方程和有限深方程的模擬與實(shí)測較符合，其中有限深方程模擬的波形、流速以及一階斜壓非線性相速度均與潛標(biāo)或遙感觀測結(jié)果相符。(3)通過內(nèi)孤立波波源位置、強(qiáng)度以及速度等研究，認(rèn)為安達(dá)曼海內(nèi)孤立波的生成機(jī)制可能為Lee波機(jī)制。