第八章 海洋和海陆交替 带地貌和沉积物
一、海洋动力作用 二、海岸地貌和沉积物 三、大陆架、大陆坡和大洋底部主要地貌 特征和沉积物 四、海陆作用交替带的地貌和堆积物
思考题
一．解释名词、概念： 1. 波浪 2. 潮汐 3. 沙嘴 4. 浪基面 5. 海蚀崖 6. 三角洲 二．各列举至少5种海蚀地貌和海积地貌类型
海洋是地表最大的积水盆地，面积约3.61×108km2，占地 球表面积的70.8%，占水圈体积的96.5%。
海洋地貌有滨海、浅海、半深海和深海（洋盆），其水 深和坡度特征如下：
最大浪潮所能 冲击到的上界 低潮线
一、海洋动力作用
海洋动力作用有波浪、潮汐、海流和海啸等。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，海啸是 由于海底地震或火山等引起的巨型波浪，对海岸地区破坏力 巨大。
• • • •
1、波浪作用 2、潮汐作用 3、海流作用 4、海啸作用
1、波浪作用（wave）
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，水体随之发生周期性起伏，形 成波浪。波浪由波峰、波谷、波长、波高和振幅组成。 波浪的传播：波形沿水平方向前进，水质点作上下旋转而无水 平位移。 波长 波高 波峰 平均海平面 水深 海底
波谷
波浪要素
A、深水区水质点运动
深水区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。
问题：
扔在深水区的空瓶能够很快到达岸边吗？
B、深水波浪和浪基面
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。1/2波长深度的连线称 为浪基面，大于浪基面深度处为深水波浪，反之为浅水波浪。
C、浅水区波浪
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，扁度随水深减小而增 大，称浅水波
D、进退流
在浅水区（水深小于1/2波长），由于受到底部沉积物阻挡，波 浪的外形变得不对称，波浪的前坡变陡，后坡变缓，波峰变 窄，波谷拉长产生明显的横向流（进退流）。此时波浪具有明 显的侵蚀和搬运作用，形成各种海岸地貌。
深水波浪带
破浪带
拍岸浪
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
碎形成破浪。 波浪破碎为主的地区才有大量沉积物被搬运，破浪是塑 造海岸的重要力量。
E、波浪折射和沿岸流
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，与此同时，形成平行海岸的波浪流，称为 沿岸流。
红色箭头指示了海滩沙粒的运动轨 迹，表现为沿海岸侧向搬运的特征。
波浪折射：在岬角、海湾发育的地带，波浪受海底摩擦影响，向海 岸方向推进速度发生差异。在海湾处快，原先平直的波脊线逐渐弯 曲，趋向于与弯曲的海岸平行。
波浪折射导致能量向岬角聚集，在海湾处分散。
Tierra del Fuego, Cape Horn, Chile
海岸线与波浪方向斜交，出现沿岸流
Wave bending around the end of a beach at Stinson Beach, California
对称波
波浪 倾浪
非对称波
破浪
激浪
洗浪
底流
波浪在不同水深作用示意图
2、潮汐作用（tide）
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。潮汐 作用主要表现在两方面： （1）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。 （2）潮汐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。
位置a：地球、月球和太阳在同一直线上，出现最大潮； 位置b： 地球和月球、地球和太阳的连线相互垂直，出现最低潮
（3）海流
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。
温盐环流（Thermohaline Current ，THC ）
（4）海啸
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。 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 100-200 km，在深水中只有很低的波高，常低于1 m，周期可达 10-30分钟（暴风浪的周期为15-20秒）。海啸在深水中的传播很 快，如果波长为100 km，周期为20分钟，则速度可达300 km/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 3000 m，100 km的波长为海水深度的33倍。根据速度随深度的 平方根发生变化(V=√(gd)，则在3000 m深处海面，波浪速度可 达60
0 km/hr。
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 m 以上。当海啸波谷首先 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。
2004年12月26日在东南亚 发生的同震断层活动引起 的海啸，它造成20万人口 死亡
二、海岸地貌和沉积物
• • • • 1、海岸带的组成 2、海岸侵蚀地貌 3、海岸堆积地貌 4、海岸类型与演化
海岸带是波浪的侵蚀和堆积作用最强烈的地区，在波浪对海 岸的塑造下，形成多种海岸地貌类型。
1、海岸带的组成
海岸带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。 现代海岸带由三个基本单元组成：①潮上带：平均高潮线以上的沿 岸陆地部分，通常称潮上带；②潮间带：介于平均高潮线与平均低 潮线之间；③潮下带：又称为水下岸坡，为低潮线以下，至波浪有 效作用于海底的下限。其下界约相当于1/2波长的水深处。 古海岸带则是已脱离波浪活动影响的沿岸陆地部分。
海岸
2、海岸侵蚀地貌
• • • • • • • • A、海蚀穴 B、海蚀凹槽 C、海蚀崖 D、海蚀沟 E、海蚀桥 F、海蚀柱 G、波切台 H、古海蚀地貌
北戴河海蚀穴
A、海蚀穴
B、海蚀凹槽
深度大于高度
（北戴河）
C、海蚀崖：在海浪长期侵蚀下，基岩不断崩塌后退，形成高
出海面的基岩陡崖，叫海蚀崖(Sea cliffs)。
C、海蚀崖
北戴河鸽子窝海蚀凹槽及海蚀崖
D、海蚀沟
（北戴河）
E、海蚀桥
向海突出的岬角同时遭受两个方 向波浪作用，可使两侧海蚀穴蚀 穿而成拱门状，称海蚀拱桥或海 穹(sea arches)。
Sea arch and sea stack along the coast of Iceland
大连金石滩
F、海蚀柱
海蚀拱桥崩塌后，留下的岩柱 或坚硬岩脉侵蚀残留成突立的 岩柱，都叫海蚀柱(sea stacks)。
G、波切台：海蚀崖逐渐后退，波浪不断冲刷磨蚀位于海蚀崖 前方的基岩面，形成微微向海倾斜的基岩平台，称为波切台 (wave-cut platform; abrasion platform)。由于岩性和构造的差 异，海蚀平台表面常有一些突出的岩脊和小陡坎。
波切台
波切台上升后成为海蚀阶地
底流把剥蚀海岸的物质带到波切台外靠海水一侧沉积 下来形成波筑台
古海蚀地貌：当侵蚀基准面变化，原有的海蚀
地貌被抬升或淹没于水下，形成古海蚀地貌。
鹰角亭 鸽子窝
0 5 10 m S E 1300
古波切台 古海蚀凹槽 古海蚀凹槽
海平面
基岩
鹰角亭—鸽子窝—海滩海蚀地
形剖面图
海蚀地貌形态（根据E. Raisz）
N 海蚀穴；R 海蚀崖；P 海蚀平台；A 海蚀拱桥；S 海蚀柱；T 水下堆积阶地
北戴河小东山海滨波切台与岩脊滩
海蚀过程模拟实验1
海蚀过程模拟实验2
海蚀过程模拟实验3
海蚀过程模拟实验4
3、海岸堆积地貌
• • • • A、海滩 B、水下沙坝（沙堤） C、离岸沙坝（沙堤） D、水下堆积阶地
泥沙横向移动（平行 于海岸线）
• E、沙嘴 • F、连岛沙坝
泥沙纵向移动（与海岸线不平行）
根据外海波浪向岸作用方向与岸线走向之间的角度不同， 海底泥沙有作垂直岸线方向移动和平行岸线方向移动两种 状态，前者称泥沙横向移动，后者称泥沙纵向移动。它们 各自形成不同的堆积地貌。
泥沙横向移动
A、海滩
海滩是泥、砂、砾被激浪流堆积在岸边而成的向海微倾斜滩地。 砾滩(pebble beach)：常发育在基岩海岸区，砾石磨圆、分选 好，长轴平行海岸，扁平面向海倾斜。 沙滩(sand beach)：陆源物质较丰富的地区，沙粒分选、磨圆极 好、具明显的分带现象（近潮上带粗、潮下带细）。成分以石英为 主，可达90%以上，次为长石、白云母、生物碎屑等。表面具有波 痕、气孔、生物遗迹等构造，内部具交错层理构造。 泥坪：地形平坦，沉积物主要为波浪带来的悬浮物（泥质），波 浪作用微弱，由岸向海沉积物由细（泥）变粗（粉沙、细沙），具 反分带现象。干旱地区则可发育盐类沉积，称萨布哈。
B、水下沙坝：它大致与海岸平行分布，在波浪向海岸传播 时，由于波浪不断发生局部破碎使能量降低，因而发生 堆积，形成一条或数条水下堆积体，称之为水下沙坝。 C、离岸沙坝：它是露出水面以上，大致平行海岸的沙堤。 D、水下堆积阶地：在水下岸坡的坡脚处，由向海移动的泥沙 按密度、大小分选堆积而成。
E、沙嘴(spits)
在凸形海岸，一端与陆地相连，另一端向海伸出的泥沙堆积体， 叫沙嘴。 在AB段波浪作用方向与岸线夹角为45°（φ），BC段的夹角小于 45°（φ-π），当泥沙流进入BC段时，搬运能力降低，在海岸转 折处发生堆积并不断向前伸长，便形成沙嘴。
沙嘴的尾端常呈向岸方向弯曲形 状，这多是波浪折射或两个方向 波浪作用所致，在港湾海岸的沙 嘴，由于潮汐作用也可使沙嘴尾 端发生弯曲。
华盛顿州-邓杰内斯沙嘴
F、连岛沙坝(tombolos)
连接岛屿与陆地的沙坝叫连岛沙坝。岸外有岛屿，在岛屿与陆地 之间形成波影区，波影区的波浪作用能量减弱，搬运能力降低， 泥沙流进入波影区后将逐渐在岸边堆积下来，形成三角形沙嘴， 并逐渐扩大，与岛屿连在一起形成连岛沙坝。
北戴河老
虎石连岛沙坝
沙嘴，离岸沙堤和连岛沙坝
离岸沙坝
沙嘴 连岛沙坝
4、海岸类型
有多种海岸类型的划分方案（下表）。根据海岸物质组成可将海岸划分为 基岩海岸、沙质海岸、淤泥质海岸和生物海岸四种类型。
沙质海岸
淤泥质海岸
基岩海岸
波浪侵蚀作用在基岩海岸最明显。基岩岸的水深大，外来的波浪 能直接到达岸边，将大部分能量消耗在对岩壁的冲击上。
生物海岸有红树林海岸和珊瑚礁海岸。
红树是热带、亚热带的隐蔽海岸常见的一种灌 木，它们成片地分布在淤泥质的潮间浅滩上，形 成红树林。红树具有非常发达的根系，能抵御风 浪和减缓潮流，促使悬浮泥沙在滩面上沉积下 来，形成特殊的红树林海岸。 红树林对保护海岸免受冲蚀有积极意义。我国的 红树林海岸主要分布在广东、海南、广西、台 湾、福建等省的港湾、河口和其它隐蔽岸段。
生物海岸有红树林海岸和珊瑚礁海岸。
珊瑚礁主要由造礁珊瑚的骨骼构成。珊瑚要求海水 的年平均温度在20℃以上，故现代珊瑚礁分布在南 北纬30°之间的热带海区。珊瑚生长的海水盐度是 27‰～40‰。此外，珊瑚生长要有足够光线，在低 潮位至水深20 m的浅海区，珊瑚繁殖最盛，因为这 里有充足的阳光和丰富的微生物养料，水温也较 高。珊瑚是固着生长的，比较坚硬的基底有利于大 规模珊瑚礁的发育。我国的珊瑚礁主要分布在台湾 省沿岸、雷州半岛西南岸、海南岛周围的基岩海岸 以及西沙、东沙、中沙和南沙群岛等地。
三、大陆架、大陆坡和大洋底部主要地貌 特征和沉积物
• 1、大陆架主要地貌特征和沉积环境 • 2、大陆坡主要地貌特征和沉积物 • 3、大洋底部主要地貌特征和沉积物
1、大陆架的主要地貌特征和沉积物
A、大陆架：又称陆棚，它是在正常浪基面以下，向外海
与大陆坡相连的广阔浅海地带，海水的深约10-20m以下至水深 200m左右。
B、浅海陆棚沉积物的特征
• • • • • 碎屑沉积 生物沉积 火山沉积 自生沉积 残留堆积
碎屑沉积
由近岸到远岸由粗到细,以石英沙粒和粘土为主,并含有大 量生物遗体,沉积物具有良好的分选性和磨圆度。表面发育 波痕 、生物遗迹等构造，内部构造种类繁多，有交错层 理、波状及水平层理、生物扰动构造等。同粒级碎屑常平 行海岸呈带状。
化学沉积
浅海的化学沉积作用主要发育于低纬度、陆源物质较少的海 域，因盐度、压力、温度、P H 值等变化，化学搬运物通过 过饱和、胶体电性中和、微粒吸附和生物浓缩等方式沉积。
化学沉积
碳酸盐沉积:主要为CaCO3和MgCO3,温度升高或压力降低可导致 Ca(HCO3)2过饱和,动荡海水
中可形成鲕状沉积物,炎热气候条 件下可使MgCO3沉积。通常沉积在碎屑沉积物外侧。 铝、铁、锰沉积:在湿热气候区大量的Al、Fe、Mn的氧化物和 氢氧化物以胶体状态带入大海,在近岸地带遇电解质而凝聚沉 积,常因海水动荡而形成鲕状、豆状或肾状。主要沉积矿物为 铝土矿、赤铁矿、硬锰矿等。 硅质沉积:SiO2胶体在水温较低、偏碱性环境下以胶体凝聚方 式沉积形成蛋白石,经脱水后形成燧石。 磷质沉积:因富磷质生物富集而使磷质发生沉积形成胶磷石。
生物沉积
浅海环境光线充足、水体流动、富氧，生物种类繁多。在其生长过程 中产生的排泄物、分泌的有机质、死亡后遗留的骨骼、贝壳等都能形成沉积 物。生物沉积主要有以下几类： 贝壳和生物碎屑沉积： 如生物碎屑灰岩。 生物礁沉积：如生物礁灰岩。 有机质沉积：如油页岩。
2、大陆坡的主要地貌特征和沉积物
A、大陆坡的主要地貌特征和沉积环境
大陆坡是指陆棚以外至深海盆地的斜坡地带。 B、大陆坡沉积物的特征 此处水深已超过200m，波浪和阳光都影响不到，只有 小量的陆源细粒物质或悬浮物质进入半深海地带 其次是火山喷发物质及生物碎屑 分布最广的是软泥。
3、大洋底部的主要地貌特征和沉积物
A、大洋盆地主要地貌特征和沉积环境
大洋底是指大陆坡斜坡以外的方阔水域，海水深度一般2000-5000m，它具 有很大的海水深度变化范围。 大洋底部受外力干扰少，海水比较宁静，沉积比较连续，陆源物质带入甚 少，而且颗粒一般在0.002mm以下，这些微细的物质，几乎都呈胶体性质，可以 长期悬浮于海水中，只有在极安静的水体中才能沉入海底。
B、大洋盆地主要地貌特征和沉积环境有：
深海平原：大洋底部面积广阔而又平坦的区域，平均 水深在4500-5500m. 大洋中脊：又称海底山脉 海沟和岛弧：海沟是海洋最深的部分，海水深度大于 6000m；岛弧是与海沟相伴生的弧形岛屿。
C、大洋盆地沉积物特征
（1）深海软泥 褐色软泥 广布于大洋盆地，主要由粘土矿物、陆源的石英砂、
火山灰、宇宙物质和风尘等组成，富含Fe、Al质，一般呈红褐 色，碳酸盐含量小于30%. 钙质软泥 碳酸盐为主的软泥，主要分布于热带、亚热带的各大
洋区，生物碎屑含量大于30%. 硅质软泥 以硅质为主的软泥，生物碎屑含量大于70%.
（2）锰结核（manganese nodule)
• 主要沉积于深海区,是一种黑褐色,外表呈球形或椭球形,内部 具同心圈层结构的锰、铁氧化物团块。除富锰铁外,还含有铜 铅锌等30多种元素,具有较高的经济价值。
（3）浊流沉积
• 主要发育于大陆坡及以下地区,主要由粘土和沙组成,发育递 变层
理。
四、海陆作用交替带的地貌和堆积物
海洋和大陆之间的过渡地段，这里的地貌的形成、发 展和演化及堆积物的形成，明显受大陆水体与海洋水 体相互作用的控制
1、河口地貌和堆积物 2、三角洲地貌和三角洲堆积物 3、河口湾沉积物与泻湖沉积物
1、河口地貌和堆积物
A、河口区的特征 入海河与海水相互作用的地区，称为河口区。
B.河口分段与河口地貌
河口区通常可以划分为近口 段、河口段和口外海滨段。 近口段尽管受到潮汐的顶托， 但仍然以河流作用为主；河口 段河流与潮流共同作用，双向 水流和河床不稳定是河口段的 特点；口外海滨段以海洋作用 为主，除潮流作用外，还有波 浪和海流的作用。 河口地区最大的地貌单元是三 角洲和三角港。
2、三角洲地貌和三角洲堆积物
A、三角洲地貌 格罗威（Galloway,1975）根据河流作用、波浪和潮汐 作用的相对强度将世界各主要大河的三角洲进行了分类，并表 示了三角洲的各种极端类型和过渡类型，以及与3种能量作用的 相对关系。
B、三角洲形成的基本条件
三角洲
浅平的 口外海滨区 丰富的 泥沙来源 “三基” 较弱的 海洋动力
C、三角洲的类型
动态分类： （根据三角洲的进退） 动力分类： （根据河流、波浪和潮流的
作用强弱）
建设性三角洲 破坏性三角洲 河流型三角洲 波浪型三角洲 潮流型三角洲
鸟足状三角洲 尖头状（鸟喙状）三角洲 扇状三角洲 梳状三角洲；。。。
形态分类： （根据三角洲平面形态）
三角洲平面形态
鸟足状三角洲
根据三角洲的平面 形态可以将三角洲 划分为 鸟足状三角洲-河流 作用为主； 尖头状或者鸟喙状 三角洲-波浪作用为 主； 扇状三角洲-如果以 河流作用为主的三 角洲，由于汊道众 多并多次改道，导 致三角洲比较均匀 的向外扩展，形似 扇子。
扇状三角洲 尖头状三角洲 梳状三角洲
D、三角洲沉积物的平面分布
三角洲平原带 为三角洲的陆上部分，主要为河流、牛轭湖、决口扇、
•
湖泊、沼泽和泻湖沉积，往往还有风成沙沉积 • 三角洲前缘带 位于水边线以下，围绕三角洲平原带的边缘呈环带状分
布它处于海岸和河流带入的沉积物混合地段，经海洋作用的再改造、再 分配，形成比较纯净的沙质沉积，而泥质和有机质较少。 • 前三角洲带 位于浪基面以下三角洲前缘向海一方。沉积物富含有机
质和泥质，它是河流搬运来的细小粘土悬浮特质和胶体溶液在海底沉积 而成的，含海相化石
E、三角洲沉积物的剖面结构
•
顶积层
包括陆上和水下两部分。相当于河口段的沉积，是冲积、湖积
和沼泽堆积的交互沉积。以砂、粉砂为
主，间夹粘土及泥炭。 • 前积层 它是水下三角洲斜坡部分的堆积物岩性以粉砂、粘土为主，
有时二者呈互层状。 • 底积层 组成。 多为悬移的物质沉积于三角洲的最前端。主要由粘土、亚粘土
3、河口湾沉积物与泻湖沉积物
1、河口湾沉积物
A 在潮汐作用很强的海岸河口区，不能形成三角洲，通常形成喇叭 状的河口湾。
B 河口湾类型-根据成因划分
① ② ③ ④
溺谷型河口湾 峡谷型河口湾 构造作用等产生的河口湾 砂坝堆积而成的河口湾
C 河口湾沉积物的一般特征
• （1）海峡沉积物 • （2）以砂质堆积的河口湾沉积物
2、泻湖沉积物
• 通常是被沙嘴、离岸沙坝或生物礁所隔离出来的一部分近岸 海礁，常有排水口与广海相连。
第八章 海洋和海陆交替 带地貌和沉积物
一、海洋动力作用 二、海岸地貌和沉积物 三、大陆架、大陆坡和大洋底部主要地貌 特征和沉积物 四、海陆作用交替带的地貌和堆积物
思考题
一．解释名词、概念： 1. 波浪 2. 潮汐 3. 沙嘴 4. 浪基面 5. 海蚀崖 6. 三角洲 二．各列举至少5种海蚀地貌和海积地貌类型
海洋是地表最大的积水盆地，面积约3.61×108km2，占地 球表面积的70.8%，占水圈体积的96.5%。
海洋地貌有滨海、浅海、半深海和深海（洋盆），其水 深和坡度特征如下：
最大浪潮所能 冲击到的上界 低潮线
一、海洋动力作用
海洋动力作用有波浪、潮汐、海流和海啸等。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，海啸是 由于海底地震或火山等引起的巨型波浪，对海岸地区破坏力 巨大。
• • • •
1、波浪作用 2、潮汐作用 3、海流作用 4、海啸作用
1、波浪作用（wave）
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，水体随之发生周期性起伏，形 成波浪。波浪由波峰、波谷、波长、波高和振幅组成。 波浪的传播：波形沿水平方向前进，水质点作上下旋转而无水 平位移。 波长 波高 波峰 平均海平面 水深 海底
波谷
波浪要素
A、深水区水质点运动
深水区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。
问题：
扔在深水区的空瓶能够很快到达岸边吗？
B、深水波浪和浪基面
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。1/2波长深度的连线称 为浪基面，大于浪基面深度处为深水波浪，反之为浅水波浪。
C、浅水区波浪
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，扁度随水深减小而增 大，称浅水波
D、进退流
在浅水区（水深小于1/2波长），由于受到底部沉积物阻挡，波 浪的外形变得不对称，波浪的前坡变陡，后坡变缓，波峰变 窄，波谷拉长产生明显的横向流（进退流）。此时波浪具有明 显的侵蚀和搬运作用，形成各种海岸地貌。
深水波浪带
破浪带
拍岸浪
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
碎形成破浪。 波浪破碎为主的地区才有大量沉积物被搬运，破浪是塑 造海岸的重要力量。
E、波浪折射和沿岸流
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，与此同时，形成平行海岸的波浪流，称为 沿岸流。
红色箭头指示了海滩沙粒的运动轨 迹，表现为沿海岸侧向搬运的特征。
波浪折射：在岬角、海湾发育的地带，波浪受海底摩擦影响，向海 岸方向推进速度发生差异。在海湾处快，原先平直的波脊线逐渐弯 曲，趋向于与弯曲的海岸平行。
波浪折射导致能量向岬角聚集，在海湾处分散。
Tierra del Fuego, Cape Horn, Chile
海岸线与波浪方向斜交，出现沿岸流
Wave bending around the end of a beach at Stinson Beach, California
对称波
波浪 倾浪
非对称波
破浪
激浪
洗浪
底流
波浪在不同水深作用示意图
2、潮汐作用（tide）
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。潮汐 作用主要表现在两方面： （1）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。 （2）潮汐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。
位置a：地球、月球和太阳在同一直线上，出现最大潮； 位置b： 地球和月球、地球和太阳的连线相互垂直，出现最低潮
（3）海流
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。
温盐环流（Thermohaline Current ，THC ）
（4）海啸
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。 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 100-200 km，在深水中只有很低的波高，常低于1 m，周期可达 10-30分钟（暴风浪的周期为15-20秒）。海啸在深水中的传播很 快，如果波长为100 km，周期为20分钟，则速度可达300 km/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 3000 m，100 km的波长为海水深度的33倍。根据速度随深度的 平方根发生变化(V=√(gd)，则在3000 m深处海面，波浪速度可 达60
0 km/hr。
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 m 以上。当海啸波谷首先 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。
2004年12月26日在东南亚 发生的同震断层活动引起 的海啸，它造成20万人口 死亡
二、海岸地貌和沉积物
• • • • 1、海岸带的组成 2、海岸侵蚀地貌 3、海岸堆积地貌 4、海岸类型与演化
海岸带是波浪的侵蚀和堆积作用最强烈的地区，在波浪对海 岸的塑造下，形成多种海岸地貌类型。
1、海岸带的组成
海岸带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。 现代海岸带由三个基本单元组成：①潮上带：平均高潮线以上的沿 岸陆地部分，通常称潮上带；②潮间带：介于平均高潮线与平均低 潮线之间；③潮下带：又称为水下岸坡，为低潮线以下，至波浪有 效作用于海底的下限。其下界约相当于1/2波长的水深处。 古海岸带则是已脱离波浪活动影响的沿岸陆地部分。
海岸
2、海岸侵蚀地貌
• • • • • • • • A、海蚀穴 B、海蚀凹槽 C、海蚀崖 D、海蚀沟 E、海蚀桥 F、海蚀柱 G、波切台 H、古海蚀地貌
北戴河海蚀穴
A、海蚀穴
B、海蚀凹槽
深度大于高度
（北戴河）
C、海蚀崖：在海浪长期侵蚀下，基岩不断崩塌后退，形成高
出海面的基岩陡崖，叫海蚀崖(Sea cliffs)。
C、海蚀崖
北戴河鸽子窝海蚀凹槽及海蚀崖
D、海蚀沟
（北戴河）
E、海蚀桥
向海突出的岬角同时遭受两个方 向波浪作用，可使两侧海蚀穴蚀 穿而成拱门状，称海蚀拱桥或海 穹(sea arches)。
Sea arch and sea stack along the coast of Iceland
大连金石滩
F、海蚀柱
海蚀拱桥崩塌后，留下的岩柱 或坚硬岩脉侵蚀残留成突立的 岩柱，都叫海蚀柱(sea stacks)。
G、波切台：海蚀崖逐渐后退，波浪不断冲刷磨蚀位于海蚀崖 前方的基岩面，形成微微向海倾斜的基岩平台，称为波切台 (wave-cut platform; abrasion platform)。由于岩性和构造的差 异，海蚀平台表面常有一些突出的岩脊和小陡坎。
波切台
波切台上升后成为海蚀阶地
底流把剥蚀海岸的物质带到波切台外靠海水一侧沉积 下来形成波筑台
古海蚀地貌：当侵蚀基准面变化，原有的海蚀
地貌被抬升或淹没于水下，形成古海蚀地貌。
鹰角亭 鸽子窝
0 5 10 m S E 1300
古波切台 古海蚀凹槽 古海蚀凹槽
海平面
基岩
鹰角亭—鸽子窝—海滩海蚀地
形剖面图
海蚀地貌形态（根据E. Raisz）
N 海蚀穴；R 海蚀崖；P 海蚀平台；A 海蚀拱桥；S 海蚀柱；T 水下堆积阶地
北戴河小东山海滨波切台与岩脊滩
海蚀过程模拟实验1
海蚀过程模拟实验2
海蚀过程模拟实验3
海蚀过程模拟实验4
3、海岸堆积地貌
• • • • A、海滩 B、水下沙坝（沙堤） C、离岸沙坝（沙堤） D、水下堆积阶地
泥沙横向移动（平行 于海岸线）
• E、沙嘴 • F、连岛沙坝
泥沙纵向移动（与海岸线不平行）
根据外海波浪向岸作用方向与岸线走向之间的角度不同， 海底泥沙有作垂直岸线方向移动和平行岸线方向移动两种 状态，前者称泥沙横向移动，后者称泥沙纵向移动。它们 各自形成不同的堆积地貌。
泥沙横向移动
A、海滩
海滩是泥、砂、砾被激浪流堆积在岸边而成的向海微倾斜滩地。 砾滩(pebble beach)：常发育在基岩海岸区，砾石磨圆、分选 好，长轴平行海岸，扁平面向海倾斜。 沙滩(sand beach)：陆源物质较丰富的地区，沙粒分选、磨圆极 好、具明显的分带现象（近潮上带粗、潮下带细）。成分以石英为 主，可达90%以上，次为长石、白云母、生物碎屑等。表面具有波 痕、气孔、生物遗迹等构造，内部具交错层理构造。 泥坪：地形平坦，沉积物主要为波浪带来的悬浮物（泥质），波 浪作用微弱，由岸向海沉积物由细（泥）变粗（粉沙、细沙），具 反分带现象。干旱地区则可发育盐类沉积，称萨布哈。
B、水下沙坝：它大致与海岸平行分布，在波浪向海岸传播 时，由于波浪不断发生局部破碎使能量降低，因而发生 堆积，形成一条或数条水下堆积体，称之为水下沙坝。 C、离岸沙坝：它是露出水面以上，大致平行海岸的沙堤。 D、水下堆积阶地：在水下岸坡的坡脚处，由向海移动的泥沙 按密度、大小分选堆积而成。
E、沙嘴(spits)
在凸形海岸，一端与陆地相连，另一端向海伸出的泥沙堆积体， 叫沙嘴。 在AB段波浪作用方向与岸线夹角为45°（φ），BC段的夹角小于 45°（φ-π），当泥沙流进入BC段时，搬运能力降低，在海岸转 折处发生堆积并不断向前伸长，便形成沙嘴。
沙嘴的尾端常呈向岸方向弯曲形 状，这多是波浪折射或两个方向 波浪作用所致，在港湾海岸的沙 嘴，由于潮汐作用也可使沙嘴尾 端发生弯曲。
华盛顿州-邓杰内斯沙嘴
F、连岛沙坝(tombolos)
连接岛屿与陆地的沙坝叫连岛沙坝。岸外有岛屿，在岛屿与陆地 之间形成波影区，波影区的波浪作用能量减弱，搬运能力降低， 泥沙流进入波影区后将逐渐在岸边堆积下来，形成三角形沙嘴， 并逐渐扩大，与岛屿连在一起形成连岛沙坝。
北戴河老
虎石连岛沙坝
沙嘴，离岸沙堤和连岛沙坝
离岸沙坝
沙嘴 连岛沙坝
4、海岸类型
有多种海岸类型的划分方案（下表）。根据海岸物质组成可将海岸划分为 基岩海岸、沙质海岸、淤泥质海岸和生物海岸四种类型。
沙质海岸
淤泥质海岸
基岩海岸
波浪侵蚀作用在基岩海岸最明显。基岩岸的水深大，外来的波浪 能直接到达岸边，将大部分能量消耗在对岩壁的冲击上。
生物海岸有红树林海岸和珊瑚礁海岸。
红树是热带、亚热带的隐蔽海岸常见的一种灌 木，它们成片地分布在淤泥质的潮间浅滩上，形 成红树林。红树具有非常发达的根系，能抵御风 浪和减缓潮流，促使悬浮泥沙在滩面上沉积下 来，形成特殊的红树林海岸。 红树林对保护海岸免受冲蚀有积极意义。我国的 红树林海岸主要分布在广东、海南、广西、台 湾、福建等省的港湾、河口和其它隐蔽岸段。
生物海岸有红树林海岸和珊瑚礁海岸。
珊瑚礁主要由造礁珊瑚的骨骼构成。珊瑚要求海水 的年平均温度在20℃以上，故现代珊瑚礁分布在南 北纬30°之间的热带海区。珊瑚生长的海水盐度是 27‰～40‰。此外，珊瑚生长要有足够光线，在低 潮位至水深20 m的浅海区，珊瑚繁殖最盛，因为这 里有充足的阳光和丰富的微生物养料，水温也较 高。珊瑚是固着生长的，比较坚硬的基底有利于大 规模珊瑚礁的发育。我国的珊瑚礁主要分布在台湾 省沿岸、雷州半岛西南岸、海南岛周围的基岩海岸 以及西沙、东沙、中沙和南沙群岛等地。
三、大陆架、大陆坡和大洋底部主要地貌 特征和沉积物
• 1、大陆架主要地貌特征和沉积环境 • 2、大陆坡主要地貌特征和沉积物 • 3、大洋底部主要地貌特征和沉积物
1、大陆架的主要地貌特征和沉积物
A、大陆架：又称陆棚，它是在正常浪基面以下，向外海
与大陆坡相连的广阔浅海地带，海水的深约10-20m以下至水深 200m左右。
B、浅海陆棚沉积物的特征
• • • • • 碎屑沉积 生物沉积 火山沉积 自生沉积 残留堆积
碎屑沉积
由近岸到远岸由粗到细,以石英沙粒和粘土为主,并含有大 量生物遗体,沉积物具有良好的分选性和磨圆度。表面发育 波痕 、生物遗迹等构造，内部构造种类繁多，有交错层 理、波状及水平层理、生物扰动构造等。同粒级碎屑常平 行海岸呈带状。
化学沉积
浅海的化学沉积作用主要发育于低纬度、陆源物质较少的海 域，因盐度、压力、温度、P H 值等变化，化学搬运物通过 过饱和、胶体电性中和、微粒吸附和生物浓缩等方式沉积。
化学沉积
碳酸盐沉积:主要为CaCO3和MgCO3,温度升高或压力降低可导致 Ca(HCO3)2过饱和,动荡海水
中可形成鲕状沉积物,炎热气候条 件下可使MgCO3沉积。通常沉积在碎屑沉积物外侧。 铝、铁、锰沉积:在湿热气候区大量的Al、Fe、Mn的氧化物和 氢氧化物以胶体状态带入大海,在近岸地带遇电解质而凝聚沉 积,常因海水动荡而形成鲕状、豆状或肾状。主要沉积矿物为 铝土矿、赤铁矿、硬锰矿等。 硅质沉积:SiO2胶体在水温较低、偏碱性环境下以胶体凝聚方 式沉积形成蛋白石,经脱水后形成燧石。 磷质沉积:因富磷质生物富集而使磷质发生沉积形成胶磷石。
生物沉积
浅海环境光线充足、水体流动、富氧，生物种类繁多。在其生长过程 中产生的排泄物、分泌的有机质、死亡后遗留的骨骼、贝壳等都能形成沉积 物。生物沉积主要有以下几类： 贝壳和生物碎屑沉积： 如生物碎屑灰岩。 生物礁沉积：如生物礁灰岩。 有机质沉积：如油页岩。
2、大陆坡的主要地貌特征和沉积物
A、大陆坡的主要地貌特征和沉积环境
大陆坡是指陆棚以外至深海盆地的斜坡地带。 B、大陆坡沉积物的特征 此处水深已超过200m，波浪和阳光都影响不到，只有 小量的陆源细粒物质或悬浮物质进入半深海地带 其次是火山喷发物质及生物碎屑 分布最广的是软泥。
3、大洋底部的主要地貌特征和沉积物
A、大洋盆地主要地貌特征和沉积环境
大洋底是指大陆坡斜坡以外的方阔水域，海水深度一般2000-5000m，它具 有很大的海水深度变化范围。 大洋底部受外力干扰少，海水比较宁静，沉积比较连续，陆源物质带入甚 少，而且颗粒一般在0.002mm以下，这些微细的物质，几乎都呈胶体性质，可以 长期悬浮于海水中，只有在极安静的水体中才能沉入海底。
B、大洋盆地主要地貌特征和沉积环境有：
深海平原：大洋底部面积广阔而又平坦的区域，平均 水深在4500-5500m. 大洋中脊：又称海底山脉 海沟和岛弧：海沟是海洋最深的部分，海水深度大于 6000m；岛弧是与海沟相伴生的弧形岛屿。
C、大洋盆地沉积物特征
（1）深海软泥 褐色软泥 广布于大洋盆地，主要由粘土矿物、陆源的石英砂、
火山灰、宇宙物质和风尘等组成，富含Fe、Al质，一般呈红褐 色，碳酸盐含量小于30%. 钙质软泥 碳酸盐为主的软泥，主要分布于热带、亚热带的各大
洋区，生物碎屑含量大于30%. 硅质软泥 以硅质为主的软泥，生物碎屑含量大于70%.
（2）锰结核（manganese nodule)
• 主要沉积于深海区,是一种黑褐色,外表呈球形或椭球形,内部 具同心圈层结构的锰、铁氧化物团块。除富锰铁外,还含有铜 铅锌等30多种元素,具有较高的经济价值。
（3）浊流沉积
• 主要发育于大陆坡及以下地区,主要由粘土和沙组成,发育递 变层
理。
四、海陆作用交替带的地貌和堆积物
海洋和大陆之间的过渡地段，这里的地貌的形成、发 展和演化及堆积物的形成，明显受大陆水体与海洋水 体相互作用的控制
1、河口地貌和堆积物 2、三角洲地貌和三角洲堆积物 3、河口湾沉积物与泻湖沉积物
1、河口地貌和堆积物
A、河口区的特征 入海河与海水相互作用的地区，称为河口区。
B.河口分段与河口地貌
河口区通常可以划分为近口 段、河口段和口外海滨段。 近口段尽管受到潮汐的顶托， 但仍然以河流作用为主；河口 段河流与潮流共同作用，双向 水流和河床不稳定是河口段的 特点；口外海滨段以海洋作用 为主，除潮流作用外，还有波 浪和海流的作用。 河口地区最大的地貌单元是三 角洲和三角港。
2、三角洲地貌和三角洲堆积物
A、三角洲地貌 格罗威（Galloway,1975）根据河流作用、波浪和潮汐 作用的相对强度将世界各主要大河的三角洲进行了分类，并表 示了三角洲的各种极端类型和过渡类型，以及与3种能量作用的 相对关系。
B、三角洲形成的基本条件
三角洲
浅平的 口外海滨区 丰富的 泥沙来源 “三基” 较弱的 海洋动力
C、三角洲的类型
动态分类： （根据三角洲的进退） 动力分类： （根据河流、波浪和潮流的
作用强弱）
建设性三角洲 破坏性三角洲 河流型三角洲 波浪型三角洲 潮流型三角洲
鸟足状三角洲 尖头状（鸟喙状）三角洲 扇状三角洲 梳状三角洲；。。。
形态分类： （根据三角洲平面形态）
三角洲平面形态
鸟足状三角洲
根据三角洲的平面 形态可以将三角洲 划分为 鸟足状三角洲-河流 作用为主； 尖头状或者鸟喙状 三角洲-波浪作用为 主； 扇状三角洲-如果以 河流作用为主的三 角洲，由于汊道众 多并多次改道，导 致三角洲比较均匀 的向外扩展，形似 扇子。
扇状三角洲 尖头状三角洲 梳状三角洲
D、三角洲沉积物的平面分布
三角洲平原带 为三角洲的陆上部分，主要为河流、牛轭湖、决口扇、
•
湖泊、沼泽和泻湖沉积，往往还有风成沙沉积 • 三角洲前缘带 位于水边线以下，围绕三角洲平原带的边缘呈环带状分
布它处于海岸和河流带入的沉积物混合地段，经海洋作用的再改造、再 分配，形成比较纯净的沙质沉积，而泥质和有机质较少。 • 前三角洲带 位于浪基面以下三角洲前缘向海一方。沉积物富含有机
质和泥质，它是河流搬运来的细小粘土悬浮特质和胶体溶液在海底沉积 而成的，含海相化石
E、三角洲沉积物的剖面结构
•
顶积层
包括陆上和水下两部分。相当于河口段的沉积，是冲积、湖积
和沼泽堆积的交互沉积。以砂、粉砂为
主，间夹粘土及泥炭。 • 前积层 它是水下三角洲斜坡部分的堆积物岩性以粉砂、粘土为主，
有时二者呈互层状。 • 底积层 组成。 多为悬移的物质沉积于三角洲的最前端。主要由粘土、亚粘土
3、河口湾沉积物与泻湖沉积物
1、河口湾沉积物
A 在潮汐作用很强的海岸河口区，不能形成三角洲，通常形成喇叭 状的河口湾。
B 河口湾类型-根据成因划分
① ② ③ ④
溺谷型河口湾 峡谷型河口湾 构造作用等产生的河口湾 砂坝堆积而成的河口湾
C 河口湾沉积物的一般特征
• （1）海峡沉积物 • （2）以砂质堆积的河口湾沉积物
2、泻湖沉积物
• 通常是被沙嘴、离岸沙坝或生物礁所隔离出来的一部分近岸 海礁，常有排水口与广海相连。