砂质海岸

输沙强度用沿岸输沙率表示，指单位时间内通 过某垂直于岸线的整个横断面的总泥沙量。
2.3 泥沙的纵向运动
在较长时期内，波浪及其所伴生的水流作 用下，泥沙运移保持着较稳定的方向和搬 运数量，通常称为泥沙流。
4.1沿岸输沙
曾柯维奇认为沿岸泥沙流具有下列要素： 容量：单位时间内波浪和波成水流所能搬运泥沙通过海 岸某一断面的最大数量。波峰线与岸线(或等深线)成45 角时，容量达到最大值。 强度：单位时间内，波浪和波成水流实际搬运泥沙通过 海岸某一断面的数量。 饱和度：泥沙流的强度与容量的比值。
滩坡沉积物从上往下由粗到细的分选规律产生局部变化
沉积构造以粗砂层、细砂层交互的平行层理为特征。在侵蚀和堆积的反 复交替作用下，同时沿岸泥沙来源比较丰富，因而形成粗砂或重矿砂与 细砂交互的层理构造.
近岸海滨带的沉积特征
长期受波浪、水流作用。 波痕、流痕或者二者混合的痕迹十分发育。 在沙坝发育的近岸海滨带，其沉积结构和构造都受沙坝明显 的影响。
泥沙颗粒受到轻微的压实。 水体的波动作用将使滩面沉积物产生分选， 最粗的颗粒留在滩面的顶部和滩肩上。
3.2.2暴风浪剖面：
海面起伏十分紊乱，几乎每秒钟都有波峰抵达海滩。 海滩很快达到饱和，地下水位变得与滩面一致，渗透作用几乎等于零 重力作用则加强了回返水流对滩面的侵蚀。 滩面侵蚀下来的泥沙随回流向海搬运，而滩脚附近产生巨大水跃。 往往在暴风浪开始的几个小时内大片粒径和入射波的特征。 物质的粒径:金(1972年)应用了27个不同条件海滩的观测资料，得出如 下回归关系：tan β = 407.71 + 4.20 D − 0.71 log( E )
φ
β是海滩坡度；DΦ是泥沙的粒径；E是波能。 波浪的性质:波陡较小的涌浪导致 滩坡增大；而波陡很大的暴风浪， 形成坡度较缓的暴风浪剖 面形态。
第四节 泥沙的纵向运动
波浪发生折射时，与中立方向就不一致，引 起水下岸坡上的泥沙发生沿海岸的纵向运动。
2.3.1 单颗粒的泥沙纵向运动
岸滩上部
2.3.1 单颗粒的泥沙纵向运动
中立线附近
2.3.1 单颗粒的泥沙纵向运动
岸滩下部
2.3 泥沙的纵向运动
砂质海岸沿岸输砂主要发生在破波带内，主要 动力是破波及破波产生的沿岸流。
3.2 涌浪和暴风浪海滩剖面塑造过程
随着风向的季节性变化，海滩剖面形态随之 变化. 海滩剖面形态只能达到相对的平衡状态。
3.2.1涌浪剖面：
底部泥沙搬运量增大，大量物质向岸运动， 大部分水体通过沙的空隙下渗到水平面上 一段时间间隔，非饱和状态。 回返水流变得很小，从滩肩到岸外整个剖面变得相当稳定。
由于回流速度往海递减，挟沙率降低，往外运移的泥沙在外海滨一定的 地方沉积，形成岸外沙坝。 这种沙坝继续发育直至它的顶部增高，向岸传播的暴风浪在沙坝顶部破 碎。向海水流提前破碎。 相应的离岸水流也大大地削弱了。
在涌浪持续作用的海岸线上，当暴风浪侵袭时将导致海滩极 其迅速和最大规模的侵蚀。 在暴风浪季节里，任何连续的暴风浪不太可能导致海滩侵蚀 作用大规模增大。因为岸外沙坝很快地形成了。
'' t3 t4
sin( p − φ ) sin( p − φ ) ]dt = R (sin wt 4 − sin wt 3 ) − a r (t 4 − t 3 ) cos p cos p
“中立线"的位置取决于下列三个条件： 1.坡度较陡，对该剖面上各种粒径泥沙的中立线位置也 就愈靠近海岸和在深度较浅的地点。 2.当波浪较大时，它们的不对称性变形发展较快，在该 剖面上泥沙的中立线位处在岸外较远的较大水深处。 3.颗粒较大，其中立线应位处在离岸较远的地点。
上冲下淤和下冲上淤混 合型海岸 水下岸坡的原始坡度较 大，岸线发生侵蚀和向 陆方向推进。中立线就 不存在，只发生颗粒沿 坡下移（A)。 在极其平缓的岸坡上， 中立线可能位处坡脚的 某一地点．剖面上的泥 沙在波浪作用下仅发生 沿坡向岸方向搬运，形 成了堆积海岸（D）。
海滩剖面的自然变化和影响变化的物理因素 向岸与离岸波浪轨迹运动的能量消耗不对称。 摩擦阻力,水体渗透到海滩 对抗这种向岸运动的是当地的海滩坡度。 在波浪作用下沿滩坡向上搬运和向下搬运的泥沙量 必须达到平衡。
第一节 海岸带的沉积物
陆源的、生物的和化学的。 从悬浮状态中沉淀到海底，或者直接在海底形成的， 沉积物分布在海岸带波浪作用活动的范围，具有易动的 特征。
第二节 泥沙的输移
海岸带的泥沙主要受到波浪与重力的作用， 波浪在水底泥沙的起动速度， 泥沙的振荡运动， 泥沙横向位移和纵向运动。
第二节 泥沙的输移
英曼和巴格诺尔德取得了反映局部海滩坡度的关系式：
1− C tgβ = tgφ ( ) 1+ C
式中C=局部离岸能量消耗速率/局部向岸能量消耗速率 而t gΦ是颗粒与介质剪切力之间的内摩擦系数。 C=1，t g β=0， C→0，tgβ→t gΦ，海滩坡度将接近泥沙的休止角。
向岸流和离岸流的能量损失可能是由于底部摩擦或 渗透作用造成的。 底摩擦一致，渗透效应在颗粒较粗的情况下较大。 C值向海滩顶部逐渐减小并可能接近于零， 海滩坡度β逐渐向海滩顶部增大，接近于休止角。
5.1.2 水下沙坝及其形成过程
第二节 泥沙的输移
在一个波周期内，波浪和重力作用。
如果泥沙向岸和离岸运动的距离相等，泥沙只产生来回 摆动，并不产生位移。
将海滩剖面上泥沙颗粒仅产生往复摆动而不产生位移的 地点作连接线，就称为“中立线"。
第二节 泥沙的输移
中立线”的位置取决于：
波浪要素 泥沙颗粒的大小 密度 海滩剖面的坡度
泥沙向岸移动的距离Sˊ，为：
I L = 0.77 ( EC g ) b sin α b cos α b
0.77 SL = ( EC g ) b sin α b cos α b ( ρ s − ρ ) ga ′
I L = ( ρ s − ρ ) ga ′S L
E=
1 ρgH 2 8
Cg =
1 2kh c(1 + ) 2 sh 2kh
下部
岸坡深度逐渐变浅 波浪和流速曲线产生不对称。 在岸坡上的某一地点，向岸流=回流+重力。
第三节 海滩平衡剖面的塑造过程
3.1海滩剖面塑造的理论分析 在中立线向岸方向，深度较小， 流速曲线的不对称性更为显著。向岸流的速度>回流的速 度，促使泥沙颗粒向岸移动。 在水下岸坡上形成以中立线为分界的泥沙颗粒向岸和向 上部 海移动的两个平行地带。 在这两个地带之间的中立线。
2.2泥沙的横向运动
2.2.2中立线的概念 十九世纪末意大利学者科尔纳利亚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，提出海滩泥沙运动的中立线理论。
1 9 4 6年苏联学者曾科维奇在他的著作《海岸动力学和地貌学》一 书中应用了中立线概念阐述海岸剖面塑造。
伊彭和伊格尔森（1955）利用一个1：15的固定海滩模型，把沙均 匀的粘结在模型的滩坡上，认为造成一定糙度，观察他们的运动。
后海滨带的沉积特征
风是这一地带沉积作用的塑造者. 滩面的风成波痕广泛分布多；在砾石、贝壳等一些大颗粒质点的背风面 形成堆积,沉积构造上具有一些与滩面平行的薄层层理。 在暴风浪作用下，滩面上可形成冲越沉积。在沉积构造上具有一些与滩 面平行的薄层层理。
前海滨带的沉积特征
通常的海况前海滨带沉积是受上冲流控制的,上冲泥沙中的粗颗粒堆积在 上冲流的上限附近,形成一些不规则的冲流痕。
研究泥沙流的方法
沉积学方法(矿物、岩石、粒度等) 示踪法 波能计算 地形测量 海岸形态的对比分析 遥感图象分析
2.3 泥沙的纵向运动
沿岸输沙的计算采用以下两种公式。 (1)CERC公式。顺岸输沙率是单位海岸线长 度上沿岸波能通量分量的函数导出 ,经过多次 修改而广为使用 .
2.3 泥沙的纵向运动
db为破波点水深
5 砂质海岸地貌类型
海岸带的沉积物在波浪、水流作用下，发生横向或 纵向运动，当沉积物运动受阻或波浪水流动力减弱 时，即发生堆积，形成各种海积地貌。
5.1主要由泥沙横向运动所形成的地貌
5.1.1海滩 5.1.2水下沙坝
5.1.1海滩
海滩是在激岸浪作用的范围内由波场中的沉积物 堆积而成。 海滩的演变与沿岸波浪特征和泥沙补给等因素有 密切关系。
Umax – 泥沙的最大起动速度 当 Umax >Ut, 泥沙起动 一般砂质海岸的Mz为0.05-2.0mm. 当D>0.5mm时，
d0 ρUt = 0.46( ) ( ρ s − ρ ) gD D
2
1 4
2.2泥沙的横向运动
2.2.1 海滩坡度与以下因素有关： 沉积特征：粒径、分选程度和泥沙比重 动力因素：波浪性质 地下水位和潮汐特征 沿岸流速
S ' = ∫ [ Rw cos wt − a r
t1 t2
sin( p + φ ) sin( p + φ ) ]dt = R (sin wt 2 − sin wt1 ) − a r (t 2 − t1 ) cos p cos p
泥沙离岸运动距离S″为：
S = ∫ [ Rw cos wt − a r
第三节 海滩平衡剖面的塑造过程
3.1海滩剖面塑造的理论分析
曾科维奇(1946) 提出了海滩平衡剖面塑造模式。 假设波浪传播方向与岸垂直 波浪在水下岸坡上的作用强度恒定不变 水下岸坡是均一的 整个岸坡由相同的泥沙颗粒组成。
第三节 海滩平衡剖面的塑造过程
3.1海滩剖面塑造的理论分析
在平坦的底部 波浪速度不变，水质点及水流夹带的泥沙颗粒在每次波 动的过程中产生向岸和离岸的来回摆动，不产生位移现 象。
第三节 海滩平衡剖面的塑造过程
3.1海滩剖面塑造的理论分析 在倾斜的海底剖面上， 水流和重力的作用----加大了泥沙颗粒向海方向移动的距离。 在水下岸坡上水深较大的地点，经过每次波动后，泥沙颗粒 上部 都沿着岸坡向下移动一定距离。