第七章海岸地貌1课件.ppt

1、第七章 海岸地貌(Coastal Landforms)海岸是陆地与海洋相互作用的有一定宽度的地带，其上界是风暴浪作用的最高位置，下界为波浪作用开始扰动海底泥沙处。现代海岸带由陆地向海洋可划分为滨海陆地、海滩和水下岸坡三部分（图9-1）。(Backshore)是高潮位以上至风暴浪所能作用的区域。在此范围内有海蚀崖、沿岸沙堤及潟湖低地等，它们大部分时间暴露在海水面以上，只在特大风暴时才被海水淹没，这一地带又称。高潮位和低潮位之间的地带，称，主要是海滩(Beach)（沙滩和岩滩）或潮滩(tidal flat)（粘土和细粉砂)。是低潮位以下到海浪作用开始掀起海底泥沙处，即大约是1/2波长水深的位置。水

2、下岸坡在平均海面高度以下，只受的作用，又称。其实，海陆相互作用的痕迹不仅表现在现代海岸带内，在相邻的陆上或海底也有保存。残留在陆上的古海岸带是一些抬升了的海蚀阶地以及由沿岸堤构成的海积平原等；在海底水下的古海岸带是在低海面时形成的，如溺谷、岩礁、浅滩等。n 海岸动力作用 海岸动力作用有波浪、潮汐、海流和河流等。其中以为主，只在有潮汐海岸对地貌起塑造作用，对海岸的地貌作用也没有波浪和潮汐作用那样显著，只局限在河口地带。波浪作用（Wave）潮汐作用（Tide）海流作用 海啸(Tsunami)波浪作用（Wave）p 深水区波浪在深水中的波浪水质点作等速圆周运动，水质点沿轨道运动一周，波形往前移动一个

3、波长的距离。同一波峰的平面延伸联线称波峰线，垂直波峰线的方向为波浪运动方向。波峰处水质点的速度水平分量最大，方向与波浪传播方向一致，垂直分量为零；波谷处的水质点速度水平分量也最大，但其方向与波浪传播方向相反，垂直分量也等于零。处在水质点运动轨迹的圆心线的位置，水质点运动速度的水平分量为零，垂直分量最大，在波峰前方向上运动，在波峰后方向下运动（图9-2)。影响波浪的因素：1.风速 2.风时（duration)3.风距(fetch-distance over which the wind blows)在风距足够大，风时足够长时：H(波高）=0.025v（风速）2 H(波高）=0.36/F(fetc

4、h)强风暴造成的波高通常超过15米，最高纪录达34米（1933年2月测于南太平洋）。T（周期）=L（波长）/V(波速）Airy 方程：L=(gT2/2)(tanh(2d/L)d=water depth tan h=the hyperbolic tangent(双曲正切：tanhx=(ex-e-x）/(ex+e-x)g=gravity 当d/L大于1/4时,(tan h(2d/L)1.0,L=(gT2/2)=1.56T2 V(波速）=L（波长）/T（周期）=1.56T 意义：波浪一方面沿着海面向前传递，同时也向下部水层传递。水质点的圆轨迹半径沿水平方向相等，而在垂直方向上随水深增加，半径减小。当

5、水深按等差级数增加时，波高或水质点运动圆周半径按等比级数减小（图9-3）。在海面以下一个波长的深度处，水质点运动轨道的直径只有海面波的1/512。因此外海传来的波浪进入水深小于1/2波长的浅水区时，波浪中的水质点才比较明显地扰动海底，通常把。小于此深度的波浪性质发生变化，形成浅水波。p 浅水区波浪(Wave changes in shallow water)在一个波浪周期中，当波峰通过时，水质点向岸移动，速度较快，所需时间较短；当波谷通过时，水质点向海运动，速度较慢，所需时间较长。同一波浪周期中，水质点向海和向岸运动的速度差和时间差，愈向岸表现得愈显著，波浪的外形变得极不对称，波浪的前坡变陡，

6、后坡变缓，波峰变窄，波谷拉长。当波浪进入浅水区时，显著变化。，从而得出如下关系：gdgdp 波浪破碎(Breakers)波浪向岸传播过程中随着水深的变浅，波浪外形发生变化，波形也将破碎。浅水波破碎的临界水深理论上近似一个波高，但在比较平缓的水下岸坡，浅水波变形更加剧烈，在2个波高水深处就开始破碎。浅水波向岸传播过程中，波峰局部破碎现象可以发生若干次，使波能分散地消耗在宽广的水下岸坡上，最后到达岸边的波浪已很微弱。相反，在较陡的水下岸坡，由于水深变化大，波浪不会急速变形，在一个波高水深处才能发生破碎，再生的波浪很快到达岸边，形成强大的激浪流，曾测到激浪流的压力达到30 t/m2，它们在惯性力作用

7、下沿坡向上产生进流，然后在重力作用下沿坡向下产生退流。由于进流带来的上涌水体大量渗透到海滩砂砾中以及水流摩擦的影响，退流水量和速度小于进流水量和速度。p 波浪折射(Wave refraction)波浪进入浅水区后，由于波浪前进方向与岸线斜交或海底地形的起伏变化，都会随着水深的减小而使波浪传播速度改变，在一个波峰线上，有些段运动速度快，有些段运动速度慢，波峰线发生弯曲，称为（图9-5）。在，海底等深线与海岸线大致平行，当波浪从深海向岸传播，其波峰线与岸线斜交，靠近岸的一段波峰线先进入浅水区，传播速度减慢，使波浪发生折射，波峰线与岸线的夹角逐渐变小，趋向与岸线平行，波浪作用能量降低（图9-5a)。

8、在，水下地形等深线的走向与岸线走向一致，波浪从外海垂直岸线向岸边传播，当进入浅水区时，由于海底地形不平而影响海水深度变化，使同一波峰线运动速度发生改变，波峰线发生弯曲，使波浪折射。潮汐作用潮汐是在太阳和月球引力作用下发生的海面周期性涨落现象。在很多地方为半日潮 在一昼夜有两次高潮和两次低潮，也有地方发育全日潮。潮汐作用主要表现在两方面，一是潮汐的涨落，使海面发生周期性的垂直运动，海面涨落过程称为涨潮和落潮，当海面涨到最高位和降到最低位时，称高潮位和低潮位，高潮和低潮的高差叫。二是使海面水体产生水平方向整体运动，形成，涨潮时向岸流动的海水为，落潮时向海流动的海水称。当月球在地球赤道的延长线上时，

9、地表各点应有-。当月球偏离赤道延长线，其中一次高潮和低潮减弱，出现两次。当月球偏离赤道沿线更甚，一个太阳日中只出现。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、河口或海湾内为往返流动。由于。在河口区的潮流，涨潮流与河水流向相反，落潮流与河水流向一致，因而落潮时的下行潮流水量大于涨潮时的上行潮流水量。此外，由于潮流咸水和河流淡水的密度不同，涨潮流沿底层上涌，淡水沿表层下行，在底层形成咸水楔，它可对上游河流相当长的一段水流起顶托作用。在海峡和岛屿之间，由于地形变窄，潮差大，潮流流速也加大，尤其在海峡两端可以形成强大的潮流。当潮流流速为1

10、0-20cm/s时，就可掀起粉砂淤泥，当潮流流速达到250-300cm/s时，可搬运大石块,并把海底冲出很深沟槽。潮流作用能在潮间带形成潮滩、潮沟，在水下浅滩形成潮流沙脊和潮流通道。海流的形成可由风的作用、气压梯度、海水的密度和温度、江河淡水注入以及潮汐等影响所致。有些海流有定向性，每年大致向一个方向流动，流速和水量没有多大变化，也有一些海流方向和流速不固定。大部分海流从海洋到达海岸带沿途受海底摩擦、地形阻碍以及波浪、潮汐和河流水流的顶托，其作用已非常微弱。对海岸地貌塑造作用有影响的是河流入海带来淡水或降水使海面倾斜产生的海流，称排流、风作用形成的风海流以及潮流。排流带出淡水和泥沙，自河口向海

11、伸出，影响海岸地貌发育；风海流随深度加大而流速减小，但在海岸带风海流可使泥沙掀起、搬运。海流作用海啸是由突发的海底错动、海底滑坡、海底火山喷发、或滑入海洋中的陆上滑坡引起的巨型波浪。海啸波浪非常巨大，发源于局部并向四周传播，如同将石块投入水池一样。由构造错动海底，伴随地震的大型波浪又称。海啸与风成波浪相比有独特之处。海啸有很长的波长，通常达100-200km，在深水中只有很低的波高，常低于1 m，周期可达10-30分钟（暴风浪的周期为15-30秒）。海啸在深水中的传播很快，如果波长为100 km，周期为20分钟，则速度可达300 km/hr（V=L/T）。海啸波长远大于海底的深度。例如，海底的

12、平均深度大约为3000 m，100 km的波长为海水深度的？倍。根据速度随深度的平方根发生变化V=，则在3000m深处海面，波浪速度可达600 km/hr。海啸通常根据海底地震发生的时间和两点之间的海水深度来预报。gd海啸(Tsunami)在大洋中海啸由于波长大和波高小不易被觉察，但当海啸进入浅水区或到达海岸带，波高迅速增大，可达到10 米以上。通常，海啸到达海岸带时表现为海面适度的上升或下降，然后为才是破坏力巨大的巨浪。有时海啸波谷首先到达，造成海面的迅速下降，在浅水海岸带造成大面积海底出露。这种奇异的海底暴露，使大量海洋生物暴露，无警觉的居民与游客被吸引进入暴露的海滩，结果被后来的巨浪吞没

13、。海啸的波高很大。在夏威夷Lanai岛因巨型水下滑坡产生的海啸使珊瑚和海滩沉积被发现于高出海面375米处(Moore and Moore,1988)。1957年7月9日由Fairweather断层活动引起的地震触发了3107m3滑坡体进入Lituya海湾，产生525 m高的波浪，波浪冲向海湾对岸，并以165 km/hr速度由Lituya海湾咆哮而出。三条渔船上的渔民见证了这一过程。一条船随波浪翻越了海湾口的沙嘴，一条船也随波浪运动，但仍流在湾口内；第三条船在海啸中失踪。波浪冲毁海岸土壤和植被，形成525-33米高的破坏界限。虽然在给定地点海啸很少发生，但一旦发生，则具有很强的破坏性。历史上纪录

14、表明，全球每十年平均有57次海啸。1990-99年共纪录了28次海啸，其中10次与环太平洋俯冲活动及其伴随的地震有关。给人类教训最深的当属2004年12月26日在东南亚发生的同震断层活动引起的海啸，它造成20万人口死亡。n 海岸地貌(Coastal landforms)波浪侵蚀和堆积过程中对海岸进行塑造，形成海岸侵蚀地貌和堆积地貌。p 海岸侵蚀地貌 波浪侵蚀作用在基岩海岸最明显。基岩岸的水深大，外来的波浪能直接到达岸边，将大部分能量消耗在对岩壁的冲击上。波高6m、波长50m的波浪，对每平方米岩壁的压力达15t左右，最高可达30t。波浪水体的巨大压力及被其压缩的空气对岩石产生强烈的破坏，尤其对有

15、裂隙发育的岩石更为明显。被破坏的岩屑砂砾随波浪研磨基岩，加快了海蚀作用的速度。海水对岩石的溶蚀能力比淡水强，不仅碳酸盐岩能溶于海水，海水对正长岩、角闪岩、黑曜岩、玄武岩等都有很强的溶蚀作用，其溶蚀速度比淡水大3-14倍。海岸经过冲刷、研磨和溶蚀形成各种海蚀地貌。海蚀崖的下部，大致与海面高度相等处，在波浪的不断冲掏下形成凹槽，叫海蚀穴(wave-cut notch)。深度比宽度大的叫海蚀洞(sea caves)。在节理发育或夹有软弱岩层的基岩中，海蚀洞可达几十米深，山东石岛沿花岗岩节理发育的海蚀洞长20-30 m，高16 m。海蚀穴顶的岩石因下部掏空而不断崩塌，崩塌物若很快被波浪冲走，则重新发育

16、海蚀穴，使海蚀崖继续后退，崖面坡度变陡，岩石表面比较新鲜，谓之活海蚀崖；如果波浪不能搬运海蚀崖坡角的碎屑物，崖坡则停止崩塌，坡度平缓，长有植被，称为死海蚀崖。冲入洞中的浪流及其对空气的压缩作用，可将洞顶击穿，形成向海突出的岬角同时遭受两个方向波浪作用，可使两侧海蚀穴蚀穿而成拱门状，称海蚀拱桥崩塌后，留下的岩柱或坚硬岩脉侵蚀残留成突立的岩柱，都叫海蚀柱（sea stacks）。海蚀崖逐渐后退，波浪不断冲刷磨蚀位于海蚀崖前方的基岩面，形成微微向海倾斜的基岩平台，称为海蚀平台(wave-cut platform;abrasion platform;shore platform)，由于岩性和构造的差异

17、，海蚀平台表面常有一些突出的岩脊。p 海岸堆积地貌根据外海波浪向岸作用方向与岸线走向之间的角度不同，海底泥沙有作垂直岸线方向移动和平行岸线方向移动两种状态，前者称泥沙横向移动，后者称泥沙纵向移动。它们各自形成不同的堆积地貌。n 泥沙横向移动及其形成的海岸堆积地貌当外海波浪作用方向与海岸线直交时，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线方向的运动，称为泥沙横向运动。前面提到，当波浪垂直海岸方向前进时，在近于水平的水下岸坡，小于1/2波长水深的海底，波浪往返运动速度不同，向岸速度快，向海速度慢。对于坡度均一的水下岸坡，相同粒径的砂粒受到波浪向岸方向作用力大于向海方向作用力，在一个波

18、浪作用周期后，泥沙则向岸移动一段距离，随着水深的减小，向岸流速愈来愈快，作用力更强，使泥沙向岸移动距离也愈来愈大。水下岸坡泥沙的移动还受重力影响，横向移动泥沙的搬运方向与其重力的切向分力方向一致，在坡度不变的岸坡上，相同粒级泥沙在不同部位的重力切向分力相等，因而向海移动距离也都相等。在波浪和重力共同作用下，一个波浪周期中，水下岸坡下段的泥沙向海方向搬运，上段向陆方向搬运，形成两个侵蚀带；中段的泥沙，向海和向陆的搬运距离相等，在原地往返运动，有效搬运距离等于零，这一地带称为中立带（图9-7a）。在中立带两侧的侵蚀带，随着侵蚀过程发展，水下岸坡的坡度也随之变化。从中立带向岸的一段，坡度变缓，重力的

19、切向分力变小，泥沙继续向岸方向搬运，到了岸边坡变陡，重力的切向分力加大，沙粒向岸和向海的移动距离的差值逐渐减小，直至为零，达到平衡状态。中立带向海一侧，靠近中立带的水下岸坡变陡，重力切向分力加大，泥沙向海搬运，再向远处去岸坡坡度减小，重力的切向分力减小，向岸和向海的泥沙移动距离的差值也减小，直至平衡（图9-7b）。当整个水下岸坡剖面上的沙粒都只有等距离的来回摆动，每一点沙粒的有效位移都等于零时，这个剖面叫做均衡剖面（图9-7c）。泥沙横向移动过程可形成各种堆积地貌，它们是：:分布在水下岸坡的坡脚，由中立带以下向海移动的泥沙堆积而成。在粗颗粒组成的陡坡海岸，水下堆积阶地比较发育。是一种大致与岸线

20、平行的长条形水下堆积体。当变形的浅水波发生破碎时，能量消耗，同时倾翻的水体又能强烈冲掏海底，被掏起的泥沙和向岸搬运的泥沙堆积在海浪破碎点附近，形成水下沙坝。水下沙坝分布在水下岸坡的上部。在细颗粒的缓坡海岸，浅水波变形强烈，碎浪的临界水深大，水下沙坝多分布在2倍波高的水深处，并由于浅水波多次破碎而形成一系列水下沙坝，沙坝的规模和间距向岸逐渐减小（图9-8a)。在粗颗粒的陡坡海岸，水下沙坝条数少，一般仅有1-2条，多分布在相当1个波高的水深处（图9-8b）。正因为水下沙坝形成与碎浪有关，碎浪又受波高影响，因而不同季节的风浪规模不一样而使碎浪位置发生变化，水下沙坝的位置常发生迁移，风浪大的季节，沙坝

21、向海方向移动；风浪小的季节，沙坝向陆方向移动。离岸堤（barrier bars）:离岸堤是离岸一定距离高出海面的沙堤，又称岛状坝。它的长度一般由几公里至几十公里不等，最长的墨西哥湾的沿岸堤长达1800 km，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，风暴过后，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（(emergent theory of barrier bar origin)。1.水下沙坝出露（Johnson,1919）2.沙嘴残余(Gilbert,1885;Fisher,1968)3.沿岸堤或沙丘淹没(Hoyt,1

22、967)4.多成因障蔽岛-离岸堤A.美国得克萨斯州Galveston岛，见垂直相序和堆积速率。B.由海岸下沉形成障蔽岛。C.由沙嘴演化成障蔽岛（离岸堤）。沿岸堤是沿岸线堆积的垅岗状沙堤，由波浪将外海 泥沙搬运到岸边堆积而成，或是由水下沙坝演化形成。沿岸堤的高度一般只有几米，宽5-7 m，常呈多条分布，每一条沿岸堤的位置代表它形成时的岸线位置，它的高度表明形成时的海面高度。如果不同时期的沿岸堤高度不同，说明在它们形成过程中海面有升降变化。沿岸堤的位置和形态经常变化，海面上升，岸线不断向陆地移动，或者海岸水下剖面达到均衡状况时，向岸搬强，沿岸堤的向海一侧泥沙不断向陆方向搬侧，使沿岸堤向陆方向移动并

23、不断增高；海面下降，岸线不断向海方向移动，或水下斜坡坡度较小，波浪搬加宽或向海方向迁移并不断降低。由离岸堤或沙嘴将滨海海湾与外海隔离的水域称潟湖。潟湖有通道与外海相连，并有内陆河流注入，但也有些潟湖与外海完全隔离封闭，或只在高潮时海水进入潟湖。随着海水和河水进出潟湖的比例变化，潟湖湖水可淡化也可咸化。海滩是在激浪流作用下，在海岸边缘的沙砾堆积体，其范围从波浪破碎处开始到滨海陆地。激浪流分为向岸的进流和向海的退流，进流受重力和水流下渗的影响，流速逐渐减小，当流速等于零时，就形成退流。退流虽顺坡而下，重力可加大流速，但因水流下渗，水量减少而使流速变小。因而进流和退流的速度在不同位置是不同的，海滩上

24、每一点的进流速度总是大于退流流速。按海滩剖面可分为两种（图9-9)。滩脊海滩是在向陆侧有自由空间的开阔地带，进浪越过滩顶流到向陆一侧的斜坡上，将泥沙带到海滩上堆积，形成向海和向陆两个坡向的海滩。这种海滩表现为滩脊或沿岸堤，在河口附近，河流带来大量砂砾，经风暴作用可形成一系列沿岸堤，平面呈帚状分布，近河口处，堤的条数多，往远处逐渐归并。背叠海滩是由于海滩后部没有自由空间，进流可直达岸边的海蚀崖坡麓或坡度较大的海滩斜坡上，发育向海倾斜的单坡形海滩。如退流的水量下渗多，流速很小，进流带来的泥沙不能为退流带走，海滩剖面呈上凸形；如退流的下渗水量少，则有足够的退流水流搬运泥沙，海滩剖面呈下凹形。砾石组成

25、的海滩坡度较陡，向海的一坡有时可达30，沙质海滩的坡度较小，向海一坡大多在10 以下，个别最大的可达20，向陆一坡的坡度仅1-3。n 泥沙纵向移动(longshore currents)及形成的海岸堆积地貌当波浪的作用方向与岸线呈斜交，海岸带泥沙所受的波浪作用力和重力的切向分力不在一条直线上，泥沙颗粒按两者的合力方向沿岸线方向移动，称为泥沙纵向移动。沿岸带的泥沙根据其所在位置分为水下岸坡泥沙和海滩泥沙。在中等坡度的沙质水下岸坡上，泥沙颗粒受到与岸线呈斜交方向的浅水波浪作用，在中立带上，当波峰通过时，泥沙颗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，沿两合力方向由1移到2，波谷通过时，波

26、浪向海方向的底流作用力和重力切向分力的共同作用，使泥沙颗粒由2移动到3（图9-10）。经过一个波浪周期，泥沙颗粒实际由1移动到3，随着波浪不断作用，泥沙颗粒将沿岸向前作纵向移动。但在中立带以上和以下的水下岸坡带的泥沙，经过一个波浪周期，不仅有沿岸的纵向移动，同时还有向陆和向海的横向移动（图9-10)。只要波浪方向和强度不变，水下岸坡上部坡度如逐渐增大，下部坡度慢慢减小，泥沙横向移动有效距离也逐渐减弱直至为零，这时在整个水下岸坡上泥沙只呈纵向移动。9-10 泥沙的纵向移动过程 在波浪和海流作用下，有着大致相同方向和一定数量的泥沙纵向运动，称为海岸泥沙流(longshorecurrents)。泥沙

27、流的输沙能力为单位时间内通过一定断面波浪能够搬运泥沙的最大数量，又称容量。单位时间内，通过一定断面的波浪实际输沙量称为强度。当容量和强度相等时，泥沙流处于饱和状态，波浪的全部能量都消耗在搬运泥沙；若容量大于强度，泥沙流未饱和,波浪的一部分能量则侵蚀海岸和搬运水下岸坡的泥沙;若容量小于强度,泥沙超饱和,波浪不足以搬运全部泥沙,便发生堆积.海岸泥沙流饱和度除受波浪强度和沿岸河流带来泥沙等因素影响外，还与波浪作用方向和岸线的夹角大小有关。当夹角较大时，泥沙颗粒受到波浪作用力较强，但在波浪作用力与重力切向分力共同作用下，实际纵向移动较小；当夹角很小时，波浪的大量能量消耗在海底摩擦上，也不利于泥沙颗粒的

28、纵向移动。无论在海滩或岸坡上的泥沙,当夹角等于45时纵向移动速度最快(图9-11)由于岸线走向变化使波浪作用方向与岸线夹角增大或减小，波浪作用强度都将减弱而发生堆积。此外，如河流入海带来大量泥沙，或在波影区水域也会使泥沙流过饱和而发生堆积。海岸堆积形成各种堆积地貌，如海滩、沙嘴、连岛坝和拦湾坝等（图9-12）。（1）。凹形海岸纵向移动的泥沙形成的海滩（图9-12（a）。在AB段，波浪作用方向与岸线夹角大致为45（），当有一股达到饱和状态泥沙流从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（2）。在凸形海岸，一端与陆地相连

29、，另一端向海伸出的泥沙堆积体，叫沙嘴（图9-12（b）。在AB段波浪作用方向与岸线夹角为45（），BC段的夹角小于45（-），当泥沙流进入BC段时，搬运能力降低，在海岸转折处发生堆积并不断向前伸长，便形成沙嘴。沙嘴的尾端常呈向岸方向弯曲形状，这多是波浪折射或两个方向波浪作用所致，在港湾海岸的沙嘴，由于潮汐作用也可使沙嘴尾端发生弯曲。海岸冲刷后退,沙嘴也随之改变位置,在沙嘴的内侧出现一些弯曲的小沙嘴,它们是老沙嘴尾端的残部(图9-13)。（3）。海湾外侧湾口处堆积的沙坝。由于海岸外侧岬角为屏障，在岬角的内侧海域，形成波影区波能降低，进入波影区的泥沙搬运能力减弱便发生堆积形成沙嘴，沙嘴不断增长与岬

30、角相连形成拦湾坝（图9-12（c），（图9-14（a）。如在海湾内由于波浪折射，形成湾内沙嘴，称为湾中坝（图9-14（b）。图9-14 河口拦湾坝（a）和湾中坝（b）（根据.曾科维奇）（4）。连接岛屿与陆地的沙坝。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，形成三角形沙嘴，并逐渐扩大，与岛屿连在一起形成连岛坝（图9-12（d），或者岛屿向海的一面受到冲蚀，被冲蚀的物质在岛屿两侧后方堆积成两个沙嘴，最后沙嘴与岸相接也可形成为连岛坝（图9-12（d）。我国山东半岛烟台市的芝罘岛便是很典型的连岛坝（图9-15），它是在岛南侧发育的砾石沙嘴，甲河带来泥沙形成的泥沙流和海滨平原向海增长共同作用而成。