海洋中只有在特殊的条件下才会产生内孤立波，因此并不是所有的海区都能够发现。海洋学家发现，海洋中内孤立波的产生与海区的底地形、水体层结特征及潮流等因素的关系比较密切：这个海区的底地形变化越陡峭，水体层结程度越大，而流经这些变化底地形的潮流越强，则越容易激发诱生出内孤立波。因此，内孤立波常常产生于水下海脊、陆架坡折、岛屿、海峡甚至大洋中部的海岭（如湾流延伸跨越大西洋中部的海岭）之上的层结水体中。图3中的黑圆点处标识出世界大洋中经常发现内孤立波的地点。尽管从理论上讲，在这些海区每天都有可能生成内孤立波，但实际上观测到内孤立波出现的时段大部分分布于新月（每月29日至次月4日）和满月（每月14～19日），这与在该时段属于大潮期因而潮流强度较大有关。虽然这些海区的内孤立波一年四季均有发生，但存在着明显的季节变化规律，一般来说，夏季由于温跃层的深度较浅且混合层与温跃层之间的密度差较大而有利于内孤立波生成，而冬季由于风力较大、海水搅拌层次较深导致混合层的深度较深就会抑制内孤立波的生成。
那么，内孤立波是如何产生的呢？我们知道，海洋中的潮流一般具有明显的涨潮、落潮这样一个完整的周期过程。例如，每天涨潮和落潮各一次，即涨落潮周期约为24小时，则称这个海区的潮汐为全日潮；而每天涨潮和落潮各2次，即涨落潮周期约为12小时，则称这个海区的潮汐为半日潮。 目前至少有几种关于内孤立波生成机制的解释，但为了简明起见，这里仅介绍最传统的一种说法，即背风波生成机制。基于这种背风波机制的内孤立波生成过程如图4所示：当海水落潮时，潮流以速度u越过一个水下山脊，此时潮流会顺着山坡在山脊的东侧即山脊背后（由于类似于逆着来风的山背后所产生的波动，故名为“背风波”）温跃层附近形成一个振幅较大的向下凹陷（图4a ） ，我们称之为内潮凹陷波；而随着落潮，流速u慢慢减弱，这个原先位于山脊东侧的内潮凹陷波就会随着流速后退，并越过山脊向西（此时这个波动的传播速度为c，与来流u的方向恰好相反，如图4b ） ；当落潮流进一步减弱并转向为涨潮流u时，内潮凹陷波由于振幅越来越大而无法维持，终于由于非线性相互作用而释放、分裂成为几个小波组成的波包，于是，一个内孤立波波包宣告形成并顺着涨潮流的方向向西传播出去（图4c）。
④基于背风波机制的内孤立波生成过程
那么，南海东北部所出现的内孤立波是在哪里，又是如何生成的呢？海洋学家发现，南海东北部所出现的内孤立波大部分是在位于台湾岛和吕宋岛之间、连接西太平洋和南海的吕宋海峡中生成的，因为在吕宋海峡中存在着恒春、兰屿两个一低一高的陡峭水下海脊，同时海面上还有不少小岛屿，这些小岛屿之间的峡道有底地形变化剧烈的海槛（图5、 6） 。当西太平洋的潮波通过吕宋海峡传入南海时，由于潮流（特别是M2半日潮流）特别强烈，而且这里存在黑潮水和南海盆水等多个不同的水团，混合层与温跃层之间的密度差较大，具备形成内孤立波的必要条件。图6给出了南海内孤立波的生成、传播及其演变的大致历程，即：如前所述，当强大的潮流在经过吕宋海峡中复杂变化陡峭的底地形时就会生成振幅甚大的内潮凹陷波，之后，内潮凹陷波在向南海东北部陆架坡传播过程中由于非线性作用而振幅越来越大，并最终演化成一个个成熟的内孤立波波包，在内孤立波到达东沙高原时由于爬高、与海底陆坡的相互作用而耗散衰减，内孤立波的振幅逐渐减小，最后，随着大陆架海水深度变浅，内孤立波受到挤压而导致它从向下凹陷的波型转变为向上凸出的波型，并最终消亡于近岸浅海处。这个演化过程大概历时3天。
⑥南海内孤立波的生成、传播及其演变历程
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