淮河的生成演变及其特征.docx
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淮河的生成演变及其特征
淮河的生成、演变及其特征
一、黄淮海区域地质背景与地貌分异
1.区域范围
黄淮海区域范围为我国的第二大平原——黄淮海平原，以黄河、淮河和海河三条河流东流入海前沉积的一个广阔平原而得名。
根据地貌学的观点，按照地表形态、地质构造、地表组成物质以及流域水系的变化等原则，黄淮海平原划定的界线为：
北起燕山山脉的南麓；南抵桐柏山、大别山的北麓，以江淮流域的低分水岭为界；西起太行山、秦岭的东麓，东面包围鲁中南山地，临渤海、黄海。
从行政区划上看，黄淮海平原包括全部天津市，北京市、河北省、河南省的大部分以及山东的西北、西南部与江苏、安徽两省淮河以北部分。
[1]黄淮海平原大体以黄河为轴线，往南到淮河，属淮河水系，通称黄淮平原；往北到燕山山麓，西迄太行山麓，属海河及滦河水系，通称海河平原。
[2]
2.地质背景
2.1地质构造与断裂带
从地质构造上看,黄淮海平原的基础是一个受燕山运动影响、于白垩纪前后形成的断陷盆地。
该盆地在喜马拉雅运动和新构造运动期间继续下陷，沉积了厚达三四千米的第三纪地层和厚达三四百米的第四纪散松沉积物。
沉积物总厚度最大可达5000米以上，小者也有1500米左右。
各地堆积厚度不等，是因为平原下的基岩还有次一级的拗陷与隆起构造。
在新华夏构造体系中，黄淮海平原主要位于两条沉降带上：
松辽－黄淮海平原沉降带和黄海－苏北平原沉降带。
因此，黄淮海平原是一个新生代的巨大凹陷盆地，拗陷最深部分偏居西部，即靠近太行山山麓地带。
晚侏罗世时，黄淮海平原范围内有一些分散的小盆地，其中接受了红色碎屑岩、火山岩和暗色泥沙岩的沉积。
白垩纪初，开始进入盆地发展时期，直到现在，拗陷与沉积仍在活跃进行中。
老第三纪时还有若干孤立的小盆地，新第三纪时平原才连成一片[3]。
2.2地质构造及其对水系发育的影响
黄淮海平原下伏的隐伏断裂活动，对水系产生深远影响。
河流流向、河道偏移、河流决口、湖泊形成等等方面都受到断层活动的影响；新构造运动和松散软弱的地盘,直接或间接地增加黄河的活动性；大水系间没有坚硬的分水岭,助长了黄河的游荡性。
从黄河下游现河道的延伸方向可看出，各河段走向都与新构造运动有关。
2.2.1隐伏活动性断裂
隐伏活动构造可控制黄河河道的具体走向、沉积边界，横切河道的断裂或断裂交叉点则控导历史上重要的决溢点。
顺向断裂河沿下降盘发育，若发生掀斜作用，又可向上升盘滚动；断裂两盘的活动性质还可沿走向发生逆向变化，从而对河流走势或决溢产生相应的影响。
孟津老城—黑羊山断裂带，走向为北东东向，属济源—开封拗陷南缘超壳断裂组的一支，其控导黄河全新世以来出山后的流向。
同时由于太行山向南的掀斜作用，而使黄河进一步向南岸滚动。
老鸦陈断层与左岸相交的白马泉附近，花园口断层与黄河相交的花园口附近，聊兰断裂带与新乡—商丘断裂交汇点，聊兰断裂与黄河相交的董口附近等都是历史上重要的决溢点。
1855年铜瓦厢决口后黄河沿聊兰断裂带行河。
2.2.2近、现代沉降中心
近、现代沉降中心决定行河范围。
黄河在地史时期和历史时期多沿华北拗陷中心行河。
有史记载以来，北东方向行河时间远远大于南东行河时间，其原因是华北拗陷北段沉降速率大于南段，所以自晚更新世以来黄河入渤海时间远远大于入黄海时间。
黄河现河道除范县—济南段穿越鲁西台隆外，其它河段都基本沿沉降速率大的济源—开封拗陷、东明断陷、济阳拗陷的沉降中心地带行河。
因此，新构造运动活动强烈的沉降带或发育的顺向活动断裂，以及由此形成的拗陷或地堑中心带，与活动断裂配合决定了各历史时期黄河的行河范围。
2.2.3新构造掀斜运动与沉降中心迁移
新构造掀斜运动与沉降中心迁移对悬河河道走向有明显的影响。
中更新世以来，由于太行山隆升，使其东南麓发生了间歇性依次向外掀斜运动。
禹河故道至河南豆公集东被漳河冲积扇覆盖，到河北曲周—巨鹿一线以东西汉故道、北宋故道北支也被山前冲洪积扇前缘压覆。
4000年来，沁河、漳河、滹沱河冲积扇分别在黄河冲积扇上推进超覆了30km、40km、50km，黄河行河范围则依次从太行山麓沉降带迁移到濮阳—清丰—临清沉降带、中牟北—商丘沉降带和郑州—开封—东明沉降带，证明了新构造掀斜运动和沉降中心迁移是造成黄河河道迁徙的重要因素。
黄河孟津宁嘴—东坝头段向南岸滚动侵蚀，长垣—济阳河段向北西侧滚动侵蚀分别为太行山和泰山隆升掀斜运动的结果。
2.2.4黄河下游穿黄、临黄断裂
黄河下游地区隐伏断裂对悬河稳定性产生影响的主要是那些深大活动性断裂，尤其是穿黄、邻黄活动性断裂，其活动性对堤防地基稳定危害较大。
（1）鲁西隆起对河道稳定性的影响
黄河流经东明断陷，自鄄城董口进入鲁西隆起，故而河道自高村便开始收缩，至耿山口受泰山隆起影响，河道突然收缩，宽仅400～500m，且弯曲度大，由高村以上的游荡性宽河道转为弯曲性河流。
因此，黄河在此泄流量锐减，排洪能力大为降低，成为黄河下游的卡口河段。
（2）菏泽活动性凸起对河道输沙的阻滞作用
黄河下游以聊城—兰考断裂为界，西侧为强烈沉降的东明断陷和开封凹陷，东侧（下游）为相对抬升的荷泽凸起。
差异升降运动造成河形变化，以高村为转折点，以上河段宽浅散乱，为游荡性宽河道，系粗泥沙的主要堆积场所。
从高村上、下河势变化及以上河段泥沙沉积特点分析，由于荷泽活动性凸起的阻滞作用，河道的输沙能力大为减弱，则使粗泥沙大部分沉积于宽河段，增大了悬河悬差。
这种不良地质结构的河段，将对河道稳定性产生极为不利影响。
（3）开封凹陷与东明断陷的沉降加剧了河道淤积而使悬河悬差更大
开封凹陷与东明断陷为华北拗陷的次一级构造单元，受边界活动性断裂影响长期处于沉降阶段。
黄河自郑州西北桃花峪东侧进入开封凹陷至山东东明的高村东进入荷泽凸起，该段河道长约207km，受凹陷长期下沉影响，该段河道宽浅散乱，成为强烈淤积河段，且为粗泥沙的主要堆积场所。
所以，开封凹陷与东明断陷的持续沉降，加剧了该段河道的淤积，加上人工堤防的约束，使该段悬河悬差日益增大，其中凹陷中心的开封附近达10m以上，悬河形势的日益严峻，同时凹陷边缘断裂的活动和凹陷内次一级小凸起和小凹陷的活动，更加剧了河势变化程度。
[3]
3.区域地貌分异
黄淮海平原是一个大的冲积平原，位于我国地势的第三级阶梯。
黄河是塑造黄淮海平原的主要地貌营力，在地貌形态上主要包括了山前洪积－冲积扇、冲积平原和滨海海积平原，这也是本区最大一级的地貌分异。
整个平原以现黄河干道为分水脊，北侧由西南向东北倾斜，南侧则由西北向东南倾斜，形成一个微向渤海、黄海倾斜的大冲积平原。
历史上黄河多次南北决口改道，在大的冲积扇上还复合或叠置了次一级的冲积扇（平原），加上古河道的影响，在冲积扇上还形成了一系列的古河道（岗地）、沙丘和洼地相间分布微地貌形态，造成了黄淮海平原复杂多样的地貌形态和多级的地貌分异格局。
山前洪积－冲积平原，一部分是由众多小河流和间歇性水流洪积－冲积而成的倾斜平原，一部分是由大中河流冲积形成的冲积扇平原。
地势在黄淮海平原处于最高，局部地区冲积扇顶部海拔可达200m，一般地区的海拔都在120m以下，但地形倾斜程度较高，坡降一般在1/500~1/1500之间。
冲积平原是整个黄淮海平原的主体部分，是山前洪积－冲积平原与滨海海积平原之间的广阔平原，由历史上大小河流多次改道泛滥冲积而成。
地势低平，海拔高度在35m以下，坡降一般在1/5000~1/8000之间。
黄河、淮河、海河对冲积平原的形成都起到了重要作用，但黄河对平原形成的作用更为突出。
历史上黄河的多次改道，影响范围从豫东皖北苏北到冀渭南部。
由于黄河的泥沙含量大，历史上曾经多次决口改道，从而在冲积平原上进一步形成了古河道高地与河间洼地相间分布的地貌结构。
滨海海积平原是黄海和渤海沿岸的低缓平原，包括河口三角洲，地势平缓，海拔一般在5m以下，坡降一般在1/10000~1/15000之间，是海陆交互沉积的地带[4]。
黄淮海平原的主体是黄河冲积扇。
黄河冲积扇，或称黄河冲积平原，西起孟津附近的宁嘴峡口，向东延伸到鲁西的山前洼地，海拔30~100米。
在黄河冲积扇内部，根据地表形态、地质构造、地表组成物质等的不同，又可以分为以下几个部分：
今黄河以北的冲积扇形平原，向东北大致推到丘县、临清、聊城一带，其上古河道、沙丘和洼地东北向相间分布，尤以在郑州黄河铁桥向东北经原阳、滑县、内黄、南乐至冠县一带最清楚。
兰考以东，鲁西山地以西，废黄河与黄河之间的三角形地带，为黄河冲积扇形平原的中下部，地表沉积物以粉砂为主，地势低平，平均坡降为l／8000。
这个地带是黄河古河道南徒北迁的过渡场所，古河床与背河洼地交替出现。
兰考以东的废黄河是1855年以前的黄河故道。
由兰考向东北经东明与民权之间有多支的长条形沙岗，也是古黄河流经的遗迹。
在冲积扇形平原的前缘与鲁西山地的山麓之间，地势低洼，河水汇集，形成一连串的湖泊，自北而南有东平湖、马踏湖、蜀山湖、南旺湖、马荡湖、独山湖、昭阳湖和微山湖等。
兰考以下的黄河与废黄河以南，为黄河冲积扇形平原向东南延伸部分，最远可以到达亳县、沈丘一带。
后期的砂质粘土沿着几条东南向泛道覆盖在前期的粘土平原上，构成微度倾斜的平地；而近期的粉细砂又象火舌一样吐放在后期的砂质粘土平地上，形成古河床高地、扇形地和自然堤。
这个地区，在扶沟－睢县的西北是冲积扇顶部；在扶沟－睢县与周口－柘城－商丘两线之间，属冲积扇形平原的中部，历史上黄河泛流从这个带逐渐归槽，纳入颍、涡等大河，构成树枝状水系；在周口－柘城－商丘的东南为冲积扇形平原的下部，地面坡度更小。
在亳县－砀山的东南，已属于黄河、淮河的冲积平原。
兰考、徐州、淮阴一带的废黄河是一条悬河床，上游较宽，下游逐渐变窄，象一条沙龙一样，横亘在黄泛平原上。
目前河床中，在徐州以上无水流，呈槽形洼地；徐州以下有水流，可通船只，大堤以内有宽阔的古河漫滩。
沿废黄河两侧有一系列的小冲积扇，有些是复合的，有些是叠置的，它们是由一个或几个决口，经多次泛淤造成的，构成了条带状的冲积扇群。
[5]
图一：
黄淮海平原的地貌分异
二、黄河贯通与黄河冲积扇
1.黄河贯通时间与成河年代
黄河约有150万年孕育发展的历史，先后经历过若干独立的内陆湖盆水系的孕行期和各湖盆水系逐渐贯通的成长期[6]。
现代意义的黄河是在贯通一系列古湖泊的基础上形成的。
从整体上看，黄河全河贯通有两个关键河段：
一是出山陕间峡谷；二是贯通晋豫间的三门峡。
学术界对黄河贯通这两个关键河段的时间都存在争议。
目前比较一致的看法是：
山西陕西间黄河远在上新世以前就已存在；而黄河贯通三门峡东流入海的时间大约在更新世早期。
[7~9]
黄河下游历史上曾经多次改道，目前黄河下游的河道是在不同历史时期内形成的，其中在兰考的东坝头以上已有500多年的历史；东坝头至陶城埠是1855年铜瓦厢决口后的泛道；陶城埠以下，从渔山至海口原系大清河故道，在该次决口时为黄河所夺；现代黄河三角洲上的黄河尾闾，1855年以来也曾经多次改道[10]。
2.黄河下游河道及其变化
2.1黄河下游河道形态
河道形态，包括河床纵剖面、河床横剖面、河道平面形态和河道的空间展布等方面，对泥沙淤积甚至河流地貌的发育有非常重要的影响。
黄河易决口改道，除了其高含沙量的河性以外，其河道形态为泥沙淤积提供有利条件也是必不可少的因素。
黄河下游河道平面外形呈藕节形，宽窄相间，滩地面积占河道总面积的80％，漫滩洪水使得大量泥沙淤积在滩地，河床极不稳定，特别是游荡性河段，冲淤伴随着主槽的摆动，使得河槽各部分较均匀上升，滩槽高差增大[11]。
黄河下游干流河床的两侧均有大堤，河床高出堤背平地，一般为5～6米，最大可达12米，成为地上河，即所谓“悬河”。
按其河型可以分为四段，在高村以上为游荡型河段，高村至陶城埠是从游荡到弯曲的过渡型河段，陶城埠至前左是弯曲型河段，前左以下属三角洲分汊型河段。
黄河在高村以上的游荡型河段，河身宽浅，堤距上宽下窄，成明显的喇叭形，洪水排泄不畅，回水比较严重、两岸滩唇（自然堤）高，堤身较低。
历史上的黄河决口改道，多发生在这种游荡型河段。
高村至陶城埠的过渡型河段，河道靠近南岸，水流归于主槽，主槽比较稳定。
苏泗庄以下河道开始迂回，弯曲的外形很不规则，河湾发展很快，凹岸的淘刷与滩岸的崩塌都很严重。
陶城埠至前左的弯曲型河段，南岸丘陵起伏，北岸险工相接，河道受到约束，横向摆动不大。
河槽比较稳定，但河面较窄。
由于河道弯曲而狭窄，冰凌、洪水极易壅塞，迫使水位上涨，往往引起决口[12]。
黄河下游纵剖面宏观上看是一条圆滑的下凹型曲线；微观看，黄河下游的比降不是单调变化的，因此这条下凹型的纵剖面曲线上还存在一些波折。
以苏泗庄为转折点，苏泗庄上下河段比降相差较大：
苏泗庄以上河段，是叠加在冲积扇顶和冲积扇面上的河段，因此比降比较大；苏泗庄至孙口段，河道流进冲积扇前缘的冲积平原，所以比降突然减小；孙口至洛口段，河道流进山前冲积平原，因此比降又增大；洛口以下，河道比降又减小[12]。
黄河下游河道比降的这种变化，体现了地貌对河流发育的影响；但从地貌与水系相互作用的角度看，它也体现了水系变化对地貌的塑造。
表1：
黄河下游河段特征[13]
起止地点
流域面积
（km2）
河长
（km）
落差
（m）
比降
（‰）
汇入支流
（条）
桃花峪至入海口
22726
785.6
93.6
1.2
3
1.桃花峪至高村
4429
206.5
37.3
1.8
1
2.高村至艾山
14990
193.6
22.7
1.2
2
3.艾山至利津
2733
281.9
26.2
0.9
0
4.利津至入海口
572
103.6
7.4
0.7
0
2.2黄河下游河道变化
黄河大冲积扇，乃至黄淮海平原的形成与黄河的多次决口改道有关，而黄河的决口改道除了前面所述的地质构造原因外，黄河下游河道的变化也是重要的原因。
2.2.1黄河下游河性的变化
河性包括流量、汛期、冰期、补给、含沙量等许多方面。
黄河主要的特性有二：
一是水量小而变率大；二是含沙量高。
黄河下游河性的变化主要是指含沙量的变化。
泥沙含量高是黄河易决口泛滥的主要原因，黄河泥沙主要来自于黄河中游流进的黄土高原区。
黄河大约形成于更新世早期，直到3000aBP，黄河的泥沙含量都是比较低。
黄土高原区此时气候湿润，植被覆盖率较高，黄河中游黄土高原区水土流失较轻。
黄河在黄淮海平原区虽然多发育曲流河道，河流相对较稳定，决口改道较少。
晚全新世（3000aBP）以来，随着全球气候变化，植被带的南移和衰退，使黄土高原水土流失加剧，黄河河水泥沙含量加重。
晚全新世以来，黄淮海平原的植被也发生了明显的变化，常绿阔叶混交林向南退出黄淮海平原，南方亚热带喜暖的乔木树种从森林中消失，中全新世广泛分布的湖泊洼淀开始解体、收缩或消失，湿生和沼生植被大面积消失。
黄河下游河道逐渐由曲流河型演变成微弯曲和顺直型河道。
河水中的大量泥沙使下游河床淤积加重，河床改道频繁[14]。
2.2.2黄河下游河道的迁徙
在地质时期，黄淮海平原是一片浅海，山东丘陵是海中岛屿。
黄河、淮河及从太行山、燕山流出来的一些小河流都注入这个浅海。
它们带来的大量泥沙，逐渐沉积而使海底露出水面，成为陆地。
黄淮海平原形成的初期，地势低洼，黄河两岸又无大堤，河水放荡无羁，四处漫流，没有固定的河道。
从先秦时期到新中国建立前约3000年间，黄河下游决口泛滥达1593次，平均三年两次决口，较大的改道有二三十次，其中重要的改道有6次。
黄河下游改道不仅次数频仍，流路紊乱，波及地域也极为广阔。
历史上出现的河道，有如一把摺扇的扇骨，多至数十根。
武陟、荥阳是扇纽，扇骨的分布北至海河，南至淮河。
黄河的改道对这一广大区域的地貌变迁造成极大的影响[15]。
历史上黄河下游改道所经历的各条故道，主要有12条，北流的有滱水、滹沱、御河，东流的有漯水、马颊、济清，南流的有泗水、汴水、濉水、涡水、颍水等。
其中北流的滱水泛道是历史上最北的一条泛道；南流的颍水泛道是最西、最南的一条泛道。
从12条泛道行水的时间看，漯水泛道和汴水泛道行水时间最长。
因为黄河下游的黄淮海平原被山东丘陵分成两个部分，使黄河具有向东北流入渤海，或向东南流入黄海两种可能性。
黄河按着水流就下的规律，必然寻求坡面最陡和距海最近的水道，而漯水泛道和汴水泛道正好具备这样的条件。
历史上黄河决口改道的起点变化有一定的规律性。
开始决口常在河口段，以后逐渐向上移动，然后再自下而上循环。
黄河之所以决口越来越频繁，就是这种循环的周期愈来愈短。
当然，这种演变规律和泥沙沉积、河流运动的规律是相符合的。
而黄河决口地点和泛道的选择则主要受制于地势因素。
历史上黄河下游河道变迁的总趋势是决口改道愈来愈频繁，但以某一段特定的历史时期而言，也会出现河道相对稳定的时期，这受到自然和人为两方面因素的作用。
就自然原因而言，一次新改道形成后，由于水流就下的自然选择，新河道开始比降较大，冲刷大于沉积，能将大量泥沙直接输入海洋中，在一段时间内河道比较稳定；另外洪水能带来大量泥沙，也能带走大量泥沙，刷深河床[10]。
2.2.3黄河下游两岸分流和汊道的变迁
历史时期黄河下游在很长时期内存在着许多流径很长、水量充沛的分流和汊道，北入渤海，南达淮河，将黄淮海连成一片。
这些分流和汊道的水源主要来自黄河，因而在一定历史时期内曾经是黄河泥沙和洪水的天然分泄道，以后由于大量泥沙的排入、黄河的决入和灌淤以及其他的一些人为因素，两岸分流和汊道逐渐消失。
最后形成了现今黄河下游两岸无分流和汊道的状态[10]。
3.黄河大冲积扇
黄河大冲积扇，从地貌单元上看，包括了山前洪积－冲积扇、冲积平原，具体范围是西起孟津宁嘴，北沿太行山麓与漳河冲积扇交错，西南沿嵩山山麓与淮河上游冲积扇相接，东临南四湖。
东西长约355km，南北宽约410km，总面积72144km2，为黄淮海平原山前地带最大的冲积扇[16]。
黄河冲积扇的中轴部位淤积较高，成为黄淮海平原上的“分水脊”，并将黄河大冲积扇分成南北两翼。
3.1黄河大冲积扇北翼的形成
黄淮海平原在地质历史时期是一片浅海，黄河、淮河及从太行山、燕山流出来的一些小河流携带大量泥沙注入这个浅海，逐渐沉积而使海底露出水面，成为陆地。
更新世早期，黄河逾越三门湖进入华北湖，结束了本区浅湖广布的地貌景观，开始了黄河冲积扇的发育进程[15]。
受构造因素的影响，黄河的位置偏北偏东，此时开始的冲积扇发育过程主要是现在黄河大冲积扇北翼——海河平原的形成过程。
黄淮海平原形成的初期，地势低洼，黄河两岸又无大堤，河水放荡无羁，四处漫流，没有固定的河道。
在一个地方流一阵子，地面淤高了再换一个低的地方，巡回行淤，使广大平原不断淤高。
在黄淮海平原形成之前，海河并不存在，浅海成陆后才发育了现在的海河，原来发源于太行山和燕山直接入海的一些小河流成了海河的支流。
此后漫长的历史时期，在黄河、海河以及本区其他一些河流入滦河等共同作用下，黄河大冲积扇北翼逐渐发育完成。
黄河冲积扇北翼——海河平原，地貌分异较明显，近太行山、燕山山前为海河各支流及滦河堆积的冲积扇平原，除近山麓地带的地面受到一定程度的侵蚀切割以外，扇面上堆叠有不同时期的河流沉积物；冲积扇平原的下方则为由海河流域南北两系河流所堆积的广阔冲积平原，北系河流多由西北流向东南，南系河流多由西南流向东北，两组水系在白洋淀—文安洼相汇，最后通过海河注入渤海。
海河南系的冲积平原亦为黄河夺淮前北流时期的主要泛流区[16]。
图二：
历史时期黄河下游主要泛道流经示意图[10]
3.2黄河大冲积扇南翼的形成
黄河大冲积扇南翼，地势相对低洼，淮河自西而东流经其间。
第三纪时，黄河大冲积扇南翼基本上整体下降，沉积了巨厚的湖相红色岩系，掩盖了一切古构造和古地貌形态。
第四纪以来，黄河流经黄土高原携带的大量泥沙在黄河南泛的过程中于本区大量沉积，加上此时河淮沉陷区缓慢的沉降，使黄河大冲积扇南翼区地貌轮廓逐渐形成。
随着两岸堤防的形成，河床淤高和决口改道的交替出现，大冲积扇亦不断改观。
1194年以后，黄河屡次南泛。
黄河大的迁、泛活动主要集中在大冲积扇南翼，加之坡水河流的冲积和长期的风力作用，在人类活动的共同影响下，形成了本区现阶段地貌。
与冲积扇北翼控制区形成鲜明对比，呈现出沙丘沙地、岗地洼地、泛淤平地等微地形交错分布的特征。
区内地势平坦，海拔多在60～70m，大致自西北向东南缓倾，坡降在1/4000～1/5000，贾鲁河、涡河、惠济河顺坡向东南入淮。
区内自然景观主要表现为：
在早期黄河泛滥冲积作用形成的微倾斜平原的基础上，黄河故河道、黄河泛道主流及其附近的地表沙质冲积物质，经后期风力因素的塑造，独特的“群积沙地”地貌类型发育，体现出显著的黄河近期迁徙、泛淤的影响痕迹[16]。
图三：
黄河冲积扇结构图
4.黄河两侧的冲决扇和洼地
长期以来，黄河河道的迁徒和决口泛滥，塑造了现代平原多种多样的地貌形态。
冲决扇和背河洼地就是其中非常典型的两种地貌形态。
4.1冲决扇
冲决扇，即决口冲积扇，是黄河下游一种特有的河流地貌现象。
黄河受堤防约束，河床淤积抬高，河床高于背河地面，当遭受特大洪水时，可能在堤防薄弱处发生决口，形成冲决扇。
黄河下游1855年铜瓦厢决口后，处于散流状态，分三股，其南股为主流夺大清河由利津入海，直到1884年新道堤防陆续告成。
清末民初直到1946年决口现象仍不断出现，现在黄河两岸的冲决扇多数是在此期间形成的。
冲决扇沿黄河两岸断续分布，约有40多个冲决扇，主要有两种成因形态，即汛期洪水决口冲积扇和凌汛决口冲积扇。
洪水冲决扇主要分布在河南境内，一般在决口地点有深潭或槽形洼地，在深潭和洼地外围有大片的沙体分布；凌汛冲决扇主要分布在山东高青、利津一带，主要为窄条形的洼槽，槽的一端紧靠大堤，多数洼槽外围无沙体分布，如孟口；在个别的洼槽另端，有一条形的岗地，它是由决口后冰凌水流冲刷地面带来的沙子堆积而成。
洪水冲决扇又可分两种：
扇状和舌状。
扇状冲决扇，多数分布在河南境内的河段上，沿大堤两岸有10余个大的冲决扇。
这些冲决扇的背河处，都有大片的扇形地分布，多数由几个小的扇形地组成，扇状冲决扇的形成表明决口时的流量大、含沙量高、临背差大。
舌状冲决扇主要分布在山东境内，其形成表明决口时流量、含沙量、临背差均相对较小[13]。
图四：
黄河下游冲决扇分布图
4.2洼地
在黄河河道不断迁徙改道的过程中，河床和大堤交相增长，悬河特征逐渐出现。
伴随着悬河的成长发育，由于人为的近堤取土、岁修大堤，背河洼地这一独特地貌景观也逐渐形成。
黄河淤积成为地上河后，河水在高水头压力下，大量补给两岸地下水，抬高地下水位，形成沿黄河大堤外侧宽1～13km，容易引起内涝和土壤盐碱化的地区，成为黄河背河洼地。
由于黄河水在大堤间来回游荡和反复淤积河槽与滩地，形成了独特的地貌景观：
河床及两侧大堤高高竖立，大堤外侧平原显得特别低洼。
紧靠河槽的低滩地，雨季常被河水淹没。
背河洼地以外是平原。
黄河背河洼地的范围大小与黄河水位、两岸地下水位的高差、两岸地形、排水条件等有关。
河槽愈高，河水主流愈靠近大堤，大堤外的地形愈低洼，排水条件越差，背河洼地范围就越大。
反之，背河洼地的范围就小[12]。
黄河在郑州邵庄以西为地下河，两岸没有背河洼地区。
向东至申庄一带，河槽高出堤外地面2m左右，背河洼地宽度约为300～1500m；原阳县境内，河槽高出大堤外地面5～7m，河洼地宽度约为3000～4000m；封丘县隆宫乡的李七寨一带，黄河主流远离大堤约3000m，背河洼地宽度约4500～5000m，封丘县曹岗乡的马坊一带，黄河主流紧靠大堤，背河洼地宽达6000～8000m。
黄河大堤外地形条件与背河洼地能否形成及范围大小又很大关系。
如果堤外地形低平，背河洼地范围大，堤外地形连接缓岗高坡，则背河洼地范围就小。
排水条件对背河洼地的形成发展影响很大。
排水好的地区，背河洼地面积小，排水差的地区，背河洼地面积大[17]。
在黄河决口泛滥的过程中，除了
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