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

的速度为波速C L

T

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（图 8－2）。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（图 8-3）。

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（图 8-1）。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。

表 8-1 波浪运动随深度增加的变化

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。

风传递给波浪的能量，是波浪在海岸带作功，引起复杂的海岸过程和泥沙运动的原因。单位波长内波浪的总能量可简单地以下式表示：

E = 1 ρgH²

8

其中：ρ是海水密度，g 是重力加速度，H 为波高。从上式可知波能的大小主要取决于波高。

（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（图 8-4）。

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。

由于水质点运动轨道的不对称，以及前、后半周期速度的不对称，使得波形也呈现出不对称性。在向岸传播过程中，波形不对称愈益显著，前坡变得愈来愈陡，后坡则愈显平缓。波浪进入浅水区后，各种波浪要素也随着发生变化。首先是波浪传播速度变小，导致波长、周期也减小。波高（H）在D/L（D=水深）值介于 0.5 和 2.0 之间时减小，在 0.2 值时达最小，约为原来深水波高的 0.91 左右；当 D/L 值从 0.2 减小到 0.05 时，H 又变大起来，当D/L 值小于 0.05 时，H 值迅速增大。

（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（图 8-5）。

在水深小于波长 1/20 的极浅水域，波浪破碎主要取决于相对水深η（水深 D/波高 H）。一般来说，波浪传入达到临界相对水深 1.28 时，不论其波陡值多少都将发生破碎。

介于深水域和极浅水域之间的浅水区，波浪破碎取决于波陡和相对水深两个因素。波浪破碎的最大临界波陡δ为 1/7，最小临界相对水深对涌浪来说是 1.28，对风浪来说是 2.05 左右，这是因为风浪的波陡较大之故。

波浪破碎有三种类型（图 8-6）： 1.崩顶破碎（崩波）。

波陡较大的波浪传入坡度较平缓的海岸时，水下岸坡易出现崩波。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。一般来说，崩波具有较强的回流。

1. 卷跃破碎（卷波）。

在具有相当坡度的水下岸坡，中等波陡的波浪易产生卷波。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就可发生显著变形，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。

1. 激散破碎（激波）。

一般出现在原来波浪的波陡度较小和坡度较大的水下岸坡上。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。

总之，波浪破碎类型与水下岸坡的坡度与波浪的波陡有关。如果水下岸坡坡度变化不大，则波陡大的波浪易出现崩顶破碎；波陡小的易出现激散破碎；而中等坡陡的一般出现卷跃破碎。

根据波浪在近岸带（包括近滨和前滨）作用的差异又可分为破浪带、碎浪带和冲激带（图 8-7）。波浪自滨外传入近岸带首先发生局部破碎的地带为破浪带。波浪一经破碎后，波高要减低 20％以上，甚至减低 80％，并消耗大量波能，接着变成尺度（波长、波高等）较小的波浪继续向岸推进。在平坦的水下岸坡上破浪带内波浪可出现多次破碎，并继续重复上述的变形。

波浪自破浪带继续向岸传播就进入碎浪带。缓坡都有碎浪带，陡坡常难以形成碎浪带。中等坡度的近滨，除高潮期外，可形成宽度不一的碎浪带（图8-8）。自碎浪带向岸，进入冲激带，波能在此带将耗尽。冲激带内的水体运动，已不遵从波浪运动规则，呈一股水流形式向岸离运动。开始是在惯性力的推动之下，以较大的速度向岸上冲，形成进（冲）流；到达一定高度后， 又在重力的作用下退回海中，成为退（回）流。向岸冲流所能达到的高度和回流的强度与波浪的能量、滩面的坡度和滩面的渗漏程度有密切关系。一般来说，进流的速度大于退流，因此较粗大的砾石和沙子被推向岸边，而回流只能带走较细小的泥沙。

（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。如图 8-9 所示，AB 为等深线，两侧的波速分别为 C1，C2，波峰线 MN 与 AB 的夹角为 a1。当 N 端传播到等深线 AB 时，M 端尚相距等深线 AB 有 MP 的距离，经历时间δt 时，由于波速 C1 大于 C2，当 M 端移至等深线 AB 时，N 端进入更浅水域仅传播了 C2δt 距离（NQ），这就使波峰线 PQ 相对原来的 MN 发生了偏转。

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（图 8-10）。

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（图 8-11）。