第 10 章 海岸线

海岸一语用以指陆与海的接触带。滨岸是大潮低水位与悬崖基部之间的地区（在低海岸情况下，是低水位与暴风浪达到的最高点之间的地区），海滩由滨岸上沙、石堆积物构成，而海岸线本身则用悬崖线或最高的暴风浪所达到的线来予以划定。滨岸划分为两个地带：前滨由最低的低潮线延伸到平均高潮线，而后滨从高潮线延伸到海岸线。

海岸演变的因素

任何海岸线的特征都取决于若干因素的相互作用。首先，有波浪、潮汐和海流的作用，它们是侵蚀、搬运和沉积的营力。第二，是海岸的走向，即海岸的方向和相对于这些营力的方向。第三，是陆地边缘的性质，不管岩石是否有抗蚀力，性质多样还是单一，不管陆地边缘高耸、陡峭还是高度不大、平直或是曲折，不管滨外地带的坡度是陡峭还是和缓，陆地边缘都在遭受着这些海洋过程的作用。第四，陆海的相对高度有变化，这种变化有时按照其结果相对于陆地边缘而言是升高还是降低海面，称为正向和负向运动。第五， 某些海岸地区有特别的因素，如珊瑚的生长，达到海域的冰川和冰原的影响和火山活动（许多火山位于海岸附近）。最后，存在着许多人为的特征，因为正如海洋土木工程的发展所显示的，人的作用具有深远的意义；这些发展包括河口清淤、港口建设、海岸沼泽改良、为防止海洋侵蚀的海岸防护工程的建设（如海堤、堤坝和防波堤）和码头、堤道和海滨大道的修建。自从 1949 年海岸保护法案颁布以来，英国许多地方当局在政府拨款的大力帮助下，实施了若干海岸防护计划。即使如此，这也给地方造成了很大负担，许多人认为，全部费用都应当由国家负责。

海洋侵蚀

波浪 开阔大洋中的波浪是由水质点的振动形成，当波浪经过时，水质点便画出一个圆圈；在波峰上，每个质点都稍稍向前移动，然后返回波谷中差不多它们原来的位置。一块浮木或软木，除非是风或海流事实上使其漂移， 否则它几乎不改变其位置。质点的振动是风对水面的摩擦引起的。强风的结果形成巨浪，巨浪可能以峰谷间垂直高达 12—15 米（40—50 英尺）的圆形涌浪形态在开阔大洋上传播数千公里。迄今观测到的最长的涌浪的波长（相邻波峰之间的水平距离）为 1130 米（3700 英尺），波高 21 米（70 英尺）， 这是 1961 年“贝齐”号在飓风期间一架自动波浪记录仪于西大西洋中观测到的。

但是，当波浪传播到浅水时，其波峰便变陡，卷曲然后破碎（这时称为碎波），结果大量的碎波成为上爬浪（即 send）整体地冲上海滩。然后，水又作为回流沿海滩斜坡流回。一方面，水对着海岸聚积起来，另一方面又有称为底流的下层流予以抵销，下层流在海底附近从滨岸流回，或者在这里局部成为裂流。

波浪由风推向滨岸，其高度以及由此获得的能量取决于风的强度和风在开阔水域吹过的距离，这称为吹程。因此，在海岸线的演变中，最重要的是

相对于风向、开阔海面的海岸线的位置和方位，特别是相对于最大吹程的方向和最大的波浪即优势波浪（能起最大作用的波浪）方向的海岸线位置和方位。

暴风浪具有特别的重要性。暴凤浪是吹程相当大的特殊大风的产物；它们在一天里对海岸线的作用可能比普通盛行波浪在数周相对平静的天气里作用明显。这些暴风浪大多数都造成破坏性的后果。由于它们频繁出现，一浪很快地紧接着一浪，频率约为 1 分钟 12－14 次，由于当波浪破碎时，水几乎垂直地冲击下来（因此有“冲击碎浪”一语），因而回流比上爬强有力得多。因此，这些破坏性波浪倾向于“梳”下海滩，并将物质向海移动。每分钟起伏约 6－8 次的较和缓的波浪，其上爬浪的前冲力较强，由于摩擦阻碍作用， 回流力量较弱；因此，它们倾向于将粗砾搬上海滩。这些波浪是建设性波浪， 即“崩顶”或“激散”碎波。

冬季的大西洋波浪对爱尔兰西岸的平均压力，差不多为每平方米 11 000

千克，而在大风暴期间，压力可 3 倍于此。暴风浪对海岸线的作用在高潮时极为显著，因为它们的力量作用于较高的海滩或悬崖面上。

当波浪接近滨岸并且水变浅时，其速度便减小。如果海岸由交替的岬湾构成，那么，水在岬角前变浅要比在海湾深水处快。因此，波浪从海湾处向岬角侧部弯曲或折射，并在这里加强侵蚀过程。如果波浪以斜交的方向推进， 那么折射也可能在平直海岸上发生，结果它们最终将在几乎与海岸平行的方向上破碎。

作为侵蚀营力的波浪 波浪以若干方式起侵蚀营力的作用。当一块水体拍击岩石时，它的水力作用有着直接的击碎作用。崖面裂缝和裂隙中的空气受到压缩，直到它的压力与波浪所施加的压力相等，结果波浪后退时所造成的扩张实际上可能起爆炸作用。当这个过程不断地反复进行时，这些裂隙便被扩大，特别是有许多节理或受到过多次断层作用的岩石上。

岩屑物质的磨蚀作用威力更大，这些岩屑从沙到巨砾大小不等，挟带着岩屑的波浪撞击陡崖的基部。这种掏蚀作用可以产生悬崖，而风化营力（如寒冻作用和雨水冲刷）对悬崖又发生作用，这种作用取决于构成悬崖的岩石的性质。

当上爬浪把物质推上海滩，回流又将它带回时，这些岩屑撞击陡崖，并互相撞击，因此碎屑本身也由于磨耗作用而被磨损；刮大风时，陡峭海滩上的粗砾不断地作搅拌和碾磨运动。

最后，在存在石灰岩这类岩石的地方（如彭布罗克郡滕比海岸的石炭纪石灰岩上），海水的化学溶解作用可能有相当大的影响（但是，必须指出， 现在人们认为，这种海岸地带的许多地形不是这种溶解作用的结果，而是海水对在石灰岩上发育的一个前存地下水系进行侵蚀的结果）。

因此，波浪的侵蚀作用有四个方面——水力作用、磨蚀作用、磨耗作用和溶解作用。

潮流冲刷 潮流可能具有强烈的侵蚀作用，侵蚀作用在形成水下河道， 甚至海底侵蚀面方面的重要性正在变得越来越明显。潮流冲刷可能在“瓶颈” 河口（如默西河）出现。它们也可能在近岸处出现，如在索尔韦湾，这里有广阔、不断变化的泥岸和沙坪，其上约离岸 1.6 公里（1 英里）处，有一条永久性的深水道平行于海岸，从锡勒斯流向怀特黑文，约 30 公里（18 英里）。它是每小时 5 海里的落潮流，辅以流入弗斯头部的河水冲刷而成的。另一个

例子，众所周知，汉普郡海岸赫斯特沙嘴附近的一条每小时 4.5 海里的潮流能冲走 60 米（32 英里）深处的粗砾。人们在英格兰西南部近岸深 160 米（90 英里）的大陆架上，观察到了沙波纹。

陡崖的侵蚀和浪蚀台地 在分析海洋侵蚀结果时，再次考虑一下一系列的事件是有益的。如果人们设想一个坡度均一的地表（图 133）作为这个系列的初始阶段，那么，波浪作用便开始掘出一个浪蚀龛，浪蚀龛被扩大，伸进突出于浪蚀台地的悬崖之内。

图 133 滨岸剖面发育的阶段

  1. 理论上的初始阶段（即均一、平滑地倾伏到海平面以下的一个坡地）。

  2. 被波浪侵蚀成的一个小浪蚀龛，有少量滨外沉积物。

  3. 悬崖已发育，具有薄层海滩沉积物的岩石台地已形成，滨外阶地正在伸展。

  4. 宽阔的台地和阶地已形成，在风化作用侵袭下，悬崖的陡度正在减小。悬崖

    悬崖形成的具体情况取决于岩石的性质、岩石的层理和节理，岩石

的抗蚀性、岩石均一或不均一，以及微弱带（如断层破碎带）的存在。块状的坚硬岩石，特别是老红色砂岩（照片 84）、波特兰石灰岩（照片 85）和花岗岩，侵蚀缓慢，形成陡峭的悬崖，表现为陡险的陆岬。抗蚀力弱的岩石侵蚀较快，形成海湾。差异海蚀的结果在图 134 中加以举例说明，这张图表示的是科西嘉西南部海岸。

形成悬崖的并不仅仅是坚硬、抗蚀性强的岩石。例如，多塞特（照片 85）、怀特岛（照片 86）、萨塞克斯（这里的比奇角高度超过 150 米，500 英尺）， 肯特东部、约克郡东部和海峡法国一侧的海岸上的白垩也形成陡峭、轮廓鲜明的悬崖。有时白垩地层呈水平状，例如在萨塞克斯和约克郡沿岸。在其他地方，白垩已受到褶皱，例如在怀特岛和多塞特；在斯沃尼奇附近的巴拉德丘陵地层倾角大，在尼德尔斯，它们近乎垂直，在拉尔沃思附近，白垩已被倒转。在尼德尔斯，这个褶皱作用使白垩变硬、变紧实，使之特别能抵抗海洋侵蚀（集中于清楚的垂直节理），结果形成了突出的浪蚀岩柱。基部的迅速掏蚀，加上岩石的透水性（因而使之不易遭受风化），使白垩陡峭地直立， 虽然掏蚀也常常形成岩崩，悬崖通常后退迅速。大规模的崖坍在怀特岛和福克斯通和多佛尔之间的肯蒂什（Kentish）沿海一带特别常见，在这些地方， 白垩覆盖于高尔特粘土之上。萨塞克斯的白垩后退得很快，因而干谷的谷口位于现在将七姐妹高崖分隔开来的陡崖基部以上 15－30 米（50—100 英尺）。在福克斯通沿海，崖坍长约 5 公里（3 英里），规模如此之大，以致形成了独特的崖底阶地。这些崖坍的确切原因，现在尚未认识清楚，因为这里岩石向内陆倾斜，但它们通常是在暴雨后下伏高尔特粘土变得具有可塑性时发生。

更大规模的崖滑实例可以在埃克斯茅斯和莱姆里吉斯之间的德文沿海看到，在这个地方，由经过扰动的白垩纪物质组成的崖底阶地在现在内陆白垩悬崖的基部堆积起来。崖底阶地大部分长有树木。另一个例子叫滑动崖脚坡

（阶地），怀特岛文特诺西南面沿海可以看到。

另外，伯恩茅斯附近陡崖的新生代粘土和砂岩，在基部易受侵蚀，因而已用混凝土阶地和在崖边后面埋设的排水沟加以保护，但是在潮湿天气，常常发生滑塌和崖坍。

图 134 科西嘉西南部的差异海洋侵蚀

向西陡峭伸出的岬角的表明坚硬抗蚀的“变粒岩”（granulite，法国地质学家命名，指黑云母花岗岩的一个类型）和闪长岩岩体的影响。

在怀特岛尼德尔斯附近的阿勒姆湾始新世地层（从雷丁基底到巴顿粘土）几乎垂直地竖在崖面上。较为紧实的有色砂岩被粘土层隔开，在一段时间阵雨以后，其中每层粘土都有一条泥舌像冰川一样流到海滩上（参见照片36）。

由于迅速的掏蚀，即使是冰川粘土也可能形成陡崖，例如诺福克和约克郡沿海，特别是斯卡伯勒和法利之间。有时，冰碛物沿悬崖面滑下和落下。在霍尔德内斯半岛，由于侵蚀，冰碛物低崖一直迅速地向陆地方向后退；据估计，自从古罗马时代以来如果一直保持着现在的速度（约 1 年 2 米， 即 6

—7 英寸），那么自 5 世纪以来，一定已蚀去了平均宽 4 公里（2.5 英里） 的一个地带。许多村庄的遗址现今远在大海之中——维尔斯索普

（Wilsthorpe ），哈特本、克莱顿（Cleton ）、大科尔登、瓦克斯霍尔姆

（Waxholme）以及其他许多地名现在仅仅是历史记载和老地图上的名称。 最后，记住这一点是重要的，即并非所有的海崖是海洋侵蚀的产物。在

发生相对海面变化的地区，一个悬崖可能只不过是陆地的陡坡，尽管后来当然要受到海洋侵蚀的改造。另外，断层作用可能导致直落海面的陡峭岩面的形成；苏格兰西部的岛屿和主岛沿海有许多例子，特别是斯凯岛受蔽护东岸沿海的玄武岩悬崖。

洞穴和浪蚀岩柱 当坚硬岩层构成的悬崖受到海洋侵蚀时，如果存在一些局部微弱之处（如遭到受严重的节理和断层作用的地带），那么就可能形成洞穴（图 135）。洞顶的坍塌常常会产生长、深各 30 米的窄长小湾（在奥克厄叫做长狭潮道）。彭布罗克郡南部著名的亨茨曼角是一个类似的现象。许多洞穴在向陆地方向穿过一段距离以竖井形式达到地表，这些竖井称为海蚀洞顶开口或喷水穴；后一名称系根据由于下面涌入洞穴的波浪的压缩力，沿竖井向上压至天空中的水花而命名。如果洞穴深入一个岬角的侧部，或者偶尔一侧各一个洞穴，就可能形成一个拱，例如著名的多塞特的杜尔德尔门

（Durdle Door）（照片 85），苏格兰北部威克附近的尼德尔洞和彭布罗克郡南部的格林桥。下一个阶段是拱的坍塌，使靠海的部分形成浪蚀岩柱；怀特岛附近海域的厄德尔斯、珀贝克岛附近海域的老哈里山岩和弗兰伯勒角附近海域的浪蚀岩柱都是由白垩构成；奥克尼的“霍伊岛长者”为红色老砂岩构成（照片 84）。

图 135 悬崖、洞穴和浪蚀岩柱

1.表示由有节理岩石构成的悬崖的逐渐破坏。浪蚀崖柱和拱由节理面包围的抗蚀岩体形成，成为浪蚀台地上突兀的残体，但是逐渐受到侵袭。海蚀洞系沿节理或岩墙侵蚀而成，可能沿一条垂直节理与表面相通，形成喷水穴。

2 与 3 表示悬崖的陡峭度可能受到岩层倾斜方向的影响。

在不列颠群岛西岸附近，经常可以看到由岩柱经浪蚀而成的石墩，石墩上往往有灯塔。位于外赫布里底群岛以远的圣基尔达组“浪蚀岩柱”系由坚硬的火成岩组成，其中有些岩柱仍然是高耸的岩体，特别是主岛西北面高 191 米（627 英尺）的阿尼姆岩（Stac an Arnim）。

浪蚀台地 浪蚀台地随着悬崖的后退而逐渐形成。由悬崖侵蚀下来的物质在潮痕之间来回曳动，但最终在磨耗作用下被碾碎的大部分物质或者将会向海运动，在波浪作用深度以下堆积。滩，或者沿海岸运动，在其他地方沉积下来。

图 136 平衡滨岸剖面

  1. 陡峭的坡面 AB 在滨岸的上部遭受海洋侵蚀，在下部遭受沉积作用， 因而产生一个较缓的新剖面 CD，新剖面处于平衡状态（即斜坡处于这种状态，以致波浪作用能蚀除刚好与所得到的一样多的沉积物）。

  2. 较和缓的初始斜坡 ab，在海滩的陆地一侧堆积，在向海一侧侵蚀， 一直达到处于平衡状态的新剖面 cd。

物质在和缓向海倾斜的浪蚀台地上的这种运动，有助于对它进行进一步的磨蚀。许多陡峭的海岸表现为石质台地（照片 88，89），顺便说一下，决不可将这种台地与抬升海滩的台地相混淆。宽度超过 50 公里（30 英里）的挪威西部的海滨坪具体表现了浪蚀台地的发育。这里的陆地风化作用（主要是冰冻作用）极快，从而悬崖受侵蚀后退，强有力的波浪能迅速搬走侵蚀产物。陆架冰的均夷作用可能起一定作用，甚至是主要的因素。在马耳他西岸， 这种台地有一个突出的例子，这个台地是在新生代贝壳灰岩上侵蚀而成的（照片 88）。

但是，通常当台地达到一定的宽度时，台地就被使波浪作用减小的浅水所覆盖，所以海岸侵蚀的速度变缓，最后实际上停止。按照循环的概念，这样就达到了壮年阶段；产生了由和缓倾斜石崖（陆上侵蚀作用将在石崖上继续发生作用、岩石台地（可能具有形成海滩的薄薄一层物质）和在波浪作用深度以下堆积的浪成阶地构成的滨岸剖面。搬运和沉积过程变得越来越重要。

陆上侵蚀使悬崖后退，直至它的坡度极缓以致不能觉察出来，而物质在滨外的堆积将不断增加。有些现在海面以上广泛分布的准平原（如威尔士 180

米即 600 英尺的台地）可能是由于在过去地质时代广泛逐渐下沉的漫长时期中所进行的大面积海洋均夷作用形成的。

滨岸平衡剖面 侵蚀和沉积作用最终是趋于产生一个滨岸平衡剖面，从而形成堆积的沉积物量大致与蚀去量平衡的一面坡地。很明显，这种平衡是非常暂时性的，而且容易被破坏，例如被向岸强风形成的特别高潮水破坏。但在风暴过后，正常的过程便再次竭力恢复作为那段海岸一系列普通条件的最后结果的一个剖面。

平衡剖面的理论概念用图 136 予以表示。如果原海岸线比理想的剖面陡，侵蚀作用将会下切岩石台地和悬崖，同时沉积作用将堆积成一个台阶地

（CD）。但是，如果原海岸线较缓，海滩将堆高。侵蚀将在向海域较远的地方（cd）起作用。

海岸搬运作用

波浪和水流引起的沙和砾石沿海岸运动的速度和方向，是一个极为有趣的问题，这种运动的研究，既对水利工程师又对注意海岸地形形成和生成的地貌学家有重大实际意义。现代方法包括航空摄影、裸潜、水下电视和各种

“示踪物”的利用。后一种方法是用着色剂（特别是有荧光性质的着色剂） 和放射性物制剂在物质上作标记，这些作用剂使物质的运动能较为精确地加以追踪。

波浪 头等重要的搬运营力是波浪本身。碎波把物质卷上海滩，回流又将其中一部分带回。如果波浪以斜交方向冲向海滩，就可能产生沿岸漂移（如图 137 所示），因为物质以斜交方向进入海滩，又迳直沿最陡的坡带回。这种沿岸漂移（或沿滩漂移）表现于物质沿英格兰南岸作西东向的运动，因为盛行风和波浪来自西南方。这种运动可能因突出的陆岬，或河口的深水，或人造木质或混凝土防波堤而停止。

图 137 海滩漂移

波浪以斜交方向接近海滩时，其上爬水携带物质以斜交方向冲上海滩。回水沿斜坡迳直后退，但下一个波浪又以斜交方向运送物质。于是，物质沿滨岸运动。

水流 除波浪外，水流也是重要的搬运营力。底流使粗砾、沙和泥向海移动；有向岸狂风时，水在海滩上高高涌起，因而要往回流，海滩可能受到严重的冲刷。潮流，特别是在束狭的河口，尤其是有河流水流加入时，也可能“冲走”物质。沿岸流常常以平行于海岸的方向搬运远在低潮线以下的细物质，象比利时沿海就是这样。

风 还必须提一提作为一种搬运营力的风，因为无遮掩的滨岸上大面积未固结物质遭受着风的作用。因此，沙能向陆移动。在低潮强风期间，广阔的沙坪表面沙沙作响地不断移动，在供沙充足处，沙可能被向陆地方向搬运。

海岸沉积作用

由陆地边缘冲走的物质最终在海中沉积。较粗的物质来回移动，可能暂时沉积在沿岸其他地方。但是，磨耗作用最后会使之变得极为一致，并会沉积于波浪作用影响的深度以下。由于重力有助于向海的运动，阻碍向陆的运动，因此最终必定总会有净损失。另一方面，很明显，有些海滩物质来源于海底。在暴风天气中，强劲的波浪可能搅动滨外海底，提供被抛上海滩的物质。

在潮痕之间，有粗沙和粗砾海岸沉积物（有时呈阶地或滩脊形式）（照片 94），在高潮以上，有常常被风堆积成沙丘形态的沙。有些海滩完全由富含贝壳的物质组成，例如斯凯岛海岸（特别是在洛赫斯（Lochs）、布拉克代尔和邓韦根滨岸）和附近主岛上莫勒的海岸。这些白色耀眼的贝壳沙来源于曾生活在附近海底、被猛烈的波浪粉碎和冲激的珊瑚藻遗体。在赫姆岛（海峡群岛的一个岛）的海岸上，可以看到长达半公里以上引人注目的贝壳海滩； 可以发现许多罕见的贝壳，包括通常出现于亚热带纬度的一些贝壳。人们用车辆把贝壳沙从布雷顿海滩往内陆方向运送，以帮助改良内陆深处的酸性薄层土壤。细沙和粉碎的贝壳物质分布于低潮线和 180 米（100 英里）线之间； 180 米线以下，分布着各种陆源泥。其他沉积物包括珊瑚碎片和火山物质， 和河流带来、在河口和三角洲形成泥滩的大量细冲积物，植被的生长有重要的一份作用，特别是在盐沼之中。

  1. 海滩和滩脊 海滩一语用于指大潮低潮线和暴风浪达到的最高点之

间的物质堆积体。在侵蚀占优势的高海岸，可能不存在海滩，或者仅在悬崖下有一不稳定的巨砾、粗砾堆积体。陆岬之间的小海湾在顶部通常有一小片新月形沙，称为湾头或袋状滩。而在低海岸上，沙质的地面可能缓缓地向滨岸倾斜，也许有一狭窄的粗砾海滩；低潮时，一大片这类沙子可能被暴露出来，例如在莫克姆湾、兰开夏郡西南部沿岸和安格尔西郡与北威尔士海岸间的角区就是这样（图 138）。最典型的海滩是具有和缓凹入剖面的海滩，其向陆一侧紧靠着沙丘，接着是一片粗砾，然后是沙子，也许还有刚好在低潮线以上覆盖有海草的岩石，表明其下有浪蚀台地。

图 138 北威尔士海岸附近的拉瓦恩沙地

（Lovan Sands ）

平均正常潮位低潮时出露的沙质地区用点表示。

有时，沿海滩形成大致与海岸线平行的梁脊，它们被称为滩脊（full）， 被叫做滩低地（lows）或滩槽（swals）的浅而长的洼地所隔开。例如，它们在福姆比角以北的兰开夏郡海岸，和在邓杰内斯角可以看到。它们系由接近海岸的堆积波所形成，趋于与波浪推进方向成直角。

海滩嘴 完全或大部分由粗砾构成的较小但令人迷惑不解的海滩地形，是被大致呈圆形并均匀分布的洼地所隔开的一系列凸起，这些凸起接近于高潮线，使海滩边缘表现出一种扇形形态。其形成方式尚未真正理解，尽管它们是强烈的上爬流和回流的结果，似乎在波浪呈直角或近乎呈直角地接近海岸时极易形成。海滩嘴一旦形成，它便破坏上爬流并迫使它以冲旋方式冲进两侧的洼地，这个事实将有助于保存海滩嘴并使之更为显突。较粗的物质被带到洼地的两侧，因而使海滩嘴增大，将较细物质沉积在洼地底部。但是，这并没有解释海滩嘴最初的形成。海滩嘴通常可以在沿英吉利海峡粗砾海滩一带，特别是在怀特岛的切瑟尔浅滩、赫斯特沙嘴和阿勒姆湾看到，但是，一段时期的暴风浪可能通过冲蚀海滩突然地破坏型式，使之再度成为均一的斜坡。

  1. 沙洲和沙嘴

    沙或粗砾质沙洲和沙嘴的形成，产生多种多样的海岸地形，这些沙洲和沙嘴或者在滨外并与之平行，或者横穿海湾或河口的口部，或者位于海岸线方向突然改变的地点，或者位于大陆与岛屿之间。它们形成的主要必要条件是沿岸漂移的丰富物质，以及海正在通过形成这些沉积物线而使之平滑的一条不规则的海岸线。

图 139 奥福德岬和博斯岬角

  1. 上图表示的是奥福德岬。一条粗砾沙洲从一个三角岬（奥福德岬本身） 向西南延伸。这条渐窄的长沙洲使阿尔德河（the Alde ）和巴特莱河（the Butley）转向南流。中世纪时，奥福德是面向大海的一个港口。

  2. 下图表示博斯岬，它向北延伸至达维河河口当中，由覆盖有沙丘的粗砾组成，其后为常被潮水淹没的达维河沼泽。

滨外沙洲大致与滨线平行。关于这些沙洲的成因是有争论的；它们大概是若干因素相互作用所形成的。它们可能与波浪的作用有关，因此沿岸漂移的物质就恰恰在涌进来的波浪一开始破碎的线以内沉积（因而有破碎点沙洲一语）；它们还可能由回流从海滩直接向下“梳出”的物质形成。沿岸流的冲刷可能也有助于其形成。结果是产生沙洲，沙洲后面能堆积成沼泽、淤泥

滩和潟湖。有时沙洲在波浪的推动下向陆地方向移动。这在平坦的海岸平原与浅水相邻接的美国东南部和东部表现得很明显。滨外沙洲原来是在远离大陆处形成，但它们已向陆地推进，包围了沼泽和潟湖。由于距离远，这些沙洲与大陆没有联系（因此它们通常有障壁岛之称），它们包围称为海湾

（Sounds ） 的浅水区；这在北卡罗来纳海岸外的哈特勒斯角表现得很清楚， 在这里，相连形成钝角三角形岬角的两条长障壁岛包围着帕姆利科湾（图141）。再向南，沙洲向陆地推进了更远，在许多地方填塞成了潟湖，在佛罗里达的代托纳比奇、棕榈滩和迈阿密形成了广阔的沙滩。

图 140 法国朗德海岸的费雷角

沿法国西南部朗德海岸延伸的沙丘线， 被阿卡雄湾在其上形成缺口。莱尔河流入此湾。在海湾口部形成了横导的费雷角沙嘴。以南是欧洲最大的流动沙丘——萨布隆内沙丘（the Dune de Sabloney ）。

当物质呈线状堆积但有一端与陆地相接，另一端伸入大海或横穿河口时，便形成沙质或粗砾质沙嘴，或者形成两种沙嘴（照片 92）。有时，其向海端弯曲或呈钩状，这是由于波浪以斜交向滨岸推进，滨岸势必在沙嘴尾部翻卷而形成的（图 142）。

在怀特岛对面汉普郡海岸上，以东南方向横穿索伦特海峡口部的赫斯特沙嘴是在一条粘土滩的基础上形成的。它是由向东漂移的粗砾构成，其方向取决于西南方来的盛行波浪的方向。在其东端附近，一系列横向粗砾脊地几乎以直角与之相连， 使之形成呈北北东走向的向后弯的末端。大概是沿索伦特海峡从东北方来的波浪造成这种方向的变化。

马萨诸塞州海岸的科德角提供了低海岸侵蚀和沉积在短距离内同时发生的一个明显实例（图 142）。半岛是一易受侵蚀的冰碛体，冰碛体在瑙塞特滩（Nauset Beach）处受到波浪的全面袭击；人们不明白，它为什么在猛烈的暴风浪冲击其土崖基部的情况下一直存在。但是，物质并未冲到陆上；它既向北又向南飘移，因为沿岸漂流在此地附近改变方向，形成海滩。北沙嘴终止于雷斯岬角，但是水流把物质向后卷带，形成钩状的朗波因特岬角（Long Point），其后分布着一片沙丘。向南的漂流形成了一条沙嘴，沙嘴穿过普莱森特湾不规则的凹缺，再向南形成了莫诺莫伊岬角。

在海的长漏斗形凹缺处（如里亚式海岸），沙洲有时与滨岸成直角并有一段距离，向此地推进的波浪的威力在这里明显减弱。在爱尔兰西南部的丁格尔湾，从一条滨岸伸出了一条沙嘴，在向

图 141 北卡罗来纳州的哈特勒斯角和帕姆利科湾陆侧形成了一片潮滩地，流入的河流所带来冲积物的沉积和植被的生长正在天然地改良着这片潮滩地。

如果一条沙嘴继续伸长，它最终便可能连接两个陆岬，形成湾内沙洲。这些沙洲或是由粗砾组成，如康沃尔南部的洛埃拦门沙（loe Bar）（图 143）；或者由沙组成，例如波罗的海岸的沙嘴滩（Nehrungen）（图 152）。潟湖和沼泽通常在沙洲和主岛之间受封闭而成。

多塞特（Dorset）海岸的切瑟尔浅滩（图 144）把波特兰岛与主岛“扎” 在一起。这种起连接作用的沙洲有时称为连岛沙洲（tombolo）（图 145）。

  1. 三角岬

    这些地形的明显实例有佛罗里达州的邓杰内斯角卡纳维拉尔角和德国的梅克伦堡海岸的达尔斯半岛（图 146）。它们大部分由粗砾

脊地组成，似乎是两条不同的沙嘴聚合（如达尔斯半岛的情况），或是两个方向有威力的波浪共同作用（如在邓杰内斯角，有从西南和东面来的波浪作用）的结果。

图 142 马萨诸塞州的科德角P 为普罗温斯顿

  1. 沙丘带

    在广阔的沙滩背后几乎总是有沙丘，因为强劲的海岸风能轻易地移动低潮时干涸的一部分沙。例如马里湾的卡尔宾沙丘，它们已向陆地方向推进到伯格里德与奈恩之间，吞没了若干农场；兰开夏郡

（Lancashive）南部的安斯代尔（照片 109）和福姆比沙丘；和沿康沃尔伊维斯（St lves Bay）分布的大面积海尔沙丘。欧洲大陆的例子有朗德海岸（图140）、从法国边界到丹麦北端的北海海岸和波罗的海南岸。这些沙丘中有许多沙丘向内陆移动，会威胁或者实际上吞没村庄和耕地。常常必需通过种植草和松树（如科西嘉松或苏格兰松），或用灌木栅栏将它们盖住来固定沙丘。沙丘上的草有助于固结松散沙子的缠结根系，而它们成丛的生长有助于阻止其在表面移动。外沙丘带常常用人工加以固定，形成一道土墙，这道土墙将会成为保护后面土地的一道障壁。

在苏格兰的西岛，特别是南尤伊斯特岛和泰里岛的沿岸沙质低地

（machair）是一个引人注目的风成海岸沙地实例。在海岸沙丘的后方，平坦或起伏和缓的大片白色贝壳沙大部分覆盖着草和有花植物，部分地方已被小农庄的佃户加以改良。

朗德沙质地区占地约 16000 平方公里（6000 平方英里）， 覆盖着第四纪一次海侵时沉积的海相沙；这是沙丘的来源。沙丘带从吉伦特河口口门处的格拉沃角向南延伸到比亚里茨；它整个宽度约 7 公里（4.5 英里），其后有潟湖和沼泽。沙丘呈带状分布，中间隔有洼地，它们的脊部高达 45 米（150 英尺），而最大者萨布隆尼沙丘（the Dune de Sabloney）（欧洲最大的流动沙丘）超过 90

图 143 康沃尔南部的洛埃拦门沙

波斯莱文（Porhleven ）附近的洛埃拦门沙（不要与东面的卢港 Looe 混淆）由燧石粗砾组成，长 400 米，宽约 180 米。洛埃（也称洛埃水塘）为一淡水潟湖。注意科伯河（the Cober）正在使之伸入水塘北部的小湖成三角洲。这条沙洲的成因是由于波浪作用，其表面远在最高潮达到的高度以上。MLWOT 为平均正常潮位的低潮线。米（300 英尺）（图 140）。

在波罗的海南岸沿海，由新近的风成沙构成的流动沙丘称为“白沙丘”， 而已为植被固定的沙丘叫做“灰沙丘”。在库里斯奇沙嘴滩（ Kurische Nehrung）（图 147，152），这些沙丘高 55 米（180 英尺），有一个沙丘高达 66 米（217 英尺）。沙嘴上的沙丘目前移动不明显，因为它们的运动受到潟湖的限制，但是潟湖向陆一侧的海岸上，其他的沙丘威胁着农田，因而种植了松树林带。

  1. 淤泥滩和盐沼

    沿海沼泽或者出现于粗砾沙洲和沙嘴后方，或者出现于河口和海湾的被遮护部分（照片 110，111 ）。在诺福克，沼泽在海岸和滨外沙嘴（如 Scolt Head ISland）之间延伸；在威尔士，达维沼泽位于博斯沙嘴的后面（图 139）；已被改良的拉姆厄沼泽是在邓杰内斯角的后

方。巨大的沼泽位于荷兰、德国和丹麦大陆海岸与西、东和北弗里西亚群岛防护线之间。这些沼泽（在德国叫 Watten，图 152，在荷兰叫 Wadden）低潮时从空中看来象是叶子的表面，分隔开泥滩的河流水道曲折纵横。类似的大沼泽分布于法国比斯开湾沿海沙丘带的后方。

第二类海岸沼泽位于受蔽护河口和海湾以内，包括莫克姆湾、切希尔（the Cheshire Dee），南安普敦湾和索伦特海峡、埃塞克斯河口和沃什湾南部的大片地区。其他的位于德国北部亚德河和威悉河口。

海岸淤泥滩和沼泽形成的基础，是受蔽护地区的潮汐所沉积的细泥沙， 有些情况下，河流带来的冲积物也有助于其形成。后来，植被开始传播，参与这个形成过程。海草（Zostera）和沼泽的伞形科植物（Salicomia），以及有些地方的多年生稻草（Spartina townsendii）（照片 110）形成越来越稠密并有助于拦截泥沙的群落；首先，形成不连续的高地，然后形成较连续的高地地区，而潮水则呈越来越窄的水道或水流在其间流动。其他植物逐渐地出现，地表可能因风成沙的沉积而进

图 144 切瑟尔浅滩

切瑟尔浅滩由从布里德波特（就在图的西北方）延伸到波特兰岛，长约225 公里（16 英里）的一条粗砾质脊形地组成。它从阿伯茨伯里以南的一点开始形成一条沙洲，包围住弗利特潟湖；潟湖通向波特兰港，狭窄的连接处横跨着一座平旋桥。粗砾的尺度从布里德波特附近的小豌豆大小到波特兰附近的大土豆大小不等。它主要由燧石组成。沙洲在波特兰处达到高潮以上 12 米（40 英尺）的高度，但以西较低。1954 年 11 月底的几次风暴期间，沙洲在若干地点被冲决，其持久性似乎受到威胁，但它现在又一次稳固地继续存在下去。砾石向东漂移可能是由于略呈斜交方向冲击的波浪的作用。

一步加高。

人类活动，如建造堤坝或铁路路堤（象穿越莫克姆湾部分海域的路堤） 可加速沼泽的天然改良。在德国和丹麦的北海沿岸，人们把柳条栅栏固定在桩上。在叙尔特岛和日德兰半岛陆地之间，建造了若干呈矩形的这种栅栏， 其一侧面向海洋。以后，修建了更大的堤坝，随着生成泥炭的草类的扩展， 沼泽逐渐变为“海滩盐泽”。坎布里亚海岸以外索尔韦沼泽上生成的“海蚀泥炭”以品质优良著称于世。在荷兰沿海，沼泽由于被堤坝包围，后来又加以排干形成圩田而受到改良。

图 145 意大利西部海岸的连岛沙洲

意大利西岸里窝那和罗马之间从前的石质岛屿阿真塔里奥山已被两条连岛沙洲“拴”在主岛上，沙洲围成了一个潟湖。潟湖内有铁路穿过。

图 146 梅克伦堡达尔斯半岛的三角岬

德国菲斯奇兰德（Fischland）沙质半岛向北延伸到梅克伦堡的达尔斯半岛三角岬而终止。这个岬角由粗砾脊地组成，风成沙在其上堆积，形成沙丘。岬的随着每条脊地的形成向波罗的海伸展，在过去两个世纪中，其顶点达尔斯角向海推进了 400 米（1300 英尺）。一个浅滩延伸到此点以外， 指示出岬角将来的延长路径。普拉莫特沙嘴一直向东延伸，从而封堵成了称为波登

（Bodden）的半咸水浅潟湖。

图 147 波罗的海流动沙丘剖面

波罗的海苏联海岸上的库里斯奇沙嘴滩由长 80 公里（50 英里）宽仅 0.4

—1.6 公里（0.25－1.0 英里）的一条沙嘴组成。沙嘴滩的东侧与一条高 46

—60 米（150－200 英 尺）的“漫游沙丘”相邻。 这些沙丘在过去两百年里以平均每年 6 米（20 英尺）的速度迅速向东移动。现在它们的移动要慢得多，部分是因为在向海一侧种植了松林，减少了沙的补给，部分是因为潟潮的水有助于拦截沙子。

海 面 变 化①

海面相对于陆地表面的变化可能对海岸形态发生巨大的影响，因为在低海岸垂直上升和下降即使只有几米，都能使轮廓产生很大的变化。有时海面的变化是世界范围的，并且各地都相同，表明海本身的实际运动；这称为海面升降运动（eustatic movement ）。最重要的海面升降运动与第四纪期间的变化有关，变化包括最后一次间冰期的高海面、最后一次大冰期的低海面， 以及晚冰期和冰后期的海面上升。更新世冰原最大时一定曾使水面降低了约110 米（360 英尺）（不包括均衡复原的影响，这可能会使之减少 1/3）。据信世界上现存的冰原仍然含有足以使海面再升高 30 米（100 英尺）的水。整个世界的平均均衡上升，现在估计通常每年为 1.12—1.18 毫米。不过，由于地壳的构造翘曲或掀斜、下断和均衡下沉和复原，许多升降运动比较具有地方性。

海面的这些变化不仅发生于地质时期，而且也发生在历史时期，甚至现在都能看出和测量出变化正在发生。塞尔苏斯（ Celsius）和林尼厄斯

（Linnaeus）等一些科学家 18 世纪时在瑞典南部进行了仔细的观察，现代的研究人员一直在继续进行他们的工作。常常能发现考古学的证据（如现代低潮线以下的新石器时代居民点和古罗马时代铺筑路面）、植物学证据（如淹没的森林）和地体证据，特别是目前远在现代海面以上的上升海滩和古悬崖证据。

海岸分类

海面变化形成的海岸的类型，既可以按照运动的性质（下沉或上升）， 也可以按照受到影响的古海岸的性质（高海岸或低海岸）加以概括。由于冰后期海面的普遍上升，下沉（即海侵）形成的海岸现在分布要普遍得多。

并非所有的海岸恰好符合这些与海陆相对高度的明显变化有关的类别。许多地区相对于海面来说可能抬升、下沉了若干次，并可能造成了不同的结果；这些海岸称为复合海岸。当第四纪冰原融化时，这既涉及海面变化（融水流走的结果），又涉及正好相反的抬升（均衡复原的结果）；综合的结果是复杂的。

① “ 海面”一语的使用极不严格，使用的场合多种多样。这个术语最简单的含义是指海的一般高度，好象它不受潮汐和波浪的影响似的。较为确切的是指“平均海面”或“基准面”，即大地测量等势面，地表的高度便根据它进行计算。

此外，还有中性海岸，这里的相对变化极小或者没有，但是物质的堆积形成了新的陆地。属于这一类的有沉积海岸（包括淤泥滩、沼泽和三角洲）、熔岩流边缘形成海岸线的火山海岸和珊瑚海岸。

  1. 淹没高海岸 当不规则的高地地区边缘淹没时，便形成多少有缺刻的海岸线，岛屿和半岛代表从前的高地，海湾表示从前的河谷。最重要的类别是（a）里亚型海岸线，（b）峡湾型海岸线，在这种海岸上，山脉和谷地与海岸横切，和（C）达尔马提亚型，即纵向海岸线，这里的山脉与海岸平行。
  1. 里亚型海岸线 里亚型海岸线形成于山丘与河谷大致与海岸线直交的高地地区被淹没的地方。里亚型海岸线呈漏斗形，随着它们接近内陆，宽度和深度减小，每一里亚型海岸线上端都有原来致使河谷形成的一条河流流入，但现在相对于海湾大小而言，实在太小。这类海岸的例子有西班牙西北部菲尼斯特雷角以南地区（里亚一词源于此地）、爱尔兰西南部（图 148） 和布列塔尼西海岸。在每一种情况下，里亚型海岸目前的海底等高线都清楚地表现出一度曾向海延伸的古河谷。

图 148 爱尔兰西南部里亚型海岸

粗线表示主山脊的大致走向，它们大部分最终成为岬角

由于受切割低高原边缘的沉没，在康沃尔和德文南部沿岸，以及在彭布罗克郡南部，形成了一种沉溺河口（照片 91）。西南半岛最大的两处凹湾是泰马河河口（在其口门处是普利茅斯海峡）和法尔河河口。后者的口部由卡里克湾组成，这是一片面积 26 平方公里（l0 平方英里）的受掩护水域，大部分深度超过 18 米（60 英尺）。有一个时期，法尔茅斯曾是英格兰最重要的港口之一，现在仍然是一个船舶修理中心。

  1. 峡湾式海岸线 峡湾分布于苏格兰西部、挪威（图 149）、格陵兰、拉布拉多、不列颠哥伦比亚、阿拉斯加、智利南部和新西兰。它们存在的主要原因是深邃冰川槽谷的淹没，所以峡湾具有冰蚀谷的许多特征，例如 U 形剖面、悬谷和削断山嘴。挪威的峡湾深切于斯堪的纳维亚高原，壁坡比苏格兰海湾陡得多； 松恩峡湾北坡从 1500 米（5000 英尺）的约斯特谷冰川

（Jostedalsbre）高原以 28°—34°的角度向下倾斜到海面以下 900 米（3000英尺），而它的支峡湾之一的奈略（theNaero）峡湾，坡度总是在 50°以上。在平面上看，这些海湾长而窄，呈直线状，支湾以直角或近乎直角汇入海湾。松恩峡湾长 183 公里（114 英里），但宽度很少超过 5 公里（3 英里），特隆赫姆峡湾长 120 公里（75 英里）；哈当厄峡湾长 112 公里（70 英里），有一37 公里（23 英里）的支峡湾——南峡湾。世界最长的峡湾是格陵兰东部的西北峡湾，长 314 公里（195 英里）。

图 149 挪威西部的峡湾海岸

在每一峡湾的口部，通常有一条沙洲或坚硬的石槛，有时上面覆盖有可能是终碛的冰川碎屑物。苏格兰海湾（它们是海湾的和缓形态）中，有许多表现出这种特征。例如利文海湾经过伯勒格利什与北伯勒格利什间的一条石质沙洲（它有时在潮水极低时出露）通向林尼海湾从而通向海域。同样，福尔斯洛纳（the Falls of Loma）系由于埃蒂夫海湾口部奥本附近费里处的一个石质沙洲而形成。 挪威的峡湾具有在水下 45－60 米（150—200 英尺）的真正石槛。这些石槛比内峡湾浅得多； 在松恩峡湾测得的 900 米水深决非罕

见，而且曾记录到 1234 米（4085 英尺）的深度，深水一直达到峡湾顶部。石槛可能是由于这样一个事实形成的，即过去近海的地面冻结不及内陆深， 因而碎裂程度不及内陆大。

关于峡湾的成因，一直进行着长期的辩论。有些峡湾与断层，甚至可能与裂谷相吻合。另一些沿着一条微弱的沉积带发育，如哈当厄峡湾，这个峡湾沿着包围在两个坚硬结晶岩体之间的一个微弱片岩向斜伸展。不管是何种原因，这些抗蚀力极微弱地带都使冰前河流能够在古高地上切割出通向海域的谷地。这些高地的冰盖发育于第四纪冰期，由冰盖伸出的冰川沿抗蚀力最弱的线（即河谷）流动，从而形成冰川槽谷。最后，沉没作用把谷地变成了海湾，尽管由于冰川能够而且确实侵蚀到了海面以下，从而大大加深谷地， 但假设发生大规模的沉没作用是不必要的。

通常有一系列低矮的圆丘状岛屿与峡湾的走向平行，这些岛屿可能是沉没沿海台地的较高部分，一般都覆盖有冰碛物质。这个特征在挪威海岸附近特别明显，（在这里，岛屿称为低小岛

图 150 南斯拉夫的达尔马提亚型海岸陆地为黑色，海底等高线以米计

（the skaergard），海岸的后面为一片平静的水域。这条“内水道”与峡湾本身一道，曾促进人们转向海域；一千年以前，维京人（即海湾或峡湾人） 曾使西欧感到恐怖。

  1. 达尔马提亚型即纵向海岸线 沉没作用可能会对山脉与海岸大致平行的地方的海岸线（它们有时叫“太平洋”海岸线）发生影响，例如在美洲的西部沿海。除非下沉得相当大，外缘山脉变为纵向排列的岛屿，平行谷地形成长条形海峡，这种海岸都倾向于平直和规则。

这种情况出现于南斯拉夫的亚得里亚海沿岸，这里是达尔马提亚“类型区”（图 150）。岛屿、半岛和海湾（称为 canali 和 valloni）的形状和走向反映出狄那里克阿尔卑斯山脉独特的西北-东南走向。这个区域仍然在下沉之中，因为在现代海面以下 1.5－2 米（5—6 英尺）发现了人类居民点、甚至古罗马的遗迹。

爱尔兰南部海岸的科克港（图 151）是这些下沉纵向海岸线的另一实例。

图 151 科克港

图上清楚显示出与海岸线主要走向平行的一个低脊和河谷地区的部分下沉所形成的海岸凹湾型式。

  1. 下沉低海岸 当低地发生下沉时，其后果通常涉及到巨大的面积， 因为坡面和缓时，略有下沉海就能淹没相当大的地区。河谷变成为浅阔的河口，低潮时一片片沼泽和淤泥滩出露，水道和曲折的浅湾纵横交错。埃塞克斯北部的海岸就是这样的海岸。正象下沉的高海岸为海洋侵蚀作用提供场所一样，这种沉溺的低海岸是沉积的场所——形成滨外沙洲、沙嘴、海岸潟湖和沼泽。沉积作用慢慢地使海岸变平直，并消除下沉所形成的凹湾。

照片 93 提供了一个有趣的下沉低海岸实例，照片显示的是北爱尔兰斯特兰福德湾的一部分。鼓丘形成低矮的圆丘状岛屿。这方面的另一个例子是美国的波士顿港；在楠塔斯基特比奇东侧，鼓丘被浪侵蚀成了两半。

沉没森林 一些沿海地区，其中具有埋藏着树桩和树根的泥炭层，泥炭层

存在于高低潮线之间，甚至低潮线以下。港口的开挖（如在拉格摩根郡的巴里和南安普敦）已暴露出若干这些泥炭层。其他的例子有兰开夏郡的福姆比、威勒尔半岛的海岸、北威尔士哈勒赫附近、达维河河口的博斯、康沃尔郡布列斯托尔湾滨岸的彭特万（Pentewan）（这里有一层泥炭含有栎树桩和根， 在现代海面以下 20 米，65 英尺）和沿东海岸的许多地点。泥炭有时被北海拖网渔船带上水面。

低浅峡湾 在瑞典南部低海岸附近，有众多的凹湾，称为低浅峡湾

（Fjard ）。在设得兰群岛和新斯科舍半岛和缅因湾沿海可见到一些有点类似的地形。它们分布于冰蚀低地边缘，由具有平行、和缓倾斜的坡面和众多边缘岛屿的通道组成。除了较低的滨岸和周围地区以外，它们比峡湾开阔， 不如峡湾规则，但它们明显比溺河深，并常有某种形态的海槛。它们明显属冰川成因，既有冰的侵蚀，又有袭用冰前河谷的冰下河流的侵蚀。

北海和波罗的海海岸（图 152）这些海岸现在的地形是由于和缓倾斜但不规则的地表经冰后期下沉而形成，地表由年轻岩石构成，上面覆盖着冰碛物。在北海沿岸的这个地段，下沉使过去的外沙丘带变成一列沙质低矮岛屿

——东、北弗里西亚群岛，淤泥滩或沼泽（即 Watten）使之与大陆隔开。此外，还形成了与流到其中的河流大小不相称的凹湾；埃姆斯河流入多拉德湾， 亚德河流入亚德湾。

图 152 北海东部和波罗的海南部的海岸

波罗的海西岸以远远深入石勒苏益格-荷尔斯泰因州的狭长、侧坡平直的海湾为特征。它们是可能受过第四纪冰原下暗洞内流动的融水侵蚀的长条形谷地的下沉作用形成的。它们在丹麦称为峡湾（Fjords，它们容易引起与瑞典的类型相混淆），但在德国叫做类峡湾（Fohrden）：弗伦斯堡湾、基尔湾和埃肯弗德湾。

波罗的海南岸拥有一系列形态奇特的岛屿，这些岛屿把形状同样奇特的海湾（称为 Bodden）隔开。整个的吕根岛由几个不规则的岛屿（下沉后的残余部分）组成，这些岛屿有沙嘴相连结，它们包围着众多的小海湾。

波罗的海东南部海岸（现属波兰和苏联）具有沙嘴滩（Nehrungen）或沙嘴发育的特点，这些沙嘴穿过下沉所形成的浅海湾的口部。沙嘴（它们表明海岸变平直）的后面分布有浅潟湖（Haffe）。

  1. 上升高海岸 这种海岸的主要特征是目前远高于现代波浪作用带的上升海滩或悬崖线（图 153）。人们已经做了大量工作，努力把分布于不同高度的各个海滩与不同地方的其他海滩，与其他的现象（如河流阶地） 进行对比。老海岸线表现为有明显的浪蚀龛的斜坡，斜坡后面是悬崖，前部是浪蚀石质台地。悬崖上常有明显的洞穴，浪蚀石质台地上覆盖有海滩物质， 如贝壳堆和粗砾。在海岸的某些部分（霍尔德内斯半岛、英吉利海峡沿岸、马恩岛和北威尔士）具有冰前的 3 米（10 英尺）海滩。在苏格兰西部，斯凯岛对面的主岛海岸和西部群岛的海岸上，30 米（100 英尺）海滩特别明显。另外，高度较低、年代较新的海滩痕迹具有不同的高度，在基本标高以上 14

—20 米（45－65 英尺）之间，它们被相当错误地认为是 15 米（50 英尺）海滩。最后，被认为是 7.6 米（25 英尺）海滩的一系列海滩在苏格兰也相当发育。排列这些海滩的次序大致是按年代顺序，但是，使它们相应于一个详细的年代学序列（还包括形成沉没森林的下沉运动）的工作是非常复杂的。

世界许多部分都有这种上升的证据。马耳他西部沿海壮观的浪蚀台地已经谈过（照片 88）。在地中海的这个不稳定地区，一直在发生海面的负变化。浪蚀台地目前在现代海面以上 15 米（50 英尺），并最后急剧地过渡为悬崖， 悬崖的基部正在受到海的猛烈侵蚀；在照片 88 上可以看到台地向陆一侧边缘的古悬崖。

  1. 上升低海岸 上升低海岸是由附近大陆架的一部分上升所形成。美国东南部这种沿海平原的陆地一侧边缘为“瀑布线”，河流从阿巴拉契亚山流下，在此表现为一系列瀑布（图 68）。海岸平原渐渐地与大陆架合并， 坡度不发生任何变化。海岸平原一度是大陆架的一部分。海岸平原的岩石由现已固结为砂岩、页岩和石灰岩的沙、砾、粘土和钙质物质（既有陆相沉积， 又有浅水沉积）构成。浅水向滨外延伸出一段距离；在这里，沉积物的沉积正在迅速进行，形成了滨外沙洲、潟湖、盐沼、沙嘴、沙丘带和平坦的沙滩

（图 141）。其他的上升低海岸实例有墨西哥湾北岸和阿根廷拉普拉塔南岸。图 153 泰湾的上升海岸

珊瑚海岸

在热带海域中，珊瑚的存在是许多海岸的一大特征。有些珊瑚（Polyps） 以个体动物状态生活，但大多数呈群体互相连在一起。这些珊瑚虫象是小海葵，但颜色和形状多种多样——有时光滑呈圆形，或者象一堆堆海绵，或者呈枝枝桠桠的丛状，甚至象一条条带子（照片 95）。但是，它们具有坚硬的碳酸钙骨骼，当每个珊瑚死亡时，骨骼就堆积下来形成珊瑚石灰岩。除珊瑚外，其他的有机体也有助于形成岩体，即礁。钙质水藻（nullipores）（它们也在自身体内淀积碳酸钙）帮助胶结死珊瑚之间的空间，软体动物和棘皮动物（如海星、海胆和海参）也参与建造礁体。

图 154 艾图塔基岛

艾图塔基岛位于南纬 18°15′，西经 159°45′，属斐济以东的库克群岛。有趣的一点是：它具有火山基础，但北部边缘有一岸礁，南部边缘有一堡礁。陆地面积约 1600 公顷（3900 英亩），最北部附近高达 140 米（450 英尺）。

最大高潮线以上的地区用黑色表示。珊瑚沙岸用点表示，礁的边缘用锯齿状线表示。

珊瑚生长的条件 如果水温降到 20℃以下，珊瑚便不能生存。这意味着它们局限于赤道南北约 30°以内的热带和接近热带的海域，尽管它们可局部地延伸到离赤道更远一点的地方，如百慕大群岛，因为在这种情况下，它们位于湾流的路径上，对于纬度而言，湾流的温度特别高。另一方面，由于寒流和对该纬度而言是冷凉的深水的上涌，在各大陆西侧的热带海岸常常不存在珊瑚。

关于珊瑚生长和礁体增大的速度，曾进行过许多讨论。珊瑚的生长明显有很大变化，从每年 1—10 厘米，淡色的羽状体的伸长甚至长达 25 厘米。但是，珊瑚的这种生长呈东一块西一片的零星状态，当珊瑚在自己重量下压缩和压实、甚至部分被破坏时，礁体垂直增长速度可能低至每千年 l－2 米，条件好的地方可能达到 10 米，这些数字比一度认为的要小得多。

珊瑚没有水便不能长期生存，因此很少在低潮线以上见到，相反地它们也不能在大大超过 45－60 米（25－33 英寻）的深度生长。它们要求被氧饱和的清澈的水，水中有丰富的微生物作为食物；它们不能生活在淡水或淤泥很多的水中。食物供应在一块正在增长的礁体东侧最为丰富，因此珊瑚向外生长较快。汉斯·哈斯先生最近在马尔代夫群岛做的工作表明，当珊瑚向外以及向上生长时，它纤细、疏松的骨架在自己的重量下趋于向中心压缩，这有助于解释礁体所包围的独特的潟湖的发育。当礁伸展时，波浪把呈砾石和沙形态的许多破碎珊瑚冲上脊部，从而固结成一个较紧实、常常有沙丘的礁坪，礁坪上最终可能生长植被甚至棕榈，形成一个典型的“珊瑚岛”。

珊瑚礁的类型 珊瑚礁形成于大陆（澳大利亚）边缘附近、岛屿（新几内亚和新喀里多尼亚）滨岸和火山山峰边缘附近。分散的太平洋岛屿中有许多属于这些从洋底陡急地突起的火山山峰，如斐济和萨摩亚。珊瑚礁也形成从大洋深处高起的低珊瑚岛屿，如吉尔伯特群岛和埃利斯群岛和马绍尔群岛。珊瑚在西、中太平洋分布极为广泛，但在印度洋斯里兰卡以西的拉克代夫群岛和马尔代夫群岛、安达曼群岛、塞舌尔和毛里求斯也可见到。但是在大西洋，珊瑚几乎完全局限于西印度群岛。

达尔文把礁分为三种主要形态——岸礁、堡礁和环礁。岸礁仅仅由海岸边缘附近的一个不平坦珊瑚台地构成，在它和大陆之间有一极狭窄的浅潟湖，其向海的侧坡渐渐倾没于深水之中（图 154）。堡礁与大陆之间由一条深阔得多的水道隔开。世界最大的堡礁是昆士兰海岸附近的大堡礁（图155），长 2028 公里（1260 英里）。有些权威认为它之所以面积很大，是因为滨外地带曾向下断裂，和附近的陆地准平原面被下降到恰好适当的深度， 结果便有一个广阔的平台供造礁珊瑚生长。另外还有许多较小的实例，它们常常包围着一个岛屿，仅有一条船舶可以航行的狭窄而常有危险的水道（称为通道）使它们断开。环礁由一个圆形、椭圆形或马蹄形珊瑚礁组成，包围着一个潟湖，但没有中央岛屿（图 156）。

许多礁即使在最低潮时也不出露；有些可能是已沉没的古堡礁。

堡礁和环礁的成因 关于岸礁，不存在问题，它们是从陆地向海发展而成；但是堡礁和环礁似乎是从相当大的深度（肯定远在珊瑚能生长的深度以下）突起于水面的。许多环礁孤零零地位于深水之中。堡礁和海岸之间的潟湖也需要解释，潟湖通常深约 45—100 米（25—45 英寻），宽常达许多公里。

达尔文理论 1842 年，达尔文（他分别得到了达纳和其他人的支持）把堡礁和环礁的增大解释成一个逐渐的过程，这个过程的主要原因是下沉。因而，岸礁在海岸（例如一座火山的海岸）的四周发展。随着缓慢的下沉，珊瑚以与下沉相同的速度继续向上生长。珊瑚的生长在礁的外侧较活跃，因而它形成一个较高的边缘，而内部成为一个越来越深、越来越宽阔的潟湖。最后，岛的内部完全沉没，因而形成珊瑚礁圈环，这就是环礁（图 157）。

图 155 澳大利亚的大堡礁

达尔文的部分支持者指出，下沉的确曾经发生过，因为邻近的海岸线有明显的溺谷为证据。这在印度尼西亚海岸的若干部分有所表现，而且在例如昆士兰沿海平原的边缘，肯定曾发生过向下断裂。但是，有些礁存在于完全没有下沉证据的地区，甚至存在于如若发生下沉则一定会在邻近海岸得到表现的地区。此外，在帝汶岛和其他一些地方，礁体已被明显地上升到现代海

面以上。环礁和上升珊瑚礁出现于同一群岛屿的现象仍较难解释。

默里理论是约翰·默里博士于 1872 年在《挑战者》号上旅行后提出，并受到阿加西斯、森珀和其他一些人支持的另一种假说；假说认为，在大多数情况下，并不涉及下沉。他对环礁形成的看法是：礁的基部由座落于洋底的一座海底山丘或高原构成。这些隆起达到离表面约 60 米（33 英寻）以内， 或者由表面以下的火山山峰和浪蚀墩，或者由各种深海沉积物的堆积体组成。这些沉积物一直在较深的高原堆积，直至达到离表面不到 60 米处。由于深海沉积堆积得极其缓慢，并且不能以必要的陡角度堆高，后一种可能性似乎很不可信。

在默里看来，堡礁也是在不涉及下沉的情况下形成的。当岸礁发展时， 由于破波的拍击，大量的珊瑚碎片逐渐堆积在礁的向海一侧（在这里受到波浪的冲刷），胶结成为坚硬的堤岸。由于珊瑚倾向于在向海一侧较为活跃地生长，因此它便在自身碎屑筑成的堤岸上不断向外延伸。在这种情况发生时， 礁内侧的珊瑚失去了食物，因而死亡。默里还认为，这些死珊瑚大部分被溶解于水，结果形成深得多的潟湖。但是有些科学家认为，沉积物和珊瑚碎片对潟湖的充填会远远超过任何可能的溶解损失。

戴利理论认为，形成原因不是下沉，也许是海面上升，海面上升在晚冰期和冰后期冰原融化时曾肯定发生过。戴利在夏威夷冒纳凯阿火山山坡上发现了冰川作用遗迹，这意味着（a）在这

图 156 克利珀顿岛

法国的克利珀顿岛孤立地存在于东太平洋中，北纬 10°18′，西经 109

°13′。它由一椭圆形环礁组成，环礁边缘由坚硬的珊瑚砾岩构成，若干部分覆盖有珊瑚粗沙和风成沙。有趣的特征是在最西南部有克利珀顿岩——一个火山岩体（粗面岩）。这里是环礁火山基础一部分实际上出露的一个实例。潟湖最大深度为 l00 米（53 英寻），但内有许多礁。环礁边缘没水道通向潟湖。海面以上的陆地用黑色表示，礁的边缘用锯齿状线表示。

些冰川时期，位于那种高度的水一定要冷得多，以致所有珊瑚都灭绝了，（b）由于冰盖中所含水的融失，那时海面一定低了大约 100 米（54 英寻）。这样就得出结论：所有冰前礁和其他岛屿都被海洋侵蚀削低到当时海面的高度。当海水温度升高，退却的冰原缓慢地把融水流归到海洋，引起海面上升时， 这样形成的倾斜平台就为珊瑚向上生长提供了基础。这个理论有助于解释构成大部分环礁的狭窄、坡陡的礁体。有时，它们的斜坡陡峭程度达 75°，似乎不可能是碎屑物斜坡，实际上也不可能是坚硬的珊瑚以外的任何物质。潟湖常常部分地被沉积物，特别是从礁本身冲刷下来的碎屑所充填。

钻探的证据 为了确定岩石基础的性质，对礁体曾进行过若干次钻探。早在 1896—1898 年，在斐济以北埃利斯群岛的富纳富提进行了一次钻探，深达

340 米（1114 英尺），在潟湖底部也进行了另外几次较浅的钻探。 1926 年和 1937 年，在大堡礁进行了几次钻探。1947 年在马绍尔群岛的比基尼环礁进行了 5 次钻探，包括深达 779 米（2556 英尺）的一次。在富纳富提约 230 米（750 英尺）处，岩石变为坚硬的石灰岩，但在比基尼环礁钻孔的基部， 岩石仍然固结得不坚实，说明并不存在珊瑚转化为石灰岩的单一的一定过程；它可能是物理的、化学的过程，或者可能两个过程都有。1951—1952 年， 马绍尔群岛的埃尼威托克环礁上的一个钻孔穿过了 1411 米（4629 英尺）的

珊瑚岩，达到了片麻岩，珊瑚便是在片麻岩的基础上生长起来的。1964—1965 年，在夏威

图 157 环礁形成理论

夷群岛的中途岛和土阿莫土群岛的穆鲁罗克环礁进行了其他几次钻探。

最近的研究工作 近年来，地貌学家、地质学家、植物学家和海洋动物学家倡办了一个庞大的合作研究机构，应用现代高级技术研究珊瑚礁问题。这些技术包括据洋底沉积的有孔虫（Foraminifera）遗体确定更新世时期海洋温度（实际上，太平洋约 3℃，印度洋 4—5℃，这些数字与戴利的估计相差很小）；精确地测量珊瑚生长和生物、化学和机械过程致使其破坏的速度， 从而测定礁体碳酸钙增减状况；确定钻探海底所得到的珊瑚物质的年代，用C14 或者在有些情况下用铀同位素加以测定；用地震法绘制礁体剖面，以确定邻近陆地地区的构造变化。另外还对局部和短期的因素进行了考察，如飓风和地震的破坏作用，和食肉的“虎刺”海星（Acanthaster）对大堡礁的影响。

读者可参考一下 D.R.斯托达德（《地理》，1973）给人以启发的总结。简言之，达尔文礁的构造通过下沉形成的概念似乎得到了充分的证实；斯托达德确实说过：“⋯⋯现在正在进行的工作基本上是他杰出贡献的详细说明和发展。”虽然戴利强调更新世在礁形态上的重要性在原则上是正确的，但是他关于有关机制的概念是不正确的，因为老礁体的潮间海洋夷平作用远不如以前所认为的快，而且已经表明，冰期低海面阶段可利用的时间对于这些倾斜平台的形成来说的确是不充分的。现在，大多数的这种侵蚀变化被认为是由陆上喀斯特过程引起的。一般的结论是：“现代的”礁（即过去 5000－ 6000 年形成的礁）只不过是位于老得多的巨厚礁体（有的甚至属始新世）上

的 10 米左右薄薄一层；诚然，在有些地区出露的礁体本身较老，例如马达加

斯加以北的阿尔达布拉岛，经测定，这里礁的年龄在 10 万年以上。