海岸地貌的形成和分类—培优扩展

海岸地貌的形成和分类 海岸线是海水面与陆地的交线，由于潮汐作用海岸线随海面波动而变动。海岸带包括海岸线两侧的陆上和水下两部分。一般海岸带自海向陆可分为： ①滨外，自波浪传入浅海开始变形处的海底到波浪破碎带的前沿，又称水下岸坡下部，水深相对较深； ②临滨（近滨），自波浪破碎带至低潮面，又称水下岸坡上部，水深较浅； ③前滨，低潮面至高潮时波浪上冲流到达处，受潮位影响，相当于潮间带； ④后滨，前滨后缘高潮面之上的陆上沿岸地带，相当于潮上带(图8—1)。 海岸地貌是由波浪、潮汐、近岸流等海洋水动力作用所形成的独特地貌，它通常分布在平均海平面10～20m，宽度在数千米至数十千米的地带内。 世界海岸线长达44×10⁴km，我国仅大陆岸线就超过18×10³km。海岸带虽然范围狭窄，但却是人类活动最频繁、经济最繁荣的地带。滨：河、湖、海的水边陆地。站在高潮波浪冲流处，面朝大海由远到近：滨外（水下岸坡下部）、临滨（上部）、前滨（潮间带），背后沿岸陆地为后滨。波浪是水受风力、重力、压力、吸力作用下的原地做圆周运动、海面周期性起伏。 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和最重要的外营力。波浪的能量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。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，使水质点在风力和重力、水压力、表面张力的相互作用下，作近于封闭的圆周运动，海面相应地产生周期性的起伏，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位相改变，其水平流速、垂直流速和运动方向亦随之而变。位于圆形轨道上半部时，水质点的运动方向与波浪传播方向（波向线）一致。位于圆形轨道下半部时，水质点的运动方向与波浪传播方向相反。水质点自波顶向波底运动时，垂直流向向下；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。位于波顶与波底之间的中点时，垂直流速值最大而水平流速为零。水质点沿圆形轨道运行一周，海水面就发生一次升降，并使波形向前传播（图8—2）。 波浪在向前传播的同时也向下部水层传播。自海面向下随深度按等差级数增加，水质点运动轨道的直径（波高）则以等比级数减小（表8—1）。所以当海底深度大于波长时，波浪对海底的作用已很微弱。 由风直接作用下形成的波浪称为风浪。风浪的大小决定于风速、风时和风区。当风速达到1m/s，可形成波高为0.02cm，波长2m的毛细波。随着风速增大，风时愈久，风区愈长，风浪就愈大。风浪的水质点运动轨道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时就转变为涌浪，涌浪是在无风作用下继续传播的自由波，水质点运动轨道为封闭的圆形，波形为余摆线，峰顶较钝，呈对称状态。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，是波浪在海岸带做功，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=(1/8)ρgH² 式中：ρ是海水密度；g是重力加速度。从上式可知波能的大小主要取决于波高。 (二)浅水波浪的传播与变形 当波浪传播进入浅水区时，发生变形后就转变为浅水波。一般认为1/2波长的海底深度是波浪变形的临界深度。海底深度大于1/2波长，海底的水质点运动轨道直径小于海面1/24，波浪的性质尚能继续维持不变。当海底深度小于1/2波长，波浪将发生变形。 波浪一经变形，就转变为浅水波。水质点的运动轨道将由深水域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。自水面向下随着轨道半径不断减小，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形振荡运动（图8—3)。 水质点运动轨道的不对称也使波形呈现出不对称性。在向岸传播过程中，波形不对称愈益显著，前坡愈变愈陡，后坡愈变愈平缓。水质点运动轨道伸展的上半部，其波动流速大，运动轨道较短的下半部波动流速小，这就使向岸的波动流速大于向海的，愈近海岸，波动流速的不对称亦愈显著。波形传播速度＝波长/周期。波浪下传，波高随深度剧减，海底直线振荡。波浪向岸前变陡后变缓。 (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，波浪都将破碎。海底深度大于1/2波长的深水域，波浪破碎主要取