一、泥沙的横向运动与海岸均衡剖面

（一）波浪作用下的泥沙起动

波浪是沿岸泥沙运动和海滩剖面塑造的主要动力，而泥沙的运动状况将直接影响海滩剖面的塑造。波浪轨道速度增大到一定值时，将引起泥沙的运移，这个定值称为泥沙起动的临界值。据科马和米勒（KomarandMiller，1973）的研究，粒径小于 0.5 毫米（中沙或中细沙）的泥沙起动速度可用下列方程式计算：

ρu² d ¹

^t = 0.21( ⁰ ) 2

（8 - 1）

(ρs − ρ)gD D

式中：ut 为近底层泥沙临界起动流速，d0 为波浪运动的轨道直径，ρs 和ρ分别为泥沙和水的密度，D 为泥沙颗粒的直径，g 为重力加速度。

也可通过下式计算

U = πd 0 =

t T0

πH0

2πh0

（8 - 2）

T0 sh( )

式中：H0 为波高，h0 为水深，L0 为波长，T0 为波浪周期。

对于粒径大于 0.5 毫米的沙（粗沙或粗沙），它们的临界起动流速公式同（8-1）式有相同的形式，但系数不同：

ρu² d ¹

^t = 0.46π( ⁰ ) 4 （8—3）

(ρs − ρ)gD D

根据泥沙起动速度和粒径以及波高与水深的关系，科马和米勒绘制了石英颗粒的起动速度图（图 8-17A）和波周期 T=15 秒时不同粒径的泥沙起动水深图（图 8-17B）。从两图中可以看出，波浪周期越大，所需的 ut 值越大，周期为 15 秒的波浪，可使水深 100 米甚至更深处的泥沙起动，所以大陆架海底大型沙波的存在，是现代海洋波浪作用的产物。

（二）中立线概念和海积均衡剖面的塑造1.中立线的概念。

波浪进入浅水区后，由于受海底摩阻作用影响，大量能量消耗在起动泥沙和搬运泥沙上。泥沙的运动与水质点运动是同时进行的。为了便于分析海

岸剖面发育过程中各种复杂因素的作用，我们不妨假设：①波向线与海岸正交，波浪作用强度不变；②水下岸坡由粒径相同、物质组分相同的泥沙组成；

③水下岸坡坡度不大，岸坡上各点坡度相同；④底部无回流存在。图 8-18 是泥沙和水质点在浅水区的运动速度图。泥沙和水质点的起动与运动速度用各所占的图形面积大小表示，这些面积代表水质点或泥沙运动速度按时间的积分，相当于它们的向岸或向海运动的距离。波浪刚进入浅水区或在水下岸坡下部，波浪尚未变形或变形很小，这时 Sw+≈Sw-。水质点运动图形基本对称（图 8-18A）。由于受到重力的作用，泥沙的向岸起动或运动受到重力的切向分量的牵制，而向海运动则得到推动，因此，S0+＞S0-，于是 Sw+-S0+＜ Sw--S0-，泥沙沿岸坡向下（海）移动。波浪进入浅水区一段距离后，或在水下岸坡上较接近岸线处，由于水深变浅，波浪速度图的不对称就极其明显（图8-18B）。由于波浪产生了很大的变形，向岸速度大大超过向海速度，即Sw+Sw-。由于上述相同的原因，S0+＞S0-，于是 Sw0-S0+＞Sw0-S0-，泥沙向岸移动的距离大大超过向海的位移，泥沙向岸移动。越靠近岸线，波浪正反方向速度差值越大，泥沙质点向岸移动速度和距离就越大。

自然界中泥沙横向运动与剖面发育。

上述均衡剖面是根据中立线理论建立起来的，是一个理想化的图式，因此它的形成只是暂时的、相对的。在自然界中常常因为某一条件的改变而使均衡剖面遭受破坏。即使不考虑潮汐、风等的作用，均衡剖面也会因岸坡坡度、波浪作用力和泥沙粒径的改变而变化。事实上，海岸带泥沙的横向运动是十分复杂的。以波浪作用为例，波浪自外海进入近岸带后，由于发生了一系列变化，在横向上出现不同的动力带，在各个动力带内，粗细不等的沉积物颗粒所遭受的侵蚀、搬运和堆积作用亦相应发生变化（图 8-20）。

由于各地波浪状况随季节而发生变化，因此海滩剖面也相应发生季节性的变化。谢帕德（1950）将美国西部海岸冬季盛行暴风浪时所塑造的海滩剖面称为冬季剖面，而夏季以涌浪为主塑造的称为夏季剖面（图 8-21）。在冬季暴风浪期间，滩肩受蚀后退或者完全消失，前滨坡度变得平缓，岸线向陆迁移。在破浪带向海侧，泥沙向岸运动，其向陆侧则产生泥沙的离岸运动（图8-22）。两者在破浪带附近交汇，常形成具有交错层理的水下沙坝，并发育凹槽。在夏季涌浪期间，水下沙坝随破浪带位置内移而向岸移动，并填充凹槽，其规模随之变小。近岸处沉积物仍向岸迁移，堆积成坡度较陡的岸坡，形成新的滩肩，岸线随之向海迁移。

（三）海蚀均衡剖面

当海岸由基岩组成时，波浪作用使基岩破坏并产生大量碎屑物质。若这些碎屑被退流带到离岸较远的海底沉积，经过相当长时间后，水下岸坡将会形成一个剖面，在其上的每个点波浪能量的消耗达到一个最小值，超过这一数值，基岩岸就发生侵蚀。此时的剖面可视为海蚀均衡剖面。

海蚀均衡剖面一般发生在相当陡峻的基岩海岸，接近岸边，水深还相当大，使波浪具有较大的能量冲蚀岸边基岩，在水边线附近形成海蚀洞。海蚀

洞不断扩大，顶部岩石崩塌，海蚀崖向陆方后退，在其前方形成一向海微倾的海蚀平台。随着海蚀崖的不断后退，平台不断展宽，波浪作用已达不到崖脚，海蚀崖后退停止。随后陆上各种营力可使海蚀崖变得平缓。图 8-23 为海蚀均衡剖面发育过程示意图。海蚀均衡剖面的塑造过程可分为三个阶段：

初始阶段。

在海蚀作用的初始阶段，波浪作用于一均匀斜坡上进行（图 8-23 中的ACB）。这时波浪对海底作用的强度呈不对称的上凸曲线，在 OA 处深度较大，强度为零，波浪刚开始破坏海底基岩。而后曲线逐渐上升，到 Q 点（相当于激浪带）时，强度达最大。过后曲线急剧下降，到 R 点（相当于激浪带顶端）时，强度降至零，破坏作用停止。相当于这一波浪对海底作用强度曲线的波浪能量曲线为 I，它在水下岸坡以外是水平的，到达浅水区后逐渐下降，至水边线为零。海底基岩被破坏的速度与波浪对海底作用强度成正比。在岸坡表面被破坏而普遍下降过程中，激浪带遭到的破坏最大。

中期阶段（剖面 ADB）。

这一阶段的波浪作用强度曲线已因海深加大而降低。这时，这一曲线有两个峰值，分别位于激浪带和海蚀崖陡壁上。激浪带比前展宽，海蚀平台有一定宽度。波浪从外海传来后仅发生部分破碎或部分卷倒，并形成波浪要素更小的波，继续向岸前进，逐渐消耗剩余能量。

平衡阶段（剖面 AEF）。

由于海蚀崖不断后退，海蚀平台不断展宽，激浪对海底的作用已十分微弱，波浪对海底作用强度曲线已呈水平直线。岸坡表面上每一点到这一直线的垂直距离相当于使基岩发生侵蚀的能量最小值（临界值）。到了这一阶段，波浪对岸坡的岩石已不再产生破坏作用。如果不再受物理—化学作用，这一剖面不再改变。这时海蚀均衡剖面的塑造已完成。显然，这是在波能逐渐向岸下降和海底坡度逐渐减小时才能形成的。海蚀均衡剖面的坡度可由下式决定：

I = HO + C

式中，I=tgr（r 为倾角），Ho 为某一点水深，Lo 为大海中波浪的波长， C 为常数，它取决于波浪要素、海底性质和使岩石开始破坏时的进流最大流速。从这一公式中可以看出海蚀均衡剖面有以下特征：①海蚀均衡剖面曲线是上凸形的，向岸方逐渐变平缓（这可从上式导出，Ho 变小，tgr 也变小）；

②整个剖面没有水平地段（因为即使 Ho=0，tgr≠0）；③波浪强度越大，海蚀均衡剖面越长并越缓。

自然界中在某种特定条件下的确存在与上述理论海蚀均衡剖面十分相似

的海蚀均衡剖面，这种上凸形的海蚀均衡剖面只出现在基岩陡岸和由细小的、易进入悬浮状态的沉积物组成的水下斜坡处。而组成海积均衡剖面的岸坡物质往往是粗大的沉积物（如砾石和粗沙），并且其剖面是上凹形的，这是两者间的明显差别。