海岸带地貌及其沉积物

1. 海岸地貌
海岸地貌(coastal landform)是海洋地貌研究最重要的一部分，它不仅能直接观察，便于研究，而且是记录第四纪海平面波动的重要证据。根据海岸地貌的形成过程和特征，可分为海岸侵蚀地貌和海岸堆积地貌(图 8-3)。
(1)海岸侵蚀地貌
海岸侵蚀地貌(coastal erosional landform)是由海水侵蚀作用形成的，主要发育在基岩海岸的岩石中，其类型有海蚀穴、海蚀凹槽、海蚀崖、海蚀柱、海蚀蘑菇石、海蚀拱桥、海蚀礁石、波切台等(图 8-4)。
海蚀穴(sea cave)是形成于海平面附近深度(向陆地方向)大于宽度(沿海岸线方向)的洞穴。它的形成受海水侵蚀的 方 向、岩 石 的 均 一 性 以 及 节 理 的影响。

图 8-3 海岸带地貌组合(据北京大学等，1978)


图 8-4 基岩海岸的侵蚀地貌

海蚀凹槽(sea chasm)是沿着海平面发育向陆地凹入的线状凹槽。它的水平延伸方向与海岸线一致，在垂直剖面上一般为指向陆地的平卧 “V”字形，如果平均海平面上下波动，那么可形成平卧的 “箱”形或 “U”字形。海蚀凹槽最深的部位为平均海平面位置，而上下的转折部分为高潮面和低潮面的位置。海蚀凹槽不同于海蚀穴在于前者沿海岸线方向延伸长度大于向陆地方向伸入的深度，而海蚀穴向陆地方向伸入的深度大于水平宽度。
海蚀崖(wave cut cliff)是在海蚀的过程中，海岸线后退，海岸崩塌形成的悬崖峭壁。当海蚀凹槽不断扩大时，其上面的岩石因失去支撑而倒塌，就形成海蚀崖。有时在海蚀崖上发育多层的海蚀凹槽。
海蚀拱桥(sea bridge)是发育在波切台上，与海蚀崖相连的似拱桥状地貌，如果是与海蚀崖分离的似拱桥状地貌则称为海蚀穹(sea arch)。当相对的两个方向的海蚀速度较快时，将海蚀崖底部凿通形成海蚀桥。
海蚀柱(sea stack)是由海蚀作用形成的分布在波切台上的岩石柱体。当海蚀拱桥的“桥”体部分发生崩塌，残留下的 “桥柱”就是海蚀柱。若海平面保持一段时间的稳定，海蚀柱的下部(海平面附近)经侵蚀使其细颈化，而上部保持较粗，形成形似蘑菇的海蚀柱，即海蚀蘑菇石(sea mushroom rock)。
波切台(wave cut bench)是沿着平均海平面向陆地延伸并向海洋方向缓倾斜的基岩台地，也称海蚀平台(wave cut bench)。当海水侵蚀海岸时，造成海蚀崖节节后退，海岸线向陆地方向推进，那么在海平面附近就形成波切台。有时在波切台上有少量的砾石和沙粒的堆积物。如果海平面下降或海岸上升，波切台上升成为海蚀阶地(sea abrasion terrace)(图8-4)。
(2)海岸堆积地貌
在沙、泥质海岸，海水对海岸和海底进行改造并将沉积物搬运到合适的部位沉积下来就形成了各种堆积地貌。有的形成于海岸线附近，而有的形成于海平面之下。这些地貌的延伸方向即可与海岸线平行，也可与海岸线垂直或斜交，但前者更常见些。
海滩(beach)是由滨海沉积物构成的向海缓倾斜的滩地，主要发育在潮间带，其上界为波浪作用所能到达的地方，而下界延伸到海面以下破浪之处。根据物质的组成可分为砾滩(boulder beach)、沙滩(sand beach)和泥滩(mud beach)。砾滩多分布在基岩海岸区，滩面坡度较陡，宽度窄。沙滩分布很广，除基岩海岸，其他海岸也有沙滩的发育，沙滩的坡度较砾滩缓，滩面常发育略凸出的沙脊和下凹的浅坑。泥滩分布在三角洲或平坦海岸区，滩面平缓，宽度大。在泥滩的高潮面及其特大高潮淹没的地段称为滨海湿地(滨海沼泽)(sea marsh)，其上生长大量喜盐植物。通常把潮滩和湿地称为滩涂，是重要的海陆之间的平衡带。
水下沙坝(underwater barrier)是位于海平面之下平行海岸线的沙坝(图 8-5a)，由破浪冲掏海底泥沙形成。当波浪运动到浅水区(水深小于 1/2 波长)时，波浪形态发生变形而形成破浪，翻卷的水体强烈冲掏海底，被掏起的泥沙向海方向搬运，它们大部分堆积在破浪的破碎点靠海一侧，形成水下沙坝。水下沙坝分布在岸坡的上部，其规模和数量受海底坡度和物质构成影响。在缓坡和细粒物质组成的海岸，波浪变形强烈，破浪的临界水深大，水下沙坝多分布在二倍于表面波波高的水深，并由于浅水波多次破碎而形成多条水下沙坝。沙坝的规模和间距向岸逐渐减小(图 8-5a)。在粗颗粒组成的陡坡海岸，多形成于等波高的水深处，规模较大，条数少，一般仅有 1 ～2 条。

图 8-5 水下沙坝、贝壳堤、水下堆积阶地、沿岸堤和离岸堤的形成过程

水下阶地(underwater terrace)水下堆积阶地形成于沙泥岸坡的坡脚，与水下沙坝的形成位置不同。是在波浪的作用下，位于中立点以下的泥沙向海方向移动堆积形成的。尤其在由粗颗粒组成的较陡坡海岸，水下堆积阶地比较发育。在基岩岸区的海蚀平台形成过程中，海蚀作用破坏下来的岩石碎块等被波浪搬运到波切台之下的坡脚处堆积起来形成台地，称为波筑台(wave-built platform)(图 8-4)，也属于水下堆积阶地。
离岸堤(offshore bar)是露出海面，大致平行海岸线的沙坝(图 8-5e 和 f)，是由水下沙坝发展而来的。离岸堤的长度几千米至几十千米不等，墨西哥湾的离岸堤长达 1800km，在我国的山东半岛、辽东半岛、广东、广西等沿海均有离岸堤发育。若离岸沙堤横向连接，形成潮流入口的屏障，使内侧的水域与海成半封闭状态，这就形成澙湖(lagoon)。
沿岸堤(longshore bar)是沿着海岸线发育的沙坝(图 8-5d)。在中立点之上，波浪向岸边的推力大于重力和回流的合力，将沙粒推向岸边，并在高潮线附近堆积形成沿岸堤。
贝壳堤(shell bank)是发育在泥质海岸沿高潮线分布的含有贝壳的沙泥质堤。在潮汐的作用下，波浪不断冲刷泥滩，将泥滩中的贝壳冲洗出来，并向陆地方向推到高潮线附近堆积形成贝壳堤(图 8-5b)。贝壳堤长数千米至数十千米不等，其宽一般介于 20 ～300m，高仅为0. 5～4m。贝壳堤的横剖面呈透镜状，底部较平坦，顶部突起，两侧和底部均被泥质沉积物所围限。贝壳堤是研究古海岸线的重要标志，在渤海西岸有多条不同时代的贝壳堤发育。
沙嘴(spit)从海岬到海湾的转折部位，由于波浪发生折射和动能的降低，沿岸流搬运过来的沙粒将在转折部位发生沉积，并随着沉积物的增加，形成与海岬处的海岸线大致平行并向海湾延伸的沙堤，称为沙嘴(图 8-6a)。在小型的河口的两侧也可形成向海洋方向延伸并与海岸线垂直的沙嘴。
连岛坝(tombolo)是连接屏障体(岛屿)与海岸的沙堤(图 8-6b)。在有屏障的海岸，在屏障体(岛屿)与海岸的阴影区，波浪的相向运动使动能降低，沙粒堆积，最初形成滩角(beach cusp)，继而扩大成沙嘴，最终连接成连岛沙坝。

图 8-6 沙嘴和连岛坝形成过程

海积阶地(marine deposition terrace)和海蚀阶地(abrasion terrace)在一些上升的海岸，沙滩或泥滩随着海平面的下降或海岸的上升形成海积阶地; 而波切台(海蚀平台)转变为海蚀阶地。海积阶地或海蚀阶地，随着海平面的波动，也可形成多级，它们统称为海成阶地(marine terrace)，是古气候变迁和新构造运动的重要标志。
2. 海岸带堆积物
(1)海滩沉积
无论在基岩海岸带，还是在砂质、泥质海岸带，海滩沉积分布非常广泛，除少数的海岸带为直接基岩裸露，无沉积物覆盖外，大部分海岸带都发育沉积物，它包括砾石、砂和粘土沉积。在基岩海岸，砾石沉积比较发育，形成砾滩，砾石一般来自基岩海岸被侵蚀崩塌下来岩石碎屑，经海水的搬运沉积而形成，因此砾石的成分与附近的海岸基岩相近，但在一些河流入海的部位，有一些砾石是河流搬运来的，那么它的成分与河流流域的岩石成分有关。如果海平面长期稳定，气候又比较暖温而湿润，砾石的成熟度很高，形成以石英为主的砾石沉积。海滩砾石的分选性好，磨圆度高，一般为圆和次圆，磨圆良好的叠瓦状排列，其砾石的长轴平行海岸线，由于进流强度大于回流，造成 ab 面倾向海洋，倾角一般在 7° ～8°之间，不大于 13°。
在沙质海岸带，以中、细砂沉积为主，但在坡度较大的海岸带有粗砂沉积，从后滨到远滨砂粒粗细不同(图 8-7)。砂粒的成分以石英为主，其次是长石、角闪石、绿帘石、白云母、独居石、磁铁矿等，常含贝壳碎屑。海滩砂粒的长轴平行于激浪的回流方向，而海岸砂体中石英颗粒的长轴平行进流方向，垂直砂体的延伸方向。海滩砂的粒度频率曲线为单峰型，概率累积曲线为三段式。在热带海域，现代潮汐影响范围内的海滩沉积物，由于气候炎热，海水强烈蒸发，在高潮位附近碳酸盐结晶成不稳定文石和亚稳定高镁方解石，将沉积物胶结成坚硬的海滩岩(beachrock)。海滩岩形成的速度很快，时间短，甚至在一年内就可形成一片海滩岩。由于海滩岩形成位置很独特，是指示海平面位置的良好标志。

图 8-7 美国佐治亚州沿岸萨佩洛岛海滩沉积横剖面特征(据 Howard 等，1972，简化修改)

粉砂泥质海岸的沉积物主要由粒径小于 0. 05mm 的粉砂和淤泥组成。这里滨海带的坡度小，潮间带很宽，潮汐作用明显，因此从高潮位到低潮位可出现不同的沉积物。在高潮位附近，由涨潮流带入的最细物质(泥质)趁高潮时出现的憩流在此沉积下来，形成由淤泥构成的泥滩，有时在厚层的淤泥中夹粉砂层，后者是由特大高潮带入沉积的。在中潮位附近，形成粉砂和淤泥互层的沉积物，构成粉砂淤泥滩，发育砂夹薄层泥或泥夹薄层砂的水平层理，或者具有递变层理的纹层。在低潮位附近，除了潮流作用外，波浪的影响也比较明显，沉积的物质略粗，形成粉砂沉积，沉积物中普遍发育小型交错层理，而水平微薄砂层和覆盖沙波层理很少见。
从粉砂泥质海岸的沉积物分布不难看出，由于沉积物的来源主要由潮流带入，因此沉积物的粒度从岸边向海洋方向依次变粗(图 8-8)，这与一般的沙滩沉积粒度分布规律相反。

图 8-8 泥滩沉积物粒度平面分布图(据 H. E. 赖内克，1971，修改)


图 8-9 海平面上升导致障壁岛向陆地迁移(据 Sandars 等，1975)

(2)潟湖和障壁岛沉积物
潟湖(lagoon)是被沙嘴、沙堤、障壁岛隔离或半隔离的浅海湾，它通常有潮汐口与开阔海域联通，涨潮时海水通过潮汐口进入潟湖，也有的潟湖没有潮汐口，只能在特高潮时海水越过沙堤或障壁岛，或冲破沙堤或障壁岛灌入潟湖。潮差和气候对潟湖水体的性质影响明显，在小潮差、气候干旱的地区，由于缺少进潮口使潟湖水体与开阔海的联系受到限制，水体明显咸化，形成半咸水或超盐度的水体环境。在潮差较大，气候比较湿润的地区，潟湖水体淡化。因此可把潟湖分为淡化潟湖和咸化潟湖。这两类潟湖的沉积特征不同。
淡化潟湖发育在潮湿气候区，水面高于外海海面，不断得到地表水补给，只在高潮时有少量的海水流入潟湖。这种潟湖沉积大量细的碎屑物质，如粉砂、粘土，含有较丰富的有机质，发育细的水平纹层，生物扰动构造也比较发育，在缺乏水体对流的湖底可形成黄铁矿、菱铁矿、碳酸钙等。在靠近沙堤和障壁岛一侧，由于涨潮时海水越过沙堤或障壁岛进入潟湖，形成冲溢砂沉积。
咸化潟湖发育于干旱气候区，水面低于外海水面，水体蒸发强烈，陆地水补给少，主要由海水补给，因此水体不断咸化。咸化潟湖以化学沉积为主，夹细粒的碎屑沉积。化学沉积主要为碳酸盐，另外还沉积一些溶解度大的盐类，随着潟湖的盐度增加，各种盐类的沉积顺序依次为: 方解石→白云石→石膏→芒硝→石盐→钾盐→光卤石。在咸化潟湖中，靠近沙堤和障壁岛一侧也形成冲溢砂沉积。
障壁岛沉积物主要为细砂和极细砂沉积，发育平面状低角度层理和槽状交错层理。障壁岛-潟湖是一种重要的海岸类型，很多海域都发育。当海平面发生变化时，障壁岛会发生迁移(图8-9)。
(3)生物堆积物
海岸带的生物堆积主要发育在生物海岸和泥质海岸。在生物海岸带，发育滨海沼泽，生长大量的植物，死亡堆积起来形成生物堆积物，并可转变为泥炭。在泥质海岸带，腹足类、双壳类等动物繁盛，这些生物的壳体在高潮位附近堆积形成贝壳堤。

一、名词解释
海岸线，海蚀穴与海蚀凹槽，海蚀崖，海蚀拱桥与海蚀穹，海蚀柱，波切台与波筑台，水下阶地，沙嘴与沙坝，连岛坝，海积阶地和海蚀阶地，潟湖，海滩岩，离岸堤，贝壳堤，大陆架，大陆坡，海沟，大洋中脊，海平面
二、填空
1.滨海是低潮面与特大高潮面间的部分，通常可划分为______、______和______，从低潮面到水下岸坡称为______。
2.根据海岸的物质组成，把海岸分为______、______、______和______。
3.海岸侵蚀地貌主要发育在______海岸的岩石中，其类型有______、______、______、______等。海岸堆积地貌主要有______、______、______等。
4.海平面是指平均的海面，既不是______，也不是______。在测量学上，______是一个标准的海平面。
5.一般认为，海蚀凹槽口部的顶和底约对应于______和______的位置，而楔形的尖端部位的水平面与______重合。
6.海平面波动的类型有______、______、______、______等。
7.能反映高海平面的主要标志有______、______、______等。
三、简述题和论述题
1.简述主要海岸类型的成因和特征。
2.滨海区海洋堆积地貌有哪些类型？它们是怎样形成的？
3.论述海平面波动的类型及其原因。确定海平面波动的标志有哪些？
4.试分析我国东部海岸带第四纪海平面波动的历史及其对沿海环境的影响。

（一）海岸带侵蚀地貌

海岸带发育的侵蚀地貌主要有如下类型（图9-10）。

图9-10 岩石海岸的海蚀地貌

1.海蚀穴

海水面与陆地交接处，由波浪的冲蚀作用或海水的溶蚀作用形成凹穴。

2.海蚀崖

为海蚀穴不断扩大时其顶部基岩失去支持而发生重力崩塌，海岸不断后退形成的陡崖。

3.海蚀平台

海蚀崖不断后退的过程中，在崖壁前形成的具有平缓坡降、微向海倾斜的基岩平台面，也称为波切台。

4.海蚀桥

在击岸浪的作用下，两个相反方向的海蚀穴被蚀穿而互相贯通，形成拱门状形态，称为海蚀桥。它常形成于海岸岬角处。

5.海蚀柱

由于海岸带基岩岩性及裂隙发育的不均一性，在海岸后退过程中，残留在波切台之上的石柱或孤峰，称为海蚀柱。它也可由于海蚀桥顶部塌落而形成。

（二）海岸带沉积地貌

1.泥沙横向运动形成的海积地貌

当波浪作用的方向与海岸线垂直时，海底泥沙在波浪作用力和重力切向分力共同作用下作垂直海岸线方向的运动，称为泥沙的横向运动。19世纪末，意大利学者科尔纳利亚（P.Cornaglia，1887）研究浅水区波浪的不对称性和变形及其对海底泥沙运动的作用，并提出海滩泥沙运动的中立线理论。即：在水下岸坡为成分和密度相同的沙粒组成的均匀单斜坡的理想条件下（图9-11），由于斜坡上段水深小，波浪变形大，泥沙的向岸运动（进流）的流速大大超过向海（退流）的速度，因此，泥沙主要向岸位移；斜坡下段水深大，波浪未变形，同时泥沙运动受重力沿海底向海的切向分量推进，泥沙主要作向海运动。上下段间必定存在某一深度带，其重力的切向分量恰好抵消了进、退流的波浪力差，泥沙保持在原来位置附近往返运动，这一深度带称为中立线（带）。长期作用的结果，中立线以上近岸部分因向岸堆积使海岸变陡，中立线以下部分因堆积向海增长，使海底填高，剖面变平缓。最后，整个水下岸坡上各点达到泥沙向岸和向海运动的差值均为重力作用抵消时，泥沙只在原地来回摆动，在上个波浪运动周期中每一点沙粒的有效位移都等于零时，水下斜坡达到均衡剖面状态。

图9-11 缓海岸带物质横向运动及水下岸坡塑造示意图

（据B.Π.曾柯维奇，1957）

（a）、（b）和（c）的上部箭头是在同一次波浪变形运动中，沉积物离岸移动的距离；（a）和（b）的中部箭头及（c）的下部箭头是在同一次波浪变形运动中，沉积物向岸移动距离；（a）和（b）的下部箭头是在一次完整的波浪变形运动后，沉积物最终移动的距离；向上箭头为中立带位置

泥沙在上述横向运动过程中会形成各种堆积地貌，包括水下堆积阶地、水下沙坝、离岸堤、澙湖和沿岸堤等。

（1）水下堆积阶地 分布在水下岸坡坡角，由中立带以下向海移动的泥沙堆积而成。

（2）水下沙坝 水下沙坝是一条或数条大致与海岸平行成直线或弧形的水下堤状堆积物。水下沙坝的形成与波浪的破碎有关，其形成过程是：当浅水波到达水深为1～2个波高的地方，浅水波发生倾翻形成破浪，倾翻时波浪会以其巨大的能量挖掘海底泥沙，被挖起的大部分泥沙在破浪点堆积下来，从而形成水下沙坝。此后，波浪将以减小的能量向陆继续前进，如果条件许可在某一位置，其水深又达到新形成的较小波浪波高的1～2倍时，波浪再次破碎，形成第二条较小的水下沙坝，这样由于波浪向岸运动过程中发生多次破碎可形成一系列水下沙坝，且这些沙坝的规模和间距向岸逐渐减小。

（3）离岸堤与和澙湖 离岸堤是离岸一定距离高出海面的沙堤，它多是由水下沙坝进一步发展形成的，其长度一般由几千米至几十千米不等，最长的墨西哥湾的离岸堤长达1800km，宽度由几十米至几百米。海面下降可以使水下沙坝出露海面形成离岸堤，也可能在一次大风暴海面高涨时形成水下沙坝，风暴后，海面水位迅速退到原来位置，水下沙坝露出海面形成离岸堤。离岸堤与陆地之间封闭或半封闭的浅水域称为澙湖。

（4）海滩与沿岸堤 海滩是与陆地相连的砂砾质堆积体。海滩物质主要来自水下岸坡，是由波浪将其带到岸上堆积而成。

当波浪与潮汐处在高水位时（在无潮岸则是暴风浪时）物质比较集中地堆积于海滩上部，形成与海岸平行延伸的垄岗状长堤，称为沿岸堤。当物质来源丰富，发育时间足够长时，沿岸堤可以形成多条，连在一起共同组成海滩。

2.泥沙纵向运动形成的海积地貌

波浪进入浅水区到达海岸时，当其传播方向与岸线斜交，这时每一个泥沙质点所受到的波浪作用力和重力的切向分量就不在一条直线上，在这两种力的合力作用下泥沙沿海岸发生移动，这就是泥沙的纵向运动（图9-12）。在此运动过程中，泥沙会形成各种堆积地貌。

（1）凹形海岸 如图，在AB段，波浪作用方向与岸线的夹角大致为45°，当有一股达到饱和状态的泥沙从A向B移动，到达B点后，由于海岸方向改变，使波浪作用方向与岸线夹角大于45°，泥沙搬运能力降低而发生堆积，形成海滩（图9-13a）。

图9-12 沉积物沿海底纵向运动过程图示

图9-13 凹、凸型海岸带泥沙纵向运动形成的堆积地貌

（2）凸形海岸 如图，在AB段波浪作用方向与岸线夹角为45°，BC段夹角小于45°，在BC段泥沙搬运能力降低，在海岸转折处发生堆积并不断向前伸长，形成一端与陆相连，另一端向海伸出的泥沙堆积体，叫沙嘴。沙嘴若堆积在湾口可形成拦湾坝（图9-13b）。

（3）连岛沙坝与陆连岛 如果岸外有岛屿，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，并逐渐扩大。同时，岛屿与海的一面受到冲蚀，被冲蚀的物质在岛屿两侧后方堆积成两个沙嘴，最后沙嘴与沿岸堆积的泥沙相接成为连岛沙坝，岛屿与陆地连成一体，便成为陆连岛。我国山东半岛烟台市的芝罘岛便是典型的陆连岛（图9-14）。

（三）海岸带的类型

根据海岸物质组成可以将海岸划分为4种类型，即基岩海岸、沙质海岸、淤泥质海岸和生物海岸。

1.基岩海岸

基岩海岸由岩石组成，有的岸线曲折，有的平直，岸坡陡峭。根据海岸线与地质构造关系可分为里亚式海岸、达尔马堤亚式海岸。前者是海岸线与构造线直交，岸线曲折，又称横海岸，以西班牙西北部里亚港一带海岸最为典型，我国山东半岛荣城湾一带也属这种类型；后者是海岸线与构造线平行，有一些与岸线走向平行的岛屿发育，以亚得里亚海东海岸最为典型，又称纵海岸。以断层控制的海岸，海岸平直，岸坡陡峭，称为断层海岸，我国台湾省东海岸属于这种类型。如果断层多次活动，海岸上升，在断层崖上可以保存不同时期的海蚀穴。

图9-14 芝罘岛地貌图

（据蔡爱智）

1—基岩；2—Qp^2dl；3—Qh^al-m；4—澙湖（a干涸的，b未干的）；5—芦苇沼泽；6—沙砾堤；7—沙嘴；8—岩滩；9—海蚀崖；10—衰亡海蚀崖；11—海蚀柱；12—海蚀洞；13—低潮线；14—高潮线；15—砂质泥沙流；16—砾石流

第四纪冰后期海面上涨，淹没基岩山地或丘陵，一些山丘形成海岬，丘岭之间低地形成海湾，岸线弯曲，这种海岸称港湾海岸。高纬地区，海水进入冰川作用过的地区，一些冰川谷地被海水淹没，形成向陆地伸入的狭长海湾，称为峡湾海岸，例如挪威的一些海岸。

当海面上升时，海水入侵山地丘陵地区，海岸线多弯曲，水下岸坡坡陡水深，波浪作用是海岸演化的主要动力。在海岸演化的初期，由于岸线非常曲折，波浪折射，岬角处波能汇聚，海湾中波能辐散，在岬角处发育海蚀崖，在湾内开始出现堆积，海岸基本保持原有岸线特征。海岸进一步演化，岬角处形成大规模的海蚀崖和岩滩，连接大陆和岛屿的连岛坝、湾口的沙嘴、湾中坝及湾顶沙滩等堆积地貌也大量出现。当岛屿被蚀去，岬角进一步侵蚀后退，湾口被沙坝封闭，阻断了海湾与外海的连通，使岸线逐渐趋于平直，形成基岩岸段与砂砾岸段相间分布的夷平岸。当海蚀崖不断后退，退至海湾岸线位置时，岬角全部被侵蚀掉，残留宽广的岩滩，这时，海蚀崖在宽广岩滩的保护下，后退停止，海岸趋于稳定，形成平直的基岩磨蚀夷平岸（图9-15）。

图9-15 基岩港湾海岸的演化图示

（据D.W.约翰逊）

2.沙质海岸

沙质海岸可分为海滩海岸、沙堤-澙湖海岸和沙丘海岸等。

海滩海岸是泥沙在激浪带堆积形成的，其范围从波浪破碎开始点起到海岸陆地上波浪作用消失处止。在开敞的海岸形成滩脊海滩，在有海蚀崖的宽度较狭海滩，则形成背叠海滩。海滩上常发育一些与岸线平行的沿岸堤，它们的高度代表海面高度，有时多条从老到新的沙堤，高度依次降低，反映海面逐渐下降。

沙堤-澙湖海岸是在沙质海岸堆积体及其封闭或半封闭海湾形成澙湖构成的海岸。有的堆积体分布在水下尚未露出海面，为水下沙坝，也有露出海面成为离岸堤或岛状坝，如靠近海岸或与之相连的堆积体为海岸沙坝。水下沙坝常为保护海岸免遭波浪冲刷的一道屏障，如挖沙破坏沙坝，海岸将会受到强烈冲蚀而使陆地上的道路、农田、村舍或其他人工建筑物遭到破坏。沙堤-澙湖海岸是一种重要的海岸类型，约占世界海岸的13%，在我国的山东半岛，辽东半岛，广东和广西沿海均有发育。

沙丘海岸是沙质海岸在风的作用下沙粒被吹扬形成沙丘的海岸。沙丘的宽度由几米到数千米不等，高度也有小到几米大到几百米的。它们分布在不同纬度海岸带，美国大西洋沿岸、墨西哥沿岸和欧洲的一些海岸都有沙丘海岸。我国河北滦河三角洲北侧、山东半岛、福建、广东沿岸和海南岛东海岸也都有沙丘海岸分布。

沙质海岸演化的动力是波浪作用和潮汐作用。当海面上升时，海水入侵陆地，若无充足的泥沙供给，沙堤-澙湖海岸受波浪冲刷后退，离岸堤向陆方向移动并常覆盖在澙湖沉积物之上，在离岸堤向海的一坡下部出露澙湖沉积。海岸受到冲刷后退时，沙嘴也随之改变位置，一方面不断向陆方向后退；另一方面不断向前伸长，老沙嘴的弯曲尾部留在沙嘴内侧形成几个弯曲的小沙嘴，又称复式沙嘴（图9-16）。如果供给沙嘴的泥沙量减少或断绝，沙嘴就会受到冲蚀破坏乃至消失。

图9-16 复式沙嘴发育过程

（据王颖）

潮汐作用对沙质海岸的演化也有一定影响。在潮差较小的沙质海岸，波浪作用位置比较稳定，易于形成离岸堤且能连续分布很长的距离。在潮差大的海岸，离岸堤不易连续堆积增长，只有零星分布，大潮时波浪作用强，激浪流常常越过堤顶甚至冲开离岸堤使澙湖与外海相连，形成潮汐通道。涨潮流带入的泥沙在澙湖内形成潮汐三角洲（图9-17）。

图9-17 潮汐升降与离岸堤-澙湖海岸

（据A.N.斯特海尔，修改）

澙湖的演变和气候条件、构造运动有密切关系。在湿润多雨地区，注入澙湖中的淡水量超过蒸发量，多余的水流入海洋，澙湖水不断淡化，海洋生物种群的数量减少，壳类生物个体变小，钙质外壳变薄。在干燥地区，澙湖的蒸发量大于陆地淡水补给量，澙湖水将由海水补充，澙湖咸化，当盐度达到5%～5.5%时，澙湖内就没有生物生长，盐度增至6%～7%时，石膏、芒硝和岩盐开始沉积。当澙湖与外海完全隔离，海水不能进入澙湖时，将变为淡水湖。淡水湖形成后，河流带来泥沙不断淤积，湖水变浅形成沼泽，最后湖泊消失。

3.淤泥质海岸

淤泥质海岸是由粉砂和淤泥堆积的低缓平坦海岸，海岸线多平直；但也有在港湾内发育的岸线弯曲，岸坡平缓，浅滩宽广，受潮流作用较大的海岸。淤泥质海岸从陆到海由三部分组成，沿岸冲积平原或海积平原，平原外围是潮间带浅滩，又称潮滩，潮滩以外为广阔平缓的水下岸坡。

淤泥质海岸主要分布在泥沙供应丰富而又比较掩蔽的堆积海岸段，如含沙量大的河流下游平原、构造下沉区、岸外有沙洲岛屿掩护的海岸段和有大量淤泥供应的港湾内，因此，可将淤泥质海岸划分为平原型、堡岛型和港湾型3种。平原型淤泥质海岸是沿平原外缘由大河带来的粉沙淤泥堆积而成的。我国平原型淤泥质海岸以渤海湾海岸最为典型。堡岛型淤泥质海岸是在外海由沙洲堡岛掩护的低平海岸，沿岸有一列沙脊和沙岛，沙岛或沙脊之间有潮汐通道，沙岛与陆地之间为淤泥质潮滩，沉积淤泥。港湾型淤泥质海岸沿断陷盆地和构造断裂带发育，在这些地方形成一些深入陆地的港湾，湾内波浪小，波高仅几十厘米，由潮流、沿岸流和河流带来的细颗粒物在港湾内沉积下来，形成小面积淤泥带。我国浙江、福建、广东等省沿海发育一些港湾型淤泥质海岸。

在有充足的细粒物质来源的海岸，潮间浅滩将不断淤高并向海推进，浅滩逐渐脱离海水作用，先形成湿地，然后成为海积平原。这种淤积型的粉沙淤泥岸上，潮间浅滩与湿地无明显的地形界线，这里最引人注目的地貌形态是分布在浅滩上的树枝状潮沟，它们的成因与落潮流对滩面的侵蚀作用有关。迅速淤积中的潮间浅滩，在湿地上常常有潮沟沟头遗留的线形洼地；在冲淤大致平衡的稳定潮间浅滩上，潮沟沟头以高潮线为界；在冲刷型的潮间浅滩上，潮沟消失（图9-18），这些现象在我国苏北的粉沙淤泥质海岸上都能见到。

图9-18 粉沙淤泥质海岸

（据杨景春，2001）

（a）淤积型；（b）稳定型；（c）冲刷型

4.生物海岸

生物（活的和死的）对近岸和浅水地带地貌形成过程有一定作用。例如海生贝壳形成的沿岸堤。最有代表性的生物海岸是红树林海岸与珊瑚礁海岸。

红树林是热带、亚热带海滨地区广泛分布的一种灌木丛。它主要生长于背风、浪小的潮间淤泥浅滩上。红树生出大量的枝柱根、呼吸根，这些根系可以减低风浪，减小潮流流速，并使泥沙沉积下来，促使海岸的发展，形成红树林海岸。我国红树林海岸主要分布在广东、广西、台湾、福建四省区沿海港湾、河口及其他较隐蔽的地段。

珊瑚礁是由较高等的腔肠动物造礁珊瑚的骨骼与少量石灰质藻类和贝壳胶结形成的大块有孔隙的钙质岩体。珊瑚对生存条件的要求十分严格，它对海水温度、盐度以及水深都很敏感。通常生活于水温在25～29℃，盐度在27‰～40‰，光照良好、透明度特别好的海水中（水深0～20m）。由于珊瑚生存条件的限制，所以珊瑚礁仅分布于热带海区。在我国，珊瑚礁主要分布在台湾沿岸、雷州半岛西南岸、海南岛周围的基岩海岸及西沙、东沙、中沙和南沙群岛等地。珊瑚礁海岸依其特征可分为岸礁、堡瞧和环礁3种（图9-19）。岸礁是一种与海岸相连、宽度不等、水深很浅的珊瑚平台，我国海南岛、台湾岛就有这种岸礁构成的海岸。堡礁分布于离岸较远的地段，与海岸之间隔着平等的澙湖。堡礁成堤状，而多数成不连续的岛状，围绕着海岸伸延。世界最大的堡礁见于澳大利亚东岸，该堡礁长达2000km，堡礁距离海岸十数公里至二百千米不等。环礁是一种在平面上呈环形的珊瑚礁，中间围着澙湖，我国南海诸岛就属于环礁类型，珊瑚礁外坡度较陡，内坡较缓。

图9-19 岸礁（a）、堡礁（b）和环礁（c）