晚更新世-全新世湖泊-河流发育阶段

在早更新世的末期到中更新世的初期，影响整个青藏高原的昆黄运动不仅使一些早更新世的盆地泄水干涸，如循化盆地、羌塘古湖，而且同时在高原内部形成新一轮的湖泊，如若尔盖盆地，以及谷地系统的形成（施雅风等，1998b）。在这个时期，黄河源区受布青山山前断裂和野牛沟断裂的影响，谷地下陷，积水形成中更新世的湖泊。
在现今源区的黄河河谷中，中更新世地层露头很少，被全新世沉积物所覆盖，基本上要靠钻孔来揭露，目前在该区已打了多个钻孔（图2-29）。分析这些钻孔资料发现，即使在已打穿第四纪沉积物的钻孔中，其地层的时代也是中更新世以来，未发现早更新世地层。河谷区的中更新世地层的岩性以一套湖相的粘土和粉细砂层为主，在这套地层的底部为角砾石层，显然是湖泊形成初期的产物，然后湖泊扩大，水体加深；在顶部又出现了砾石层，说明湖泊发生了收缩。
中更新世的湖泊与早更新世的湖泊有所不同，主要表现在：湖泊中心向南迁移，原来沿布青山南麓发育的早更新世湖泊消失，向南迁移到两湖-黄河河谷地区（图5-3）。这也说明控制中更新世湖泊发育的主要断裂不是布青山山前断裂，而是野牛沟断裂；其次是在规模上明显较早更新世的湖泊大，我们在阿涌哇玛错发现了海拔4312m的湖蚀台地，在鄂陵湖西岸的措日尕泽（牛头碑附近）一带，还发现了该时期的湖相层（海拔4353m），高出现今鄂陵湖湖面约80m（图2-9），若考虑湖面与湖底之间的水体，当时的湖面高度可能达到现今约4350m的等高线位置，以此推算的话，当时的湖泊向东可能扩展到斗格涌，向南达野马滩（图5-4），向西抵星宿海，面积比现今大数倍，甚至更多。这可能是黄河源区第四纪湖泊面积最大的时期，发生在中更新世中期的大间冰期。

图5-3 黄河源区上新统、下更新统和中更新统德湖相沉积物分布范围

Fig.5-3 Distribution of the Pliocene，Lower Pleistocene and Middle Pleistocene lacustrine sediments in the source area of the Yellow River

图5-4 黑河谷地横剖面图

Fig.5-4 The valley section of the Hei River
在前面的ZK9孔气候分析中，已谈到黄河源区中更新世中期大间冰期的气候相对比较温暖，沉积物中的碳酸钙含量较低，降雨量较高，表明水体的盐度低，当时湖泊的水位是比较高的。在沉积速率方面，ZK9孔在0.55～0.20Ma BP期间，沉积速率不高（图5-5），而且沉积物的粒度较细，显示了比较稳定的构造环境。这个时期的柴达木盆地的水体淡化，湖泊扩展（陈克造等，1981）；青藏高原的东北部在0.50～0.24Ma BP期间，除在内部的有走滑运动外，构造隆升活动较弱（于庆文等，2001）。新疆的吐鲁番盆地（程捷，2003）、东部的郯庐断裂带（Cheng et al.，1996），在中更新世的中期曾发生过夷平作用。青藏高原内部及其周边地区的研究表明，在昆黄运动之后，青藏高原的构造运动相对比较稳定，这对湖泊的扩展是有利的。所以在这个时期，黄河源区的湖泊范围比较大。
在中更新世的末期，即倒数第二次冰期，黄河源区的湖泊明显收缩，在ZK9钻中沉积物由细粒相的泥质沉积变为含泥质的角砾石沉积，显然水体变浅了，但湖泊没有消亡，后来的晚更新世的湖泊是在此基础上发展的。

黄河源区的下更新统下部为山麓相的褐黄色的泥质砾石层、角砾石层，以角度不整合覆盖在上新统之上，而上部为河湖相的含砾亚砂土、亚粘土、粉砂层和砾石层，砾石的磨圆度好，砾径一般为1～4cm，为扁平状，具定向排列，地层厚达149m（王绍令等，1992）。在亚粘土层和粉砂层中，水平层理发育，而在砾石层中发育斜层理。这套地层沿布青山山麓分布，分布比较局限，在现今的黄河河谷的钻孔中未发现这套地层（图3-29）。在地貌上，形成长梁状或台地状地形，常形成河流阶地的基座，而且被中更新世及其之后的地层切割。从岩性的特征不难看出，这套地层以湖相沉积为特征。
黄河源区的上新统分布比下更新统要广得多，从布青山到巴颜喀拉山的广大地区内都有分布，而且主要是一套湖相和河湖相沉积，表明黄河源区在上新世存在非常广泛的湖泊，湖泊星罗棋布。但在上新世的晚期，即青藏运动A幕以来（3.40Ma BP），黄河源区的沉积环境发生了较大的变化。在靠近布青山和巴颜喀拉山地区（古湖的边缘地区），上上新统主要为山麓洪积相沉积，粗的砾岩明显增多，而在麻多一带（近古湖的中心部位），尽管岩石为细粒的泥岩和粉砂岩，但含较多的石膏层。这些表明，在上新世的晚期，受青藏运动A幕的影响，黄河源区发生了强烈的抬升，气候向干旱化发展，湖泊萎缩，甚至干涸，结束了该区大湖环境。
在早更新世的早期，受青藏运动B幕的影响，布青山山前断裂活动再次加强，形成新一轮的黄河源区湖泊环境（断陷湖）。但是在这个时期，巴颜喀拉山和布青山都明显升高，使湖泊的规模比上新世小，根据地层的分布来判断，当时的湖泊主要沿布青山山前展布，向西可能展布到星宿海和卡日曲一带。黄河源区的湖泊从早更新世早期开始发育，到早更新世中期可能达到最大规模，形成早更新世的大湖期。因为在早更新世的中期，青藏高原的构造运动比较稳定，整个青藏高原的气候普遍湿润（施雅风等，1998 b），在昆仑山垭口盆地和柴达木盆地在此时进入大湖期（刘泽纯等，1991）。对于黄河源区早更新世湖泊的消亡时间还没有更多的确切年代资料，但是根据黄河谷地中的钻孔资料显示，在昆黄运动期间湖泊可能已消失，形成了下更新统与中更新统的角度不整合。这个时期的青藏高原是地貌的大切割期（王富保等，1981；施雅风等，1998b），一些湖泊的被切割疏干（施雅风等，1998b），结束了早更新世的湖泊发育阶段。

在中更新世末期发生的共和运动，使青藏高原的边缘地区发生强烈的隆升和河流下切，龙羊峡的切开，共和古湖的泄水（施雅风等，1998b），黄河向上游发展，在晚更新世的晚期（大约在深海氧同位素的第3阶段）切开若尔盖盆地（王云飞等，1995）。而在黄河源区，晚更新世基本上维持湖泊环境，不过晚更新世的早期和晚期有所不同。在全新世，黄河源区为河流-湖泊环境，河流沿现今的黄河河谷发育，而两湖和“四姊妹”湖仍为湖泊，可以视为晚更新世黄河源区古湖被切开，湖水外泄所残留的湖泊。

在中更新世晚期，即野马滩冰期（倒数第二次冰期），黄河源区的气候比较寒冷，气温下降，尽管湖泊的面积比中更新世中期的大间冰期明显缩小，湖水的盐度增加，但是这个时期的黄河源区还是以湖泊环境为特征。对ZK9孔的沉积速率分析表明，在这个时期的沉积速率明显加大（图5-4），是前期的两倍，显示差异性抬升运动加强，布青山和巴颜喀拉山隆升加速，河流的向源侵蚀加强，有人认为在这个时期黄河源区的部分水系被流入柴达木盆地的河流所袭夺（李长安等，1999）。根据笔者的资料分析，黄河源区的水系调整主要发生在晚更新世的晚期。

图5-5 ZK9孔沉积速率图

Fig.5-5 Sedimentary rate of the ZK9 core

在晚更新世早期，气候转暖，湖泊再次发生扩张，在黄河源区形成较大规模的湖泊环境。根据ZK9孔的研究，这个时期的沉积速率明显降低，沉积物变细，水体的碳酸钙含量低，表明水体淡化，水位上升。依据各种气候指标的研究，湖泊扩展主要发生在深海氧同位素的MIS5阶段，到MIS4发生了湖退。在欧洲，Eemian间冰期为MIS5e，从MIS5d开始就属末次冰期，在海洋的沉积物中也有类似的现象（Skackleton et al.，2003），但在中国末次冰期与末次间冰期通常都划在MIS5 与MIS4 之间。黄河源区的记录表明，青藏高原的气候变化与欧洲地区还存在一定的差异，但也有相类似的方面，如在末次间冰期的晚期出现了冰水沉积。

在晚更新世的晚期，黄河源区的水环境变化很大，是从湖泊环境向河流环境转变的重要时期。从ZK9孔可以看出，相当第3阶段的第13、12层，沉积物突然转变为砾石层沉积，厚达7m，砾石的磨圆和分选性都较好，具有明显的河流相沉积特点，这显然不同于该钻孔中更新世的角砾石层。在砾石层之上，发育了沼泽泥炭层，表明是一种浅水环境。这些说明，在第3阶段黄河源区发生一次重要的湖泊泄水事件。这次泄水事件是由于布青山的强烈隆升，多石峡被切开，黄河伸入黄河源区，使形成于早更新世末期到中更新世初期的黄河源区古湖泄水消失。到这个时期，黄河才从若尔盖盆地延伸到黄河源区，现今的黄河才完全形成。同时，原来注入鄂陵湖的黑河，由于黄河伸入源区所产生的向源侵蚀作用，使它汇入多石峡的下游。

随着多石峡的切开，黄河源区古湖泄水，现今黄河的出现，加剧了黄河源区支流的溯源侵蚀作用。由于巴颜喀拉山北坡的汇水面积大，而布青山南坡的汇水面积小（图5-6），加之在前一个时期柴达木盆地的水系已袭夺了黄河源区北岸的部分河流（李长安等，1999），因此，在这个时期的黄河南岸的支流的溯源侵蚀作用强于北岸，使河流不断向南延伸。

图5-6 黄河源区现今水系分布图

Fig.5-6 Present drainage system in the source area of the Yellow River

现今黄河与长江两大水系的分水岭不是巴颜喀拉山主脊，而是南侧约25km海拔略低的一条山脉（图5-7），在两者之间为平坦而宽阔的东西向谷地，谷地的南、北两侧为高耸的山脉（图5-8）。这条谷地向东延伸，与查曲（雅砻江源头河流）河谷连接。该谷地与查曲河谷的分水岭为一片低平（4700m）且宽阔的沼泽地（图5-7）。分水岭与查曲的高差约为117m，在谷地东端由查曲形成的第二级阶地海拔高度（4688m）非常接近分水岭的高度。在贝敏曲的盆地状谷地中，达涌曲和贡德曲都发生近90°或大于90°的拐弯（图5-7），由近于平行谷地流向转向斜穿谷地。不仅如此，在谷地的西段，那陇格姆、托洛曲也发生同样形态的变化（图5-7）。同时还可以看出，拐弯以上的河段（上游）基本上都是平行谷地的延伸方向，而拐弯以下（下游）斜穿谷地。另外，错大玛、巴陇香、托洛曲、那陇格姆等支流与干流的锐角指向上游，还有不少的支流与干流呈直角相交（图5-7）。研究还表明，河流突然的大拐弯、支流与干流的异常相交非断层所致，因为在河流变形的地方没有断层通过。上述各种证据表明，巴颜喀拉山南侧谷地原来是一条东西向的河流（谷地），流入雅砻江上游的查曲，后来由于北坡的多曲溯源侵蚀较快，越过了巴颜喀拉山，袭夺了贝敏曲和洛曲（这两条河流原为一条河流）。而同时，扎窝-勒那冬则-鄂陵湖东岸一线的隆升，使东西向谷地解体，并形成与查曲的分水岭。这条南北向的隆起还导致了巴颜喀拉山北坡黑河的变迁，它原流入鄂陵湖，该河谷与鄂陵湖形成一个统一的湖泊。黑河河谷发育有中更新世的湖相层（图5-4），这与现今的黄河河谷和鄂陵湖的地层发育相同。后来随着多石峡的切开，南北向隆起的形成，黑河发生了改道。这次黄河源区的河流袭夺，使分水岭向南推进了25km，时间为晚更新世的末期。

图5-7 黄河源区在晚更新世的水系变迁

Fig.5-7 Drainage evolution during the Late Pleistocene in the source area of the Yellow River

图5-8 巴颜喀拉山地区地形图

Fig.5-8 Contour map of Bayan Har Shan（Mountains）

在东昆仑的第四纪水系演变过程中，一个最为重要的时期是晚更新世，是水系性质发生重大重组的时期，面貌发生根本性的转变。在早、中更新世，该地区发育大量的近东西向湖泊，规模也比较大，然而在共和运动之后，湖泊大量的消失，而南北向的河流变得显著，并把一些近东西向盆地（谷地）连接起来，形成了以河流为主要特征的水系网。在黄河源区，湖泊的延伸方向由早期的东西向转变为以南北向的为主。这种水系变化，不仅指示了青藏高原在晚更新世存在快速隆升过程，而且也可能预示青藏高原东北部在这个时期动力条件的转变。

在全新世，除了鄂陵湖、扎陵湖、“四姊妹”湖等为湖泊环境外，在黄河河谷中为河流环境，结束了黄河源区的完全为湖泊环境的特征。现今分布于黄河源区的湖泊，自全新世中期以来，湖泊面积有缩小的趋势，并形成了全新世多条湖岸堤（图5-9）。

图5-9 查木错全新世湖岸堤

Fig.5-9 The Holocene banks of Chamu Co（lake）