第九章海岸地貌海岸線—海水面與陸地的交線。由于潮汐作用，海岸線會隨海面波動而變動，平均高潮線，或平均低潮線作為海岸線。

海岸地貌–主要以波浪、潮汐、海流、河流、冰川、風等營力共同塑造的地貌，受海平面升降、生物、地質構造等因素影響。海岸地貌概述海濱后濱前濱拍岸浪帶碎浪濱海帶,沿(海)岸帶或潮汐帶臨濱(水下岸坡)濱外灘肩海岸中國大陸海岸線自鴨綠江口至北侖河口，長達1.8萬多千米，居世界第四位；大陸架面積位居世界第五，擁有37萬平方公里的領海和約300萬平方公里的海洋專屬經濟區，居世界第十。

我國海岸線曲折，較大海灣有150個，多港闊水深的天然港口。

中國海岸線波浪：水質點在風力、重力、水壓力、表面張力相互作用下，離開平衡位置作近于封閉圓周運動，海面隨之發生周期性起伏，形成波浪。波浪運動：順時針方向運動風推動拖曳波浪要素：波峰波谷波長波高波峰線波谷線波長（L）：相鄰兩波峰的水平距離（λ），與頻率與傳播速度（介質性質）有關；波高（H）：波谷與波峰的垂直高差，直接反映能量大小周期（T）：相鄰兩波峰或波谷通過同一點所用的時間；頻率（f）：單位時間內通過完整波的次數波速（C）：單位時間內波形傳播的距離，C=L/T；一、波浪作用及相關地貌波浪的形成風傳播能量：與風速成四次方風的作用方式：由于水面本身凹凸不平，首先使水質點產生堆積，水體表面產生微波，一旦水面起伏加大，風的作用面積增加，可以更迅速地傳播能量，波高呈指數增加，直至達到理想波高。當波速與風速傳播速度相等時，風不再向波浪提供能量風時與波速/波長關系風時（windperiod）：相同狀態的風持續作用在海面上的時間風區（fetch）：狀態相同的風作用海域的面積。波速=波長/波周期頻率受應力本身頻率及介質影響，表面波介質密度越大，傳播越快，傳播介質不變的情況下頻率認為基本不變。水質點受力分析：

表面張力：平行于液體表面的地方產生，約等于大氣壓力的1/74000000。

大氣壓力：不考慮大氣壓，太平洋比現在高22cm。

重力：不考慮重力本身壓強，太平洋比現在高50m。

液體內部彈性力：一個大氣壓（大約10米水柱的壓強）下水大約產生1/400000變形。彈性力大約為重力的43倍。

各種摩擦力：如風力、與基巖或沉積物的摩擦力等。

因此，水質點受力發生形變后一定會在彈力主導作用下恢復其平衡位置，做近于圓周的運動。水平方向傳播：靠水質點之間的分子間力（內部摩擦力）以及風力傳播，風力不變時水質點的圓軌跡半徑沿水平方向相等。垂直方向傳播：僅靠水質點之間的分子間力傳播，由于內部摩擦耗能，水深按等差級數減小時，波高按等比級數減小。水面下一個波長的距離波高只有海面波的1/512,1/2波長處才明顯擾動泥沙（產生沙紋-地貌形態）。波浪的傳播：：相鄰水質點在軌道上的位相變化傳遞能量和波形傳播

一、波浪作用

波浪的傳播Translatorymotionre-suspendssediment二、波浪破碎作用及相關地貌影響波浪的因素當波浪傳播到海底深度小于1/2波長水深處，由于底部摩擦作用:一、波浪用

運動軌道變形：由深水區圓形軌道變為不對稱的上凸下扁的橢圓形軌道波長減小、波高增加、波速降低自上而下軌道半徑不斷減小，軌道越趨扁平。

波形不對稱：

波動流速差異：在向岸傳播過程中，前坡陡，后坡緩

軌道上半部＞下半部，向岸＜向海波浪傳入淺水區后，海底摩擦作用使波頂運動速度大于波底，水質點軌道強烈變形，波峰超過下部水體的支撐時發生破碎。三種形式：崩頂破碎、卷躍破碎、激散破碎波浪發生破碎的一線等深線稱破浪線。理論深度1.28h，破浪具很強的沖擊力，對海岸造成侵蝕和破壞。一、波浪作用

波浪破碎的制約因素：海岸坡度與波陡之間的關系：決定破碎形式及破碎臨界水深；風向和風速通過改變波浪的規模影響波浪的破碎深度。風向和波向一致時（向岸風），且向岸風風速大于波速時，波高增大，波浪的破碎深度增加，相反破碎深度減小。

波陡較大的波浪傳入坡度平緩海岸，水下岸坡易出現崩頂破碎。消能緩慢，白頭浪。波形在傳播過程中水平方向上大體能保持對稱，波陡逐漸增大，破碎時產生的旋渦小，主要集中在水表面。接近岸邊時，峰頂出現浪花并逐漸擴大，以至峰頂崩碎成瀑布狀下落。具有較強的回流。（1）崩頂破碎崩頂波陡中等的波浪，海底坡度中等，消能中速（2）卷躍破碎卷躍破碎波浪在向岸傳播過程中，隨著深度變淺而變得不規則，在一個較短的時間和距離內發生顯著變形，波陡增大很快，波浪的向岸面呈直立狀進而彎曲前傾直至卷曲翻轉，成卷躍破碎下落。這種卷波產生的旋渦大，可達海底，是形成水下凹槽和沙堤的主要原因。卷躍破碎3波陡較小的波浪，海底坡度較大，消能較快，拍岸浪（3）激散破碎激散因為海底坡度較大，波浪發生變形后使波浪前峰從下部開始出現浪花泡沫，并繼續擴大到整個前峰面，在直接沖上陡灘時前峰面在灘面上激散破碎，并形成大量泡沫。海蝕作用：包括波浪沖擊、波浪所含物質磨蝕以及溶蝕三種侵蝕作用。海蝕作用形成的蜂窩石（臺灣野柳）海蝕作用形成的蘑菇石（臺灣野柳）海蝕地貌海蝕穴、海蝕洞海蝕崖海蝕平臺海蝕拱橋海蝕柱海蝕穴（洞）海崖的坡腳處，經常遭受波浪水流的沖磨而形成的凹坑或凹槽，一般寬度大于深度者稱海蝕穴，深度大于寬度者稱海蝕洞。它常沿多節理或抗蝕力較弱的部位沿岸斷續分布。海蝕崖海蝕穴在波浪沖蝕下不斷擴大，當其上方的巖石懸空時，發生崩塌，形成海蝕崖，海岸因此而后退。海蝕崖的形態受巖性和巖層產狀的影響很大，柱狀節理發育的海蝕崖呈陡立狀，向海傾斜的巖層常形成傾斜海崖，向陸傾斜的巖層也可以形成陡崖并能較好地保存。

海蝕崖(Seacliffs)山東威海JLMVisuals海蝕崖逐漸后退，波浪不斷沖刷磨蝕位于海蝕崖前方的基巖面，形成微微向海傾斜的基巖平臺，稱為海蝕平臺(wave-cutplatform;abrasionplatform;shoreplatform)海蝕臺地AbrasionPlatform海蝕崖后退造成海蝕平臺海蝕拱橋JLMVisuals海蝕拱橋崩塌后，留下的巖柱或堅硬巖脈侵蝕殘留成突立的巖柱，都叫海蝕柱(seastacks)。ChangesAlongaShore189019201970海岸帶泥沙運動的兩種動力：波浪力和重力。兩種方式：橫向移動：泥沙碎屑物質垂直于海岸的移動；

當波浪前進方向與岸線垂直時，波浪力與重力的方向線在水下岸坡或海灘面上的投影（重力沿坡面的切向分量）同在一條直線上，被起動了的泥沙會產生向岸和向海的往返運動，即泥沙的橫向運動。縱向移動：泥沙碎屑物質沿海岸線方向的移動。?當波浪前進的方向與海岸斜交時，波浪力與重力沿坡面的切向分量不在同一條直線上，被起動的泥沙向岸運動的路線與沿海灘斜坡滾落向海的路線不一致，泥沙不但發生橫向位移，還依波浪力和重力的合力方向沿岸運動，即泥沙的縱向運動。 波浪的搬運及堆積：海岸帶的泥沙運動及其地貌

海積地貌的四大類型毗（鑲）岸地貌如海灘（包括泥灘）；接岸地貌如各種沙嘴等；封岸地貌如攔灣壩，連島壩等；離岸地貌如離岸壩等。

上爬流或進流（Swash)：片狀水流向岸騰越

退流或回流（Backwash）：底層水流向?；貧w近岸帶波浪運動進流退流泥沙橫向移動及其地貌

波浪對松散沉積物質的分選作用和坡降變化假設條件：水下岸坡為平直的斜坡，海岸由相同成分和相同粒級的松散物質組成。中立線附近，沉積物作等距離往返運動；中立線以上主要作向岸運動；中立線以下主要作向海運動。中立線（帶）泥沙受波浪水質點的沖擊力和重力作用泥沙向岸運動，需克服重力的坡向分力，要求水質點的運動速度大；泥沙向海運動，搬運力與重力的坡向分力方向一致，要求水質點的運動速度小。中立點：在海岸橫剖面上，泥沙向岸運動距離與向海運動距離相等的點，中立點沿岸的連線則稱中立線。均衡剖面

中立帶不斷向下和向上擴大，最后使岸坡發育成為一條凹形曲線。該曲線上每一點的物質在每次波浪運動中，前進速度與回返速度的差值，正好為重力所抵消，結果只在原地作來回運動。水下岸坡平衡剖面的塑造（根據B.Л曾科維奇）松散沉積岸平衡剖面形成的影響因素岸坡坡度：岸坡坡度較大時，形成海蝕型海岸；岸坡坡度較小時，形成海積型海岸；岸坡坡度中等時，形成海蝕-海積型海岸。波浪作用力：波浪作用力變小，中立線上移，岸坡坡度變陡；波浪作用力變大，中立線下移，岸坡坡度變緩。泥沙粒徑：粗顆粒物質組成的岸坡較陡，細顆粒物質組成的岸坡較緩。

橫向運動堆積地貌

水下沙壩underwaterbarrier

：一種大致與海岸平行呈直線或弧線的水下堤狀堆積物，有時為一條，有時為幾條。水下沙壩形成于破浪帶內，是破浪的產物。其形成后不斷加寬、加高和向陸、向海橫向移動和縱向移動；離岸堤與瀉湖：是激浪流的產物。中立線以上向岸運動的泥沙，如果泥沙特別多，在沒到達岸邊就發生堆積，當堆積到一定程度而高出水面即形成離岸堤。離岸堤與海岸間的水域即稱瀉湖。離岸堤可向岸移動形成濱岸堤。當泥沙橫向運動形成的水下沙壩不斷加積或海平面下降，露出水面后就成為海岸沙壩，如果其與海岸不相連則稱為離岸堤，長度短的稱為離岸島或島狀壩。有些大型的海岸沙壩可與岸相連。離岸堤也稱堡島。BarrierIslands（堰洲島）堡島離岸堤（堡島）、瀉湖濱岸堤濱岸堤當波浪傳播進入淺水區時，如果波向線與等深線不垂直而成一偏角，則波向線將逐漸偏轉，趨向于與等深線和岸線垂直，這種現象稱為波浪折射。波浪傳播方向的變化是因為波速隨深度變淺而減小，位于較淺處一端的傳播速度相應小于較深一端，這就導致波峰線的偏轉。三、波浪折射(waverefraction)一、波浪作用

當波浪進入曲折的岬灣時，波浪的折射使波能集中在岬角(headland)，形成沖刷區,而波浪進入海灣(bay)時．波能是輻散的，形成堆積區。岬角侵蝕與海蝕柱的形成臺灣野柳：單面山臺灣野柳：單面山臺灣野柳（海岸岬角）：海蝕地貌臺灣野柳：巖石的差異分化臺灣野柳當波峰線與岸線斜交時，由于波浪折射作用，在破浪帶與岸線之間產生一股與岸線平行的沿岸流。河流入海，咸淡水混合，在盛行風的作用下形成沿岸流長江和錢塘江入海后形成的浙閩沿岸流和黃海沿岸流等。

沿岸流（LongshoreCurrent）在破浪帶與岸線之間，流動方向與局部海岸線平行的一股海流成因：泥沙縱向移動及其地貌

當波浪前進方向與海岸線斜交時，波浪作用方向與重力切向分量的方向不在同一條直線上，泥沙顆粒沿著波浪作用力與重力切向分量的合力作Ｚ字形前移。泥沙顆粒實際移動方向與岸線近于平行，沿海岸產生一段位移──泥沙的縱向運動Strahler,A.andStrahler,A.,2004.PhysicalGeography.Wiley,NY.海灣處波能幅散形成沙嘴Thewaveindeeperwatermovesfasterandproducesalongshore(orlittoral)current.Produceslittoraldrift.

泥沙流強度：單位時間內，實際通過某一斷面的泥沙量；泥沙流容量：單位時間內，波浪所能搬運的最大泥沙量，即波浪的挾沙力；飽和度：泥沙流強度與容量之比。飽和度大于1則堆積，飽和度小于1則侵蝕，飽和度等于1即不侵蝕也不堆積。波浪運動方向與海岸間的交角，入射角＝45°時沉積物縱向搬運最強沿岸流通常攜帶大量泥沙形成沿岸泥沙流灣頂灘（凹岸充填)：當岸線向海轉折形成凹岸時，由于波向線與岸線的交角增大（α＞45°），使泥沙流容量變小，可使泥沙流從原來不飽和或近飽和狀態轉變為飽和或過飽和，從而發生泥沙在凹岸的堆積，形成海灣頂部的海灘，稱灣頂灘。鑲岸地貌：凹形海岸

沙嘴和攔灣壩：當岸線向陸轉折時，由于波向線與岸線的交角變小（α<45°），泥沙流容量降低，部分泥沙在凸岸處發生堆積，形成向海伸出的沙嘴，其延伸方向與上游岸線走向一致或沿與新岸線等深線平行方向伸展。沙嘴若發生在灣口，則可以發展成為攔灣壩。接岸地貌和封岸地貌（凸岸堆積）（二）泥沙縱向移動及其地貌攔灣壩（灣口沙嘴）、沙鉤的沉積過程灣口沙壩（沙洲）（二）泥沙縱向移動及其地貌沙嘴波浪的繞射：波浪繞射就是波浪在傳播過程中與建筑物或島嶼、海岬等障礙物相遇后繞過障礙物向被掩護的水域傳播、擴散的現象。五、波浪的繞射連島壩：當岸外存在島嶼時，受島嶼遮蔽的岸段形成波影區，外海波浪遇到島嶼時發生折射或繞射，進入波影區后因波能減弱，泥沙流容量降低，沿岸移動的部分泥沙在岸邊堆積下來形成向島嶼伸出去的沙嘴。與此同時，在島嶼的向陸側也會發育沙嘴，由島向陸延伸。當兩個方向發育的沙嘴相連接時就形成連島壩。封岸地貌（岸外有島或岬角時）近岸循環流：當沿岸流相向而遇且有充足水源供給時，會發生壅水而產生離岸向外的裂流，自外海緩慢輸送到碎浪帶的整體水流、沿岸流和離岸向外的裂流三部分組成近岸循環流。波峰線與岸線平行或斜交時均可形成

近岸循環流可能形成縱向水下沙壩、沙嘴等堆積地貌，與潮汐作用結合還可以形成潮汐通道海積地貌的形態特征概念：海水在月球和太陽引潮力作用下所發生的周期性海面垂直漲落和海水的水平流動。其中：

海面的垂直漲落稱為潮汐，海水漲落引起的水平運動稱為潮流。潮汐要素：高潮、低潮、漲潮、落潮、潮差。引潮力（起潮力）：兩種力（物體間的引力和離心力）的合力。天體引潮力。月球引潮力是太陽的2.17倍。五、潮汐與潮流作用周期：約12小時26分，一個周期可分為兩個階段：進潮和退潮。波長：約為地球周長的一半，其波高一般較低，只有在特殊的情況下才能高一些。大洋中的實測潮差與理論上的計算相近，約為78cm，太平洋中部的潮差僅50cm。所以潮流是種波長很長、但波高很低、波形很緩的波。

順潮對潮當月球在地球赤道的延長線上時，地表各點應有兩次相同的高潮和同樣的低潮——正規半日潮。當月球偏離赤道延長線，其中一次高潮和低潮減弱，出現兩次不等的高潮和兩次不等的低潮-不正規半日潮。當月球偏離赤道延長線更厲害時，一個太陽日中只出現一次高潮和一次低潮-全日潮。例：臺灣海峽中的半日潮波是由大洋中繞過臺灣北部南下而來的，到達澎湖水道附近受到地形影響反射，在海峽東部(臺灣西部沿海)形成駐波。全日潮波則是由大洋中繞過臺灣北部南下而來，但為行進波，一路向南與從呂宋海峽進入南海的全日潮波銜接后進入南海。（莊文杰、江中全，2002）全日潮與半日潮形成的因素：緯度越高，越易形成全日潮；其次地形、洋流等都會有影響。臺灣潮流在海岸、河口和海灣內往返流動。由于地球旋轉的影響，海洋中潮流的方向和流速隨時在變化，北半球順時針偏轉，南半球逆時針。潮汐通過其引起的水面升降及產生的潮流(潮波)對海岸進行侵蝕和搬運泥沙。當潮流速度為10－20cm／s時，就可以掀起潮間帶的粉沙淤泥，潮退后，這種懸浮物就會淤積。潮流流速達250-300cm/s，可把石質海底沖刷出很深的構糟，并能搬動大石塊。在地形突然縮窄的海峽區，潮差大，尤其在海峽兩端可以形成強大的潮流。當潮流進入河口區，漲潮流和河水流相反，落潮流一致，因而落潮時下行潮流水量大于漲潮時的上行潮流水量，同時由于咸淡水密度不同，漲潮可對河流上游相當一段起頂托作用。三潮汐與潮流作用（1）擴大波浪作用的范圍；（2）

搬運波浪作用造成的泥沙；（3）

侵蝕海底和海岸。

潮流壅水現象潮差海岸類型據海岸帶潮差大小，把海岸分為：弱潮海岸：潮差＜2m，河流三角洲、堡島等中潮海岸：潮差2-4m，潮汐三角洲、潮汐通道、潮灘、鹽沼等強潮海岸：潮差＞4m，潮灘、鹽沼等為主的地貌組合。三、潮汐與潮流作用潮流作用能在潮間帶形成潮灘、潮溝，在水下淺灘形成潮流沙脊和潮流通道。潮汐對海岸的作用LowTideatBayofFundySource:

WilliamE.Ferguson三、潮汐與潮流作用Source:

WilliamE.FergusonMaximum三、潮汐與潮流作用RisingTideatBayofFundy進潮口的填充（二）泥沙縱向移動及其地貌海流作用

波浪類型（按成因分類）：毛細波：顧名思義是比較細小的波，它的波不會很高，但其頻率最高，一個波浪完成的時間周期很短，不到1秒鐘，其恢復力為海水中的表面張力；重力波：隨著頻率的減小，重力逐漸成為主要的恢復力，這時的被稱為重力波。最常見的重力波是風浪和涌浪，周期通常為1-10秒，具有很寬的頻率范圍，除風力外，地震也能引起地震波，這種波傳到岸時，波高迅速增大，會形成災害性的海嘯，這種海浪呼嘯而來，給沿海地區帶來可怕的災難．其實潮波也是一種長周期的重力波，不過它是在引潮力作用下引起的一種波．慣性波：是由地轉偏向力作為恢復力而引起的波。行星波：一種周期更長的波是由于地轉偏向力隨緯度的變化作用力引起的行星波。什么是無風三尺浪世界海洋波浪高度海岸帶的組成海岸帶—海洋與陸地相互作用的地帶，其寬度主要取決于潮差的大小和海岸帶的地形特征。包括：潮上帶（C）

—

岸線以上狹長的陸地部分，以激浪作用到達處為上界

（海岸）潮間帶（B）—

位于平均高、低潮間，高潮時淹沒，低潮時露出

（海濱）潮下帶（A）—指低潮線以下直到波浪對地面作用到達下界

（臨濱和濱外）（波浪1/2波長處）水下岸坡（潮下帶）潮間帶海岸（潮上帶）典型海岸組成要素六、海平面升降

海成階地（Marineterrace）又稱海岸階地，原海蝕作用形成的海蝕臺或由海積作用形成的海灘．由于海面下降或地殼上升，形成沿海岸作階梯狀分布的地形稱海成階地。海蝕階地發育于基巖海巖的岬角，是昔日的巖灘抬升而成，表面保存著少量礫石與沙的松散堆積物．或雖無堆積，但有過去波浪磨蝕的痕跡，階地后緣有一明顯的坡折，即古海蝕崖遺跡。海積階地是由海灘堆積物組成，這種堆積物是具有—定分選的沙質沉積，沙層具水平層理或小角度交錯層理，夾大量的貝殼屑。水下階地是沉溺的巖攤和海灘，上部被后來的海洋堆積物所掩埋海積階地海積階地海蝕階地海蝕階地

末次冰期開始于60KaBP，18KaBP

極盛期，10KaBP結束。在極盛期，海面曾下降到現在海面以下130—150m10KaBP開始，冰期結束，氣候逐漸變暖，海面上升

約在6KaBP左右，達到最大規模。從距今6000年左右開始，海面變化趨于較為穩定的狀態。末次冰期和全新世海面變動（1）氣候變化第四紀全球性的氣候變化，引起冰期和間冰期的變化，大洋水體發生增減，導致全球性海面的周期升降，這種稱為“水動型”海面升降變化。它是全球性氣候變化引起的，影響范圍涉及全球海面。（2）構造運動由構造運動引起全球性的海面變化，主要是由于板塊運動引起洋盆的容積發生變化而引起的。因地殼升降運動引起海面的升降變化，稱為“地動型”海面升降變化。如濱海地帶若為構造隆起區，海水發生后退：相反，若為構造下沉區，海水則向陸地方向入侵。這種變化一般影響范圍小，具區域性特點，而且這種變化性往往疊加在全球海平面升降之上。洋中脊生長導致的海水上漲海平面變化的原因：6000年來的海平面變化存在著不同的看法，主要有三種觀點：以費爾布里奇為代表的海面振蕩學說：認為距今5000—6000年前期間，存在一高海面，當時海面比現在高3—5m，此后，海面升降頻繁，變化于+3至-3或-4米之間（以現代海面為標準）。以謝帕德為代表的海面連續上升學說：認為全球的海平面是持續上升的，現在的海面是全新世以來的最高海面。以菲斯克為代表的3600年來海面穩定學說：認為全球的海平面先是穩定地上升，并約在距今5000—3600年前達到目前的海面高度，且穩定至今。海面相對上升原水下岸坡上的水深相對增大，波能的損耗相對減少，波浪抵達岸邊時的能量相應增大，海岸受蝕，沉積物向岸外水下岸坡移動并堆積下來。海面相對下降

水下岸坡水深相對減小，波浪使其受蝕加深，大部分沉積物向岸邊移動并堆積下來、一小部分向水下岸坡基部移動并堆積。對海岸地貌發育的影響：GlacialEr