内波, 内潮汐沉积形成过程中内波传播方向与沉积物搬运方向相反的定量解释（可编辑）

内波, 内潮汐沉积形成过程中内波传播方向与沉积物 搬运方向相反的定量解释 第32 卷第2 期 Vol. 32 No. 2 Sedimentary Geology andTethy anGeology 沉积与特提斯地质 2012 年6月 Jun. 2012 1009-3850 2012 02 -0044-05 文章编号 内波、 内潮汐沉积形成过程中内波传播方向与 沉积物搬运方向相反的定量解释 李琳静 1. 长江大学油气资源与勘探技术教育部重点实验室,湖北 荆州 434023 2 . 长江大学地球 , 434023 科学学院 湖北 荆州 摘要本文从海洋物理学角度出发,以内波波动理论为基础,通过建立两个不 同密度的水层界面上的两层模型的波 动方程对内波的传播特征进行定量解释。 通过定量解释表达式可知 内波在 两个不同密度的水层界面上传播时,两 层内波流之水平速度方向相反,保持通过海底的整个截面的流通量为零。 在 密度界面之下,波谷处内波流的运动方 向与内波前进方向相反,由于波谷相对于波峰更接近于海底,即波谷处截面积较小,故波谷下方的流速较波峰下方 的流速大,容易形成与内波前进方向相反的单向优势流动,这种单向优势流动搬运沉积物的总趋势与内波的前进方 向相反。 关 键 词 内波、 内潮汐沉积 密度界面 单向优势流动 波谷 波峰 中图分类号 P512 . 2 文献标识码 A , 、 。 , 进行搬运 形成内波 内潮汐沉积 在沉积学方面 1 引言 1990年高振中教授等在研究美国阿巴拉契亚山脉 , 、 LaFond等人研究认为内波、 内潮汐沉积形成过 中段奥陶系时 识别出了古代地层中的内波 内潮 [6] [1] 。 、 程中内波前进方向与沉积物搬运方向相反 。 内 汐沉积 关于内波传播方向和内波 内潮汐沉积 ,LaFond 波是一种水下波,它存在于两个不同密度的水层界 形成过程中沉积物搬运方向之间的关系 , , 1962 的理论分析和 Shepard等 1979 提供的大量 面上或存在于具有密度梯度的水层之内 是发生 [2 -3] LaFond 在密度稳定层化的海水内部的一种波动 。 其最 资料是一致的 指出沉积物搬运方向与内波 大振幅出现在海洋内部,波动频率介于惯性频率和 前进方向相反 而 Shepard等的资料也表明,海底峡 , 浮性频率之间 其恢复力在频率较高时主要是重力 谷中内波传播方向以向上方为主 沉积物搬运方向 [2] , 。 与浮力的合力 称为约化重力或弱化重力 。 由于 以向下方为主 二者相反 本文主要从海洋物理 学角度出发,用内波波动理论对此结论做出定量 实际海水密度的层间变化很小 跃层上下的相对密 。 度差也仅约为 0. 1% ,所以约化重力比重力小得 解释 , 多 海水只要受到很小的扰动就会偏离其平衡位置 2 内波传播方向与沉积物搬运方向相 [4] 而产生“ 轩然大波” 。 因此,内波在海洋内部普遍 反的定量解释 发育。 当内波的周期与海面潮汐 半日潮或全日 [2] , 。 2 . 1 潮 的周期相同时 就称这种内波为内潮汐 两个不同密度水层界面上内波的 传播特征及 , 研究认为 内波作用于海底时可对海底沉积物 定量解释 收稿日期 2011-10-26 改回日期 2011-11-01 作者简介 李琳静 1988- ,女,矿产普查与勘探专业硕士研究生,主要从事油 藏描述及深水沉积方面的研究工作。 E-mail lilinjing-2006@ 163. com2012 年 2 内波、内潮汐沉积形成过程 中内波传播方向与沉积物搬运方向相反的定量解释 45 , W z d 0 现以内波波动理论为基础 对两个不同密度水 ? 1 层界面上内波的传播规律进行定量表征。 在不讨 W z -d 0 ? 2 , 论因不稳定而产生湍流的情况下,通常用以下流体 另外 在界面处上下层流 体质点垂向速度应相 [4] , 动力学基本方程作为研究内波运动的基本方程 等 即 W 0 W 0 ? d u + - + F × u + P - g R ρ ρ ? ρ ρ d t 假设 k2 ?0,上述问题的解为 ,、 u、 p 、 ,g 式中 ρ 分别为流体的密度 速度及压强 Ash[k d-z], d z 0 ? ? 1 1 W ? 为重力加速度,R为单位质量流体所受的除重力及 Bsh[k d + z], 0? z ?-d 2 2 地球引起的柯氏力之外的其它一切外力,F为地球 A、 B Ash kd Bsh 由式? 得 之间的关系式 1 柯氏力向量。 kd 2 本文通过一个两层密度模型来求解存在于两 s h k d 1 B A 即 ? , 个不同密度的水层界面上内波的传播特征 对其进 s h k d 2 , , 行最简单的近似处理 虽然会引入误差 但处理相 将式? 代入式? 之第2 式得 对简单。 为方便计,仅讨论二维问题,将坐标原点 Ash[k d-z], d z 0 ? ? 1 1 W ? 置于无波动时的界面处,z 轴垂直向上,波动发生在 Ash[k d2 + z], 0? z ?-d 2 x oz 平面上 海底为水平,上下两层厚度分别为 d、 1 设质点垂向位移为 d,密度分别为ρ 、 ρ 图 1 。 在这种模型下,内波 2 1 2 Zex p[i kx -w t] z ζ 为波动振幅 ? , , 是线性的 并将问题局限于纯粹的波动传播问题 1 因ζ ? w dt - W z ex p[i k x - w t ] , i w 除波动外而无其它形式的运动 且不考虑地转作用 w z 。 , 和其它外力作用 由于在两层模型中 上下层内流 Z z - 所以 ? ? ? i w , N , 体密度均匀 所以除间断面存在浮频率 ? 外 其 a, 设界面波动的振幅为 则有 它地方 N 0,于是在这个两层模型中,内波运动的 w 0 A 基本方程简化为 a - - s h k d 1 i w i w i w a A - 于是得 ? ? ? s h k d 1 代人式?? 和 ? ? 后得 Z 波动振幅 a s h[k d - z], d? z ?0 1 1 s h k d 1 ? ? ? a s h[k d + z], 0? z? -d 2 2 s h k d 2 W 垂向速度 i w a s h[k d - z], d? z ?0 1 1 - s h k d 1 ? ? ? i w a - s h[k d + z], 0? z? -d 2 2 s h k d 2 图1 两层密度分布模型 从连续方程得 Fig. 1 Tw o-lay ermodel show ingthedistributionofdensity ? 令 u z U z e x p[i k x - w t] h h x,z,t W z ex p[i kx - t] 令ω 为 ω ω 1 U z - W ' 则有 ? ? ? h k x ,W z i k 为 方向的波数 为垂向变化率 ? W z 即有 将? 代入式? 中得 应满足的方程 2 W'' z -k W z 0 ? 采用刚性边界条件,在目前的坐标系下,它为46 沉积与特提斯地质 2 w a 。 时就可以搬运沉积物 若两层流体之水平速度的 c h[k d - z], d1? z ?0 1 - s h k d 1 深度平均值也不相等,则薄层的速度大于厚层的速 U h z w a , , , 度使两层流体的体积通量值相等 方向相反 保持 c h[k d + z], 0? z? -d 2 2 s h k d 2 。 通过从海底的整个截面的通量为零 由? 式 ? ?? 和 ? ? ? ? ? 得,上下层之垂向运动之相位相同。 与表面波一 最后得 样,垂向速度的相位比垂向位移的相位超前π /2。 水平速度 uh z , 下层水平流速与垂向位移具有相同的位相 而上层 w a, 则相反 故在波峰和波谷处具有最大的水平速度而 c h[k d - z] ex p[i k x - w t], 1 -s h k d 1 垂向速度则为零,在峰谷间的中点处具有最大的垂 d z 0? ? 1 向速度,峰前为上升流,峰后为下沉流。 通过两个w a不同密度水层界面上 内波传播特征的重要参数 ξ c h[k d + z] ex p[i k x - w t], 2 s h k d 2 x,z,t,W,U z 及其物理意义为内波传播规 h0? z? -d 2 律和内波传播方向与沉积物搬运方向之间的关系 ? ? ? 做出了定量解释与描述 图2 。 x,z,t 波动位移ξ as h[k d - z] ex p[i k x - w t], 1 s h k d 1 d? z? 01 ? ? ?as h[k d + z] ex p[i k x - w t], 2 s h k d 2? 0? z? -d 2 垂向速度 W i w as h[k d - z] ex p[i k x - w t], 1 -s h k d 1 d? z? 01 图2 两种密度水层界面上的简单的前进内波的运动情况i w as h[k d + z] ex p[i k x - w t], Fig. 2 Movement oftheprogressiveinternal w avealong the 2 s h k d 2 w aterinterfaceofdifferent densities? 0 z -d ? ? 2 2 . 2 结论 ? ? ? 在湖泊和半封闭水体中的内波可呈现为驻波, 通过上面推导得到内波传播特征的重要参数, 但在海洋中,内波一般表现为前进波。 通过上面两 可以看出在这种最简单模型下内波的传播规律 图 个不同密度水层界面上内波的传播特征及定量解 2 , 和一些基本物理性质 由? 式 ? ? 得 波动振幅在界 , 释可知在两种不同密度水层之间的前进波 水运 面处有极大值 a,随着距界面的距离增大,它以双曲 动的理想情况如图2 所示。 从上下两层不同密度的 , 。 正弦形式递减 到自由表面及底面减为零? 由 ? ? 得 流体来看,两层流体之水平速度方向相反,流速平 。 垂向速度的振幅具有同样的变化规律 由于波动 , , 均值不相等 薄层的速度大于厚层的速度 使得两 振幅代表波动能量的强弱,可以看出内波在传播过 , 层流体的体积通量值相等 保持通过海底的整个截 程中垂向上的能量随着距界面的距离增大以双曲 [9-10] 面的通量值为零 。 波峰处和波谷处水质点的运 正弦形式递减,到自由表面及底面减为零。? 由 ? ? 式 , “ ” 动方向相反。 在密度界面之上,波谷处水的运动方 可知 水平速度的振幅呈现出 出乎意料 的变化规 , 向与内波传播方向相同 波峰处水的运动方向与内 律在界面处虽然上下层都具有最大振幅 但其方 。 , 向相反 界面为水平流速的间断面,随着至界面的 波传播方向相反 而在密 度界面之下 情况则相 , 反,波峰之下水的运动方向与内波传播方向相同, 距离增大以双曲余弦形式减小 在自由表面及底面 , 它并不为零,所以内波在传播过程中水平方向上的 波谷之下则相反 而波谷 相对于波峰更接近于海 , , , 能量随着距界面的距离增大以双曲余弦形式减小 底 即波谷处截面积较小 故波谷下方的流速较波 , 峰下方的流速大,越容易形成与内波传播相反方向 在自由表面及底面它并不为零 于是它在底面传播2012 年 2 内波、内潮汐沉积形成过程中内波传播方向与沉积物搬运方向相反的定量解释 47 , , 、 的单向优势流动 这种单向优势流动搬运沉积物的 之间的关系 对于弄清内波 内潮汐沉积特征的形 总趋势与内波的前进方向相反。 成机理和识别现代海洋和古代地质记录中的内波、 。 对于这种与内波传播方向相反的单向优势流 内潮汐沉积均具有非常重要的意义 ,动能否形成 还应考虑内波波动界面 密跃面 与海 [11] 底沉积物之间的距离 。 当内波波动界面与海底 参考文献 沉积物距离很大时,内波对海底沉积物的改造作用 [1] LAFOND EC. InternalWaves[C]. HillM N. TheSea,Volume , 是微乎其微的 无足够的能量向内波前进方向的反 1. London Wiley Interscience,1962 . 731 - 751. 方向搬运沉积物 随着内波波动界面越接近于海底 [2] 高振中,何幼斌,罗顺社,郭建华. 深水牵引流沉积 - 内潮汐、 沉积物,内波引起的底流水平流速越大,形成的与 [M]. , 1996. 内波和等深流沉积研究 北京 科学出版社 。 内波传播相反方向的单向优势流动的能量越强 [3] , . [M]. 何幼斌 王文广 沉积岩与沉积相 北京 石油工业出版 社, 2007 . 这种单向优势流动的能量强弱也是随着与海底距 [4] 方欣华,杜涛.海洋内波基础与中国海内波[M]. 青岛 中国海 离的减小而增大的,当与海底距离减小到一定的数 洋大学出版社, 2005. 值时,此单向优势流动就有足够的能量向内波前进 [5] , , . 、 晋慧娟 李育慈 方国庆 西秦岭古代地层记录中内波 内潮汐 。 、 的反方向搬运海底沉积物 所以内波 内潮汐沉积 [J]. , 2002, 20 1 80- 84. 沉积及其成因解释 沉积学报 在形成过程中沉积物搬运方向与内波传播方向 [6] GAO ZHENZHONG,ERIKSSON K A. Internal-tidedepositsinan Ordoviciansubmarinechannel Previously unrecogniz edfacies[J] 相反。 Geology, 1991,19 7 734- 737 . 3 研究意义 [7] GAO ZHENZHONG,ERIKSSON K A,HEYOU BIN et al. D eep- Water Traction Current D eposits - A Study ofInternal Tides, 海洋学调查成果说明,内波在海洋内部普遍存 Internal Waves,Contour Currents and Their D eposits[M]. 在,海底峡谷、 沟道和海底斜坡、 平台上均可以形成 BeijingandNew York SciencePress, 1998. 。 , , 1990 [8] 王青春,鲍志东,贺萍. 内波沉积中指向沉积构造的形成机 理 内波沉积 在沉积学方面 起步则较晚 直到 [J]. , 2005, 23 2 255 - 259. 沉积学报 年高振中等在研究美国阿巴拉契亚山脉中段奥陶 [9] , . 、 [J]. 何幼斌 高振中 内潮汐 内波沉积的特征与鉴别 科学通 系时,才识别出了古代地层中的内波、 内潮汐沉 报, 1998, 43 9 903 - 908. [6] 积 。 此后,中国学者在地层记录中的内波、 内潮 [10] 徐肇廷. 海洋内波动力学[M]. 北京 科学出版社, 1999. , 汐沉积研究方面做了积极的工作 先后在国内的塔 [11] 王青春. 与内潮汐作用方式[J]. 海洋地质动态,2005,21 [12] [13] [14] TZ30 、 、 、 12 10- 13. 里木盆地 井 浙江桐庐 塔中地区 [12] , , , . TZ30 高振中 彭德堂 刘学锋 等 塔里木盆地 井中上奥陶统 西秦岭以及国外的北大西洋洛克尔海槽东北部等 [15] 内潮汐沉积[J]. 江汉石油学院学报, 1996, 18 4 9 - 14. 、 , 地区的古代地层中发现了内波 内潮汐沉积 取 [13] 何幼斌,高振中,李建明,等. 浙江桐庐晚奥陶世内潮汐沉积 。 得了一些成果和认识 但并没有及时地将海洋物 [J]. 沉积学报, 1998, 16 1 1 - 7 . 理学的相关研究成果应用在内波、 内潮汐沉积的研 [14] , , , . 、 高振中 何幼斌 张兴阳 等 塔中地区中晚奥陶世内波 内潮 究中,对内波、 内潮汐沉积特征进行定量分析和 [J]. , 2000, 18 3 400- 407 . 汐沉积 沉积学报 [15] 张兴阳,高振中,姚雪根. 北大西洋洛克尔海槽东北部内波沉 。 解释 积[J]. 沉积学报, 1999, 17 3 464- 472 . 、 本文及时地海洋物理学中关于内波 内潮汐传 [16] 佟彦明,何幼斌,朱光辉. 内波、 内潮汐沉积类型及其油气意 播特征的相关研究成果应用在内波、 内潮汐沉积的 [J]. , 2006, 12 2 39 - 45. 义 海相油气地质 , 研究中 正确认识内波传播方向与沉积物搬运方向