2025, Vol. 55
内波是一种发生在密度稳定层化海水内部的波动。在过去的20年间，借助于合成孔径雷达观测，全球范围内大量内波生成的热点区域被陆续发现[1-3]。经典的潮地作用认为，正压潮经过陆架坡折会生成具有潮周期的内波，即内潮。通常SAR图像中观测到的内孤立波是由内潮经非线性演变得到，近惯性内波对应频率接近当地惯性频率的一种内波也常被观测到，近惯性内波的生成与海洋中的惯性震荡有关。但对于南北极来说，由于常年存在的海冰、较高的纬度等因素使得内潮波和近惯性内波的传播受到阻碍。此外由于极地地区开展现场观测十分困难，种种原因导致了南北极内波相关的研究十分匮乏。
MaPhee和Woodgate[4]认为，北极较弱的潮汐、表面流以及常年存在的海冰使得海面以上的动能无法传递到海洋内部，导致该区域不常见内波。Pinkel等[5]还发现，内波经过冰海界面反射能量急剧衰减。Rainville和Woodgate[6]指出，北冰洋夏季海冰的消退会在陆架附近以及一些深水区域观测到内波。Lawrence等[7]指出海表浮冰的运动能够生成近惯性内波。Zhang等[8]进一步利用MITgcm海洋模式模拟了北冰洋海冰冰脊下内孤立波的传播过程，研究结果表明内孤立波和海冰相互作用会导致内孤立波更加不稳定，进一步破裂成具有更高湍耗散率的次级波，该过程能够引起周围海冰的迅速融化。Dosser等[9]揭示了北极地区一种内波-海冰的正反馈机制，海冰范围减少使得海面风场得以向内波场传输能量，通过促进垂向混合，进一步加速海冰融化。此外，有研究表明格林兰海局地海洋涡旋同样能够生成内波[10]。
历史上在南极开展的内波研究相对较少。Cyriac等[11]针对南极极锋和亚南极锋面之间一小片区域的研究表明，局地风场、平均流和地形相互作用是该区域观测到的内波的主要生成机制。Levine等[12]分析了威德尔海以西部分海域(52°W—58°W, 64°S—72°S)的冰下观测结果，发现越靠近陆坡内波，能量密度越接近GM谱。此外对区域混合的参数化估计显示内波引起的垂向热通量仅有1 W·m-2。但需要指出的是该项研究距今已过去20多年，并且当时采用的参数化估计不够准确，其结果有待商榷。Khimchenko等[13]基于布兰斯菲尔德海峡一处锚定浮标的观测结果表明当地的全日内潮的振幅可达40 m。
综上所述，极地地区的内波运动常伴随着海冰消融过程，因此其对于全球海平面及气候变化的影响有重要意义。并且相较于中低纬度地区，极地地区生成的内波不仅生成机制多样，而且其与海冰的相互作用过程也较为复杂。本研究初期使用了大量SAR观测数据对历史上少有内波研究的威德尔海展开调查，结果发现，位于威德尔海北侧、南极半岛东北侧的南奥克尼海台南侧的一处峡谷是个未曾发现过的内孤立波生成热点区域。南奥克尼海台作为南奥克尼群岛的陆架延伸部分，群岛中心经纬度为60°35′S, 45°30′W，处于南极绕极流和威德尔海流涡之间。近年来在南奥克尼群岛附近开展的物理海洋研究也主要集中在水团和环流结构[14-15]。值得注意的是Bakueva和Kozlov[16]的工作，作者基于哨兵一号卫星开展了整个南大洋的内波研究，研究表明卫星观测到的短周期内波主要集中在德雷克海峡、南极半岛东北陆坡以及英联邦海陆架三处区域，该研究同样表明了南奥克尼海台附近呈现较强的内波海表信号，但未深入研究该区域内波的生成机制和传播特征。因此本研究拟用长达9年的哨兵一号SAR观测数据，高精度地形数据以及全球潮流模式，揭示南奥克尼海台附近内波传播特征和背后的生成机制。
1 数据和方法 1.1 数据介绍 1.1.1 卫星遥感数据本研究所用的SAR产品对应哨兵1A/1B卫星于2015—2023年夏季在南奥克尼群岛附近的观测结果，哨兵1A/1B两颗卫星均搭载了先进的C波段合成孔径雷达，具备多种扫描模式，在两级的扫描模式默认为超宽刈幅模式，该模式牺牲了一定空间分辨率以换来更大的观测范围。此外，卫星在南极区域的重复周期为1~3 d，经人工识别共64副SAR产品包含明显的内波信号并被用于本研究。需要注意的是人工识别的精度有限并且SAR产品本身分辨率不高，这都会导致研究区域内实际观测到的内波数量被低估。本研究所使用的卫星数据产品均可从欧洲航天局(The European Space Agency, ESA)官网下载得到(https://dataspace.copernicus.eu)，详细的卫星参数见表 1。
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表 1 哨兵一号卫星数据产品参数简介 Table 1 The main parameters of Sentinel-1A/B products |
极地海区海冰的季节性变化以及冰架的常年存在严重影响了测高卫星对于该区域海平面高度的测量，再加上周边的验潮站的实测数据较难获得，使得许多潮流模型在极地海域的输出结果精度不高并且不同潮流模型间差异也较大。孙伟康等[17]比较了最新的全球潮流模型FES2014、TPXO9以及环南极区域潮流模型CATS2008在南极海域的精度，发现对于威德尔海海区而言，全球潮流模型TPXO9的精度最高，并建议使用TPXO9模型开展对威德尔海的相关潮汐研究。综合考量下，本研究最终使用了1/30(°)的全球潮流模型TPXO9_atlas, 该模型结合了1/6(°)的全球潮汐模型TPXO9.v1的结果和1/30(°)的包括南北极在内的所有区域潮汐模型结果。
1.1.3 其它辅助数据所使用的温盐数据来自世界海洋地图集最新的数据产品WOA23(The world ocean atlas 2023, WOA23)，该套数据产品对应全球大洋1991—2020年共30 a的气候平均态温盐数据，其空间分辨率可达1/4(°)，垂向分为102层。所用水深数据则来自于海洋总测深图数据集(General bathymetric chart of the oceans, GEBCO)发布的最新数据产品GEBCO_2022，该套数据产品提供了全球陆地和海洋15"的高程。图 1为南奥克尼群岛的空间分布以及整个南奥克尼群岛区域水深分布。图 1(a)中的蓝色实线为2022年4月南极海冰边缘，海冰边缘选取海冰密集度为0.15的区域，海冰密集度数据来自美国冰雪数据中心(National snow and ice data center)提供的近实时的被动式微波遥感反演产品(https://noaadata.apps.nsidc.org/NOAA/G02202_V4/south/monthly/)。从图 1中可以看出, 即使处在南半球夏末，整个南极半岛以及威德尔海绝大部分区域仍覆盖海冰。刘境舟等[18]也指出，威德尔海海冰密集度存在较强的季节性差异，呈现出“西高东低、近岸高远海低”，并且夏季(1—3月)海冰范围达到全年最小。对此，本研究仅下载使用了哨兵一号夏季观测的SAR数据，这不仅是因为夏季研究区域海冰覆盖范围达到最小，还有考虑到当前SAR观测技术无法识别冰下内波传播。
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( 图(a)中蓝色实线为2022年4月海冰边缘区，红框标注位置为南奥克尼群岛，浅灰色部分为南极冰架延伸区；图(b)的等深线分别对应200、300、400、500、1 000、2 000、2 500以及3 000 m。The blue line describing the marginal ice zone in April, 2022, the red box high-lighting the location of South Orkney Islands(SOI), the grey-shaded areas represent the shelf edge extent in (a); The isobaths in (b) for 200, 300, 400, 500, 1 000, 2 000, 2 500, 3 000 m are shown in dashed black lines. ) 图 1 南奥克尼群岛空间分布(a)及南奥克群岛区域水深分布(b) Fig. 1 The location of the South Orkney Islands (a) and the bathymetry of South Orkney Islands (b) |
本研究中内波波长的提取参考了Magalhaes等[2]的工作，具体来说需要沿垂直波峰线的方向选取一处雷达散射截面。图 2(b)展示了一幅相对散射强度截面，截面对应图 2(a)黑色箭头位置，相对散射强度定义为k=(I-I0)/I0，其中I0选取的是位于内波波峰前黑色正方形区域的散射强度平均值(见图 2(a))。至此，图 2(b)中的L可以视为内波波长，但需要注意的是在该定义下内波波长实际上指的是相邻两个内波之间的距离。通常相对散射强度截面关于坐标原点上下对称，有时会更偏向正值，有时会更偏向负值，这取决于背景场中目标后向散射信号强弱[19]。图 2(a)是哨兵1B卫星于2020年1月1日在南奥克尼海台附近观测到的一幅SAR成像。图中可以看出大量内波以波包的形式向南传播，并且内波具有很强的内孤立波海表传播特征。结合区域层化条件和相对散射强度截面进一步确认遥感观测到的内孤立波属于第一模态下降型内孤立波。通常SAR图像中内孤立波表现为明暗相间的条纹，而对于第一模态内孤立波，沿其传播方向看呈现出亮条纹在前、暗条纹在后的特点[20]。当然在某些特殊情况下，SAR图像中的内波仅呈现亮条纹或暗条纹，这主要取决于风速、内波和风向夹角、海表是否存在有机物薄膜[19]。
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( 图(a)中黑色正方形区域用于计算平均散射强度；图(b)坐标横轴最左侧对应截面最靠近东北方向的一侧，坐标轴横轴最右侧对应截面最靠近西南方向的一侧，L为定义的内波波长，值约为150 m; 图(b)中截面对应图(a)中黑色箭头。The black square area in Fig.(a) is used to calculate the average scattering intensity; The leftmost side of the horizontal axis in Fig.(b)corresponds to the side of the cross-section closest to the northeast direction, and the rightmost side of the horizontal axis corresponds to the side of the cross-section closest to the southwest direction. The wavelength L shown in Fig. 2(b) is approximately 150 m. The cross-section of Fig.(b) corresponds to the black arrow in Fig.(a). ) 图 2 哨兵1B卫星于2020年1月1日7:34 UTC在南奥克尼海台附近观测到一幅SAR成像(a)及雷达相对散射强度截面(b) Fig. 2 Subset of a Sentinel-1B figure dated 1 Jan, 2020 obtained at 7:34 UTC displaying an area south of SOI (a) and a standard radar intensity profile (b) |
综合考虑遥感观测到的内波波长、区域水深以及层化状况，本研究选择使用两层模式下的Benjamin-Ono方程来反演内波相关的参数。Benjamin-Ono方程适用于内波波长远小于水深或者连续层化水体中上层厚度较薄或者两层水体下内波波长介于上层水体厚度与下层水体厚度之间[21-22]。Benjamin-Ono方程可以写成以下的形式[21]：
| $ \eta_t+C_0 \eta_x+\alpha \eta \eta_x+\gamma \frac{\partial^2}{\partial x^2} H[\eta]=0 $ | (1) |
式中：α为非线性系数；γ为频散系数；C0为内波的线性相速度。在两层模式下方程1具有理论解析解，由于本文篇幅有限就不在此进行解的推导。将两层模式下内波引起的表层流流速代入SAR成像模型可以得到内波引起SAR图像强度值相对变化的公式[23]：
| $ \frac{\Delta \zeta_0}{\zeta_0}=A \frac{x-C \mathrm{t}}{\left[(x-C \mathrm{t})^2+L^2\right]^2} . $ | (2) |
对公式2求导即可确定单个内波中最亮点和最暗点之间的距离D和内波半波宽L之间的关系(见式3)。为了精准提取内波雷达截面中的D，本研究使用了传统的经验模态分解(Empirical mode decomposition, EMD)，在求得内波半波宽L之后便可代入两层模式下对应Benjamin-Ono方程的内波振幅与相速度解中(见式4)。
| $ D=1.154 L, $ | (3) |
| $ L=\frac{4 \gamma}{\eta_0 \alpha}, C=C_0+\alpha \eta_0 / 4_0 $ | (4) |
Baines[24]基于理论推导提出了经典的内波生成机制——内潮演化机制，该机制认为在潮地作用下生成的内潮，在传播过程中随着非线性作用加剧最终会形成内孤立波。Baines[24]通过将海水运动分为正压部分和斜压部分，并将其代入线性化的海水运动方程得到了能够代表内潮生成的一项，学者一般称之为潮汐体力。潮汐体力F具有公式(5)的形式。
| $ F(x, y, z, t)=-\frac{z N^2(z)}{h^2}\left[\int Q_x \mathrm{~d} t \frac{\partial h}{\partial x}+\int Q_y \mathrm{~d} t \frac{\partial h}{\partial y}\right] . $ | (5) |
式中: h为水深；N为Brunt-väisälä频率；Q为正压潮体积通量，可以写成Q=Qx, Qy=(uBh, vBh)，两个分量分别代表纬向和经向分量。从式5中可以看出，潮汐体力和区域层化、地形梯度、正压潮体积通量密切相关，实际上潮汐体力就是一个表征具体内潮信号强弱的物理量，常用于判别局地是否能生成内潮。Sherwin等[25]曾通过计算潮汐体力来判断葡萄牙近岸传播的内孤立波是否来自陆架坡折处生成的内潮。Azevedo等[26]同样计算了潮汐体力来识别伊比利亚陆架附近内孤立波的生成源地。Li等[27]也借助潮汐体力的计算对遥感卫星观测到的中国南海西北方向传播的内孤立波的生成作出解释。
2 南奥克尼海台附近内波特征分析 2.1 内波的波长、波峰统计分析经统计64副遥感图像中，共有124列内孤立波能够被清楚识别并纳入波长和波峰线长的统计中。图 3(a)展示的是124列内孤立波波长分布直方图，图 3(b)展示的是124列内孤立波波峰长度分布直方图。图 3(a)显示南奥克尼海台附近观测到的内孤立波波长从100~600 m不等，波长平均值为300 m，其中超过90%的内孤立波波长位于100~500 m之间。图 3(b)显示南奥克尼海台附近观测到的内孤立波波峰长度从几km至100 km不等，波峰线长平均值为80 km。
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图 3 南奥克尼海台附近观测到的内孤立波波长分布(a)及南奥克尼海台附近观测到的内孤立波波峰线长度分布(b) Fig. 3 Statistical results of internal solitary wave main properties: (a) wavelength and (b) crestlength |
图 4展示的是南奥克尼海台附近观测到的内孤立波波包的空间分布。从图中可以看出该区域内孤立波按传播方向可大致分为两类：一类如图 4(a)所示向东传播，另一类如图 4(b)所示向南传播，其中向南传播的内孤立波中有少量沿南奥克尼群岛东侧传播(见图 4(b)中62°S以北的这部分内孤立波)，这部分沿岸传播的内孤立波暂不纳入本研究范围。两类内孤立波波包分布似乎表明，靠近45°W的1 000 m等深线是一处内孤立波生成源地(见图 4中红色五角星所在位置)，并且可以看出东向传播的一系列内波波包的形状和等深线的形状极为相似。此外需要注意的是每一张遥感图像中两类内孤立波不会同时出现，这表明两类内孤立波生成机制完全不同，而且相较于东向传播的内孤立波，南向传播的内孤立波的生成源地更靠东北方向。
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( 灰色实线代表内孤立波波包，黑色虚线代表等深线，红色五角星(45°W, 62.3°S)为假定生成源地。The grey lines represent wavefronts of ISWs and black dashed contours mark isobath in meters. The red star(45°W, 62.3°S) in both images points out the potential generation site of the ISWs. ) 图 4 南奥克尼海台附近东向传播(a)及南向传播(b)内孤立波波峰分布 Fig. 4 Distributions of ISWs propagating eastward (a) and propagating southward (b) from 64 SAR images |
无论是内山后波演变还是内潮演化等经典的内波生成机制，正压潮流都在其中扮演着重要角色。于是本研究尝试利用全球正压潮汐模型TPXO9_atlas探讨南奥克尼海台附近观测到的内孤立波与正压潮流的关系。从图 5可以看出，南奥克尼海台附近观测到内波集中出现在大潮前后4 d，需要注意的是SAR观测到内波的时刻并非内波生成的时刻。可以明确的是南奥克尼海台附近观测到大多数内孤立波是在大潮前后很短的时间内生成。
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( 横轴的负值代表卫星观测到的大潮预测，反之亦然。The negative magnitude of horizontal represents SAR observation ahead of the local spring tide and vice versa. ) 图 5 哨兵1号卫星观测到内波的时刻距离当地大潮的时间间隔 Fig. 5 The time interval between local spring tide and Sentinel-1A/B observation |
图 6给出了南奥克尼海台附近观测到的两类内孤立波在不同农历日的分布情况。从图中可以看出南奥克尼海台的内孤立波主要集中于农历的第1~第8天和第12天~第20天左右，农历第1~第8天遥感产品的数量约占全部的44%，而第12~第20天遥感产品的数量约占全部的45%。由于样本数较少，两类内孤立波很难在日分布上区分出来，未来还需要使用更高采样频率的方法来观测，例如使用多源卫星观测的手段。
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图 6 哨兵1号卫星观测到内孤立波的农历统计分布 Fig. 6 Lunar daily distribution of Sentinel-1A/B occurrence of nonlinear internal solitary waves near the South Orkney Plateau |
从经典的内潮演化机制出发，本研究尝试计算整个南奥克尼群岛的潮汐体力分布。通过TXPX9_atlas潮流模型输出了红色五角星处(45°W，62.5°S)前后16 d左右东向潮流的变化(见图 7)。图 7(a)模型输出分别考虑11个分潮结果和4个主要分潮结果，结果发现研究区域的潮汐类型为不规则全日潮，并且仅用4个主要分潮结果就能很好表征当地潮流变化，因此为方便计算潮汐体力，仅使用4个主要分潮进行后续积分运算。图 7(b)可以看出该区域主要全日分潮潮流流速远大于半日分潮潮流流速，换句话，研究区域潮汐是全日分潮占优的。
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( 图中红色圆点代表图 2(a)中卫星观测到内波的时刻。The red dot represents the observation time of Fig. 2(a). ) 图 7 假设生成源地处东向正压潮流前后16 d变化(a)及假设源地处半日分潮东向流速和全日分潮东向流速前后16 d变化(b) Fig. 7 (a) Barotropic tidal current at hypothetical ISW generation site for 16 days and (b) eastward barotropic tidal current at the hypothetical ISW generation site for 16 days |
经过最终计算得到了整个南奥克尼群岛的潮汐体力分布(见图 8)，可以看出整个研究区域潮汐体力普遍较弱，有些区域潮汐体力的值甚至接近于零(500 m等深线附近以及63°S以南深海区域)，但有两处潮汐体力高值区值得注意，一处位于南奥克尼群岛东岸，一处位于45°W附近1 000 m等深线。前者所处区域潮流较强使得潮汐体力值较大，而后者在地形影响下也使得潮汐体力呈高值，并且该处潮汐体力高值区正好对应之前猜测的东向传播的内孤立波的生成源地，通过再次比对东向传播的内波的波峰分布基本确定45°W靠近1 000 m等深线的区域是一处理想的内波生成源地。在锁定东向传播的内孤立波生成源地后，本文参考Huang等[28]工作计算出内波生成时刻，对东向传播的内孤立波的生成机制进行更加深入的探讨。
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( 图中蓝色曲线代表遥感观测到东向传播内波，等深线分别对应200、300、400、500、1 000、2 000、2 500、3 000和3 500 m。The blue curve represents the distribution of ISWs'wavepackets. Depth contours are as identical as in Fig. 4 (starting at 200, 300, 400, 500, 1 000, 2 000, 2 500, 3 000 and 3 500 m). ) 图 8 2020年1月1日南奥克尼群岛区域潮汐体力分布 Fig. 8 Maxima of Baines depth-combined body force F over a full tidal cycle for 1 Jan, 2020 |
内波生成时刻的确定需要得知内波传播的相速度以及内波的生成源地。本研究假定遥感图像中相邻两个内孤立波波包相隔一个潮周期(本研究区域为不规则全日潮，潮周期对应23.9 h)，通过测量出相邻两个内孤立波波包之间的距离，即可求得内孤立波传播的相速度。图 9(a)是哨兵1B卫星于2021年1月31日在南奥克尼海台附近观测到的一幅SAR图像，图中能清楚看到两列内孤立波波包(波包1和波包2)正向东传播，在波包1西侧17.657 km处为一处内波生成源地(红色五角星处)，该处生成源地也位于上文计算的潮汐体力高值区。经测量波包1和波包2相距23.172 km，基于内潮波假设可以得出波包的传播速度约为0.204 m/s。在本研究中，我们理想地认为内波传播的相速度保持不变，实际上内波的相速度受水深和层化影响，此处由于生成源地和两列内孤立波包之间距离较近，并且水深和层化变化不大，可以近似忽略其影响。最后根据计算得到的内波传播速度可以推算波包1和波包2的生成时间，经计算波包1的生成时间为2021年1月30日1时35分，而波包2的生成时间为2021年1月29日1时35分。借助全球正压潮汐模型TPXO9_atlas，我们输出了生成源地处2021年1月29—31日的东向潮流流速，此处仅输出东向潮流流速是因为本研究将东向传播的内孤立波作为主要研究对象，结果显示两列内孤立波波包均生成于最大西向潮流开始减弱的时候，这与Da Silva等[29]提出的“内潮释放机制”十分吻合，生成源地附近较强的西向潮流会在海山(波包1和波包2附近的浅水区域)西侧形成山后波的水体结构(上层水体迅速下沉)，该过程还伴随着内潮的生成，随着西向潮流逐渐减弱，内潮经非线性碎裂形成向东传播的内孤立波。而南向传播的内孤立波波峰分布结果表明其实际生成源地相比红色五角星处更靠东北方向，而潮汐体力在该区域很弱，因此对于南向传播的内孤立波生成源地尚无法确认，其生成机制也有待进一步探讨。
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( 图(a)中红星代表内波生成源地，红叉代表层化数据网格点位置，黑框为一处雷达散射截面L。The red star and cross represents the ISW generation site and position of stratification data point respectively, while the black box is radar cross section in (a). ) 图 9 (a) 哨兵1B卫星于2021年1月31日7时35分观测到一幅SAR图像及(b)2021年1月29—31日的东向潮流变化 Fig. 9 Subset of a Sentinel-1B SAR observation dated 31 Jan, 2021 obtained at 7 h 35 min and (b) the eastward tidal current of ISWs' generation site from 29 to 31 Jan, 2021 |
本研究拟打算使用两层的BO方程结合哨兵1B卫星2021年1月31日7时35分的遥感观测结果(见图 9(a))对内孤立波的振幅以及相速度进行反演。根据式(3)和式(4)，内孤立波的振幅和相速度与半波宽有关，为此EMD分解被用来提取雷达散射强度截面中有效的的内波信号，使用EMD分解可以得到多个本征模态函数(Intrinsic mode function, IMF)，其中方差贡献率最大的一个IMF常被用来表征内波信号。图 10(a)为归一化的雷达散射强度截面L(图 9(a)中的黑色方框)，图 10(b)为截面L方差贡献率最大的一个IMF。经计算图 10(b)中的明暗条纹间距为199.5 m，代入式(3)得到半波宽分别为172.9 m。图 11为波包1附近(图 9(a)中的红色叉号)的WOA23网格点层化数据分布，可以看出该区域层化为明显的两层结构，海水平均密度为1 027.63 kg/m3。经计算上层水体厚度为30 m，海水平均密度为1 026.93 kg/m3；下层水体厚度为1 370 m，海水平均密度为1 027.73 kg/m3。代入式(4)计算得到东向传播的内孤立波振幅为7 m，相速度为0.52 m/s。由于研究区域缺乏实测资料，尚不能评估反演得到的内孤立波振幅和相速度，但是基于潮成内波的假设，反演得到内孤立波传播相速度仍较大。此处我们推断所使用的两层BO方程未考虑背景流场所致，而当前背景流场的数据很难获得，期望未来有相关研究能够基于实测资料提出适合的反演方程。
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( NRCS：Normalized radar cross section. 图(b)中的D代表明暗条纹间距。D in (b) represents the spacing between light and dark stripes. ) 图 10 (a) 归一化雷达散射截面L及(b)截面L方差贡献率最大的一个IMF Fig. 10 (a) Normalized radar cross section L and (b) The most meaningful IMF for section L |
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( 网格点位置对应图 9a中的红色叉号。Profiles position correspond to red cross in Fig. 9(a). ) 图 11 (a) 网格点的密度剖面及(b)网格点的浮频率剖面 Fig. 11 (a) Profiles of sea water potential density from WOA23 and (b) profiles of calculated Brunt-Vaisala frequency squared from WOA23 |
本研究手动识别了哨兵一号卫星2015—2023年在威德尔海观测的SAR成像，发现了威德尔以北的南奥克尼海台是一处内孤立波生成的热点区域，首次揭示了该区域内孤立波传播特征以及相关参数统计结果，并且对遥感观测到的两类内孤立波生成作出了合理解释。此外还基于两层的流体动力学模型(Benjamin-Ono方程)和遥感观测结果对内孤立波的振幅和相速度进行了反演。主要结论如下：
(1) 南奥克尼海台附近观测到的内孤立波存在两种传播方向: 一种向东传播，一种向南传播。遥感观测到的内孤立波波长在100~600 m之间，平均波长为300 m，而所观测到的内孤立波波峰长从几公里至100 km不等，平均波峰长度为80 km。
(2) 南奥克尼海台附近观测到的内孤立波和当地潮汐关系密切。大多数观测到的内孤立波在当地大潮前后很短的时间内生成，45%的内孤立波在农历5号前后被观测到，44%的内孤立波在农历17号前后被观测到。
(3) 基于潮汐体力的计算，南奥克尼海台45°W附近的1 000 m等深线是一处内潮生成源地，并且该生成源地在达到最大西向潮流时会使得附近海山西侧的内潮破碎，激发出向东传播的强非线性内孤立波，这符合本研究发现的东向传播的内孤立波，属于典型的内潮释放机制。对于南向传播的内孤立波，由于生成源地无法确认，其生成机制尚不明确。
(4) 基于两层Benjamin-Ono方程和遥感观测结果，反演得到内孤立波振幅约为9 m，传播相速度约为0.5 m/s。根据潮成内波假设，反演得到的内波相速度虽在合理范围内但仍偏大，说明当地背景流场需要在计算中考虑进去。
由于缺乏实测资料，南奥克尼海台附近观测到的两类内孤立波的生成机制还有待进一步探讨，尤其是南向传播的内孤立波的生成机制。希望未来能通过一些非静力近似的海洋模式来模拟研究该区域内波的传播和演化，以期能更好地解释这两类内孤立波的生成机制。此外, 对于该区域合理的内波参数反演模型也有待进一步的提出和验证。
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