入海河口是河流与海洋的过渡地带，是河流与海洋两种动力相互作用与影响、互相消长的区域。河流动力是指径流（液体径流和固体径流——泥沙）的下泄；海洋动力主要是指潮汐的作用（潮位升降和潮流运动）。这两种动力在时间和空间上都各有自己的运动、变化和分布规律。两种动力中各因素的不同组合，使河口区的水文情势较河流和海洋都要复杂，并明显地具有自己独特的特性。
13.3.3.1 潮汐现象
地球上各处的海水，受到月球和太阳的吸引力而产生的周期性的上升下降运动称潮汐。在一般情况下，每昼夜海水有两次涨落运动，一次在白天，一次在夜间，白天的涨落叫做潮，夜间的涨落叫做汐，合称为潮汐。
如果将某地的潮水位与其出现的时刻点绘成曲线（即潮水位随着时间的变化过程线）称为潮汐曲线或潮位过程线。它是以潮水位为纵坐标，时间为横坐标，如图13.20所示。
图13.19 河口区的范围
为了描述潮汐，常用以下一系列术语：当海水水位不断上涨时，这个过程称为涨潮，上涨到最高的位置称高潮或满潮；然后水位下降，称为落潮，下落到最低的位置称低潮或干潮；在高潮和低潮时都有一个短暂的时间，海水不涨也不落，称为平潮；相邻的高潮位与低潮位之差称为潮差。从高潮到前一相邻低潮之差称为涨潮潮差；从高潮到下一相邻低潮之差称为落潮潮差。潮汐的变化可用潮位过程线表示，如图13.20所示。
潮汐现象是在月球引潮力和太阳引潮力的作用下产生的。其中以月球引潮力为最大，而太阳、月球是处于不断的运动之中。所以地球、月球、太阳三者的相对位置会发生变化，因而月球引潮力、太阳引潮力也会发生不断的变化。地球、月球、太阳三者的相对位置变化具有周期性，所以潮汐的变化也具有一定的周期性，而潮汐的周期主要与月球运行的周期有关。
（1）中天。天体经过观察者子午圈的时刻，天体在一天当中有两次经过观察者子午圈，一次在观察者地面以上经过，称为上中天，另一次在地面以下经过称为下中天。月球连续经过上（下）中天的时距平均值为24小时50分钟，称为平均太阴日。大部分地区在一个平均太阴日中有两次涨落潮过程，也有些地区在一个平均太阴日中只有一次涨落潮过程。根据周期情况，潮汐可分为半日潮、全日潮、混合潮，如图13.20所示。
图13.20 潮汐涨落的3种类型
（2）半日潮。每一个太阴日中有两次高潮和两次低潮，而且相邻两高潮或低潮的潮高几乎相等。
（3）全日潮。在一个太阴日中只有一次高潮和一次低潮。
（4）混合潮。又可分为不规则的半日潮、不规则的日潮。
（5）不规则的半日潮。在一个太阴日中有两次高潮和两次低潮，但是两相邻的高潮或低潮的潮高不等。
（6）不规则的日潮。有时出现一天一次高潮和一次低潮，但在半个月中这种天数不超过7天，其余的天数为不规则的半日潮。在一日两次高潮和两次低潮的不规则半日潮的潮水位过程线上，能看出同一天的第一次高潮（低潮）与第二次高潮（低潮）的高度不等的现象，通常称较高的一次高潮为高高潮，较低的一次高潮为低高潮，较低的低潮为低低潮，较高的低潮为高低潮。一日内两次高潮和两次低潮的高度不等现象称为日潮不等。
潮汐不仅有半日周期、日周期的变化，而且还可以见到每月朔（夏历初一）、望（夏历月半）附近海水位涨得最高，落得最低，潮差最大，称为大潮，因为此时地球、月球、太阳三者位于同一条直线上，引潮力达到最大。朔望以后到农历初八、二十三左右，潮差最小，称为小潮，因为此时三者的位置成直角关系，引潮力最小。这样的大潮与小潮以半月为周期交替变化着。
13.3.3.2 河口潮波变形
河口是河流与海洋的连接段，河道底坡向海底倾斜，河水面具有向海洋方向的水面比降和一定的水流速度，而河口两侧又有河岸的约束。多数河口区水面宽浅，故河底摩擦作用相对的显著。外海的潮波进入河口后，要在逆坡、逆流的水域中继续向上传播，必然会使波形发生一些变化，并且与外海的潮波有所不同，这一现象称河口潮波变形。河口区潮波变形的情况和程度与河口的地理位置、水文和地质条件有密切的关系。
钱塘江口涌潮，就是潮波变形的典型实例。钱塘江口，是一喇叭型河口，杭州湾湾口宽100km，到澉浦缩窄至20km，至海宁变为2～3km，河底也由湾口至内陆逐渐抬高，并有底部沙洲存在。当外海潮波进入河口后，由于河口平面缩窄和底部抬高造成的水深剧烈变浅，潮波能量大量聚集，潮波急剧变形，前坡几乎呈直立形状，宛如一堵白色的水墙，大潮时可高达3.7m，并以8m／s的高速怒吼而上，排山倒海，极为壮观。而在长江口，当潮波传入河口时，由于水深相对较深，水面宽阔，河宽收缩缓慢，随着潮波上溯，其能量逐渐衰减，所以一般不能形成涌潮。但长江口崇明北支也常有涌潮出现，这是由于上游径流减少，淤积严重，水深变浅，北支出口形如喇叭所致。
此外，在一些中小河流的河口，其断面的宽深比具有河道的性质，即河宽收缩不大，一般不会发生涌潮。但是，当建闸后，河口潮波向上传播，受闸门阻挡而发生反射，闸址附近的潮差可达到建闸前潮差的1.6～1.8倍。由上可见，河口的潮波变形是十分复杂的。
13.3.3.3 河口区的水流特性
1.河口区的水位变化
潮水河的水位变化不仅与河流上游的下泄流量有关，而且也与海滨的潮汐现象及风向、风力有关。由于海滨潮汐有周期性的变化，所以潮水河的水位变化也带有周期性的涨落。潮水河中各站的潮水位过程线，通常可以体现出沿河上溯的潮波形态。从低潮至高潮部分为潮波的波前，从高潮至低潮部分为潮波的波后。当潮波沿河上溯时，因河面变狭窄或水深变浅，潮波速度减慢，加上河水下泄的阻力，所以潮波变形的结果是波前坡度变陡，波后坡度变缓。因而越向上游，涨潮历时越短，落潮历时越长，潮差愈来越小。对潮水河中某一特定地点的水位进行长期的观测和资料积累，就可以找出该地点在一个潮期内包括高低潮位、涨落潮历时及涨落过程特征的典型潮型，这在河口区进行水利工程的规划设计时，是一项必不可少的资料。
2.河口区的流速变化
潮水河的流向由于受潮汐与河流下泄水量的共同影响，它是顺逆交替的，与潮汐相应约以12小时25分钟为一个周期，因此潮水河的流速变化是十分频繁的。它的变化并不完全取决于水面比降的变化。潮水河口一个潮期内水位与流速的变化过程，如图13.21所示。
因为流速是有方向的，以水流流向海洋为正。由图可见，在一个涨落潮周期中，根据水位涨落和流速的方向，可分为四种潮流：①潮水位开始上涨后，潮波上溯对河水下泄开始产生顶托作用，使流速减小，但河水水面比降比较大，此时水流仍流向海洋，故将这种涨潮阶段流向海洋的水流称为涨潮落潮流。②涨潮阶段，随着水位的继续上涨，正向流速逐渐减小，当潮流与河流流速均衡时，流速为零，而后，随着潮波的继续向内陆推进，使流速转为负向，即水流流向内陆，把这种涨潮阶段由海洋流向内陆的水流称为涨潮涨潮流。③潮水位达到高潮后，开始落潮，但流向并不能立刻转向海洋，负流速仍继续一段时间，把这种落潮阶段由海洋流向内陆的水流，称为落潮涨潮流。④在落潮阶段，随着水位的降落，负向流速逐渐减小到零，而后随着潮流的继续减弱，流向又转为正向，即流向海洋，把这种落潮阶段由内陆流向海洋的水流称为落潮落潮流。
在落潮流转为涨潮流及涨潮流转为落潮流的过程中，存在一个断面平均流速为零的短暂时刻，这时的流速称为“落潮憩流”和“涨潮憩流”。潮水河的水位与流速变化过程虽有一定的周期，但在海洋潮汐和上游来水的双重影响下，有时也会遇到失常现象，例如憩流时间有时出现在高、低潮位附近。
正是因为有上述的水流流向的顺逆变化，所以在潮水河的断面上的流速分布是比较复杂的。一般总是水浅和流速小的部位先转向，水深和流速大的部位转向较晚。因此，从平面上看，岸边先转向，中泓后转；从垂线上看，河底先转，水面后转。在憩流前后可测得水面与河底流向相反的垂线流速分布，如图13.22所示。同时也能测得中泓与两岸流速异向的横向流速分布。
河口区流速、流向的周期性变化规律，对于河口区的流量测量和计算河口的进出水量，具有重要的意义。
图13.21 一个潮期的潮位及流速变化过程
图13.22 水流转向时的垂线流速分布曲线
图13.23 潮水河水位-流量关系曲线
3.河口区的流量变化
潮水河的水流属于不稳定流，流量不断随时间变化，而且流向也有顺逆变化。水位与流量之间没有稳定关系，一个潮流期（自落潮憩流时开始到下一个落潮憩流时为止）的水位流量关系一般是不规则的环形曲线，如图13.23所示。
对潮水河的某一个断面来说，在任一瞬时，其流量、流速和过水断面面积三者的关系仍符合Q=vA算式。但因过水断面面积A和断面平均流速v的瞬息变化，流量必然也瞬息变化。在一个潮流期中的流量变化过程与流速变化过程是一致的，都具有周期性的变化规律，因此对潮水河进行流量测验，必须测一个潮流期的全潮流量过程。这就要在此潮流期间适当布置测流次数，测得一个潮流期的流量过程线，然后分别计算涨潮流输入的水量和落潮流输出的水量。因为河道上游有水量下泄，所以落潮总水量应大于涨潮总水量，其差值即为河流下泄入海的水量。(www.xing528.com)
13.3.3.4 咸淡水混合
河口区中咸淡水的盐度、密度以及含沙量随着河水的进退和河川径流的大小不断地发生变化，并发生混合作用，这些作用对河口区的沉积和河口变形都会产生相应的影响。
咸淡水的混合程度主要取决于径流量和潮流量之间的对比关系，并以混合指数（MI）加以表示。所谓混合指数（MI）是指涨潮期间内进入河口的淡水量与涨潮潮量的比值。根据MI的大小，河口咸淡水的混合可分为高度分层型（弱混合型）、轻度混合型（缓混合型）和强混合型三种。
1.高度分层型
当MI≥1，即径流量大于涨潮潮量，此时咸淡水分层清楚，淡水从上层流向海，而海水含盐度大，密度也大，海水沿底部呈楔形侵入，形成界限分明的盐水楔。在这种情况下，上层和底层之间的盐度之差可超过20‰。高度分层型往往出现在弱潮河口，主要是由于咸淡水混合取决于内波的机械作用，而弱潮河口内波较弱，使底层海水与上层淡水交换的水量很少。在盐水楔顶端附近是河口区淤积严重的地带，这是因为咸淡水相遇，流速减弱，导致泥沙沉淀。同时，咸淡水互相顶托，电解质不同的水体相互接触，也会引起细粒物质的絮凝作用。盐水楔顶端的位置随径流量和潮流量的变化而上下移动，泥沙淤积范围随楔顶移动范围而定，但这种移动范围对该型河口来说通常是很小的一部分。如图13.24所示。
图13.24 高度分层型
图13.25 轻度混合型
2.轻度混合型
当MI介于弱混合型与强混合型之间，咸淡水间无明显的交界面，但上层与底层盐度仍有显著的差别，可达4‰～20‰。在纵断面上仍有楔形的明显界面，并有一个盐度的相对变化带。此类河口的潮汐相对较大，上层淡水与下层咸水间的混合作用远大于第一种类型。一般说来，此类河口的上层水流全流向海，而下层水流则全流向陆，中间夹有一层无净向流动的水层。为了维持水流的连续性，下层向陆的水流必须经上层流到海中，形成了自下向上的垂直向的水流，于是，上层的流量从陆向海增大，而下层的流量则从海向陆减少。如图13.25所示。
3.强混合型
当MI≤0.1，潮汐作用占主导地位，此时咸淡水之间产生强烈的混合，断面分布图上的等盐度线近乎垂直，盐度的垂直差异一般小于4‰，但在纵向上的盐度梯度仍然存在，盐度向海洋逐渐增加。此类河口一般比较宽阔，呈典型的三角港。由于地转偏向力的作用，北半球的这类河口，涨潮流偏于其前进方向的右方（即河口的左侧），落潮流则偏于其左方，从而河口的左侧水流向陆地，泥沙也随之向陆地运移，右侧水流则流向海洋，泥沙则向海洋运移。三角港内左侧盐度高，右侧盐度低。钱塘江口基本属于这种类型，如图13.26所示。
由上可见，河口区咸淡水的混合类型，取决于潮流量与径流量的对比，潮汐弱而径流量大的河口属于高度分层型，潮汐强而径流量小的河口属于强混合型。即使是同一河口，由于不同时期径流量与潮流量之间的对比不同，那么不同时期的混合类型也不同。如长江口，洪水小潮汛时期，属于高度分层型，而平时则属于轻度混合型。
13.3.3.5 河口区泥沙与河床演变
河口区泥沙运动比河流和海洋要复杂得多，因为既受到河水的作用，同时又受到海洋运动的影响。
1.泥沙来源
图13.26 强混合型
河口区的泥沙来源有三方面：一是河川径流挟带的下行泥沙；二是随潮流上溯的海域来沙；三是河口区局部搬动的泥沙。河流泥沙主要来自于上游流域的侵蚀，这部分泥沙大部分沉积在河口附近，也有很小一部分极细的悬移颗粒有可能被水流带出口外海滨。河口区的沉积泥沙形成河口区的河床形态，如边滩、心滩、水下沙洲及口外扇形拦门沙等。所以，从某种意义上来说，河口区是河流泥沙的最终归宿。由河流带到河口的泥沙性质，主要取决于流域的水文地理、地质条件。平原地区的中、小河流及流经平原后的大河流的河口，由于河口底坡平缓，河流带来的泥沙多呈悬浮状态，粒径比较细小，多属淤泥、黏土。山区河流的河口，泥沙颗粒比上述平原河口要大，但也属于细粉沙一类的颗粒。从海洋来的泥沙，有一部分是近岸浅滩受风浪运动被掀起的泥沙，再被涨潮流带入河口区。另一部分是邻近河流输出的泥沙，经沿岸流和涨潮流带入本河口区。例如，长江输出的部分泥沙，可以绕过南汇咀而进入杭州湾。河口区局部搬运的泥沙，可以是河岸侵蚀、沙洲移动，也可能是水流冲刷河床底部，将底部老沉积物崛起再被水流带走，这部分泥沙数量尽管不多，但在河口区内局部地段的冲淤变化中，起着很大的作用。
河口区总的输沙趋势是河流输向海洋，而在局部河段的一定时间内，也有输沙向口内移动的趋势。
2.河口区泥沙分布
河口区水流的含沙量随水位的涨落和流速的增减而发生相应的变化。当流速最大时，含沙量并不是最大，流速最小时，含沙量也不一定是最小。最大、最小含沙量一般要比最大、最小流速迟出现1～2h。这种滞后现象是因为含沙量要达到饱和状态需要一定的时间造成的。在流速增大的过程中，含沙量常处于不饱和状态，而流速减小的过程中，含沙量则处于饱和状态。在河口的盐水楔附近，由于絮凝作用强烈，造成大量细小泥沙聚集下沉，且流速大掀起和携带的泥沙多，故近底层出现的高沙量大多与最大流速出现的时间相适应，如图13.27所示。
絮凝作用是河口区泥沙大量沉降的一种物理化学现象。原来细颗粒泥沙在淡水中，由于电离作用均带有负电。各颗粒负电荷的相斥作用使其保持分散状态，呈胶体状。水流内部紊动向上的分速，远大于其沉降速度，故不易在重力作用下下沉。水流进入河口区遇到海水，海水是含有正、负离子的电解质液体，表面带有负电荷的泥沙胶粒与海水中的离子发生离子代换，使部分泥沙表面带有正电荷。带有异性电荷的泥沙间发生吸引，使颗粒变大而下沉，这种物理化学现象称絮凝作用。它是河口区泥沙沉积的重要因素。
河口区含沙量的纵向分布是很不均匀的。一般在咸淡水直接交汇的河口段，出现高含沙量区，而自河口段向上游和向下游含沙量都逐渐减小。高含沙量区不是固定不变的，一般随径流的大小和潮汐的强弱在河口段摆动。在枯水期，高含沙量区可移到口门内盐水楔所及之地，大潮汛时河口排水排沙，高含沙量区位置偏下。
图13.27 河口盐水楔附近潮位、流速、含沙量过程
3.河口区泥沙运动
河流的推移质泥沙进入河口区时，因水流挟运泥沙的能力减弱，推移质在潮区界以下运移速度减缓，在潮流界以后受逆向水流的顶阻，不能继续向下移动，故潮流界附近常是推移质的终止点。但悬移质泥沙可搬运到河口口门，并能输出到口外海滨。因水流受潮流顶托后，自潮区界以下挟沙能力逐渐降低，故部分悬沙也会在感潮河段内沉积。较大颗粒的悬沙终止于盐水楔前端，粒径较小的不易沉降，当遇到咸淡水混合时发生絮凝作用而下沉，故最细的悬沙，在落潮流时随表层淡水扩散输出口门外，在口外海滨运动或沉积。
进入口外海滨的泥沙，有直接来自河流的，也有来自宽阔的海域。来自河流的是细粒悬沙，来自海域的是指涨潮时随咸水上溯带入的泥沙。来自海域的泥沙有两种情况：一是来自河流输出口外还未沉积到海底，或已沉于海底因受波浪掀动或涨潮流的冲刷启动，再次悬入水中的泥沙，它们随潮流又被带回到河口地区；二是涨潮时由咸水带入的本河流以外的其他地区的泥沙，这可以是邻近其他河口输出的泥沙，或是邻近海岸被波浪侵蚀而产生的，随沿岸流而来的泥沙。但不论何种来源的泥沙，其运动的共同点是随潮水上溯由海向陆运移，并最后向盐水楔顶聚集。河流枯季潮汐作用较强时，可带到河口口门以内的地区沉积。当然，口外海滨的泥沙在波浪、沿岸流或海流的影响下，还可带到很远的地方。
4.河口演变
河口演变是指在水流、波浪等动力作用下发生的冲淤变化，这种变化是通过泥沙运动来实现的。研究河口演变，主要是分析河口形态的形成、发育、演变及其周期性变化规律，如河口段浅滩、深槽的冲淤变化，河口发育特点及未来的演变规律，这对于航道规划、航道整治和海滩围垦以及河口综合治理方案的制订，都具有重要的意义。
河口因受海水入侵的影响，最初大多数成浅弱谷或喇叭状海湾。在海侵结束后的海面稳定时期，河口才逐渐由陆向海发展。由于各河口上游来水来沙条件不同，海洋潮汐与潮波的强弱也有区别，因而不同的河口就有各自的发育特点和演变规律。现以长江口演变的特点来说明河口演变的一般规律。
长江口是一个中等强度的潮汐河口，口门附近多年平均潮差为3.04m，当上游径流与口外潮差接近均值时，河口进潮总量达32.5亿m3。它的特点是：径流强大（大通站多年平均径流总量为9240亿m3，占全国入海河流总量的1／3）。输沙量很大，年输沙量为4.78亿t，咸淡水混合属于缓混合。由于来沙丰富，河口段形成三角洲，使喇叭形海湾逐渐缩小。其演变表现出的特点是，首先河口淤积，然后浅滩出现。
当潮汐较强时，在哥氏力作用下，涨潮主流偏北，落潮主流偏南。这种涨落潮路线的不一致，导致河口分汊。当浅滩出露后，形成沙洲，但位置不稳定，时常发生此冲彼淤的变化。
随着河流动力外移和海洋动力退却，北汊道逐渐衰退和淤塞，河口沙洲演变的趋势是逐渐与北岸毗连成为三角洲平原。南汊道则逐渐增强成为主要泄水输沙的河道。
在南汊河道增强过程中，其自身又再分为新的南北汊道，重复出现汊道北废南兴的过程。随着时间的推移，长江口的位置向东南方向偏移。
由于各入海河口的动力状况和泥沙条件的差异，入海河口的演变相当复杂，其演变过程的特点也不尽相同，但基本上服从于河口演变的一般规律。
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