当海洋中底层水流流速大于沙粒的起动流速时，底砂就会运动并侵蚀海底，从而塑造成各种侵蚀沟槽和模痕等负向底形，或者堆积成各种凸起的底形.底形概念由Allen(1961)提出“forms of bed”，并最终形成“bedforms”.各种尺度的沙丘(Dunes)和沙波(Sand Wave)等称为横向底形(Transverse Bedforms).纵向底形(Longitudinal Bedforms)指平行于底流平均方向，包括纵向沙漠沙丘，河、海床上的沙带(Sand Ribbons)，与波浪作用相关的线性形式等(Allen，1982).Simons和Richardson(1966)根据弗劳德数，研究认为底形的演化顺序为：平坦底床、沙纹、沙丘、过渡或退却沙丘、平坦底床、逆行沙丘驻波、逆行沙丘碎波、急滩与深潭.Cartigny将底形依据雷诺数、维德尼柯夫数、流速、粒径和沉积床底的可移动性分为沙纹、沙丘、过渡的平坦河床、逆行沙丘、急滩与深潭、周期阶坎等(Cartigny et al, 2011)，Dey(2014)总结底形类型时未涉及周期阶坎.深海底形的沉积特征可以解释底流流向、流速和沉积物输运状况，对海底电缆、油气管线的设计、油气勘探平台的安全等具有极其重要的价值.

沙丘是底形的一种，沙丘在很多地区被发现，普遍存在于河流、河口和浅海环境(Ashley，1990；Dalrymple and Hoogendoorn, 1997；Knaapen et al, 2001；Zheng et al, 2016；张华庆等，2016；钱宁和万兆慧，2003; 程和琴等，2004；杜晓琴和高抒，2012).前人研究表明南海北部水深80~250 m范围内发育的水下沙丘波长在15~250 m之间，波高仅0.3~3 m(冯文科等，1994；王文介，2000；吴建政等，2006；栾锡武等，2010；张晶晶等，2015).虽然前人对南海北部水下沙丘进行了大量的研究，但大多集中在南海北部陆架区域，较深处的东沙海域则由于缺乏数据，研究极少.东沙海域深水沙丘的尺寸要比南海北部陆架区域发育的水下沙丘的大得多，研究区域水下沙丘的波长范围则在55~510 m之间，波高最大可达20 m，最小也有1.5 m，并且研究区的水下沙丘脊线的展布方向为NE-SW(耿明会等，2017).

前人对水下沙丘形成机制的研究，以实验室模拟(Venditti et al, 2016; Perillo et al, 2014)、数值模拟(Kwoll et al, 2016; Doré et al., 2016)和现场观测研究居多.若观测地点在河口海岸等近岸区域则结合水文数据(Hendershot et al, 2016)，若是在较深海区则基于现场观测点数据(Luan et al, 2010)研究潮汐、内波、海浪等对沙丘底形形成的影响.随着测量仪器精度和研究方法提高，更多水下沙丘精细结构或新型沙丘相继被发现(Knaapen et al, 2001; Barnard et al, 2011; 马小川，2013; 郑树伟等，2016)，现有的水下沙丘特征及形成机制不足以解释新型沙丘.因此，新型沙丘的发现对促进沙丘研究具有十分重要的科学意义.文中涉及到的网状沙丘，在陆地风成沉积中被称作格状沙丘，前人研究表明其是在两个近乎相互垂直方向的风作用下形成的(Zhu et al, 1980; Yang et al, 2004, 2012).而水下沙丘中鲜有涉及，本文首次发现网状水下沙丘.

我们依据现有南海北部陆坡的多波束测深数据，并结合地震海洋学等资料以及南海北部陆坡深水沙丘底形相关的文献(Reeder et al, 2011；陈江欣等，2016；耿明会等，2017)，总结南海北部东沙海域深水沙丘底形形态分布特征，分析这些沙丘的水动力成因.本文尝试从海洋快照角度(地震海洋学)，从断面中研究水下沙丘上方的水层结构、多波束测深的水下沙丘和反射地震成像的地层之间的耦合关系，结合遥感数据，重点讨论网状沙丘的特征分布和形成机制.本研究丰富了水下沙丘形态类型，且在陆坡底沙运动及工程应用中具有重要的价值.

本文主要利用多波束测深数据和地震海洋学方法，并结合遥感资料研究南海东北部水下沙丘底形(图 1).

图 1

Fig. 1

图 1 南海北部东沙海域沙丘底形多波束与地震测线分布 Fig. 1 Shows distribution of subaqueous sand dunes by multi-beam bathymetry and multi-channel seismic data in the Dongsha region of the northern South China Sea

多波束测深数据由广州海洋地质调查局采集，数据经过精细处理，有效消除噪点后，得到如图 2、3b、4c、4e、5d和5e所示的多波束测深图，清晰地揭示了海底各种底形特征.本文所使用的是100 m×100 m网格的高分辨率水深数据，水深测量准确度平均值约为0.3%.

图 2

Fig. 2

图 2 位于200 m和400 m等深线间的平行沙丘多波束图 Fig. 2 Shows parallel dunes based on 200 m and 400 m isobath

图 3

Fig. 3

图 3 东沙环礁东北部波状沙丘地震剖面(a)、多波束图(b)及其解释(c、d) Fig. 3 Multi-channel seismic reflection section (a), multi-beam bathymetry (b) and interpretation (c, d) of wavy dunes to the northeastern Dongsha Atoll

图 4

Fig. 4

图 4 (a) 测线L6反射地震剖面，自东沙台地至陆坡方向，海底依次发育网状沙丘(绿色虚框)、平行沙丘(黄色虚框)、可能的平行沙丘(黑色虚框)；(b)绿色虚框的放大图，显示网状沙丘上方高频波动的内波；(c)绿色虚框处网状沙丘的多波束地形图；(d)黄色虚框的放大图，显示平行沙丘上方的杂乱反射，黑色箭头为小断层形成的小凹陷；(e)黄色虚框处揭示平行沙丘的多波束地形图，且凹槽位置与反射地震位置相对应，多波束图像中的黑色实线为对应地震测线 Fig. 4 Shows line 6 seismic reflection section, reticular dunes (green virtual box), parallel dunes (yellow virtual box) and likely parallel dunes (black virtual box) are developed in turn from the Dongsha platform to the upper continental slope; (b) is an enlarge view of the green dashed rectangle, that is the high-frequency oscillating on the upper dunes; (c) the green dashed rectangle shows the muti-beam bathymetry of the reticular dunes; (d) is an enlarged view of the yellow dashed rectangle, that is chaotic reflection above the parallel dunes. The black arrows are the depression formed by the small fault; (e) shows the multi-beam bathymetry, and the depression position corresponds to the seismic reflection position. The black solid line is the seismic line in the multi-beam bathymetry Shows line 6 seismic reflection section, reticular dunes (green virtual box), parallel dunes (yellow virtual box) and likely parallel dunes (black virtual box) are developed in turn from the Dongsha platform to the upper continental slope; (b) is an enlarge view of the green dashed rectangle, that is the high-frequency oscillating on the upper dunes; (c) the green dashed rectangle shows the muti-beam bathymetry of the reticular dunes; (d) is an enlarged view of the yellow dashed rectangle, that is chaotic reflection above the parallel dunes. The black arrows are the depression formed by the small fault; (e) shows the multi-beam bathymetry, and the depression position corresponds to the seismic reflection position. The black solid line is the seismic line in the multi-beam bathymetry

图 5

Fig. 5

图 5 (a) 测线L7反射地震剖面; (b)图a中绿色虚框的放大图，沙丘上方发育高频振动的内波，且波长与下方沙丘波长相当; (c)图a中黄色虚框的放大图，沙丘上方先发育一条连续的同相轴，其下是倾斜杂乱反射，最下部又为平行反射; (d)图a中①区发育的网状沙丘多波束地形图，其中黑色直线为地震测线L6的位置; (e)图a中②区发育的平行沙丘多波束地形图，其中黑色直线为地震测线L7的位置 Fig. 5 (a) Seismic reflection section of line 7; (b) Is an enlarged view of the green dashed rectangle in the figure a. the internal wave of the high-frequency fluctuation is developed upper the sand dunes, and its wavelength is equal to the wavelength of the sand dunes; (c) Is an enlarged view of the yellow dashed rectangle in the figure a. the water column upper the sand dunes is followed by a continuous seismic events, oblique chaotic reflection, parallel reflection; (d) Multi-beam bathymetry of reticular dunes in the area ① of the figure a. The black line is the location of the seismic line 6; (e) Multi-beam bathymetry of parallel dunes in the area ② of the figure a. The black line is the location of the seismic line 7

地震数据由广州海洋地质调查局资料处理所提供，由“探宝号”在2009年采集取得，采集参数如下：震源容量是3810/5080 in³ (1 in=2.54 cm)，采样率是2 ms，炮间距25 m，道间距12.5 m，CDP间距6.25 m，最小偏移距250 m，结果如图 3a、4a和5a.处理过程与常规反射地震数据处理基本相同，更具体的流程可参考地震海洋学数据处理流程(Ruddick et al, 2009；拜阳，2014).

遥感数据基于前人的研究文献，如图 8a、8b和9所示，内孤立波信号在遥感影像上表现为明暗相间的一系列条纹(Hasselmann et al, 1985).

图 8

Fig. 8

图 8 SAR遥感图，显示复杂的东沙环礁附近的内波，包括正在传播的内孤立波、折射波、反射波、内波间相互作用；黑色虚线指示折射内孤立波波前位置，虚线椭圆显示发生明显波-波相互作用的地方(据Liu et al, 2008修改) Fig. 8 A SAR image showing the complicated wave field near the Dongsha Atoll. Incoming Internal Solitary Waves (ISWs), refracted multi-wave packets, reflected single ISW, Wava-wave interactions, and shoaling waves can be clearly spotted on the image. The two dashed lines indicate the position of the leading wave in the refracted ISW packet. The dashed ellipses show where pronounces wave-wave interactions take place according to (Liu et al, 2008) modified

由于水下沙丘通常发育在一定坡度的地形上，因此在进行数据统计时要考虑到地形坡度对其影响，按照耿明会等(2017)方法计算波长和波高.

本文中的研究区位于南海北部陆缘.构造单元上，南海北部陆缘包括北东、北东东向的两个次盆地和三个隆起带.地形上，南海北部陆缘又可分为三个部分，自北西向南东依次为陆架区(200 m水深以内)、上陆坡区(200~2000 m水深之间，平均坡度为2.46°)和下陆坡区(2000~3000 m水深之间，平均坡度为0.86°)，大于3000 m水深处则为洋盆(Yu and Huang, 2009).

东沙隆起在北部以一个倾向北西的正断层为界，在南部以一个倾向南东的正断层为界，薄的晚新近纪陆架层序(双程走时＜1.0 s)直接覆盖在新生代玄武岩和晚中生代岩浆岩和变质岩基底上.东沙海域是由呈北东-南西方向延伸的构造隆升带和坳陷带组成，东北面与台西南盆地等构造单元相邻，在地形上表现为地质单元的自然延伸(Huang et al, 2001；Li et al, 2008).

该区域新生代沉积层厚度变化很大，在陆架区超过3 km，厚者可达6 km；在东沙隆起区最薄不足2 km，而在东沙隆起南侧的下陆坡厚达6 km，在海盆边缘则减薄至3 km(阎贫和刘昭蜀，1996).前人研究表明，晚新生代期间该区经历了二次重要的构造运动，尤其流花运动使该区域产生断裂和褶皱(吴时国等，2004；陈江欣等，2017)，图 4d、5a所示剖面位于东沙隆起区，地层内部发育构造作用形成的断层，断层带的浅部由于构造和剥蚀作用，形成一些限制性环境，如小凹陷、洼地、陡坡、冲刷条带等，一方面提供了充足的沉积物，另外一方面形成了较强的水动力环境，二者为水下沙丘的形成提供了必要的条件.

在南海北部东沙海域，海底沙丘按照空间分布形态分为:平行沙丘、波状沙丘和网状沙丘.具体不同沙丘类型的环境参数见表 1.

表 1 Table 1

表 1 东沙海域不同沙丘类型的环境参数对比 Table 1 Comparison of environmental parameters of different types of dunes in Dongsha region 类型 网状沙丘 波状沙丘 平行沙丘 测线 L6 L7 L13 L6 L7 L13 坡度 0.13° 0.35° 0.82° 断层、凹槽 平缓凹陷内 0.82° 深度/m 352~412 360~420 379~422 712、1125~1200 600 447~525 水层 高频震荡 高频震荡 高频震荡 杂乱弱反射 平行、杂乱 超覆至海底

表 1 东沙海域不同沙丘类型的环境参数对比 Table 1 Comparison of environmental parameters of different types of dunes in Dongsha region

在东沙海域有大量的沙丘底形，大部分地貌特征为波状起伏特征，脊线略有弯曲，NE-SW向展布，基本平行于等深线(图 2).因为这种沙丘的脊线延伸方向基本一致，所以称之为平行沙丘.如图 1所示，根据地震与多波束图的比对，2009年多道地震航次地震剖面上识别的沙丘大部分为平行沙丘，其分布的深度范围较大，从几百米至几千米，坡度变化也较大，多分布在限制性环境中，如断层附近、凹槽及冲刷条带.平行沙丘上部的水层反射在水深较浅处呈现平行反射，较深处则呈现杂乱弱反射，在较陡斜坡处超覆于海底，具体平行沙丘的环境参数见表 1.

在东沙海域东北部距东沙环礁170 km，水深约为400 m处，发育波脊线弯曲的波状沙丘(图 1，图 3).从多波束测深剖面看(图 3d)，447~525 m水深处发育37组沙丘，平均波长为108 m，平均波高为1.9 m，平均水深为488 m.379~422 m水深处发育15个沙丘，平均波长为208 m，平均波高为4.5 m，平均水深为398 m.从多波束平面图上看(图 3b)，在水深较浅的NW方向，发育波状沙丘，且波长较大；在水深较深的SE方向，发育平行沙丘，波长较小.波状沙丘与平行沙丘不同，其波谷线/波脊线方向有波动.如图 3c所示，沙丘波脊线延伸方向为NE-SW，波谷线波动的连线方向为NW-SE.

L13地震测线位于一个坡度变化平缓的陆坡上，平均坡度为0.82°.从地震海洋学剖面上可以看出(图 3a)，水深约450 m处是一个分界线，较浅处海底上方的高频内波视波长约为200 m，贴近海底的高频内波波长与下方的水下沙丘波长相当.水深较深处海水层反射呈现上超，超覆于海底.从地震剖面上看，沙丘下覆地层被剥蚀，与沙丘底面呈削截关系(见图 3a).另外从多波束平面图(见图 3b)也可看出该区域处于一个冲蚀条带内，栾锡武等(2010)研究认为该冲蚀条带是现代海底在更强烈的剥蚀条件下形成的海底冲蚀地形，因此可以认为剥蚀地层为水下沙丘的形成提供了充足的沉积物.

本文称脊线延伸方向为两个甚至多个方向延伸交错的沙丘为网状沙丘.在东沙海域东北部距东沙环礁约50 km，水深约为375 m处，发育网状沙丘(图 1, 4, 5).该区域网状沙丘的脊线延伸方向至少有两组，当有两组时发育四边形沙丘，更多方向时则发育五边形，六边形等多边形沙丘.现有证据表明网状沙丘的两组脊线总是同时形成的(Allen，1982).

从多波束平面图上看，该片网状沙丘位于东沙环礁的东北部，且位于NNE走向的一条冲刷条带内，图 1显示只有测线L6、L7两条测线穿过网状沙丘区域，沙丘的形态有四边形、五边形、六边形等多边形，沙脊延伸方向除了背景NE走向，还存在其他方向.

从地震剖面看，测线L6(图 4a)位于上陆坡，坡度变化较大.在网状沙丘区域较为平缓，坡度为0.13°.水深412 m处是一个分界线，较深处海水层超覆于海底，其上海水层发育两种反射结构(图 4b)，其中内波波长变化较大的部分，内孤立波从下凹型转变为上抬型，逐渐与地形耦合；内波振幅较小的部分，内波波动频率较高，内波波长与下方的水下沙丘波长相当.测线L7(图 5a)从SE至NW延伸，在网状沙丘区域地形较平缓，坡度为0.35°.在水深为360~420 m处，剖面上发育约40组沙丘，沙丘波长范围约为200~575 m，并且沙丘区中间区域波高明显高于两侧，可能指示中间区域的水深较适合网状沙丘的发育，内波建设性强.而深度较浅处，内波影响较大，以破坏性为主；深度较深，内波影响较弱.而海水层部分自海底至上200 m范围内发育高频震荡内波(图 5b)，共发育8条反射同相轴，反射同相轴的高频波长约为350 m，与下覆海底沙丘波长相当.在该测线的SE方向，水深约为600 m处，发育平行沙丘(图 5e)，沙丘脊线延伸方向为NE-SW向，沙丘上方发育连续反射、倾斜杂乱反射、平行反射(图 5c)，可能指示该处水深较大，内波影响较小.在该沙丘区的远离陆架方向水层中发育一个明显的第二模态内孤立波，内孤立波波高自上而下依次变小，在约450 m深处，内波波形平缓，指示该内波对下覆水层影响较弱，也从侧面证实其对下方沙丘的直接影响较小.但是平行沙丘上方的水层反射中发育一个近75 m高的倾斜反射结构，指示该处底流流速较大，而高流速很可能是底流和崎岖沙丘底形耦合的结果.网状沙丘发育在坡度较为平缓，水深为352~420 m处，沙丘上方的水层呈现高频震荡，具体网状沙丘的环境参数见表 2.

表 2 Table 2

表 2 东沙海域不同沙丘类型的对比 Table 2 Comparison of different types of dunes in Dongsha region

表 2 东沙海域不同沙丘类型的对比 Table 2 Comparison of different types of dunes in Dongsha region

对于上述网状沙丘区，为进一步分析其成因，提取其波谷线信息(图 6)，将沙丘走向信息绘制成走向玫瑰图(图 7).沙丘波谷线延伸的走向玫瑰图显示沙丘主要有三组延伸方向，分别为SN、EW和NE-SW.从统计的走向玫瑰图看，NE-SW、SN两组走向显著且分布范围较广，与前人研究结果(耿明会等，2017)吻合.但该区域还存在EW方向波谷线.

图 6

Fig. 6

图 6 网状沙丘多波束测深图及其波谷线提取图 Fig. 6 Multi-beam bathymetry of reticular sand dunes and its trough extracted line

图 7

Fig. 7

图 7 网状沙丘波谷线延伸方向走向玫瑰图 Fig. 7 Rose diagram plot of the trough line orientations of the reticular dunes

平行沙丘可能的形成机制为，东沙海域NW向传播的内波引起SE向的优势流动，冲蚀海底表面沉积物，形成了这种大范围分布的水下沙丘.波状沙丘可能的形成机制为东沙海域NW向传播的内波在接近东沙环礁等较浅地形时，由于内波传播速度的不均匀性，沙丘底形要使得底流所受阻力最小，使得沙丘沿波峰线方向也有波动，地形与水流保持和谐.

而复杂的网状沙丘，则需要通过多波束资料，依据地震海洋学剖面，结合遥感资料分析其成因.东沙环礁附近遥感图像发育一系列明暗相间的条纹，如图 8，9a和9b所示，这些条纹是内波(主要是大振幅非线性内波——内孤立波)的体现(Liu et al, 1998).遥感图像揭示，内波的传播速度是不均一的，且在东沙环礁的东北侧发育衍射内孤立波，在西侧发育折射内孤立波、以及波-波相互作用(图 8).从地震海洋学剖面上看，在网状沙丘上方的水层发育高频震荡的内波(图 9c、图 9d)，而高频震荡内波很有可能是多方向内孤立波干涉作用的一种表现.

图 9

Fig. 9

图 9 (a) 东沙海域SAR遥感图像，白色方框内为衍射内波波前(据Alpers et al, 2010修改); (b)东沙海域SPOT-5遥感图像，白色虚线显示折射内波波前，虚线椭圆显示发生明显波-波相互作用的地方(据Liu et al, 2008修改); (c)测线L7地震海洋学剖面图像; (d)水层反射地震解释图; (e)网状沙丘多波束测深图，图中的蓝线即为图 1中测线L7 Fig. 9 (a) Shows SAR remote sensing image of Dongsha region according to (Alpers et al, 2008) modified; (b) Shows SPOT-5 remote sensing imagine of Dongsha region according to (Liu et al, 2008) modified; (c) Seismic oceanographic section image of seismic line 7; (d) Water column seismic reflection interpretation diagram; (e) Multi-beam bathymetry of reticular dunes, and the blue line is the line 7 in the Fig. 1

前人研究表明西向传播的内波有E-W和SE-NW两个传播方向，E-W和SE-NW向传播的内孤立波引起的W-E和SE-NW向的近海底底流，冲刷海底底层，剥蚀出充足的沉积物颗粒，从而形成N-S和NE-SW走向的水下沙丘(耿明会等，2017).这一点在沙丘走向风玫瑰图(图 7)中也得到进一步证实.值得一提的是，海底另外还发育东西走向的沙丘.这个方向的沙丘很有可能是从洋盆传播来的内孤立波遇到东沙环礁会有一个向北的衍射，S-N向传播的内孤立波引起N-S向的近海底底流，冲刷、剥蚀泥沙，从而形成E-W走向的水下沙丘.沙丘脊线延伸走向玫瑰图也佐证了此可能性.多个走向的沙丘综合在一起形成了多边形网状沙丘.

水深、坡度对于网状沙丘的形成至关重要.东沙海域网状沙丘发育在东沙海域东北部距东沙环礁50 km，水深约352~420 m之间，坡度平缓，且发育在冲刷条带内.波状沙丘发育在东沙海域东北部距东沙环礁约170 km，水深约300~422 m之间，坡度较为平缓.波状沙丘与网状沙丘相似的是两者上覆水层均发育高频震荡的内波，内波波长与下覆沙丘波长相当.平行沙丘分布范围较广，受深度限制较小，坡度变化范围较大，在断层，凹陷、转折带等限制性环境中发育较多，充足的沉积物供应和必要的水动力环境是形成沙丘的两个重要因素，因为在限制性的环境中海底底流流速较快，加之沉积物的冲刷剥蚀最终形成沙丘.

网状沙丘仅发育在东沙海域东北部距东沙环礁50 km处，即特定的区域，深度和坡度，详见表 1总结和图 1网状沙丘发育区域.内波干涉区域除了东沙环礁的东北部，西部也有，但是西部水深较浅，内波可能以破坏性为主；在东沙环礁的东北部发育网状沙丘，而在同一条测线的向海盆延伸方向(图 4)，水深600 m的位置却发育平行沙丘，地震海洋学剖面显示在水深450 m的位置处，内波波形变得宽缓，显示该内波对较深水域影响较小，自然能影响的底流流速有限，因此内波对352~420 m水深处的网状沙丘以建设性为主.另外较为平缓的坡度也是沉积物聚集的保障，该处的坡度较上陆坡平均坡度偏小.

在南海巴士海峡潮汐与地形相互作用内潮形成内(孤立)波，经南海东北部海盆向西传播，而后在陆坡陆架处浅化、分裂并破碎.在南海东北部海盆内由于海水较深，地形对内孤立波的影响较小，以基本不变的波速西向传播.当内孤立波西向传播至东沙海域，水深变浅，内孤立波浅化.上陆坡会影响内孤立波的传播，使得内波传播速度不均匀，内孤立波继续西向传播，遇到东沙环礁等局部地形障碍，会发生衍射(图 9a)和折射(图 9b)，而以东沙环礁为点源的衍射内(孤立)波与后续海盆传播而来的内(孤立)波在东沙环礁的东北部相遇产生干涉(图 8)，折射的内(孤立)波在东沙环礁的西侧产生干涉(Guo and Chen, 2014).而在水层中，衍射或折射内(孤立)波会形成更多方向的优势流，多方向的优势流产生波-波干涉，在水体中形成高频震荡.下覆泥沙会与上覆水层震荡相互耦合，最终形成网状沙丘.

本文主要依据南海北部陆坡现有的多波束测深数据，并结合地震海洋学资料等研究东沙海域的深水沙丘的特征.按照空间分布形态将该区域沙丘分为网状沙丘、波状沙丘、平行沙丘三种类型.主要结论有：(1)发现特殊的海底底形——网状沙丘.在东沙海域东北部距东沙环礁50 km，水深352~420 m范围内发育网状沙丘.该处网状沙丘脊线沿三个方向(NS、EW和NE-SW向)展布，NS和NE-SW方向为原来该处沙丘的背景走向.而EW向沙丘则指示向北传播的内孤立波引起的向南的近海底底流，冲刷海底底层，剥蚀出充足的沉积物颗粒，从而形成EW走向的水下沙丘; (2)分析了网状沙丘和波状沙丘上方的水层结构.利用地震海洋学方法发现其上方的水层是高频震荡的，高频内波波长与下方沙丘波长相当，呈现耦合状态; (3)探讨了网状沙丘的形成机制.内(孤立)波在西向传播的过程中，至东沙海域，水深变浅，遇到如东沙环礁局部地形障碍，产生以东沙环礁为点源的衍射内(孤立)波，其中向北传播的内(孤立)波与后续传播的内孤立波在东沙环礁的东北部相遇，内(孤立)波间产生干涉，多方向的内(孤立)波传播会引起多方向的优势流，水体形成震荡，最终使得海底发育多边形网状沙丘.东沙海域仅有东沙环礁东北部这一特定区域发育网状沙丘，原因在于内(孤立)波对特定区域、深度、坡度的网状沙丘才有建设性.只有内(孤立)波干涉区才会形成多方向优势流，只有水深在350~420 m范围深度内(孤立)波对网状沙丘才具有建设性作用，过浅，则具有破坏性；过深，内(孤立)波影响力较小，仅有该处发育网状沙丘表明该处是现代沉积物供应和水动力相适应的结果.