第四节 海岸与海底一、海 岸

海洋与陆地相互作用的地带，称为海岸带。一般将海岸带分为海岸、潮间带与水下岸坡三个部分（图 4-17）。海岸是岸线以上狭长的陆上部分。它的上界是激浪作用达到的地方。潮间带是高、低潮海面之间的地带，高潮时淹没，低潮时出露。水下岸坡是低潮线以下直到波浪有效作用的下界。

（一）海岸带的动力作用

海岸地貌的形成和发展是海岸带的动力与陆地相互作用的结果。海岸带的动力主要是波浪、潮汐和沿岸流，其中以波浪作用为最普遍、最活跃。

波浪在向深处传播过程中，其作用随着深度的加大而迅速减小，在相当于 1/2 波长的深处，作用已非常微弱。因此，通常把 1/2 波长的深处作为波浪作用下界。一般海滨所见的大浪，波长在 40—80m 左右，也就是说波浪作用的下界在 20—40m 左右。当深海的波浪进入海岸带浅水区后，同海岸带的水下岸坡发生相互作用，外形发生变化。首先，由于同海底摩擦，水质点的运动轨迹由圆形变成椭圆形，愈向海底，轨迹形状愈扁。到达海底，水质点就只是平行于海底作前后往复运动（图 4-18）。前已述及，在同一个波浪周期内，水质点向岸运动的速度比向海运动的速度快。深度愈浅，轨迹变形愈强，水质点向岸运动的速度也就愈大于向海运动的速度。同时，波浪前坡变陡，后坡变缓，形成不对称。

海岸带的海底松散物质，在这种变形波浪的推动下可以发生移动。如果海岸带海底是水平的，则由于水质点向岸运动速度大于向海运动速度，松散物质总是要向岸移动。但是水下岸坡大都向海倾斜，松散物质在波浪作用的同时，还受到重力沿岸坡分力的影响，即向岸移动时，受到重力沿岸坡分力的阻碍作用；向海移动时，受到重力沿岸坡分力的推动作用。

水下岸坡下部深度较大，波浪变形不明显，波浪向岸推动力减去重力沿岸坡分力的阻力后，小于波浪向海推动力加上重力沿岸坡分力的推动力，结果泥沙向海移动（图 4-19），堆积在更深处。相反，在水下岸坡上部，水深变小，波浪变形强烈，向岸推动力超过波浪向海推动力。结果，泥沙向岸移动，堆积在岸边。海岸带松散物质在波浪作用下形成这种与海岸走向垂直的运动，称为横向移动。

波浪由深海进入向海倾斜的海岸带后，按上述规律相继发生变化（图4-19）。在深度相当于两个波高的地方，波浪局部破碎，变成规模较小的波浪继续向岸推进，并发生上述变形。最后，在深度相当于一个波高的地方完

全破碎，波峰倒转散碎，形成一列列水脊，称为拍岸浪（激岸浪）（图 4-20）。拍岸浪活动的范围称为拍岸浪带。波浪完全破碎后，拍岸浪成为片状水流向岸腾越（进流），逐渐降低流速后流回海中（退流）。下一个波浪同样又形成进流与退流。而由波浪变形作用力推送到岸边的松散物质，即被这些拍岸浪进一步堆积到海岸上。

波浪从深水区进入海岸带所发生的变化，即波浪变形作用，使海岸带的松散物质在波浪力与重力沿岸坡分力的共同作用下，向岸或向海移动，使海岸具有一定的坡降和形态剖面。由同一粒径沉积物组成的岸坡，在水边线附近，因波浪向岸推动力大，所以坡降较大，而在离岸较远的深水处则坡降较小。

不同粒径沉积物组成的岸坡，粗粒物质岸坡陡，细粒物质岸坡缓。例如， 岸线附近的砾石岸坡的坡度为 20°—30°，沙粒岸坡，一般不超过 10°。在水深 5m 处，砾石岸坡约为 5°—7°，沙质岸坡只有 1°—2°，淤泥质岸坡小于 1°。

当波浪前进方向与海岸斜交时，将产生波浪的折射作用（见图 4-8）。波浪前进方向与海岸斜交，使波浪作用与重力沿岸坡分力作用的方向不

一致，物质沿着波浪作用方向与重力沿岸坡分力的合力方向移动。这样，物质不仅发生向岸和向海的移动，并且沿海岸移动，称为纵向移动。如图 4-21 所示，在斜向波浪作用下，物质随进流前进时，本应由 1 移动到 M，但因受重力沿岸坡分力的作用，实际上移动到 2 处，而在随退流回返时，因还受到重力沿岸坡分力的作用，而移动到 3。这样，在一个波浪周期中，泥沙向岸和向海移动的同时也沿着海岸方向移动了一定的距离。在波浪连续作用下， 泥沙便沿岸形成纵向移动。一般情况下，当波浪前进方向与海岸交角成 45

°左右时，泥沙纵向移动的速度最快（图 4-22）。

泥沙纵向移动持续时间较长，将造成一股流向明显、规模庞大的泥沙流

（沉积物流），使港口回淤。

（二）海岸地貌

1. 海蚀地貌 变形波浪及其形成的拍岸浪对海岸进行撞击、冲刷，波浪挟带的碎屑物质的研磨，以及海水对海岸带基岩的溶蚀，统称为海蚀作用。海蚀作用在海岸带形成各种海蚀地貌。主要海蚀地貌如下（图 4-23，24）：

1. 海蚀穴 在有潮汐的海滨，高潮面与陆地接触处，波浪的冲掏作用形成槽形凹穴，断续沿海岸线分布，称为海蚀穴。

2. 海蚀崖 海蚀穴被拍岸浪冲蚀扩大，顶部基岩崩塌，海岸后退时形成陡壁，称为海蚀崖。

3. 海蚀拱桥与海蚀柱 两个相反方向的海蚀穴被蚀穿而互相贯通，称

为海蚀拱桥（或海穹）。海蚀崖后退过程中遗留的柱状岩体，称为海蚀柱。

1. 海蚀台 波浪冲掏崖壁，形成海蚀穴，悬空的崖壁在重力作用下崩塌，崩塌下来的石块遭受侵蚀搬运，海浪又重新冲掏崖壁下部，形成新的海蚀穴。这种过程不断进行，即形成海蚀台，在其宽度增大到波浪的冲蚀作用范围之外时，才停止发展。

1. 海积地貌 海岸带的松散物质，如波浪侵袭陆地造成的海蚀产物、河流冲积物、海生生物的贝壳、残骸等，在波浪变形作用力推动下移动，并进一步被研磨和分选，便形成海滨沉积物。由于地形、气候等影响而使波浪力减弱，海滨沉积物就会堆积下来，形成各种海积地貌。

1. 横向移动为主的海积地貌 波浪加上重力的作用，使岸坡上半部的物质不断向岸移动，岸坡下半部的物质不断向海移动，形成上下两条侵蚀带。两侵蚀带之间存在一个过渡带。沉积物在每次波浪周期运动中，向岸运动的距离等于向海运动的距离，结果沉积物不发生位移，这一地带就称为中立带（图 4-25a）。

在波浪作用下，原来剖面上的坡度发生变化。中立带以下的下部侵蚀带，由于物质不断向海搬运，形成了侵蚀凹地，使该处岸坡变陡。从侵蚀凹地下移的物质在岸坡更下部波浪作用微弱的海底堆积下来，形成水下堆积台，使岸坡下部海底变浅、变缓。中立带以上的上部侵蚀带，由于物质不断向岸搬运，也形成侵蚀凹地，使该处岸坡变缓。从侵蚀凹地上移的物质堆积在岸边，形成沿岸海滩（图 4-25b）。

海岸坡度的变化，也使波浪推动力和重力分力随之发生变化。中立带范围向下和向上不断扩大，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。当海岸剖面发育到具有上述曲线时，即称为平衡剖面（图 4-25c）。

海滩是断续地由水下岸坡沉积物组成的。每当暴风浪作用时，沉积物可以在海滩外缘形成一条条垄岗状堤，称为滨岸堤或沿岸堤。滨岸堤的组成物质一般较粗，可以是沙质或砾质的，也可以是含大量贝壳的贝壳堤。

波浪还可以对沉积物发生分选作用。大小混杂的碎屑物质在波浪分选作用下，粗粒物质上移，细粒物质下移。这是因为在相当深的地方，底流的力量不足以推动砾石离开原地，而波浪只能掀起细沙。被掀起的细沙在重力作用下，向下移动。在水浅的地方，波浪作用比较强烈，沙砾被搅混并向上移动；拍岸浪进流，还挟带着砾石，使之沿斜坡向上运动。沉积物经过分选， 形成由粗粒物质构成的滨岸堤和细粒物质构成的水下堆积台（图 4-26）。

水下堤和离岸坝是物质横向移动所形成的另一类海积地貌。如前所述， 当波浪愈接近岸边时，由于海底变浅，摩擦加强，在相当于两个波高的深处局部破碎，形成破浪。此时，由于损失部分能量，因而沉积一部分物质，造成堤状堆积地貌，称为水下堤（水下沙坝）。水下堤不断升高，露出水面， 即成为离岸坝（岸外沙坝）。在离岸坝与海岸之间常常形成潟湖，这类潟湖成长条状，以离岸坝与海隔开，但仍有水道同海沟通。

1. 纵向移动为主的海积地貌 在港湾式海岸可以发生一些分段的泥沙流（图 4-27）。波浪进入港湾式海岸浅水区，发生折射，导致自岬角流向海湾内部的沉积物作纵向移动。海岸凹进处，由于波能辐散，在港湾尽头发生海滩沉积，而海岬前方则被冲蚀形成海蚀崖，成为泥沙流的起点。

泥沙流沿岸移动，如海岸方向改变，使波浪作用力减小，则发生堆积， 形成多种海积地貌。

在凹形海岸（图 4-28），AB 段海岸与波浪前进方向的夹角大致为 45°， 并且有一股泥沙含量达到饱和的泥沙流从 A 向 B 移动，但当到达 B 点以后， 由于海岸方向改变，夹角变为＞45°，泥沙流搬运能力降低，泥沙在海岸转折处堆积，形成海滩。

在凸形海岸（图 4-29），AB 段有如上同样的情况，但当到达 B 点以后， 因海岸与波浪前进方向的夹角＜45°，泥沙流因搬运能力降低，先在海岸转折处堆积，然后顺原来岸线的方向，逐渐向外伸长，形成一端与陆地连接， 另一端伸入海中的沙嘴。

岸外有岛屿或岬角（图 4-30），其后形成波影区。波浪遇岛屿或岬角发生折射，进入屏障后方时已经减弱，搬运能力降低，使物质堆积下来，并逐渐自岸边向岛屿延伸。岛屿向海的一面受到冲蚀，同时在岛屿后方形成一个或两个沙嘴，最后彼此连接成为连岛沙坝，岛屿变为半岛。这样的岛屿称为陆连岛。例如，山东省烟台市的芝罘岛便是一个陆连岛（图 4-31）。

分析沿岸纵向移动的泥沙流所形成的各种地貌形态及其物质组成，有助于了解泥沙流的流向、性质及泥沙运动的规律。

例如，滨岸砾石堤，砾径自源地向其移动方向逐渐变小，磨圆度和扁平度逐渐加大。颗粒物质在同一斜向波浪作用下，大颗粒移动距离小，细颗粒移动距离大，在这种作用的长期影响下，即发生物质的分选作用（图 4-32）。

不仅颗粒的分选反映了泥沙流的方向，而且沿岸沉积物的矿物，（特别是重矿物）分析也有助于泥沙流方向的分析。

以上所述，是基岩沙砾质海岸主要在波浪作用下形成的地貌。在粉沙淤泥物质来源丰富、潮汐作用强盛的地方，则形成粉沙淤泥质海岸地貌。这种海岸由粉沙和淤泥组成，含有大量的水分，地势平缓，宽度很大。

这种海岸带的动力作用，主要是波浪、潮流掀动和携运泥沙，并在一定条件下发生堆积。这类海岸带主要分布在涨潮流速大于落潮流速的海岸。涨潮流由于流速快，水量大，常常使大量悬浮质泥沙随涨潮流向岸推进。由于摩擦作用，流速逐渐减低，泥沙沿途沉积下来。而落潮时，由于流速小，输沙能力低，泥沙不能全部带走，因此在一次全潮后，有一部分泥沙沉积在海岸带。

正是这种潮流作用，使粉沙淤泥质海岸维持极平缓的坡度。潮流携带的粉沙淤泥物质到处分布，并可在任何天然深槽或人工深槽（港口的通海航道、港池等）堆积下来，发生回淤。

粉沙淤泥质海岸可分为上下两部分（图 4-33）：下部为涨潮时淹没、落潮时露出的部分，称为泥滩，表面分布有涨落潮冲刷形成的潮沟网。上部位于平均高潮面以上，只有特大高潮才淹没，多生长盐生植物，称为湿地（草滩）。潮水沟道迂回曲折，沟坡平缓，沟道内沉积有厚层淤泥。

海积地貌根据形态表现，可以归纳成四大类（图 4-34）：

毗岸地貌：海滩（包括泥滩）等；接岸地貌：各种沙嘴；封岸地貌：拦湾坝、连岛坝等；离岸地貌：离岸坝等。

（三）海岸的分类

通常把海岸分为岩岸和沙岸（包括粉沙淤泥质海岸）。

1. 岩岸（山地海岸）岩岸还可以按海岸带地貌排列方式，或其他地貌特征而分为：

1. 海水淹没与海岸直交的谷地，称为里亚式海岸（图 4-35），以西班牙的里亚地区为典型。我国山东半岛的荣成湾一带海岸亦属此类。

2. 海水淹没与海岸平行的谷地，形成达尔马提亚式海岸（图 4-36）， 以亚得里亚海的达尔马提亚海岸为典型。

3. 海水淹没山地古冰川 U 形谷，形成峡湾海岸，挪威西岸表现得最典型（图 4-37）。上述这三种山地港湾岸由于水深而岸线曲折，常被开辟成优良海港。

4. 断层海岸，这种海岸沿断层分布，岸线平直。台湾东岸属于这类海岸（图 4-38）。

5. 海水淹没海岸的岩溶山地，形成岩溶海岸。我国大连市黑石礁一带属于岩溶海岸。

1. 沙岸 沙岸大部分属平原海岸，还可以分为：

1. 三角洲海岸，分布于河流入海三角洲沿岸。

2. 淤泥堆积平原海岸，例如苏北海岸。

3. 潟湖岸，沿岸有潟湖分布。

4. 海水淹没平原河口，形成溺谷海岸，又称江湾海岸。这种溺谷常在河口形成横向沙嘴，甚至封闭河口成为潟湖（图

   4-39）。秦皇岛两侧即有不少未封闭的溺谷。

5. 溺谷经潮流和波浪的强烈冲刷扩展成喇叭形，便成为三角湾海岸

（图 4-40）。

此外，低纬度区还有珊瑚礁海岸和红树林泥滩海岸。

我国的海岸类型相当复杂。山地港湾岸有复式排列的特点，这是因为我国沿海的构造地貌排列方式除与海岸线大致平行的北东、北北东走向外，还有北西走向的，两者互相交叉。北东走向的较宽广深大，北西走向的多深入大陆。我国平原海岸的主要类型是淤泥堆积平原海岸、三角洲海岸和三角湾海岸等。淤泥质堆积平原海岸分布于辽东湾、渤海湾和莱州湾，以及辽阔平直的苏北海岸。长江、黄河和珠江等河口发育着我国最大的三角洲海岸。钱塘江口则是三角湾海岸。