第七章 海岸地貌(1)

第七章海岸地貌(CoastalLandforms)海岸是陆地与海洋相互作用的有一定宽度的地带，其上界是风暴浪作用的最高位置，下界为波浪作用开始扰动海底泥沙处。现代海岸带由陆地向海洋可划分为滨海陆地、海滩和水下岸坡三部分（图9-1）。滨海陆地(Backshore)是高潮位以上至风暴浪所能作用的区域。在此范围内有海蚀崖、沿岸沙堤及潟湖低地等，它们大部分时间暴露在海水面以上，只在特大风暴时才被海水淹没，这一地带又称潮上带(epilittoralzone)。高潮位和低潮位之间的地带，称潮间带(foreshore)，主要是海滩(Beach)（沙滩和岩滩）或潮滩(tidalflat)（粘土和细粉砂)。水下岸坡(Nearshore)是低潮位以下到海浪作用开始掀起海底泥沙处，即大约是1/2波长水深的位置。水下岸坡在平均海面高度以下，只受浅水波的作用，又称潮下带。其实，海陆相互作用的痕迹不仅表现在现代海岸带内，在相邻的陆上或海底也有保存。残留在陆上的古海岸带是一些抬升了的海蚀阶地以及由沿岸堤构成的海积平原等；在海底水下的古海岸带是在低海面时形成的，如溺谷、岩礁、浅滩等。后滨阶地沿岸凹槽,沿岸沟谷海岸动力作用海岸动力作用有波浪、潮汐、海流和河流等。其中以波浪作用为主，潮汐作用只在有潮汐海岸对地貌起塑造作用，海流对海岸的地貌作用也没有波浪和潮汐作用那样显著，河流作用只局限在河口地带。波浪作用（Wave）潮汐作用（Tide）海流作用海啸(Tsunami)波浪作用是海岸地貌形成过程中最为活跃的营力之一。风对海面作用，使水质点作圆周运动，海面水体随之发生周期性起伏，形成波浪。波浪作用（Wave）深水区波浪在深水中的波浪水质点作等速圆周运动，水质点沿轨道运动一周，波形往前移动一个波长的距离。同一波峰的平面延伸联线称波峰线，垂直波峰线的方向为波浪运动方向。波峰处水质点的速度水平分量最大，方向与波浪传播方向一致，垂直分量为零；波谷处的水质点速度水平分量也最大，但其方向与波浪传播方向相反，垂直分量也等于零。处在水质点运动轨迹的圆心线的位置，水质点运动速度的水平分量为零，垂直分量最大，在波峰前方向上运动，在波峰后方向下运动（图9-2)。深水波水质点的轨道运动与波形传播影响波浪的因素：1.风速2.风时（duration)3.风距(fetch-distanceoverwhichthewindblows)在风距足够大，风时足够长时：H(波高）=0.025v（风速）2H(波高）=0.36/F(fetch)强风暴造成的波高通常超过15米，最高纪录达34米（1933年2月测于南太平洋）。T（周期）=L（波长）/V(波速）Airy方程：L=(gT2/2π)(tanh(2πd/L))d=waterdepthtanh=thehyperbolictangent(双曲正切：tanhx=(ex-e-x）/(ex+e-x)g=gravity当d/L大于1/4时,(tanh(2πd/L)≈1.0,L=(gT2/2π)=1.56T2V(波速）=L（波长）/T（周期）=1.56T意义：在深水区，长周期波的传播速度大于短周期波的速度，造成短周期波落后长周期波，称为波浪散射（wavedispersion)波浪一方面沿着海面向前传递，同时也向下部水层传递。水质点的圆轨迹半径沿水平方向相等，而在垂直方向上随水深增加，半径减小。当水深按等差级数增加时，波高或水质点运动圆周半径按等比级数减小（图9-3）。在海面以下一个波长的深度处，水质点运动轨道的直径只有海面波的1/512。因此外海传来的波浪进入水深小于1/2波长的浅水区时，波浪中的水质点才比较明显地扰动海底，通常把1/2波长的深度看作波浪作用的极限深度。小于此深度的波浪性质发生变化，形成浅水波。浅水区波浪(Wavechangesinshallowwater)波浪进入浅水区，水质点运动与海底摩擦，自海面向海底，水质点运动轨迹的形态发生变化，由圆形渐变为椭圆形，上半部凸起，下半部扁平；到了海底，轨迹的扁平度达到极限，椭圆形的水质点的垂直轴等于零，水质点作平行底面的往返运动（图9-4）在一个波浪周期中，当波峰通过时，水质点向岸移动，速度较快，所需时间较短；当波谷通过时，水质点向海运动，速度较慢，所需时间较长。同一波浪周期中，水质点向海和向岸运动的速度差和时间差，愈向岸表现得愈显著，波浪的外形变得极不对称，波浪的前坡变陡，后坡变缓，波峰变窄，波谷拉长。试验水槽中观测波浪在浅水区的变形（H.E.康德拉契夫）。左右两图是不同水深的变形情况。小圆点是波浪作用时每隔1秒钟测定的水质点位置，每个圆形中横线是静止水位的水平面，最下部横线是波浪在水底的变形，数字是水深。当波浪进入浅水区时，Airy方程显著变化。Airy方程：L=（GT2/2π）(tanh(2πd/L))d=waterdepth;tanh=thehyperbolictangent(双曲正切：tanhx=(ex-e–x)/(ex+e–x);g=gravity当水深与波长之比小于1/4，tanh(2πd/L)不再为1。但是，当水深与波长之比小于1/20，tanh(2πd/L)≈2πd/L，从而得出如下关系：L=（GT2/2π）（2πd/L)↔L2=dgT2或L=T又因为V=L/T=gdgd上述方程指示当波浪靠近海岸，水深减小，波浪长度和速度均减小。虽然在深水中波高与波长和周期没有关系，但在浅水中，随着水深减小，波高发生增加。波浪破碎(Breakers)波浪向岸传播过程中随着水深的变浅，波浪外形发生变化，波形也将破碎。当波浪向岸传播中，波高逐渐增加，波速逐渐减小，水质点轨道强烈扭曲变形，当波峰超出下部水体的支撑时发生破碎。波浪破碎系数Bc=H（波高）/(gs（海底坡度）T（周期）2）浅水波破碎的临界水深理论上近似一个波高，但在比较平缓的水下岸坡，浅水波变形更加剧烈，在2个波高水深处就开始破碎。浅水波向岸传播过程中，波峰局部破碎现象可以发生若干次，使波能分散地消耗在宽广的水下岸坡上，最后到达岸边的波浪已很微弱。相反，在较陡的水下岸坡，由于水深变化大，波浪不会急速变形，在一个波高水深处才能发生破碎，再生的波浪很快到达岸边，形成强大的激浪流，曾测到激浪流的压力达到30t/m2，，它们在惯性力作用下沿坡向上产生进流，然后在重力作用下沿坡向下产生退流。由于进流带来的上涌水体大量渗透到海滩砂砾中以及水流摩擦的影响，退流水量和速度小于进流水量和速度。风向和风速通过改变波浪的规模来影响波浪的破碎深度。当风向与波向一致（即向岸风作用）或向岸风的风速较大时，波高增大，波浪的破碎深度加大；相反在离岸风作用下或向岸风的风速较小时，波高变小，破碎深度减小。海南岛东部激岸浪暴风浪波浪折射(Waverefraction)波浪进入浅水区后，由于波浪前进方向与岸线斜交或海底地形的起伏变化，都会随着水深的减小而使波浪传播速度改变，在一个波峰线上，有些段运动速度快，有些段运动速度慢，波峰线发生弯曲，称为波浪折射（图9-5）。在平直海岸，海底等深线与海岸线大致平行，当波浪从深海向岸传播，其波峰线与岸线斜交，靠近岸的一段波峰线先进入浅水区，传播速度减慢，使波浪发生折射，波峰线与岸线的夹角逐渐变小，趋向与岸线平行，波浪作用能量降低（图9-5a)。由于波浪折射而同时形成的平行海岸的波浪流，称为沿岸流。它是使海岸带松散物质作纵向运移的重要因素之一。在弯曲海岸带，水下地形等深线的走向与岸线走向一致，波浪从外海垂直岸线向岸边传播，当进入浅水区时，由于海底地形不平而影响海水深度变化，使同一波峰线运动速度发生改变，波峰线发生弯曲，使波浪折射。在突出的岬角处，波浪集中，波能增大，发生侵蚀；海湾处波能降低发生堆积（图9-5b)。WavebendingaroundtheendofabeachatStinsonBeach,California潮汐作用潮汐是在太阳和月球引力作用下发生的海面周期性涨落现象。在很多地方为半日潮在一昼夜有两次高潮和两次低潮，也有地方发育全日潮。潮汐作用主要表现在两方面，一是潮汐的涨落，使海面发生周期性的垂直运动，海面涨落过程称为涨潮和落潮，当海面涨到最高位和降到最低位时，称高潮位和低潮位，高潮和低潮的高差叫潮差。二是使海面水体产生水平方向整体运动，形成潮流，涨潮时向岸流动的海水为涨潮流，落潮时向海流动的海水称落潮流。当月球在地球赤道的延长线上时，地表各点应有两次同样的高潮和同样的低潮-正规半日潮。当月球偏离赤道延长线，其中一次高潮和低潮减弱，出现两次不等的高潮和两次不等的低潮-不正规半日潮。当月球偏离赤道沿线更甚，一个太阳日中只出现一次高潮和一次低潮-全日潮。ASpringtide-大潮、春潮BNeaptide-小潮、最低潮潮汐作用(Tide)潮流在海岸、河口或海湾内为往返流动。由于地球旋转的影响，海洋中潮流的方向和流速时时在变化，北半球按顺时针方向偏转，南半球是逆时针方向偏转。在河口区的潮流，涨潮流与河水流向相反，落潮流与河水流向一致，因而落潮时的下行潮流水量大于涨潮时的上行潮流水量。此外，由于潮流咸水和河流淡水的密度不同，涨潮流沿底层上涌，淡水沿表层下行，在底层形成咸水楔，它可对上游河流相当长的一段水流起顶托作用。在海峡和岛屿之间，由于地形变窄，潮差大，潮流流速也加大，尤其在海峡两端可以形成强大的潮流。当潮流流速为10-20cm/s时，就可掀起粉砂淤泥，当潮流流速达到250-300cm/s时，可搬运大石块,并把海底冲出很深沟槽。潮流作用能在潮间带形成潮滩、潮沟，在水下浅滩形成潮流沙脊和潮流通道。海流的形成可由风的作用、气压梯度、海水的密度和温度、江河淡水注入以及潮汐等影响所致。有些海流有定向性，每年大致向一个方向流动，流速和水量没有多大变化，也有一些海流方向和流速不固定。大部分海流从海洋到达海岸带沿途受海底摩擦、地形阻碍以及波浪、潮汐和河流水流的顶托，其作用已非常微弱。对海岸地貌塑造作用有影响的是河流入海带来淡水或降水使海面倾斜产生的海流，称排流、风作用形成的风海流以及潮流。排流带出淡水和泥沙，自河口向海伸出，影响海岸地貌发育；风海流随深度加大而流速减小，但在海岸带风海流可使泥沙掀起、搬运。海流作用海啸是由突发的海底错动、海底滑坡、海底火山喷发、或滑入海洋中的陆上滑坡引起的巨型波浪。海啸波浪非常巨大，发源于局部并向四周传播，如同将石块投入水池一样。由构造错动海底，伴随地震的大型波浪又称地震海浪。海啸与风成波浪相比有独特之处。海啸有很长的波长，通常达100-200km，在深水中只有很低的波高，常低于1m，周期可达10-30分钟（暴风浪的周期为15-30秒）。海啸在深水中的传播很快，如果波长为100km，周期为20分钟，则速度可达300km/hr（V=L/T）。海啸波长远大于海底的深度。例如，海底的平均深度大约为3000m，100km的波长为海水深度的？倍。根据速度随深度的平方根发生变化V=，则在3000m深处海面，波浪速度可达600km/hr。海啸通常根据海底地震发生的时间和两点之间的海水深度来预报。gd海啸(Tsunami)在大洋中海啸由于波长大和波高小不易被觉察，但当海啸进入浅水区或到达海岸带，波高迅速增大，可达到10米以上。通常，海啸到达海岸带时表现为海面适度的上升或下降，然后为才是破坏力巨大的巨浪。有时海啸波谷首先到达，造成海面的迅速下降，在浅水海岸带造成大面积海底出露。这种奇异的海底暴露，使大量海洋生物暴露，无警觉的居民与游客被吸引进入暴露的海滩，结果被后来的巨浪吞没。海啸的波高很大。在夏威夷Lanai岛因巨型水下滑坡产生的海啸使珊瑚和海滩沉积被发现于高出海面375米处(MooreandMoore,1988)。1957年7月9日由Fairweather断层活动引起的地震触发了3×107m3滑坡体进入Lituya海湾，产生525m高的波浪，波浪冲向海湾对岸，并以165km/hr速度由Lituya海湾咆哮而出。三条渔船上的渔民见证了这一过程。一条船随波浪翻越了海湾口的沙嘴，一条船也随波浪运动，但仍流在湾口内；第