现行黄河口区的水沙动力与汊道演变

陈沈良，于守兵，凡姚申

（1.华东师范大学 河口海岸学国家重点实验室，上海 200241；2.黄河水利委员会 黄河水利科学研究院，河南 郑州 450003）

河口区是流域－海洋相互作用的焦点区域，既是流域的汇又是海洋的源［1］，其水沙动力受河流来水来沙和海洋动力的直接影响。 河口区的水沙动力是其地貌演变的直接驱动力，同时河口区地形地貌的改变又反过来影响水沙动力状况。 河口区是一个高度动态的沉积地貌单元，需要长期深入的研究。

黄河以水少沙多、频繁改道、三角洲造陆快速著称。 然而，近年来受流域气候变化和人类活动的影响，黄河入海水沙量持续减少，呈现枯水少沙情势［2］。 随着黄河流域水土保持的深入开展和水库、淤地坝等拦沙的持续，以及全球气候变暖的区域响应，黄河枯水少沙的情势在短期内将不会逆转。 现行河口的水沙动力和沉积地貌也将适应枯水少沙这一新的情势而产生缓慢演变。 黄河口以往的演变模式“淤积－延伸－摆动－改道”的进程将变慢、周期将大大延长。 黄河口演变将进入一个新的阶段。

长期以来，特别是近年来，黄河口区缺乏水文泥沙观测，造成对新入海水沙情势下河口区的水沙动力状况缺乏新的认识。 鉴于此，笔者基于2017 年8 月大潮期间观测的黄河口区水文泥沙数据，探讨现行黄河口区水沙动力环境及其汊道演变，以期为新情势下黄河口流路稳定治理提供科学依据。

1 区域概况

现行黄河口是在1996 年清8 断面处人工出汊的基础上演变而成，见图1。 20 多a 来该出汊流路尽管总体保持相对稳定，但其口门段仍处于不稳定的变动状态，如2004 年7 月黄河调水调沙期间河口向东自然出汊，2007 年6 月又在东汊流路上向北出汊［3－4］。2011 年汊2 河段人工裁弯取直，北汊便成了入海流路的主汊，其两岸的河口沙嘴逐渐发育。 2013 年汛期，又在北汊东岸沙嘴冲出了一条汊沟，便形成了目前河口北汊、东汊分流入海的格局。 至2017 年，分隔东汊的原北汊沙嘴头部已演变成分流河口的沙岛。 从分流点（东经119°14′30″、北纬37°49′00″）到口门，北汊长3.44 km、口宽1 375 m，东汊长2.98 km、口宽918 m。

图1 现行黄河口位置与渤海M2 分潮迟角和振幅等值线

1986 年以来黄河口来水来沙过程发生了显著变异［5］，持续枯水少沙。 从利津至口门约110 km 的尾闾河道也发生了显著变化。 1986—1996 年尾闾河道淤积萎缩，1996 年以来特别是2002 年黄河调水调沙以来，尾闾河道趋势性冲刷［6－7］，而近口河段出现淤积，造成河道纵剖面坡度趋于平缓，河口河道的动力环境也发生了相应的变化。

现行河口区向北距离神仙沟外M2无潮点（东经119°20′、北纬38°08′）约30 km，主要受日分潮控制［8］。向南随着远离M2无潮点，半日分潮逐渐增强，过截流沟后就成了半日潮海区。 研究区在南部的半日潮海区影响下，形成了潮型与流型不同的全日潮海区，并受入海径流的影响形成了复杂的动力环境。

2 资料与方法

为深入了解现行黄河口区的水沙动力，于2017 年8 月6—9 日大潮期间进行了水文泥沙观测，测站布设如图2 所示。 1＃站布设在河道汊2 断面处，水深2.84 m，上距清8 断面6.70 km，下离分流点13.24 km；其余6 站布设在口外海域，近岸3 站（2＃、4＃、6＃），远岸3 站（3＃、5＃、7＃）。 分3 次25 h 准同步观测：6 日10：00—7 日10：00，1＃与2＃、3＃同步；7 日12：00—8 日12：00，1＃与6＃、7＃同步；8 日14：00—9 日14：00，1＃与4＃、5＃同步。 测量项目：河道1＃站主要测量悬沙含沙量和盐度，未测流速流向；口外6 站主要测量分层流速流向、悬沙和底质采样。 此外，还收集了利津站1950—2017 年逐月径流和输沙数据。

图2 现行黄河口区形势与水文泥沙测站

依据实测资料分析，计算垂线平均流速、流向和悬沙含沙量，绘制各站随时间变化曲线，统计表征潮汐潮流特征的各项数据，进而通过余流、床面剪切应力、潮流界、潮区界和口门进出水量计算，揭示现行黄河口区水沙动力变化和口门汊道演变态势。

3 结果与讨论

3.1 海域动力环境

现行河口海域的整体潮波运动受神仙沟外的M2分潮无潮点制约，经潮型判别，属日潮区，在半个月中有一半左右的天数为一个太阴日内出现一次高潮和低潮的日潮，其余天数为出现两次高潮和低潮的半日潮。现行河口区的日潮区不仅有日潮亦有半日潮。

实测期间潮差接近，可将连续3 次同步观测视作准同步，进行潮情和水沙分析。 近岸海域水浅，地形摩阻力大，潮波由外海向岸传播过程中产生变形。 近岸海域平均涨潮历时7.5 h，落潮历时10 h；远岸海域涨潮历时10 h，落潮历时10.5 h。 随着入海径流的锐减，落潮历时将进一步缩短，径流扩散减弱。 潮差是潮汐大小的标志，潮汐大小主要取决于引潮力，前文所述的潮动力增强仅指与径流动力相比而言，而不是潮动力自身增强。 因此，径流锐减对潮差影响不大。 实测期间海域涨潮平均潮差为1.00 m，落潮平均潮差1.07 m，涨落潮平均潮差约为1.04 m。

观测期间海况良好，实测资料主要反映河口区入海径流与潮汐潮流的作用，以及海岸廓线、海底地形和海上建筑物影响的动力环境。 实测资料显示，在一太阴日（24 h 50 min）内具有“潮位一升一降、潮流二次往复、流速四峰四谷”的特征，涨潮时段既有南向流亦有北向流，落潮时段既有北向流亦有南向流（见图3）。

图3 黄河口区2＃～7＃测站的潮位与垂线平均流速流向随时间变化曲线

据统计，流向平均6 h 转换一次，最大流速（峰）与最小流速（谷）的转换时间，除6＃站受截流沟海公路挡流影响为1～3 h 外，其余各站均为2～4 h，测区平均约3 h。 其中，不论近岸（4＃、2＃、6＃）还是远岸（5＃、3＃、7＃），峰值均由北向南减小，近岸平均和远岸平均流速分别为55、61 cm／s，近远岸平均为58 cm／s。 因2＃站位在东汊口外的深泓道，其最小流速（15 cm／s）大于南北两侧4＃和6＃站的流速，近岸水域平均为12 cm／s；远岸流速与峰值分布一致，由北向南减小，水域平均为14 cm／s，全域平均为13 cm／s。 近岸和远岸平均峰谷值之差分别为43、47 cm／s，总的平均为45 cm／s。 这反映出流速的变幅远岸大于近岸，这是由远岸水域的潮动力增强所致。

4 种流动的流速分布：近岸为落潮北流＞涨潮南流＞落潮南流＞涨潮北流；远岸和全域均为涨潮南流＞落潮北流＞涨潮北流＞落潮南流。 两组流速序列反映出，仅在近岸海域落潮流占强势，远岸和总体均为涨潮流占强势。 按时段计算全域平均流速：涨潮时段的南向流速为41 cm／s，北向流速为35 cm／s；落潮时段的北向流速为38 cm／s，南向流速为34 cm／s；全潮时段的南向流速为38.0 cm／s，北向流速为38.5 cm／s，两者基本一致。

近年来黄河入海径流锐减，从而使潮动力相对增强。 实测期间属于黄河自然汛期，而利津该月的径流量仅9.14 亿m3，不到中水期利津8 月径流量的1／4。

3.2 对峙的余流场

余流是一种非周期性流动，对物质净输运有着重要作用。 在河口区余流通常受径流、潮汐变形和风力作用而形成。 余流无法直接测量，通过实测流速计算获得。 海域在涨潮和落潮以及全潮时段均有北向流也有南向流，将各时段内的各向潮流经矢量合成可以分别得到涨潮余流、落潮余流和全潮余流（见图4）。 由图4 可以看出，近岸余流都指向外海，远岸余流都指向海岸，形成了近岸与远岸对峙的余流场。

图4 涨潮余流（红色箭头）、落潮余流（蓝色）和全潮余流（绿色）

观测期间余流主要由径流和潮汐两种余流组成。不论涨潮余流还是落潮余流，近岸都指向外海，远岸都指向海岸，可见近岸受径流控制，远岸受潮汐影响。 落潮和涨潮余流对比，除6＃站因受海公路影响，落潮余流流速稍大于涨潮外，全海域均为涨潮余流流速大，这是随着径流锐减，潮动力相对增强的效应在余流中的反映。

全潮余流在近岸向东或近东向流动，在远岸则向西或近西向流动，构成了近岸与远岸近东西向对峙的格局。 成对的两股对峙余流流速（如2＃、3＃站）分解到东西向轴线上，推算东西向对峙余流汇合的位置：北汊口外约距北汊口门4.14 km，东汊口外约距东汊口门5.14 km，截流沟外约距海岸3.7 km。 从北到南，对峙余流的汇合带大致与岸线平行，亦与涨落潮转换过程中产生的流速切变锋的位置相当［9］。 余流汇合带同流速切变锋一样具有阻隔近岸泥沙外输的作用。

3.3 悬沙含沙量与床面泥沙

入海泥沙量锐减，海域悬沙含沙量普遍下降。 本次大潮观测期间，近岸海域最高悬沙含沙量仅0.248 0 kg／m3，远岸海域更低，仅0.025 6 kg／m3，分别出现在东汊口外2＃站和3＃站的底层，最低含沙量在近岸海域为0.003 6 kg／m3，在远岸海域为0.001 4 kg／m3，分别出现在截流沟外6＃站和7＃站的表层。 全潮平均含沙量具有自北向南逐渐降低、近岸大于远岸的特征（见图5（c））；涨、落潮相比，近岸涨潮高、远岸落潮高（见图5（a）和（b））；这与入海泥沙落潮向外扩散、涨潮向岸回输一致。

图5 现行黄河口海域大潮垂线平均含沙量等值线（单位：kg／m3）

入海泥沙量锐减后，受强劲的潮流作用，水体挟沙力普遍增强，底床便成了泥沙源，易发生侵蚀再悬浮。其冲淤状况取决于水流对床面的剪切应力（τb）和临界剪切应力（τc）。 当τb＜τc时床面泥沙不起动，发生淤积；当τb＞τc时床面泥沙起动，床面侵蚀。

由于河口区动力环境复杂，水流以紊流为主，沉积物以粉沙居多，因此本文分别采用由摩阻定律得到的τb式［10］和窦国仁的τc式［11］进行计算。

式中：ρ为水体密度，kg／m3；g为重力加速度，取9.8 m／s2；U为垂线平均流速，m／s；H为水深，m；n为曼宁系数，n＝（0.015＋0.01H）－1。

式中：k为床面泥沙动态系数，取0.128；ρs为床沙密度，取2 650 kg／m3；d为床沙粒径，d∗和d′分别是与床面阻力系数和黏结力有关的泥沙粒径，在平整的泥沙床面，当床面泥沙d≤0.5 mm 时，d∗、d′、d均可用d50替代；ε0为综合黏结力参数，对于一般泥沙ε0＝1.75 cm3／s2；δ为薄膜水厚度参数，具有长度量纲，取2.31×10－5cm［11］；γ0和分别为床面沙粒干容重和稳定干容重，各有公式可求。

式中：e0为床面沙最大孔隙率，取0.625；η为滑动黏性系数，可近似取1。

基于各站全潮实测数据，分别计算底部剪切应力τb的变化过程，并与临界剪切应力τc进行比较，从而得到全潮周期内侵蚀和淤积的历时（见表1）。 同时依据沉积物以粉沙居多的状况，界定床面的冲淤时间差小于0.5 h 的为动态稳定，在0.5～1.5 h 之间的为微蚀或微淤，在1.5 ～3.0 h 之间的为侵蚀或淤积明显，大于3.0 h的均属侵蚀或淤积较大。

表1 现行河口海域底部剪切应力与临界剪切应力在全潮中的历时对比和平均含沙量统计

在近岸海域，从北到南由侵蚀、微蚀转为淤积，与全潮平均悬沙含沙量自北向南递减相对应，床面侵蚀则水体含沙量增大。 在远岸海域，从南到北由淤积、微淤转为侵蚀，与全潮平均含沙量自南向北递增相对应，床面淤积则水体含沙量减小。 黄河口近岸海域已呈现出泥沙侵蚀再悬浮的显著效应。

3.4 河口河道动力环境

现行黄河口为分汊河口，按其动力环境可分为汊道环流区、河道往复流段和单向径流段3 个区段。

汊道环流区是因北汊和东汊的涨落潮时间不一致而形成的。 根据近东汊口2＃站的始涨始落时刻与近北汊口4＃站的始涨始落时刻对比，在北汊涨潮初期的40 min 内，东汊仍在落潮，从而形成北进东出的汊道环流；在北汊始落后的1 h10 min 内，东汊仍在涨潮，形成东进北出的汊道环流。 东汊向北汊的环流时间长，有助于径流输沙和涨潮回输东汊的泥沙向北汊汇聚，如涨潮平均悬沙含沙量北汊口大于东汊口，分别为0.064 5 kg／m3和0.059 7 kg／m3，多沙水道易导致水流不畅，如全潮余流流速，北汊口为17 cm／s，东汊口为20 cm／s。 这也在一定程度上反映了现行河口的发展趋势，东汊将成为径流入海的主汊道。

河道往复流段是径、潮流往复作用的河段，实际上也包括汊道环流区。 河道往复流段受地转偏向力影响，上溯流和下泄流往往产生流路分歧，致使江心地带易形成弱动力区，泥沙沉积形成浅滩、沙岛等河口地貌，反过来又驱使流路发生变动。 所以，河道往复流段常处于不稳定的动力环境，冲淤多变，应列入河口治理的重点区域。

河道往复流段的长度L取决于上溯流抵达的终端，即潮流界距离。 因现行黄河口由北、东两汊分流入海，故分别计算潮流界距离：

式中：v为口门的上溯流速；t为时间；μ为v在上溯沿程受摩擦阻力而衰减的系数，河口河道底坡平坦，μ可取0.5。

经计算，东汊口涨潮上溯流的L较北汊长0.144 km，约为4.4 km，即潮流界位于距东汊口门约4.4 km 处，在分汊口（分流点）上游约1.4 km 处。 与过去黄河口的潮流界距口门2 ～3 km 相比略有上移，这与径流量减少有关。

单向径流段是潮区界至潮流界间的单向流河段。涨潮时径流下泄受阻，流速减小，水位壅高，泥沙落淤；落潮时流速增大，落淤泥沙又被径流冲刷输向下游。单向径流段的河床易淤易冲，遇大洪水常冲决岸堤泛滥成灾。

现行黄河口的潮区界位置可根据水位坡降和潮差计算。 根据河道内1＃站与北汊口4＃站同步水位观测，两处相距12.5 km，水面高差37 cm，求得河道低水位时的水面坡降，根据当时的涨潮潮差（90 cm），推得潮区界位于北汊口上游约27 km 处。 同样，根据河道内1＃站与东汊口2＃站同步水位观测资料，得到潮流界位于东汊口上游约33 km 处。 因此，现行黄河口的潮区界在口门以上27～33 km 处。

3.5 河口进出潮水量与汊道演变

现行黄河口的演变主要表现为入海汊道及其沙嘴的动态变化，特别是口门汊道的演变决定了沙嘴的走势。 目前黄河口的东、北汊的演变趋势可通过两汊的入海水量对比来判断。

入海水量由过水断面面积、断面平均流速和时间三者的乘积求得。 北汊口门宽1 375 m、两侧岸坡坡降为0.03，东汊口门宽度918 m、两侧岸坡坡降为0.02。经计算，在一个全潮过程中东汊入海水量为6 393 万m3，北汊5 097 万m3，各占河口总入海水量11 490 万m3的55.6%和44.4%，可见东汊已成为现行河口入海的主通道。

河口入海水量中包含了进入河口的潮量，因此入海径流量是入海水量减去进潮量。 通过计算，北汊进潮量为3 958 万m3，东汊为3 268 万m3，各占总进潮量7 226 万m3的54.8%和45.2%，北汊进潮量比东汊大。北汊进潮量和入海径流量分别占入海水量的77.7%和22.3%，入海径流量不足进潮量的1／3；东汊进潮量和入海径流量分别占入海水量的51.1%和48.9%，进潮量与入海径流量相比仅大2%。 由此可见，北汊主要受潮动力控制，已演变成潮汐通道，潮汐通道有碍径流下泄，有利于泥沙倒灌，北汊将逐渐衰退；东汊涨潮上溯力稍大于径流下泄力，两者大致相当，当径流下泄到分流地带时，受到北汊较强的潮动力影响，径流分流到东汊入海，促使东汊继续发展，但因径潮动力相当，外加波浪作用，演进速度缓慢。 简言之，北汊趋于衰退，东汊缓慢向海演进是现行黄河口的演变趋势。

4 结论

黄河入海水沙量锐减，海域潮动力相对增强，泥沙补给不足，目前河口沙嘴淤进缓慢。 由于径流向外扩散减弱，潮波向河口传播增强，因此形成了近岸与远岸对峙的余流场，余流汇合带相似于河口流速切变锋，阻碍泥沙外输。

入海径流量的减少助长潮水上溯，与以往黄河口相比，潮流界和潮区界有所上溯。 北、东两汊的潮汐始涨始落时刻不同步，导致两汊之间存在汊道环流，影响两汊的兴衰。

尽管目前黄河口外悬沙含沙量仍然是近岸高于远岸，但是来水来沙量的锐减使口外近岸海域悬沙含沙量极低，已显著受到泥沙再悬浮的影响。 这已不同于以往黄河口悬沙含沙量主要受高含沙量入海泥沙控制的规律。

现行黄河口分汊入海，北汊口入海径流量远小于进潮量，已成潮汐通道，泥沙倒灌，趋于衰退。 东汊口入海径流量与进潮量大致相当，汊道缓慢向海演进。

需要指出的是，仅依据一次汛期大潮实测资料进行计算分析，只能在一定程度上推断河口汊道的演变，未来演变趋势尚有待进一步探讨。 同时，口外海滨的波浪作用也是一个重要的影响因素。 因此，黄河口的水沙动力需要进一步加强观测。