楊洋，陳沈良*，徐叢亮

(1.華東師范大學 河口海岸學國家重點實驗室，上海 200241；2.黃河河口海岸科學研究所，山東 東營 257091)

1 引言

在河口近岸淺水區(qū)域，潮波傳播受岸線地形、底床摩擦和徑流等的影響而普遍存在變形，導致淺水分潮的產生。淺水分潮與天文分潮相互作用或者與部分天文潮之間的相互作用會產生潮流不對稱[1]，另外余流以及余流和分潮的相互作用亦會影響潮流不對稱[2]。三角洲濱海區(qū)的流場成分包括潮流、徑流、風生流、波浪破碎產生的沿岸流、密度流等，其中，潮流具有周期往復性質，其他流在一定時間尺度內具有定常流性質，形成余流。單純潮汐作用下的潮流不對稱的影響因素主要包括不規(guī)則的地形岸線和不均勻的底床摩擦，而實際流場還包括余流對潮流不對稱的影響。關于河口及近岸潮不對稱的研究，Friedrichs和Aubrey[3]提出用M4分潮與M2分潮的振幅比來計算潮汐不對稱的大小，用兩者的相位差來定義其方向。Nidzieko[4]將統計學中的樣本偏度計算引入潮汐不對稱的量化中，并成功應用于加利福尼亞海岸的3個不同形態(tài)的河口。Song等[5]擴展了該方法，認為只有滿足頻率條件的分潮組合才會引起不對稱。Gong等[2]基于Nidzieko的方法，定量了潮汐不對稱性、潮流歷時不對稱性以及潮流流速不對稱性，并研究了珠江三角洲黃茅海河口的這3種不對稱性以及相互之間的關系。

漲落潮不對稱現象是河口濱海區(qū)流場的重要特征，是導致區(qū)域漲落潮輸沙不對稱的重要動力因素[6]，流速和歷時的差異使得漲落潮輸沙能力不同，從而產生潮周期凈輸沙[7]。由于泥沙輸運效率與流速的高次冪成正比，因此即使較小的流速差異也會導致較大的泥沙輸運差異。在河口濱海區(qū)，除了余流影響泥沙的凈輸運，漲落潮不對稱也起到重要作用[3?4]，泥沙的凈輸運又直接影響著區(qū)域的沖淤變化。因此，開展?jié)q落潮不對稱的研究有助于深入了解泥沙輸運特征，深化對三角洲地貌演變機制的認識，對于河口治理、濱海濕地保護以及海洋工程建設與維護等都有重要的意義。

黃河三角洲普遍存在“波浪掀沙，潮流輸沙”模式[8]，且受區(qū)域氣候條件的影響，黃河入海泥沙具有“夏儲冬輸”的顯著特征：夏季入海泥沙在河口近岸區(qū)域沉積，在冬季較強水動力條件下，沉積物再懸浮并向外輸運[9]。黃河口濱海區(qū)流場主要受地形、風場、徑流、水體密度和地轉偏向力等因素的影響，其中，潮流受渤海潮波系統和地形相互作用的影響，風生流主要受當地風場的控制，徑流則主要在入?？诟浇＝陙睃S河入海徑流銳減，而且自2007年，汛期黃河自然出汊向北入海后，徑流對萊州灣海域的影響變得更小，因此研究區(qū)域主要受潮流和風生流的影響，兩者對泥沙的輸運和再分配起到重要的作用。

本文基于Delft 3D模型建立黃河口濱海區(qū)數值模型進行水動力模擬，獲取可靠的流場數據，計算漲落潮流速不對稱的空間分布，既考慮了單純潮汐作用下的潮流不對稱，也考慮了流場中包含了風生流和波生流后的潮流不對稱，并結合沉積物粒度特征和趨勢分析、懸沙輸運等，綜合分析漲落潮流速不對稱對黃河口濱海區(qū)沖淤變化的影響。

2 研究區(qū)域

黃河是我國第二大河，歷史上流路擺動、尾閭出汊頻繁，河口位置不斷變遷。自1855年黃河回歸渤海以來，共形成了多個三角洲葉瓣，其中最近形成的一個葉瓣體是從1976年發(fā)育至今的清水溝三角洲葉瓣。期間，口門亦發(fā)生多次變動，1996年汛前因勝利油田開發(fā)油區(qū)需要在清8斷面附近實施人工改汊，使得口門向北偏移；2007年汛期在汊3斷面以下300 m上下的位置自然出汊，主流向北入海；從2008年至今流路未發(fā)生顯著擺動[10]。

由于無潮點的存在使黃河三角洲海域潮汐特征較為復雜，潮流多為半日潮型往復流，潮汐漲落和潮流漲落之間存在時間差。由于M2分潮的潮流橢圓長軸近似平行于淺海等深線，故各區(qū)域潮流的往復流流向基本平行于等深線走向[11]。從黃河海港無潮點向兩側，潮型依次為正規(guī)全日潮?不正規(guī)全日潮?不正規(guī)半日潮，其中，現行黃河口海域的潮汐類型為不規(guī)則全日潮。無潮點兩側漲落潮具有擺動特征：一側漲潮，則另一側落潮。

渤海屬于相對封閉的內海，外海的波浪不易傳到黃河口濱海區(qū)，因而該海區(qū)的波浪以本地風生浪為主，波浪與風場具有高度的相關性，波浪隨風場的變換具有明顯的季節(jié)性特征。黃河三角洲海域波浪具有風區(qū)短、波高且周期短的特點[12]。

黃河三角洲是由入海泥沙快速堆積而成的，沉積物較為松散，在不斷的落淤?再懸浮?輸運?沉積的過程中發(fā)生篩選和再分配。受搬運和沉積過程的動力條件控制，沉積物的量和粒度分布在不同區(qū)域存在明顯差異。

3 資料與方法

3.1 數據資料

本文使用的數據主要包括水深數據、沉積物粒度和水文泥沙定點觀測數據。水深數據為2007年和2015年黃河三角洲濱海區(qū)水下地形130條斷面實測數據，水深基準面均為黃?；鶞拭妗３练e物粒度數據來源于水深測量時同期獲得的表層沉積物樣品測試資料。水文泥沙觀測資料來源于2006年11月（SA1、SA2站）、2009年 7月（A1、A2站）現行河口附近區(qū)域的同步觀測（圖1）。

圖1 研究區(qū)水文泥沙觀測站位和底質沉積物位置Fig.1 Locations of hydrological observation stations and sediment sampling in the study area

3.2 懸沙通量機制分解

懸沙通量機制分解在世界大河河口和海灣均有廣泛應用[13–16]，包括黃河三角洲海域[17]及萊州灣[18]。

懸沙通量機制分解是將懸沙通量分解成多個動力項，以探究各個動力因子對懸沙輸移貢獻的大小。潮周期平均單寬懸沙輸運通量計算公式為[19]

式中，h表示水深；u表示瞬時流速；c表示瞬時含沙量；T 為潮周期；上劃線“—”表示垂向平均；“′”表示垂向偏差；下腳0表示潮周期平均；下腳t表示潮變化。其中，T1為歐拉余流輸沙項；T2為潮汐與潮流相關項，即斯托克斯漂移輸沙項；T3為潮位與含沙量的潮變化相關項；T4為潮流與潮變化含沙量相關項，通常被稱為潮泵輸沙項；T5為潮汐、潮流和潮變化含沙量三者相關項；T6為垂向環(huán)流輸沙項；T7為潮流和潮平均含沙量的垂向切變與潮位的相關項；T8為余流和潮變化含沙量的垂向切變與潮位的相關項；T9為潮流和潮變化含沙量兩者的垂向切變相關項；T10為潮流和潮變化含沙量兩者的垂向切變與潮汐相關項。根據輸沙的驅動力，可以把輸沙項分為兩類：平流輸沙項和潮流輸沙項，其中T1、T2、T6和T7屬于平流輸沙項，其余6項屬于潮流輸沙項。

3.3 潮流不對稱的計算

Nidzikeo[4]提出，用水位時間導數的偏度來定量潮汐不對稱性的大小。之后，他又將類似的方法推廣到了潮流不對稱性的量化[20]。計算公式如下：

式中，當x為水位的時間導數時，γ表示漲落潮歷時不對稱；當x為流速時，γ表示漲落潮流速不對稱。γ大于0表示漲潮主導，γ小于0表示落潮主導。

3.4 數值模型

3.4.1 計算區(qū)域與網格

本文采用Delft 3D數值模型，模型計算區(qū)域包含整個渤海海域，為了保證研究區(qū)域的計算精度并提高計算效率，網格分辨率從黃河三角洲近岸的約200 m逐漸過渡至外海邊界附近的約3 km，共有511×191個格點。模型網格與黃河三角洲岸線擬合較好，同時也保證了網格的正交性和平滑性，提高了模式計算的精度和穩(wěn)定性。垂向采用σ坐標，等分為5層?；贑FL數（Courant-Friedrichs-Lewy Number），模型選取時間步長為 1 min。

3.4.2 邊界條件設置

模型底邊界采用的近岸地形由2007年黃河三角洲濱海區(qū)水下地形實測數據插值所得。

模型共設有兩個開邊界，其中外海開邊界采用潮汐調和常數以確定水位，由 M2、S2、K1、O1、N2、K2、P1和Q1共8個主要分潮驅動，各分潮的調和常數由美國俄勒岡州立大學開發(fā)的 OTIS（OSU Tidal Prediction Software）潮汐預報模型獲得，所使用的數據為TPXO全球大洋潮波模式結果。另一個開邊界為河流開邊界，邊界設在現行河口，邊界水動力條件以通量形式給定，采用的是利津水文站的月平均徑流量，數據來源于黃河水利委員會《黃河泥沙公報》。

模型中使用的風場數據為歐洲中期天氣預報中心的ERA-interim再分析資料，包含了每6 h的氣象、水文格點數據。為了覆蓋模型的計算區(qū)域，選取范圍為 37°～ 41°N,117°～ 123°E，空間分辨率為0.125°×0.125°的10 m高度U、V方向風速和氣壓數據。

3.4.3 重要參數設置

模型中的底床摩擦力根據曼寧系數來確定，而曼寧系數M則由水深計算所得[21]：

式中，h為水深。當h≤1 m時，M統一為40。

3.4.4 模型驗證

模型驗證采用的數據通過黃河口附近定點水文觀測（站位如圖1所示）獲得。為了使外海邊界傳入的潮波和研究區(qū)域內的波浪場充分發(fā)展，使流場更加穩(wěn)定，模型模擬開始的時間比實測數據觀測時間提前 30 d。

首先對渤海潮波系統進行率定分析。對模型后30 d的模擬結果進行調和分析，得到研究海區(qū)的潮汐調和常數。圖2為模擬得到的渤海M2、S2、K1和O1分潮的同潮圖，各分潮振幅和相位線與Ji等[22]的研究吻合。神仙溝外和秦皇島附近各有1個半日潮無潮點，附近為正規(guī)全日潮區(qū)；渤海海峽處有1個全日潮無潮點，附近為正規(guī)半日潮區(qū)。渤海主要的半日潮由M2分潮主導，而主要全日分潮由K1分潮主導。

圖2 M2、S2、K1和O1分潮的同潮圖Fig.2 Simulated co-tidal charts of M2,S2,K1,and O1constituents

利用2006年11月SA1、SA2站同步觀測數據，對模型進行流速流向驗證。圖3顯示，各測站表底層的流速、流向的計算值與實測值吻合較好。

圖3 2006年11月黃河口近岸海域定點表層和底層流速、流向模擬值與實測值對比Fig.3 Comparison of measured flow velocities and directions with the computed results in the coastal area of the Huanghe River Estuary in November 2006

采用 SS（Skill Score）對模型精度進行統計分析，SS的計算公式為

式中，Xmod和Xobs分別為統計的模擬值和觀測值；n為統計量個數。SS大于0.65表示精度非常好，SS為0.5～0.65表示精度很好，SS為0.2～0.5表示精度好，SS小于0.2則表示精度差[23]。

統計結果顯示，SA1站表層流速和流向的SS值分別為0.822 1和0.704 9，底層流速和流向的SS值分別為 0.775 3 和 0.649 2；SA2站對應的 SS 值依次為0.768 8、0.546 6、0.604 7 和 0.478 6，表明該模型模擬黃河口鄰近海域流場具有很好的精度。

4 結果與討論

4.1 沖淤變化

基于2007年和2015年黃河三角洲濱海區(qū)水下地形實測數據點，運用反距離加權法（IDW）插值得出空間分辨率為0.001°×0.001°網格點的水深值，得到黃河口濱海區(qū)沖淤變化的空間分布（圖4）。

圖4 2007?2015 年黃河口濱海區(qū)沖淤變化空間分布Fig.4 Spatial distribution of erosion and deposition in the coastal area of the Huanghe River Estuary from 2007 to 2015

2007?2015年，從現行河口至老清水溝河口南部的濱海區(qū)存在數個淤積中心和侵蝕中心，分別為：現行河口外泥沙大量淤積，成為最大的淤積中心，最大淤積厚度達到9 m以上；老清8口門外顯著侵蝕，最大侵蝕深度大于4 m；老清8河口與老清水溝河口之間為淤積區(qū)，最大淤積厚度超過2 m；老清水溝河口外向南呈侵蝕?淤積?侵蝕馬鞍狀，侵蝕深度均大于2 m；最南端的淤積中心位于37.5°N，119.25°E附近，最大淤積厚度也超過2 m。此外，老清水溝沙嘴以南近岸海域輕微侵蝕，萊州灣西北部淺水海域有輕微的淤高。

4.2 沉積物特征與輸運

4.2.1 粒度特征

粒度參數是泥沙輸運、沉積和再分配等過程的集中體現，包含了沉積動力條件和運移趨勢等信息[24]。泥沙搬運和沉積不僅受泥沙本身性狀特征的影響，還受水動力條件等控制，因而粒度參數和沉積結構可指示水動力環(huán)境[25]。

從2007年和2015年表層沉積物中值粒徑和分選系數的空間分布來看（圖5），黃河三角洲海域表層沉積物整體上是近岸中值粒徑大，離岸中值粒徑小，而且普遍中值粒徑大的區(qū)域分選性好。其中，在老清水溝沙嘴南側存在一個中值粒徑大、分選性好的表層沉積物中心，并且2015年相較于2007年該中心的位置向西移動。而在萊州灣中部，沉積物粒徑較小，分選性較差。

圖5 2007年和2015年黃河三角洲海域表層沉積物中值粒徑、分選系數空間分布Fig.5 Spatial distribution of median grain size and sorting coefficient of surface sediment in the Huanghe River Delta in 2007 and 2015

2007?2015年中值粒徑和組分變化顯示（圖6），在老清水溝沙嘴和老清8沙嘴外表層沉積物的中值粒徑減小最顯著。老清水溝河口外的侵蝕區(qū)與南部淤積區(qū)的中值粒徑和粒徑大于0.016 mm組分質量百分比均減小，整體上粒徑大于0.016 mm組分質量百分比減小的中心比中值粒徑粗化中心更偏西南。沙嘴岬角間和老清水溝南部海域則出現沉積物粗化，粒徑大于0.016 mm組分也增多。

圖6 2007?2015 年黃河三角洲海域底質變化Fig.6 Changes of submarine sediment composition of Huanghe River Delta between 2007 and 2015

4.2.2 粒度趨勢

粒度參數在沉積物搬運過程中常由于物理、化學、生物等作用而發(fā)生沿程變化，通過對沉積物粒度的空間分布信息進行分析和挖掘，可以反演出沉積物的凈輸運趨勢。McLaren和Bowles[25]提出，由于選擇性起動、搬運和堆積，沿沉積物搬運方向，粒徑將變小，分選變好，偏態(tài)更負偏；或者粒徑將變大，分選變好，偏態(tài)更正偏。

本文選取2007年和2015年研究區(qū)部分樣品，采用三次樣條插值法[26]，獲得空間分辨率為 2 km×2 km的粒度參數，通過粒度趨勢分析得到表層沉積物凈輸運矢量（圖7），其中特征距離選取4 km。實測點所在區(qū)域的潮流屬往復流性質，泥沙輸運位于同一沉積體系中，符合粒徑趨勢分析的條件。結果顯示，粒徑趨勢矢量在老清水溝沙嘴前緣指向南北兩側，其中向北指向了老清8河口和老清水溝河口之間的淤積區(qū)，向南較為復雜，遠端的侵蝕區(qū)的粒徑趨勢矢量直接指向其西南側的淤積區(qū)域，而近岸侵蝕區(qū)域的粒徑趨勢矢量先指向西南方向，后轉向東南方向，同樣指向了南部的淤積區(qū)。2015年與2007年相比，粒徑趨勢矢量匯聚的區(qū)域略微向西南方向偏移。在研究區(qū)的西南區(qū)域整體表現出向東北方向的運移趨勢。另外，圖中還顯示老清水溝的東南區(qū)域有向東南方向的凈輸運趨勢，主要是由于在強北風的作用下，切變鋒減弱，泥沙更多地向萊州灣中部輸運。

圖7 2007年(a) 和 2015年(b) 表層沉積物粒度趨勢分析凈輸運矢量分布Fig.7 Distribution of surface sediment transport vectors in 2007 (a) and 2015 (b)

4.3 懸沙輸運機制

受漲落潮流的作用，黃河入海泥沙可分別向南、北輸運。向南的泥沙沿著清水溝葉瓣體輸運，對研究區(qū)的沖淤變化影響巨大。對河口入海泥沙輸運機制的探究有助于更好地了解泥沙向南輸運的機理。

根據2009年7月兩次現行河口A1、A2站同步水文泥沙觀測資料（站位如圖1所示），進行懸沙通量機制分析。第1次在調水調沙期間，觀測期間的利津水文站平均徑流量為 3 445 m3/s，平均含沙量為 9.59 kg/m3；第2次在調水調沙之后，利津水文站的平均徑流量為430 m3/s，平均含沙量為 3.14 kg/m3。起到主要作用的幾個輸移項列于表1，其他輸移項由于量值很小，未予列出。A2站的第1次觀測由于部分數據缺失未能計算各懸沙輸移項。

表1 各動力項潮周期輸沙量和方向Table 1 Tidal-averaged suspended sediment flux and direction of each dynamic term

計算結果顯示，A1站在低徑流量時潮流輸沙項的方向與漲潮流方向一致，量值是平流輸沙項的2.5倍左右，而高徑流量則增強了落潮流及落潮流階段的含沙量，使得潮流輸沙項轉為落潮流方向。A1站的潮泵輸沙項均指向東南方向，與漲潮流方向一致，尤其是在低徑流量期間（A1_第2次），潮泵輸沙項達到20 kg/(m·s)。而A2站的潮泵輸沙方向和落潮流一致，不過量值很小。潮泵輸沙的機理為漲落潮的流速差異導致的挾沙能力不同，泥沙的再懸浮與沉降及其滯后效應致使懸沙濃度的漲落潮不對稱變化，并與流速時間過程線存在一定的相位差，潮周期內漲落潮的懸沙輸移不能相互抵消，從而產生凈輸沙[27]。A1站于6 m水深處，A2站于11 m水深處，由此可見，漲落潮的不對稱使得在口門落淤的入海泥沙再懸浮向南凈輸運，尤其是在非調水調沙期間，而遠岸泥沙少量向北輸運。另外，兩站點的斯托克斯漂移輸沙項均指向東南方向，量值較為接近，對歐拉余流輸沙項起到一定的平衡作用。黃河口海域的泥沙輸運主要為平流項和潮泵項，前者主要受余流控制，后者主要由漲落潮的不對稱引起，而凈輸沙則是直接決定了區(qū)域的沖淤變化。因此，對余流和潮流不對稱的研究對于解釋研究區(qū)的泥沙輸運和沖淤演變具有重要意義。

4.4 流場特征

為了揭示研究區(qū)余流和潮不對稱情況，基于建立的Delft 3D模型，分別模擬單純由天文潮驅動和不同風場條件（冬半年、夏半年及強風天氣）下波流聯合作用的流場。

黃河三角洲地區(qū)受東亞季風影響，夏季以偏南風為主，冬季以偏北風為主，且風力較強。根據統計的2007?2015年夏半年（4?9月）和冬半年（10月至翌年3月）地面以上10 m的風場狀況（圖8）可知，黃河口夏半年常風向為SSW和S，強風向為NE；冬半年常風向為NE、NW和SSW，強風向為NE和NW。

圖8 2007?2015 年黃河口風場玫瑰圖Fig.8 Wind speed rose chart of the Huanghe River Estuary from 2007 to 2015

4.4.1 潮周期內流場分布及變化

根據模擬的黃河口濱海區(qū)潮周期的流速流向情況（圖9），從現行河口向南至萊州灣，近岸潮流呈往復流，尤其是5～15 m等深線之間的區(qū)域，且流向與等深線基本平行。而在萊州灣西北部、清水溝以南區(qū)域，尤其是5 m等深線以淺海域旋轉流特征明顯。

圖9 黃河口近岸海域潮周期深度平均流速矢量Fig.9 Velocity vectors of depth-averaged currents in a tidal cycle in the coastal area of the Huanghe River Estuary

潮周期內漲急、轉流和落急時的表層流場顯示（圖10），在突出的沙嘴外流速最大。其中，老清水溝沙嘴外的高流速區(qū)在漲潮過程中的中心位置大致在37.5°N，119.3°E（圖 10b），而落潮時的高流速區(qū)比漲潮時的高流速區(qū)離岸更近。

圖10b和圖10c顯示，轉流時該區(qū)域存在低流速帶，在近岸水域產生并逐漸向東南深水區(qū)域移動，主要是因為內外轉流的不同步，相反流向水流的剪切作用形成潮流切變鋒[28]。潮流切變鋒在一個潮周期內存在約1/3時間，使得泥沙輸移大部分被限制在切變鋒向陸一側，主要在大約10 m等深線以內。

圖10 潮周期內不同時刻的流場平面圖Fig.10 Flow fields at different moments in a tidal cycle

4.4.2 余流

余流是對海水流動進行潮平均，去除周期性流動后剩余的非周期性流動。模擬的余流場顯示（圖11），從現行河口至老清水溝河口，5～10 m等深線之間的潮余流方向大體指向南，近岸余流方向較為復雜，總體上有離岸的趨勢，而萊州灣的大部分區(qū)域余流都很小。在老清水溝河口以南有順時針余環(huán)流，以東有逆時針余環(huán)流。近岸兩個余流流速高值區(qū)分別位于老清8河口外和老清水溝河口外大致5～10 m等深線之間，但兩者之間的區(qū)域余流較小。

圖11 黃河口近岸海域垂向平均余流分布Fig.11 Distribution of vertically-averaged residual currents in the coastal area of the Huanghe River Estuary

4.5 漲落潮流速不對稱

漲落潮流速不對稱對區(qū)域物質輸運有直接的作用。通過純天文潮作用和冬半年、夏半年及強風天氣下波流聯合作用的水動力模擬，獲取模型穩(wěn)定后29.5 d（1個朔望月）的流場數據，利用偏度計算公式（2）計算漲落潮流速不對稱的大小，繪制了現行黃河口濱海區(qū)漲落潮流速不對稱的空間分布（圖12），并根據相同方法模擬并計算純天文潮作用下2015年的漲落潮流速不對稱的空間分布（圖13），其中圖上箭頭表示漲落潮急流時的垂向平均流向，并以漲潮流流向為正。

圖12 黃河口濱海區(qū)垂向平均漲落潮流速不對稱分布Fig.12 Distribution of depth-areraged flood-ebb velocity asymmetry in the coastal area of the Huanghe River Estuary

圖13 2015 年純天文潮作用下黃河口濱海區(qū)垂向平均漲落潮流速不對稱分布Fig.13 Distribution of depth-areraged flood-ebb velocity asymmetry in the coastal area of the Huanghe River Estuary only tidal action in 2015

結果顯示，在純天文潮作用下（圖12a），黃河口濱海區(qū)存在顯著的漲落潮流速不對稱現象，現行河口外表現為漲潮優(yōu)勢流，并呈舌狀向南部萊州灣方向伸展，而近岸區(qū)域和萊州灣海域則普遍為落潮主導；與單純的潮汐作用下的流速不對稱分布相比，冬半年漲潮優(yōu)勢流分布區(qū)顯著擴大和增強（圖12b），夏半年近岸的落潮主導有所增強（圖12c）。強風作用對漲落潮流速不對稱影響顯著，其中強北風作用下（圖12d），漲潮優(yōu)勢區(qū)向近岸擴展并向萊州灣西部海域延伸；而在強南風天氣條件下（圖12e），近岸的落潮優(yōu)勢顯著增強，外側漲潮優(yōu)勢減弱，沙嘴岬角間外側區(qū)域甚至轉為落潮優(yōu)勢。

潮流不對稱和地貌演變彼此影響，隨著沖淤變化，研究區(qū)的潮流不對稱不斷調整。對比2007年和2015年純天文潮作用下黃河口濱海區(qū)漲落潮流速不對稱分布，2015年漲潮優(yōu)勢區(qū)域的舌狀部分在萊州灣海域進一步延伸，主要是由于該區(qū)域泥沙淤積，水深變淺，漲潮優(yōu)勢得到發(fā)展，而黃河入?？谵D向北，使得口門的泥沙堆積中心也向北移動，導致部分孤東海域由落潮優(yōu)勢轉為漲潮優(yōu)勢。另外，由于老清水溝南岸的西側區(qū)域潮灘淤高，使得其近岸水域漲潮優(yōu)勢顯著增強。整體上而言，研究區(qū)域的漲落潮流速不對稱的空間分布未發(fā)生根本性改變，現行河口外的漲潮優(yōu)勢流都呈舌狀向萊州灣深入，而近岸區(qū)域和萊州灣海域均普遍為落潮主導，由此可見，潮流不對稱對泥沙的輸運沉積和沖淤演變而言是一個長期存在的機制。

4.6 漲落潮流速不對稱對沖淤演變的影響

漲落潮不對稱及其優(yōu)勢的轉變往往導致泥沙的輸運和沉積，10 m水深以淺海域漲落潮優(yōu)勢轉換的區(qū)域成為泥沙顯著淤積區(qū)?，F行黃河口外為漲潮流主導的水域，漲潮優(yōu)勢使得泥沙沿著漲潮流方向向南輸運。近岸潮流屬往復流，主流流向與等深線基本平行，而潮流切變鋒的存在使得泥沙輸移大部分被限制在切變鋒的向陸一側。而當泥沙從漲潮優(yōu)勢區(qū)進入落潮優(yōu)勢區(qū)后，落潮優(yōu)勢阻礙了泥沙繼續(xù)順著漲潮流的方向輸運，使得泥沙產生落淤。最南端萊州灣中部的淤積中心與漲潮優(yōu)勢向落潮優(yōu)勢的轉變處相吻合。黃河口床沙質和沖瀉質的臨界粒徑為0.016 mm[29]，圖6顯示，侵蝕區(qū)域的中值粒徑和粒徑大于0.016 mm組分質量百分比均顯著減小，但與老清8河口外兩變化中心位置重疊不同的是，老清水溝河口外粒徑大于0.016 mm組分質量百分比減小的中心比中值粒徑減小的中心更偏西南，淤積區(qū)粒徑小于等于0.016 mm組分質量百分比增大最多，說明向南輸運的黃河入海細顆粒懸沙更多的在南部淤積區(qū)落淤，使得底質中細顆粒組分增多。漲落潮優(yōu)勢的空間分布同樣會影響區(qū)域的沉積物再搬運。沉積物粒度趨勢顯示，優(yōu)勢流發(fā)生轉換的區(qū)域分別存在來自西南方向和東北方向的沉積物凈輸入，其中老清水溝外侵蝕區(qū)的粒徑趨勢矢量指向西南方向的淤積區(qū)，主要是因為該區(qū)域流速大，為余流高值區(qū)，且長期受漲潮主導控制，沉積物再懸浮后向西南方向輸運?？梢?，南部淤積區(qū)泥沙主要是黃河入海泥沙和老清水溝沙嘴前緣的侵蝕泥沙。另外，沙嘴岬角間外側5～10 m等深線之間區(qū)域由北向南呈強侵蝕?弱侵蝕?弱淤積分布，是因為漲潮優(yōu)勢逐漸減弱，強南風天氣條件下，弱淤積區(qū)域甚至轉為落潮主導（圖 12e）。

強北風作用增強漲潮優(yōu)勢區(qū)，是萊州灣泥沙淤積和西北部海域底質粒度粗化的主要動力機制。老清水溝沙嘴南部海域主要由落潮主導，其中，37.6°N，119.25°E附近區(qū)域落潮優(yōu)勢相對較弱，在強北風作用下，該區(qū)域由落潮主導轉變?yōu)闈q潮主導，漲潮流輸入泥沙堆積，形成近東西向的淤積區(qū)，老清水溝近岸侵蝕區(qū)被侵蝕泥沙可能是該淤積區(qū)沉積物的主要來源。萊州灣西北部沉積物較粗，且大部分時間水動力比較弱，不易發(fā)生底部泥沙的再懸浮。不過在強北風天氣條件下，漲潮流優(yōu)勢區(qū)域會深入該海域，有利于泥沙的輸入，且強風天氣下水動力較強，輸入泥沙粒徑相對較粗，而平時落潮主導時水動力相對較弱，粗顆粒泥沙不易被帶走，細顆粒泥沙順著落潮流方向輸運。圖6也顯示，該海域沉積物的中值粒徑、粒徑大于0.016 mm組分質量百分比都增大。整體上該海域底質沖刷較少，粗顆粒泥沙在強北風天氣條件下輸入后不易被落潮流帶走，從而使得該海域發(fā)生微淤。

沙嘴岬角間的局部落潮優(yōu)勢造成泥沙淤積。近岸區(qū)域落潮流速大于漲潮流速，為落潮優(yōu)勢區(qū)，并且老清水溝與老清8兩沙嘴岬角間水動力較弱，余流很小，受沙嘴岬角地形影響，兩沙嘴的近岸區(qū)依次出現順時針環(huán)流，即所謂的岬角余流效應，泥沙易在岬間外落淤沉積，形成淤積中心。沉積物粒度趨勢也顯示，岬間的粒徑趨勢矢量由老清水溝沙嘴前緣指向沙嘴岬角間的淤積區(qū)。

5 結論

（1）2007?2015年，從現行入?？谥晾锨逅疁仙匙炷喜康臑I海區(qū)依次存在數個淤積和侵蝕中心，其中除了現行河口外的強淤積區(qū)，在老清8河口和老清水溝河口之間存在一個淤積區(qū)，而最南端的淤積中心位于萊州灣中部。

（2）黃河口濱海區(qū)存在顯著的漲落潮流速不對稱現象，突出的沙嘴外緣呈漲潮優(yōu)勢流，并呈舌狀向南部萊州灣方向伸展，近岸以落潮優(yōu)勢為主。在強北風天氣作用下，漲潮優(yōu)勢區(qū)顯著增強擴展，舌狀漲潮主導區(qū)伸向萊州灣西岸。

（3）黃河口濱海區(qū)沖淤變化很大程度上受漲落潮流速不對稱空間分布的控制，老清水溝東南海域由漲潮主導轉為落潮主導，使得大量向南輸運的泥沙在萊州灣中部沉積；近岸的落潮優(yōu)勢促使老清水溝沙嘴侵蝕泥沙被搬運至老清8河口與老清水溝河口之間的淤積區(qū)；而強北風天氣條件下漲潮優(yōu)勢的增強使得萊州灣近岸區(qū)域淤積，沉積物粗化。