关于海岸动力过程介绍

[拼音]：hai，an dongli guocheng

[外文]：dynamic processes on the coast

海洋水体作用于海岸的动力过程。包括堆积、侵蚀、泥沙输移和形态各异的海岸地貌单元的塑造等过程。引起这些过程的动力，有来自海浪和海洋近岸波的因素，来自潮流和浅海海流的因素，还有来自径流和风等方面的因素。海岸的动力过程，与海岸带的地形地貌和地质有密切的关系，故不同类型的海岸，产生动力过程的主要因素迥然相异。例如：基岩海岸在波浪作用下，岬角遭受强烈的侵蚀，而在海湾则因海流对泥沙的搬移而发生堆积；泥质海岸受潮流和波浪的共同作用，交替发生侵蚀和堆积。

进入海岸带的波浪的能量，除因与海岸和海底的摩擦而消耗的一部分外，其余都消耗在对海岸的侵蚀和对泥沙的搬移上。因此，海浪是塑造海岸地貌的最主要的动力因素。逼近海岸的波浪的能量甚大，曾记录到每平方厘米海岸承受着 3公斤以上的压力，也观察到波浪将离海面7米高处的7吨半的石块移动了24米远，将23～25米深的海底重达6～13吨的石块移动等情况。在峻峭的海岸上，带着巨大能量的海岸波浪直接作用于海岸，压缩岩石节理处和孔穴中的空气，在波浪离开岩体的瞬间，岩壁与波浪水体之间处于真空状态，使岩石因节理和孔穴处的空气突然膨胀而破裂和剥落，这对多孔隙石灰岩海岸的破坏作用十分明显。质地致密的花岗岩海岸，在波浪卷带的砾、砂、甚至冰粒同时作用下，遭到破坏。动量甚大的砾、砂、冰粒向海岸冲击时，犹如威力巨大的子d雨，也使海岸迅速破坏而形成海蚀穴、海蚀洞、海蚀崖等地貌单元。进入浅水的波浪，因水深的变化和海岸形态的影响，发生折射和绕射。在曲折的海岸段、岬角向海凸出处和海湾向陆内凹处，波浪的折射使岬角岸段的波能集中，破坏力更突出，因而这类由侵蚀所塑造的海岸地貌，通常就出现在那里。

近底部的流体，若加速度超过使泥沙颗粒起动并悬浮的临界值时，就能挟带泥沙。被挟带的泥沙颗粒的运动轨道不封闭时，就产生泥沙的输移。从外海传到海岸的波浪，因它对海底的强烈紊动，使底部泥沙由滚动到跃移，部分悬浮而随波输移，所以海底出现由泥沙推移运动而产生的沙段。进入浅水的波浪，因能量的积聚，波高增大，波长减小，波形也不对称，水质点的运动轨迹不再是封闭的，故在每个波浪的周期中，水质点有一个净位移，其大小和方向是水深和波浪参数的函数。海底附近水质点的运动轨迹，由原来对称于中心的往复运动，变为不对称的往复运动，使底部泥沙沿波浪前进的方向输移。对某一水深断面而言，向岸传播的波浪，因水质点净位移而产生的水的质量传输，在水深与波长之比值较大时，表层和底层有向岸的水质量传输，中间层则发生向海的水质量传输；当水深与波长之比值较小时，有表层向海、底层向岸的水质量输移。由于质量传输遍及整个水层，故产生悬移质泥沙与底部推移质泥沙的向岸或向海的运动。波浪在破碎之前，形状剧变，接近于孤立波的波速，底部质点的运动速度加大，使底部泥沙向岸的运动更加显著。波浪变形和向岸的质量传输，使泥沙向岸运动；沿岸坡的泥沙颗粒受重力分量和回流的影响，又向海移动。当向岸和向海推移的距离相等时，泥沙颗粒不发生净位移，就塑造了理想的海岸平衡剖面。但在实际的岸滩上，只有相对稳定的平衡剖面。平衡剖面与波浪参数、岸滩坡度和泥沙颗粒的大小有关。

波浪在前滨已经破碎，它剧烈地扰动着海底的泥沙。波浪破碎的形态，随岸滩的坡度和波陡而不同，可分为崩波、卷波和激散碎波，它们对岸滩泥沙运动的作用程度也不尽相同，其中以卷波破碎时产生的水流的能量最大。当卷曲的波峰下落时，岸滩被冲击而形成凹槽，在破碎点的外侧形成了平行于海岸的沿岸沙坝。崩波不断掀起岸滩泥沙，在向岸运动过程中，将泥沙堆积在岸边。波浪对泥沙的挟带和输移，构成了如海岸沙坝和海滩平衡剖面等地貌单元。

斜向入射的波浪进入海滨地带后，在破波带引起一股与岸线平行的平均流。波浪破碎以后，可将与滨线斜交的碎波的能量分解为平行和垂直于海岸的两个分量，前者的传递是产生沿岸流的原因。波浪破碎时因紊流、底摩擦、渗透、粘滞等造成的消耗，使破碎带的波浪构成一个非守恒的体系，因此可通过对过剩动量的转换来进行解释和计算。由沿岸流挟带和输移泥沙而形成的沿岸漂砂，使沙质海岸发育了沙嘴或由沙嘴环抱平静水域的泻湖。沿岸漂沙与波浪要素、岸滩坡度、破波峰线与滨线交角等有关，当交角为40°～50°时，沿岸输砂量可达最大值。

波浪向岸的质量传输，可以引起沿岸的波浪涌水，同时产生垂直方向的环流包，即破碎波的两个向海环流包和两个向岸环流包。由破碎波进入破碎带的流体质量向海回流，也可能集中而出现离散分布的高速裂流。由波浪运动引起的质量传输、沿岸流、裂流以及裂流头处的水体扩散等沿岸流动，构成了水平的环流包，其水体一侧向岸运动，一侧向海运动，并沿岸呈规则排列，环流包引起的泥沙运动，形成了由滩角或滩尖间隔作韵律排列的地貌，这种近岸的流系以及韵律地貌的形成机制，也有用入射波激起的沿岸边缘波理论进行解释的。

波浪力和波浪流对海岸的破坏作用，在出现暴风浪时最为显著。风暴增水所引起的水面升高，扩展了暴风浪向陆作用的范围。有一次暴风浪，使萨福克海岸2米高的崖坝蚀退27米，使12米高的海崖后退12米；而在某些低平的沙质海岸，一次风暴可使海崖后退了一公里。海岸在风暴中被侵蚀的物质，一部分被带到水下岸坡堆积起来，改变了水下沙坝的高度；一部分由沿岸流输移而发育成沙嘴，并改变了沙嘴的方向，同时，海岸的韵律地貌也因环流包的强度和大小的变化而有相应的变化，使滩角的间距明显增大。暴风浪过后，波浪向岸的质量传输所引起的泥沙向岸输移，又缓慢地重新塑造成与此时的波浪相适应的海滩形态。

海岸附近的潮流是海岸泥沙输移和扩散的主要动力。由波浪掀动而悬浮的泥沙，和由潮流对岸滩底部的剪切应力作用所起动的泥沙，被旋转潮流挟带而向周围的水体扩散，在平静的海域环境下沉降和堆积，或由往复潮流来回搬移，在潮流的流速小于挟沙流速时沉降下来。潮流的作用在由粉砂或粘土组成的泥质海岸上最为明显。泥质海岸的泥沙颗粒，在潮流的流速增大到泥沙的止动流速时，泥沙尚不能起动，直到流速超过起动流速以后，始进入运动状态；当流速减小到沉降流速时，泥沙颗粒并不立即沉降到底部，仍由潮流挟带，经过一段时间，继续运移一段距离之后才降到底部。泥沙颗粒的这种冲刷滞后效应和淤积滞后效应，因潮流的流速随离岸距离的减小而减小，故泥沙被挟带到海岸，而发育了宽浅平缓的泥质海滩。中国的淤泥质海岸的有些岸段，因潮流输移泥沙而引起的潮滩堆积，每潮可淤积2毫米左右。然而，每到风浪季节，波浪对泥质海滩不断冲刷，以后又由潮流堆积，形成了泥质海滩的年间变化，并存在着准平衡或淤涨的泥质海岸。

径流挟带着大量的泥沙在河口外扩散和沉积，是海岸淤涨的主要物质来源之一，在河口外发育着河口三角洲或三角港。河口的动力作用，除径流以外，还有潮汐、潮流、咸水与淡水的密度差和由波浪引起的水体输送等，形成了河口的水流系统。在以径流为主的河口，径流输出的淡水和潮流向河口方向输入的咸水呈高度成层型，有盐水楔逆径流方向伸展，在楔面处有絮凝作用，造成泥沙集中沉降，形成了水底隆起的河口拦门沙。

海洋的大尺度流动如墨西哥湾流、黑潮、赤道流等，其水体的体积虽然非常巨大，但它们远离海岸，不是影响海岸变化的重要因素。浅海的风生海流，流动太弱，仅叠加在潮流作用之上，使泥沙定向输移，可造成局部淤积。

在沙丘海岸上，风对沙丘的应力，造成海滩细沙的向岸搬移和陆上沙丘的向海输送，使海岸发生向岸或向海的迁移变化。

海岸的动力过程，使海岸附近的泥沙频繁输移，此坍彼涨，既可以堵塞航道和港口，也可以使海岸淤涨。研究海岸的动力作用过程和海岸在它作用下的变化规律，对于海岸带资源的利用等，都具有十分重要的意义。