現行黃河口區的水沙動力與汊道演變

陳沈良，于守兵，凡姚申

（1.華東師范大學 河口海岸學國家重點實驗室，上海 200241；2.黃河水利委員會 黃河水利科學研究院，河南 鄭州 450003）

河口區是流域－海洋相互作用的焦點區域，既是流域的匯又是海洋的源［1］，其水沙動力受河流來水來沙和海洋動力的直接影響。 河口區的水沙動力是其地貌演變的直接驅動力，同時河口區地形地貌的改變又反過來影響水沙動力狀況。 河口區是一個高度動態的沉積地貌單元，需要長期深入的研究。

黃河以水少沙多、頻繁改道、三角洲造陸快速著稱。 然而，近年來受流域氣候變化和人類活動的影響，黃河入海水沙量持續減少，呈現枯水少沙情勢［2］。 隨著黃河流域水土保持的深入開展和水庫、淤地壩等攔沙的持續，以及全球氣候變暖的區域響應，黃河枯水少沙的情勢在短期內將不會逆轉。 現行河口的水沙動力和沉積地貌也將適應枯水少沙這一新的情勢而產生緩慢演變。 黃河口以往的演變模式“淤積－延伸－擺動－改道”的進程將變慢、周期將大大延長。 黃河口演變將進入一個新的階段。

長期以來，特別是近年來，黃河口區缺乏水文泥沙觀測，造成對新入海水沙情勢下河口區的水沙動力狀況缺乏新的認識。 鑒于此，筆者基于2017 年8 月大潮期間觀測的黃河口區水文泥沙數據，探討現行黃河口區水沙動力環境及其汊道演變，以期為新情勢下黃河口流路穩定治理提供科學依據。

1 區域概況

現行黃河口是在1996 年清8 斷面處人工出汊的基礎上演變而成，見圖1。 20 多a 來該出汊流路盡管總體保持相對穩定，但其口門段仍處于不穩定的變動狀態，如2004 年7 月黃河調水調沙期間河口向東自然出汊，2007 年6 月又在東汊流路上向北出汊［3－4］。2011 年汊2 河段人工裁彎取直，北汊便成了入海流路的主汊，其兩岸的河口沙嘴逐漸發育。 2013 年汛期，又在北汊東岸沙嘴沖出了一條汊溝，便形成了目前河口北汊、東汊分流入海的格局。 至2017 年，分隔東汊的原北汊沙嘴頭部已演變成分流河口的沙島。 從分流點（東經119°14′30″、北緯37°49′00″）到口門，北汊長3.44 km、口寬1 375 m，東汊長2.98 km、口寬918 m。

圖1 現行黃河口位置與渤海M2 分潮遲角和振幅等值線

1986 年以來黃河口來水來沙過程發生了顯著變異［5］，持續枯水少沙。 從利津至口門約110 km 的尾閭河道也發生了顯著變化。 1986—1996 年尾閭河道淤積萎縮，1996 年以來特別是2002 年黃河調水調沙以來，尾閭河道趨勢性沖刷［6－7］，而近口河段出現淤積，造成河道縱剖面坡度趨于平緩，河口河道的動力環境也發生了相應的變化。

現行河口區向北距離神仙溝外M2無潮點（東經119°20′、北緯38°08′）約30 km，主要受日分潮控制［8］。向南隨著遠離M2無潮點，半日分潮逐漸增強，過截流溝后就成了半日潮海區。 研究區在南部的半日潮海區影響下，形成了潮型與流型不同的全日潮海區，并受入海徑流的影響形成了復雜的動力環境。

2 資料與方法

為深入了解現行黃河口區的水沙動力，于2017 年8 月6—9 日大潮期間進行了水文泥沙觀測，測站布設如圖2 所示。 1＃站布設在河道汊2 斷面處，水深2.84 m，上距清8 斷面6.70 km，下離分流點13.24 km；其余6 站布設在口外海域，近岸3 站（2＃、4＃、6＃），遠岸3 站（3＃、5＃、7＃）。 分3 次25 h 準同步觀測：6 日10：00—7 日10：00，1＃與2＃、3＃同步；7 日12：00—8 日12：00，1＃與6＃、7＃同步；8 日14：00—9 日14：00，1＃與4＃、5＃同步。 測量項目：河道1＃站主要測量懸沙含沙量和鹽度，未測流速流向；口外6 站主要測量分層流速流向、懸沙和底質采樣。 此外，還收集了利津站1950—2017 年逐月徑流和輸沙數據。

圖2 現行黃河口區形勢與水文泥沙測站

依據實測資料分析，計算垂線平均流速、流向和懸沙含沙量，繪制各站隨時間變化曲線，統計表征潮汐潮流特征的各項數據，進而通過余流、床面剪切應力、潮流界、潮區界和口門進出水量計算，揭示現行黃河口區水沙動力變化和口門汊道演變態勢。

3 結果與討論

3.1 海域動力環境

現行河口海域的整體潮波運動受神仙溝外的M2分潮無潮點制約，經潮型判別，屬日潮區，在半個月中有一半左右的天數為一個太陰日內出現一次高潮和低潮的日潮，其余天數為出現兩次高潮和低潮的半日潮。現行河口區的日潮區不僅有日潮亦有半日潮。

實測期間潮差接近，可將連續3 次同步觀測視作準同步，進行潮情和水沙分析。 近岸海域水淺，地形摩阻力大，潮波由外海向岸傳播過程中產生變形。 近岸海域平均漲潮歷時7.5 h，落潮歷時10 h；遠岸海域漲潮歷時10 h，落潮歷時10.5 h。 隨著入海徑流的銳減，落潮歷時將進一步縮短，徑流擴散減弱。 潮差是潮汐大小的標志，潮汐大小主要取決于引潮力，前文所述的潮動力增強僅指與徑流動力相比而言，而不是潮動力自身增強。 因此，徑流銳減對潮差影響不大。 實測期間海域漲潮平均潮差為1.00 m，落潮平均潮差1.07 m，漲落潮平均潮差約為1.04 m。

觀測期間海況良好，實測資料主要反映河口區入海徑流與潮汐潮流的作用，以及海岸廓線、海底地形和海上建筑物影響的動力環境。 實測資料顯示，在一太陰日（24 h 50 min）內具有“潮位一升一降、潮流二次往復、流速四峰四谷”的特征，漲潮時段既有南向流亦有北向流，落潮時段既有北向流亦有南向流（見圖3）。

圖3 黃河口區2＃～7＃測站的潮位與垂線平均流速流向隨時間變化曲線

據統計，流向平均6 h 轉換一次，最大流速（峰）與最小流速（谷）的轉換時間，除6＃站受截流溝海公路擋流影響為1～3 h 外，其余各站均為2～4 h，測區平均約3 h。 其中，不論近岸（4＃、2＃、6＃）還是遠岸（5＃、3＃、7＃），峰值均由北向南減小，近岸平均和遠岸平均流速分別為55、61 cm／s，近遠岸平均為58 cm／s。 因2＃站位在東汊口外的深泓道，其最小流速（15 cm／s）大于南北兩側4＃和6＃站的流速，近岸水域平均為12 cm／s；遠岸流速與峰值分布一致，由北向南減小，水域平均為14 cm／s，全域平均為13 cm／s。 近岸和遠岸平均峰谷值之差分別為43、47 cm／s，總的平均為45 cm／s。 這反映出流速的變幅遠岸大于近岸，這是由遠岸水域的潮動力增強所致。

4 種流動的流速分布：近岸為落潮北流＞漲潮南流＞落潮南流＞漲潮北流；遠岸和全域均為漲潮南流＞落潮北流＞漲潮北流＞落潮南流。 兩組流速序列反映出，僅在近岸海域落潮流占強勢，遠岸和總體均為漲潮流占強勢。 按時段計算全域平均流速：漲潮時段的南向流速為41 cm／s，北向流速為35 cm／s；落潮時段的北向流速為38 cm／s，南向流速為34 cm／s；全潮時段的南向流速為38.0 cm／s，北向流速為38.5 cm／s，兩者基本一致。

近年來黃河入海徑流銳減，從而使潮動力相對增強。 實測期間屬于黃河自然汛期，而利津該月的徑流量僅9.14 億m3，不到中水期利津8 月徑流量的1／4。

3.2 對峙的余流場

余流是一種非周期性流動，對物質凈輸運有著重要作用。 在河口區余流通常受徑流、潮汐變形和風力作用而形成。 余流無法直接測量，通過實測流速計算獲得。 海域在漲潮和落潮以及全潮時段均有北向流也有南向流，將各時段內的各向潮流經矢量合成可以分別得到漲潮余流、落潮余流和全潮余流（見圖4）。 由圖4 可以看出，近岸余流都指向外海，遠岸余流都指向海岸，形成了近岸與遠岸對峙的余流場。

圖4 漲潮余流（紅色箭頭）、落潮余流（藍色）和全潮余流（綠色）

觀測期間余流主要由徑流和潮汐兩種余流組成。不論漲潮余流還是落潮余流，近岸都指向外海，遠岸都指向海岸，可見近岸受徑流控制，遠岸受潮汐影響。 落潮和漲潮余流對比，除6＃站因受海公路影響，落潮余流流速稍大于漲潮外，全海域均為漲潮余流流速大，這是隨著徑流銳減，潮動力相對增強的效應在余流中的反映。

全潮余流在近岸向東或近東向流動，在遠岸則向西或近西向流動，構成了近岸與遠岸近東西向對峙的格局。 成對的兩股對峙余流流速（如2＃、3＃站）分解到東西向軸線上，推算東西向對峙余流匯合的位置：北汊口外約距北汊口門4.14 km，東汊口外約距東汊口門5.14 km，截流溝外約距海岸3.7 km。 從北到南，對峙余流的匯合帶大致與岸線平行，亦與漲落潮轉換過程中產生的流速切變鋒的位置相當［9］。 余流匯合帶同流速切變鋒一樣具有阻隔近岸泥沙外輸的作用。

3.3 懸沙含沙量與床面泥沙

入海泥沙量銳減，海域懸沙含沙量普遍下降。 本次大潮觀測期間，近岸海域最高懸沙含沙量僅0.248 0 kg／m3，遠岸海域更低，僅0.025 6 kg／m3，分別出現在東汊口外2＃站和3＃站的底層，最低含沙量在近岸海域為0.003 6 kg／m3，在遠岸海域為0.001 4 kg／m3，分別出現在截流溝外6＃站和7＃站的表層。 全潮平均含沙量具有自北向南逐漸降低、近岸大于遠岸的特征（見圖5（c））；漲、落潮相比，近岸漲潮高、遠岸落潮高（見圖5（a）和（b））；這與入海泥沙落潮向外擴散、漲潮向岸回輸一致。

圖5 現行黃河口海域大潮垂線平均含沙量等值線（單位：kg／m3）

入海泥沙量銳減后，受強勁的潮流作用，水體挾沙力普遍增強，底床便成了泥沙源，易發生侵蝕再懸浮。其沖淤狀況取決于水流對床面的剪切應力（τb）和臨界剪切應力（τc）。 當τb＜τc時床面泥沙不起動，發生淤積；當τb＞τc時床面泥沙起動，床面侵蝕。

由于河口區動力環境復雜，水流以紊流為主，沉積物以粉沙居多，因此本文分別采用由摩阻定律得到的τb式［10］和竇國仁的τc式［11］進行計算。

式中：ρ為水體密度，kg／m3；g為重力加速度，取9.8 m／s2；U為垂線平均流速，m／s；H為水深，m；n為曼寧系數，n＝（0.015＋0.01H）－1。

式中：k為床面泥沙動態系數，取0.128；ρs為床沙密度，取2 650 kg／m3；d為床沙粒徑，d?和d′分別是與床面阻力系數和黏結力有關的泥沙粒徑，在平整的泥沙床面，當床面泥沙d≤0.5 mm 時，d?、d′、d均可用d50替代；ε0為綜合黏結力參數，對于一般泥沙ε0＝1.75 cm3／s2；δ為薄膜水厚度參數，具有長度量綱，取2.31×10－5cm［11］；γ0和分別為床面沙粒干容重和穩定干容重，各有公式可求。

式中：e0為床面沙最大孔隙率，取0.625；η為滑動黏性系數，可近似取1。

基于各站全潮實測數據，分別計算底部剪切應力τb的變化過程，并與臨界剪切應力τc進行比較，從而得到全潮周期內侵蝕和淤積的歷時（見表1）。 同時依據沉積物以粉沙居多的狀況，界定床面的沖淤時間差小于0.5 h 的為動態穩定，在0.5～1.5 h 之間的為微蝕或微淤，在1.5 ～3.0 h 之間的為侵蝕或淤積明顯，大于3.0 h的均屬侵蝕或淤積較大。

表1 現行河口海域底部剪切應力與臨界剪切應力在全潮中的歷時對比和平均含沙量統計

在近岸海域，從北到南由侵蝕、微蝕轉為淤積，與全潮平均懸沙含沙量自北向南遞減相對應，床面侵蝕則水體含沙量增大。 在遠岸海域，從南到北由淤積、微淤轉為侵蝕，與全潮平均含沙量自南向北遞增相對應，床面淤積則水體含沙量減小。 黃河口近岸海域已呈現出泥沙侵蝕再懸浮的顯著效應。

3.4 河口河道動力環境

現行黃河口為分汊河口，按其動力環境可分為汊道環流區、河道往復流段和單向徑流段3 個區段。

汊道環流區是因北汊和東汊的漲落潮時間不一致而形成的。 根據近東汊口2＃站的始漲始落時刻與近北汊口4＃站的始漲始落時刻對比，在北汊漲潮初期的40 min 內，東汊仍在落潮，從而形成北進東出的汊道環流；在北汊始落后的1 h10 min 內，東汊仍在漲潮，形成東進北出的汊道環流。 東汊向北汊的環流時間長，有助于徑流輸沙和漲潮回輸東汊的泥沙向北汊匯聚，如漲潮平均懸沙含沙量北汊口大于東汊口，分別為0.064 5 kg／m3和0.059 7 kg／m3，多沙水道易導致水流不暢，如全潮余流流速，北汊口為17 cm／s，東汊口為20 cm／s。 這也在一定程度上反映了現行河口的發展趨勢，東汊將成為徑流入海的主汊道。

河道往復流段是徑、潮流往復作用的河段，實際上也包括汊道環流區。 河道往復流段受地轉偏向力影響，上溯流和下泄流往往產生流路分歧，致使江心地帶易形成弱動力區，泥沙沉積形成淺灘、沙島等河口地貌，反過來又驅使流路發生變動。 所以，河道往復流段常處于不穩定的動力環境，沖淤多變，應列入河口治理的重點區域。

河道往復流段的長度L取決于上溯流抵達的終端，即潮流界距離。 因現行黃河口由北、東兩汊分流入海，故分別計算潮流界距離：

式中：v為口門的上溯流速；t為時間；μ為v在上溯沿程受摩擦阻力而衰減的系數，河口河道底坡平坦，μ可取0.5。

經計算，東汊口漲潮上溯流的L較北汊長0.144 km，約為4.4 km，即潮流界位于距東汊口門約4.4 km 處，在分汊口（分流點）上游約1.4 km 處。 與過去黃河口的潮流界距口門2 ～3 km 相比略有上移，這與徑流量減少有關。

單向徑流段是潮區界至潮流界間的單向流河段。漲潮時徑流下泄受阻，流速減小，水位壅高，泥沙落淤；落潮時流速增大，落淤泥沙又被徑流沖刷輸向下游。單向徑流段的河床易淤易沖，遇大洪水常沖決岸堤泛濫成災。

現行黃河口的潮區界位置可根據水位坡降和潮差計算。 根據河道內1＃站與北汊口4＃站同步水位觀測，兩處相距12.5 km，水面高差37 cm，求得河道低水位時的水面坡降，根據當時的漲潮潮差（90 cm），推得潮區界位于北汊口上游約27 km 處。 同樣，根據河道內1＃站與東汊口2＃站同步水位觀測資料，得到潮流界位于東汊口上游約33 km 處。 因此，現行黃河口的潮區界在口門以上27～33 km 處。

3.5 河口進出潮水量與汊道演變

現行黃河口的演變主要表現為入海汊道及其沙嘴的動態變化，特別是口門汊道的演變決定了沙嘴的走勢。 目前黃河口的東、北汊的演變趨勢可通過兩汊的入海水量對比來判斷。

入海水量由過水斷面面積、斷面平均流速和時間三者的乘積求得。 北汊口門寬1 375 m、兩側岸坡坡降為0.03，東汊口門寬度918 m、兩側岸坡坡降為0.02。經計算，在一個全潮過程中東汊入海水量為6 393 萬m3，北汊5 097 萬m3，各占河口總入海水量11 490 萬m3的55.6%和44.4%，可見東汊已成為現行河口入海的主通道。

河口入海水量中包含了進入河口的潮量，因此入海徑流量是入海水量減去進潮量。 通過計算，北汊進潮量為3 958 萬m3，東汊為3 268 萬m3，各占總進潮量7 226 萬m3的54.8%和45.2%，北汊進潮量比東汊大。北汊進潮量和入海徑流量分別占入海水量的77.7%和22.3%，入海徑流量不足進潮量的1／3；東汊進潮量和入海徑流量分別占入海水量的51.1%和48.9%，進潮量與入海徑流量相比僅大2%。 由此可見，北汊主要受潮動力控制，已演變成潮汐通道，潮汐通道有礙徑流下泄，有利于泥沙倒灌，北汊將逐漸衰退；東汊漲潮上溯力稍大于徑流下泄力，兩者大致相當，當徑流下泄到分流地帶時，受到北汊較強的潮動力影響，徑流分流到東汊入海，促使東汊繼續發展，但因徑潮動力相當，外加波浪作用，演進速度緩慢。 簡言之，北汊趨于衰退，東汊緩慢向海演進是現行黃河口的演變趨勢。

4 結論

黃河入海水沙量銳減，海域潮動力相對增強，泥沙補給不足，目前河口沙嘴淤進緩慢。 由于徑流向外擴散減弱，潮波向河口傳播增強，因此形成了近岸與遠岸對峙的余流場，余流匯合帶相似于河口流速切變鋒，阻礙泥沙外輸。

入海徑流量的減少助長潮水上溯，與以往黃河口相比，潮流界和潮區界有所上溯。 北、東兩汊的潮汐始漲始落時刻不同步，導致兩汊之間存在汊道環流，影響兩汊的興衰。

盡管目前黃河口外懸沙含沙量仍然是近岸高于遠岸，但是來水來沙量的銳減使口外近岸海域懸沙含沙量極低，已顯著受到泥沙再懸浮的影響。 這已不同于以往黃河口懸沙含沙量主要受高含沙量入海泥沙控制的規律。

現行黃河口分汊入海，北汊口入海徑流量遠小于進潮量，已成潮汐通道，泥沙倒灌，趨于衰退。 東汊口入海徑流量與進潮量大致相當，汊道緩慢向海演進。

需要指出的是，僅依據一次汛期大潮實測資料進行計算分析，只能在一定程度上推斷河口汊道的演變，未來演變趨勢尚有待進一步探討。 同時，口外海濱的波浪作用也是一個重要的影響因素。 因此，黃河口的水沙動力需要進一步加強觀測。