0 引言

目前，中国东部古近纪陆相断陷湖盆已进入油气勘探中后期，寻找砂体分布的控制因素迫在眉睫^[1]。对现代沉积相的研究普遍集中在各类沉积相的沉积特征和形成机制以及物源区的特征上，并未建立一个完整的沉积体系^[2-3]。近年来，国内外学者^[1-5]提出了利用“源-汇”体系作为研究思路对地表沉积动力过程展开分析。20世纪末，基于“大陆边缘科学计划”，美国国家自然科学基金会和联合海洋学协会提出了“源-汇”体系^[4-5]。“源-汇”体系是指沉积物从剥蚀区(源)经过剥蚀和搬运作用，最终沉积在盆地中(汇)。林畅松等^[6]将“源-汇”体系引入国内，并提出地震地貌或地震沉积学分析是研究沉积体系沉积过程最为重要的手段。吴冬等^[7]将“源-汇”体系应用于陡坡带粗粒扇三角洲的研究中，以Fula凹陷为例，深入分析了断陷湖盆陡坡带扇三角洲的发育模式，为该区的油气勘探做出了有利砂体预测。徐长贵^[8]将“源-汇时空耦合控砂”理论应用于陆相断陷盆地的勘探中，为渤海湾新近系的油气勘探做出了重大贡献。目前，多数国外学者是将此研究思路用于现代海洋或古代海相地层中，国内也有学者将此研究思路用于古代的陆相断陷湖盆中，以现代断陷湖泊作为实例展开深入分析和研究的罕有学者涉及。

利用比较沉积学和“将今论古”的方法论对地表沉积物展开深入研究也是沉积学者^[9-10]的常用方法。青海湖是我国内陆最大的断陷型咸化湖泊，发育有多种类型的陆源碎屑沉积，是我国东部古近系陆相断陷湖盆进行古今对比的理想场所。通过研究青海湖东南缘倒淌河流域的水系、地形地貌、沉积相类型等特征，进而深入分析“源-汇”体系的控制因素，有助于预测陆相断陷湖盆中有利砂体的分布。

1 研究区概况

青海湖地处青藏高原东北部，位于东经99°36′~100°16′，北纬36°32′~37°15′。青海湖的长轴方向(近东—西向)长约106 km，横轴方向(近南—北向)宽约63 km，湖面海拔为3 193~3 198 m，面积为4 264~4 473 km²，周长约360 km。湖面东西长，南北窄，呈近椭圆形，长轴北西西向约315°。湖水平均深度为21 m，最大水深为32 m，蓄水量达1 000亿m³左右^[11]。

青海湖湖区四周被高山所环抱：北临大通山，主峰海拔在4 200 m以上；东临团保山(海拔4 025 m)、达坂山(海拔4 389 m)、日月山(海拔4 800 m)和野牛山(海拔4 500 m)等；南临青海南山。自西向东可将青海南山分为3段：西段由切十字大坂(海拔3 500 m)、中吾农山(海拔3 800~4 300 m)和茶卡北山(4 300~ 4 700 m)等3列平行山脉组成，山脉向西延伸，成为青海湖盆地与柴达木盆地的分水岭；中段是塔温山、哈堵山和龙保欠山(海拔4 200~4 500 m)等，成为青海湖盆地与共和盆地的分水岭；东段是加拉山(海拔3 800~4 000 m)，与野牛山共同组成青海湖盆地与贵德盆地的分水岭(图 1)。

青海湖周缘分布有内陆封闭型河流近40条，多数属于间歇河，水系具有明显的不对称性。流量较大的河流多分布在湖区以西和以北，如布哈河、泉吉河、沙柳河和哈尔盖河等，流量较小的河流多分布在湖区以东和以南，如甘子河、倒淌河和黑马河等。倒淌河位于青海湖长轴方向的东南缘，是青海湖唯一一条流向为东南—西北向的河流，其源头为日月山和野牛山的冰雪融水，流量较小，经常季节性干涸。

倒淌河位于整个青海湖湖盆东南缘。早在1938年，孙健初^[12]就提出由于东部地势上升，西部下陷，导致倒淌河倒流，青海湖转变为内陆湖。众多学者^[13-14]对此观点也持赞同态度，并认为是在中更新世末期或晚更新世早期，青海南山、日月山和野牛山的隆升，堵塞古青海湖的东部出口，古倒淌河被迫倒流而形成现今的倒淌河。潘保田等^[14]利用卫星遥感数据对古河道和湖相沉积分布特征进行了遥感调查，提出了在距今约100 Ka前后，强烈的构造运动导致日月山隆起，加上末次冰期的干旱气候，使得古河流无法继续切割隆起，青海湖逐渐与古黄河脱离。伴随着气候的暖干化，全新世末期的最后一次湖面萎缩(距今约2.6 Ka)，形成分割青海湖和耳海的古湖堤。

2 日月山东段/野牛山/青海南山东段的物源区特征

日月山东段和野牛山一线为现今倒淌河的物源区，青海南山曾是自西向东的古倒淌河河谷，本次研究将对这些地区的物源特征展开描述。

日月山东段的岩体主要为形成于华力西晚期的花岗岩。岩体的岩石组合为花岗岩、黑云母花岗岩和二云母花岗岩等，呈不规则长卵形岩基出露。岩体的长轴方向为北西—南东向，与区域构造线方向基本一致^[15]。野牛山的岩体主要为中三叠统灰—灰绿色的钙质粉砂岩与粉砂质板岩，夹灰岩及少量砾岩。

青海南山东段岩性相对较为复杂。青海南山东段靠北侧的龙保欠山一带的岩体主要为下志留统碎屑岩，其西侧为形成于印支晚期的花岗岩。青海南山东段南侧的加拉山以东一带出露下三叠统，下部以英安岩和流纹英安岩为主，夹板岩、千枚岩和板岩等；中部以砾岩、砂砾岩、中基性熔岩、角砾岩及熔岩凝灰岩为主；上部以砾岩、砂砾岩为主，夹杂砂岩、凝灰质砂岩、板岩和结晶灰岩等^[15]。青海南山东段现已基本没有地表流水，曾发现多处古倒淌河的河岸阶地。

日月山东段位于整个倒淌河河谷的北侧，形态呈弓状(凸面朝向河谷)。野牛山位于整个倒淌河河谷的东南端，与日月山东段之间有日月山的山口相隔，与青海南山东段有浪玛舍岗沙区相隔。青海南山东段位于整个倒淌河河谷的南侧，形态呈弓状(凸面朝向河谷)，与日月山相对称。从遥感影像上观察，日月山的最高峰海拔可达4 800 m，野牛山的最高峰海拔可达4 500 m，青海南山东段的最高峰可达3 500 m。日月山雪线以上的面积远大于后二者雪线以上的面积，这是造成现今倒淌河的水源主要来自日月山的重要原因。整个倒淌河河谷地貌上表现为东北高、西北低的特点，这是造成现今倒淌河位于倒淌河河谷西侧的直接原因。

青海湖湖区多年年平均降水量均为300~ 350 mm，年平均蒸发量均为900~1 000 mm，可见多年年平均蒸发量大于年平均降水量，表现为较干旱的气候特征。现今倒淌河水源主要来自日月山和野牛山，但由于气候干暖化以及降雨量的减少，来自野牛山的水源已基本干涸，仅剩下日月山的水源供给。这种气候变化，不仅导致现今倒淌河的径流量减少，而且导致植被的覆盖率大幅度减小。地表缺少植被的保护，造成河谷平原地带的古沙丘大量复活，使得这里成为近年来青海湖湖滨沙漠化较快的地方^[16]。

3 古倒淌河

晚更新世是日月山、野牛山和将军台的主要抬升期，也是整个倒淌河河谷演化过程中最重要的时期。本次研究在倒淌河的分水岭和将军台山脚处发现2处古倒淌河时期的残留沉积。

3.1 古倒淌河河道

古倒淌河的流向是北西—南东向。野外考察发现古倒淌河河道的残留沉积仅存在于古倒淌河河谷的东南缘(观测点D1，D2和D3)。

观测点D1处剖面的下部为古倒淌河沉积，低角度交错层理揭示了当时的水流方向为北西—南东向，上部为全新统的风成沙堆积[图 2(a)]。观测点D2处剖面为全新统的风成黄土堆积，但内部富含次棱角—棱角状砾石[图 2(b)中黑色箭头所指]。由此推测，在古倒淌河发生倒流以后，日趋暖干化的气候导致大量风成沙/风成黄土堆积在古倒淌河沉积物之上。

观测点D3处剖面自下而上砾石层逐渐变薄，透镜状砂层逐渐变厚，表现为明显的下粗上细特征[图 2(c)]。河流相沉积的岩性以砂砾石和中—粗级砂为主。砾石层具有明显的叠瓦状构造，砾石直径约4~50 cm。通过统计砾石最大扁平面产状，发现砾石的倾向多为280°~310°，倾角多为30°~40°。砾石的主要成分为花岗岩。野牛山和青海南山南段的岩性为三叠纪碎屑岩，与河床相沉积的砾石不吻合。花岗岩多出露在青海南山的中段(二郎剑—江西沟)和北段(布哈河河谷)以及日月山。说明此处河床相沉积的砾石来自古布哈河河谷或古倒淌河河谷的北岸。河床相沉积的顶部出现一套约50 cm厚的砾石层，与上覆的风成黄土呈突变接触。

3.2 冲积扇

将军台区域地处古倒淌河的谷底。潘保田等^[14]认为此处为一套晚更新世湖相成因的青灰色—褐黄色砾石层和含砾砂层组合，但通过此次野外考察认为该区实际上是一套在晚更新世时期由于将军台地块隆升而形成的冲积扇。

伴随将军台、日月山的沿山前断裂的差异抬升，在山前形成一系列冲积扇。由于近几年的人工采沙石，在将军台的西北侧形成了倒淌河采沙场(观测点D6)。倒淌河采沙场剖面距离将军台的直线距离约800 m。将军台顶部海拔约3 354 m，底部海拔约3 274 m，该剖面海拔约3 264 m，从冲积扇的纵剖面线高程图可知冲积扇大致分为两部分：上部是靠近将军台的山麓部分，坡降巨大；下部坡降基本无变化[图 3(a)]。倒淌河采沙场剖面自下而上可分为底部、中部和顶部三部分。

剖面底部：以细砂和粉砂质泥的频繁互层为主[图 3(b)]。细砂层厚度一般约8~10 cm左右，颜色呈棕褐色；粉砂质泥层厚度一般约2~4 cm，颜色呈红棕色，因经常暴露于地表而受到氧化作用，相当于扇缘沉积。

剖面中部：根据对剖面中部沉积物的磨圆度和成分统计，冲积扇中砾石的体积分数约为74%，砂的体积分数约为25%。砾石多为次圆状和次棱角状，体积分数分别为41%和32%，少量为棱角状和圆状，体积分数分别为19%和8%，说明该套沉积物主要是受到暂时性水流作用而形成。砾石成分以变质岩为主，体积分数约为87%。沉积构造主要表现为单层系的前积交错层理，且前积层理具有明显向上收敛的趋势[图 3(c)]。砾石呈明显的定向排列，倾角30°~40°，且向东南方向倾角逐渐减小。说明在间歇性河流的作用下，砂砾质沉积物进入地形凹地后迅速扩散开。

剖面顶部：砾石类型和成分较为复杂，砾石以平行排列为主，分选中等[图 3(d)]。砂砾层在垂向上频繁交替出现，且厚度不稳定，无明显的层理面。推测该套沉积物是由一次或多次片流作用形成的洪积物。

冲积扇上通常可能出现2种类型的搬运和沉积作用：①暂时性水流作用(片流)的牵引流搬运沉积作用；②泥石流等陆上重力流作用。这2种类型的搬运、沉积作用均取决于冲积扇形成时水与沙混合物的特性。从岩性来看，将军台冲积扇的岩性比较均一，整个剖面缺少泥质沉积。剖面的沉积特征和砾石的磨圆度均揭示冲积扇的形成主要依靠水流的搬运和堆积。晚更新世以来，将军台地垒的抬升造成了流域的高差，较老的地层出露被暂时性河流冲刷而形成将军台冲积扇。

4 今倒淌河 4.1 今倒淌河辫状河段

现今倒淌河的流向为南东—北西向。源自野牛山的现今倒淌河上游支流已经基本干涸，为观察上游现今倒淌河的沉积特征提供了有利条件。观测点D4为源自野牛山的现今倒淌河河流阶地剖面，上覆全新统的风成黄土。整个剖面以砂砾沉积为主，泥质成分含量较低。砾径为3~10 cm，中—粗砾石的磨圆度多呈棱角—次棱角状，细砾的磨圆度多呈次棱角—次圆状。剖面下部的砾石多为中—粗砾级，剖面上部的砾石多为中—细砾级。砾石最大扁平面的倾向多为30°~50°，倾角多为30°~ 40°。砾石的磨圆度和分选性均较差，说明现今来自野牛山的倒淌河上游支流并没有经过长期的水动力作用，即这条支流是在相对比较短的时间内就会干涸。目前，倒淌河下游的水源主要来自日月山一侧的支流，此外，根据青海省地质矿产局资料^[16]，山前洪积和冲积斜平原为径流的渗入带，水位埋深5~25 m，含水层厚20~75 m。因此，倒淌河下游的水源还有很大一部分来自地下潜水的补充。

4.2 今倒淌河曲流河段

倒淌河的下游主要为曲流河沉积，河道宽度一般在8~10 m，弯曲度大于1.5。发育有河床、堤岸、河漫和牛轭湖等4个亚相。

倒淌河的河床亚相可分为河床滞留沉积微相和边滩沉积微相。河床中的流水将悬浮搬运的细粒物质带走，而侧向侵蚀河岸所残余的砾石等粗碎屑物质被滞留在河床底部，最终形成河床滞留沉积[图 4(a)]。边滩是河床侧向迁移和沉积物侧向加积的产物，位于河曲的凸岸并平缓倾向河道。此处边滩宽度和河道宽度相近，边滩上多覆盖喜水性植物[图 4(a)]。

堤岸亚相发育在倒淌河河床的侧方，平行于河流延伸方向[图 4(a)]，其沉积物明显比河床亚相的沉积物细。堤岸亚相可分为天然堤微相和决口扇微相。天然堤两侧不对称，向河床一侧坡度较陡，向泛滥平原一侧坡度较缓。天然堤的粒度比边滩细，比河漫滩粗。洪水期的河水冲决天然堤，部分水流从决口处流向河漫滩而形成决口扇[图 4(b)]。决口扇发育在河床凹岸一侧，平面形态呈扇状，垂向上则覆盖在早期河漫滩之上。

河漫滩位于天然堤的外侧，又称为泛滥平原沉积，地势较低且较为平坦。由于现今倒淌河水量较小，所以河漫滩的宽度通常小于260 m[图 4(b)]。倒淌河的弯曲程度较高，易于发生截弯取直作用，导致其发育较多的牛轭湖[图 4(b)]。牛轭湖的形成有2种成因：①曲流河最狭窄的颈部突然被截断而形成新的河道后，被截断的曲流环的出口和入口很快被泥沙淤塞而形成；②曲流河河道反复不断地被截断、废弃并堆积细粒物质，到一定阶段时，曲流带被封闭起来，这种成因的牛轭湖常与决口扇共生。

4.3 今倒淌河三角洲

现今的倒淌河以较小的河流注入耳海以后，形成一个长约80 m左右的河口坝。将2002年的遥感影像资料和2014年的遥感影像资料进行对比与分析，发现这12年间耳海的湖平面处于一个上升阶段。这与前文所述的青海湖水位近10年来处于上升阶段的结论相吻合，说明耳海的水位与青海湖的水位呈正相关。2002年的耳海三角洲前缘与2014的耳海三角洲平原部分相重合。2014年的耳海三角洲前缘水下分流河道实际是2002年的耳海三角洲平原分流河道，表明倒淌河三角洲前缘受湖平面的升降所控制[图 4(c)]。

5 障壁滨岸

从耳海东西两侧的湖堤来看，耳海脱离青海湖主体已有较长时间。耳海为一近南北方向延伸的狭长小湖，东岸平滑弯曲，西岸凹凸不平，被古湖堤与大湖隔断。分割青海湖主体与耳海的坝体宽0.25~1.25 km，坝体靠近青海湖的一侧平滑弯曲。东侧第Ⅰ道湖堤距离耳海约150 m，高出耳海湖平面约10 m，在观测点D7处看见了明显的冲洗交错层理，说明早全新世时期湖水曾经到过第Ⅰ道湖堤。东侧靠近耳海的第Ⅱ道湖堤的位置大约在环湖东路沿线，高出湖平面约3 m。根据野外实测和遥感影像，发现耳海的湖平面高出青海湖的湖平面约3 m。耳海西侧是最大的第Ⅲ道湖堤，湖堤的最高位置高出青海湖的湖平面约5 m。这道湖堤隔断了耳海与青海湖之间的通道。因此，第Ⅰ道湖堤、第Ⅱ道湖堤和第Ⅲ道湖堤以及耳海共同组成了障壁滨岸相[参见图 4(d)]。

5.1 第Ⅰ道和第Ⅱ道湖堤

现今倒淌河进入平原地带以后，逐渐向下游推进。在靠近耳海入湖口处，分流河道并没有以向盆逐渐加宽或等宽的形态注入耳海中，而是先形成一个狭长的聚水洼地，再以一条宽度几乎可以忽略不计的的曲流河进入耳海。导致这个狭长洼地形成的原因是第Ⅰ道湖堤和第Ⅱ道湖堤的阻隔[参见图 4(d)]，由此推测第Ⅰ道湖堤和第Ⅱ道湖堤在早期盛行西北风和北风产生的波浪和沿岸流的作用下形成障壁岛，阻隔了倒淌河的直接注入，导致在堤岸东侧大量水体和砂体的堆积，最终倒淌河只能切割湖堤一个小切口，从而以较小的水流注入耳海。

5.2 第Ⅲ道湖堤

孙廷彬等^[9]曾在第Ⅲ道湖堤上钻了2个孔，①青东孔，位于湖堤偏西侧，深度约1 m，主要以泥质粉砂和细砂为主，这与在野外观察到的最靠近青海湖滨岸地带发育细砂质沿岸坝相吻合；②青4孔，位于整个湖堤的顶部，井深180 m [图 5(a)]。顶部0~12.6 m为砂砾层，为布哈河组，据孢粉组合(半荒漠化景观)确定当时气候环境为半干旱气候，湖泊面积缩小，其下12.6~121.0 m为二郎剑组，主要为细砂和粉砂的互层，偶见含砾砂层，自下而上含砾砂层的厚度逐渐减薄。孢粉组合由山杨林—松树林景观向山杨林—云杉林演变，指示了当时由河湖共存向湖泊闭塞的变化过程。二郎剑组和下伏的共和类黄土组存在一个明显的不整合面，指示了当时气候存在突变(由潮湿气候向湿润气候转变)，青海湖在此时由半封闭湖泊变成完全封闭湖泊。最顶部的布哈河组是构成现今第Ⅲ道湖堤的主体部分。青东孔所钻遇的泥质粉砂和细砂是湖泊萎缩新形成的沙坝覆盖于老湖堤的产物。

通过遥感解译与分析，发现耳海北部水体相对较深，湖体宽度约1.0 km，南部水体相对较浅，湖体宽度约1.5 km [图 5(b)]。从平面上看，整个第Ⅲ道湖堤可分成2个部分：Ⅰ号坝体的规模较大，坝体最宽处可达1.5 km，自北向南逐渐变窄；Ⅱ号坝体的规模相对较小，坝体最宽处约200 m，自南向北逐渐变窄。在盛行西北风的风浪产生的沿岸流和来自沙岛方向的湖流作用下，大量砂砾搬运和堆积形成了Ⅰ号坝，而在来自二郎剑方向东南湖湾环流作用下，形成了Ⅱ号坝。由于前者的搬运作用和堆积作用远大于后者，导致Ⅰ号坝的规模远大于Ⅱ号坝。在2个坝完全闭合之前，大量泥沙顺着2个坝之间的狭长水道进入耳海南部，导致大量泥沙在这一侧堆积，从而导致耳海南部水深相对较浅。

6 讨论

在晚更新世末期，日月山和野牛山一带隆起，古倒淌河出口被堵塞，现今倒淌河开始出现，同时，日月山和将军台等地垒的抬升，导致在山前形成冲积扇。现今倒淌河早期水流比较充足，但随着早全新世时期的气候暖干化，来自野牛山的支流基本干涸，植被覆盖率降低，古倒淌河的河流阶地被较厚的风成沙和风成黄土覆盖，河谷平原地带的古沙丘大量复活。

现今倒淌河进入谷底以后，不断以曲流河的状态向耳海方向推进。因受到第Ⅰ道和第Ⅱ道湖堤的阻隔，曲流河在进入耳海前形成一个狭长的积水洼地。曲流河通过一个狭窄河道进入耳海后形成一个规模较小的三角洲，三角洲前缘的沉积展布明显受到湖平面波动控制。分割青海湖与耳海的第Ⅲ道湖堤，是由北侧Ⅰ号坝和南侧Ⅱ号坝组成。结合耳海水体深度和气候变化情况，可知整个第Ⅲ道湖堤是在湖平面下降以及强烈的波浪和沿岸流共同作用下，随着Ⅰ号坝和Ⅱ号坝的闭合而形成。

青海湖东岸的日月山/野牛山—倒淌河—障壁滨岸沉积体系具有以下特征：①物源供给相对较弱，水系不太发育，河流的径流量较小；②具有障壁滨岸相的沉积特征(分割耳海与青海湖的第Ⅲ道湖堤)；③东岸较缓的地貌导致河流和湖盆之间地形高差较小，不利于沉积物向湖推进；④气候相对干燥，降雨量较小，植物发育较差；⑤地处青海湖盛行风(西北风和北风)的迎风侧(青海湖的东南缘)，长期受到强烈的风生浪和沿岸流作用(图 6)。

综合分析青海湖倒淌河流域从物源区到沉积区的特征，整个“源-汇”沉积体系主要受控于构造-地貌、物源、气候变化与湖平面的升降。地貌对水系分布和区域风场具有一定影响，湖底地貌影响着湖流的环流方向；被侵蚀和搬运的沉积物类型取决于物源区的岩性特征；植被类型和覆盖度决定着物源区沉积物的稳定性；水系的径流量和沉积物的供给类型及季节性的气候变化对沉积物的搬运过程具有一定影响；盛行风场控制下的波浪和湖流控制着砂体的平面分布；湖平面的升降影响了可容纳空间的变化，从而影响沉积物的沉积样式。

7 结论

(1) 青海湖倒淌河流域的“源-汇”体系是由物源区、冲积扇、倒淌河、三角洲和障壁滨岸组成。

(2) 青海湖倒淌河流域的障壁滨岸“源-汇”体系具有物源供给相对较弱、水系不太发育、河流的径流量较小、气候相对干燥、降雨量较小及受到强烈的风生浪和沿岸流作用等特征。

(3) 青海湖倒淌河流域的障壁滨岸“源-汇”沉积体系主要受控于构造-地貌、物源、水系、气候变化与湖平面的升降等因素。加强对沉积盆地周缘物源区岩性特征、构造作用控制下的湖盆古地貌和古风场的研究，有助于预测陆相断陷湖盆中砂体的有利区。