新入海水沙情势下的黄河口沙嘴动态响应
2023-08-17凡姚申窦身堂王万战王广州陈沈良姬泓宇李鹏
凡姚申 窦身堂 王万战 王广州 陈沈良 姬泓宇 李鹏
摘要：河口沙嘴位居河海动力交互区，对水沙变化的响应速度快。为了解近期黄河入海水沙情势及其影响下的河口沙嘴演变规律，基于高分辨率卫星数据和水文资料，运用统计学方法进行分析探讨。结果表明：① 1999年以来入海水沙延续偏枯态势，变化过程由线性向周期性波动转变，波动周期为6～8 a，2018—2021年处于波动上升期;② 2018年以来，河口沙嘴北、东汊道交替成为淤积主体，河长年均延伸0.7 km，沙嘴年均造陆16.9 km2;③ 尽管偏少的来水来沙条件不利于三角洲整体的向海淤积，但极端径流带来的强烈泥沙输移入海仍然会使河口沙嘴面积增加;④ 现阶段的汊道格局减缓了河长延伸但加快了沙嘴造陆，对于长期稳定清水沟流路起到积极作用，但当前不利于河口湿地生态安全。
关键词：水沙情势;河长延伸;沙嘴造陆;流路稳定;黄河口
中图分类号：TV122
文献标志码：A
文章编号：1001-6791（2023）01-0063-13
收稿日期：2022-05-06;
网络出版日期：2022-11-04
网络出版地址：https：∥kns.cnki.net/kcms/detail/32.1309.P.20221103.1643.002.html
基金项目：国家自然科学基金资助项目（U2243207;52079056）
作者简介：凡姚申（1989—），男，博士，高级工程师，主要从事河口海岸水沙动力地貌研究。
E-mail：fysmyself@126.com
通信作者：窦身堂，E-mail：doushentang@126.com
河口三角洲因其资源的丰富性、自然条件的优越性、地理位置的重要性，给人类和全球众多生物提供了重要栖息场所和物质来源，是地球表层极具经济和生态价值的湿地系统［1-2］。河口沙嘴位于三角洲的前缘，其演变过程反映了陆海动力的对比关系，从而被作为表征三角洲动态稳定的指示器［3］。近年来，受气候变化和高强度人类活动双重胁迫作用，全球绝大多数河流入海水沙通量显著变化［4-6］，河口沙嘴亦表现出快速且强烈的响应。理解新情势下河口沙嘴地貌过程与时空演变格局，直接关乎河口稳定和三角洲资源可持续利用，是制定河口三角洲治理战略的重要依据。
黄河是世界级大河，大量入海泥沙在河口沉积造就了广袤的河口三角洲，同时孕育了世界上暖温带保存最广阔、最完善、最年轻的湿地生态系统，是黄河下游与环渤海地区的天然生态屏障［7］。自2002年调水调沙以来，黄河入海水沙发生了巨变，具体表现为入海沙量锐减、水沙年内分布改变、年均含沙量降低等。在这种新的水沙情势下，河口海岸学者们对黄河口变化响应开展了大量研究，在河口水动力过程［8-9］、入海泥沙输移模式［10-11］和滨海区冲淤演变［12-14］等方面取得了一系列研究成果。雖然这些成果有助于理解河口响应规律，但流域水沙管理对河口水沙情势及沙嘴演变的影响并不止于此。小浪底水库泄水排沙受水库上游来水来沙、降水、防汛及自身淤积情势等的制约，每年下泄水沙都有差异［15］。特别是2018年以来，小浪底水库实施了低水位、长历时、大流量、高含沙的运行模式［16］，给黄河入海水沙量与水沙关系带来新变化，亟待深入探讨现阶段出现的新情势。黄河口沙嘴是水沙动力作用的前缘，是冲淤变化最不稳定的区域，也是响应入海水沙变化最敏感的区域，向来是学者关注的焦点，但在黄河三角洲冲淤转型的大环境下，对新水沙动力条件下河口沙嘴响应过程还缺少系统深入的认识。
本研究利用多源遥感和水文数据，梳理1950年以来黄河入海水沙变化，重点研究小浪底水库运行后黄河入海水沙情势和水沙关系变化，以及黄河口沙嘴在新的河流输送条件下的时空响应模式，探讨现阶段沙嘴发展形式对流路稳定及湿地生态安全的作用，展望未来黄河流域来水来沙条件及其对河口沙嘴动态变化的影响。随着全球越来越多的河流入海水沙受大坝的调节呈现出新情势，黄河口将成为河流水沙调配和河口响应之间关系的典型案例，本研究可为中国乃至世界其他类似河口的可持续高效利用及治理提供参考。
1 研究区域与研究方法
1.1 研究区概况
黄河口位于渤海湾和莱州湾之间，是黄河水沙承泄区。1855年黄河北归从山东东营入海以来，河口流路发生了11次大的改道［17］，最近一次发生在1976年，黄河改道清水沟流路行河入海。在河口流路“大循环”和“小循环”交替出现的演变模式下，形成了以宁海为顶点、北起徒骇河口、南到支脉河口、陆上面积约5 500 km2的现代河口三角洲（图1（a））。本文研究区为现行黄河尾闾河口沙嘴一带。为了分析河口沙嘴淤积延伸特点，设置了2条交点在汊3断面以下5 km处的固定断面，如图1（b）中黑色点线所示。由此可知，固定边界与岸线包络的范围是口门沙嘴最活跃的区域，面积变化可以代表河口淤积情势。黄河口沙嘴附近潮汐以不规则半日潮为主，平均潮差为 0.6～1.2 m，属弱潮型河口，感潮段很短，潮流界范围只有1～2 km，洪水期间潮流基本无法进入口门［18］。
1.2 数据来源
利津站作为黄河干流最后一个完整记录水沙系列数据的水文站，距现行河口口门约110 km，其以下河道仅有少量泥沙淤积，且常被视为河口尾闾河道［19］，因此，利津站常作为黄河入海水沙通量计量站。利津站和花园口站径流量和输沙量数据来源于水利部黄河水利委员会发布的《黄河泥沙公报》。
采用1976—2021年Landsat系列数据提取每年汛后河口沙嘴水边线和植被指数空间分布，进而统计河长及沙嘴淤积面积。2013年以前采用Landsat4-5 MSS/TM数据，空间分辨率为30 m;2013年以后采用Landsat8 OLI数据，空间分辨率为15 m。为避免潮位差对提取水边线产生影响，参考孤东验潮站记录的逐时潮位数据，选择了成像时刻潮位大致相等的影像，孤东验潮站位置见图1（a）。所有影像均从美国地质调查局（https：∥www.usgs.gov/）下载得到。在 ENVI完成遥感影像的几何精校正、辐射定标和FLAASH 大气校正等前处理，并对OLI影像进行全色波段融合到15 m分辨率，以提高空间分辨率。
1.3 研究方法
使用改进的归一化差异水体指数（Modified normalized difference water index，MNDWI）法区分河口沙嘴地区水体和非水体边界，进而提取河道水边线，作为岸线。MNDWI法是一种有效区分遥感影像中水体和非水体的方法，主要是利用水体和陆地在中红外波段的反射率差异来区分出强吸收的水体和强反射的陆地［20］。采用非参数Mann-Kendall（M-K）趋势检验和Pettitt突变检验对入海水沙时间序列进行检验，Pettitt突变检验常用以计算时间序列数据突变时刻。
2 研究结果及分析
2.1 入海水沙通量变化
1950年以来黄河的入海水沙通量总体上呈不断减少的趋势（图2）。许多学者对黄河流域水沙变化及其影响因素进行了分析研究，结果表明入海水沙呈显著下降趋势的主要原因是气候变化和各种人类活动，包括流域内水库大坝的修建和使用，以及水土保持和沿黄取水工程［21-23］。趋势和突变检验是分析河流水沙通量时间序列变化的常用手段，以往的学者大多针对整年的总入海水沙通量进行突变分析，如有研究认为1986年以来入海水沙已发生了显著变异，黄河进入了枯水少沙期［24］，这一结论被广泛认同。然而，需要指出的是入海水沙有明显的汛期和非汛期变化，多年的调水调沙事件尺度也通常不足1个月，因此，探讨年内或短期内的水沙突变时间显得十分必要。
采用非参数M-K趋势检验和Pettitt突变检验，探究年内每月水沙通量1950—2021年时间序列变化趋势并检验突变情况。M-K趋势检验结果显示，1—12月各月的入海水沙量大都呈明显减小的趋势，且沙通量减小更显著。Pettitt突变检验表明入海水沙通量变异都存在显著的突变点（p<0.05），各月水沙通量显著突变的年份不一致，但与黄河流域几座大坝水库的使用年份有极好的对应关系（图3），即水沙通量发生显著突变的年份都在水库使用当年或之后的1～2 a内。大多数月份的水沙通量显著突变发生在1986年龙羊峡水库投入使用后，如汛期7—10月，但汛前的4—6月入海水沙早在20世纪60年代三门峡和刘家峡水库使用之后就已发生显著突变。除此之外，1月的入海水通量在1999年小浪底水库运行后发生显著突变;6月的入海沙通量，在2002年调水调沙后发生第2次突变，且是从少向多的突变。相比于12个月的入海沙通量发生了13次显著突变，水通量发生显著突变的次数明显较少，只有9次，1月、6月和8月的水通量没有突变。
参照以上分析，发现1950年以来黄河入海水沙通量变化具有时长约1～2个年代的“阶梯式”下降规律（图2和图3），具体可分为4个时期。1950—1967年水沙偏丰期，黄河流域处于开发初期，人类活动影响较小，下泄水沙主要取决于自然地理环境因素，保持了水沙偏丰的特征，利津年均径流量为498.34亿m3，输沙量为12.41亿t。1968—1985年中水中沙期，经多年开发，流域耕地扩大、水利工程兴建，沿黄年均引水增加了274亿m3，年均水、沙通量较上一时期分别减小31.8%和20.2%，至339.77亿m3和8.66亿t。1986—1998年枯水少沙期，黄河流域开发力度增强，入海水、沙通量锐减，较上一时期分别减少了53.8%和52.1%。1999—2021年水沙延续枯少期，该时期黄河流域先后实施了水量统一调度、调水调沙调度、生态调度和“一高一低”调度［25］等多种水沙调度模式，入海水沙通量一方面受到更强烈的人为影响，延续枯水少沙的特征;另一方面，在实践中不断完善、成熟的水沙调度方式也打破了水沙通量线性变化的规律。图4显示的指数平滑分析表明，1999年以来入海水沙通量总体呈波段变化，波动周期为6～8 a。
3次入海水量谷值出现在2002年、2009年和2016年，年均仅有85.86亿m3，3次入海水量峰值出现在2005年、2012年和2021年，年均为310.1亿m3，是谷值的3.6倍;3次入海沙量谷值出現在2001年、2009年和2017年，年均仅有0.28亿t，3次入海沙量峰值出现在2003年、2012年和2020年，年均为2.89亿t，是谷值的10.3倍。2018年小浪底水库实施新的水沙调度方式以来，黄河入海水沙量正处在波动上升期，对河口沙嘴的演变势必会产生新的影响。
2.2 入海水沙关系变化
来沙系数（ξ=S/Q，Q为流量，S为含沙量）是一个被广泛用于表示水沙关系的经验参数，大量的研究工作已经证实，1999年水沙波动变化后，尤其是2002年黄河调水调沙以来，ξ基本小于河道冲淤平衡的临界值（0.015 kg·s/m6）［26-27］，水沙搭配大幅优化。
以利津站流量为横坐标、含沙量为纵坐标的含沙量—流量曲线（简称S—Q曲线）可以反映水沙异步运动情况［28］，该图具有线性、顺时针、逆时针、8字形等多种类型。其中顺时针和逆时针类型最为常见，前者代表沙峰的出现早于洪峰，当含沙量达到峰值开始下降时，流量仍在上升;后者则表示当流量达到峰值开始下降时，含沙量仍在上升，形成滞后沙峰或滞后大沙。当统计S和Q的时间尺度为24 h时，可以探讨场次洪水的水沙运动情况［29-30］。将S和Q的时间尺度延长到月，绘制一年12个月的S—Q曲线，可以分析年内水沙异步运动关系。结果显示，调水调沙前无论是1967年前的水沙偏丰期还是1986年后的枯水少沙期（图5（a）和图5（b）），S—Q曲线都呈顺时针态势，而调水调沙后S—Q曲线呈逆时针态势（图5（c）和图5（d）），表明调水调沙后大沙的运动滞后于大水。值得注意的是，2016年和2017年调水调沙中断了2 a，S—Q曲线又返回到顺时针态势，2018年以来进入水沙波动上升期，S—Q曲线时而呈逆时针（图5（f）和图5（g）），时而呈顺时针（图5（h）和图5（i）），这也说明了近年来在剧烈的人为调控下黄河入海水沙关系变得更加复杂。
2.3 口门沙嘴动态变化
受黄河入海水沙波动变化的影响，河口沙嘴变化显著。图6展示了2013—2021年汛后河口沙嘴空间格局变化过程，统计表明，该时段河口沙嘴造陆面积年均增加9.7 km2，沙嘴前缘河长向海延伸4.2 km。除了沙嘴的淤积延伸外，拦门沙-河口沙岛的发育是该区域地貌演变的另一个典型特征。随着河口拦门沙淤积抬高的发育，水下沙体逐渐堆高，出露海平面，逐渐演变成为一个类圆形的沙岛。
具体而言，2013—2015年入海沙量逐年减少，沙嘴向海延伸缓慢，而沙岛面积从0.35 km2增加到1.49 km2（表1），增加相对迅速，河口沙嘴逐渐形成北、东2个汊道和东叶瓣、西叶瓣以及中央沙岛3个地貌单元的格局。在此期间，新生的滩地为外来物种互花米草的定殖扩散提供了基础，植被的迅速扩张蔓延增加了沙嘴沿海地带的植被覆盖度，消浪固沙作用得到加强，稳固了该区域的海岸线。2016年调水调沙过程中断，入海水沙大幅度度减少，沙岛无植被覆盖的区域出现大面积侵蚀，沙岛面积减少至0.92 km2。2018年黄河流域再次实施了调水调沙，入海水沙量开始进入波动上升期，河口沙嘴淤长迅速，相比于上一年面积增加了12.07 km2。新生的滩地主要沿北、东两汊口门方向发育，而垂直河道方向上基本无增长。沙嘴东叶瓣、西叶瓣都发育成向海突进的“尖刀”形状，但西叶瓣的面积增长要高于东叶瓣，前者增加比为42.49%，后者增加比仅
为16.97%（表1），外形发育成马鞍形的沙岛也有类似的现象，这说明入海泥沙更多淤积在北汊口。与之不同的是2019年，从河口沙嘴东叶瓣和沙岛的东部淤长明显可以判断2019年入海泥沙更多淤积在东汊口。但随后的2020年淤积格局又表现出相反的态势——更多的泥沙淤积在北汊，北汊口门附近的拦门沙体快速发育、淤高，出露海平面后促使河道再次分汊，出现二级汊道。2021年河口沙嘴继续保持一、二级两级汊道的格局，东叶瓣和沙岛东部淤长明显，表明东汊是这一年淤积的主体。
采用河长延伸长度（L）和沙嘴造陆面积（A）来具体量化沙嘴动态变化特征，将其与年输沙量（QS）比较，进而探究河口沙嘴与入海泥沙的响应关系。沙嘴河长和造陆可以从遥感数据中提取的河口沙嘴范围中确定，需要说明的是：黄河改道清水沟初期（1976年6月至1979年9月）尾闾河道处于游荡状态，直到1980年河道才逐趋稳定，造陆统计时间上从1980年起算;河长统计空间上从西河口（二）水位站起算，当沙嘴有多个入海汊道时，河长按最长的汊道计算;1996年和2007年尾闾出汊改道，河长和造陆重新从出汊改道后第二年算起。相关分析表明，1976年黄河改道清水沟流路以来，河长延伸长度、沙嘴造陆面积随着入海沙量的增加而增加，两者与入海沙量线性拟合曲线的R2分别为0.62和0.76（图7）。1999年水沙延枯期以来，除个别年份外，大多数年份入海沙量对应的河长延伸长度散点图在拟合曲线的下方，说明该时段河长延伸长度偏小。但值得关注的是，不同于其他年份沙嘴造陆面积散点图在相应拟合曲线下方的现象，2018—2021年入海沙量对应的沙嘴造陆面积散点图在相应拟合曲线的上方（图7）。
这说明此时段虽然河长延伸长度偏小，年均延伸0.7 km，但沙嘴面积仍然表现出有较大增加的态势，年均增加16.9 km2。由此可见，2018年以来，北、东两汊发育成熟的汊道格局及其年际交替成为淤积主体的现象，对河长延伸和沙嘴面积增加产生了重大影响，即汊道发育与交替淤积不利于河长延伸但加快了沙嘴造陆。
3 讨论
3.1 未来水沙与河口沙嘴动态
黄河入海水沙通量受流域来水来沙量的制约。20世纪80年代以来，随着黄土高原的水土保持和林草植被的恢复，黄河来沙量逐渐减少，在此背景下，“黄河变清”成为当下热议［31］，但也有学者认为该想法可能过于乐观，提出了异议［32］。至于来水，虽然水少是黄河的自然特点，但多数专家认为黄土高原未来汛期降水将略偏丰［33］。加之黄河流域本身的大陆性季风气候特征，年内70%以上的降水集中分布在7—9月，其中2/3为短历时、高强度降水，暴雨强度可达3.5 mm/min［34］，如2021年7月发生在河南郑州、新乡等地的特大暴雨。因此，在全球極端气候不断增多的大背景下，未来黄河流域极端暴雨和极端径流仍有可能发生。极端径流对河道、淤地坝和新造耕地的剧烈冲刷，往往会带来河流的剧烈输沙［35］，如2017年的榆林“7·26”特大暴雨的强降水输沙是大理河流域河道冲刷的重要原因［36］。
采用水沙关系曲线进一步探究在黄河口地区的径流和输沙的深层关系。该曲线用幂函数关系拟合径流量与输沙量得到，可用于描述河流某一断面的径流与输沙之间的关系，也可反映不同时间尺度上流域的产沙与输沙模式［37］，拟合式表达如下：
式中：Qw为年径流量，QGM为全部径流量的几何均值，两者相比得到量纲一的标准化径流量;a为拟合所得水沙关系曲线系数，单位与年输沙量一致;b为拟合得到的水沙关系曲线指数。已有研究表明，系数a可用于表征流域泥沙供应特征，其数值越大代表流域供沙量越大;指数b则可表征径流的侵蚀与泥沙挟带能力，其数值的增加意味着径流侵蚀输移能力的急速增强和输沙量的快速增加［38］。
常用的水沙关系曲线为幂函数形式，因此可对标准化径流和输沙量分别取对数将其线性化。图8建立了不同时期的水沙关系以探讨水沙关系参数演变及其指示意义。如图8中所示，不同时期所拟合的水沙关系曲线的相关系数都大于0.6，水沙关系曲线的2个参数和拟合相关系数都表现出较强的时间变异特征。 不同于前几个时期，1998—2021年入海水沙延枯期水沙关系曲线随着指数b的增大变得更加陡峭;在极端条件下，
当径流大于临界流量时，陡峭的水沙关系曲线所对应的输沙量也可能大幅度增加。这说明，在新的水沙关系条件下，黄河入海水沙可能发生“小水小沙，大水大沙”的转变。以上分析表明，尽管黄河仍然偏少的来水来沙条件不利于三角洲整体的向海淤进，但未来可能出现的极端径流带来的强烈泥沙输移入海，依然会使得河口沙嘴处于高度动态之中。
3.2 河口流路稳定与生态安全
现行清水沟流路已行河45 a（1977—2022年），相比于其他流路，流路使用年限已经相对较长，是否还处于稳定状态，是否到达改道标准一直备受学者关注。从黄河口流路的演变“游荡散乱—归股—单一顺直—弯曲—出汊—出汊点上移—改道”的循环过程来看，出汊是决定流路能否稳定的关键［39］。图6所示的2013—2021年河口沙嘴空间格局显示，2013年以来河口沙嘴处发生了2次小规模出汊，加之1996年的清8人工出汊、2004年和2007年的自然出汊，清水沟流路在归股、单一顺直之后（1980年）共出汊5次（除1987年短期的人工改道北汊河以外）。从出汊点位置来看，不同于刁口河流路行河末期出汊点上移的出汊特征，清水沟流路的5次出汊中有3次都表现为出汊点下移（图9）。从出汊形式来看，不同于前几次出汊是行水河道自身的主动分汊的结果，而近2次出汊是在新入海水沙情势和海洋动力环境下“拦门沙淤积—拦门沙出露水面—沙岛发育—沙岛淤长—分割行水河道”的结果，对河道来说是被动的过程。
新情势下的出汊格局有利于河长延伸减缓和沙嘴淤积造陆，对于长期稳定清水沟流路起到积极作用，但是在沙嘴地区互花米草不断繁殖扩张的背景下，新积成陆（滩）的河口沙嘴良好的底质条件为外来植物互花米草的爆发提供了温床［40］。互花米草在黄河口迅速生长蔓延，分布范围和面积不断扩张，对黄河口盐沼湿地生态多样性、底栖动物和鸟类栖息地质量等生态安全构成严重威胁。已有大量研究详细探讨了黄河口互花米草入侵物种对生物过程、生态系统过程的影响机制及生态效应［41-42］，但是与沙嘴发育过程相关的生态地貌多尺度反馈机制尚不清晰。因此，运用动力地貌学理论，探究水沙-地貌-生态耦合作用过程与机制是黄河口沙嘴研究的重点。
4 结论
受气候变化和高强度人类活动双重胁迫作用，黄河入海水沙通量显著变化，河口三角洲各地貌单元响应快速且强烈。基于多时相高频高分辨率Landsat OLI/TM卫星数据，结合河口地区水文站多年实测水文资料，梳理了黄河入海水沙情势变化及河口沙嘴多尺度响应过程，得到以下结论：
（1） 1950年以来黄河入海水沙通量经历了水沙偏丰期、中水中沙期、枯水少沙期和水沙延枯期4个时期。1999年后入海水沙延续偏枯，波动峰值年均水、沙量分别为310.1亿m3和2.89亿t，是年均谷值的3.6倍和10.3倍。新情势下，入海水沙搭配有利于河道冲刷，但在剧烈的人为调控下水沙关系变得更加复杂。
（2） 受黄河入海水沙波动变化影响，河口沙嘴形态发生了明显的变化。2013年河口拦门沙—沙岛体系的发育致使河道逐渐形成北、东2个汊道，2020年北汊口攔门沙再次发育成沙岛，促使河道再次分汊，河口沙嘴出现二级汊道。2018—2021年，黄河入海水沙量处于波动上升期，河口北、东2个汊道年际交替成为淤积主体，河长年均延伸0.7 km，沙嘴年均造陆16.9 km2。
（3） 尽管黄河偏少的来水来沙条件不利于三角洲整体的向海淤积，但极端径流带来的强烈泥沙输移入海仍然会使得河口沙嘴处于动态变化中。现阶段河口沙嘴汊道的发育及其交替成为淤积主体，减缓了河长延伸
、加快了沙嘴造陆，对于长期稳定清水沟流路起到积极作用，但互花米草的快速生长蔓延，对黄河口盐沼湿地生态安全构成严重威胁。
参考文献：
［1］GIOSAN L，SYVITSKI J，CONSTANTINESCU S，et al.Climate change：protect the world′s deltas［J］.Nature，2014，516（7529）：31-33.
［2］MURRAY N J，PHINN S R，DEWITT M，et al.The global distribution and trajectory of tidal flats［J］.Nature，2019，565（7738）：222-225.
［3］NIENHUIS J H，ASHTON A D，EDMONDS D A，et al.Global-scale human impact on delta morphology has led to net land area gain［J］.Nature，2020，577（7791）：514-518.
［4］鮑振鑫，张建云，王国庆，等.基于水文模型与机器学习集合模拟的水沙变异归因定量识别：以黄河中游窟野河流域为例［J］.水科学进展，2021，32（4）：485-496.（BAO Z X，ZHANG J Y，WANG G Q，et al.Quantitative assessment of the attribution of runoff and sediment changes based on hydrologic model and machine learning：a case study of the Kuye River in the Middle Yellow River basin［J］.Advances in Water Science，2021，32（4）：485-496.（in Chinese））
［5］TAMURA T，NGUYEN V L，TA T K O，et al.Long-term sediment decline causes ongoing shrinkage of the Mekong megadelta，Vietnam［J］.Scientific Reports，2020，10：8085.
［6］DUNN F E，DARBY S E，NICHOLLS R J，et al.Projections of declining fluvial sediment delivery to major deltas worldwide in response to climate change and anthropogenic stress［J］.Environmental Research Letters，2019，14（8）：084034.
［7］王建华，胡鹏，龚家国.实施黄河口大保护 推动黄河流域生态文明建设［J］.人民黄河，2019，41（10）：7-10.（WANG J H，HU P，GONG J G.Taking the great protection of the Yellow River Estuary as the grasp to promote the construction of ecological civilization in the Yellow River basin［J］.Yellow River，2019，41（10）：7-10.（in Chinese））
［8］JI H Y，PAN S Q，CHEN S L.Impact of river discharge on hydrodynamics and sedimentary processes at Yellow River Delta［J］.Marine Geology，2020，425：106210.
［9］FAN Y S，CHEN S L，PAN S Q，et al.Storm-induced hydrodynamic changes and seabed erosion in the littoral area of Yellow River Delta：a model-guided mechanism study［J］.Continental Shelf Research，2020，205：104171.
［10］WANG H J，BI N S，SAITO Y，et al.Recent changes in sediment delivery by the Huanghe （Yellow River） to the sea：causes and environmental implications in its estuary［J］.Journal of Hydrology，2010，391（3/4）：302-313.
［11］于永贵，石学法，迟万清，等.调水调沙期间黄河口羽状流的逐时变化［J］.海洋地质与第四纪地质，2018，38（5）：41-51.（YU Y G，SHI X F，CHI W Q，et al.Hourly change in sediment plume at the Yellow River mouth during the water sediment regulation［J］.Marine Geology & Quaternary Geology，2018，38（5）：41-51.（in Chinese））
［12］WU X，BI N S，SYVITSKI J，et al.Can reservoir regulation along the Yellow River be a sustainable way to save a sinking delta？［J］.Earth′s Future，2020，8（11）：e2020EF001587.
［13］FU Y T，CHEN S L，JI H Y，et al.The modern Yellow River Delta in transition：causes and implications［J］.Marine Geology，2021，436：106476.
［14］JI H Y，CHEN S L，PAN S Q，et al.Morphological variability of the active Yellow River mouth under the new regime of riverine delivery［J］.Journal of Hydrology，2018，564：329-341.
［15］FAN Y S，CHEN S L，ZHAO B，et al.Shoreline dynamics of the active Yellow River Delta since the implementation of water-sediment regulation scheme：a remote-sensing and statistics-based approach［J］.Estuarine，Coastal and Shelf Science，2018，200：406-419.
［16］李珍，江颖，安静泊.2018—2019年汛期小浪底水库排沙运用分析［J］.人民黄河，2021，43（9）：32-37.（LI Z，JIANG Y，AN J B.Analysis of the sediment discharging effect of Xiaolangdi Reservoir in 2018—2019 flood seasons［J］.Yellow River，2021，43（9）：32-37.（in Chinese））
［17］ZHENG S，HAN S S，TAN G M，et al.Morphological adjustment of the Qingshuigou channel on the Yellow River Delta and factors controlling its avulsion［J］.CATENA，2018，166：44-55.
［18］楊卓媛，夏军强，周美蓉，等.黄河口尾闾河道近期自然出汊过程及其机理探讨［J］.泥沙研究，2022，47（1）：65-72.（YANG Z Y，XIA J Q，ZHOU M R，et al.Study on channel avulsion in the recent tail reach of the Yellow River Estuary［J］.Journal of Sediment Research，2022，47（1）：65-72.（in Chinese））
［19］刘清兰，陈俊卿，陈沈良.调水调沙以来黄河尾闾河道冲淤演变及其影响因素［J］.地理学报，2021，76（1）：139-152.（LIU Q L，CHEN J Q，CHEN S L.Spatiotemporal evolution of Yellow River estuarine channel and its influencing factors since the water-sediment regulation scheme［J］.Acta Geographica Sinica，2021，76（1）：139-152.（in Chinese））
［20］李鹏，陈沈良，刘清兰，等.黄河尾闾沙洲及河口形态对水沙变化的响应［J］.泥沙研究，2022，47（2）：57-64.（LI P，CHEN S L，LIU Q L，et al.Responses of the processes in the Yellow River lowermost channel sandbars and estuary to the variation of water and sediment［J］.Journal of Sediment Research，2022，47（2）：57-64.（in Chinese））
［21］张金良，罗秋实，陈翠霞，等.黄河中下游水库群-河道水沙联合动态调控［J］.水科学进展，2021，32（5）：649-658.（ZHANG J L，LUO Q S，CHEN C X，et al.Research on joint dynamic control of reservoir groups and river channel in the Middle and Lower Yellow River［J］.Advances in Water Science，2021，32（5）：649-658.（in Chinese））
［22］JI H Y，CHEN S L，PAN S Q，et al.Fluvial sediment source to sink transfer at the Yellow River Delta：quantifications，causes，and environmental impacts［J］.Journal of Hydrology，2022，608：127622.
［23］凡姚申，窦身堂，裴洪杨，等.大河三角洲侵蚀灾害与应对策略研究进展［J］.自然灾害学报，2022，31（2）：12-25.（FAN Y S，DOU S T，PEI H Y，et al.Research progress of erosion hazards and coping strategies in mega deltas［J］.Journal of Natural Disasters，2022，31（2）：12-25.（in Chinese））
［24］张治昊，胡春宏.黄河口水沙过程变异及其对河口海岸造陆的影响［J］.水科学进展，2007，18（3）：336-341.（ZHANG Z H，HU C H.Variation of the processes of flow and sediment and its effect on epeirogenesis of seacoast in the Yellow River Estuary［J］.Advances in Water Science，2007，18（3）：336-341.（in Chinese））
［25］魏向阳，杨会颖，赵咸榕，等.黄河“一高一低”水库调度实践与思考［J］.中国水利，2021（9）：3-6.（WEI X Y，YANG H Y，ZHAO X R，et al.Practice and thinking on reservoir operation of “one high and one low” in the Yellow River［J］.China Water Resources，2021（9）：3-6.（in Chinese））
