第六章 海岸带的现代过程-2

第三节海岸侵蚀与堆积地貌波浪作用是海岸侵蚀、堆积作用的主要动力，海岸地貌的塑造主要发生在暴风浪期间，正常天气条件下的风浪只对海岸地貌起着经常的修饰作用。潮汐对基岩、砾石和砂质海岸的影响是通过改变波浪作用实现的，在细粒物质组成的粉砂淤泥质海岸，沉积作用主要由潮流完成。一、海岸侵蚀地貌二、海岸堆积地貌三、潮汐作用下海岸地貌的特征一、海岸侵蚀地貌(一)海岸侵蚀作用海岸侵蚀作用主要发生在基岩海岸，波浪通过冲刷、研磨和溶蚀，使岸线逐渐后退。发生在海岸带的侵蚀作用称为海蚀作用，它表现为三种形式：1．冲蚀：指波浪水体给予岸线的直接冲刷。基岩海岸的水下岸坡一般具有较大坡度，波浪抵达岸边时以巨大的能量冲击海岸，水体本身的巨大压力和岩石裂隙、节理中被压缩的空气，对海岸产生强烈的破坏，这种力量可达每平方米数十吨。2．磨蚀：指海水携带的砂砾随波浪往返运动对海底产生的侵蚀。在波浪前进和后退的往返运动中，海水携带着砾石、泥沙和海岸上侵蚀下来的岩石碎块，对海底基岩进行研磨，加快了海岸侵蚀的速度。3．溶蚀：指海水溶解海岸基岩引起的海岸侵蚀。海水对岩石、矿物的溶蚀能力要比淡水强，特别是在由碳酸盐岩等可溶性岩石组成的海岸，溶蚀作用对海岸的破坏更大，可形独特的溶蚀平台。(二)海岸侵蚀地貌海蚀崖：海蚀穴顶的岩石因下部捣空而不断崩坠形成悬崖。崩坠物若很快被波浪冲走，则重新发育海蚀穴，使海蚀崖继续后退，称为活海蚀崖，崖面坡度陡，岩石比较新鲜。死海蚀崖的坡脚堆积大量碎屑物，崖面已停止后退，坡度平缓，长有植被。海蚀穴：岸边激浪的强烈冲刷作用形成高度大致相同的凹槽。它们分布在陡崖的的脚部，宽度大于深度。海蚀洞：深度比宽度大的凹槽。在节理发育或夹有软弱岩脉的基岩中，海蚀洞可达几十米深。海蚀窗：冲入洞中的浪流及其对空气的压缩作用将洞顶击穿形成的。海蚀平台：海蚀崖后退的同时，在陡崖的前方留下一个向海微倾斜的基岩平台。岩脊滩：由于岩性和构造的差异，平台表面遍布的几十厘米高的岩脊。海蚀拱桥（海穹）：向海突出的岬角同时遭受两个方向波浪作用，使两侧海蚀穴蚀穿而成拱门状。海蚀柱：坚硬的岩脉在平台上残留成突立的岩柱。水下堆积阶地：由波浪搬运侵蚀下来的碎屑物，堆积在海蚀平台前缘以下的岸坡深处而成的。岩石海岸的海蚀地貌海蚀崖、海蚀槽、海蚀洞。海蚀崖广西北海涠州岛海蚀崖与海蚀穴海蚀洞波切台、海蚀槽、海蚀洞、海蚀崖。(落潮)海蚀崖与海蚀平台海蚀平台广西北海涠州岛海蚀平台广西北海涠州岛海蚀平台海蚀崖与海蚀柱海蚀拱海蚀拱桥与海蚀柱台湾石门洞海蚀拱桥海蚀拱桥大连“恐龙探海”海蚀拱桥与海蚀柱海蚀穴（洞）海蚀柱(三)海蚀平衡剖面塑造过程在最初阶段(I)，外来的波浪在大约1／2λ的深度处开始触及海底，通过较窄的岸坡，波能略为降低．到激浪带突然降低为零(虚线)；按波浪对海底的作用强度而言，波浪进入岸坡后很快增大，到激浪带达最大值，并很快下降到零(虚点线)。由于波能集中地消耗在岸边，岸边的波浪作用强度最大，所以岸线后退最迅速，海蚀穴发育，海蚀平台狭窄。在第(II)阶段，较多的波能消耗在对岸坡的侵蚀．使水下岸坡加深；激浪带的波浪作用强度降低，海蚀崖后退和海蚀平台加宽的速度减慢。当基岩岸坡增宽到一定程度，波能均匀地消耗在岸坡上，波浪作用强度分布均匀，海蚀作用中止，海蚀平衡剖面完成(III)。海蚀平衡剖面的塑造过程。二、海岸堆积地貌进入海岸带的松散物质，在波浪和水流的作用下运动，当动力减弱或运动受阻时，就会发生堆积，形成各种海积地貌。粒径较粗的砂砾物质主要由波浪搬运，以沿底面的推移为主，称为波场物质；粉砂、淤泥等细粒物质易进入悬浮状态，以潮流搬运为主，称为流场物质。波场物质是以瞬时速度较快的往复振荡方式实现移动，而流场物质是在较长时间内作速度较慢的定向运动。在泥沙横向运动中形成的堆积地貌有水下堆积阶地、海滩、水下沙坝和离岸堤等；在泥沙纵向运动中，由于泥沙流的容量降低而发生堆积，形成滨海沙体(海滩)、沙嘴、湾坝和连岛坝等。(一)泥沙横向运动形成的地貌1．水下堆积阶地在中立线上下各有一个侵蚀带，中立线以下的侵蚀带泥沙不断向海运动，部分堆积在水下岸坡坡脚，成为水下岸坡的组成部分，这就是水下堆积阶地。在粗颗粒物质组成的陡坡海岸，水下堆积阶地较发育。2．海滩中立线以上，侵蚀带的泥沙在激浪的进流作用下，移动到岸边堆积，形成水上堆积阶地，即海滩。海滩是激浪流作用形成的、与陆地相连的砂砾质堆积体，在平缓的海岸有着广泛的发育。海滩的形态与激浪流引起的进、退流速度之比密切相关。3．水下沙坝浅水波在相当于1/2个波高的水深处发生部分破碎，倾翻的波峰水体强烈掏蚀海底，掀起的水体带动大量泥沙，这些泥沙一部分被激浪流带向海岸，而大部分则堆积在破碎点的靠海一侧，形成水下沙坝。波浪部分破碎后，各种波浪要素减小，继续向海岸前进，又在相当于1/2个波高的水深处再次破碎，如此继续直到完全破碎形成激浪流。在细颗粒组成的缓坡海岸，可以有多条水下沙坝，其规模和间距向海岸逐渐变小。在粗颗粒组成的陡坡海岸，水下沙坝往往只有1-2条。波浪冲刷水下沙坝的前坡，并把泥沙带到坝后沉积，造成沙坝两坡的不对称，向海坡较缓，向陆坡较陡。4．离岸堤离岸堤主要是激浪作用的产物。激浪流所夹泥沙在未到达水边线以前，就在一定的位置上形成露出水面之上的狭长状堆积体，把堤内向陆一侧的海水与外部相对隔离开来，形成半封闭的浅水域，称为泻湖(1agoon)。离岸堤也称为障壁岛或堡岛，它是海岸带规模很大的堆积体，长度可达数百公里，宽数公里，组成物质为砾、砂、贝壳或其混合物，视波浪作用程度及物质供应条件而定。(二)泥沙纵向移动形成的地貌1．波场泥沙流在波浪作用下海岸带泥沙群体长时期内沿某一平均方向移动的现象，称为波场泥沙流。2．泥沙流形成沙体的方式由泥沙流形成沙体的方式有凹岸充填、凸岸堆积、屏障掩遮和湾内波能降低等。泥沙沿岸运动形成砂体的四种形式山东芝罘连岛坝沙咀sandspit潟湖lagoon二.泥沙的纵向运动及其形成的地貌小平岛连岛砂坝沙嘴（三亚）沙嘴与拦湾坝拦湾坝与泻湖三、潮汐作用下海岸地貌的特征基岩海岸的侵蚀和砂砾质海岸的碎屑物搬运、堆积过程主要都是波浪作用完成的，通过周期性的海面升降，潮汐可加强或减弱波浪作用。在无潮海，激浪的位置比较稳定，波能集中，侵蚀强度大；而在有潮海岸，潮汐升降使激浪位置在潮间带范围内上下移动，海岸地貌特征则与潮差大小有关。潮汐升降与离岸堤一泻湖海岸砂砾质海滩剖面随涨落潮的冲淤变化A．涨潮时B．落潮时(二)潮流在淤泥质潮间浅滩上的沉积作用虽然潮流对海底泥沙的扰动作用远不如波浪，但潮流对呈悬浮状态的泥沙的迁移作用却是波浪无法比拟的。在潮间浅滩上，潮流速度可以达到50cm／s，对沉积物的搬运和堆积起着重要作用。潮间带潮流流速分布与泥沙横向移动图式由于涨潮流的作用，质点1进入AA′水体中呈悬浮状态，随着流速的降低，在3点开始向底部沉降（流速为2），但由于涨潮流作用继续向前进，直到点5处才沉到底部，此时流速为4。在退潮时，此质点不能被AA′水体所带动，因为所需的起动流速大于AA′水体在该点的流速。BB′水体具有其所需要的流速，故将质点1从5点搬运到7点，在7处又开始下沉，到9处下沉到底部。则点3和点5之间的距离为沉积滞后距离。(三)粉砂淤泥质海岸的演变与地貌特征粉砂淤泥质海岸的形成和发育需要大量的细粒沉积物补给，其演变取决于细粒物质的来源情况。若泥沙来源充足，可形成淤积型粉砂淤泥岸；若泥沙来源断绝，则海岸受冲刷侵蚀，甚至演变成沙质海岸。粉砂淤泥质海岸的潮间浅滩A.淤积型B.稳定型C.冲刷型在淤积型的粉砂淤泥岸上，潮间浅滩不断淤高，并向海推进，原来的浅滩逐渐脱离海水的作用，先形成湿地，然后成为海积平原。泥沙来源断绝时，粉砂淤泥岸迅速冲刷后退，在苏北废黄河口附近后退速度每年平均达100多米，受冲刷潮间浅滩坡度增大到1‰以上，宽度减至几百米。冲刷浅滩的波浪将残存在泥沙中的生物介壳淘洗出来，经激浪堆积在岸上形成贝壳堤或贝壳滩。贝壳堆积是粉砂受冲刷的标志，其地貌形态是判断海岸冲刷速度的依据。第四节海平面变化与海岸演变全球各地海岸的许多岸段，在现代海岸的高潮位以上发现了海相沉积物和海蚀崖等可作为海岸线标志的地貌形态，这样的古海岸线称为上升海岸，它们是海平面变化的有力证据。同时，在海底也发现了一些海岸下沉的标志，如沉溺的河口、沙丘地形等，在陆架沉积层中甚至发现陆相大型动物的骨骼化石，它们被埋覆在海底的不同深度下，是沉溺海岸的标志，这种古海岸称为下沉海岸。上升海岸和下沉海岸是海岸带地壳运动和海洋水体本身升降变化二者综合作用的结果。海岸升降是这种作用在垂直方向上的反映，而海岸线变迁是它们在水平方向上的反映。通常把因海水量变化引起的海面变化称为水动型海面变化或海面升降变化(eustaticchanges)，而把因海岸带地壳运动引起的海面变化称为地动型海面变化或地壳均衡变化(isostaticchanges)。海面变化包含绝对变化和相对变化两种含义海面绝对变化是指海洋表面与地心之间距离的变化，通常是全球海洋水面的升降；海面相对变化是某一地区陆地升降运动与海面绝对变化的综合结果。在海岸带或海底观察到的，或由验潮仪记录到的海面变化现象，都属于相对变化。一、影响海平面变化的因素海平面变化受到多种因素的控制或影响。地壳构造运动、海水体积的变化等都可引起海平面较缓慢的相对变化，而极地冰盖的冻结和融化则能产生快速的绝对海平面变化，这种快速的变化往往掩盖了构造运动的作用。1．地壳运动地壳运动包括垂直方向和水平方向的构造运动。地壳运动引起陆地或海洋盆地的上升或下降，由此造成的海面变化是非常复杂的。发生在洋盆的构造运动可影响全球海面变化，而沿岸的构造运动则造成局部的或区域性的差异。所以不能简单地从现代海岸线以上的海积或海蚀地貌来确定古海面的位置。地壳在水平方向的运动为板块构造理论所揭示。在两个板块相互碰撞的聚合带，通常发生造山运动。在这样的海岸区域内，因新构造运动造成差异上升，导致一些古海岸的标志出露在现代海面以上的不同高度。例如在台湾岛台南东部地区海拔40m处采集到的海相软体动物化石，其Cl4年代为距今5800±400a，在恒春半岛海拔20m处化石年代为5300±270a。日本、新西兰、阿拉斯加、加利福尼亚以及地中海沿岸都受到强度不同的新构造运动影响，海岸上的古岸线遗迹均被构造运动所改造。地壳的垂直运动主要是地壳均衡调整的结果。在冰盖、熔岩以及具有深厚堆积物的地区，由于荷载作用及其变化导致地壳承压大小的调整过程，称为地壳均衡运动。地壳均衡运动在更新世冰川覆盖地区特别显著，当冰雪积聚时，地壳因加载而发生下沉；当冰雪融化时，由于卸载则使地壳逐渐抬升。一些大三角洲具有厚层的泥沙堆积体，也能导致地壳下降。2．海洋水体变化海洋水体体积的变化和海洋盆地容积的变化均可引起海面升降变化。由于海洋水域彼此相连，所以海面升降变化是全球性的。除了地球内部通过火山喷发可以向地表提供数量极少的岩浆水以外，可以认为在整个地质时期全球的水体总量几乎是不变的，只是在海洋、陆地、大气和地下之间循环分配而已。如果海洋的水体保持不变，那么海面的变化可能由海水的密度变化引起。据推算，海水的平均温度每下降1℃，其体积收缩将使全球海面下降2m(E．C．F．Bird，1976)。第四纪全球气候有过多次冷暖变化。气候寒冷时，降雪量增加，发育大规模冰川，称为冰期；气候变暖，冰川大规模消退，称为间冰期。冰期时地球上的大量水体以冰雪的形式积聚在高山和高纬地带，海洋水量减少，引起世界性海面降低；间冰期时大量冰雪融化，水体汇入海洋，使海面逐渐升高。从世界上各大陆架采集到的泥炭层、贝类化石以及残留沉积物的C14年代测定，证明晚更新世冰期最盛时期的海面比现今海面要低l00～130m。这种大幅度的海面变化，称为冰川型海面升降运动。冰川型海面升降造成了现代全球尺度的海面巨大变化，也是第四纪以来海面变化的最主要原因。3．洋盆容积变化洋盆容积的变化也是造成海面变化的原因。海洋水体保持恒定时，洋盆容积增