地处青藏高原东北部的青海湖, 在地质历史时期曾作为黄河水系的一个“ 过境湖” , 其周边水系的演化一直受到许多地学家的关注。近百年来, 国内外不少学者涉足该区, 对青海湖由外流湖转变为内陆湖的新构造过程进行了多方面的考察和研究, 焦点多集中在青海湖盆地内重要水系— — 倒淌河的形成演化及其相关时限的问题上。最早讨论倒淌河形成问题的是孙健初^[1], 他首次提出青海湖是因地层断陷、倒淌河倒流而形成的科学论断, 并指出青海湖原是通过倒淌河与贵德盆地的黄河相通, 以后许多学者也对此持支持态度。他们认为, 倒淌河原来向东南流入贵德盆地, 汇入黄河, 后来, 由于受青海湖盆地沉降作用的影响以及青海南山、日月山和野牛山隆升使倒淌河河谷上升而致使古湖东部出口的堵塞, 河水被迫倒流而形成倒淌河。众多学者进一步论证这一事件发生在中更新世末期或晚更新世早期 ^{[2, 3, 4, 5, 6]}。潘保田在对贵德盆地地貌演化与黄河上游发育研究后, 确定该区在0.1 Ma前后发生的强烈构造运动, 导致倒淌河分水岭垭口地带所在的日月山、瓦里贡山隆起, 加上末次冰期来临带来的气候干旱, 河流无力将隆起部分切蚀, 青海湖才逐渐与贵德盆地失去水系联系^[7]。李吉均、施雅风等对黄河上游的地貌演化与高原隆起进行研究总结后明确提出, 发生于0.15 Ma的共和运动使日月山隆起, 青海湖与共和盆地隔绝, 生成倒淌河, 青海湖水系也由于日月山上升转为内陆湖^{[8, 9, 10]}。但还有学者认为, 在350 ka BP时, 日月山已快速抬升, 青海湖集水成湖; 210 ka BP时, 青海湖完全封闭为内陆湖泊^[11]。由此可见, 经过近一个世纪的探索至今, 青海湖由外流湖转变为内陆湖的新构造过程多局限于地貌研究, 倒淌河附近的沉积物空间分布特征及“ 倒淌” 时限尚需地学界的学者进一步探索。

本文利用ETM、ASTER等卫星遥感数据对该地区的古河、湖相沉积物空间分布特征进行详细的遥感调查, 并对沉积特征实地进行了统计分析和年代学研究, 以期能够通过倒淌河附近的地貌、沉积物空间分布特征分析, 探讨晚新生代以来青海湖地区的隆升过程、时代及相应的环境地貌变化等问题。

青海湖是我国最大的内陆封闭性咸水湖, 位于青藏高原的东北隅, 面积约4 583 km²。湖面东西长, 南北窄, 略呈椭圆形。其西北有布哈河注入, 东南部为倒淌河。青海湖盆地平均海拔约为3 200 m, 地势较为平坦, 四周被海拔3 600~5 000 m之间的巍巍高山所环绕。该盆地与“ 共和运动” 所形成的共和盆地以近东西向展布的青海南山为界分列南北, 为一呈北西— 南东向延伸, 西北高、东南低的封闭式山间内陆断陷盆地, 如图1所示。

图1

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	图1 青海湖地区地貌特征及其黄河水系分布

青海湖地区存在两级夷平面(山顶面、主夷平面)、一级剥蚀面和多级河湖阶地^[12]。主夷平面构成了青海湖盆地和共和盆地周边山地的主体; 剥蚀面普遍发育于现代河谷的最上部, 表现为河流宽谷和山前台地, 在倒淌河东南部的广大区域内表现尤为清楚。盆地内由于新构造运动间歇性上升过程所形成的多级河湖阶地发育, 从山麓到湖滨阶状地形明显, 至少存在4级湖成阶地, 多紧贴山麓呈狭窄条带状, 平均高出现代湖面约120 m。在倒淌河下游的宽谷中, 分布有一系列近于平行现代湖岸线的砂砾堤, 其形态完整, 高度向下游逐一降低, 各砂堤之间为沼泽湿地或者残留的小湖, 这些砂堤均被倒淌河所切开^[13]。

青海湖地区的湖盆面貌最早出现在晚第三纪, 当时为“ 青东古湖” ^[7]的一部分, 与黄河水系联系极为密切。黄河水系是在青藏运动C幕之后(约1.7 Ma)才随着高原隆升成新的河谷系统的^[14]。区内的河湖阶地及层状地貌可以比较好地揭示发源于青藏高原的黄河在第四纪的演化历史。进入第四纪, 青海湖盆地内沉积范围有所变化, 相应的多级层状地貌沉积特征与它们的成因具有很好的对应关系。

盆地边缘或山麓多为中更新世— 晚更新世冰水堆积和晚更新世冲洪积砂砾石堆积, 以山前多级冲洪积(冰水堆积)扇的形式构成青海湖盆地多级层状地貌面中的洪积(冰水堆积)面, 且一般都以向盆地方向推进的堆积形式出现; 晚更新世湖相沉积(Q p3l)主要出露于青海湖盆地内倒淌河谷地, 为一套巨厚层(堆积厚度大于10 m)湖积成因的青灰— 褐黄色砾石层、含砾砂层组合。横向上砾石层与砂层延伸不稳定, 砾石成分复杂, 分选及磨圆度较好。砾径普遍在0.2~10 cm间, 且有自上而下砾径由小变大的趋势。砾石间泥质含量较少, 胶结程度弱, 表明在晚更新世青海湖面曾到达现在倒淌河分水岭附近; 晚更新世河流相沉积(Q p3al)主要发育于倒淌河分水岭和日月山山脚, 代表了古倒淌河残留的高级阶地或古河道, 邻区的共和盆地也有大面积出露。倒淌河分水岭处河流相沉积物可以分为河床和河漫滩两个沉积单元。河漫滩沉积物较细, 由灰色砂质粘土、粘土质粉砂、细砂等组成, 发育水平、波状、透镜状和小型交错层理, 可见植物碎屑。河漫滩下部河床相TL测年结果为100.1± 7.8 ka。河床相岩性以砂砾石层和中粗粒砂为主, 砾石分选及磨圆度较好, 中粗粒砂层中具交错层理、平行层理和波状层理, 并以横向延伸十至十几米呈透镜状、存在冲刷侵蚀面构造和砾石呈次圆状具叠瓦状排列为特征, 代表河道充填产物。由于以砾石沉积为主, 说明属相对浅或不稳定河道沉积体系。共和盆地中的晚更新世河流相沉积构成了盆地中的一、二塔拉, 亦是黄河在共和盆地中的高级阶地^{[15, 16]}, 于共和盆地二塔拉后缘的灰— 青灰色具楔状交错层理和叠瓦状构造的含砾砂层夹黄色粘土透镜中所测TL年龄为114.1± 6.1 ka。这一顶部年龄显示黄河已于晚更新世末期进入共和盆地, 并形成了距今114 ka的古黄河最高级阶地。

本研究于倒淌河分水岭和日月山山脚处新发现两处古河流残留的高级阶地或古河道。两处河流相堆积厚度约3 m, 日月山山脚处(E101° 00'34″, N36° 24'26″, H3 316 m)河流相沉积的岩性以砂砾石层和中粗粒砂为主, 砾石层普遍具叠瓦状构造和二元结构。砾石最大扁平面产状统计表明, 砾石倾向多在290° ~300° 间, 倾角为30° ~40° 。倒淌河分水岭处(E101° 04'20″, N36° 16'26″, H3 302 m)可见河床、河漫滩以及湖相沉积, 其沉积序列特征自上而下如图2所示。

图2

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	图2 倒淌河分水岭处综合剖面

图2(1)层为风成堆积, 相当于全新统地层; (2) ~(4)层为河流相沉积, 其中(2)~(3)层为河漫滩相沉积, (4)层为河床相沉积, 以叠瓦状排列的砾石层和具有大、中型槽状或板状交错层理的中、细砂层为主, 底部砾石直径约5~50 cm, 多为次圆状和次棱角状, 是由于河道迁移而引起的沉积物侧向加积的结果。其顶面热释光测年为100.1± 7.8 ka。该处和日月山山脚古河流相堆积的顶面高度大致相同, 古流向一致, 均为由北西流向南东, 且两者砾石岩性一致, 以花岗岩为主, 推测两者应均属古倒淌河残留的高级阶地; (4)层与(5)层之间发育较大侵蚀面, 指示平行不整合接触, 其余均为整合接触。这反映了晚更新世早期湖盆消失, 湖相沉积遭受侵蚀, 青海湖盆地环境发生剧变; 剖面中的(5)~(14)层为湖相沉积, 代表了晚更新世早期的青海湖湖相沉积。

宽阔的倒淌河谷是古布哈河— 倒淌河谷的遗迹, 亦是青海湖入黄河通道。晚更新世早期以前为河湖并存状态, 青海湖为黄河水系的一个“ 过境湖” ; 晚更新世早期以来, 由于河道中部野牛山的隆起, 倒淌河逆流回灌, 其流向转变时期在100 ka左右。

(1)沉积物来源分析。在倒淌河分水岭和日月山山脚发现的河流相砾石层磨圆度和分选性相对较好, 砾石成份复杂。岩性统计表明, 该处河流相砾石砾径可达20~50 cm, 岩性以花岗岩为主(约70%), 也有一定含量的砂岩、板岩等(约8%), 此外, 尚有一定数量的石英岩(2%)。而倒淌河河谷两侧山体的岩性为三叠纪碎屑岩, 且河谷至山脊相当范围内均为此岩性。花岗岩多出露于江西沟以及布哈河上游地区。该处河流相砾石与现代倒淌河河谷中的岩性单一、直径较小的砾石层明显不同, 且砾石最大扁平面产状统计表明当时河流的流向为由西向东。所有这些表明, 现代倒淌河形成之前曾有大河流经该谷地。

(2)地貌证据。图3是倒淌河地区三维影像图, 图中倒淌河河谷宽阔, 河道坡度平缓。倒淌河现在的源头在野牛山, 与浪麻河的分水岭为一东西长30余km, 宽约10 km的平坦宽谷。宽阔的倒淌河谷地与其中发育的现代河床季节性细小水流不相适应, 指示倒淌河河谷应是古河流侵蚀所致。

图3

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	图3 倒淌河地区三维影像及取样位置

(3)构造证据。青海湖地区是多条深断裂汇聚之地, 更新世以来构造变形强烈, 而倒淌河的形成与青海湖地区的构造格局有密切关系。形成并控制盆地边界的热水— 日月山断裂带和青海南山断裂带分别从北北西和北西西两个方向向倒淌河分水岭地区汇聚, 倒淌河与青海湖盆地西部的布哈河谷地遥相对应, 属同一断裂体系。前人资料显示倒淌河原为与青海湖— 布哈河相连的统一大地堑^[6]。随着晚更新世以来, 青藏高原进入最强烈的隆起时期^{[17, 18]}, 受到在距今10万a左右发生的新构造第三幕运动(C幕)的影响, 高原再次急剧隆起, 造成了水系的局部改道, 地形切割加剧, 垂直运动强烈^{[19, 20]}。并且由于青海湖的东端抬升的幅度大于西端^[21], 导致倒淌河转向西流, 使青海湖由外泄湖变成闭塞湖。

(4)沉积证据。从沉积相分析可知, 倒淌河地区沉积物由湖滨砾石层逐渐转为地貌反差较大的冲积砂砾石层, 表明更新世晚期以来的环境变化大致经历了如下两大阶段:

①早期为河湖相沉积阶段, 从中更新世晚期至晚更新世早期(100 ka)。此时青海湖是一狭长的浅水湖泊, 在晚更新世早期(100 ka)以前是古布哈河— 倒淌河的“ 过境湖” , 亦是古黄河上游的主河道。0.15 Ma发生的共和运动以及受周围山系逆冲推覆的影响, 致使黄河水系进行了一次较大规模的调整。古黄河此时已到达青海湖— — 共和盆地, 形成北西向盆岭相间的地貌特征, 奠定了河流从北西向东流的水系格局。共和盆地终止湖泊沉积, 转为抬升剥蚀, 并形成一、二塔拉高级黄河阶地。黄河在向西南溯源侵蚀的同时, 以平均3.5 mm/a的侵蚀速率下切共和盆地^[16]; 青海湖盆地则进一步下降, 继续接受河湖相沉积。

②晚期(100 ka至今)为河流和风成沉积阶段, 气候相对干旱。距今10万a左右期间, 青藏高原东北缘地区垂直运动较为强烈, 造成了水系的局部改道。本区主要表现为日月山在晚更新世的急剧隆升和青海湖盆地的进一步沉陷, 且进入青海湖盆地的黄河主流被截断, 倒淌河于100 ka前后成为名副其实的“ 倒淌河” , 青海湖最终形成完全封闭的内陆湖泊。随着末次间冰期的来临, 倒淌河上游汇水盆地的剥蚀加剧, 河流的沉积荷载增加, 从而导致河流的下切能力减弱, 以侧向侵蚀和堆积为主, 形成宽阔的漫滩, 为其后的风沙堆积提供了丰富的沙源。现今顺山麓斜坡堆积于分水岭处的风成沙丘可能为该处河漫滩原地风化所致, 其沙源并不是来自青海湖滨浅湖地带 ^[22]。同时, 龙羊峡— 羊曲的源头迅速向高原溯源侵蚀、加长, 成为黄河的主流。之后, 约0.03 Ma经历最新抬升事件, 黄河才最终切开贵南南山及西秦岭, 并沟通若尔盖盆地抵达黄河源区^[23]。

以上所有证据表明, 宽阔的倒淌河谷是古布哈河— 倒淌河谷的遗迹, 亦是青海湖入黄河通道。晚更新世早期以前为河湖并存状态, 青海湖为黄河水系的一个“ 过境湖” 。晚更新世早期以来, 由于河道中部日月山、野牛山的强烈隆起, 倒淌河逆流回灌, 其流向转变时期为100 ka以后。这与前人^[7]认为0.1 Ma前后发生的强烈构造运动, 倒淌河分水垭口地带所在的日月山隆起, 河流无力将隆起部分切蚀, 青海湖才逐渐与贵德盆地失去水系联系的认识是一致的。此时, 青海湖水域缩小, 为水质咸化期或气候干旱期^[24]。该次构造运动致使该时期青藏高原东西部河谷、湖岸地貌的形成具有同步性, 表现为高原北部和东部地区的河谷、湖岸地貌均具有100 ka的阶地^{[25, 26]}, 并致使在更新世(大约1 Ma的时间内)倒淌河东部的湟水下切了432 m, 指示了青藏高原东北缘在更新世加速隆升的事实^[27]。

青海湖早期为河湖并存状态, 古黄河曾流经青海湖盆地。青海湖在晚更新世早期(100 ka)以前是古布哈河— 倒淌河的“ 过境湖” 。倒淌河流向转变时限应限定在100 ka以后, 此时青藏高原东北缘处于强烈隆升时期。随着日月山、野牛山的强烈隆升作用及青海湖的相对沉降, 迫使倒淌河由原来的北西— 南东流向改为向北西方向流去, 形成名副其实的“ 倒淌河” , 并最终形成完全封闭的青海湖。