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一、1855年前海岸线形成
黄河三角洲在古地质构造上是河淮凹陷平原的一部分。中新世中期，平原整体下陷，与当时的胶辽古陆解体，利津一带处在渤海凹陷中心的南沿。第四纪（大约200万年前开始）以来，自孟津脱谷而出的黄河及源自太行、燕山之麓的海河水系携带大量泥沙南北交替淤积，逐渐填充了长期以来的地壳下沉而成陆，沉积物厚达500-800米。大约四千年前，冲积扇延伸到泺口以东。至春秋初期（公元前770年前后），利津城西、城南已成陆地凸入海中①，是西周至西汉时期先后称名齐地、千乘郡、蓼城县、湿沃县的地方。
新莽始建国三年（公元11年），黄河在魏郡（今濮阳境）决口改道，至东汉永平十二年（公元69年）王景治河时，自荥阳筑堤千里，导河由千乘入海后，以利津城附近为起点向东、向北展开造陆。西汉至南北朝期间城西地区变化不大。隋至唐末（公元581-907年）的三百多年间，利津一带海岸线外延约30余里，今王庄、盐窝、北岭、董集、坨庄等处均成陆地。至北宋政和元年（1111年），城东增至60余里。金大定二十九年（1189年）城北又增至60余里，海岸线推进到铁门关（今前关村）一带，虎滩、汀河、陈庄、集贤、民丰等地退海成陆②。
金明昌五年（1194年）河决阳武故堤（今中牟、延津一带），形成南北分流，南河夺泗入淮，北河夺大清河（又称北清河）至利津一带入海，继续造陆。至明弘治八年（1495年）刘大夏主修太行堤遏制北流，全黄入淮归注黄海为止，历时300余年，海岸线又推进30余里至老爷庙一带。太平、义和、六合、付窝、西宋、永安等地相继脱海。此后,黄河之水客串利津仅属偶见，造陆剧缓，最终形成现黄河口海岸线。对此古海岸线位置的确定:一是黄委会前左河口水文实验站根据实地调查海堡分布及有关历史文献，参考航测照片判读确认的大体走向是由徒骇河（即套尔河）起，经耿家局子、老鸹嘴、大洋铺、北混水旺、老爷庙、罗家屋子、友林等地附近，至南旺河（淄脉河）全长约128公里；二是南京大学地理系在1965年《黄河三角洲海岸地貌调查阶段报告》中根据“贝壳堤”的分布确定古海岸线的位置是大河口堡、套尔河堡、小沙、鲁西坨子、大洋铺、十二村、李家坨子、二八闾、老爷庙、毛丝坨、十五村、青坨子、羊角沟东北部。两条岸线中，前者有陡弯数处,后者较平缓。
二、1855年后海岸线变化
黄河自清咸丰五年（1855年）再度夺大清河由利津入海时，两岸尚无堤防束水，荷泽、东明一带经常泛滥四溢，大量泥沙沉积泛区，进入河口地区的水流含沙量少，将狭窄的大清河道拓宽刷深。清光绪元年（1875年）前后，自上而下修筑的沿河堤埝渐趋完固，进入河口地区的水沙数量剧增到难以容纳的程度，遂出现“无岁不决，无岁不数决”的局面①，开始大量淤积沉淀的造陆阶段，使海岸线不断向前推进。黄委会水科所、设计院、济南水文总站等单位，根据有关文献及海图、地形图、航摄照片、卫星遥感、钻探资料及实地调查报告，编绘出1855、1909、1947、1954、1959、1961、1964、1976和1983年的高低潮线位历史变迁图，其范围是套尔河以东、淄脉沟口以北。分析计算确认：1855-1985年间，尾闾河段实际行水96年,海岸线平均向前推进28.5公里，推进速率0.30公里/年。其中，1947年前以宁海为顶点的三角洲计算岸线长105公里，平均推进13.3公里，实际行水57年，岸线延伸速率0.23公里/年；1947〜1985年以渔洼为顶点、挑河至宋春荣沟之间的小三角洲计算岸线长80公里，平均推进15.2公里，实际行水39年，延伸速率0.39公里/年。最近几年人工控制河口摆动范围，淤积影响宽度仅30公里左右,岸线推进速率增大到1.6公里/年 （参见表4—5）。
1983-1986年山东省海岸带和滩涂资源综合调查，对黄河口区（第三调查区）西起套尔河口，南至淄脉沟口，地理座标东经118°20′〜119°30′，北纬
近代黄河口海岸线延伸统计表 表4—5
说明：（1）1855〜1947年造陆面积包括蚀退影响在内。
（2）前三沟、后三沟均指甜水沟、宋春荣沟、神仙沟而言。
（3）岸线长度分别按宁海和渔洼为顶点的大、小三角洲计。
（4）岸线推进以净造陆面积计算。
37°20′〜38°30'范围的研究认为海岸线推进分三个阶段：
（一）1855-1934年是海岸线大范围推进阶段。最快是神仙沟五号桩区域。1934年的海岸线超过1855年的10米等深线，平均淤进3公里，最远处达8公里。其次是挑河及套尔河口，1934年的海岸线推进到1855年的7~8米等深线附近。再次为甜水沟口附近,1934年的海岸线推进到1855年的5米等深线。宋春荣沟以南岸线推进幅度逐渐变小，1934年的海岸线仅到达1855年的干出线（滩），广利河口一带还有轻微的蚀退。已勘探开采的义和庄、义北、义东、渤海、孤岛、孤南、垦西、垦利、河滩等油田都是这一时期相继淤成的陆地。
（二）1934〜1959年是西北蚀退、东南淤进阶段。神仙沟五号桩区域1959年的干出线（滩）已经接近1855年的15米等深线，最大淤积厚度16.4米；5米等深超过1855年的15米等深线。甜水沟区域1959年的海岸线接近1934年的10米等深线，最大淤积厚度13.1米；干出线超过1934年的10米等深线。宋春荣沟以南淤进幅度逐渐变小，1959年的海岸线超过1855年的干出线，接近5米等深线；淄脉沟口外则为轻微蚀退。神仙沟以西陆地和浅滩蚀退，挑河附近显著蚀退，湾湾沟区略有蚀退。埕东、桩西和五号桩等油田处在潮滩附近。
海区的冲淤与1934年前相反，冲刷的海域基本变为淤积，淤积的海域基本转为冲刷。神仙沟五号桩海区受黄河入海的泥沙影响，使1934年水深为19.8米的海区几乎被填平而处在干出线附近。这是1855年以来淤积速率最快的时期。在停水30年以上的西部海域，10米等深线以外亦呈明显淤积，最大淤积厚度2.4米。
1855-1959年东北部海域15米等深线附近及其以浅海域为淤积；15〜20米海域是冲刷；20米以深海域基本上是淤积，仅局部有冲刷。甜水沟以南海区1959年10米等深线以浅范围内淤积，以深海区则冲刷。淄脉沟口外1959年5米等深线以深海域仍是冲刷。
（三）1959-1984年是以渔洼为顶点的三角洲持续淤进阶段。淤进最迅速的是刁口河海域和清水沟海域。1984年的海岸线接近1855年的15米等深线，在干出线以内区域普遍淤厚11-14米，5米等深线以内海域淤厚8〜12米,10米等深线以内海域淤厚4〜8米，15米等深线以内海域淤厚2〜5米。现行河口东北部20米等深线附近冲刷。20米等深线以外又有淤积，厚1~3米。以往迅速淤进的神仙沟五号桩海域，除1973〜1974年因刁口河流路入海口门摆动到神仙沟受影响外，累计停水18年,淤进速度较慢，1984年的5〜15米等深线相应超过1959年的各等深线。埕东、桩西、五号桩、长堤、孤东、一棵树、红柳等油田系此阶段淤出的陆地。湾湾沟区域已半个世纪不受泥沙直接影响，海岸线附近明显蚀退，15米等深线以内海域略有冲淤，基本稳定。宋春荣沟以南近30年没有受泥沙直接影响，海岸线至10米等深线略有冲淤，变化不大。
综上所述，1855年以来近代海岸线受自然夷平规律的控制，基本上沿顺直趋势发展。表4—6以1855年海岸线为起点罗列了神仙沟口、湾湾沟附近、永丰河口以南不同深度的淤进距离和速率。由于海岸线淤进中又表现以淤 （进）为主、冲（退）淤（进）交替的过程，表4-7罗列了潮滩外冲淤变化的情况。
1855〜1984年黄河口不同深度淤进表 表4—6
1855〜1984年黄河口海域冲淤量统计表 表4一7
三、海岸延伸特征
（一）叶瓣进积模式：黄河以高含沙量著称于世，高速沉积和频繁决溢导致尾闾河段经常摆动，流路多变。对照流路变迁年序，每次流路变迁均在河口留下一片状如叶瓣的泥沙堆积体。这是由于每条流路改道之初先沿着三角洲凹岸入海。将凹湾填平之后，又向海域淤进凸出。后期发生自下而上的出汊摆动时，又将泥沙向左右两岸扩散堆积，使叶瓣体进一步扩大。经过10多年的淤积延伸，新的叶瓣总是超过旧的叶瓣。如此循环往复，叶瓣之间相互套迭,使三角洲地面抬高，海岸线普遍推进，渐次外延。
（二）拦门沙坝:挟沙水流到河口与潮流引起的底沙再悬浮相遇，形成一个高含沙区（亦称最大浑浊带），在两水交汇、势能锐减和化学因素的作用下，高含沙区内的泥沙大量沉淀，堆积成一道顺河长7公里左右的拦门沙，横亘在口门潮流段内。其纵剖面形态表现为背坡（向河）较缓，前坡（向海）较陡（1983年9月拦门沙前坡比降达8.7‰）。靠近陡坡的拦门坎宽1〜2公里，坎顶水深随潮汐变化不定，低潮时近乎裸露。随着泥沙不断堆积，拦门沙每年向前推进约1.8〜3.5公里。1984年山东省海岸带调查时先后在5月和7月两次实测，拦门沙顺河长4公里，起点距清7断面14公里（参见图4—3），坎顶平均高程﹣0.5米（黄海基面，下同）。1987年9月实测拦门沙长度5.5公里，起点距清7断面17公里，坎顶高程一0.1米。两次测量间拦门沙前沿向前推进4.5公里，平均每年推进1.32公里。
河口拦门沙使入海流路常处半堵塞状态，阻碍泄水排沙。枯水季节不断沉积淤高，洪水季节造成滞流壅水。引发出汊摆动后，又在新口门处堆积新拦门沙。清水沟行水近13年，口门变动较大的13次（参见表4—1）。在拦门沙垂向淤积和横向摆动过程中，海岸线逐步外延，导致侵蚀基面升高，是河口不稳定的重要原因之一。
（三）河口沙嘴发育：其基本过程表现为：初期（游荡散乱阶段）纵向与横向扩展均相对突出；中期（单一深槽阶段）很少漫滩淤积，泥沙主要呈纵向向海延伸；后期（出汊摆动阶段）类似初期状态。据水文资料计算，一条流路的沙嘴延伸速率多年平均为2.3-3.3公里/年。刁口河流路初期沙嘴延伸速率3.18公里/年；游荡阶段为1.85公里/年；归股单一阶段为1.33公里/年；出汊摆动阶段复又增大到1.9公里/年。清水沟流路的沙嘴在1983年9月已突出平均岸线16公里，河长延伸速度达3.55公里/年。当河口沙嘴突出到原海岸线以外时，在水流、风浪、潮流的强烈作用下虽能将30〜40%的泥沙输往深海，余沙仍以原沙嘴为基础继续向前方和两侧漫延堆积。随着诸流路的纵向延长和横向摆动，沙嘴交互套叠，把海岸推进到一个新的领域。
黄河口拦门沙淤进情况图 图4-3
（四）岸线蚀退:黄河口是陆相沉积的淤泥质海岸。当流路发生变迁后，断流的岸段失去陆源物质补给，在海洋动力作用下发生蚀退。据黄世光、王志豪等计算统计：1855〜1984年黄河口共造陆2770.4平方公里，同期蚀退240平方公里，占造陆面积的8.66%。黄委会水科所、济南水文总站等单位刊布资料：1954〜1975年间，河口在80公里范围内淤积造陆786平方公里，同期蚀退面积208平方公里，占造陆面积的26.5%。由于各岸段行河时间长短不同，淤进蚀退亦不尽相同。套尔河口至挑河和宋春荣沟至淄脉沟岸段由于多年不走河，属于相对稳定岸段。挑河至宋春荣沟岸段，半个多世纪以来都在行河，岸线虽然有进有退,仍以淤进为主。刚开始行河和停止走河的岸段淤进和蚀退都很明显。1960年8月由神仙沟改道汉河后，至1963年新河口附近造陆124平方公里，老河口附近蚀退56平方公里，占造陆面积的45%；1964年初由汊河改道刁口河，至1975年新河口造陆500平方公里，老河口蚀退166平方公里，占同期造陆面积的33%（参见表4—5）。
（五）河口沙嘴延伸和海岸线相继全面推进,对上游河道冲淤变化产生直接影响，但有很大不同。沙嘴延伸引起的河段增长使河道产生溯源淤积的时段短，范围小；河口摆动后引起沙嘴变动又使河段缩短而引起溯源冲刷，亦是时段短、范围小。两者影响上界都在泺口以下。在此范围内，河口口门频繁变化使河段呈间歇性增长或缩短，河床纵剖面也呈间歇性升高或下降。三角洲岸线普遍外延引起的河段增长不但使河口河床抬高，水位上升，而且也向上传播，影响范围超过泺口。王恺忱、周志德在《黄河河口演变规律及其对下游河道影响》一文中指岀：1950〜1975年间，夹河滩和高村以下河段3000立方米每秒的年均水位升高2.07〜2.38米；艾山以下河段在1954-1975年间累计普遍升高2.10米；与同时段河口延伸引起的水位升高值2.13米相一致，近乎平行升高。花园口至利津河段比降30余年来呈变缓趋势等情况，亦证明黄河下游是属于溯源淤积性质，认为产生淤积的主要原因与河口延伸引起的基准面相对升高有关。
河口演变对上游河道的影响，还有一种意见认为：黄河三角洲岸线各段变化差异很大，不是普遍向海内均匀淤进。1954年至今，河长尚未达到稳定延长，河道还远未达到平衡状态，仍处于强烈堆积状态。淤积原因主要与来水来
黄河河口工程分布图
沙条件有关，还是自上而下的沿程淤积。河口淤积延伸也受到河口改道引起的溯源冲刷制约，但产生溯源淤积向上游的影响范围有限。从1973-1983年铁谢至一号坝各站水位升降情况（参见表4—8）还看不到由于河口淤积延伸引起下游河道平行淤高的现象。
1973〜1983年黄河下游各断面3000立方米/秒水位升降表 表4—8
注：“一”号表示水位下降值。
总之，近代河口海岸线沿着强烈淤积→强烈蚀退→中度蚀退→轻微蚀退 →相对稳定的格局演变。纵向是上冲下淤，平面上是此冲彼淤，有进有退，进退交替，进的范围小而速率大，退的范围大而速率小。
黄河三角洲在古地质构造上是河淮凹陷平原的一部分。中新世中期，平原整体下陷，与当时的胶辽古陆解体，利津一带处在渤海凹陷中心的南沿。第四纪（大约200万年前开始）以来，自孟津脱谷而出的黄河及源自太行、燕山之麓的海河水系携带大量泥沙南北交替淤积，逐渐填充了长期以来的地壳下沉而成陆，沉积物厚达500-800米。大约四千年前，冲积扇延伸到泺口以东。至春秋初期（公元前770年前后），利津城西、城南已成陆地凸入海中①，是西周至西汉时期先后称名齐地、千乘郡、蓼城县、湿沃县的地方。
新莽始建国三年（公元11年），黄河在魏郡（今濮阳境）决口改道，至东汉永平十二年（公元69年）王景治河时，自荥阳筑堤千里，导河由千乘入海后，以利津城附近为起点向东、向北展开造陆。西汉至南北朝期间城西地区变化不大。隋至唐末（公元581-907年）的三百多年间，利津一带海岸线外延约30余里，今王庄、盐窝、北岭、董集、坨庄等处均成陆地。至北宋政和元年（1111年），城东增至60余里。金大定二十九年（1189年）城北又增至60余里，海岸线推进到铁门关（今前关村）一带，虎滩、汀河、陈庄、集贤、民丰等地退海成陆②。
金明昌五年（1194年）河决阳武故堤（今中牟、延津一带），形成南北分流，南河夺泗入淮，北河夺大清河（又称北清河）至利津一带入海，继续造陆。至明弘治八年（1495年）刘大夏主修太行堤遏制北流，全黄入淮归注黄海为止，历时300余年，海岸线又推进30余里至老爷庙一带。太平、义和、六合、付窝、西宋、永安等地相继脱海。此后,黄河之水客串利津仅属偶见，造陆剧缓，最终形成现黄河口海岸线。对此古海岸线位置的确定:一是黄委会前左河口水文实验站根据实地调查海堡分布及有关历史文献，参考航测照片判读确认的大体走向是由徒骇河（即套尔河）起，经耿家局子、老鸹嘴、大洋铺、北混水旺、老爷庙、罗家屋子、友林等地附近，至南旺河（淄脉河）全长约128公里；二是南京大学地理系在1965年《黄河三角洲海岸地貌调查阶段报告》中根据“贝壳堤”的分布确定古海岸线的位置是大河口堡、套尔河堡、小沙、鲁西坨子、大洋铺、十二村、李家坨子、二八闾、老爷庙、毛丝坨、十五村、青坨子、羊角沟东北部。两条岸线中，前者有陡弯数处,后者较平缓。
二、1855年后海岸线变化
黄河自清咸丰五年（1855年）再度夺大清河由利津入海时，两岸尚无堤防束水，荷泽、东明一带经常泛滥四溢，大量泥沙沉积泛区，进入河口地区的水流含沙量少，将狭窄的大清河道拓宽刷深。清光绪元年（1875年）前后，自上而下修筑的沿河堤埝渐趋完固，进入河口地区的水沙数量剧增到难以容纳的程度，遂出现“无岁不决，无岁不数决”的局面①，开始大量淤积沉淀的造陆阶段，使海岸线不断向前推进。黄委会水科所、设计院、济南水文总站等单位，根据有关文献及海图、地形图、航摄照片、卫星遥感、钻探资料及实地调查报告，编绘出1855、1909、1947、1954、1959、1961、1964、1976和1983年的高低潮线位历史变迁图，其范围是套尔河以东、淄脉沟口以北。分析计算确认：1855-1985年间，尾闾河段实际行水96年,海岸线平均向前推进28.5公里，推进速率0.30公里/年。其中，1947年前以宁海为顶点的三角洲计算岸线长105公里，平均推进13.3公里，实际行水57年，岸线延伸速率0.23公里/年；1947〜1985年以渔洼为顶点、挑河至宋春荣沟之间的小三角洲计算岸线长80公里，平均推进15.2公里，实际行水39年，延伸速率0.39公里/年。最近几年人工控制河口摆动范围，淤积影响宽度仅30公里左右,岸线推进速率增大到1.6公里/年 （参见表4—5）。
1983-1986年山东省海岸带和滩涂资源综合调查，对黄河口区（第三调查区）西起套尔河口，南至淄脉沟口，地理座标东经118°20′〜119°30′，北纬
近代黄河口海岸线延伸统计表 表4—5
说明：（1）1855〜1947年造陆面积包括蚀退影响在内。
（2）前三沟、后三沟均指甜水沟、宋春荣沟、神仙沟而言。
（3）岸线长度分别按宁海和渔洼为顶点的大、小三角洲计。
（4）岸线推进以净造陆面积计算。
37°20′〜38°30'范围的研究认为海岸线推进分三个阶段：
（一）1855-1934年是海岸线大范围推进阶段。最快是神仙沟五号桩区域。1934年的海岸线超过1855年的10米等深线，平均淤进3公里，最远处达8公里。其次是挑河及套尔河口，1934年的海岸线推进到1855年的7~8米等深线附近。再次为甜水沟口附近,1934年的海岸线推进到1855年的5米等深线。宋春荣沟以南岸线推进幅度逐渐变小，1934年的海岸线仅到达1855年的干出线（滩），广利河口一带还有轻微的蚀退。已勘探开采的义和庄、义北、义东、渤海、孤岛、孤南、垦西、垦利、河滩等油田都是这一时期相继淤成的陆地。
（二）1934〜1959年是西北蚀退、东南淤进阶段。神仙沟五号桩区域1959年的干出线（滩）已经接近1855年的15米等深线，最大淤积厚度16.4米；5米等深超过1855年的15米等深线。甜水沟区域1959年的海岸线接近1934年的10米等深线，最大淤积厚度13.1米；干出线超过1934年的10米等深线。宋春荣沟以南淤进幅度逐渐变小，1959年的海岸线超过1855年的干出线，接近5米等深线；淄脉沟口外则为轻微蚀退。神仙沟以西陆地和浅滩蚀退，挑河附近显著蚀退，湾湾沟区略有蚀退。埕东、桩西和五号桩等油田处在潮滩附近。
海区的冲淤与1934年前相反，冲刷的海域基本变为淤积，淤积的海域基本转为冲刷。神仙沟五号桩海区受黄河入海的泥沙影响，使1934年水深为19.8米的海区几乎被填平而处在干出线附近。这是1855年以来淤积速率最快的时期。在停水30年以上的西部海域，10米等深线以外亦呈明显淤积，最大淤积厚度2.4米。
1855-1959年东北部海域15米等深线附近及其以浅海域为淤积；15〜20米海域是冲刷；20米以深海域基本上是淤积，仅局部有冲刷。甜水沟以南海区1959年10米等深线以浅范围内淤积，以深海区则冲刷。淄脉沟口外1959年5米等深线以深海域仍是冲刷。
（三）1959-1984年是以渔洼为顶点的三角洲持续淤进阶段。淤进最迅速的是刁口河海域和清水沟海域。1984年的海岸线接近1855年的15米等深线，在干出线以内区域普遍淤厚11-14米，5米等深线以内海域淤厚8〜12米,10米等深线以内海域淤厚4〜8米，15米等深线以内海域淤厚2〜5米。现行河口东北部20米等深线附近冲刷。20米等深线以外又有淤积，厚1~3米。以往迅速淤进的神仙沟五号桩海域，除1973〜1974年因刁口河流路入海口门摆动到神仙沟受影响外，累计停水18年,淤进速度较慢，1984年的5〜15米等深线相应超过1959年的各等深线。埕东、桩西、五号桩、长堤、孤东、一棵树、红柳等油田系此阶段淤出的陆地。湾湾沟区域已半个世纪不受泥沙直接影响，海岸线附近明显蚀退，15米等深线以内海域略有冲淤，基本稳定。宋春荣沟以南近30年没有受泥沙直接影响，海岸线至10米等深线略有冲淤，变化不大。
综上所述，1855年以来近代海岸线受自然夷平规律的控制，基本上沿顺直趋势发展。表4—6以1855年海岸线为起点罗列了神仙沟口、湾湾沟附近、永丰河口以南不同深度的淤进距离和速率。由于海岸线淤进中又表现以淤 （进）为主、冲（退）淤（进）交替的过程，表4-7罗列了潮滩外冲淤变化的情况。
1855〜1984年黄河口不同深度淤进表 表4—6
1855〜1984年黄河口海域冲淤量统计表 表4一7
三、海岸延伸特征
（一）叶瓣进积模式：黄河以高含沙量著称于世，高速沉积和频繁决溢导致尾闾河段经常摆动，流路多变。对照流路变迁年序，每次流路变迁均在河口留下一片状如叶瓣的泥沙堆积体。这是由于每条流路改道之初先沿着三角洲凹岸入海。将凹湾填平之后，又向海域淤进凸出。后期发生自下而上的出汊摆动时，又将泥沙向左右两岸扩散堆积，使叶瓣体进一步扩大。经过10多年的淤积延伸，新的叶瓣总是超过旧的叶瓣。如此循环往复，叶瓣之间相互套迭,使三角洲地面抬高，海岸线普遍推进，渐次外延。
（二）拦门沙坝:挟沙水流到河口与潮流引起的底沙再悬浮相遇，形成一个高含沙区（亦称最大浑浊带），在两水交汇、势能锐减和化学因素的作用下，高含沙区内的泥沙大量沉淀，堆积成一道顺河长7公里左右的拦门沙，横亘在口门潮流段内。其纵剖面形态表现为背坡（向河）较缓，前坡（向海）较陡（1983年9月拦门沙前坡比降达8.7‰）。靠近陡坡的拦门坎宽1〜2公里，坎顶水深随潮汐变化不定，低潮时近乎裸露。随着泥沙不断堆积，拦门沙每年向前推进约1.8〜3.5公里。1984年山东省海岸带调查时先后在5月和7月两次实测，拦门沙顺河长4公里，起点距清7断面14公里（参见图4—3），坎顶平均高程﹣0.5米（黄海基面，下同）。1987年9月实测拦门沙长度5.5公里，起点距清7断面17公里，坎顶高程一0.1米。两次测量间拦门沙前沿向前推进4.5公里，平均每年推进1.32公里。
河口拦门沙使入海流路常处半堵塞状态，阻碍泄水排沙。枯水季节不断沉积淤高，洪水季节造成滞流壅水。引发出汊摆动后，又在新口门处堆积新拦门沙。清水沟行水近13年，口门变动较大的13次（参见表4—1）。在拦门沙垂向淤积和横向摆动过程中，海岸线逐步外延，导致侵蚀基面升高，是河口不稳定的重要原因之一。
（三）河口沙嘴发育：其基本过程表现为：初期（游荡散乱阶段）纵向与横向扩展均相对突出；中期（单一深槽阶段）很少漫滩淤积，泥沙主要呈纵向向海延伸；后期（出汊摆动阶段）类似初期状态。据水文资料计算，一条流路的沙嘴延伸速率多年平均为2.3-3.3公里/年。刁口河流路初期沙嘴延伸速率3.18公里/年；游荡阶段为1.85公里/年；归股单一阶段为1.33公里/年；出汊摆动阶段复又增大到1.9公里/年。清水沟流路的沙嘴在1983年9月已突出平均岸线16公里，河长延伸速度达3.55公里/年。当河口沙嘴突出到原海岸线以外时，在水流、风浪、潮流的强烈作用下虽能将30〜40%的泥沙输往深海，余沙仍以原沙嘴为基础继续向前方和两侧漫延堆积。随着诸流路的纵向延长和横向摆动，沙嘴交互套叠，把海岸推进到一个新的领域。
黄河口拦门沙淤进情况图 图4-3
（四）岸线蚀退:黄河口是陆相沉积的淤泥质海岸。当流路发生变迁后，断流的岸段失去陆源物质补给，在海洋动力作用下发生蚀退。据黄世光、王志豪等计算统计：1855〜1984年黄河口共造陆2770.4平方公里，同期蚀退240平方公里，占造陆面积的8.66%。黄委会水科所、济南水文总站等单位刊布资料：1954〜1975年间，河口在80公里范围内淤积造陆786平方公里，同期蚀退面积208平方公里，占造陆面积的26.5%。由于各岸段行河时间长短不同，淤进蚀退亦不尽相同。套尔河口至挑河和宋春荣沟至淄脉沟岸段由于多年不走河，属于相对稳定岸段。挑河至宋春荣沟岸段，半个多世纪以来都在行河，岸线虽然有进有退,仍以淤进为主。刚开始行河和停止走河的岸段淤进和蚀退都很明显。1960年8月由神仙沟改道汉河后，至1963年新河口附近造陆124平方公里，老河口附近蚀退56平方公里，占造陆面积的45%；1964年初由汊河改道刁口河，至1975年新河口造陆500平方公里，老河口蚀退166平方公里，占同期造陆面积的33%（参见表4—5）。
（五）河口沙嘴延伸和海岸线相继全面推进,对上游河道冲淤变化产生直接影响，但有很大不同。沙嘴延伸引起的河段增长使河道产生溯源淤积的时段短，范围小；河口摆动后引起沙嘴变动又使河段缩短而引起溯源冲刷，亦是时段短、范围小。两者影响上界都在泺口以下。在此范围内，河口口门频繁变化使河段呈间歇性增长或缩短，河床纵剖面也呈间歇性升高或下降。三角洲岸线普遍外延引起的河段增长不但使河口河床抬高，水位上升，而且也向上传播，影响范围超过泺口。王恺忱、周志德在《黄河河口演变规律及其对下游河道影响》一文中指岀：1950〜1975年间，夹河滩和高村以下河段3000立方米每秒的年均水位升高2.07〜2.38米；艾山以下河段在1954-1975年间累计普遍升高2.10米；与同时段河口延伸引起的水位升高值2.13米相一致，近乎平行升高。花园口至利津河段比降30余年来呈变缓趋势等情况，亦证明黄河下游是属于溯源淤积性质，认为产生淤积的主要原因与河口延伸引起的基准面相对升高有关。
河口演变对上游河道的影响，还有一种意见认为：黄河三角洲岸线各段变化差异很大，不是普遍向海内均匀淤进。1954年至今，河长尚未达到稳定延长，河道还远未达到平衡状态，仍处于强烈堆积状态。淤积原因主要与来水来
黄河河口工程分布图
沙条件有关，还是自上而下的沿程淤积。河口淤积延伸也受到河口改道引起的溯源冲刷制约，但产生溯源淤积向上游的影响范围有限。从1973-1983年铁谢至一号坝各站水位升降情况（参见表4—8）还看不到由于河口淤积延伸引起下游河道平行淤高的现象。
1973〜1983年黄河下游各断面3000立方米/秒水位升降表 表4—8
注：“一”号表示水位下降值。
总之，近代河口海岸线沿着强烈淤积→强烈蚀退→中度蚀退→轻微蚀退 →相对稳定的格局演变。纵向是上冲下淤，平面上是此冲彼淤，有进有退，进退交替，进的范围小而速率大，退的范围大而速率小。
