第七章海岸地貌(1)

1、第七章 海岸地貌(Coastal Landforms)海岸是陸地與海洋相互作用的有一定寬度的地帶，其上界是風(fēng)暴浪作用的最高位置，下界為波浪作用開始擾動海底泥沙處?，F(xiàn)代海岸帶由陸地向海洋可劃分為濱海陸地、海灘和水下岸坡三部分（圖9-1）。(Backshore)是高潮位以上至風(fēng)暴浪所能作用的區(qū)域。在此范圍內(nèi)有海蝕崖、沿岸沙堤及潟湖低地等，它們大部分時間暴露在海水面以上，只在特大風(fēng)暴時才被海水淹沒，這一地帶又稱 。高潮位和低潮位之間的地帶，稱 ，主要是海灘(Beach) （沙灘和巖灘）或潮灘(tidal flat)（粘土和細(xì)粉砂)。是低潮位以下到海浪作用開始掀起海底泥沙處，即大約是1/2波長水深的位

2、置。水下岸坡在平均海面高度以下，只受的作用，又稱。其實，海陸相互作用的痕跡不僅表現(xiàn)在現(xiàn)代海岸帶內(nèi)，在相鄰的陸上或海底也有保存。殘留在陸上的古海岸帶是一些抬升了的海蝕階地以及由沿岸堤構(gòu)成的海積平原等；在海底水下的古海岸帶是在低海面時形成的，如溺谷、巖礁、淺灘等。n 海岸動力作用 海岸動力作用有波浪、潮汐、海流和河流等。其中以為主，只在有潮汐海岸對地貌起塑造作用，對海岸的地貌作用也沒有波浪和潮汐作用那樣顯著，只局限在河口地帶。 波浪作用（Wave） 潮汐作用（Tide） 海流作用 海嘯(Tsunami) 波浪作用（Wave）p 深水區(qū)波浪在深水中的波浪水質(zhì)點作等速圓周運動，水質(zhì)點沿軌道運動一周，波

3、形往前移動一個波長的距離。同一波峰的平面延伸聯(lián)線稱波峰線，垂直波峰線的方向為波浪運動方向。波峰處水質(zhì)點的速度水平分量最大，方向與波浪傳播方向一致，垂直分量為零；波谷處的水質(zhì)點速度水平分量也最大，但其方向與波浪傳播方向相反，垂直分量也等于零。處在水質(zhì)點運動軌跡的圓心線的位置，水質(zhì)點運動速度的水平分量為零，垂直分量最大，在波峰前方向上運動，在波峰后方向下運動（圖9-2)。影響波浪的因素： 1.風(fēng)速 2.風(fēng)時（duration) 3.風(fēng)距(fetch-distance over which the wind blows) 在風(fēng)距足夠大，風(fēng)時足夠長時：H(波高）=0.025v（風(fēng)速）2 H(波高）=0

4、.36/F(fetch) 強風(fēng)暴造成的波高通常超過15米，最高紀(jì)錄達(dá)34米（1933年2月測于南太平洋）。 T（周期）=L（波長）/V(波速） Airy 方程：L=(gT2/2)(tanh(2d/L) d=water depth tan h=the hyperbolic tangent(雙曲正切：tanhx=(ex-e-x）/(ex+e-x) g=gravity 當(dāng)d/L大于1/4時, (tan h(2d/L)1.0, L=(gT2/2)=1.56T2 V(波速）= L（波長）/ T（周期）=1.56T 意義：波浪一方面沿著海面向前傳遞，同時也向下部水層傳遞。水質(zhì)點的圓軌跡半徑沿水平方向相等，

5、而在垂直方向上隨水深增加，半徑減小。當(dāng)水深按等差級數(shù)增加時，波高或水質(zhì)點運動圓周半徑按等比級數(shù)減?。▓D9-3）。在海面以下一個波長的深度處，水質(zhì)點運動軌道的直徑只有海面波的1/512。因此外海傳來的波浪進(jìn)入水深小于1/2波長的淺水區(qū)時，波浪中的水質(zhì)點才比較明顯地擾動海底，通常把。小于此深度的波浪性質(zhì)發(fā)生變化，形成淺水波。p 淺水區(qū)波浪(Wave changes in shallow water) 在一個波浪周期中，當(dāng)波峰通過時，水質(zhì)點向岸移動，速度較快，所需時間較短；當(dāng)波谷通過時，水質(zhì)點向海運動，速度較慢，所需時間較長。同一波浪周期中，水質(zhì)點向海和向岸運動的速度差和時間差，愈向岸表現(xiàn)得愈顯著，

6、波浪的外形變得極不對稱，波浪的前坡變陡，后坡變緩，波峰變窄，波谷拉長。當(dāng)波浪進(jìn)入淺水區(qū)時，顯著變化。 ，從而得出如下關(guān)系：gdgdp 波浪破碎(Breakers)波浪向岸傳播過程中隨著水深的變淺，波浪外形發(fā)生變化，波形也將破碎。淺水波破碎的臨界水深理論上近似一個波高，但在比較平緩的水下岸坡，淺水波變形更加劇烈，在2個波高水深處就開始破碎。淺水波向岸傳播過程中，波峰局部破碎現(xiàn)象可以發(fā)生若干次，使波能分散地消耗在寬廣的水下岸坡上，最后到達(dá)岸邊的波浪已很微弱。相反，在較陡的水下岸坡，由于水深變化大，波浪不會急速變形，在一個波高水深處才能發(fā)生破碎，再生的波浪很快到達(dá)岸邊，形成強大的激浪流，曾測到激浪流

7、的壓力達(dá)到30 t /m2，它們在慣性力作用下沿坡向上產(chǎn)生進(jìn)流，然后在重力作用下沿坡向下產(chǎn)生退流。由于進(jìn)流帶來的上涌水體大量滲透到海灘砂礫中以及水流摩擦的影響，退流水量和速度小于進(jìn)流水量和速度。p 波浪折射 (Wave refraction) 波浪進(jìn)入淺水區(qū)后，由于波浪前進(jìn)方向與岸線斜交或海底地形的起伏變化，都會隨著水深的減小而使波浪傳播速度改變，在一個波峰線上，有些段運動速度快，有些段運動速度慢，波峰線發(fā)生彎曲，稱為（圖9-5）。 在，海底等深線與海岸線大致平行，當(dāng)波浪從深海向岸傳播，其波峰線與岸線斜交，靠近岸的一段波峰線先進(jìn)入淺水區(qū)，傳播速度減慢，使波浪發(fā)生折射，波峰線與岸線的夾角逐漸變小

8、，趨向與岸線平行，波浪作用能量降低（圖9-5a)。 在，水下地形等深線的走向與岸線走向一致，波浪從外海垂直岸線向岸邊傳播，當(dāng)進(jìn)入淺水區(qū)時，由于海底地形不平而影響海水深度變化，使同一波峰線運動速度發(fā)生改變，波峰線發(fā)生彎曲，使波浪折射。 潮汐作用潮汐是在太陽和月球引力作用下發(fā)生的海面周期性漲落現(xiàn)象。在很多地方為半日潮 在一晝夜有兩次高潮和兩次低潮，也有地方發(fā)育全日潮。潮汐作用主要表現(xiàn)在兩方面，一是潮汐的漲落，使海面發(fā)生周期性的垂直運動，海面漲落過程稱為漲潮和落潮，當(dāng)海面漲到最高位和降到最低位時，稱高潮位和低潮位，高潮和低潮的高差叫。二是使海面水體產(chǎn)生水平方向整體運動，形成，漲潮時向岸流動的海水為，

9、落潮時向海流動的海水稱。當(dāng)月球在地球赤道的延長線上時，地表各點應(yīng)有-。當(dāng)月球偏離赤道延長線，其中一次高潮和低潮減弱，出現(xiàn)兩次。當(dāng)月球偏離赤道沿線更甚，一個太陽日中只出現(xiàn)。A Spring tide- 大潮、春潮B Neap tide-小潮、最低潮潮汐作用(Tide)潮流在海岸、河口或海灣內(nèi)為往返流動。由于。在河口區(qū)的潮流，漲潮流與河水流向相反，落潮流與河水流向一致，因而落潮時的下行潮流水量大于漲潮時的上行潮流水量。此外，由于潮流咸水和河流淡水的密度不同，漲潮流沿底層上涌，淡水沿表層下行，在底層形成咸水楔，它可對上游河流相當(dāng)長的一段水流起頂托作用。在海峽和島嶼之間，由于地形變窄，潮差大，潮流流速

10、也加大，尤其在海峽兩端可以形成強大的潮流。當(dāng)潮流流速為10-20cm/s時，就可掀起粉砂淤泥，當(dāng)潮流流速達(dá)到250-300cm/s時，可搬運大石塊,并把海底沖出很深溝槽。潮流作用能在潮間帶形成潮灘、潮溝，在水下淺灘形成潮流沙脊和潮流通道。 海流的形成可由風(fēng)的作用、氣壓梯度、海水的密度和溫度、江河淡水注入以及潮汐等影響所致。有些海流有定向性，每年大致向一個方向流動，流速和水量沒有多大變化，也有一些海流方向和流速不固定。大部分海流從海洋到達(dá)海岸帶沿途受海底摩擦、地形阻礙以及波浪、潮汐和河流水流的頂托，其作用已非常微弱。對海岸地貌塑造作用有影響的是河流入海帶來淡水或降水使海面傾斜產(chǎn)生的海流，稱排流、

11、風(fēng)作用形成的風(fēng)海流以及潮流。排流帶出淡水和泥沙，自河口向海伸出，影響海岸地貌發(fā)育；風(fēng)海流隨深度加大而流速減小，但在海岸帶風(fēng)海流可使泥沙掀起、搬運。海流作用海嘯是由突發(fā)的海底錯動、海底滑坡、海底火山噴發(fā)、或滑入海洋中的陸上滑坡引起的巨型波浪。海嘯波浪非常巨大，發(fā)源于局部并向四周傳播，如同將石塊投入水池一樣。由構(gòu)造錯動海底，伴隨地震的大型波浪又稱。海嘯與風(fēng)成波浪相比有獨特之處。海嘯有很長的波長，通常達(dá)100-200km，在深水中只有很低的波高，常低于1 m，周期可達(dá)10-30分鐘（暴風(fēng)浪的周期為15-30秒）。海嘯在深水中的傳播很快，如果波長為100 km，周期為20分鐘，則速度可達(dá)300 km/

12、hr（V = L/T）。海嘯波長遠(yuǎn)大于海底的深度。例如，海底的平均深度大約為3000 m，100 km的波長為海水深度的？倍。根據(jù)速度隨深度的平方根發(fā)生變化V = ，則在3000m深處海面，波浪速度可達(dá)600 km/hr。海嘯通常根據(jù)海底地震發(fā)生的時間和兩點之間的海水深度來預(yù)報。gd海嘯(Tsunami) 在大洋中海嘯由于波長大和波高小不易被覺察，但當(dāng)海嘯進(jìn)入淺水區(qū)或到達(dá)海岸帶，波高迅速增大，可達(dá)到10 米以上。通常，海嘯到達(dá)海岸帶時表現(xiàn)為海面適度的上升或下降，然后為才是破壞力巨大的巨浪。有時海嘯波谷首先到達(dá)，造成海面的迅速下降，在淺水海岸帶造成大面積海底出露。這種奇異的海底暴露，使大量海洋生

13、物暴露，無警覺的居民與游客被吸引進(jìn)入暴露的海灘，結(jié)果被后來的巨浪吞沒。海嘯的波高很大。在夏威夷Lanai島因巨型水下滑坡產(chǎn)生的海嘯使珊瑚和海灘沉積被發(fā)現(xiàn)于高出海面375米處(Moore and Moore, 1988) 。 1957年7月9日由Fairweather斷層活動引起的地震觸發(fā)了3107m3滑坡體進(jìn)入Lituya海灣，產(chǎn)生525 m高的波浪，波浪沖向海灣對岸，并以165 km/hr速度由Lituya海灣咆哮而出。三條漁船上的漁民見證了這一過程。一條船隨波浪翻越了海灣口的沙嘴，一條船也隨波浪運動，但仍流在灣口內(nèi)；第三條船在海嘯中失蹤。波浪沖毀海岸土壤和植被，形成525-33米高的破壞界

14、限。雖然在給定地點海嘯很少發(fā)生，但一旦發(fā)生，則具有很強的破壞性。歷史上紀(jì)錄表明，全球每十年平均有57次海嘯。1990-99年共紀(jì)錄了28次海嘯，其中10次與環(huán)太平洋俯沖活動及其伴隨的地震有關(guān)。給人類教訓(xùn)最深的當(dāng)屬2004年12月26日在東南亞發(fā)生的同震斷層活動引起的海嘯，它造成20萬人口死亡。n 海岸地貌(Coastal landforms)波浪侵蝕和堆積過程中對海岸進(jìn)行塑造，形成海岸侵蝕地貌和堆積地貌。p 海岸侵蝕地貌 波浪侵蝕作用在基巖海岸最明顯?；鶐r岸的水深大，外來的波浪能直接到達(dá)岸邊，將大部分能量消耗在對巖壁的沖擊上。 波高6m、波長50m的波浪，對每平方米巖壁的壓力達(dá)15t左右，最高

15、可達(dá)30t。波浪水體的巨大壓力及被其壓縮的空氣對巖石產(chǎn)生強烈的破壞，尤其對有裂隙發(fā)育的巖石更為明顯。被破壞的巖屑砂礫隨波浪研磨基巖，加快了海蝕作用的速度。海水對巖石的溶蝕能力比淡水強，不僅碳酸鹽巖能溶于海水，海水對正長巖、角閃巖、黑曜巖、玄武巖等都有很強的溶蝕作用，其溶蝕速度比淡水大3-14倍。海岸經(jīng)過沖刷、研磨和溶蝕形成各種海蝕地貌。海蝕崖的下部，大致與海面高度相等處，在波浪的不斷沖掏下形成凹槽，叫海蝕穴(wave-cut notch)。深度比寬度大的叫海蝕洞(sea caves) 。在節(jié)理發(fā)育或夾有軟弱巖層的基巖中，海蝕洞可達(dá)幾十米深，山東石島沿花崗巖節(jié)理發(fā)育的海蝕洞長20-30 m，高1

16、6 m。海蝕穴頂?shù)膸r石因下部掏空而不斷崩塌，崩塌物若很快被波浪沖走，則重新發(fā)育海蝕穴，使海蝕崖繼續(xù)后退，崖面坡度變陡，巖石表面比較新鮮，謂之活海蝕崖；如果波浪不能搬運海蝕崖坡角的碎屑物，崖坡則停止崩塌，坡度平緩，長有植被，稱為死海蝕崖。沖入洞中的浪流及其對空氣的壓縮作用，可將洞頂擊穿，形成向海突出的岬角同時遭受兩個方向波浪作用，可使兩側(cè)海蝕穴蝕穿而成拱門狀，稱海蝕拱橋崩塌后，留下的巖柱或堅硬巖脈侵蝕殘留成突立的巖柱，都叫海蝕柱（sea stacks）。海蝕崖逐漸后退，波浪不斷沖刷磨蝕位于海蝕崖前方的基巖面，形成微微向海傾斜的基巖平臺，稱為海蝕平臺(wave-cut platform; abra

17、sion platform; shore platform)，由于巖性和構(gòu)造的差異，海蝕平臺表面常有一些突出的巖脊。p 海岸堆積地貌根據(jù)外海波浪向岸作用方向與岸線走向之間的角度不同，海底泥沙有作垂直岸線方向移動和平行岸線方向移動兩種狀態(tài)，前者稱泥沙橫向移動，后者稱泥沙縱向移動。它們各自形成不同的堆積地貌。n 泥沙橫向移動及其形成的海岸堆積地貌當(dāng)外海波浪作用方向與海岸線直交時，海底泥沙在波浪作用力和重力的切向分力共同作用下作垂直岸線方向的運動，稱為泥沙橫向運動。前面提到，當(dāng)波浪垂直海岸方向前進(jìn)時，在近于水平的水下岸坡，小于1/2波長水深的海底，波浪往返運動速度不同，向岸速度快，向海速度慢。對于坡

18、度均一的水下岸坡，相同粒徑的砂粒受到波浪向岸方向作用力大于向海方向作用力，在一個波浪作用周期后，泥沙則向岸移動一段距離，隨著水深的減小，向岸流速愈來愈快，作用力更強，使泥沙向岸移動距離也愈來愈大。水下岸坡泥沙的移動還受重力影響，橫向移動泥沙的搬運方向與其重力的切向分力方向一致，在坡度不變的岸坡上，相同粒級泥沙在不同部位的重力切向分力相等，因而向海移動距離也都相等。在波浪和重力共同作用下，一個波浪周期中，水下岸坡下段的泥沙向海方向搬運，上段向陸方向搬運，形成兩個侵蝕帶；中段的泥沙，向海和向陸的搬運距離相等 ，在原地往返運動，有效搬運距離等于零，這一地帶稱為中立帶（圖9-7a） 。在中立帶兩側(cè)的侵

19、蝕帶，隨著侵蝕過程發(fā)展，水下岸坡的坡度也隨之變化。從中立帶向岸的一段，坡度變緩，重力的切向分力變小，泥沙繼續(xù)向岸方向搬運，到了岸邊坡變陡，重力的切向分力加大，沙粒向岸和向海的移動距離的差值逐漸減小，直至為零，達(dá)到平衡狀態(tài)。中立帶向海一側(cè)，靠近中立帶的水下岸坡變陡，重力切向分力加大，泥沙向海搬運，再向遠(yuǎn)處去岸坡坡度減小，重力的切向分力減小，向岸和向海的泥沙移動距離的差值也減小，直至平衡（圖9-7b）。當(dāng)整個水下岸坡剖面上的沙粒都只有等距離的來回擺動，每一點沙粒的有效位移都等于零時，這個剖面叫做均衡剖面（圖9-7c）。 泥沙橫向移動過程可形成各種堆積地貌，它們是： :分布在水下岸坡的坡腳，由中立帶

20、以下向海移動的泥沙堆積而成。在粗顆粒組成的陡坡海岸，水下堆積階地比較發(fā)育。 是一種大致與岸線平行的長條形水下堆積體。當(dāng)變形的淺水波發(fā)生破碎時，能量消耗，同時傾翻的水體又能強烈沖掏海底，被掏起的泥沙和向岸搬運的泥沙堆積在海浪破碎點附近，形成水下沙壩。水下沙壩分布在水下岸坡的上部。在細(xì)顆粒的緩坡海岸，淺水波變形強烈，碎浪的臨界水深大，水下沙壩多分布在2倍波高的水深處，并由于淺水波多次破碎而形成一系列水下沙壩，沙壩的規(guī)模和間距向岸逐漸減?。▓D9-8a)。在粗顆粒的陡坡海岸，水下沙壩條數(shù)少，一般僅有1-2條，多分布在相當(dāng)1個波高的水深處（圖9-8b）。正因為水下沙壩形成與碎浪有關(guān)，碎浪又受波高影響，因

21、而不同季節(jié)的風(fēng)浪規(guī)模不一樣而使碎浪位置發(fā)生變化，水下沙壩的位置常發(fā)生遷移，風(fēng)浪大的季節(jié)，沙壩向海方向移動；風(fēng)浪小的季節(jié)，沙壩向陸方向移動。 離岸堤（barrier bars ）:離岸堤是離岸一定距離高出海面的沙堤，又稱島狀壩。它的長度一般由幾公里至幾十公里不等，最長的墨西哥灣的沿岸堤長達(dá)1800 km，寬度由幾十米至幾百米。海面下降可以使水下沙壩出露海面形成離岸堤，也可能在一次大風(fēng)暴海面高漲時形成水下沙壩，風(fēng)暴過后，海面水位迅速退到原來位置，水下沙壩露出海面形成離岸堤（(emergent theory of barrier bar origin)。1. 水下沙壩出露（Johnson,1919）

22、2. 沙嘴殘余(Gilbert, 1885; Fisher, 1968)3. 沿岸堤或沙丘淹沒(Hoyt, 1967)4. 多成因障蔽島-離岸堤A.美國得克薩斯州Galveston島，見垂直相序和堆積速率。B.由海岸下沉形成障蔽島。C.由沙嘴演化成障蔽島（離岸堤） 。沿岸堤是沿岸線堆積的垅崗狀沙堤，由波浪將外海 泥沙搬運到岸邊堆積而成，或是由水下沙壩演化形成。沿岸堤的高度一般只有幾米，寬5-7 m，常呈多條分布，每一條沿岸堤的位置代表它形成時的岸線位置，它的高度表明形成時的海面高度。如果不同時期的沿岸堤高度不同，說明在它們形成過程中海面有升降變化。沿岸堤的位置和形態(tài)經(jīng)常變化，海面上升，岸線不斷

23、向陸地移動，或者海岸水下剖面達(dá)到均衡狀況時，向岸搬強，沿岸堤的向海一側(cè)泥沙不斷向陸方向搬側(cè)，使沿岸堤向陸方向移動并不斷增高；海面下降，岸線不斷向海方向移動，或水下斜坡坡度較小，波浪搬加寬或向海方向遷移并不斷降低。 由離岸堤或沙嘴將濱海海灣與外海隔離的水域稱潟湖。潟湖有通道與外海相連，并有內(nèi)陸河流注入，但也有些潟湖與外海完全隔離封閉，或只在高潮時海水進(jìn)入潟湖。隨著海水和河水進(jìn)出潟湖的比例變化，潟湖湖水可淡化也可咸化。海灘是在激浪流作用下，在海岸邊緣的沙礫堆積體，其范圍從波浪破碎處開始到濱海陸地。激浪流分為向岸的進(jìn)流和向海的退流，進(jìn)流受重力和水流下滲的影響，流速逐漸減小，當(dāng)流速等于零時，就形成退流

24、。退流雖順坡而下，重力可加大流速，但因水流下滲，水量減少而使流速變小。因而進(jìn)流和退流的速度在不同位置是不同的，海灘上每一點的進(jìn)流速度總是大于退流流速。按海灘剖面可分為兩種（圖9-9)。灘脊海灘是在向陸側(cè)有自由空間的開闊地帶，進(jìn)浪越過灘頂流到向陸一側(cè)的斜坡上，將泥沙帶到海灘上堆積，形成向海和向陸兩個坡向的海灘。這種海灘表現(xiàn)為灘脊或沿岸堤，在河口附近，河流帶來大量砂礫，經(jīng)風(fēng)暴作用可形成一系列沿岸堤，平面呈帚狀分布，近河口處，堤的條數(shù)多，往遠(yuǎn)處逐漸歸并。背疊海灘是由于海灘后部沒有自由空間，進(jìn)流可直達(dá)岸邊的海蝕崖坡麓或坡度較大的海灘斜坡上，發(fā)育向海傾斜的單坡形海灘。如退流的水量下滲多，流速很小，進(jìn)流帶

25、來的泥沙不能為退流帶走，海灘剖面呈上凸形；如退流的下滲水量少，則有足夠的退流水流搬運泥沙，海灘剖面呈下凹形。礫石組成的海灘坡度較陡，向海的一坡有時可達(dá)30，沙質(zhì)海灘的坡度較小，向海一坡大多在10 以下，個別最大的可達(dá)20 ，向陸一坡的坡度僅1 -3 。n 泥沙縱向移動( longshore currents)及形成的海岸堆積地貌當(dāng)波浪的作用方向與岸線呈斜交，海岸帶泥沙所受的波浪作用力和重力的切向分力不在一條直線上，泥沙顆粒按兩者的合力方向沿岸線方向移動，稱為泥沙縱向移動。沿岸帶的泥沙根據(jù)其所在位置分為水下岸坡泥沙和海灘泥沙。在中等坡度的沙質(zhì)水下岸坡上，泥沙顆粒受到與岸線呈斜交方向的淺水波浪作用

26、，在中立帶上，當(dāng)波峰通過時，泥沙顆粒受波浪向岸方向的底流作用力和重力切向分力共同作用，沿兩合力方向由1移到2，波谷通過時，波浪向海方向的底流作用力和重力切向分力的共同作用，使泥沙顆粒由2移動到3（圖9-10）。經(jīng)過一個波浪周期，泥沙顆粒實際由1移動到3，隨著波浪不斷作用，泥沙顆粒將沿岸向前作縱向移動。但在中立帶以上和以下的水下岸坡帶的泥沙，經(jīng)過一個波浪周期，不僅有沿岸的縱向移動，同時還有向陸和向海的橫向移動（圖9-10)。只要波浪方向和強度不變，水下岸坡上部坡度如逐漸增大，下部坡度慢慢減小，泥沙橫向移動有效距離也逐漸減弱直至為零，這時在整個水下岸坡上泥沙只呈縱向移動。 9-10 泥沙的縱向移動

27、過程 在波浪和海流作用下，有著大致相同方向和一定數(shù)量的泥沙縱向運動，稱為海岸泥沙流(longshorecurrents)。泥沙流的輸沙能力為單位時間內(nèi)通過一定斷面波浪能夠搬運泥沙的最大數(shù)量，又稱容量。單位時間內(nèi)，通過一定斷面的波浪實際輸沙量稱為強度。當(dāng)容量和強度相等時，泥沙流處于飽和狀態(tài)，波浪的全部能量都消耗在搬運泥沙；若容量大于強度，泥沙流未飽和,波浪的一部分能量則侵蝕海岸和搬運水下岸坡的泥沙;若容量小于強度,泥沙超飽和,波浪不足以搬運全部泥沙,便發(fā)生堆積.海岸泥沙流飽和度除受波浪強度和沿岸河流帶來泥沙等因素影響外，還與波浪作用方向和岸線的夾角大小有關(guān)。當(dāng)夾角較大時，泥沙顆粒受到波浪作用力較強，但在波浪作用力與重力切向分力共同作用下，實際縱向移動較小；當(dāng)夾角很小時，波浪的大量能量消耗在海底摩擦上，也不利于泥沙顆粒的縱向移動。無論在海灘或岸坡上的泥沙,當(dāng)夾角等于45時縱