河口湾的发育及其沉积物分布

河口湾相~

在构造沉降幅度大的海岸地区，一般都为潮汐作用很强的高潮差区，在此类海岸的河口地区，受潮汐和河流两个因素的作用，河流泥沙供应不足时并不形成三角洲，而是形成喇叭形的河口湾，又因其形似三角形故又叫三角港。大多数河口湾实际是沉溺的河谷，故也叫溺谷。同时因潮汐作用强，潮差大，而河流作用弱，河流若能形成间歇发育的三角洲堆积体，也将很快被潮汐作用强烈改造，故有人称之为破坏性的潮汐三角洲，如我国钱塘江入海口就是一个典型的河口湾。河口湾因受很强的潮汐作用影响，使河口区的流速、流向，盐度和生物等均发生重大变化，沉积特征与三角洲有很大差别(图6－14)，主要由上三角洲平原(无潮汐作用)、下三角洲平原(潮间泥坪)、分流河道、潮道、潮汐沙坝、潟湖和潮坪组成，其沉积特征和识别标志如下:
1.岩性特征
主要为砂岩、粉砂岩及泥岩，含有海绿石和胶磷矿等自生矿物。砂粒的分选、磨圆好，颗粒/基质比值为中至高，可夹有泥炭和产有树干化石。
2.沉积构造特征
广泛发育有对称或不对称的波痕，在潮沟中见人字形层理、双粘土层，在潮坪带发育有潮汐层理。河道沉积从砾到泥均有，底部含有砾石、树干、介壳等滞留沉积，向上粒度渐细，与河流相沉积非常相似，在相邻沙体中常见细层双向倾斜的大型交错层理。其他如冲刷坑、虫孔等沉积构造也非常发育。
3.生物特征
有咸水、半咸水、淡水生物混生的现象，生物扰动构造和遗迹化石极其发育。
4.沙体形态特征
沙体长轴与河口湾的轴向平行，平面上呈辐射状分布(图6－14)，宽数十至数百米，纵向延伸较远可达数千米。由于河口湾中河谷的多次迁移，可产生多层连续叠置和相互切割的层状沙体，在垂向剖面上出现具韵律性旋回的粗细分层。
5.剖面结构和沉积层序
随着河的侧向迁移而形成粒度和厚度向上变细的剖面结构沉积层序。其沉积层序自下而上依次为:底部为一侵蚀面，向上含有分流河道的滞留沉积，再其上为河口的溺谷沉积，由韵律性的分流河道沙体、潮道沙体、潮汐沙坝沙体与潟湖泥岩和潮坪泥、粉砂岩互层组成，层序的最顶部为相当于下三角洲平原的细粒潮坪相沉积组成。

（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—Qp2dl；3—Qhal-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）

河口湾外形多为喇叭状或漏斗状，走向大多垂直海岸。在河流含砂量少、潮流作用强的河口，进、退潮均可发生强烈的侵蚀作用，如杭州湾北侧的巨大冲刷深槽。若河口外有坝滩分布，潮汐作用就会明显减弱，一旦湾口砂坝封闭了河口湾，就可以形成潟湖（lagoon）。

由于冰后期的海面上升，入海河流下游被海水淹没形成河口湾，由于湾内不断接受沉积，河口湾的面积会有所缩小。河口湾的进一步发育可能有两种途径，若河流输砂量较大，泥砂将充填河口湾，使之转变为三角洲，如长江。若河流输砂量较小，没有足够的沉积物充填河口湾，它们可以仍然保留河口湾的形状。然而，来自海洋和河流的泥砂，终会将河口湾充填，转变为三角洲，因而，河口湾只是地质历史上的短暂现象，在地层中保留下来的将是三角洲层序。

河口湾沉积物的分布取决于河口湾的形状、周围地区的地质情况、湾内水文和水深条件等。当河口湾为开阔的喇叭形，河流带来的泥砂在河口扩散沉积，沉积物自湾顶向湾口逐渐变细；若河口湾口门狭窄、潮流作用较强时，悬移质经潮流作用分选，沉积物自湾口向湾顶逐渐变细，口门附近往往形成复杂的砂体。若波浪作用为主，则形成滨海砂堤；若潮流为主，则形成顺湾口展布的潮成砂体。若河口湾被沿岸砂体阻拦成半封闭状态，则可以形成河口湾-潟湖沉积，沉积物在湾内深槽中比较粗，向两侧逐渐变细，属这种类型的多数为潮差不大的中小型河口湾。

河口湾最基本的堆积和侵蚀产物是拦门砂和潮流深槽。拦门砂是河口口门附近堆积地貌的统称，潮流深槽是海底由于受潮流冲刷而形成的深槽。

由于河口区特殊的动力和物理、化学环境，拦门砂的形成比较复杂。拦门砂的位置主要取决于径流与潮流强度的对比，其规模与泥砂的来源和数量有密切关系。由于河流和潮流的水文状况存在年变化和季节变化，拦门砂的位置和高程也是变化的。以海域来源泥砂为主形成的拦门砂，年内季节变化一般是洪冲枯淤，以河流来砂为主，一般为洪淤枯冲。沉积结构上，拦门砂常有粗细相间的分层现象。径流携带下行的较粗颗粒泥砂，一般沿河底推移到咸水上下界之间沉积，形成砂岛或浅滩，在洪水季节粗粒泥砂可一直被推移到口门外，因此，如长江等拦门砂上都有颗粒较粗的沉积物。而径流所带的细粒悬浮质在口门外运移，可以暂时落淤，在风浪、潮流作用下又成为海相泥砂，随着涨潮流返回到河口地区，在拦门砂上淤积。因此，拦门砂的沉积物具有粗细互层，粗粒物质代表河流堆积，细粒物质代表潮流堆积，两者的比例可以反映泥砂来源。

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