我们在海边玩耍时，经常可以看到在岸边破碎的滚滚浪花或者随风而起的涌浪，这些表面波浪是存在于大气和海水这两种密度不同的物质之间的波动。对于规则的波浪，它的起伏呈现明显的波峰和波谷；它们一般振幅比较小，约2m以下，多数是由于阵风的吹动、潮汐或者其他外力扰动引起而传播的波，有时我们也将这种波动称为表面波。
为了解释什么是内孤立波，首先得了解什么是内波。我们知道，海洋中轻的、较淡和暖的海水在上面，而重的、较咸和冷的海水在下面，因此，从垂直方向上看，各个水层的密度分布是不同的。海水的密度通常由海水的温度、盐度所决定，但由于盐度的变化不大，因此海水的密度通常与温度的变化有很大关系。由于海洋中的上层（譬如说最上面50米的水层）海水受风的搅拌、混合作用，因此，上层海水的温度一般比较均匀且变化不大，通常我们也将这一海水温度混合相对均匀的水层称为混合层；但在混合层以下的中下层的海水，由于风力的搅拌作用不能到达这一深度，这里的海水温度与混合层下界的海水温度就存在明显的变化梯度，通常我们也将这一海水温度变化明显的水层称为温跃层。存在于混合层、温跃层中这两种不同海水密度（温度）之间的、无法从海面直接观察到的波动就叫做内波。对于那些具有与海洋潮汐变化周期相同的内波，我们也称之为内潮波。
一般来说，混合层与温跃层之间的密度差别越大，其间的内波振幅就可能越大。内波的振幅一般要比海面的波浪振幅要大10倍以上，它们的波长也从几百米至几百千米变化不等。由于海洋中海水密度垂向变化现象十分普遍，因此，内波是海洋中普遍存在的一种动力学过程，它的传播对海水的水平和垂直混合作用起到重要的作用。同时，海水中的浮游动植物、营养盐等也由于内波的运动而被携带到不同的深度。
现在再谈一下什么是孤立波和内孤立波。孤立波是具有单一驼峰形状的波，它能够传播相当远的距离而不改变其形状，甚至在与其他物质相碰撞之后仍能保持它原先的形状，因此称之为孤立波；而内孤立波就是内波中的具有孤立波形态和性质的一种特殊波动，它一般出现在海水几十米以下（即海区温跃层所在的深度附近），是由于强的潮流在越过水下底地形变化陡峭的海山时所激发产生的波动振幅很大（一般超过几十米）、流速很强、并沿着特定方向传播出去的强非线性内波。
内孤立波通常以三种形态结构出现，即：单个孤立波，由多个孤立波组成波包，或者由多个波包组成波群。例如，图2给出了2001年5月14日南海东北部陆坡定点观测站的海水温度随着时间和深度的分布情形，可见，在14日10 ∶ 35的温度等值线出现1个振幅100多米的向下凹陷，这个凹陷就是内孤立波，它呈现为单个孤立波形式；在这个振幅最大的内孤立波（这时我们也称这个排在最前面的波动为先锋内孤立波）后面，紧跟着几个振幅较小的向下凹陷、也即小的内孤立波，这些由若干个内孤立波大致依大小次序排列的结构就称为一个波包。通常来说，一个波包中的先锋内孤立波往往是最大振幅的波，然后紧跟着振幅较小的波；但在南海也经常观测到这样的情形，即最大振幅的内孤立波出现在这个波包的中间。而像图1那样由相隔几十千米远的三组波包组成的结构就称为一个波群。
通常内孤立波以波群形式传播，其特征波长从几百米至十几千米不等，波包与波包之间的典型距离为数十至一百千米。一个内孤立波波包就像一列火车一样成串向前传播，在其前进的过程中，除了引起海水温度等值线的大振幅波动外，还导致其经过的地方产生突发性的强流并相应引起海表面的海水忽散忽聚的现象，从而使得海面出现像图1那样的“绸带”状波动。因此，如果从卫星遥感图片中发现这些“绸带”状波动，基本可以确定其海底下有内孤立波经过。
② 2001年5月14日南海东北部陆坡定点观测站的海水温度随着时间和深度的分布
③世界大洋中经常发现内孤立波的地点（图中的黑圆点处）
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