波浪作用是海岸侵蝕、堆積作用的主要動力，海岸地貌的塑造主要發生在暴風浪期間，正常天氣條件下的風浪只對海岸地貌起持續的修飾作用。潮汐對基巖、礫石和砂質海岸的影響通過改變波浪作用實現，在細粒物質組成的粉砂淤泥質海岸，沈積作用主要由潮流完成。
（壹）海岸侵蝕地貌
發生在海岸帶的侵蝕作用稱為海蝕作用，海岸主要受海水動力因素侵蝕所產生的各種形態，稱為海蝕地貌。
波浪水體給予岸線的直接沖刷，稱為沖蝕，由於波浪抵達岸邊時以巨大的能量沖擊海岸，水體本身的巨大壓力和巖石裂隙、節理中被壓縮的空氣等對海岸產生強烈的破壞，這種力量可達每平方米數十噸。海水攜帶的砂礫隨波浪往返運動對海底產生的侵蝕稱為磨蝕，在波浪前進後退的往返運動中，海水攜帶著礫石、泥砂和海岸上侵蝕下來的巖石碎塊等，對海底基巖進行研磨，加快了海岸侵蝕的速度。海水溶解海岸基巖引起的海岸侵蝕稱為溶蝕，海水對巖石、礦物的溶蝕能力要比淡水強，特別是在由碳酸鹽巖等易溶性巖石組成的海岸，溶蝕作用對海岸的破壞更大，可形成獨特的溶蝕平臺。
塑造海岸侵蝕地貌的主要動力因素是波浪和潮流，但高緯度地帶的海岸還受到冰凍的侵蝕，熱帶和亞熱帶的海岸則受到豐富的地表水和強烈的化學風化作用的侵蝕，另外，還受組成海岸的巖石抗蝕能力所制約。結構致密、堅硬的巖石海岸，抗蝕能力較強，但因裂隙和節理發育，多形成海蝕拱、海蝕崖、海蝕洞、海蝕柱等（圖7-19，圖7-20）。松軟巖石海岸，抗蝕能力較差，海蝕崖後退較快，易形成海蝕平臺。石灰巖海岸，在海水溶蝕下具有獨特的蜂窩狀海蝕地貌形態。海蝕地貌通常被作為判別地區構造運動和海平面變化的標誌之壹。同時，海浪塑造的海蝕地貌壯麗多姿，常被辟為旅遊勝地。
圖7-19 海蝕崖、海蝕柱——青島石老人
圖7-20 青島靈山島海蝕洞穴
從海岸上侵蝕下來的碎屑物，被波浪搬運到海蝕平臺前緣以下，在岸坡深處堆積，形成水下堆積階地。
在波浪作用下，基巖海岸發育的不同階段，海岸剖面具有不同的形態，因此，波浪能量對海岸的作用強度及其分布也不相同。波浪對基巖海岸的長期作用，最終可以使其達到平衡狀態，此時剖面不再受波浪作用的改造，完成了海蝕平衡剖面的塑造。海蝕平衡剖面形成後，與剖面上任何壹點相適應的波浪能量都處於臨界值，大於該值剖面就要受到沖刷。
（二）海岸堆積地貌
進入海岸帶的松散物質，在波浪和水流的作用下運動，當動力減弱或運動受阻時，就會發生堆積，形成各種海積地貌。
海岸帶泥砂的運動主要受到波浪和重力的作用，在它們的***同作用下海岸帶的泥砂進行著不同形式的運動。當波浪前進方向（波射線）與岸線垂直時，波浪力與重力的方向線在水下岸坡或海灘面上的投影（重力沿坡面的切向分量）同在壹條直線上，被起動了的泥砂會產生向岸和向海的往返運動，這種運動稱為泥砂的橫向運動。當波浪前進方向（波射線）與岸線斜交時，波浪力與重力沿坡面的切向分量不在同壹直線上，被起動的泥砂向岸運動的路線與沿海灘斜坡滾落向海的路線不壹致，泥砂不但發生橫向位移，還依波浪力和重力的合力方向沿岸運動，這種運動稱為泥砂的縱向運動。在大多數情況下，橫向運動與縱向運動結合進行。
1.泥砂橫向運動及堆積地貌
（1）泥砂橫向運動
在波浪垂直傳入海岸的情況下，海岸地帶的泥砂在波浪與重力的作用下產生向岸和離岸運動。當波浪的作用力超過重力時，泥砂做向岸運動；反之，則產生離岸運動。如果二者相等，泥砂來回擺動，結果在壹個波浪周期內不產生凈位移。海灘剖面上泥砂顆粒僅產生往復擺動而不產生凈位移此點的連線稱為“中立線”或“平衡線”。中立線是理解復雜的海岸泥砂運動的理論概念，具有方法論的意義，在自然界中難以測得其確切的位置。由於海岸帶受到波浪、海底坡度、泥砂粒徑等多種條件的影響，實際上中立線有壹定的寬度範圍，因此，稱為中立帶，其位置相當於在水下岸坡剖面的中段。
中立線以上的岸坡，由於岸線附近沈積物不斷堆積，引起岸線向海推移，海灘坡度變陡，泥砂上移過程中受重力的影響不斷增大，逐漸抵消了波浪向上的推力，直至中立線以上部分的物質只在原地來回運動，不再發生向岸的位移。中立線以下的岸坡，隨著侵蝕帶的不斷上移和縮小，水下堆積階地也不斷上移和加寬，使剖面更加平緩，泥砂向下移動時重力作用的影響愈來愈小，漸漸地只能在原地做來回振蕩運動。最後岸坡的上、下部兩條中立帶不斷加寬而終於聯合在壹起，整個岸坡剖面形成壹條上凹形曲線，該剖面上的任何壹點的顆粒都做振蕩運動而不產生凈位移，這壹上凹形剖面，即是海積平衡剖面。
與中立線的概念相似，平衡剖面也是在多種假設條件下推導出來的。在自然界，這些條件經常改變。平衡剖面是海岸剖面發育力圖達到的狀態，而其他因素又不斷破壞它。因此，平衡剖面只能是研究海岸復雜過程理論思維的依據，而不能把它看做某種穩定狀態。
在平衡剖面塑造過程中，波動底流和砂粒的起動流速起主要作用，波浪參數變化，平衡剖面將隨之改變。海岸剖面隨著波浪的變化，可以經歷大小不同的發育旋回。壹次延續數日的暴風浪對海岸的沖刷量可以超過壹年甚至多年的淤積量，因此在海岸發育過程中，罕見的暴風浪具有特別重大的意義。由於海岸剖面發育過程中經歷了長短不同的旋回，因此，任何壹個海岸砂體的形成都受到了千百萬次的沖淤和改造，沈積物經歷了無數次的往返搬運和分選，因此，海岸帶的砂質物分選很好。
平衡剖面的塑造不僅依賴於波浪的強弱，而且取決於組成剖面碎屑物的粒徑。若海岸剖面上的沈積物為礫石壹類的粗顆粒，波浪必須在強烈變形時才能使之運動，而強烈變形的波浪其波動底流速向岸和向海的差值懸殊，粗顆粒必須在較陡的坡度下才能達到動態平衡，因此，粗顆粒構成的剖面坡度較陡。相反，若海岸剖面由細粒沈積物構成，波動底流速很小時已可使之運動，這時向岸和向海的波浪底流速的差異較小，細顆粒在坡度平緩的情況下即可以達到平衡，因而細顆粒沈積物構成的剖面坡度比較平緩（圖7-21）。
圖7-21 不同泥砂粒徑的平衡剖面
海岸帶的沈積物通常是由多種粒級組成的，由於粗顆粒向岸，細顆粒向海搬運，因此，在波浪長時間作用下，不同粒徑的顆粒均處在各自的平衡位置。這樣，在剖面上，沈積物顆粒自岸向海由粗變細，剖面的坡度逐漸變得平緩。因此，海岸帶泥砂由粗到細的分布是波浪作用的必然結果。
海岸帶泥砂的分布不僅取決於顆粒的粒徑，而且受控於顆粒的相對密度。在水下岸坡上，波浪強烈作用的地帶也是重礦物富集的地帶，重礦物往往依相對密度不同而分布於不同的地帶。在山東半島南部，水下岸坡上部重礦物含量較高，向海則明顯減少，其中鈦鐵礦等相對密度較大的礦物主要分布於5m等深線以內，角閃石、綠簾石等主要分布於5m等深線以外，特別是10～15m水深的地帶。
（2）泥砂橫向運動形成的地貌
在泥砂橫向運動中形成的堆積地貌有水下堆積階地、海灘、水下砂壩和離岸堤等。
1）水下堆積階地。在中立線上下各有壹個侵蝕帶，中立線以下的侵蝕帶泥砂不斷向海運動，部分堆積在水下岸坡坡腳，成為水下岸坡的組成部分，這就是水下堆積階地。在粗顆粒物質組成的陡坡海岸，水下堆積階地較發育。
2）水下砂壩。水下砂壩是指未出露海面的與海岸略成平行的狹長堆積地貌。淺水波在相當於1～2個波高的水深處發生部分破碎，傾翻的波峰水體強烈淘蝕海底，掀起的水體帶動大量泥砂，這些泥砂壹部分被激浪流帶向海岸，而大部分則堆積在破碎點的靠海壹側，形成水下砂壩。波浪部分破碎後，各種波浪要素減小，繼續向海岸前進，又在相當於1～2個波高的水深處再次破碎，如此繼續直到完全破碎形成激浪流。在細顆粒組成的緩坡海岸，可以有多條水下砂壩，其規模和間距向海岸逐漸變小。在粗顆粒組成的陡坡海岸，水下砂壩往往只有1～2條。波浪沖刷水下砂壩的前坡，並把泥砂帶到壩後沈積，造成砂壩兩側不對稱，向海坡較緩，向陸坡較陡。
季節性的風浪變化，使波浪破碎點位置改變，可以引起水下砂壩的遷移。在風浪大的季節，水下砂壩向深處移動，風浪小的季節，水下砂壩移向淺處。水下砂壩向岸移動並不斷加高，在海面大幅度迅速下降時，可逐漸露出水面，成為與海岸隔離的長條形島狀堆積砂壩，即離岸堤。雖然在水下砂壩轉變為離岸堤的問題上還存在爭議，但是在暴風浪作用下墨西哥灣的水下砂壩確實曾露出海面。
3）離岸堤（岸外砂堤）和潟湖。離岸堤是離岸壹定距離高出海面的砂堤，主要是激浪作用下的產物。激浪流所夾泥砂在未到達水邊線以前，就在壹定的位置形成露出水面之上的堤狀堆積體，其主要組成物質為礫、砂、貝殼及其混合物，視波浪作用程度及物質供應條件而定。離岸堤把堤內向陸壹側的海水與外部相對隔離開來，形成半封閉的淺水域，稱為潟湖，其波浪作用微弱，沈積物多為細粒沈積物。需要指出的是，除了泥砂的橫向搬運堆積以外，對於其成因還有不同的看法，例如，壹種看法認為是泥砂的縱向運動形成的，還有的看法認為它是海平面上升淹沒原始堆積地形的結果。
4）海灘。中立線以上，侵蝕帶的泥砂在激浪的進流作用下，移動到岸邊堆積，形成水上堆積階地，即海灘。海灘是激浪流作用形成的、與陸地相連的砂礫質堆積體，在平緩的海岸有著廣泛的發育。海灘的形態與激浪流引起的進、退流速度之比密切相關。
若海灘的向陸側有自由空間，激浪流的進流可以越過灘頂流到向陸坡上，因此退流很弱，形成雙坡型海灘，即所謂完整剖面的海灘。其剖面形態為上凸形，稱為灘脊或沿岸堤。在開闊的岸段，通常分布有數條與岸線平行的沿岸堤。
如果海灘的向陸側受到海蝕崖、海岸堆積體或人工建築的限制，就發育單坡向海傾斜的海灘，稱為不完整剖面的海灘。由於在海灘上部沒有激浪流充分的活動空間，進流水體大部分參加到退流中去，帶下的物質堆積在海灘下部，因此，砂質海灘剖面常呈寬緩的凹形。但在礫石質海灘，由於進流水體的大量滲透，退流速度迅速減小，進流帶來的物質停積在海灘上，海灘剖面呈上凸（圖7-22）。
圖7-22 青島綠島灣礫石質海灘
2.泥砂縱向運動及堆積地貌
（1）泥砂縱向運動
自然界中，波浪傳播方向與海岸完全垂直的情況非常少見，多數情況下，波峰線與海岸線有壹定的夾角，使波浪產生壹個平行海岸的分力，使泥砂沿岸運動。當波向線和海岸線斜交時，顆粒將沿著波浪和重力的合力方向運動，水下岸坡上泥砂質點通過壹個波浪周期後，其移動的方向總要和原波浪方向有壹定的偏離。中立帶處，泥砂質點僅做平行海岸的縱向位移；中立帶以下岸坡，泥砂質點在縱向移動的同時還離岸下移；中立帶以上岸坡，泥砂質點除沿岸位移外，還向岸方上移。
海灘上，顆粒沿岸運動是最容易觀察到的現象，早已引起了人們的註意。在波浪與海岸斜交時，波浪破碎後，顆粒沿上沖流方向運動，而後在回流和重力的作用下沿灘面向下運動。在壹個波浪周期內，顆粒運動路線是齒狀的，並沿海岸搬運了壹定距離，這樣，在波浪與海岸線斜交時，水下岸坡與海灘上顆粒均發生沿岸運動。顆粒沿岸運動的速度不僅取決於波浪強弱、顆粒大小和海底坡度，而且與波浪和海岸的交角有密切關系，野外觀測認為，最佳波浪入射角度也與海底坡度有關。
海岸帶常有大量的泥砂在運動，雖然在風的作用下波浪方向經常變動，但泥砂在壹年中有著大致相同的運動方向和較穩定的數量。我們把在波浪作用下海岸帶泥砂群體長時期內沿著某壹平均方向移動的現象，稱為波場泥砂流。其方向往往與該地區盛行的強風浪方向壹致。如果說泥砂的縱向移動是短時間的局部現象，是壹種暫時的海岸水動力過程，那麽泥砂流就是這種過程的長時期的平均狀態。
在海岸發育和砂體形成中，泥砂流的變化起著重要的作用，其特性可以用以下幾個要素來描述。容量，指單位時間內波浪通過某壹斷面能夠搬運泥砂的最大數量，它是波浪攜砂力的表示；強度，指單位時間內波浪通過某壹斷面搬運泥砂的實際數量，它是波浪攜砂量的表示；飽和度，是泥砂流強度與其容量之比。
當泥砂流處於飽和狀態時，這時波浪的全部能力消耗於泥砂的遷移。若泥砂流不飽和，波浪就有壹部分能量可用於侵蝕海岸或水下岸坡，因此，出現侵蝕現象是泥砂流不飽和的標誌。飽和的泥砂流在容量降低時，波能不足以搬運攜帶的所有泥砂，便會發生堆積作用。引起泥砂流容量降低的原因有岸線的轉折和岸外屏障的遮擋等。
（2）泥砂縱向運動形成的地貌
假設在平直的岸段，波浪入射角為泥砂沿岸運動的最佳角度，且泥砂流處在飽和狀態。若條件變化，引起容量降低，所攜帶的泥砂將部分發生沈積，形成濱海砂體。由泥砂流形成砂體的方式有凹岸充填、凸岸堆積、屏障掩遮和灣內波能降低等。
1）凹岸充填。如圖7-23所示，當波浪對AB岸線以45°最佳入射角作用，形成AB岸外的沖積物流，如果這壹沖積物流處於飽和或不飽和狀態，當沖積物流進入BC岸線時改變了入射角，沖積物流的容量降低，使沖積物流處於飽和或過飽和狀態，在凹岸處便發生堆積。壹般海岸兩岬角間的海灘堆積便是這樣形成的。
圖7-23 凹岸充填
2）凸岸砂嘴堆積。凸岸與凹岸壹樣，由於改變了波浪入射角，使沖積物流的容量降低或強度加大，造成堆積，由於在凸岸，這種堆積是以岸線轉折處為支點向海中延伸的，形成砂嘴，或稱自由砂體（圖7-24）。這種砂體的發育過程中，隨著季節或其他原因的變化，砂嘴會時而接受沈積時而被侵蝕，形成復雜的形態。若這壹沖積物流從某壹河口發育，當洪泛季節來到時沖積物流攜帶泥砂量大、強度增大，使沖積物流達到過飽和狀態，便會在原砂嘴上添加沈積，如旱季來到，沖積物流攜帶泥砂量減少，處於不飽和狀態，便會對砂嘴進行侵蝕，如此反復，將使砂嘴形態變得十分復雜，以至在砂嘴內側形成潟湖或沼澤等。
圖7-24 凸岸砂體堆積
3）屏障遮掩。由於島嶼的屏障作用，在島與岸間形成波影區，沖積物流進入波影區後，由於能量降低，以砂嘴形式堆積，最後可能將島與岸連在壹起，形成連島砂洲（圖7-25）。這種連島砂洲可雙向發展。即從島的波影區側向岸上同時發育壹砂嘴，與從岸邊發育的砂嘴連接起來成為連島砂洲，其中還可有潟湖存在，當然，還有更復雜的連島砂洲。若島嶼後的海峽寬度和深度不大，砂嘴就可能發展成與島嶼相連的連島壩（圖7-26）。由防波堤引起的岸邊堆積即與此類似。
圖7-25 連島砂洲
4）灣內波能降低。在狹長海灣內，由於波浪折射，波能降低，波浪搬運泥砂的能力降低，泥砂流容量減小，最後達到過飽和，部分泥砂堆積形成砂體。在自然界中，往往在海灣兩側砂體互相對生，最後形成攔灣壩（圖7-27）。依其形成的部位，可稱為灣口壩和灣中壩。被灣口隔開的海灣稱為潟湖。在潮汐海岸上，潮流的出入往往使對生的砂體不能連接，保存潮流通道。
圖7-26 錦州大筆架山連島壩
圖7-27 海灣內砂嘴的形成
3.潮汐作用下的海岸地貌
（1）潮汐升降對基巖和砂礫質海岸的影響
基巖海岸的侵蝕和砂礫質海岸的碎屑物搬運、堆積過程主要都是波浪作用完成的，通過周期性的海面升降，潮汐可加強或減弱波浪的作用。在無潮海域，激浪的位置比較穩定，波能集中，侵蝕強度大；而在有潮海岸，潮汐升降使激浪位置在潮間帶範圍內上下移動，海岸地貌特征則與潮差大小有關。
在受激浪流作用的砂礫質海灘上，潮汐作用的影響能使海灘發生周期性的沖淤變化。砂礫質海灘具有較大的滲透率，海灘中的地下水位隨潮汐海面而升降，但又落後於潮汐海面。漲潮時，地下水位的上升速度落後於海面上升速度，海水補給地下水，使激浪引起的進流大量滲入海灘中，退流減弱，致使海灘的砂礫向上部遷移，海灘坡度增大。落潮時，地下水位的下降速度落後於海面，地下水排出海灘，使激浪的退流加強，海灘的砂礫向下部遷移，坡度又趨於緩和。同樣，海灘的沖淤還隨大潮和小潮發生半月周期的變化。潮差增大時，海灘的下部砂礫向上部移動；潮差減小時，海灘的上部砂礫向下部移動。
（2）潮流在淤泥質潮間淺灘上的沈積作用
雖然潮流對海底泥砂的擾動作用遠不如波浪，但潮流對懸浮態的泥砂遷移作用卻是波浪無法比擬的，在潮間淺灘上，潮流對沈積物的搬運和堆積起著重要作用。
寬闊平緩的粉砂淤泥質潮間淺灘，沈積物顆粒的分布自海向陸方向由粗變細，與海灘正好相反，這可能是多種原因導致的。例如，在潮流不斷作用下，顆粒不斷向岸移動，直至後來的潮流流速小到再也不能移動顆粒為止，另外，漲潮流速大於落潮流速，這也使得潮間淺灘沈積物趨勢和粒徑橫向分異規律更加顯著。普斯麥（1961）研究荷蘭潮灘時發現，高潮時的憩流期比低潮時的憩流期長，可達2h，足以使懸浮物質在高潮灘沈積下來，而低潮時憩流期不到1h，懸浮物質尚未全部沈積，又被漲潮流搬運向岸移動，這樣也使得低潮灘沈積物相應較粗。此外，低潮線附近波能較大，泥砂也容易被掀起並隨漲潮流向岸搬運。
（3）粉砂淤泥質海岸的演變與地貌特征
粉砂淤泥質海岸的形成和發育需要大量細粒沈積物補給，其演變取決於細粒物質的來源情況。若泥砂來源充足，可形成淤積型粉砂淤泥岸；若泥砂來源斷絕，則海岸受沖刷侵蝕，甚至演變成砂質海岸。
在淤積型粉砂淤泥岸上，潮間淺灘不斷淤高，並向海推進，原來的淺灘逐漸脫離海水的作用，先形成濕地，然後成為海積平原。泥砂來源斷絕時，粉砂質淤泥岸迅速沖刷後退，沖刷淺灘的波浪將殘存在泥砂中的生物介殼淘洗出來，經激浪堆積在岸上形成貝殼堤（shell ridge）或貝殼灘，貝殼堆積是粉砂淤泥岸受沖刷的標誌，其地貌形態是判斷海岸沖刷速度的依據。在強烈沖刷的岸段，貝殼不能穩定堆積，常形成堆積低矮的呈片狀分布的貝殼灘，而在沖刷緩慢的岸段，貝殼穩定堆積成堤狀。低緩的粉砂淤泥質海積平原上出現的貝殼堤，代表了當時岸線的位置（圖7-28）。