第九章 海岸地貌

第九章海岸地貌海洋边缘，海洋与陆地的接触带是海洋与陆地相互作用的地带，称为海岸带，包括沿岸陆地部分及水下岸坡，范围自滨海平原至外陆架坡折带，大致相当于晚第四纪海平面波动时期淹没和出露的区域。

现代海岸带包括现代海浪对地面作用所达到的范围。

其上界，在岩岸是现代海蚀崖的顶部，在沙质和泥质海岸是海岸沙丘或海滩顶部生长植被的地方；其下界相当于水深等于1/2波长处。

由于各地海岸的自然地理特征及波浪状况不同，因此海岸带是一个宽度变动的地带。

现代海岸带自陆地向海洋一般划分为海岸、海滩和水下岸坡三个部分。

海岸是高潮线以上狭窄的陆上地带，如海蚀崖、滩肩或沿岸沙堤及海岸沙丘等，它们经常暴露于海水面之上，仅在特大高潮或暴风浪时才被海水淹没。

这一地带又称潮上带或后滨。

海滩是高低潮之间的地带，它们在高潮时被淹，低潮时出露，其宽度受潮差影响，相当于潮间带，也称前滨。

水下岸坡是低潮线以下一直到波浪作用所能到达的海底部分，其下限相当于1/2波长的水深处，通常约10～20米。

水下岸坡不露出水面，是波浪破碎频繁的地带，在沙质海岸，常形成沿岸沙坝和凹槽，这一带又称潮下带或近滨。

外滨（或滨外）是波基面以下的浅海部分，也有人将波浪传入浅海开始变形处，即水深约1/2波长处到波浪破碎带外缘这一地带称为滨外，将其归入水下岸坡下部。

海岸线是陆地与海面的交界线，一般将平均高潮线当作海岸线，也有人将平均低潮线称为海滨线。

由于海平面的变动或地壳的升降运动，海陆交互作用的痕迹在相邻的陆上或海底也有保存。

保留在陆上的古海岸带常是被抬升了的海蚀阶地或海积平原，而残留在海底的古海岸带是在低海面时形成的，其标志物是溺谷、岩滩、浅滩等。

海岸地貌是由波浪、潮汐和近岸流等海洋水动力作用所形成的地貌，它通常分布在平均海平面上下10～20米左右，宽度在数千米至数十千米的地带内。

全世界的海岸线长约44万千米，我国的大陆海岸线长约1.8万千米，加上沿海几千个大小岛屿，总岸线长达3.2万千米。

海岸带具有丰富的资源，世界上约有2/3的人口分布在沿海地区。

因此，海岸带是人类活动频繁和经济极繁荣的地带。

第一节海岸的动力作用一、波浪作用波浪是塑造海岸地貌最普遍、最重要的动力。

波浪运动特别是进入浅水区后其传播过程发生的变化是控制海岸发育与演化的主要因素之一。

（一）深水波浪的特性海洋中的波浪主要是由风力作用形成的。

风作用于海面时通过近水面大气层的垂直压力和切应力，将能量传递给海水，使水质点在风力、重力和表面张力的作用下做近于封闭的圆周运动，并由于向风与背风坡之间的压力差，使这种波动不断发育起来，海面形成连续的周期性起伏，形成波峰和波谷。

波峰的最高点为波顶，波谷的最低点为波底。

两个相邻波顶间的水平距离为波长（L），波顶与波底间的垂直距离为波高（H），相邻两个波顶或波底通过海面同一准线所间隔的时间为波浪的周期（T），单位时间内波形传播水质点在圆形轨道上随着位置改变而变换在水平、垂直和往返之间。

水质点运动在圆形轨道上半部时，其方向与波浪传播方向一致，运动到圆形轨道的下半部时，其方向与波浪传播方向相反。

水质点自波顶向波底运动时，垂直流向下，自波底向波顶运动时，则向上。

位于波顶和波底时，水质点的水平流速值最大，垂直流速为零。

位于波顶和波底之间的中点时，垂直流速达最大而水平流速为零。

水质点沿圆形轨道运动一周，海水面就发生一次升降，并使波形向前传播。

波浪在向前传播的同时也向下部水层传播，水质点的圆轨迹直径在水平方向上相等，而在垂直方向上，自海面向下随深度按等差级数的增加，水质点运动轨迹的直径（波高）则以等比级数减小。

例如波高为10米，波长200米的巨浪，在水深200米处仅能激起20毫米的波高。

所以当海底深度大于波长时，波浪对海底的作用已很微弱。

由风直接作用形成的波浪称风浪。

风浪的大小决定于风速、风的吹程（风区）和风持续的时间（风时）。

随着风速增大，风区越长，风时越久，风浪就越大。

由于风作用的湍流特性，风浪的水质点运动轨迹实际上为不封闭的圆形或椭圆形，波形为非正规的余摆线，峰顶较陡，略呈不对称。

风浪在风停息后或离开风区向外传播就转变为涌浪。

涌浪是在无风作用下继续传播的自由波，水质点运动轨迹为封闭的圆形，波形为余摆线，峰顶较纯，呈对称。

涌浪可传播很长的距离，涌浪在传播过程中，波能渐减，波高渐低，而波长与波速渐增，经长距离传播，其波长与波速逐渐趋于某一稳定值，波形愈显规则，全世界海岸地区除北半球高纬度和南美洲南端海岸地区为风暴浪区外，大多属涌浪区。

（二）浅水区波浪的传播与变形当波浪传播入浅水区，发生变形后就转变为浅水波浪。

一般认为1/2波长的海底深度是波浪变形的临界深度，这时水质点运动的轨迹的直径只有海面的1/24。

当海底深度大于1/2波长时，波浪的性质尚能继续维持不变。

当海底深度小于1/2波长时，波浪将发生变形。

波浪变形后，水质点的运动轨迹由深水域时的圆形轨道变为呈不对称的上凸而向下逐渐展平的椭圆形轨道。

发生这种变化主要是波浪在浅水区受到海底摩阻作用的缘故。

由于椭圆形轨道的垂直轴下半部比上半部减小更快，越近水底，水质点运动的轨道变得愈来愈扁平。

到了海底，轨道的扁度达到极限，水质点仅作平行于底面的直线往返运动，波峰通过时，水质点向岸运动；波谷通过时，水质点则向海运动。

水质点运动轨道的不对称性也反映在水质点的运动速度在一个波浪周期内的差异性方面。

在前半周期的向岸运动（相当于波峰经过）时，它经历的轨道长，速度大；而后半周期向海运动（相当于波谷经过）时，它经历的轨道短，速度小。

结果在同一波浪周期内，向岸速度大于向海速度，愈向岸去，这种速度不对称差异愈大。

（三）波浪破碎与近岸带波浪作用波浪自外海进入浅水区并向海岸推进，当达到某一临界值时，波浪将发生破碎，这时波峰水质点运动的水平分速大于波速。

即使在深水区，风浪在风的不断作用下，波陡δ（波高H/波长L）会不断增大，波峰愈益陡尖。

当波陡达到1/7临界值时，峰顶水质点运动的水平分速与波速相等，此时波动表面达到极限；当波陡超过此值时，峰顶波面变得不稳定，从而导致波浪破碎。

1、崩顶破碎当波浪传播近岸边时，波能已经逐渐消耗掉，波峰不稳定，但尚未达到翻转时，峰顶出现浪花，并逐渐增大，峰顶崩随成瀑布状下落。

一般地，崩顶破碎的波浪有较强的回流。

2、卷跃破碎波浪向岸传播时，在一个较短时间和距离内就可发生显著变形，波峰不断前倾直至卷曲翻转，成卷跃破碎下落。

3、激散破碎海底陡，波浪发生变形后使得波浪前峰从下部开始出现浪花泡沫，扩大到整个前峰面，在直接冲上陡滩时前峰面在滩面上激散破碎，并形成大量泡沫，最后与波峰一起逐渐在岸滩上散失。

（四）波浪的折射与绕射当波浪传播进入浅水区时，如果波向线与等深线不垂直而成一偏角，则波向线将逐渐偏转，趋向于与等深线和岸线垂直，这种现象称为波浪折射。

波浪传播方向的变化是因为波速随深度变浅而减小，位于较浅处一端的传播速度相应小于较深一端，这就导致波峰线的偏转。

在水下地形和不规则的岸线导致等深线曲折的情况下，波浪折射可使某些段落波峰线拉长，也可使另一些段落波峰线缩短，波高也相应发生变化，从而使波能出现辐聚和辐散现象，导致海岸的侵蚀与沉积作用发生。

如在凸出的岬角处波浪出现辐聚，能量集中，海岸受蚀；在凹入的海湾处波浪出现辐散，波能扩散，产生沉积。

波浪在向岸传播过程中，除了发生折射现象外，还会发生绕射现象。

当波浪传入近岸时，因受到沙嘴、突出的岬角、滨外小岛，特别是受到防波堤等人工建筑物的阻挡时，波浪将绕过阻挡物从侧方进入波影区，波峰线变形，显著地改变了前进方向，波浪能量在前进的侧方扩散，波高递减，这就是波浪的绕射。

波浪进入波影区后，其能量大为减小，故波影区经常为比较平静的水域。

二、潮汐与潮流作用潮汐是海水在月球和太阳引潮力作用下所发生的周期性运动，它包括海面周期性的垂直升降和海水周期性的水平流动，前者称为潮汐，后者称为潮流。

潮汐现象主要是在月球、太阳等天体引力作用下产生的，其中以月球引潮力作用为主。

月球引潮力包括月球引力和地月系统旋转产生的离心力的向量和。

如果在1个太阳日（24小时51分）中，出现二次高潮和二次低潮，而且相邻高潮或低潮的海面高度及涨落潮历时几乎相等，这种潮汐称正规半日潮；如果其中一次高潮和低潮减弱，出现高高潮、高低潮、低高潮和低低潮，叫做不正规半日潮；如果在一个太阳日中只出现一次高潮和一次低潮，称为全日潮。

地球表面的潮汐现象虽以月球引潮力为主，但太阳引潮力起着一定的作用，朔望时，月球引潮力和太阳引潮力相互叠加，形成高潮特高、低潮特低的大潮；上下弦时，月球和太阳引潮力相互抵消，形成小潮。

潮流是海水的水平运动，其流速具有波动性。

在平潮和停潮时，潮流流速为零，称憩流期。

开始涨潮或落潮时流速很小，此后流速渐增，达最大值后又逐渐减小，直到憩流期又减至接近零。

潮流的流向具有双向性、多向性和回转性的特点。

在海峡、水道、湾口、河口以及缩窄的港湾内，潮流受地形的限制，形成双向的往复流。

由于受地转偏向力的影响，在北半球受潮汐影响的内海，潮波系统产生逆时针方向的旋转，使潮流流向也随之发生偏转。

这种潮波系统称为旋转潮波系统，由此形成的潮流称回转潮流。

潮汐和潮流在海岸地貌发育中起的作用是很重要的。

首先，潮汐引起的海平面周期性变动直接影响到波浪的有效作用，它使波浪作用带和破碎带的位置随时间的推移而不断变动，从而使波浪作用带范围增宽，但同时也相对减弱了波浪的有效能量。

在一般情况下，潮差小的海岸带，波浪作用占主导地位；潮差大的地区，波浪有效作用相对降低，潮差与潮流作用显著。

波浪与潮差还存在复杂的反馈关系。

小的波浪在潮差小的地区比潮差中等或强潮地区更能显示其作用；小的潮差在波浪小的地区比波浪中等或强浪地区更能产生潮汐作用所形成的地貌。

例如美国的西佛罗里达湾平均潮差仅70～80厘米，但波浪作用很弱，这种条件下形成了一个以潮汐作用为主的海岸带。

潮差大小影响到海岸地貌的发育。

潮差在大洋中部是很小的，约0.5米左右。

但在浅水区，特别是在海湾和港湾地区会显著增大。

戴维斯（Davies，1964）将海岸分为弱潮海岸（潮差＜2米），中潮海岸（潮差2～4米）和强潮海岸（潮差＞4米）。

不同潮差的海岸各自具有不同的地貌组合类型，如河流三角洲与堡岛在溺潮海岸发育最好，潮滩（坪）和盐沼在强潮海岸发育最广。

潮流也是影响海岸地貌发育的重要因素之一。

海岸轮廓变化和潮差大小是影响潮流流速大小的主要因素。

如当潮流自开阔的水域进入狭窄的海峡或喇叭形港湾时，流速明显增大。

如我国杭州湾是典型的喇叭形河口湾，当外海潮波传播到澉浦段时，由于水域变狭（由湾口宽达100千米缩小至宽仅20千米），能量迅速集中，流速骤增，最大可达8～10米/秒（16～20节），与此同时，潮差也相应增大，造成汹涌的钱塘江涌潮，潮头可达3米高。