海岸地貌 海岸带的概念 海岸地貌 海岸带的研究意义 港口与潮汐电站工程建设 矿产开发 海岸带的合理利用 海平面变化 第一节 海岸动力作用 海岸带的主要动力过程包括： 波浪作用 潮汐作用 海流作用 1.1 波浪作用 （1.1.1 波浪及其要素） 波浪的概念： 风吹过海面时，通过压力和摩擦作用将 能量传递给海水，使海水质点离开平衡位置 作圆周运动，海面随之发生周期性的起伏。 这种海面周期性的起伏，就是波浪。 波浪要素： 波峰与波峰线， 波谷与波谷线， 波长（L） ， 波高（H），周期（T），波速（C）， 波射线 1.1 波浪作用 （1.1.1 波浪及其要素） 1.1 波浪作用 （1.1.1 波浪及其要素） 1.1 波浪作用 （1.1.2 深水波及其特性） 深水波的概念： 在水深大于二分之一波浪波长的水 域传播的波浪称为深水波。由于水深较 大，海水质点的运动不受海底地形的影 响。 1.1 波浪作用 （1.1.2 深水波及其特性） 深水波的波形： 1.1 波浪作用 （1.1.2 深水波及其特性） 深水波的水质点运动 1.1 波浪作用 （1.1.2 深水波及其特性） 深水波的传播 1.1 波浪作用 （1.1.2 深水波及其特性） 深水波的传播 1.1 波浪作用 （1.1.2 深水波及其特性） 波浪的能量： E=K1LH2/T E: 波浪的能量 K1：常数，在深水区为0.0625g 0.125 g L: 波长 H: 波高 T: 周期 由此可以看出波浪能量的大小决定于 波浪的大小，特别是波高的大小。 1.1 波浪作用 （1.1.3 浅水波及其变形） 浅水波的概念： 当外海的波浪进入水深小于其波长 二分之一的水域时，海水的波动触及海 底，水质点与海底相互作用，波浪特点 和性质发生变化。这种性质发生了变化 的波浪称为浅水波。 1.1 波浪作用 （1.1.3 浅水波及其变形） 浅水波的变形与波浪破碎A： 1.1 波浪作用 （1.1.3 浅水波及其变形） 浅水波的变形与波浪破碎B： 1.1 波浪作用 （1.1.3 浅水波及其变形） 波浪破碎： 1.1 波浪作用 （1.1.3 浅水波及其变形） 波浪的折射A： 当传播方向与海岸线向斜交的波 浪进入浅水区后，由于海底的摩擦作用 ，首先进入浅水区的部分传播速度变慢 ，从而产生波浪波峰线出现与海岸线相 平行的趋势。波浪波峰线在近岸地带发 生的这类变化现象称为波浪的折射。 1.1 波浪作用 （1.1.3 浅水波及其变形） 波浪的折射B： 1.1 波浪作用 （1.1.3 浅水波及其变形） 波浪的折射： 1.2 潮汐作用 潮汐现象 潮汐涨落 从局部地区看，潮汐是周期性海面升降； 涨潮和落潮：周期是半太阴日（约12时25分） 潮差：高潮和低潮的水位差； 大潮和小潮：潮差最大时和最小时的潮汐； 波和潮流：海面垂直升降和海水水平流动。 地球的潮汐变形正球体变成长球体 太阳对地球的引力，整体上为地球绕转太阳提供向心力 ； 地球各部分受“差别吸引”，使它发生潮汐变形； 同理，月球的“差别吸引”，使地球在绕转月地共同质 心中发生潮汐变形。 图（上）太阳的引力使地 球不断地从它的惯性直线 路径“落入”自己的轨道。 图（下） 潮汐变形 潮汐的概念： 海水在月球和太阳引潮力作用下所发生的海面周期性垂 直涨落和水平流动，称为潮汐。习惯上，周期性的海面涨落 称为潮汐，周期性的海水流动称为潮流。 潮汐要素： 高潮：潮汐引起的海面上涨的最高位置。 低潮：潮汐引起的海面降落的最低位置。 涨潮：由低潮到高潮的海面上涨过程；所需要的时间称涨潮时。 落潮：由高潮到低潮的海面下降过程；所需要的时间称落潮时。 潮差：相邻高潮与低潮之间的海面高度差。 潮汐的特征： 一个潮汐周期大约为12小时26分；在宽阔的大洋上，潮 差很小，理论上为78cm，在太平洋中部仅为50cm。但是在 一些特殊的地形条件下，如喇叭形的海湾地区，潮差可以 达到很大，钱塘江最大潮差可达8米，世界上最大的潮差 可达20米。 引潮力： 引潮力及其分布： 引潮力是一地所受天体引力同全球平均引力的差值 ； 正反垂点的引潮力最大。 引潮力方向：两头（垂点）向上，中间向下； 潮汐隆起：向月（日）为顺潮；背月（日）为对潮。 图 引潮力及其分布 细箭头为平均引力，粗箭头为实际引力，双线箭头为引潮 力。引潮力=实际引力 平均引力。正反垂点的引潮力最 大。 图 引潮力的水平分力都指 向正反二个垂点，并在那里 形成二个潮汐隆起，使地球 由正球体变成长球体。 图 正反垂点的引潮力向 上，中间的引潮力向下， 地球由正球体变成长球体 。 引潮力的因素 对正反的正反垂点而言，引潮力的因素有 三：天体质量m，天体距离d和地球半径r； 引潮力公式的导出： 按引力定律，在正反垂点所受引力分别 为： 正垂点的引潮力为： 与d相比，r值是很小的。为简便起见，分子分母 均略去括 号内的r，使得 同理反垂点： 引潮力的大小，同天体距离的三次方成 反比； 上述公式不是引潮力普遍公式，且是近 似的，但可以用比较太阴潮和太阳潮的 相对大小； 公式中2，G，r都是常数，不同天体的 引潮力大小，仅取决于天体的质量m和 距离d； 太阴潮太阳潮（2.2：1）。东汉王充“ 涛之起也，随月盛衰”。 海洋潮汐的规律性 潮汐的基本周期 每太阴日二次高潮和二次低潮； 每朔望月二次大潮和二次小潮； 逢朔望发生大潮（初一、月半）； 逢上下弦发生小潮（初八、廿三）。 图 潮汐的基本周期：每太阴 日二次高潮和二次低潮 图 （上）逢朔望发生大潮（ 下）逢上、下弦发生小潮 潮汐的复杂性 日潮不等：若月球赤纬不等于零，它的两个 垂点分居南北两半球，以致同一纬度（除赤道 外）的顺潮与对潮有所不同，造成一日内二次 高潮之间的差异； 回归潮：月球赤纬愈大，日潮不等愈显著，赤 纬最大（2835）时发生的潮汐； 半日潮：在赤道上，一太阴日内有等高的二次 高潮和低潮，间隔均匀； 全日潮：其它日期，在90范围内，纬 线全线位于顺潮（或对潮）半球内，以致那 里每太阴日只有一次涨潮和落潮； 混合潮：在其它纬度带，每太阴日虽有二次 涨潮和落潮，但高度有所不同，涨（落）潮 历时也有差异； 二分潮：春秋二分前后的朔望，日、月都在二 分点附近，太阳潮和太阴潮潮汐隆起最为接近 ，潮差特大，日潮不等现象不显著； 二至潮：冬夏二至前后的朔望，情形有所不同 ； 近地潮与远地潮：近地点时的太阴潮比远地点 时要大39.1%； 而潮汐摩擦：潮流对海底的摩擦作用。 潮汐在海岸带的作用： 1. 扩大波浪作用的范围 2. 搬运波浪作用形成的泥沙 3. 侵蚀海底和海岸 1.3 海流作用 海流的概念： 海水有规律的水平流动，称为海流。 洋流系统 （一）洋流的分类与成因 洋流亦称海流，是指具有相对稳定流向和流速的海水运动。 分 类 梯 度 流 补 偿 流 风 海 流 海 水 的 密 度 分 布 不 均 而 产 生 的 洋 流 海水的流失和相邻海区的海水 补充空缺所形成的海流 风 对 海 面 的 摩 擦 作 用 产 生 的 洋 流 .梯 度 流 等压面 是压力处处相等的一个假想面，存在一个压强梯度力垂直指向 压力递减的等压力面上。由于海水压力随深度而递增，因此， 压强梯度力（D）垂直于等压面指向上方。 等势面 也是一个假想的面，与重力（G）方向垂直，海水沿此面运动时， 重力不做功。 形成原因 当海水的密度分布均匀时，海面与等势面平行，压强梯度力和重力在垂直方 向抵消，此时海水处于静止状态。 当等压面倾斜时如图3.1.1（a），垂直于等压面的压强梯度力分解成垂直水 平面D1和平行水平面D2，D1与重力方向相反，故被取消了。D2就是梯度流 产生的原动力。梯度流一旦产生，地转偏向力便立即对海流产生作用。 在北半球，地转偏向力使海水运动的方向向右偏。直到水平压强梯度力和地 转偏向力平衡时（也就是两者的方向相反时），海流便趋于稳定。如图3.1.1 b）所示，当上述两个力平衡时，海水沿等压面上的等势线流动（等势线即 为等压面与水平面的交线）。在北半球，流向总是偏于压强梯度力的水平分 力右方90，南半球反之。 海峡或运河密度流 直布罗陀海峡地中海底层海水流向大西洋 苏伊士运河红海海底层海水流向地中海 曼德海峡 红海海底层海水流向印度洋 霍尔木兹海峡波斯湾海底层海水流向印度洋 梯度流的主要表现地域 2.风海流 风海流是在风的作用下而产生的风对海水的应力，包括风对海水摩擦力和施 加在海面迎风面上的压力而形成的一种稳定海流。在上面分析的梯度流中， 摩擦力被忽略不计。但对于风海流而言，风对海水的摩擦作用是至关重要的 。 18931896年，海洋调查船“弗拉姆号” 在进行北冰洋调查时发现，漂浮在海 面上的冰块并不是沿着风向移动，而是偏向风向之右2040产生这种偏差 的原因是什么呢？瑞典物理学家艾克曼，第一个用数学分析的方法，对这个 问题进行了理论上的研究，得出了著名的“艾克曼漂流理论”。 理论的基本假定 海洋是无限广阔的、海水是足够深的 海水不发生增水或减水现象、海水的密度是不变的 海面上的风场是稳定的，且时间长到能形成恒定的流 结论 北半球表面流偏向风向之右（南半球偏左）45，这个偏角 与风速和流向无关。 对海流的流速和流向随深度发生变化。深度增加，流向不断 的向右偏（南半球向左偏）。 当右偏到某一深度H时，气流相与表面流向相反，流速接近 于零。 伴随着风海流，在起作用深度范围内，海水会被输向远方，风 海流是沿着与风垂直方向运输海水的。 风海流的副效应 风海流的副效应是指由于风海流的水量运输，就可以导致海岸附近的增水或 减水现象，从而又产生相应的海流。 上 升 流 倾 斜 流 反 气 旋 型 环 流 气 旋 型 环 流 上升流的形成 设想北半球有一海岸，风向大致与海岸平行，且海水密度随深度而增加。如果海 岸位于风向的右方（图3.2.1（a），风海流的水量运输，使得较轻的表层海水 输向海岸，并在海岸附近发生堆积作用（图3.1.2（b），而在离海岸较远的地 方，较重的海水随着较轻的海水的后面上升。（图3.1.2（c）如果海岸位于风 向的左方，则岸边较轻的表层向外外输送，而较重的海水将在靠近海岸处上升， 取代离岸的表层海水，这种向上升的水流，称为上升流。在太平洋和大西洋的东 海岸如加利福尼亚、秘鲁、西北非洲海岸都有上升流，它把含营养盐丰富的次表 水带至海面，为海洋生物的生长和繁殖提供了条件。 反气旋型和气旋型环流的产生 同理，在气旋控制的海区内，风围绕气旋中心做逆时针方向流动，由风引起 海水的水量运输是向外的，结果在气旋中心，表层较轻的海水被输向气旋边 缘海区，次表层较重的海水，便上升到海面。这样形成的密度分布不均，同 样要与风向一致的海流叫气旋型环流。 在北半球稳定的反气旋控制的海区，风围绕反气旋中心做顺时针方向流动。 因此，由风引起的海水水量运输，大体说来是趋向反气旋中心。这样一来， 较轻的表面海水将在反气旋中心区堆积起来，海水就会下沉，从而形成下 降流。而在反气旋的周围，次表层较重的海水就会上升到表层，以补偿表 面海水的流失。从水平方向上来看，反气旋中心的海水暖而轻，密度小。 反气旋周围的海水冷而重，密度大。海水密度在水平方向上的这种不均匀 的分布，将会产生一支与风向相同的表面海