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河口[1]為河流終點，即河流注入海洋、湖泊或其他河流的地方。未流入湖泊的內流河稱為無尾河，可以沒有河口。河口處斷面擴大，水流速度驟減常有大量泥沙沉積而形成三角形沙洲，稱為三角洲。
就入海河口而言，它是一個半封閉的海岸水體，與海洋自由溝通，海水在其中被陸域來水所沖淡。入海河口的許多特性影響着近海水域，且由於水體運動的連續性，測驗方法和分析技術上的相似，往往把河口和其鄰近海岸水體綜合起來研究，因此它是海岸帶的組成部分。
河流近口段以河流特性為主，口外海濱以海洋特性為主，河口段的河流因素和海洋因素則強弱交替地相互作用，有獨特的性質。
研究歷史
河口研究史 早在公元前5世紀，古希臘已有許多有關河口的記載。18世紀末期，出現了關於三角洲的系統論述。20世紀30年代，R.J.拉塞爾的《密西西比三角洲》，是一本重要的著作。50年代初期，И。В.薩莫伊洛夫寫出了世界上第一本綜合性的有系統理論的河口專著──《河口》。與此同時，H.M.施托梅爾和D.W.普里查德等在河口的鹽水和淡水的混合、河口潮汐動力學等方面的研究，取得了顯著的進展。1966年，A.T.伊彭主編的《河口海岸動力學》和G.H.勞夫主編的《河口學》，反映了60年代的河口研究水平。K.R.戴爾在1973年著的《河口學物理導論》和C.B.奧菲瑟在1976年著的《河口及毗鄰海域的物理海洋學》，反映了70年代河口研究的水平。
中國的入海河口眾多，類型複雜。古代有河口記載的文獻，尤其是地方志，極其豐富。東漢的王充，早在公元1世紀就已科學地解釋過錢塘江涌潮的成因。在護岸防災方面，中國從開發海岸平原資源以來就已有工程措施，有文學記載的始於公元3世紀。1950年以來，圍繞河口的開發和治理，對長江、黃河、珠江、錢塘江等大河的河口，開展了較系統的觀測、調查和研究，並進行了不同規模的治理。這不僅解決了河口治理中的一些實際問題，而且對河口的攔門沙、沖刷槽、分汊潮波變形和環流等一些理論問題的研究，也取得了進展。與此同時，研究手段也在不斷改進，水工模型和數學模型已被廣泛應用，遙感遙測等新技術也已開始應用於河口的研究。
類型
現代河口是在冰後期海侵的基礎上發展而成的，不過幾千年的歷史。在第四紀最後一次冰期,海面下降了130米左右，河流因基面降低而深深切蝕了河床，後因氣候轉暖，封錮在陸地上的冰川融化，水歸海洋，使海面回升，在距今六七千年前，已達到海面高度，造成許多河谷末端被海水淹沒，在水動力的作用下，泥沙搬運沉積，就逐漸發展而成現代河口。
根據成因的不同，可把河口分為下列幾種類型:
溺谷型河口海侵淹沒的河谷末端，海水直拍崖岸。由於河流較小，或流域來沙不多，雖在灣頭或局部地段有泥沙堆積，但溺谷狀態仍然保留。
位於低海岸的溺谷型河口，因其外有沙壩的屏障,故河口水體通過瀉湖通道和外海聯繫、有些研究者特稱之為沙壩型河口，如美國東海岸的龐立科灣。
溺谷型河口的下段，往往呈漏斗狀，稱為漏斗狀河口或三角港。而對那些下段呈漏斗狀和成形河流相接的，又稱為河口灣，如中國的錢塘江河口和杭州灣。
漏斗狀海灣受地形影響，潮差較大，成為強潮河口。其灣底地形常有潮流脊發育。
三角洲河口 流域來沙豐富的河口，泥沙沉積於河口區，不僅改變其冰後期海侵所形成的溺谷形態，且有三角洲發育。一般而言，三角洲發育於弱潮河口和某些中潮河口以及河流挾帶的泥沙不易為沿岸流帶走的地區。J.M.科勒曼和L.D.賴特根據河流帶來的泥沙條件、潮差大小、波能強弱和沿岸流的情況，將河口三角洲分為6種類型:
第1類。波能低,潮差小，沿岸流弱，濱外坡度小,挾帶細顆粒沉積物，普遍有和海岸垂直的指狀沙洲，如現代的密西西比河三角洲。
第2類。波能低，潮差大，沿岸流弱，海盆窄，指狀沙壩向濱外延伸，形成狹長的潮流脊沙壩，如奧得河三角洲。
第3類。波能中等,潮差大，沿岸流弱，海盆淺而穩定，水道沙體垂直於岸線，橫向和沿岸沙壩相連，如伯德金河三角洲。
第4類。波能中等，濱外坡度小，沉積物少，在水道和攔門沙外有沿岸沙壩，如阿巴拉契柯拉三角洲。
第5類。波能高而持久,沿岸流弱，濱外坡度大，分布着大片的沿岸沙體，向陸地傾斜，如聖弗朗西斯科河三角洲。
第6類。波能高，沿岸流強，濱外坡度大，有和海岸並行的多列狹長沿岸沙壩，水道中沙體減少。
中國的黃河三角洲河口和長江三角洲河口，分別屬於第1類和第3類。
水流分汊是河口常見的現象，有單汊、多汊和分汊再會合 3種型式。三角洲汊河一般都較淺，在汊道的口門附近，常有沙體堆積，稱為攔門沙(見河口攔門沙)。
峽江型河口在冰川作用過的地區，河槽受冰川挖掘刻蝕，谷坡陡峻，海侵後形成峽江，其河口的特點在於口門附近有深約幾十米的岩坎，坎內水深可達數百米，向着內陸可延伸幾百公里。這種河口常見於高緯度地帶，如挪威的松恩峽灣和蘇格蘭的埃蒂夫灣。
河口的分類,按不同的標準還有多種方法。例如:根據鹽度分布和水流特性，可分為高度成層河口、部分混合河口和均勻混合河口;根據潮汐的大小，可分為強潮河口、中潮河口、弱潮河口和無潮河口等。
徑流入海過程 徑流下泄入海的擴散過程，在慣性、摩擦和浮力的支配下，分別呈現3種不同的基本形式。
① 在徑流強勁、泄流和周圍水體密度差較小、海洋水較深的情況下，徑流入海的過程主要由慣性所支配。由於流速較大，入海徑流的橫向擴展較小，從口門向海存在一個高流速區，其寬度和深度向海逐漸減小，其長度隨着徑流的大小而變化。在高流速區之外，徑流以完全湍流的形式向前推進，並向兩側散開，水流速度不斷減小直至消失，挾帶的粗顆粒物質在高流速區的側翼沉積，而形成新月形沙洲。
② 在徑流較強、泄流和周圍水體的密度差很小和海洋較淺的情況下，徑流入海過程主要由摩擦所支配,伴有平面湍流擴散，故橫向擴展迅速。水流在向外推進過程中，流速迅速減小，使泥沙淤積而形成淺灘。它反過來增加了底摩擦，進一步使水流減速和擴散，更促成淺灘的發育，以至形成心灘，其兩側因水流集中而逐步形成汊道。
③ 在徑流強度中等、泄流和周圍水體密度差較大及海洋較深的情況下，徑流入海過程由浮力所支配。徑流飄浮在鹽水之上，擴散成為羽狀流。從口門向海在4~6倍於河寬的距離內，淡水擴展成相當均勻的薄層，其橫向擴展介於上述兩種形式之間。在擴展過程中，淡水厚度向海逐漸變薄,保持着斷面流量不變，故流速在向海開始擴展的範圍內近乎不變。淡水出口門一定距離後，鹽水和淡水發生強烈的摻混，使流速迅減，較粗的顆粒就沉積下來。在徑流繼續向外海擴展的過程中，流速更趨緩慢,水流中挾帶的較細顆粒也逐漸沉積下來。另外，在浮力的作用下,淡水層的水面超出周圍的海面。因此，淡水層中水體的表層向兩側散開,底部海水向中間輻聚，在橫斷面上形成一對次生環流。
應該指出，徑流入海的水流擴散過程本來已經十分複雜，在潮汐、波浪、沿岸流、河口地形和演變等因素的影響作用下，其過程更加複雜。
河口潮汐及其作用河口在海洋潮波的作用下，出現河口潮汐現象。潮波在河口傳播的過程中，發生變形，潮差遞減，漲潮歷時縮短，落潮歷時加長。漲潮流上溯所達到的界限，稱為潮流界。潮波影響所及的界限稱為潮區界。
在徑流隨時間的變化曲線圖中，流速曲線的落潮線段和橫坐標所成的面積，與落潮線段及漲潮線段共同和橫坐標所成的面積之比，稱為優勢值。此值大於50%處的徑流,稱為落潮優勢流;小於50%者，則為漲潮優勢流。潮流界以下的河段，水流因潮流往復變化而變化。在河口區內，由於徑流的加入，落潮流速通常大於漲潮流速，故一般反映為落潮優勢流，而且愈接近潮流界，它的優勢值愈大。正因為如此，在河口區的動力因素中，落潮流常是主導因素，對河道的演變起控制作用。尤其在洪水季節，徑流很強，落潮流的作用更為顯著。但是，在某些強潮河口,即使在以漲潮流為控制因素的河段中，仍然存在着以落潮流作用為主的部分。
河口河槽之中，常可見到漲落潮流的路徑不一致的現象。落潮流軸線所經的槽線，稱為落潮槽;漲潮流軸線所經的槽線，稱為漲潮槽。這兩條潮流軸線之間的緩流地區，泥沙易於淤積，常常導致河口心灘的堆積，使河槽斷面形態表現為複式河槽，這也是河口分汊的一個重要原因。有些河口，有時漲落潮流在河槽中的流路基本一致，或者偏離不大，河槽斷面形態表現為單一的河槽，稱為中性槽。
河口河槽的動力條件常常變化，如徑流有枯水洪水的變化，潮汐有大潮小潮之分，因此水流變化非常複雜。河槽演變是以動力變化為依據的，水流條件的改變必然導致河槽逐漸變形;而河槽形態的變化，也必然引起水流結構的迅速改變。如果組成河槽的物質非常疏鬆，抗沖性能較差，它的河槽就很不穩定，沖淤變化相當強烈。而大多數河口河槽的邊界，正是由近代沖積的疏鬆物質所組成，因此沖淤變化一般都較顯著，甚至出現大淤大沖的現象。相對而言，中性槽由於漲落潮的流路比較接近，河槽演變比較穩定。
鹽水和淡水的混合 河水和海水在河口地區相遇，由於密度的差異，徑流、潮汐和地形的作用，鹽水和淡水發生混合，其方式主要有摻混和湍流擴散兩種。淡水在鹽水之上流動時，如果兩層之間的切變速度大到一定程度，密度界面產生波動，甚至于波峰破碎，使一些鹽水混入淡水之中，則稱這種混合方式為摻混，它只向上層輸送水分和鹽分，其強度隨兩水層之間的速度差的增加而增加。在潮汐河口，水體隨潮汐而振盪，蘊藏着巨大的能量。這些能量主要消耗在河口水流為克服河床摩擦所做的功上,從而產生湍流，使鹽水和淡水混合，則稱這種混合方式為湍流擴散。它既能把鹽水帶入上層，又能把淡水帶入下層，兩層之間的水分交換量相等，而鹽量自下層向上層輸送。當河口基本上分層但有湍流的時候，混合既有摻混又有湍流擴散。鹽水和淡水的界面附近，由於摩擦阻力和摻混的作用，部分鹽水被上層淡水挾帶入海，為了補償進入上層的水量，下層鹽水出現上溯流，使河口內部形成環流。它是入海河口特有的水流結構，對河口的泥沙運動有着重要的意義。
河口的鹽水和淡水的混合，一般分成高度成層、部分混合、均勻混合等類型(見河口的混合和環流類型)。
峽江水深,其河口有岩坎存在，潮汐振動在任何情況下只影響於它的上層，振動所產生的湍流非常微弱。因此，峽江河口被視為一種具有無限深的高度成層河口。
對於河口鹽水和淡水混合的分類，有着多種分類圖表。如D.V.漢森和M.小拉特雷以表層和底層的鹽度差為縱坐標，平均表層流速和淡水流速之比為橫坐標，在圖解內把河口分為均勻混合、部分混合、鹽水楔、峽江和無混合五種類型。
河流輸出物和河口沉積百川匯入大海，除輸出水之外，還有固體和其他化學物質隨徑流下泄入海。固體物質在河口附近沉積，或被帶到更遠的地方沉積下來。
河流搬運的固體物質，其粒度較粗的沿河床滾動或跳躍下移，少數被湍流帶入水中，呈懸移狀態，但流速降低時，就沉積下來。固體搬運量常用懸沙來計算，而底沙實測資料甚少，有人用全部搬運量的1/10來估算底沙的搬運量。
細顆粒泥沙呈懸移狀隨水流入河口，和海水接觸後，其性質發生變化。鹽水和淡水的交會、可以改變粘土的某些化學成分，同時顆粒表面所帶的電荷也發生變化。它們相互吸引而發生絮凝。在氯度為 3‰時，絮凝作用迅速增強，在氯度為7~8‰時，泥沙濃度超過300ppm時，絮凝作用最強。絮凝使顆粒加大，沉速因此增加。如絮粒大於30微米時，其有效密度約為11千克/米2。若物質被帶到低鹽水中，絮粒則被湍流分離。在泥沙濃度很高的情況下,懸沙可抑止湍流作用，物質沉降成為泥層，其濃度可高達3×105ppm以上，在某些航道中呈現浮泥層。
在河口水體中，懸浮物質絮凝而沉降，進入底層高鹽水中，而底層水體是上溯運動的，故懸浮物質被帶到鹽水楔頂或滯流點(部分混合河口底層淨流速的零點)處沉積下來;同時，上遊河床物質在下移過程中，也在這裡減速而停滯。因此，鹽水楔頂或滯流點附近，就成為河口泥沙發生強烈淤積的地帶。
在部分混合的河口，常有最大混濁帶出現。此處泥沙濃度比它的上下游都高。位於鹽水入侵的上段，恰好在細顆粒泥沙沉積的河段處，常和廣闊的淤泥灘相連接。它的位置隨徑流的大小而變化，隨潮汐漲落而遷移。最大混濁帶的形成和河口環流有關，懸沙被下泄流帶至河口，當它沉降到下層時，和鹽水中的物質相結合，並上溯於楔頂，混合作用把部分泥沙帶回上層，再向海輸送。這種循環促使這一地區的泥沙濃度提高，並使泥沙有效地分選，把顆粒較小因而沉速較低的泥沙，帶到鄰近海岸甚至大陸架上沉積下來。另外，細顆粒物質受海洋生物的作用而聚集成團，也促使河口泥沙的沉積。
由於地理環境不同，各條河流輸出物的化學搬運量的差異很大。一般而言，濕潤區域的化學物質徑流和固體物質徑流的比值較大，乾燥區域較小。就世界河流總體而言，化學物質徑流Td和固體物質徑流Ts有如下的經驗關係
Td=6.2T0.37s
世界河流總體的化學物質徑流約為懸移質的1/5。
河口的研究，關係到很多社會經濟問題。河流輸出物對河口的填充，使三角洲不斷推進和擴展。五六千年來，長江口建造了3萬多平方公里的三角洲，黃河三角洲造陸速度為每年23.5平方公里。肥沃的土壤，豐富的水資源，使三角洲成為重要的農業基地。天然三角洲的濕地需要疏干，需要防範洪水大潮的侵襲。農業所需的灌溉用水，都直接受到河口動力因素和泥沙運動因素的影響。河流帶來豐富的營養物質，經過河口，匯注海洋，使河口的近海水域,常為重要的漁場，如長江口外的舟山漁場、呂四漁場等。河口不穩定的動力因素，鹽度和溫度的變化，都直接影響魚類的回遊路線和產卵場位置的變化。同時，鑲嵌的鹽水也影響着生物群落的分布(見河口生態)。河口蘊藏着豐富的潮汐能源，又便於內地和外海的交通，故普遍在河口建港。正因為如此，世界上80%的大城市都分布在河口區。然而河口的動力因素和泥沙運動複雜，而且普遍存在攔門沙，必須整治和疏浚，以維護航道的水深，這也是水運事業中的關鍵問題。特別是船舶向大噸位方向發展，此問題就顯得更加突出。此外，在河口區的城市建設中，有關供水、排污和環境保護等問題，日益受到關注。