1、海岸类型和海岸主要动力因素：
按照岸滩的物质组成，海岸类型有(1)基岩海岸 (2)砂砾质海岸 (3)淤泥质海岸 (4)生物海岸(红树林海岸和珊瑚礁海岸) 主要动力因素有：波浪、潮汐及潮流、近岸流、台风、风暴潮 、海啸、异重流；以及河流影响。
2、海岸线和海岸带的概念：海岸线是大潮平均高潮面与陆岸的交线。海岸带是陆地与海洋相互作用、相互交界的一个地带，包括潮上带，潮间带，潮下带；潮间带指高潮时海岸线与低潮时海岸线之间的带状区域；潮上带是海岸线向陆扩展10km的区域；潮下带向海到-10m～-15m等深线。
1、波浪分类:按波浪形态分类，波浪可分为规则波和不规则波。不规则波又称随机波。按波浪传播海域的水深分类，波浪分为深水波、有限水深波和浅水波。深水波时h/L≥0.5浅水波时h/L≤0.05（其中h为水深，L为波长）
2、谐振波波面表达式：波面表示为，则波长为
，则波周期为
，波速为
，传播方向为x方向。
3、描述规则波浪运动的理论：主要有微幅波理论、有限振幅Stokes波理论、椭圆余弦波理论，孤立波等。
4、势波理论：假定流体无粘无旋并且不可压缩，因而剪切应力为零，无摩阻损失，存在势函数，求解势波的控制方程简化为；底部边界上，法向速度为零。流速场和压力场可分开求解.求出速度势函数
和流速场后，由伯诺里方程求得压力场。
5．界面运动学边界条件：在流体界面上，不应有穿越界面的流动，否则界面就不能存在。流体界面具有保持性，某一时刻位于界面上的流体质点将始终位于界面上，不能有相对法向位移，即界面上水质点运动法向速度等于界面运动法向速度。
6、线性波理论假定：波动的振幅相对于波长或水深是无限小的。线性波水质点运动轨迹为一个封闭椭圆，其水平长半轴为a，垂直短半轴为b。在水面处b＝H/2，即为波浪的振幅，在水底处b＝０，说明水质点沿水底只作水平运动。在深水情况下，水质点轨迹可简化为圆。
7、波浪弥散方程：弥散方程为, 弥散方程等价关系式
,
。当水深给定时，波的周期愈长，波长亦愈长，波速也将愈大，这样就使不同波长的波在传播过程中逐渐分离开来。这种不同波长(或周期)的波以不同速度进行传播最后导致波的分散现象称为波的弥散(或色散)现象。 在深水波情况:当水深h或kh为无限大，即h, kh→∞时，
, 水深h大于波长L的一半，或说kh＞π时，可认为已
于深水情况。这时，波浪弥散方程可以化简为，即
，
，在深水情况下波长和波速与波周期有关，而与水深无关。 在浅水波情况：当水深与波长相比很小时，
，
， kh＜π/10或 h＜L/20时，属于浅水，弥散方程简化为
， 即
，
。在浅水中波速只与水深有关，而与波周期或波长无关。因此任何波周期(或波长)的波浪传播到浅水区后，波浪的传播速度只由当地水深控制（非弥散波）。
8、微幅波势函数的解，任一点处水质点运动的水平分速u和垂直分速w分别为：
，
9、波的叠加：当两个波向相反，波高、周期相等的推进波相遇时，形成驻波(或称立波)。两列波向相同、波高相同而波周期略有差别的简单波迭加，形成波群。
10、波能流：微幅波传播过程中不会引起质量输移，因为水质点轨迹封闭。但波动会产生能量的输送。波能流（或波功率）等于波能与波能传播速度Cg乘积。
11、二阶斯托克斯波的特征：斯托克斯2阶波波形与微幅波的比较:波峰处，波面抬高, 因而变为尖陡；波谷处，波面抬高，因而变得平坦。波峰波谷不再对称于静水面。随着波陡增大，峰谷不对称将加剧。斯托克斯波不适于浅水情况,因为波面中的二阶项与一阶项的比值趋于无穷大。
速度不对称：斯托克斯2阶波正向(向岸)历时变短, 波峰时水平速度增大；负向(离岸)历时增长,波谷时水平速度减小。
二阶斯托克斯波与微幅波另一个明显的差别是其水质点的运动轨迹不封闭. 水质点运动一个周期后有一净水平位移，这种净水平位移造成一种水平流动，称为漂流或质量输移。一个波周期内质点平均漂流速度，称传质速度。
12、波浪非线性特征比值：波浪非线性作用取决于3个特征比值, 即波陡H/L 、相对波高H/h、和相对波长L/h。在深水中，反映波浪非线性作用的最主要的特征比值是H/L，在浅水中反映波浪非线性作用的最主要的特征比值是H/h。
13、椭圆余弦波理论是最主要浅水非线性波理论之一。椭圆余弦波的一个极限情况是当波长无穷大时，趋近于孤立波。当振幅很小或 h/H很大时，得到另一个椭圆余弦波的极限情况，称为浅水正弦波
14、孤立波：孤立波的波长波周期都趋于无这穷大，波面全部在静水面以上。孤立波是一种推移波，水质点只朝波浪传播方向运动而不向后运动。
15、各种波理论的适用范围：勒·梅沃特认为线性波理论只适用于厄塞尔数 U＜＜1的情况. 朗吉特—希金斯认为对研究近岸泥沙运动来说，在波陡较小时，线性波理论的限制范围可放宽到U＜26。 当厄塞尔数U＜26且相对水深h/L处于有限水深和深水范围内，可采用高阶斯托克斯波理论。厄塞尔数U≥26 时可用椭圆余弦波理论。
17、不规则波形的波高及周期：波浪的尺度常用波高、周期表示。对于不规则波形通常采用上跨(或下跨)零点法。以上跨零点法为例，取平均水位为零线，把波面上升与零线相交的点作为一个波的起点。波形不规则地振动降到零线以下，接着又上升再次与零线相交，这一点作为该波的终点(也是下一个波的起点)。如横坐标轴是时间，则两个连续上跨零点的间距便是这个波的周期
若坐标轴是距离，则此间距是这个波的波长。把这两点间的波峰最高点到波谷最低点的垂直距离定义为波高。
18、风浪线性随机模型：固定点的波动水面η（t）表示为
an 、σn分别为第n个余弦组成波的振幅和圆频率；εn表示第n个波的初相位角，εn是一个均匀分布于0～2π间的随机量。物理意义：某一固定的海面看作是无限多个不同振幅、频率和初始相位角的余弦波叠加起来。
1、波浪从深水经浅水到岸边的传播过程中，受地形和建筑物等影响，波浪发生的变化和现象
当波浪进入水深小于波长的一半的区域时，波浪开始受到海床地形的影响。波浪将发生浅水变形、折射、绕射、反射、破碎等现象。
浅水变形：随着水深的减小，波速、波长都逐渐减小，波能传递率逐渐增大，波高在有限水深范围内随水深减小略有减小，进入浅水区后，则随水深减小而迅速增大，这就是浅水变形现象。
波浪折射：浅水区传播的波浪，受地形影响，还将发生折射现象，由于处于水深较大位置的波峰线推进较快，处于水深较小位置的推进较慢，波峰线逐渐弯曲，趋于与等深线平行，波向线则趋于垂直于岸线，波峰线和波向线随水深变化而变化的现象称之为波浪折射。
波浪反射：波浪在传播过程中遇到人工建筑物或陡峭的岸线，其全部或部分波能被反射而形成反射波，这种现象称为波浪反射，反射波高与入射波高之比称为波浪反射系数，其大小随岸线或人工建筑物的坡度、透水率等而异。当波浪正向入射于直立不透水墙时，会发生完全反射，反射波高等于入射波高，其组合波为立波，立波波高为入射波的2倍。
波浪绕射。波浪在传播中遇到障碍物如防波堤、岛屿等，除可能产生反射外，还将绕过障碍物继续传播，并在掩蔽区内发生波浪扩散，这种现象称为波浪绕射。波浪绕射是波浪从能量高的区域向能量低的区域进行重新分布的过程，愈深入掩蔽区内波高越小，但其波浪周期保持不变。
波浪进入进岸区域时波陡和相对波高越来越大，最终发生破碎现象。
2、波向与轴交角为
时线性波波面方程和势函数、波浪守恒方程
波浪进入浅水区后，随着水深变化，其波速、波长、波高和波向将发生变化，但是其波周期则始终保持不变。波浪沿x方向传播时波面方程，波向与x轴交角为α的波动，波面方程
，势函
。
相位函数。在缓坡情况下，
， ，
因此得波浪守恒方程。对于稳定的波场，波周期(T＝2π/σ)为常量，即不随空间变化，即使水深有缓慢变化时，波周期也始终保持恒量。
3、波向与轴交角为
时的速度场：
波向与轴交角为
时势函数为
速度场为：
4、波浪能量损失：波浪进入浅水区后，波浪能量损失则应主要包括如下3方面： (1)摩阻损失。是海底床面对于波浪水流的摩阻力引起的能量损失;(2)渗透损失。当海底泥沙颗粒较粗，渗透性较大时，由于波峰和波谷时的波浪压力不同，在床质内部引起渗透水流而造成的能量损失。(3)泥面波阻力损失。当海床为流动性的淤泥质软泥组成时，波峰和波谷下的压力差可能诱发泥面波，由于软泥内部粘性很大，因此，泥面波也可能导致损失一部分或大部分能量。
5、波浪边界层：在分析势波运动时，对流体均作了无粘性的假定，但在边界面上(如海底)，水体的粘性作用是不能忽略的。为研究底部摩阻损失，首先要研究波浪的底部边界层。在短周期的波浪水流中，水流在不大的时间内正负交变，只有在床面附近很薄的一层受到床面影响而存在剪切应力，形成近面边界层。在边界层内是粘性有旋的运动, 并受床面上流速等于零的边界条件控制（法向速度为零，切向速度为零）。超出层以后的边界层外水流，可以作为无粘无旋运动来对待，剪切应力为零，流速场可以用势函数来描述。
6、水流对波浪的影响：涨潮时顺水流进入河口附近的海浪波长增大、波高减小； 落潮时逆水流进入河口的海浪波长减小、波高增大，从而使波陡增大，有时造成波顶破碎。
7、岸滩平直且等深线相互平行情况下破碎波高与破碎水深的表达式。
由波能流守恒得，Ks为浅水变形系数，Kr为折射系数；
在等深线平行时，。深水波速
。破碎时
，
，
，因此
，
岸滩具有平直且相互平等的等深线时，根据斯奈尔 (Snell) 定律
联立求解可得破碎波高与破碎水深及破碎角。
8、岸滩平直且等深线相互平行、正向入射波时破碎波高与深水波高之比
由波能流守恒得，Ks为浅水变形系数，Kr为折射系数；
在等深线平行时，，
破碎时 ，
，
，因此
深水波速，因此
10、波浪破碎：深水波的极限波陡；波浪在海滩破碎时，因入射
陡和海滩坡度不同而有不同的型式，通常有崩破波、卷破波和激破波三种类型。浅水区破碎时，破碎点波高与水深之间的关系，用孤立波一阶近似求得海滩上的破碎指标为
。破碎后任一点的波高近似地与当地水深成正比。
1、近岸流：近岸流指与波浪作用有关的波周期时均流，近岸流系（近岸环流）包括向岸流(波浪质量输移）沿岸流，和离岸流(裂流)
2、波浪增水、减水：波浪增水和减水是指波动水面时均值相对于静止水面的偏离值，在破波带外的浅水区，波高随水深减小而增大，辐射应力Sxx与波高平方成正比，因而辐射应力也沿程增大，即dSxx/dx>0。从增减水方程知，，
随水深减小而减小，由于在深水区波浪增减水消失
，故
必须在静水面以下，即发生减水现象，而在破波带内，波浪破碎发生能量损失，波高沿程减小，辐射应力沿程减小，引起增水现象。
3、波浪斜向入射沿岸流生成机理 ：波浪斜向入射进入具有无限长平直岸线且等深线相互平行的近岸区时，沿岸流的驱动因素是破波带内沿岸方向辐射应力切向分量在向岸方向的变化。
4、波浪斜向入射平直海岸，等深线相互平行，试证明破波带外从深水到浅水Sxy沿程不变。（Sxy=En.sinα.cosα）.辐射应力切向分量Sxy 可表示为Sxy=Ecn.cosα(sinα/c).。在破波带外，波能守恒。因等深线相互平行，所以（Ecncosα）＝常数。根据等深线相互平行时斯奈尔折射定律，得sinα/c＝常数。因此在破波带外，波浪在传播过程中Sxy始终不变。
5、不考虑和考虑侧向掺混的斜向入射波引起的沿岸流的区别
不考虑动量方程中的侧向掺混项时，，得到在破波带内流速分布为直线，流速在破波点为最大，而在破波点外没有沿岸流，因而在破波点流速分布不连续。然而在现场和实验室中都可观测到破波带外存在沿岸流，这种流是由侧向紊动动量交换引起的，紊动动量交换促使破波带内沿岸流动量向带外横向扩散，发生流速再分布现象。当侧向掺混增大时，流速分布趋于平坦，最大流速位置向岸线靠拢，且破波带外流速逐渐增强。
6、波浪正向入射时近岸环流的生成机理
波高较小处，波浪在离岸较近处破碎，破波强度及增水较小。波高较大处，波浪在离岸较远处破碎，破波强度及增水较大。这些就形成了从高破波区到低破波区的沿岸水面坡降，这个水面坡降为沿岸流提供了驱动力。
另外，沿岸方向辐射应力切向分量Syy从高破波区到低破波区沿程减小，产生了指向低破波区的辐射应力梯度力也是驱动沿岸流的作用力。从相邻的高破波区流来的沿岸流在低破波区汇合，产生了离岸方向的裂流。离岸流量由向岸净流来提供，这就形成了一个近岸流环流体系。
1、平衡潮理论和实际潮汐差异的主要原因：
平衡潮理论假定：（1）地球全部被均匀深度和密度的水体所覆盖；（2）海水是无粘流体，摩阻力可以忽略，没有惯性，因此在重力和引潮力作用下，在任何时刻均能保持平衡状态。平衡潮与实际潮汐发生差异的主要原因有：
（1）地球表面水体运动必须满足连续性和动量平衡这两个水动力方程。这表明潮汐应以长波形式传播。受大陆边界和海底地形的影响
（2）在赤道上，地球表面相对于月球的线速度为449m/s。为使平衡潮与月球在地球表面上的移动轨迹同步，其传播速度需达到449 m/s，而潮波传播速度由（水深重力加速度）1/2确定。因此实际潮汐相对于平衡潮会有延迟现象。
（3）水体运动还受到地球自转引起的柯氏力的影响。在北半球，柯氏力使潮流向右偏转，而在南半球，则使潮流向左偏转
2、潮波动力理论的长波近似：潮波波长远大于水深，因此潮波属于长波；潮波振幅远小于波长，潮波波面倾斜度甚微，可以认为潮流运动近乎为水平流，压力满足静压分布。
3、港湾驻波：考虑一端封闭，另一端与外海相连的常深度狭长港湾，潮波从外海传播进入港湾，在闭端发生反射形成驻波。驻波波节点处振幅为零，水平流速为最大。波腹点处振幅最大、水平流速为零。由于港池闭端墙面质点水平流速为零，因而闭端必然在波腹位置上。离闭端 L/2距离处为波腹点。距闭端L/4 的地方为波节点4、自由潮波：海洋中的潮波分为强迫潮波和自由潮波，在大洋中引潮力影响不可忽略，潮波以强迫潮波为主。在浅海水域，由于水体较小，引潮力可以忽略不计。此处的潮波可近似认为是自由潮波。
5、有摩阻渠道中的潮波运动：底部摩阻使波长减小，相应波速也减小.；最大潮流速度与最高水面出现时刻不一致。
6、格林定律:：潮波在河道中传播，深度h和宽度b发生变化。潮波的波速仅与水深和重力加速度有关，即。潮波从大洋向外海传来，其传播过程也是能量传递的过程。按线性波理论，单位海面面积上的潮波能量表示为
, 前进波波能流为
当潮波在河道中传播，深度h和宽度b发生变化。用下标“0”表示参考位置，“x”表示任意位置。根据能量守恒可得
。 这就是格林定律。
7、地转柯氏力影响：考虑北半球的情况，潮波沿x方向传播，按潮波方向来定义渠道左右岸。受地转柯氏力影响，柯氏力促使潮流向其运动方向的右侧偏移，右岸高潮位高,低潮位低；右岸潮差要大于左岸潮差。
8、河口潮波变形现象(波面形态、波动类型、潮差的变化)和影响因素
海洋潮波传播进入河口区后，波面形态、波动类型、潮差将沿程变化，其影响因素主要有：（1）水深减小；（2）河口平面形态；（3）底摩阻；（4）浅滩和河口端部的反射；（5）河流径流。
波动类型的变化: 外海潮波可认为是简单前进波，前进潮波遇到河口浅滩，河岸和河口端部会发生潮波发射现象。在河宽向上游迅速变小，平面外形呈喇叭形，水深急剧变小的河口中，潮波反射强烈，河口潮波接近驻波性质，一般情况下，河口潮波介于前进波和驻波之间。
波面形态变化: 波面形态变化主要取决于水深的变化，潮波传播速度取决于局部水深，波峰（高水位）传播速度要大于波谷（低水位），结果使潮波曲线形状呈现不对称，潮波的前坡变陡，后坡变坦，潮位上升快，回落慢，涨潮历时缩短，落潮历时延长。另外，径流注入河口，有一个净的向海流动，也是落潮历时延长的原因。
潮差变化: 河口潮差沿程变化主要取决于三个因素：（1）河口断面向陆方向收缩；（2）浅滩及边界反射；（3）底摩阻，前两个因素促使潮差沿程增大，第三个因素引起潮差沿程减小。河道宽度缩窄和水深减小，均引起潮差增大，但平面上宽度收缩的影响更大。潮波在河口浅滩和边界的反射，可形成驻波，使潮差增大，当河口湾长度或口门至浅滩距离是1/4波长的倍数时，可引发共振。摩阻作用使潮波能量损失，在大多数河口中，由于截面收缩，潮差沿程增加，在河口区中段或上游段，潮差达到最大值。在河口上游段附近，底摩阻影响越来越显著，潮差趋于减小。河口潮波变形还受到其他因素的影响，如盐水楔异重流加剧潮汐不对称现象，受柯氏力影响，潮差两岸不等,潮差向潮波传播方向的右侧（北半球）递增。
9河口涌潮现象:在某些河口，受水深、河宽急剧减小、逆向径流影响，潮波波面形态变形，形成了几乎直立的波前，波前就像一个翻滚的水墙向上游传播，河口涨潮初期的潮位急剧上升。这种现象称为涌潮类似于波浪碎波带中段波.
1、近岸区输沙：近岸区输沙可分为向岸-离岸方向输沙和沿岸输沙，控制海滩长期变化和大规模海岸变形的主要因素是沿岸输沙。短期变化与向岸离岸输沙有关。
2、波浪从深水经浅水到岸边的传播过程中，泥沙运动方式的变化过程
波浪从深水到浅水的传播过程中，由于浅水变形，波高增大，相应的海底水质点速度增大，并在破波点达到最大值。在床面水质点速度的沿程增大过程中，可以观测到：（1）泥沙开始起动，床面上泥沙作推移质运动；（2）沙纹形成，沙纹附近形成泥沙悬浮；（3）沙纹逐渐消失，发生泥沙层移运动； （4）波浪破碎引起强烈紊动，导致破波带内泥沙大量悬浮，并在破波带内波导沿岸流作用下造成沿岸输沙。（5）在上爬带，泥沙在上冲水流和下冲水流作用下作层移运动。
3、波浪作用下沙纹床面上泥沙悬浮的基本机理:
与波浪作用下悬沙运动有关的最重要的流动结构是沙纹床面上的漩涡结构。假定正好是波峰通过的时候，近底边界层外流速相应于最大流速，沙纹背面由于流动分离形成了漩涡，上游水流冲刷沙纹峰部泥沙，从峰顶上悬起的沙舌随水流带向下游，多数泥沙落入沙纹背面的漩涡中。流动转向时，漩涡强度增大，含沙量增大，反向流将漩涡推向峰面以上，漩涡挟带泥沙，向上跃进，进入峰面以上的主流区，形成悬浮的沙云。因此，沙纹上泥沙悬浮机理是，沙纹背面的漩涡，在水流转向时，挟带着泥沙跃离床面，形成沙云。
4、沙纹形状阻力：沙纹床面阻力包括沙粒阻力和沙纹形状阻力。沙纹形状阻力产生原因是：当水流越过沙纹顶部，发生流动分离现象，在沙纹顶峰背后形成旋涡，旋涡导致能量损失，沙纹背风面压力减小。沙纹前后形成压力差，从而对水流产生了附加阻力。
5、非破碎波和破碎波情况时悬沙浓度分布。
非破碎波情况:含沙量分布大多限于沙纹附近，在床面以上超过约3个沙纹高度以上时，泥沙浓度就不太明显。当水深变浅波浪破碎时紊动强烈，可产生强烈的泥沙悬浮，泥沙上升悬浮在整个水深范围内，在近底2cm左右范围内，破碎波和非破碎波的浓度剖面是一致的。破碎引起强烈的紊动掺混，使上段的浓度增加，几乎成均匀分布。
6、推移质半周期平均输沙率：在纯粹余弦波动作用下，在一个周期内，正反向输沙量相等，净输沙为零。因此，常采用半周期平均输沙率来表示波浪作用下的推移质运动。在二阶斯托克斯波情况，正反向输沙量不等，一个波周期内推移质净输沙不为零
7、稳定沙纹床面上悬沙净输沙；
在稳定沙纹情况，即波浪水质点轨迹直径 < 3至5倍沙纹波长时，漩涡强度大，沙纹波长相对较大，水流向岸运动时形成的沙云，限制在一个沙纹波长距离内。离岸流动时，沙云向离岸方向搬运。波浪不对称，向岸运动速度要大于离岸运动速度。水质点向岸运动时形成的沙云浓度大于离岸运动时形成的沙云浓度， 这个浓度较大的沙云并不向岸运动，而是在水流转向后，向离岸方向运动，因此，悬沙净输沙方向是离岸的。
波浪向岸传播时，在波浪不对称性作用下，床面上推移质运动净搬运方向是向岸方向，稳定沙纹床面悬移质泥沙搬运方向是离岸方向。
8、沿岸输沙率在海滩横断面上的分布：
破波带内任一点单宽输沙率正比于波浪应力×沿岸流速，波浪应力与水深成正比，在破波点为最大值。由于波浪应力最大值在破波点，沿岸流速最大值在破波点以内。所以最大输沙率应在破波线和沿岸流速最大值之间。
9、载沙量：输沙率可表示为“载沙量”和水流速度的乘积. 载沙量正比于已经被水动力作用所支撑处于输送准备状态的沙量。波流共同作用时才能有大规模泥沙净输送，在水流相对较弱时，一般的模式是“波浪掀沙，水流输沙”；在水流较强时，应考虑波浪和水流共同的掀沙作用。
载沙量通常与床面剪切应力或摩阻流速相联系，波流共存，流动较弱时,考虑波浪剪切应力；波流共存，流动较强时,考虑波流共同作用下的床面剪切应力。
10、波流共同作用时的输沙率的贝克尔模型
贝克尔研究了波流共存时的摩阻力，得出波浪存在加强了底部摩阻。他将波流共同作用时的摩阻力应用于“载沙量”参数，来得到海岸输沙计算公式。他将上述思想应用于卡林斯基—弗雷伦克(Kalinske-Frijlink)推移质输沙公式，并结合爱因斯坦悬沙模型，给出了计算波流共同作用时的输沙公式，称之为贝克尔模型。这个模型简单实用，精度也能满足工程要求。
1、沿岸沙坝与滩肩：在沙质海岸上，沿岸沙坝与滩肩是海滩的重要特征构造。沿岸沙坝形成于风暴期破波点附近，卷破波是形成沿岸沙坝的主要原因。滩肩是在波浪较小的时期，波浪把泥沙向岸推移堆积起来形成的。滩肩的高程常常就是波浪上涌水流达到的高程。
2、“风暴剖面”与“常浪剖面”：不同季节沙质海滩剖面形式动态变化的一个显著表现就是“风暴剖面”与“常浪剖面”之间的变化。
风暴剖面是指在风暴盛行期间，海滩的上部被侵蚀，泥沙被搬运到离岸区堆积而形成的剖面形状。大风浪期间，风增水与波浪增水都较大，滩面或滩肩被冲刷，大量泥沙悬移并向海输移，冲刷下来的泥沙在离岸区堆积形成沿岸沙坝，近岸区的海滩坡度变缓。沙坝的形成使波浪在离岸较远的地方破碎，这样就使打击到滩面或岸基的波浪力减弱。滩肩或岸基受到的侵蚀作用减弱，海滩剖面逐渐趋于适应大风浪的条件，形成以沙坝为特征的剖面，故又称沙坝剖面。
常浪剖面的形成：入射波浪相对较小，这时淤积在离岸区的泥沙逐渐被波浪推移而向岸输运。这些泥沙在岸边堆积逐渐形成滩肩。滩肩不断增长，使岸线不断前移。如果平静期足够长，则风暴期间形成的沙坝可能完全消失，泥沙被全部推回。形成光滑而有较宽滩肩的常浪剖面，又称滩肩剖面。这时近岸区的坡度相对较陡，海滩剖面达到一种适应于海面相对平静时期的平衡剖面形式。
上述两种海滩剖面发生转化的条件与波陡及组成海滩的泥沙粒径有关。在波陡大，粒径小时，形成沙坝型剖面，泥沙以悬移质运动为主。在波陡小，粒径大时，形成滩肩型剖面，泥沙以推移为主。
3、全年总输沙率和全年净输沙率：按沿岸输沙率从左边来还是右边来进行统计求和，可得左右两个方向的全年输沙率Q左和Q右，全年总输沙率Qg = Q左 + Q右,全年净输沙率Qn=Q左-Q右。在航道回淤量预测中，应采用总输沙率。在突坝、导堤回淤量预测中，应采用净输沙率。
4、连岛坝的形成：
离岸区岛屿对入射波浪有遮拦作用，岛屿背后形成波影区。波浪的绕射和折射造成岛后沿岸波高不等，产生从岛两端向中心的沿岸流，这种沿岸流导致的沿岸输沙将会形成沙嘴。如果沙嘴发展到与岛连接就形成连岛沙堤。
离岸堤建成后，在堤后形成波影区，其沿岸输沙的能量减弱，波影区内因泥沙沉积而形成沙嘴，当离岸堤距岸较近时，最终会形成连岛沙堤型淤积。
5、港口淤积
在沿岸输沙丰富的海岸，当修建了伸向海中的建筑物，部分或全部拦截了沿岸输沙运动，破坏了沿岸泥沙运动的平衡状态，在建筑物迎泥沙流来的一面，产生淤积。当上游一侧淤满后，泥沙就会绕过堤头而侵入港区。
6、海岸建筑物引起的岸线变形
在动态平衡的海岸修建建筑物，如建造突堤、导堤、丁坝或者进行人工挖槽等，部分或全部拦截了沿岸输沙运动，破坏了自然平衡状态，就可能会引起岸线的长期变形。在沿岸输沙丰富的海岸建造单突堤或双突堤，由于阻拦了沿岸泥沙运动，造成了堤的上游侧严重淤积，下游侧海岸冲刷后退。人工挖槽（如入海航道）引起上游侧输沙向挖槽堆积，而下游侧海岸由于供沙不足而发生冲刷。
7、平衡岸线:
当岸段上游有泥沙源存在时，为达到稳定海岸状态，下游须有泥沙汇，波向线须与岸线法向斜交，以产生沿岸流将泥沙输送出去。
在有河流供沙的海岸上，波浪正向入射，离河口一定距离处有泥沙汇, 因有河流供沙，为使波能可以将泥沙向两边输送出去，会堆积形成突出的岸线，以使波向与岸线斜交，形成沿岸流，将泥沙输送到沙汇处。供沙越多，需要的沿岸流越大，岸线也越突出。
海湾的两端受到不易侵蚀的岬角的约束, 两岬角间为可冲区域，波浪斜向入射，周围无沙源，斜向波形成的沿岸流将使两岬角间海岸发生冲刷形成岬湾: 当波浪斜向入射时，左边受到岬角的掩护，波浪同时受岬角的绕射作用及地形的折射作用，岸线形状接近于等角螺线。右边不受岬角掩护，冲刷侵蚀而后退。如果周围无沙源，最终岸线与波向垂直。
第七章 淤泥质海岸的泥沙运动
粘性泥沙的沉降和固结，淤泥的流变特性，水流作用下的粘性泥沙运动规律，港池和航道的回淤计算，淤泥质海岸的岸滩演变）
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