第1章滨、浅海沉积驱动及主要沉积类型
1.1滨、浅海的空间范围及沉积环境
海岸带位于海陆结合部并呈带状围绕大陆边缘，既包括一部分陆地，也包括一部分海域，是受海陆相互作用影响显著的地带，既有舟楫之便，又有渔盐之利，自古以来就是世界上经济*为发达的地区。
从物质和能量输运的角度考虑，海岸带上界应当是海洋作用所能波及的地区，包括感潮河段及风暴所及的陆地，一般是*大风暴潮作用的上界，相当于离岸线10km的陆区；其下界应当是陆地地质作用影响所及之处，即风暴浪基面，相当于水深10～200m的海域（何起祥等，2006）。广义的海岸带是指从平均高潮线到陆架坡折带之间广阔的地表区域，包括大陆架在内（图1-1）。狭义的海岸带是指地球表面第四纪以来（*近2.60Ma以来）受海陆相互作用影响的一个沿海狭长地带，包括化石海岸、海岸平原、现代河口、沙丘和海滩区、海岸（海滩的水下部分）和大陆架的一部分。
图1-1海洋沉积相带的划分及滨、浅海的空间范围
海岸环境是海洋动力*强烈和*复杂的地区，波浪、潮汐及沿岸流强烈地冲刷、搬运和沉积海岸沉积物质，其作用强度要大于河流流水作用强度的100倍。
第四纪以来海平面变化显著。冰期全球海平面比现在低得多（>100m），间冰期海平面升高约10m。冰期—间冰期变化使滨、浅海沉积远远扩展到现代海岸区域之外。在构造活跃的沿海地区，古海岸线也会明显地移位。海岸演变还具有累积效应，当代海岸地貌是以前海岸过程的产物（Cowell et al.，2003a，2003b）。海岸带也是人类活动*活跃和*集中的地区，人类活动改造已经成为海岸带一种重要的地质营力，参与着海岸带的再造。
1.2滨、浅海沉积驱动
在滨岸带，波浪、潮汐和沿岸流是*为活跃的地质营力；在浅海陆架区，存在流向和强度变化均很大的潮流、风暴流等多种水动力作用形式，随着水深增加，水动力作用强度逐渐减弱。这些水动力为滨、浅海沉积物搬运提供了基本的能量，也是塑造海岸带地貌的物理驱动力。能量梯度是导致波浪和潮汐形成的驱动因素，这些驱动力*终来自太阳能及太阳与月球的引力。地球表面普遍存在的温度梯度导致风的形成。风吹过海面产生海浪，海浪有效地将能量传输到更远的地方。太阳和月球引力梯度导致海面高度每日的剧烈变化并塑造海岸地貌。在能量梯度的驱动下，波浪和潮汐特征表现出强烈的空间和时间上的差异性；同时，波浪和潮汐的分布也会受到气候变化的深刻影响。
1.2.1波浪
1.2.1.1波浪的形成与特征
风作为地质营力会直接产生侵蚀、搬运、沉积作用，作用于水体还会产生波浪。在风力直接作用下，海面受到风的摩擦，产生能量传递，发生起伏，形成波浪。
波浪形成时，海水质点受到扰动，离开原来的平衡位置而做周期性的向上、向下、向前和向后运动，并向四周传播。描述波浪的大小和形状是用波浪要素来说明的（图1-2）。波浪的基本要素有波峰、波谷、波高、波幅、波长、波陡、周期、频率、波速等。
1）波峰：波面的*高点。
2）波谷：波面的*低点。
3）波高（H）：相邻波峰与波谷之间的垂直距离。
4）波幅（α）：波高的一半，α=H/2。
5）波长（L）：相邻两波峰或相邻两波谷之间的水平距离。
6）波陡（δ）：波高与波长之比，δ=H/L。
7）周期（T）：波形在传播过程中，相邻两波峰或两波谷相继通过一固定点所需要的时间。
8）频率（f）：周期的倒数，f=1/T。
9）波速（C）：波峰或波谷在单位时间内的水平位移（波形传播的速度），C=L/T。
风成波浪的发生、停息、强度和范围主要受三个因素的控制：①风速；②风程，即风的吹程，是指风速、风向近似一致的风作用于水域的范围，即风与水面摩擦的距离；③风时，是指风速、风向近似一致的风连续作用于风区的时间。另外，风成波浪大小还受水深及海盆条件等因素影响，风速、风程、风时相同时，浅水区形成的风浪尺寸比深水区的小得多。一般情况下，风速大、风程长、风时长、海水深，则产生大浪，但风浪不会因为风时的延长而无限增大。因此存在一个风时临界值，当大于这个临界值时，随着风时的延长风浪的大小不再增加，风浪此时达到定常状态，称为定常波。
1.2.1.2波浪的作用
波浪在从深水区向浅水区传播并逐渐接近岸线的过程中，会产生一系列的变化：由于水深逐渐减小，波速会减慢、波浪会发生变形，如波峰变陡、波高增加直到破碎；由于滨岸带地形变化等，波浪还会发生折射。
（1）波浪遇浅变形
按照水质点的运动方式，水面波可划分为振荡波和孤立波两类：①在一个波浪周期内，水质点只以圆形或椭圆形的轨迹发生振荡而没有明显净位移，这种波浪称为振荡波。振荡波主要发生在深水区。②在移动着的波峰处，水质点沿波浪前进方向发生位移，这种波浪称为推进波或孤立波。
一个理想的波列经过水面时，波浪剖面表现为一系列对称的波峰和波谷，近似于正弦曲线。当波峰通过时，水面上升，波峰下面的水质点都随波浪前进而向前运动。波峰通过之后，水面逐渐下降，运动着的水质点也向下运动。当波谷到来时，其带动水质点向着与波浪前进方向相反的方向运动。波谷通过之后，水质点继续向上运动。在每个波浪周期内，水质点会在与波浪前进方向垂直的平面中，画出一个圆形轨道，如此周而复始，称之为振荡波。由此定义水表面处水质点圆形轨道的直径即为深水波的波高。这个圆形轨道的直径会随水深的增加呈指数减小。根据计算，当水深达到1/2波长（L0）的深度，轨道直径变为其水面上数值的1/23，水质点几乎静止，所以一般将L0/2对应的水深处称为浪基面。浪基面离岸方向，波浪不再影响水底；浪基面向岸方向，波浪开始与水底相互作用。
波浪传播至浪基面之上，波浪触及水底，发生遇浅变形，深水波变为浅水波（图1-3）。波浪进入浅水区以后，一方面波速不断减小，另一方面水质点的运动速度加快。这样，总有一个时刻波峰的水质点运动速度将会赶上并超过波形的传播速度，此时波浪将发生破碎并消耗大量的能量，水质点的运动轨迹由圆形变为椭圆形，形成破浪带，这也是遇浅波浪向岸一侧的边界。波浪发生遇浅变形后，水质点运动的椭圆半径随水深的增加变小，且椭圆的垂直半径越来越小于水平半径，直至水底椭圆的垂直半径几乎为零，水质点沿水底做往复运动。另外，随着遇浅变形过程的深入，水质点的椭圆轨迹逐渐由封闭变为不封闭，导致在同一波浪周期中，水质点向岸运动的速度大于向海运动的速度，即水质点发生向岸方向的位移，振荡波开始变为推进波。越靠近岸线，这种不对称性越明显，波浪变形也就越严重，直至波浪破碎，形成破浪。
图1-3波浪传播过程中的波形变化
波浪运动时传播动能和动量。动能E的计算公式如下：
式中，ρ为水体的密度；g为重力加速度；H为波高。
动量q的计算公式如下：
式中，ρ为水体的密度；u为（沿岸流+跨岸流+垂向流）流速的矢量总和。
由于破浪带紧靠岸线，雍高于岸边的水体通过破浪带会形成一股流回海洋的条带状表面冲击流，又称裂流（图1-4）。因此，裂流是由破浪引起的向着海洋方向的一种单向流。裂流持续时间短、流速快，流向几乎与海岸垂直，是滨岸沉积物向外海输送的重要动力之一。
图1-4破浪区中水流情况示意
（2）波浪折射
波浪折射指波浪从深水区向近岸传播时，因水深变化而发生波向线和波峰线转折的现象。波向线是指垂直于波峰、指向波浪前进和能量传播方向的线；波峰线是指垂直于波浪传播方向上各波峰顶的连线(图1-5)。深水区波峰线垂直于波浪前进方向，浅水区波浪前进方向常与岸线斜交。同一波列两端的水深可能有较大的差异，亦即同一波峰线上各点的水深不同。当深水波进入浅水区时，波峰线与底部地形等深线常常不平行而成一偏角α0（或波向线与等深线不垂直而成90°-α0）。由于波浪遇浅时，波速随水深的减小而减小，因此同一波峰线上各点的波速不同。到达浅水区的波浪波速先变慢，而位于较深水波浪的波峰移动速度大于较浅处，造成波峰线和波向线的转折，发生波的折射。波浪折射的结果使波峰线趋于与等深线平行，*后趋于与岸线一致，而波向线趋于与等深线垂直（α0逐渐变小），*后趋于与岸线垂直。
波浪折射引起波能的分散或集中。两条波向线之间的能通量不变，因此折射引起的波向线扩展，要求同样大小的能通量扩散到更大的波峰长度上，使能量扩散；如果波向线集中，则情况相反（图1-5）。
岸线的不规则性和水下地形的复杂性导致波向线与波峰线在浅水区的变形呈现多样性，并发生复杂的折射，使波高和能量在沿岸发生变化。图1-5（a）和（b）为岸线平直的海岸带不同水下地形对波浪折射的影响，峡谷状水底使波向线向两侧辐散，波能分散，波高降低［图1-5（a）］；脊岭状水底将使波向线向中间（脊岭处）辐聚，波能集中，波高增大［图1-5（b）］。图1-5（c）和（d）为岸线不规则的岬角、海湾区波浪折射的情况，波向线在岬角处辐聚［图1-5（c）］，在海湾处辐散［图1-5（d）］，波能集中于岬角。在波能辐聚区域，如岬角和岸线平直的脊岭状海岸容易遭受侵蚀；在波能辐散区域，如海湾和岸线平直的峡谷状湾区易接受沉积。
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