黃河下游河道斷面沉積速率的時段變化及其原因分析

劉 慰, 王隨繼

(1.中國科學院 地理科學與資源研究所 陸地水循環及地表過程重點實驗室, 北京 100101; 2.中國科學院大學, 北京 100049)

黃河是中國第二大長河，該河流的發育受到高度關注，尤其是下游“地上懸河”形成后，導致洪水水位偏高，威脅到灘區人民的生命安全。在黃河下游河段中存在多種不一樣的河型，河道演變極為復雜。國內外很多研究者已經在河型轉化[1-3]、水文泥沙[4-5]等方面做過一系列的研究；還有研究者探討了人類活動對河道演變以及來水來沙的影響，包括水利工程的投入運行對河道沖淤及其演變的影響[6-8]。

近年來一些學者基于河道斷面特征對黃河下游進行了研究，在不同的水沙條件下河道斷面會自動調整。范小黎等[9]以黃河寧夏河段3個水文站為例，分析了該河段水文泥沙特征、河道斷面形態和河相系數與水力半徑關系，指出斷面平均流速為約束該河道斷面演變的主要要素。馮普林等[10]比較了各河槽橫斷面形態參數在汛前、汛后的變化，并運用數學模型建立起該指標和河段入口水沙的定量關系，提出增強河道行洪輸沙功能的水沙治理措施。姚文藝等[11]利用三門峽水庫建成后黃河下游上段的游蕩性河段河道斷面形態變化及其演變趨勢，發現了在清水下泄前期，河流趨于歸順，而后期會出現河勢塌灘、掉沿等現象。研究表明上游水庫的下泄流量變化范圍應比較小，時間不宜過長。師長興等[12]通過水文觀測和水力幾何形態的研究，利用河道寬深比、河床質粒徑大小和河道比降等參數，分析研究了黃河河口地區河道演變模式及河槽橫斷面自我調整機制。其他已有研究主要側重于黃河上游地區河型的轉化，河道水沙對上游水庫的響應，以及黃河下游相關河型的分析等，而對于黃河下游河道沉積速率變化及其影響因素等方面的研究存在不足。本文利用黃河下游花園口、高村、洛口、利津4個水文站的相關數據，對黃河下游水沙變化及河道斷面演變趨勢進行分析的基礎上，進一步計算上述河道斷面上的沉積速率，并分析沉積速率的時空變化及其主要影響因素。該研究可揭示黃河下游河道斷面沉積速率的變化趨勢，為有效管理黃河下游河道向健康河流的發展提供理論依據。

1 數據與方法

1.1 研究區概況

黃河流域穿越中國三大階梯，覆蓋面積752 443 km2，呈“西高東低”態勢。黃河西段位于青藏高原，海拔達4 000 m以上，中段以黃土高原為主體，海拔為1 000～2 000 m，東段則處于華北大平原，地貌以平原為主。黃河多年平均徑流量僅占我國河流總徑流量的2%，大約為580億m3/a。因黃河中段流經泥沙較為豐富的黃土高原區域，眾多高含沙支流攜帶大量泥沙匯入干流，流經下游時因水動力減弱輸沙能力降低，致使東段河床縱剖面抬升明顯[13]。依河流特性，以河口鎮、桃花峪為分界點，將黃河劃為上、中、下游三部分。從花園口至高村站，全長206.5 km，是黃河下游的主要沖積河段，也是河道變化最頻繁、懸河發育、防洪形勢最為嚴峻的河段。花園口至高村站河道平均比降為0.198‰[14]，河床心灘發育，屬于辮狀河型；高村至洛口站，比降略有變小，屬于彎曲河型；洛口至利津站屬于順直河段，河道比降小于0.1‰，河道彎曲度為1.19[15]。整個黃河下游的河道平均比降為0.111‰，大量中游來沙沉積于這段河道，使得河床嚴重淤積，河床平均每年抬高10～20 cm[16]。

1.2 數據來源

本文選取黃河下游河段的花園口(113°39′E,34°55′N)、高村(四) (115°05′E,35°23′N)、洛口(三)(116°59′E,36°44′N)和利津(三)(118°18′E,37°31′N)4個水文站1961—1989年、2006—2014年的實測水文泥沙數據來分析下游水沙變化特征，選取1965年、1970年、1975年、1980年、1985年、1989年、2006年、2010年、2014年9個年份的河道大斷面實測數據來分析河道斷面演變特征，并且以上述相鄰年份為給定時段分別計算各時期各斷面的河道沉積速率。為了方便起見，后3個水文站本文分別簡稱為高村站、洛口站和利津站。這里用到的水文泥沙數據和河道大斷面觀測數據均收集自《黃河流域水文資料——黃河下游區》[17]。

1.3 研究方法

本文主要采用積分方法、高程對比方法和沉積速率對比方法對黃河下游區河道演變進行了研究。運用Origin 2016對某實測河道大斷面上河岸(灘唇)之間的河床斷面上的一系列河床高程數據進行積分處理，從而得出河道斷面面積。河道斷面河床平均沉積速率計算方法如下：

式中：V表示河道斷面河床沉積速率；Ai,Aj,Wi,Wj分別表示第i，j年一定高程下河道斷面面積以及其所對應的河道(河岸或者灘唇之間)寬度；N表示總年份，即N=i-j；(Ai/Wi-Aj/Wj)為河道河床變化高程。

2 結果與分析

2.1 水沙特征

由于氣候和人類活動的作用，黃河下游地區年徑流量變化較大。可從圖1A明顯看出，4個水文觀站的年徑流量均呈現一致的波動下降的態勢。多年平均年徑流量由花園口406.95億m3沿程減小至利津站334.39億m3。年徑流量在1960s最大，其中最高值出現在1964年，該年4個水文站觀測值分別為861.00億m3，873.167億m3，956.09億m3，973.07億m3。2006—2014年，年徑流距平百分率p值為-35.27%，黃河下游進入特枯水期。

黃河下游年輸沙量波動較大，下游最大年平均輸沙量在1967年達22.42億t，2014年最小為0.44億t，極值比達51.54，遠遠高于年均輸沙量的極值比5.43，其變幅明顯大于年徑流量的變幅。由圖1B可見，年輸沙量大致可以劃分為3個不同的時期，1961—1980年年輸沙量值波動范圍在(3.47～23.11)億t，起伏變化劇烈；1981—1989年，4個代表性斷面的均值為8.31億t；2006—2014年連續9 a為枯水段，年輸沙量明顯變小，年際變化平穩，其平均值為1.11億t。

圖1 研究區各站水沙演變特征

2.2 河道斷面演變特征

花園口斷面處于辮狀河型段，能耗率大，河道位置在大堤間擺動頻繁、幅度較大，主流線變化不定，河床寬淺且側向波動起伏較大(圖2A—2B)。距右岸3 000～4 000 m，1965年為主河道，河床平均高程為91.07 m，河槽不斷淤積，在1970年沉積為淺河道，1975年河床升高演變為灘地，平均河床高程淤高至94.02 m。1975—1980年，河流向右岸擺動，河道由起點距5 408 m展寬至9 809 m，側蝕速率達880.2 m/a。1989—2006年在距右岸約7 700～8 700 m河床局部侵蝕嚴重，下蝕速率為26.65 cm/a。2010—2014年河床整體上發生沖刷。

高村斷面處于彎曲河段之內，屬于單河道，主河槽集中于右岸(圖2C—2D)，并受到橫向環流的作用易發生側向遷移。1965年主河槽位于距右岸1 000～2 000 m，隨著時間的推移，受到河流的側蝕作用，深泓遷移，1970年處于距右岸1 000 m之內。1970—2014年，河道位置較為固定，均分布于近右岸1 000 m以內。相比于右岸河床，左岸灘地變化速率小，河漫灘整體處于淤積升高狀態。

洛口站和利津站均位于順直河段。洛口橫斷面(圖2E)灘地無明顯起伏波動，河道側向移動范圍小，河床變化主要發生在主槽區域。1965—1975年河道淤積抬升5.48 m。1975—1980年，河道較為穩定，1980—1985年深泓線下切，1985—1989年河床淤高。2014年深泓點位置最低，河床高程為19.1 m。

利津斷面河床明顯呈現左低右高的傾斜狀態(圖2F)，整體上擺動較小。從1965—1989年，河床近于平行抬升或下降，形態基本保持恒定狀態。2006年相比1989年，靠近右岸的河床淤高明顯，2006—2014年河床床面起伏較大，灘地淤積而河床整體處于沖刷狀態。

2.3 河道斷面河床沉積速率比較

2.3.1 河道斷面河床沉積速率的時間變化 花園口河道斷面變化復雜，河床起伏較大。從圖3中可以看出，在1965—1970年、1970—1975年、1975—1980年沉積速率值均大于零，表明在3個時間段內花園口站的河床均淤積抬高，平均沉積速率分別為13.38，9.01，0.81 cm/a，隨著時間有減小趨勢。1975年開始淤積侵蝕交替發生。1965—2014年花園口河道斷面河床平均沉積速率是2.15 cm/a。

高村斷面在1965—2014年的河床平均沉積速率為1.84 cm/a。在1965—1970年、1970—1975年、1975—1980年、1980—1985年、1989—2006年，其河床平均變化速率均為正值，該斷面處河床淤高。其中1970—1975年河床橫斷面面積變化最大，為2 133.17 m2，河道斷面河床平均沉積速率高達9.28 cm/a；1985—1989年、2006—2010年、2010—2014年河床受到沖刷，沉積速率分別為-1.59，-5.2，-2.37 cm/a。

圖2 河道橫斷面演變趨勢

洛口河道斷面在1965—2014年的河床平均沉積速率為2.81 cm/a，整體處于抬升狀態。但1975—1980年、1980—1985年、2006—2010年、2010—2014年河道斷面河床沉積速率分別為-1.97，-12.92，-1.75，-27.65 cm/a，總體上具有弱侵蝕與強侵蝕交替分布、侵蝕速率增大的特征。在1965—1970年、1970—1975年、1985—1989年、1989—2006年其河道斷面河床沉積速率分別為10.85，38.0，15.36，2.54 cm/a，有減小趨勢。

利津斷面在1965—2014年的河床變化以淤積為主導，其平均沉積速率為4.44 cm/a，其中在1965—1970年、1970—1975年、1985—1989年、1989—2006年河道斷面河床沉積速率分別為16.3，29.08，18.42，2.34 cm/a，1975—1980年、1980—1985年、2006—2010年、2010—2014年的沉積速率分別為-5.41，-21.77，-2.57，-0.85 cm/a，沉積和侵蝕大致交替分布，并且，河床沉積速率和侵蝕速率都有明顯變小趨勢。

圖3 河床沉積速率的時間變化趨勢

2.3.2 河床沉積速率的空間變化 1965—1970年河道斷面河床沉積速率從辮狀河段的代表水文站花園口站的13.38 cm/a減小至彎曲河段代表性水文站——高村站的0.11 cm/a(圖4A)。順直河段因為比降最小，河床沉積速率迅速增大，洛口站為10.85 cm/a，利津站為16.3 cm/a。4站的河床沉積速率沿程呈現出較小—很小—較大—大的變化趨勢，并且自高村站起沿程增大。

1970—1975年4個斷面處的河床沉積速率均大于0，其中辮狀河段的花園口站與彎曲河段的高村站其河床沉積速率分別為9.01，9.28 cm/a，十分接近。順直河段斷面河床年均沉積速率明顯增大，其中洛口斷面處的河床年均沉積速率最大，達38 cm/a，利津站的為29.08 cm/a。4站的河床沉積速率沿程呈現大—大—極大—次極大的變化趨勢。

1975—1980年花園口與高村斷面處的河床沉積速率分別為0.81，7.71 cm/a，洛口及利津斷面處的河床沉積速率分別為-1.97，-5.41 cm/a。4個斷面處的河床沉積速率由正轉負，其變化速率沿程呈現小—較大—小—較小的變化趨勢。

1980—1985年黃河下游經歷侵蝕—沉積—侵蝕的過程。高村斷面的河床沉積速率為5.7 cm/a，處于加積態勢，而花園口、洛口和利津斷面受到沖刷，河床侵蝕速率分別為-2.14，-12.92，-21.77 cm/a。該時期黃河下游河道以侵蝕作用為主導，4個斷面處的河床變化速率呈現小—較小—較大—次極大的變化趨勢，其中斷面侵蝕速率沿程呈現增大趨勢。

1985—1989年黃河下游經歷沉積—侵蝕—沉積的過程。除高村斷面河床侵蝕速率為-1.59 cm/a外，沿程的其他3個斷面河床沉積速率分別為2.72，15.36，18.42 cm/a。4個斷面處的河床變化速率沿程呈現小—小—大—大的變化趨勢。

1989—2006年黃河下游沿程發生沖刷—沉積的過程。花園口受到侵蝕，河道斷面河床變化速率為-4.3 cm/a，高村、洛口和利津站均處于淤積狀態，沉積速率分別為1.06，2.54，2.34 cm/a。4個斷面河床變化速率均較小，但呈現沿程增大趨勢。

2006—2010年花園口、高村、洛口和利津斷面處的河床沉積速率分別為0.48，-5.2，-1.75，-2.57 cm/a，其中后3個斷面以侵蝕為主，從4站所處位置看，辮狀河段為沉積，彎曲及順直河段為侵蝕。

2010—2014年黃河下游花園口、高村、洛口和利津斷面處河床都發生侵蝕，其侵蝕速率分別為-2.75，-2.37，-27.65，-0.85 cm/a。其中辮狀河段和彎曲河段的兩個斷面侵蝕程度較小，且前者略大于后者，順直河段的洛口斷面嚴重侵蝕，至利津斷面變成輕微侵蝕。

在1965—2014年，黃河下游上述4個斷面處的河床平均沉積速率分別為2.15，1.84，2.81，4.44 cm/a，沿程呈現逐漸增大的變化趨勢(圖4B)，表明這半個世紀中黃河下游河道普遍接受沉積，河床以淤積抬升為主。

以黃河下游小浪底水庫在1999年建成蓄水為時間節點可將全部時間序列劃分為兩個時段，1965—1999年、1999—2014年。在1965—1999年，黃河下游上述4個斷面處的河床沉積速率均大于3 cm/a，以淤積抬高為主(圖4C)；在1999—2014年，這些斷面處的河床平均沉積速率為-3.42 cm/a，且都為侵蝕狀態，最大和最小侵蝕速率分別出現在洛口和利津斷面，而花園口和高村斷面處的侵蝕速率都接近于-2 cm/a。

圖4 河床年均沉積速率的空間變化

3 討 論

受自然和人為因素影響，黃河下游河道斷面演變及河床沉積速率都隨時間和空間的不同而變化，并且各主要控制因素在不同的階段存在著彼此消長特征。其中氣候變化、河道地貌特征、沉積物特性差異以及人類活動均會使河道斷面、河床沉積速率發生不同程度的變化。

3.1 天然來水來沙變化的影響

流域來水來沙是河流造床的主要驅動力，河道橫斷面和縱剖面會因水沙條件的改變而變化。Leoplod等[18]構建的河相關系理論表明，在沖積河流河道過水斷面的水面寬(W)、平均水深(D)均與流量(Q)的某次方成正比(W=aQb，D=cQf)。豐水期徑流量和流量均較大，河流挾沙能力強，對河床沖刷改造能力大，相反，枯水期河流對河床改造能力較弱。黃河流域水沙異源，徑流量年際波動大，輸沙量也極不均勻。不同的時間段對應著不同的水沙組合，1961—1962年為枯水少沙型，1963年為平水平沙型，1964年為豐水多沙型，1965—1973年為枯水多沙型，1974—1979年為平水多沙型，1980—1985年為平水年，泥沙偏多。1986—1989年與2006—2014年均為枯水枯沙型，這樣的流域來水來沙及水沙組合對黃河下游的河床演變及其沉積速率影響顯著。

結合圖1A—1B分析，黃河下游1970—1975年年均徑流量為315.87億m3，比多年平均值382.34億m3偏少17.38%，距平百分率介于-20%～-10%，可知該時間段整體屬于偏枯水年，而含沙量較多年平均值偏多29.39%，因此在該時段高村斷面處河道淤積量比1965—1970年淤積量大，其河床沉積速率也相應比之前時段的大。1986—1989年水沙量、水沙脈動量減小，中小流天數增多，同時缺乏大洪水的沖刷，不利于河道輸沙[19]，很大程度上致使河道萎縮，加速河道主槽淤積，使得河床沉積速率增大，導致河床抬升。

3.2 河道地貌條件影響

黃河下游河型由辮狀河段經彎曲河段向順直河段轉化。4個水文站斷面之間的河段中，花園口至高村的河道比降最大，高村到洛口的河道比降次之，洛口至利津的河道比降最小[20]。在一定條件下，比降越小，河流挾沙能力越弱，水流對河床的沖刷作用就越弱。辮狀河段河道比降最大，河岸極不發育，河漫灘主要為一元粗粒結構，以粉砂質為主，河流極不穩定，致使花園口站主河槽變化不定，形成寬淺河道(圖2)。彎曲河流河岸中等發育，河漫灘為粉砂質和泥質二元結構[21]，而順直河段河漫灘多為黏土和粉砂黏壤土組成，并且厚度較大，河岸抗沖刷性強，河流穩定性最高。不同的河型河道比降、河床穩定性、河道邊界條件以及輸水輸沙效率不同，進而對河道斷面形態和河床變化速率產生不同程度的影響，這尤其影響到河床沉積速率的空間變化。

3.3 人類活動影響

3.3.1 水庫調控 對黃河下游有著重要的影響的第一個大型水利工程三門峽水庫自1960年開始蓄水攔沙[22]，運行一年半后，已有93%的泥沙淤積于庫內，除洪水期外，其余時段都下泄清水[23]。1962—1973年改為滯洪排沙的運作方式，即時開閘迎洪。黃河下游天然情況下水沙不均衡，水庫具有滯洪削峰的作用，在滯洪期，庫區仍需具有一定的流動性，粗顆粒泥沙淤在水庫內，排沙量減小。洪水期過后進行排沙，流量小而含沙量大，部分泥沙淤積在主槽內，導致河床沉積速率增大。該時期河床普遍抬升，淺灘和主槽高差減小，河道斷面趨于寬淺[24]。花園口站和高村站主河槽區域逐漸收縮，集中于右岸(圖2)。高村到洛口站沉積速率急劇增大，河床整體處于抬升狀態。

三門峽水庫上游來水來沙年內分配不均，汛期所占比例較大，在1973年水庫運行方式轉為蓄清排洪。天然情況下，黃河下游汛期來沙量占全年的85%，水庫運行后黃河下游汛期來沙量占年沙量的百分比增加了12.6%[25]。1975年和1976年為豐水年，年均水量分別為512.09億m3，492.22億m3。1980—1985年來水量接近于多年平均徑流量，河床經歷侵蝕—沉積—侵蝕的過程。但在1982年，黃河下游三門峽至花園口區間出現30 a一遇的大洪水，花園口站洪峰流量為15 300 m3/s，利津站侵蝕速率最大，高達-21.77 cm/a(圖4A)，整體上沖刷作用為主導。

劉家峽水庫于1968年建成，龍羊峽水庫在1986年建成，處于劉家峽大壩的上游160 km處。為更有效地起到防洪防凌等作用，兩庫在1986年10月實現聯合調度，一定程度上調節了年內和年際天然來水量，使徑流量保持相對穩定，增大了中下游水流含沙濃度。1980—1985年黃河下游年均來沙系數為0.018 2 (kg·s)/m6，1986—1989年增至為0.093 4 (kg·s)/m6，1986年兩庫聯合調度后，來沙系數較前一階段明顯增大，增幅為413.18%。1986—1989年洪峰流量降低，黃河下游沿程各站的河床沉積速率平均值除高村斷面外其余均大于0，河床整體處于抬升趨勢。

1999年10月小浪底水庫正式投入運行，攔沙庫容為75.5億m3，水庫采取下泄清水的運行方式，十多年來對黃河下游進行每年數十天的連續性人為放水沖刷，河道過流能力以及防洪能力明顯增強，黃河下游河道萎縮的局面受到控制[26]。2006—2014年黃河下游河道泥沙沉積量明顯減少，上述各斷面的河床平均沉積速率均小于零(圖4C)。由上述可見，水庫的建設和運行對其下游河道的沖淤起著顯著的影響。

3.3.2 水土保持 自20世紀60年代以來，黃土高原作為國家進行水土保持治理的重點工作區域，一系列水土保持工作在黃河流域展開，以減少徑流量和土壤侵蝕量。主要措施包含修建梯田、建設淤地壩、攔沙壩以及采取林草措施等。退耕還林還草主要是采取生物措施從而實現水土保持的治理以及對自然生態的修復，該項舉措在治理黃河流域水少沙多，尤其是含沙量居多的問題中起著不容忽視的作用。目前我國已全盤推進退耕還林還草的生態工程建設的實施，對水土流失嚴重的坡耕地進行調查規劃，有計劃的停止耕種，進而因地制宜加大種草造林面積，使植被覆蓋率呈現出上升的趨勢。陜西省位于黃河中游地區，植被稀少，水土流失嚴重，對黃河水沙的變化起著重要影響。從中游黃土高原地區主要省份陜西省來看，植林種草工作的推進取得了很好的生態經濟效益。1999年陜西省率先作為我國啟動的退耕還林還草工程的試點省份之一，從2000—2016年植被覆蓋率由46%升高至67.7%，凈增21.7%，在2016年，陜西省水土流失綜合治理達4 600 km2，占全國治理總面積56 200 km2的8.18%[27]。

隨著黃河中游地區林草措施的實施，植被覆蓋度顯著增加[28]，相關研究表明黃河中游年均輸沙量與退耕還林還草面積呈現負相關關系，自2000年以來，年均含沙量呈現波動下降的趨勢，同時年徑流量隨著年際變化保持較低增長水平[29]，直接影響到下游的來水來沙量。水土保持治理主要是改變下墊面，增加地表覆被率和地表粗糙度，對地表水產流不利，影響水流動能，減少水沙出流量，在河床演變進程中起著制約作用。水土保持的治理效果與降雨量和降雨強度有關，只有在一定量級降雨下起作用。當降雨量大或遇大暴雨年份，水保措施的減水減沙作用變小，水土流失量反而會增加，來沙量可能會增加[25]。80年代黃河中游段大雨次數減少，暴雨強度減弱，年均減水量(20億～30億) m3，減沙量(2億～4億) t，40%～50%的減少量為水土保持綜合治理的結果[30]。不同的水土保持措施也會對河流水動力學特性產生不同的影響[31]，進而可能會導致河流輸沙率、河道斷面以及河床沖淤等的變化，從而影響到下游河床沉積速率的變化。

3.3.3 農田灌溉和生活用水 隨著社會經濟的發展，人類對水資源需求日漸增大，農田灌溉和生活生產用水通過攔蓄引水使黃河徑流量減少[32]。黃河流域多年平均降水量為445.8 mm，大部分地區處于半干旱區域，農田灌溉需水量大，2014年農田灌溉耗水量占地表水耗水量的72.1%。除此之外，還存在工業、居民生活和生態環境等用水需求。黃河總取水量從2001年474.55億m3波動增加至2014年的534.78億m3，地表用水量也呈增大趨勢，從336.79億m3耗水量增大至410.53億m3[33]。據最新統計，黃河流域地表水開發利用率與消耗率已達86%和71%，嚴重超出黃河水資源承載力。結合圖1可以看出，花園口、高村、洛口及利津水文站自1986年以后，水量沿程逐漸減少，沿途大量取用水致使許多年份斷流。在花園口以下河段，地下水開采是影響地表水量的主要因素[34]。總之，農田灌溉和引水使得進入黃河下游的水沙量減小，從而一定程度上影響到下游河道的沖淤及河床沉積速率變化。

4 結 論

(1) 1960年以來黃河下游4個典型水文站河道斷面上的河床沉積速率隨著時間的變化都有明顯的減小趨勢，這與流域逐漸增強的水土保持措施、水庫調節和引水相關，而由于水庫運行方式的不同，其中部分時段呈現較大的侵蝕速率，尤其自2010年以來這一侵蝕態勢更為明顯。

(2) 從空間變化趨勢看，1960年以來上述4個水文站河道斷面上的河床沉積速率自高村以下呈現出沿程增大趨勢。對比沿程分布的辮狀、彎曲和順直3類河型可以發現，平均沉積速率在辮狀和彎曲河段的相近，而順直河段的最大，這主要與河道比降逐漸變小而引起的水動力變弱有關。

(3) 黃河干流的諸多水庫中，小浪底水庫是1999年以來下游水沙量的直接控制樞紐，其建成和沖沙運行可以有效抑制黃河下游河床的淤積、降低了河床沉積速率，其功能是攔截了大量泥沙使之難以到達下游河段，以及清水沖沙使主河道河床相對降低。水庫工程和水保措施是對河流的徑流與輸沙產生變化最主要的兩個人為驅動因素。為了持續降低黃河下游的沉積速率，中上游水土保持措施的持續實施和小浪底水庫有計劃的清水沖沙仍然是未來黃河下游河道治理的最好選擇。