通過對河南平原更新世介形類的研究和與魏奮盆地更新世介形類的對比分析，薛鐸討論了三門峽以東黃河東段的形成時代。
微型古生物介形類是微型節肢動物。除少數分子外，現代物種大多生活在河流、湖泊、池塘、沼澤和海洋中，其地理分布是通過地表水體的溝通而擴大或轉移的。因此，兩地介形類組合的異同往往反映了兩地地表水的溝通程度。河南平原地層，特別是周口店期上部地層，富含介形類，是第四紀微體化石最多的地區，為三門峽以東黃河的形成時代研究提供了充分的證據。
資料表明，泥河灣早期魏奮盆地最常見的第三紀介形類組合有鯉科、白魚科、伊柳科、坎多尼拉和坎多納。此外，下部還有三原蟲(sanyunia)、callistocychere(callistocychere)、Sinocytheridea(在五彩花中)、Tanella(陳石)等海相介形蟲，與有孔蟲共存。反映了微鹹水湖泊的環境(表11.1)。在三門峽盆地泥河灣期，如Lsh孔281~390m ~ 390m和黃帝河剖面2 ~ 16(袁鳳典，1986)，也發現了該組合的主要分子，如鯉科、Tanella、Leucocythere和Sinocytheridea，表明當時三門峽盆地和魏奮盆地是壹體的。然而，在三門峽以東的河南平原泥河灣階地，卻沒有發現魏奮盆地常見的鯉科、三元魚科、白魚科、Callistocythere、Sinocytheridea和Tanella。介形類化石組合以Ilyocypris、Candona、Candoniella等淡水類型為主，與魏奮-三門峽盆地介形類化石組合有較大差異，說明當時兩地之間沒有大的地表水交流，處於相對封閉孤立的狀態(薛多，1996)。
表11.1魏奮盆地第四紀地層層序及化石組合對照表
(雪朵，林鶴茂等人引用，1996)
泥河灣晚期，魏奮盆地第二介形類組合最常見的特征是郡王類和康多尼拉類，其次是白細胞介素類、康多納類和鯉科，這反映了該湖的鹽度比以前低，是壹個淡水-半鹹水環境。雖然該組合的許多屬種與河南平原的介形類組合相同，如Ilyocypris、Candoniella、Candona等淡水類型，但差異仍然明顯，表現為河南平原沒有白細胞介素、鯉科等屬。所以此時兩地仍無大的地表水交流。
但是，到了周口店的時候，發生了很大的變化。河南平原的介形類與魏奮盆地的介形類有明顯的相似性。魏奮盆地第壹個介形類組合的5個屬在河南平原均有發現，李沙年不僅是魏奮盆地最常見的代表屬，也是河南平原最常見的代表屬(表11.2)。同時，李沙年是河南的壹個新屬和外來種。這些都足以說明，在周口店早期，魏奮盆地與河南平原之間有相當大的地表水交流，即三門峽以西的大量湖水已通過河南平原向東排海，黃河東部逐漸形成(薛多，1996)。
表11.2梨山尼亞在河南平原Qp2-Qh期簡要分布表
(據雪朵1996)
上述觀點也可以在魏奮盆地和河南平原更新統的巖性和沈積學特征中得到證明。在魏奮盆地，地下的秦川群與下伏的三門群呈不整合接觸(陳萬川等，1982)，這是周口店早期或泥河灣晚期湖水大量東排造成的，湖面大大縮小。地表泄湖組的名稱不僅形象地表明它是湖水向東排出後沈積的，而且由斜坡沈積和沖積沈積組成，與下伏地層呈不整合或假整合接觸(林和茂等，1982)。在河南省北部和東部平原地區，泥河灣階主要由褐色、棕褐色和灰綠色壤土、粘質粉土和混合顆粒結構的礫石層組成，其物質成分明顯來自附近山區。周口店期以淺黃色、灰黃色、細粒、分選良好的砂層和粘質粉土為主，物質成分明顯來自西部黃土高原，為黃河搬運所致(薛多，1996)。
認為梨山尼亞等外來分子並不都出現在河南平原周口店階與泥河灣階的分界之上，也有少部分出現在分界附近。因此，黃河東段的形成時間不排除泥河灣晚期的可能。同時，少量外來分子的出現也說明，在湖泊大規模東泄之前，黃河曾經是壹條偶爾漫溢形成的間歇性河流。綜上所述，薛鐸認為黃河東部的形成時間約為1.00 ~ 0.78 Ma周口店早期或泥河灣晚期。
11.1.1.2黃河東部形成於薩拉烏蘇期早期，約0.130Ma前。
姜富初、吳希豪和肖國華從邙山黃土的沈積特征和三門峽古湖泊的消失探討了三門峽的切割時代，進而研究了黃河東段的形成。
邙山高原位於河南平原西部的黃河南岸，由S8以上厚170m的風成黃土組成。現有臺地東西長約18km，南北寬約5km，最高海拔262m，為黃土高原與河南平原過渡帶的東南邊緣。
(1)莽山黃土的沈積特征及物質來源
1)沈積物磁化率測量特征及層位對比。根據巖性和磁化率特征，邙山桃花峪剖面S2以上地層自上而下分為17層(圖11.1)。對於S1以上的地層，孫誌明研究過50cm處的古地磁，結果顯示都是正磁化，應該是布在正極性的時候。
圖11.1莽山桃花峪剖面黃土-古土壤序列、磁化率、粒度曲線。
(據符江小學，1998)
1—黃土；2-淺層古土壤；3-古土壤；4—古地磁正極性時間
根據地層層序，結合TL、14C測年資料和磁性地層特征，姜福初等人認為桃花峪剖面兩層深發育古土壤可分別與黃土高原S1和S2對比，71.4m以上為馬蘭黃土和全新世黃土。剖面深度0 ~ 0.6m為全新統古土壤和黃土；0.6 ~ 71.4m為薩拉烏蘇期馬蘭黃土，其中0.6~30.4m為L1LL1黃土，30.4~49.9m為L1SS1弱發育古土壤，49.9 ~ 71.7m為L66。71.4 ~ 81.3~93.7m為S1古土壤，81.3~93.7m為周口店L2黃土，93.7~94.7m為S2古土壤。
2)沈積物粒度和沈積速率特征。河南邙山桃花峪黃土剖面薩拉烏蘇期馬蘭黃土厚度巨大，達70.8米，遠遠超過黃土高原同時代地層的厚度。姜富初等人對黃土的粒度和沈積速率進行了調查。粒度分析結果表明，薩拉烏蘇期黃土的粒度較粗，> 20μ m和< 2μ m的顆粒組分含量分別在45% ~ 85%和4% ~ 16%之間變化(圖11.1)，應為以粉砂和細砂為主的砂質黃土。與黃土高原的洛川、息烽、藍田劉家坡黃土相比，粒度明顯偏大(表11.3，表11.4)。
邙山黃土平均沈降速率的計算結果表明，不同時期差異很大。末次冰期的平均沈積速率最高，達到247cm/ka(表11.5)。末次間冰期古土壤S1的平均沈積速率明顯低於黃土，但仍達到18cm/ka。
表11.3洛川和西峰黃土剖面上部粘粒含量(%)
(據符江小學，1998)
表11.4藍田劉家坡黃土剖面上部粒度分布含量(%)表
(據符江小學，1998)
表11.5薩拉烏蘇期莽山黃土平均沈積速率表
(據符江小學，1998)
3)莽山沈積物的來源。姜福初等人認為，在遠離沙漠的莽山地區，出現沈積速率高達247cm/ka的砂質黃土，應該是由特定的局部事件和氣候條件造成的。莽山地區的風成粉塵明顯比黃土高原粗，因此來自沙漠穿越黃土高原的成分極其有限，且多為近源物質。他們認為金夢以東的黃河沖積扇是邙山黃土的主要來源。黃土高原侵蝕產生的泥沙由黃河支流和幹流輸送，經三門峽進入河南平原。由於河床變寬，水流分散，輸沙能力急劇下降，攜帶的泥沙迅速淤積，在金夢以東形成了壹個巨大的黃河沖積扇。來自高緯度的偏北冬季風穿過太行山後，產生地形下坡風，將黃河在扇面頂部輸送的泥沙吹漲成粉塵，在順風擴散處因風速驟降而迅速堆積，形成粒度粗、沈積速率高、地層厚度大的莽山近源風成黃土。
莽山薩拉烏蘇期馬蘭黃土地層沈積速率高，需要豐富的物源供應。邙山黃土L2及其以下地區的黃土-古土壤序列厚度與黃土高原當代地層厚度大致相當。S1的復合古土壤厚度明顯厚於黃土高原的S1古土壤，S1以上的風成馬蘭黃土厚度極大。根據黃土高原黃土-古土壤序列研究，S1的成土期為128～75ka。他們認為，這壹事實說明，黃土高原的侵蝕產物——沈積物，從大約130ka開始，被黃河經三門峽帶到河南平原，然後開始堆積，形成了厚厚的近源區風成黃土。同時也表明，約74ka以來，尤其是24ka以來，是黃土高原侵蝕最強烈的時期。
(2)三門古湖的盡頭。
三門古湖泊分布於東起三門峽，西至寶雞，發育壹套以河流、湖泊沈積為主的地層。1959年，裴文中將三門峽東坡溝河湖沈積剖面(揭露厚度273米)自下而上劃分為三個巖石剖面:1巖石剖面，下部為棕紅色、棕黃色和灰白色礫石層，上部為棕紅色礫石亞砂和亞粘土層，厚度為108.1m。第二巖段，下層棕紅色、棕黃色、灰黃色砂、礫石和砂質粘土，厚43m，與下伏1巖段呈不整合接觸；上部淺黃色粘質粉土(黃土)夾5層淺棕紅色古土壤，垂直節理發育，厚80.5米，上下呈平行不整合接觸。第三巖石段，其下部為棕紅色、棕黃色和杏黃色粘質粉土和亞粘土，厚6.7m。上部黃土粘質粉土夾有壹薄層棕紅色亞粘土和礫石透鏡體，厚度為34.7米..上下部分之間有壹個侵蝕面。磁性地層研究結果表明，從第二巖段以上的黃土層到第三巖段為正極性，屬於分布的正極性。
5月65438日至5月0997日，中國科學院南京地理與湖泊研究所姜福初、王素敏開始了三門系湖-河相地層的野外地質調查。發現東坡溝剖面不完整，由於斷層等原因，中間缺失了壹大段地層。從東坡溝地段所處的地形來看，第二巖段上方的黃土層可能與第三巖段重疊。第二巖段和第三巖段之間為侵蝕不整合關系。當第二個巖段上部的黃土堆積在高處時，第三個巖段下部的河流相和湖泊相層可能同時沈積在低處，並且它們是同時不同階段沈積的。65438-0957年，賈福海等人在山西平陸黃帝河測得最完整的三門系剖面，其上覆蓋的黃土有早有晚。三門體系頂部白沙層的沈積標誌著三門古湖泊的終結，其後發育的三級黃土覆蓋階地體系由黃河形成。三門峽盆地下部發育湖泊相和河湖相沈積時，上部堆積了紅粘土-黃土-古土壤地層序列，兩者均屬於同時非均質對比體系，即經典的“三門體系”包括底部礫石層、下三門組和上三門組，均被黃土覆蓋。姜富初等人對平陸黃帝河剖面進行了重新調查，並采集了相關樣品。古地磁測試分析結果表明，三門系成藏始於吉爾伯特反轉極性部位，經歷了多次江湖環境的演替，壹般結束於布戎正極性晚期。
(3)黃河貫穿三門峽的時代。
綜上所述，姜富初等人從邙山黃土的厚古土壤和其後巨大的馬蘭黃土的發育，認為約0.130Ma前的薩拉烏蘇期，黃河帶著黃土沈積物開始向東流經三門峽。三門古湖的消亡也大致在同壹時間。由於三門峽的滲透，湖水大量流出，迅速排幹，結束了上三門組“白沙層”的沈積，上覆馬蘭黃土。三門峽在薩拉烏蘇期早期相連，形成黃河三門峽段幹流。這時候黃河才真正能夠向東流過三門峽，帶著黃土高原侵蝕下來的大量泥沙來到河南平原。出峽後沈積形成了巨大的黃河古沖積扇和廣闊的華北平原。而且強勁的偏北季風將黃河沖積扇頂部的細粉吹成粉塵，迅速堆積在順風擴散部分，形成了非常厚的莽山薩拉烏蘇期馬蘭黃土。
11.1.1.3東黃河形成於周口店早期或泥河灣末期，約0.78Ma前。
河南平原第四紀地質演化研究結果表明，黃河東段形成於周口店早期，即距今約0.78Ma。其主要地質依據如下:
1)沈積物來源不同於巖相古地理環境。黃河形成前後，河南平原第四紀沈積圈的物質來源與巖相古地理環境明顯不同。根據第四紀河南平原大量鉆孔資料和第四紀各時期巖相古地理環境的變化，黃河東段形成前的泥河灣期沈積物主要來自羅易河及周邊山區；而黃河東段形成後的周口店期及後期沈積物主要來自遠方，與黃土高原物質特征相似，上下兩套地層巖性特征明顯不同。上部由黃河攜帶，沖積物主要來自西部黃土高原，為淺黃色、灰黃色、黃灰色厚砂土和粘質粉土(僅在古河道帶邊緣地帶和下遊地區有粘質堆積，多為透鏡狀)。顆粒粗、粉質、松散，含有分散的鈣和鈣核。這套沖積層的下限是周口店階的底限。但其下伏泥河灣階地地層以褐色、灰綠色、褐色或紅褐色為主，夾亞粘土、粘土夾粘質粉砂及砂層或混粒結構礫石層，沈積於冰水、冰湖相。對此，從鄭州-新鄉黃河橫斷面剖面圖(圖11.2)也可以看出，泥河灣下段的物質來自南部、北部和西部的山區，分布著粗礫和砂，分選較差；而周口店上部砂層顆粒較細，分選較好，物質特征明顯不同於南北山區，無疑是黃河長途運輸的產物。上、下地層的物源、巖性特征和古地理環境明顯不同，其界線年齡約為0.78Ma，為周口店早期或泥河灣末期。
圖11.2河南平原鄭州-新鄉黃河沖積扇橫斷面圖
2)上層砂層發育，沖積扇特征顯著。黃河上遊沖積砂層發育，砂層空間分布具有典型的河流沖積相特征，多呈厚層狀、條帶狀，單層厚度壹般為10~20m ~ 20m。古河道帶的主流相多為中砂、細中砂和中細砂，邊緣相為細砂和粉砂。河帶地層的含砂率壹般在40%以上，最高可達80%，砂層呈水平分布，多呈扇形。沙土主要來自西部的黃土高原，從溫縣到孟州形成壹個扇柄。進入平原後向東北、東、東南擴散，早期邊緣已至長垣、開封、扶溝壹帶(圖11.3)。只有黃河能形成這麽大的典型沖積扇，其他河流短時間內完成不了。沖積扇沈積顆粒具有從扇頂向扇前、從扇軸向扇側變粗的特征。在垂直方向上，具有“二元結構”和水平層理的多種特征，沈積砂層和沖積扇特征的發育極為顯著。這明顯不同於黃河發育形成前的下層冰水、沖積扇狀土地和河湖相堆積。之前砂層不是很發育，多為少量粘性土和砂土，扇形特征和規模不突出。
圖11.3河南平原黃河沖積扇分布及沈積厚度等值線圖
3)沈積物中重礦物的特征明顯不同。以角閃石為例，河南平原上部黃河沖積沈積的特點是連續出現高值，可達40%以上。從西到東，相對含量從多到少變化，見第7章第4節。而泥河灣階地下部沈積物中含量突然降低，自西向東無規律可循。上下沈積重礦物特征的分界，恰恰是磁性地層正負分布的分界，即黃河沖積沈積的底界，時間也是周口店期早期或泥河灣期末期。
4)介形類化石的種屬明顯不同。通過對河南平原三門古湖和魏奮盆地第四紀地層介形類化石組合的對比分析，發現兩地區介形類化石的種類和組合在周口店早期或泥河灣末期之前有明顯的差異。此後，河南平原的介形類與魏奮盆地三門古湖的介形類組合十分相似。詳見第7章第3節。正如薛鐸的研究成果，在河南平原可以看到魏奮盆地三門古湖介形類組合的多個屬，其中利杉尼亞(Lishania)已成為河南的壹個新屬和外來分子，是魏奮盆地和河南平原共同的代表屬。這些表明，在周口店早期，魏奮盆地與河南平原就有了溝通，即三門古湖水已開始向東流入河南平原，黃河東段已逐漸形成。
綜合以上事實，筆者認為黃河東段開始形成於周口店早期或泥河灣末期，即0.78Ma左右，其依據是充分的。此時，在東部黃河的示蹤侵蝕下，三門峽基巖地壘被切穿，龐大的三門古湖在第四紀早期開始向東流動，三門古湖消亡。現今矗立在三門峽水庫壩下的巖島為主，是這壹時期河流追蹤侵蝕切割地壘留下的基巖殘丘。