第九章海岸地貌-gll

第九章海岸地貌海岸线—海水面与陆地的交线。由于潮汐作用，海岸线会随海面波动而变动，平均高潮线，或平均低潮线作为海岸线。

海岸地貌–主要以波浪、潮汐、海流、河流、冰川、风等营力共同塑造的地貌，受海平面升降、生物、地质构造等因素影响。海岸地貌概述海滨后滨前滨拍岸浪带碎浪滨海带,沿(海)岸带或潮汐带临滨(水下岸坡)滨外滩肩海岸中国大陆海岸线自鸭绿江口至北仑河口，长达1.8万多千米，居世界第四位；大陆架面积位居世界第五，拥有37万平方公里的领海和约300万平方公里的海洋专属经济区，居世界第十。

我国海岸线曲折，较大海湾有150个，多港阔水深的天然港口。

中国海岸线波浪：水质点在风力、重力、水压力、表面张力相互作用下，离开平衡位置作近于封闭圆周运动，海面随之发生周期性起伏，形成波浪。波浪运动：顺时针方向运动风推动拖曳波浪要素：波峰波谷波长波高波峰线波谷线波长（L）：相邻两波峰的水平距离（λ），与频率与传播速度（介质性质）有关；波高（H）：波谷与波峰的垂直高差，直接反映能量大小周期（T）：相邻两波峰或波谷通过同一点所用的时间；频率（f）：单位时间内通过完整波的次数波速（C）：单位时间内波形传播的距离，C=L/T；一、波浪作用及相关地貌波浪的形成风传播能量：与风速成四次方风的作用方式：由于水面本身凹凸不平，首先使水质点产生堆积，水体表面产生微波，一旦水面起伏加大，风的作用面积增加，可以更迅速地传播能量，波高呈指数增加，直至达到理想波高。当波速与风速传播速度相等时，风不再向波浪提供能量风时与波速/波长关系风时（windperiod）：相同状态的风持续作用在海面上的时间风区（fetch）：状态相同的风作用海域的面积。波速=波长/波周期频率受应力本身频率及介质影响，表面波介质密度越大，传播越快，传播介质不变的情况下频率认为基本不变。水质点受力分析：

表面张力：平行于液体表面的地方产生，约等于大气压力的1/74000000。

大气压力：不考虑大气压，太平洋比现在高22cm。

重力：不考虑重力本身压强，太平洋比现在高50m。

液体内部弹性力：一个大气压（大约10米水柱的压强）下水大约产生1/400000变形。弹性力大约为重力的43倍。

各种摩擦力：如风力、与基岩或沉积物的摩擦力等。

因此，水质点受力发生形变后一定会在弹力主导作用下恢复其平衡位置，做近于圆周的运动。水平方向传播：靠水质点之间的分子间力（内部摩擦力）以及风力传播，风力不变时水质点的圆轨迹半径沿水平方向相等。垂直方向传播：仅靠水质点之间的分子间力传播，由于内部摩擦耗能，水深按等差级数减小时，波高按等比级数减小。水面下一个波长的距离波高只有海面波的1/512,1/2波长处才明显扰动泥沙（产生沙纹-地貌形态）。波浪的传播：：相邻水质点在轨道上的位相变化传递能量和波形传播

一、波浪作用

波浪的传播Translatorymotionre-suspendssediment二、波浪破碎作用及相关地貌影响波浪的因素当波浪传播到海底深度小于1/2波长水深处，由于底部摩擦作用:一、波浪用

运动轨道变形：由深水区圆形轨道变为不对称的上凸下扁的椭圆形轨道波长减小、波高增加、波速降低自上而下轨道半径不断减小，轨道越趋扁平。

波形不对称：

波动流速差异：在向岸传播过程中，前坡陡，后坡缓

轨道上半部＞下半部，向岸＜向海波浪传入浅水区后，海底摩擦作用使波顶运动速度大于波底，水质点轨道强烈变形，波峰超过下部水体的支撑时发生破碎。三种形式：崩顶破碎、卷跃破碎、激散破碎波浪发生破碎的一线等深线称破浪线。理论深度1.28h，破浪具很强的冲击力，对海岸造成侵蚀和破坏。一、波浪作用

波浪破碎的制约因素：海岸坡度与波陡之间的关系：决定破碎形式及破碎临界水深；风向和风速通过改变波浪的规模影响波浪的破碎深度。风向和波向一致时（向岸风），且向岸风风速大于波速时，波高增大，波浪的破碎深度增加，相反破碎深度减小。

波陡较大的波浪传入坡度平缓海岸，水下岸坡易出现崩顶破碎。消能缓慢，白头浪。波形在传播过程中水平方向上大体能保持对称，波陡逐渐增大，破碎时产生的旋涡小，主要集中在水表面。接近岸边时，峰顶出现浪花并逐渐扩大，以至峰顶崩碎成瀑布状下落。具有较强的回流。（1）崩顶破碎崩顶波陡中等的波浪，海底坡度中等，消能中速（2）卷跃破碎卷跃破碎波浪在向岸传播过程中，随着深度变浅而变得不规则，在一个较短的时间和距离内发生显著变形，波陡增大很快，波浪的向岸面呈直立状进而弯曲前倾直至卷曲翻转，成卷跃破碎下落。这种卷波产生的旋涡大，可达海底，是形成水下凹槽和沙堤的主要原因。卷跃破碎3波陡较小的波浪，海底坡度较大，消能较快，拍岸浪（3）激散破碎激散因为海底坡度较大，波浪发生变形后使波浪前峰从下部开始出现浪花泡沫，并继续扩大到整个前峰面，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。海蚀作用：包括波浪冲击、波浪所含物质磨蚀以及溶蚀三种侵蚀作用。海蚀作用形成的蜂窝石（台湾野柳）海蚀作用形成的蘑菇石（台湾野柳）海蚀地貌海蚀穴、海蚀洞海蚀崖海蚀平台海蚀拱桥海蚀柱海蚀穴（洞）海崖的坡脚处，经常遭受波浪水流的冲磨而形成的凹坑或凹槽，一般宽度大于深度者称海蚀穴，深度大于宽度者称海蚀洞。它常沿多节理或抗蚀力较弱的部位沿岸断续分布。海蚀崖海蚀穴在波浪冲蚀下不断扩大，当其上方的岩石悬空时，发生崩塌，形成海蚀崖，海岸因此而后退。海蚀崖的形态受岩性和岩层产状的影响很大，柱状节理发育的海蚀崖呈陡立状，向海倾斜的岩层常形成倾斜海崖，向陆倾斜的岩层也可以形成陡崖并能较好地保存。

海蚀崖(Seacliffs)山东威海JLMVisuals海蚀崖逐渐后退，波浪不断冲刷磨蚀位于海蚀崖前方的基岩面，形成微微向海倾斜的基岩平台，称为海蚀平台(wave-cutplatform;abrasionplatform;shoreplatform)海蚀台地AbrasionPlatform海蚀崖后退造成海蚀平台海蚀拱桥JLMVisuals海蚀拱桥崩塌后，留下的岩柱或坚硬岩脉侵蚀残留成突立的岩柱，都叫海蚀柱(seastacks)。ChangesAlongaShore189019201970海岸带泥沙运动的两种动力：波浪力和重力。两种方式：横向移动：泥沙碎屑物质垂直于海岸的移动；

当波浪前进方向与岸线垂直时，波浪力与重力的方向线在水下岸坡或海滩面上的投影（重力沿坡面的切向分量）同在一条直线上，被起动了的泥沙会产生向岸和向海的往返运动，即泥沙的横向运动。纵向移动：泥沙碎屑物质沿海岸线方向的移动。当波浪前进的方向与海岸斜交时，波浪力与重力沿坡面的切向分量不在同一条直线上，被起动的泥沙向岸运动的路线与沿海滩斜坡滚落向海的路线不一致，泥沙不但发生横向位移，还依波浪力和重力的合力方向沿岸运动，即泥沙的纵向运动。 波浪的搬运及堆积：海岸带的泥沙运动及其地貌

海积地貌的四大类型毗（镶）岸地貌如海滩（包括泥滩）；接岸地貌如各种沙嘴等；封岸地貌如拦湾坝，连岛坝等；离岸地貌如离岸坝等。

上爬流或进流（Swash)：片状水流向岸腾越

退流或回流（Backwash）：底层水流向海回归近岸带波浪运动进流退流泥沙横向移动及其地貌

波浪对松散沉积物质的分选作用和坡降变化假设条件：水下岸坡为平直的斜坡，海岸由相同成分和相同粒级的松散物质组成。中立线附近，沉积物作等距离往返运动；中立线以上主要作向岸运动；中立线以下主要作向海运动。中立线（带）泥沙受波浪水质点的冲击力和重力作用泥沙向岸运动，需克服重力的坡向分力，要求水质点的运动速度大；泥沙向海运动，搬运力与重力的坡向分力方向一致，要求水质点的运动速度小。中立点：在海岸横剖面上，泥沙向岸运动距离与向海运动距离相等的点，中立点沿岸的连线则称中立线。均衡剖面

中立带不断向下和向上扩大，最后使岸坡发育成为一条凹形曲线。该曲线上每一点的物质在每次波浪运动中，前进速度与回返速度的差值，正好为重力所抵消，结果只在原地作来回运动。水下岸坡平衡剖面的塑造（根据B.Л曾科维奇）松散沉积岸平衡剖面形成的影响因素岸坡坡度：岸坡坡度较大时，形成海蚀型海岸；岸坡坡度较小时，形成海积型海岸；岸坡坡度中等时，形成海蚀-海积型海岸。波浪作用力：波浪作用力变小，中立线上移，岸坡坡度变陡；波浪作用力变大，中立线下移，岸坡坡度变缓。泥沙粒径：粗颗粒物质组成的岸坡较陡，细颗粒物质组成的岸坡较缓。

横向运动堆积地貌

水下沙坝underwaterbarrier

：一种大致与海岸平行呈直线或弧线的水下堤状堆积物，有时为一条，有时为几条。水下沙坝形成于破浪带内，是破浪的产物。其形成后不断加宽、加高和向陆、向海横向移动和纵向移动；离岸堤与泻湖：是激浪流的产物。中立线以上向岸运动的泥沙，如果泥沙特别多，在没到达岸边就发生堆积，当堆积到一定程度而高出水面即形成离岸堤。离岸堤与海岸间的水域即称泻湖。离岸堤可向岸移动形成滨岸堤。当泥沙横向运动形成的水下沙坝不断加积或海平面下降，露出水面后就成为海岸沙坝，如果其与海岸不相连则称为离岸堤，长度短的称为离岸岛或岛状坝。有些大型的海岸沙坝可与岸相连。离岸堤也称堡岛。BarrierIslands（堰洲岛）堡岛离岸堤（堡岛）、泻湖滨岸堤滨岸堤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。三、波浪折射(waverefraction)一、波浪作用

当波浪进入曲折的岬湾时，波浪的折射使波能集中在岬角(headland)，形成冲刷区,而波浪进入海湾(bay)时．波能是辐散的，形成堆积区。岬角侵蚀与海蚀柱的形成台湾野柳：单面山台湾野柳：单面山台湾野柳（海岸岬角）：海蚀地貌台湾野柳：岩石的差异分化台湾野柳当波峰线与岸线斜交时，由于波浪折射作用，在破浪带与岸线之间产生一股与岸线平行的沿岸流。河流入海，咸淡水混合，在盛行风的作用下形成沿岸流长江和钱塘江入海后形成的浙闽沿岸流和黄海沿岸流等。

沿岸流（LongshoreCurrent）在破浪带与岸线之间，流动方向与局部海岸线平行的一股海流成因：泥沙纵向移动及其地貌

当波浪前进方向与海岸线斜交时，波浪作用方向与重力切向分量的方向不在同一条直线上，泥沙颗粒沿着波浪作用力与重力切向分量的合力作Ｚ字形前移。泥沙颗粒实际移动方向与岸线近于平行，沿海岸产生一段位移──泥沙的纵向运动Strahler,A.andStrahler,A.,2004.PhysicalGeography.Wiley,NY.海湾处波能幅散形成沙嘴Thewaveindeeperwatermovesfasterandproducesalongshore(orlittoral)current.Produceslittoraldrift.

泥沙流强度：单位时间内，实际通过某一断面的泥沙量；泥沙流容量：单位时间内，波浪所能搬运的最大泥沙量，即波浪的挟沙力；饱和度：泥沙流强度与容量之比。饱和度大于1则堆积，饱和度小于1则侵蚀，饱和度等于1即不侵蚀也不堆积。波浪运动方向与海岸间的交角，入射角＝45°时沉积物纵向搬运最强沿岸流通常携带大量泥沙形成沿岸泥沙流湾顶滩（凹岸充填)：当岸线向海转折形成凹岸时，由于波向线与岸线的交角增大（α＞45°），使泥沙流容量变小，可使泥沙流从原来不饱和或近饱和状态转变为饱和或过饱和，从而发生泥沙在凹岸的堆积，形成海湾顶部的海滩，称湾顶滩。镶岸地貌：凹形海岸

沙嘴和拦湾坝：当岸线向陆转折时，由于波向线与岸线的交角变小（α<45°），泥沙流容量降低，部分泥沙在凸岸处发生堆积，形成向海伸出的沙嘴，其延伸方向与上游岸线走向一致或沿与新岸线等深线平行方向伸展。沙嘴若发生在湾口，则可以发展成为拦湾坝。接岸地貌和封岸地貌（凸岸堆积）（二）泥沙纵向移动及其地貌拦湾坝（湾口沙嘴）、沙钩的沉积过程湾口沙坝（沙洲）（二）泥沙纵向移动及其地貌沙嘴波浪的绕射：波浪绕射就是波浪在传播过程中与建筑物或岛屿、海岬等障碍物相遇后绕过障碍物向被掩护的水域传播、扩散的现象。五、波浪的绕射连岛坝：当岸外存在岛屿时，受岛屿遮蔽的岸段形成波影区，外海波浪遇到岛屿时发生折射或绕射，进入波影区后因波能减弱，泥沙流容量降低，沿岸移动的部分泥沙在岸边堆积下来形成向岛屿伸出去的沙嘴。与此同时，在岛屿的向陆侧也会发育沙嘴，由岛向陆延伸。当两个方向发育的沙嘴相连接时就形成连岛坝。封岸地貌（岸外有岛或岬角时）近岸循环流：当沿岸流相向而遇且有充足水源供给时，会发生壅水而产生离岸向外的裂流，自外海缓慢输送到碎浪带的整体水流、沿岸流和离岸向外的裂流三部分组成近岸循环流。波峰线与岸线平行或斜交时均可形成

近岸循环流可能形成纵向水下沙坝、沙嘴等堆积地貌，与潮汐作用结合还可以形成潮汐通道海积地貌的形态特征概念：海水在月球和太阳引潮力作用下所发生的周期性海面垂直涨落和海水的水平流动。其中：

海面的垂直涨落称为潮汐，海水涨落引起的水平运动称为潮流。潮汐要素：高潮、低潮、涨潮、落潮、潮差。引潮力（起潮力）：两种力（物体间的引力和离心力）的合力。天体引潮力。月球引潮力是太阳的2.17倍。五、潮汐与潮流作用周期：约12小时26分，一个周期可分为两个阶段：进潮和退潮。波长：约为地球周长的一半，其波高一般较低，只有在特殊的情况下才能高一些。大洋中的实测潮差与理论上的计算相近，约为78cm，太平洋中部的潮差仅50cm。所以潮流是种波长很长、但波高很低、波形很缓的波。

顺潮对潮当月球在地球赤道的延长线上时，地表各点应有两次相同的高潮和同样的低潮——正规半日潮。当月球偏离赤道延长线，其中一次高潮和低潮减弱，出现两次不等的高潮和两次不等的低潮-不正规半日潮。当月球偏离赤道延长线更厉害时，一个太阳日中只出现一次高潮和一次低潮-全日潮。例：台湾海峡中的半日潮波是由大洋中绕过台湾北部南下而来的，到达澎湖水道附近受到地形影响反射，在海峡东部(台湾西部沿海)形成驻波。全日潮波则是由大洋中绕过台湾北部南下而来，但为行进波，一路向南与从吕宋海峡进入南海的全日潮波衔接后进入南海。（庄文杰、江中全，2002）全日潮与半日潮形成的因素：纬度越高，越易形成全日潮；其次地形、洋流等都会有影响。台湾潮流在海岸、河口和海湾内往返流动。由于地球旋转的影响，海洋中潮流的方向和流速随时在变化，北半球顺时针偏转，南半球逆时针。潮汐通过其引起的水面升降及产生的潮流(潮波)对海岸进行侵蚀和搬运泥沙。当潮流速度为10－20cm／s时，就可以掀起潮间带的粉沙淤泥，潮退后，这种悬浮物就会淤积。潮流流速达250-300cm/s，可把石质海底冲刷出很深的构糟，并能搬动大石块。在地形突然缩窄的海峡区，潮差大，尤其在海峡两端可以形成强大的潮流。当潮流进入河口区，涨潮流和河水流相反，落潮流一致，因而落潮时下行潮流水量大于涨潮时的上行潮流水量，同时由于咸淡水密度不同，涨潮可对河流上游相当一段起顶托作用。三潮汐与潮流作用（1）扩大波浪作用的范围；（2）

搬运波浪作用造成的泥沙；（3）

侵蚀海底和海岸。

潮流壅水现象潮差海岸类型据海岸带潮差大小，把海岸分为：弱潮海岸：潮差＜2m，河流三角洲、堡岛等中潮海岸：潮差2-4m，潮汐三角洲、潮汐通道、潮滩、盐沼等强潮海岸：潮差＞4m，潮滩、盐沼等为主的地貌组合。三、潮汐与潮流作用潮流作用能在潮间带形成潮滩、潮沟，在水下浅滩形成潮流沙脊和潮流通道。潮汐对海岸的作用LowTideatBayofFundySource:

WilliamE.Ferguson三、潮汐与潮流作用Source:

WilliamE.FergusonMaximum三、潮汐与潮流作用RisingTideatBayofFundy进潮口的填充（二）泥沙纵向移动及其地貌海流作用

波浪类型（按成因分类）：毛细波：顾名思义是比较细小的波，它的波不会很高，但其频率最高，一个波浪完成的时间周期很短，不到1秒钟，其恢复力为海水中的表面张力；重力波：随着频率的减小，重力逐渐成为主要的恢复力，这时的被称为重力波。最常见的重力波是风浪和涌浪，周期通常为1-10秒，具有很宽的频率范围，除风力外，地震也能引起地震波，这种波传到岸时，波高迅速增大，会形成灾害性的海啸，这种海浪呼啸而来，给沿海地区带来可怕的灾难．其实潮波也是一种长周期的重力波，不过它是在引潮力作用下引起的一种波．惯性波：是由地转偏向力作为恢复力而引起的波。行星波：一种周期更长的波是由于地转偏向力随纬度的变化作用力引起的行星波。什么是无风三尺浪世界海洋波浪高度海岸带的组成海岸带—海洋与陆地相互作用的地带，其宽度主要取决于潮差的大小和海岸带的地形特征。包括：潮上带（C）

—

岸线以上狭长的陆地部分，以激浪作用到达处为上界

（海岸）潮间带（B）—

位于平均高、低潮间，高潮时淹没，低潮时露出

（海滨）潮下带（A）—指低潮线以下直到波浪对地面作用到达下界

（临滨和滨外）（波浪1/2波长处）水下岸坡（潮下带）潮间带海岸（潮上带）典型海岸组成要素六、海平面升降

海成阶地（Marineterrace）又称海岸阶地，原海蚀作用形成的海蚀台或由海积作用形成的海滩．由于海面下降或地壳上升，形成沿海岸作阶梯状分布的地形称海成阶地。海蚀阶地发育于基岩海岩的岬角，是昔日的岩滩抬升而成，表面保存着少量砾石与沙的松散堆积物．或虽无堆积，但有过去波浪磨蚀的痕迹，阶地后缘有一明显的坡折，即古海蚀崖遗迹。海积阶地是由海滩堆积物组成，这种堆积物是具有—定分选的沙质沉积，沙层具水平层理或小角度交错层理，夹大量的贝壳屑。水下阶地是沉溺的岩摊和海滩，上部被后来的海洋堆积物所掩埋海积阶地海积阶地海蚀阶地海蚀阶地

末次冰期开始于60KaBP，18KaBP

极盛期，10KaBP结束。在极盛期，海面曾下降到现在海面以下130—150m10KaBP开始，冰期结束，气候逐渐变暖，海面上升

约在6KaBP左右，达到最大规模。从距今6000年左右开始，海面变化趋于较为稳定的状态。末次冰期和全新世海面变动（1）气候变化第四纪全球性的气候变化，引起冰期和间冰期的变化，大洋水体发生增减，导致全球性海面的周期升降，这种称为“水动型”海面升降变化。它是全球性气候变化引起的，影响范围涉及全球海面。（2）构造运动由构造运动引起全球性的海面变化，主要是由于板块运动引起洋盆的容积发生变化而引起的。因地壳升降运动引起海面的升降变化，称为“地动型”海面升降变化。如滨海地带若为构造隆起区，海水发生后退：相反，若为构造下沉区，海水则向陆地方向入侵。这种变化一般影响范围小，具区域性特点，而且这种变化性往往叠加在全球海平面升降之上。洋中脊生长导致的海水上涨海平面变化的原因：6000年来的海平面变化存在着不同的看法，主要有三种观点：以费尔布里奇为代表的海面振荡学说：认为距今5000—6000年前期间，存在一高海面，当时海面比现在高3—5m，此后，海面升降频繁，变化于+3至-3或-4米之间（以现代海面为标准）。以谢帕德为代表的海面连续上升学说：认为全球的海平面是持续上升的，现在的海面是全新世以来的最高海面。以菲斯克为代表的3600年来海面稳定学说：认为全球的海平面先是稳定地上升，并约在距今5000—3600年前达到目前的海面高度，且稳定至今。海面相对上升原水下岸坡上的水深相对增大，波能的损耗相对减少，波浪抵达岸边时的能量相应增大，海岸受蚀，沉积物向岸外水下岸坡移动并堆积下来。海面相对下降

水下岸坡水深相对减小，波浪使其受蚀加深，大部分沉积物向岸边移动并堆积下来、一小部分向水下岸坡基部移动并堆积。对海岸地貌发育的影响：GlacialEr