波浪作用是海岸侵蚀、堆积作用的主要动力，海岸地貌的塑造主要发生在暴风浪期间，正常天气条件下的风浪只对海岸地貌起持续的修饰作用。潮汐对基岩、砾石和砂质海岸的影响通过改变波浪作用实现，在细粒物质组成的粉砂淤泥质海岸，沉积作用主要由潮流完成。
（一）海岸侵蚀地貌
发生在海岸带的侵蚀作用称为海蚀作用，海岸主要受海水动力因素侵蚀所产生的各种形态，称为海蚀地貌。
波浪水体给予岸线的直接冲刷，称为冲蚀，由于波浪抵达岸边时以巨大的能量冲击海岸，水体本身的巨大压力和岩石裂隙、节理中被压缩的空气等对海岸产生强烈的破坏，这种力量可达每平方米数十吨。海水携带的砂砾随波浪往返运动对海底产生的侵蚀称为磨蚀，在波浪前进后退的往返运动中，海水携带着砾石、泥砂和海岸上侵蚀下来的岩石碎块等，对海底基岩进行研磨，加快了海岸侵蚀的速度。海水溶解海岸基岩引起的海岸侵蚀称为溶蚀，海水对岩石、矿物的溶蚀能力要比淡水强，特别是在由碳酸盐岩等易溶性岩石组成的海岸，溶蚀作用对海岸的破坏更大，可形成独特的溶蚀平台。
塑造海岸侵蚀地貌的主要动力因素是波浪和潮流，但高纬度地带的海岸还受到冰冻的侵蚀，热带和亚热带的海岸则受到丰富的地表水和强烈的化学风化作用的侵蚀，另外，还受组成海岸的岩石抗蚀能力所制约。结构致密、坚硬的岩石海岸，抗蚀能力较强，但因裂隙和节理发育，多形成海蚀拱、海蚀崖、海蚀洞、海蚀柱等（图7-19，图7-20）。松软岩石海岸，抗蚀能力较差，海蚀崖后退较快，易形成海蚀平台。石灰岩海岸，在海水溶蚀下具有独特的蜂窝状海蚀地貌形态。海蚀地貌通常被作为判别地区构造运动和海平面变化的标志之一。同时，海浪塑造的海蚀地貌壮丽多姿，常被辟为旅游胜地。
图7-19 海蚀崖、海蚀柱——青岛石老人
图7-20 青岛灵山岛海蚀洞穴
从海岸上侵蚀下来的碎屑物，被波浪搬运到海蚀平台前缘以下，在岸坡深处堆积，形成水下堆积阶地。
在波浪作用下，基岩海岸发育的不同阶段，海岸剖面具有不同的形态，因此，波浪能量对海岸的作用强度及其分布也不相同。波浪对基岩海岸的长期作用，最终可以使其达到平衡状态，此时剖面不再受波浪作用的改造，完成了海蚀平衡剖面的塑造。海蚀平衡剖面形成后，与剖面上任何一点相适应的波浪能量都处于临界值，大于该值剖面就要受到冲刷。
（二）海岸堆积地貌
进入海岸带的松散物质，在波浪和水流的作用下运动，当动力减弱或运动受阻时，就会发生堆积，形成各种海积地貌。
海岸带泥砂的运动主要受到波浪和重力的作用，在它们的共同作用下海岸带的泥砂进行着不同形式的运动。当波浪前进方向（波射线）与岸线垂直时，波浪力与重力的方向线在水下岸坡或海滩面上的投影（重力沿坡面的切向分量）同在一条直线上，被起动了的泥砂会产生向岸和向海的往返运动，这种运动称为泥砂的横向运动。当波浪前进方向（波射线）与岸线斜交时，波浪力与重力沿坡面的切向分量不在同一直线上，被起动的泥砂向岸运动的路线与沿海滩斜坡滚落向海的路线不一致，泥砂不但发生横向位移，还依波浪力和重力的合力方向沿岸运动，这种运动称为泥砂的纵向运动。在大多数情况下，横向运动与纵向运动结合进行。
1.泥砂横向运动及堆积地貌
（1）泥砂横向运动
在波浪垂直传入海岸的情况下，海岸地带的泥砂在波浪与重力的作用下产生向岸和离岸运动。当波浪的作用力超过重力时，泥砂做向岸运动；反之，则产生离岸运动。如果二者相等，泥砂来回摆动，结果在一个波浪周期内不产生净位移。海滩剖面上泥砂颗粒仅产生往复摆动而不产生净位移此点的连线称为“中立线”或“平衡线”。中立线是理解复杂的海岸泥砂运动的理论概念，具有方法论的意义，在自然界中难以测得其确切的位置。由于海岸带受到波浪、海底坡度、泥砂粒径等多种条件的影响，实际上中立线有一定的宽度范围，因此，称为中立带，其位置相当于在水下岸坡剖面的中段。
中立线以上的岸坡，由于岸线附近沉积物不断堆积，引起岸线向海推移，海滩坡度变陡，泥砂上移过程中受重力的影响不断增大，逐渐抵消了波浪向上的推力，直至中立线以上部分的物质只在原地来回运动，不再发生向岸的位移。中立线以下的岸坡，随着侵蚀带的不断上移和缩小，水下堆积阶地也不断上移和加宽，使剖面更加平缓，泥砂向下移动时重力作用的影响愈来愈小，渐渐地只能在原地做来回振荡运动。最后岸坡的上、下部两条中立带不断加宽而终于联合在一起，整个岸坡剖面形成一条上凹形曲线，该剖面上的任何一点的颗粒都做振荡运动而不产生净位移，这一上凹形剖面，即是海积平衡剖面。
与中立线的概念相似，平衡剖面也是在多种假设条件下推导出来的。在自然界，这些条件经常改变。平衡剖面是海岸剖面发育力图达到的状态，而其他因素又不断破坏它。因此，平衡剖面只能是研究海岸复杂过程理论思维的依据，而不能把它看做某种稳定状态。
在平衡剖面塑造过程中，波动底流和砂粒的起动流速起主要作用，波浪参数变化，平衡剖面将随之改变。海岸剖面随着波浪的变化，可以经历大小不同的发育旋回。一次延续数日的暴风浪对海岸的冲刷量可以超过一年甚至多年的淤积量，因此在海岸发育过程中，罕见的暴风浪具有特别重大的意义。由于海岸剖面发育过程中经历了长短不同的旋回，因此，任何一个海岸砂体的形成都受到了千百万次的冲淤和改造，沉积物经历了无数次的往返搬运和分选，因此，海岸带的砂质物分选很好。
平衡剖面的塑造不仅依赖于波浪的强弱，而且取决于组成剖面碎屑物的粒径。若海岸剖面上的沉积物为砾石一类的粗颗粒，波浪必须在强烈变形时才能使之运动，而强烈变形的波浪其波动底流速向岸和向海的差值悬殊，粗颗粒必须在较陡的坡度下才能达到动态平衡，因此，粗颗粒构成的剖面坡度较陡。相反，若海岸剖面由细粒沉积物构成，波动底流速很小时已可使之运动，这时向岸和向海的波浪底流速的差异较小，细颗粒在坡度平缓的情况下即可以达到平衡，因而细颗粒沉积物构成的剖面坡度比较平缓（图7-21）。
图7-21 不同泥砂粒径的平衡剖面
海岸带的沉积物通常是由多种粒级组成的，由于粗颗粒向岸，细颗粒向海搬运，因此，在波浪长时间作用下，不同粒径的颗粒均处在各自的平衡位置。这样，在剖面上，沉积物颗粒自岸向海由粗变细，剖面的坡度逐渐变得平缓。因此，海岸带泥砂由粗到细的分布是波浪作用的必然结果。
海岸带泥砂的分布不仅取决于颗粒的粒径，而且受控于颗粒的相对密度。在水下岸坡上，波浪强烈作用的地带也是重矿物富集的地带，重矿物往往依相对密度不同而分布于不同的地带。在山东半岛南部，水下岸坡上部重矿物含量较高，向海则明显减少，其中钛铁矿等相对密度较大的矿物主要分布于5m等深线以内，角闪石、绿帘石等主要分布于5m等深线以外，特别是10～15m水深的地带。
（2）泥砂横向运动形成的地貌
在泥砂横向运动中形成的堆积地貌有水下堆积阶地、海滩、水下砂坝和离岸堤等。
1）水下堆积阶地。在中立线上下各有一个侵蚀带，中立线以下的侵蚀带泥砂不断向海运动，部分堆积在水下岸坡坡脚，成为水下岸坡的组成部分，这就是水下堆积阶地。在粗颗粒物质组成的陡坡海岸，水下堆积阶地较发育。
2）水下砂坝。水下砂坝是指未出露海面的与海岸略成平行的狭长堆积地貌。浅水波在相当于1～2个波高的水深处发生部分破碎，倾翻的波峰水体强烈淘蚀海底，掀起的水体带动大量泥砂，这些泥砂一部分被激浪流带向海岸，而大部分则堆积在破碎点的靠海一侧，形成水下砂坝。波浪部分破碎后，各种波浪要素减小，继续向海岸前进，又在相当于1～2个波高的水深处再次破碎，如此继续直到完全破碎形成激浪流。在细颗粒组成的缓坡海岸，可以有多条水下砂坝，其规模和间距向海岸逐渐变小。在粗颗粒组成的陡坡海岸，水下砂坝往往只有1～2条。波浪冲刷水下砂坝的前坡，并把泥砂带到坝后沉积，造成砂坝两侧不对称，向海坡较缓，向陆坡较陡。
季节性的风浪变化，使波浪破碎点位置改变，可以引起水下砂坝的迁移。在风浪大的季节，水下砂坝向深处移动，风浪小的季节，水下砂坝移向浅处。水下砂坝向岸移动并不断加高，在海面大幅度迅速下降时，可逐渐露出水面，成为与海岸隔离的长条形岛状堆积砂坝，即离岸堤。虽然在水下砂坝转变为离岸堤的问题上还存在争议，但是在暴风浪作用下墨西哥湾的水下砂坝确实曾露出海面。
3）离岸堤（岸外砂堤）和潟湖。离岸堤是离岸一定距离高出海面的砂堤，主要是激浪作用下的产物。激浪流所夹泥砂在未到达水边线以前，就在一定的位置形成露出水面之上的堤状堆积体，其主要组成物质为砾、砂、贝壳及其混合物，视波浪作用程度及物质供应条件而定。离岸堤把堤内向陆一侧的海水与外部相对隔离开来，形成半封闭的浅水域，称为潟湖，其波浪作用微弱，沉积物多为细粒沉积物。需要指出的是，除了泥砂的横向搬运堆积以外，对于其成因还有不同的看法，例如，一种看法认为是泥砂的纵向运动形成的，还有的看法认为它是海平面上升淹没原始堆积地形的结果。
4）海滩。中立线以上，侵蚀带的泥砂在激浪的进流作用下，移动到岸边堆积，形成水上堆积阶地，即海滩。海滩是激浪流作用形成的、与陆地相连的砂砾质堆积体，在平缓的海岸有着广泛的发育。海滩的形态与激浪流引起的进、退流速度之比密切相关。
若海滩的向陆侧有自由空间，激浪流的进流可以越过滩顶流到向陆坡上，因此退流很弱，形成双坡型海滩，即所谓完整剖面的海滩。其剖面形态为上凸形，称为滩脊或沿岸堤。在开阔的岸段，通常分布有数条与岸线平行的沿岸堤。
如果海滩的向陆侧受到海蚀崖、海岸堆积体或人工建筑的限制，就发育单坡向海倾斜的海滩，称为不完整剖面的海滩。由于在海滩上部没有激浪流充分的活动空间，进流水体大部分参加到退流中去，带下的物质堆积在海滩下部，因此，砂质海滩剖面常呈宽缓的凹形。但在砾石质海滩，由于进流水体的大量渗透，退流速度迅速减小，进流带来的物质停积在海滩上，海滩剖面呈上凸（图7-22）。
图7-22 青岛绿岛湾砾石质海滩
2.泥砂纵向运动及堆积地貌
（1）泥砂纵向运动
自然界中，波浪传播方向与海岸完全垂直的情况非常少见，多数情况下，波峰线与海岸线有一定的夹角，使波浪产生一个平行海岸的分力，使泥砂沿岸运动。当波向线和海岸线斜交时，颗粒将沿着波浪和重力的合力方向运动，水下岸坡上泥砂质点通过一个波浪周期后，其移动的方向总要和原波浪方向有一定的偏离。中立带处，泥砂质点仅做平行海岸的纵向位移；中立带以下岸坡，泥砂质点在纵向移动的同时还离岸下移；中立带以上岸坡，泥砂质点除沿岸位移外，还向岸方上移。
海滩上，颗粒沿岸运动是最容易观察到的现象，早已引起了人们的注意。在波浪与海岸斜交时，波浪破碎后，颗粒沿上冲流方向运动，而后在回流和重力的作用下沿滩面向下运动。在一个波浪周期内，颗粒运动路线是齿状的，并沿海岸搬运了一定距离，这样，在波浪与海岸线斜交时，水下岸坡与海滩上颗粒均发生沿岸运动。颗粒沿岸运动的速度不仅取决于波浪强弱、颗粒大小和海底坡度，而且与波浪和海岸的交角有密切关系，野外观测认为，最佳波浪入射角度也与海底坡度有关。
海岸带常有大量的泥砂在运动，虽然在风的作用下波浪方向经常变动，但泥砂在一年中有着大致相同的运动方向和较稳定的数量。我们把在波浪作用下海岸带泥砂群体长时期内沿着某一平均方向移动的现象，称为波场泥砂流。其方向往往与该地区盛行的强风浪方向一致。如果说泥砂的纵向移动是短时间的局部现象，是一种暂时的海岸水动力过程，那么泥砂流就是这种过程的长时期的平均状态。
在海岸发育和砂体形成中，泥砂流的变化起着重要的作用，其特性可以用以下几个要素来描述。容量，指单位时间内波浪通过某一断面能够搬运泥砂的最大数量，它是波浪携砂力的表示；强度，指单位时间内波浪通过某一断面搬运泥砂的实际数量，它是波浪携砂量的表示；饱和度，是泥砂流强度与其容量之比。
当泥砂流处于饱和状态时，这时波浪的全部能力消耗于泥砂的迁移。若泥砂流不饱和，波浪就有一部分能量可用于侵蚀海岸或水下岸坡，因此，出现侵蚀现象是泥砂流不饱和的标志。饱和的泥砂流在容量降低时，波能不足以搬运携带的所有泥砂，便会发生堆积作用。引起泥砂流容量降低的原因有岸线的转折和岸外屏障的遮挡等。
（2）泥砂纵向运动形成的地貌
假设在平直的岸段，波浪入射角为泥砂沿岸运动的最佳角度，且泥砂流处在饱和状态。若条件变化，引起容量降低，所携带的泥砂将部分发生沉积，形成滨海砂体。由泥砂流形成砂体的方式有凹岸充填、凸岸堆积、屏障掩遮和湾内波能降低等。
1）凹岸充填。如图7-23所示，当波浪对AB岸线以45°最佳入射角作用，形成AB岸外的冲积物流，如果这一冲积物流处于饱和或不饱和状态，当冲积物流进入BC岸线时改变了入射角，冲积物流的容量降低，使冲积物流处于饱和或过饱和状态，在凹岸处便发生堆积。一般海岸两岬角间的海滩堆积便是这样形成的。
图7-23 凹岸充填
2）凸岸砂嘴堆积。凸岸与凹岸一样，由于改变了波浪入射角，使冲积物流的容量降低或强度加大，造成堆积，由于在凸岸，这种堆积是以岸线转折处为支点向海中延伸的，形成砂嘴，或称自由砂体（图7-24）。这种砂体的发育过程中，随着季节或其他原因的变化，砂嘴会时而接受沉积时而被侵蚀，形成复杂的形态。若这一冲积物流从某一河口发育，当洪泛季节来到时冲积物流携带泥砂量大、强度增大，使冲积物流达到过饱和状态，便会在原砂嘴上添加沉积，如旱季来到，冲积物流携带泥砂量减少，处于不饱和状态，便会对砂嘴进行侵蚀，如此反复，将使砂嘴形态变得十分复杂，以至在砂嘴内侧形成潟湖或沼泽等。
图7-24 凸岸砂体堆积
3）屏障遮掩。由于岛屿的屏障作用，在岛与岸间形成波影区，冲积物流进入波影区后，由于能量降低，以砂嘴形式堆积，最后可能将岛与岸连在一起，形成连岛砂洲（图7-25）。这种连岛砂洲可双向发展。即从岛的波影区侧向岸上同时发育一砂嘴，与从岸边发育的砂嘴连接起来成为连岛砂洲，其中还可有潟湖存在，当然，还有更复杂的连岛砂洲。若岛屿后的海峡宽度和深度不大，砂嘴就可能发展成与岛屿相连的连岛坝（图7-26）。由防波堤引起的岸边堆积即与此类似。
图7-25 连岛砂洲
4）湾内波能降低。在狭长海湾内，由于波浪折射，波能降低，波浪搬运泥砂的能力降低，泥砂流容量减小，最后达到过饱和，部分泥砂堆积形成砂体。在自然界中，往往在海湾两侧砂体互相对生，最后形成拦湾坝（图7-27）。依其形成的部位，可称为湾口坝和湾中坝。被湾口隔开的海湾称为潟湖。在潮汐海岸上，潮流的出入往往使对生的砂体不能连接，保存潮流通道。
图7-26 锦州大笔架山连岛坝
图7-27 海湾内砂嘴的形成
3.潮汐作用下的海岸地貌
（1）潮汐升降对基岩和砂砾质海岸的影响
基岩海岸的侵蚀和砂砾质海岸的碎屑物搬运、堆积过程主要都是波浪作用完成的，通过周期性的海面升降，潮汐可加强或减弱波浪的作用。在无潮海域，激浪的位置比较稳定，波能集中，侵蚀强度大；而在有潮海岸，潮汐升降使激浪位置在潮间带范围内上下移动，海岸地貌特征则与潮差大小有关。
在受激浪流作用的砂砾质海滩上，潮汐作用的影响能使海滩发生周期性的冲淤变化。砂砾质海滩具有较大的渗透率，海滩中的地下水位随潮汐海面而升降，但又落后于潮汐海面。涨潮时，地下水位的上升速度落后于海面上升速度，海水补给地下水，使激浪引起的进流大量渗入海滩中，退流减弱，致使海滩的砂砾向上部迁移，海滩坡度增大。落潮时，地下水位的下降速度落后于海面，地下水排出海滩，使激浪的退流加强，海滩的砂砾向下部迁移，坡度又趋于缓和。同样，海滩的冲淤还随大潮和小潮发生半月周期的变化。潮差增大时，海滩的下部砂砾向上部移动；潮差减小时，海滩的上部砂砾向下部移动。
（2）潮流在淤泥质潮间浅滩上的沉积作用
虽然潮流对海底泥砂的扰动作用远不如波浪，但潮流对悬浮态的泥砂迁移作用却是波浪无法比拟的，在潮间浅滩上，潮流对沉积物的搬运和堆积起着重要作用。
宽阔平缓的粉砂淤泥质潮间浅滩，沉积物颗粒的分布自海向陆方向由粗变细，与海滩正好相反，这可能是多种原因导致的。例如，在潮流不断作用下，颗粒不断向岸移动，直至后来的潮流流速小到再也不能移动颗粒为止，另外，涨潮流速大于落潮流速，这也使得潮间浅滩沉积物趋势和粒径横向分异规律更加显著。普斯麦（1961）研究荷兰潮滩时发现，高潮时的憩流期比低潮时的憩流期长，可达2h，足以使悬浮物质在高潮滩沉积下来，而低潮时憩流期不到1h，悬浮物质尚未全部沉积，又被涨潮流搬运向岸移动，这样也使得低潮滩沉积物相应较粗。此外，低潮线附近波能较大，泥砂也容易被掀起并随涨潮流向岸搬运。
（3）粉砂淤泥质海岸的演变与地貌特征
粉砂淤泥质海岸的形成和发育需要大量细粒沉积物补给，其演变取决于细粒物质的来源情况。若泥砂来源充足，可形成淤积型粉砂淤泥岸；若泥砂来源断绝，则海岸受冲刷侵蚀，甚至演变成砂质海岸。
在淤积型粉砂淤泥岸上，潮间浅滩不断淤高，并向海推进，原来的浅滩逐渐脱离海水的作用，先形成湿地，然后成为海积平原。泥砂来源断绝时，粉砂质淤泥岸迅速冲刷后退，冲刷浅滩的波浪将残存在泥砂中的生物介壳淘洗出来，经激浪堆积在岸上形成贝壳堤（shell ridge）或贝壳滩，贝壳堆积是粉砂淤泥岸受冲刷的标志，其地貌形态是判断海岸冲刷速度的依据。在强烈冲刷的岸段，贝壳不能稳定堆积，常形成堆积低矮的呈片状分布的贝壳滩，而在冲刷缓慢的岸段，贝壳稳定堆积成堤状。低缓的粉砂淤泥质海积平原上出现的贝壳堤，代表了当时岸线的位置（图7-28）。