青藏高原是我國最大的湖區，高原現代湖泊總面積有36900平方公裡，占全國湖泊總面積的52％。這裡有青海湖、納木錯、色林錯、扎日南木錯、當惹雍錯、羊卓雍錯、鄂陵湖、扎陵湖、昂拉仁錯以及班公湖等著名大湖。高原上絕大多數湖泊海在4000米以上，為地球上最高的湖區。
高原湖泊除東部地區的鄂陵湖、扎陵湖等為外流淡水湖外，其余多為內陸鹹水湖和鹽湖。 從成因上講，高原湖泊有構造運動、冰川作用和河流被堰塞三種，其中規模較大者都屬構造成因。 高原古湖盆分布廣泛，晚新生代以來，湖泊演化頻繁，是高原構造隆起和氣候變化共同作用的結果。高原湖泊發育的研究對了解高原環境變遷，進而闡明高原隆起有重要的意義。它們在亞洲，甚至在全球都有獨特的地位。
19世紀末以來，這方面的研究受到廣泛重視，已在大量文獻報道，但大多停留於一般描述或推論。最近20多年來，在高原內部的吉壟昆侖山埡口、若爾蓋、扎達等古湖和高原外圍的臨夏、元謀、西瓦裡克等古湖沉積年代研究取得了重要進展，獲得了一批較精確的年代數據和多指標的環境信息，為湖泊演化研究提供了依據。盡管如此，由於青藏高原範圍大、區域差異明顯，高原內部湖泊有關信息少，從高原整體上認識還非常不夠，我們這裡僅從現有資料和研究文獻，對高原特別是西藏高原湖泊演化作初步介紹。距今40Ma以來，隨著古特提斯海在高原最終消失，湖泊演化進入新階段。據現有地質資料分析，整個高原地區湖泊是從漸新世開始普遍發育的，從湖泊沉積環境時空變化分析，可將其演化大致分為漸新世－晚中新世（38 Ma－7 Ma）、晚中新世－早早更新世（7 Ma－1.7 Ma）、晚早更新世－中晚更新世（1.1 Ma-0.05 Ma）、晚晚更新世－現代(0.05 Ma-0 Ma)4個階段。1.7 Ma－1.1 MaBP間由於缺乏資料，目前難於開展討論。
●漸新世－晚中新世湖泊
這一時期，古湖泊存在著明顯的南北差異，大致以喀喇屁侖山－唐古拉山一線為界，分為高原南部和北部兩大部分。高原北部古湖泊規模大、分布廣，發育可分漸新世和中新世兩個亞期。漸新世時期（約38 Ma－22 MaBP）大多為封閉湖泊，其中以可可西裡－巴顏喀喇地區分布最廣。中新世早、中期（約22Ma －7MaBP），基本上繼承漸新世湖泊發育，但其規模和湖水鹽度仍有變化。高原南部第三紀中期湖泊沉積分布局限，漸新世古湖與中新世古湖通常為連續沉積，兩者差異相對不明顯。色林錯所在的倫坡拉盆地最為發育，漸新世時為紫色－棕紅色泥岩與綠色泥岩夾泥灰岩、細沙岩、頂部夾油頁岩。其上連續沉積了泥岩、頁岩、夾砂岩及油頁岩。而在喜馬拉雅山地區基本上沒有漸新世－晚中新世古湖沉積。高原第三紀湖泊發育時空分布明顯，北部漸新世湖泊廣布，以干熱的膏鹽湖泊為主（僅局部間有淡水湖泊）。南部無膏鹽湖發育，湖泊主要集中在岡底斯山及其以北的倫坡拉盆地，湖水礦化度較低，大多數規模較北部小，岡底斯山以南地區僅局部地區有零星湖沼分布，早、中中新世湖泊基本上繼承了漸新世湖泊，為連續沉積，岩相差異不很明顯。從沉積相分析，中新世時期高原南北氣候都較漸新世濕潤。
●晚中新世－早更新世早期湖泊
近年來由於古生物和古地磁研究方面取得進展，在扎達盆地、吉隆盆地等發現了趾馬動物群化石，進而確定其時代為上新世，另外對扎達、吉隆等古湖泊沉積進行了古地磁年代測定，它們的年代依次為7 Ma－1.6 Ma 、6.54Ma－1.67 Ma。以此為依據，按國際上地質劃分年代，這些古湖時代屬晚中新世至早更新世。通過區域地層對比確定，該時期從喜馬拉雅山南麓向北至西昆侖山瓦卡盆地，自東北的貴德盆地至西南的扎達盆地，湖泊廣泛分布，從已有資料分析，此時古湖達數十個。在喜馬拉雅山北側的西藏南部分布著一系列的晚新生代湖盆，自西向東有扎達、普蘭、吉隆等，其海拔大多在3900－4400米，其中古湖沉積最低的僅3700米（扎達），最高達5800米（野博康加勒）。古湖盆內的沉積物較細，在扎達、吉壟帕裡等古湖，地層除下部有較厚的砂礫和砂岩外，均以粉岩、粘土岩為主，局部夾有砂岩和砂礫岩，礫石的粒徑也很小，一般在2－3釐米以下，地層由一套湖相和河湖相細粒沉積組成。古湖泊沉積中古生物化石較豐富，不僅吉壟扎達發現三趾馬動物群化石，而且還含有較豐富的水生軟體動物和介形類化石。羌塘高原及其鄰近地區地處高原腹地、河流溯源侵蝕尚未到達地區，除青藏公路附近有少量鑽孔資料外，所見古湖沉積剖面零星，往往是經後期構造運動或湖面下降引起河流切割而出露的，故地層出露厚度不大，亦不完整，目前有古生物和古地磁斷代依據的，僅昆侖山埡口、西藏比如縣其布隆盆地和唐古拉山口西的瓦裡百裡淌曲果古湖等少數幾個湖盆。但從區域地層對比看，上新世－早更新世古湖泊在本區亦廣有分布，它們的海拔高度一般4500－5000米，有的組成盆地邊緣微起伏台地，有的則構成數米至二三十米的殘丘，有的仍埋藏於盆地底部。古湖盆沉積厚度，在昆侖山埡口超過200米，布隆為40米，大部分剖面出露一般在10米之內，但鑽孔揭示的厚度往往達數百米。羌塘高原古湖泊沉積地層一般為灰黃色、青灰色、棕褐色、棕黃色的細粉砂，地層中不含膏鹽等蒸發鹽沉積，僅局部有薄層的泥灰岩，反映當時湖水礦化度不高。從古生物分析，本區地層中含有介形類化石多屬淡水環境分布，表明當時本區湖泊是以淡水為主的水體環境。
●早更新世晚期－晚更新世中期湖泊
已有資料表明，1.1Ma－0.7 MaBP青藏發生強烈隆升運動，不少地區早期湖盆繼續斷陷，同時又產生了一些新的湖盆，目前高原上分布的湖泊大多在此基礎上發育的。1.1 MaBP以來，青藏高原除地處腹地的柴達木內陸盆地等地區湖泊可能已封閉外，廣大地區湖泊受全球變化影響，湖面波動頻繁。高原腹地湖泊造成時而外流、時而封閉的雙向轉化，但在羌塘高原腹地，一些湖泊衰退趨勢逐漸明顯，在後期由外流變內流，成為不可逆轉過程。
●晚更新世晚期至今湖泊
在湖泊演化過程中，高原內部封閉湖盆內，隨著氣候的變化引起湖面多次波動，在湖泊周圍形成一系列的古湖岸線和階地等地貌形態，這些形態可以恢復最近一次高湖面以來湖面波動。由於更早的高湖面地貌遺跡受後期構造變動和流水侵蝕等外力作用破壞，難於恢復其位置。近年來對高原上封閉湖泊周圍普遍發育環湖的古湖岸線或湖泊階地，年代測定有了進展，依此推論主要50kaBP以來形成的。班公湖古湖位於喀喇昆侖山與岡底斯山之間，最高湖岸線海拔近4300米，高出現代湖面53米，古湖向東延伸近100公裡，古湖面積約970平方公裡，為現代湖泊1.5倍。色林錯－納木錯地處羌塘高原東南部，色林錯湖岸線發育，其中最高湖岸線4630米－4635米，高出現代湖面約100米，僅色林錯東至班戈錯Ⅲ湖的現代分水地湖岸線可達29條。納木錯與色林錯之間的一系列湖泊的高湖岸線和分水埡口高度對比表明，高湖面時期納木錯湖水通過仁錯約瑪等流入色林錯。 從湖泊地貌等分析發現，無論在高原西北、東北還是其腹地，普遍存在著高湖面，其年代大致相近，即在40－30 kaBP時期，向前可能會延至50 ka左右，向後可能有的地區延續至25 ka甚至20 ka，不同地區有所差異。在岡底斯山以南的高原南部地區，現代湖泊周圍湖岸線沒有像高原中部與北部地區環狀湖岸線典型，多呈零星公布，幅度相對較前小，其中最高的戳錯龍高出現代湖面90米，佩枯湖71米，拿日雍錯30米，羊卓雍錯僅10米，這些湖泊歷史上都曾是外流湖，所以高湖面代表外流時的穩定湖面，由於它們封閉的時代不同，高湖面年代亦有差異。羊卓雍錯10米階地的時代據碳14年代推測為3 kaBP，它是其後封閉的，而目前藏南地區取得的碳14年代數據都為全新世的。至今尚未發現晚更新世的高湖面，其原因可能與藏南地區湖泊在晚更新世晚期仍為外流有關。
全新世以來分布於高原各地的湖泊，由於它們發育的歷史，所處的自然地理條件不同，以及補給來源的差異，致使各湖泊都具有本身的特點和演變史。全新世時期很多湖泊雖有過一度的擴張，但總的趨勢是湖泊的普遍退縮，一些外流湖變為內流湖，湖水含鹽量不斷增加，甚至發展到鹽湖階段。
全新世早期（7 ka－7.5 kaBP以前），青藏高原湖水普遍淡化，西藏南部、羌塘高原的西部和東南部地區，不少湖泊水位仍較高，為外流淡水湖。但在羌塘高原內部的扎布耶茶卡、扎倉茶卡、班戈湖等基本上發育到鹹鹽湖階段。中全新世（自7 ka －7.5ka至4 ka－3 kaBP），高原地區受暖濕氣候影響，大多數湖泊湖面上升，面積擴大，湖水淡化，湖面的高度處於較高位置。藏北高原內部氣候干燥，無冰融水補給的一些較小湖泊當時已呈封閉狀態，湖水開始濃縮，如在斯潘古爾湖，中全新世後期沉積物含有的硅藻中，大型底棲和附生種類急劇增加，還出現一些嗜鹽性屬種，推論當時它已成為內陸湖，扎倉茶卡湖水進一步濃縮，沉積了芒硝和石膏。
晚全新世（4 ka－3 kaBP以來），西藏各地湖泊普遍強烈退縮，湖面迅速下降，從藏南到藏北南部的一些湖岸線分析，該期湖面下降達10－20米左右，下降還有間歇性。湖泊退縮促使一些大湖泊解體，分離成數個小湖，如羊卓雍錯等；另一些湖泊由外流湖轉變成內流湖，如藏南的佩枯湖、羊卓雍錯等。同時，由於湖水進一步濃縮，除藏東外流湖和藏南等一部分剛封閉不久的內流湖為淡水湖外，大部分湖泊已成為鹹水湖和鹽湖。晚全新世是青藏高原湖泊主要成鹽時期。
●湖泊演化與青藏高原隆起
湖泊為構造運動和氣候水文因子共同作用的產物，它的演化一定程度上記錄了構造運動和氣候環境的變化。 湖泊發育階段與構造氣候大旋回 青藏高原湖泊發育的4個階段，與大的構造氣候旋回基本一致。湖泊切割消亡亦與構造或氣候的轉型有一定的關系，從消亡的形式看，可以分為兩類：一為湖泊干枯，與氣候有關；一為由河流下切致使湖泊切割消亡，則與構造活動期強烈隆升促使河流強烈溯源侵蝕有關。湖泊水體環境演化與高原隆起高度及其環境效應隨著高原的隆起、環境變化而出現高原湖泊在時空上的分異，其演化也有規律性，一定程度上反映了高原隆起階段性。漸新世古湖泊，北部柴達木湖水鹽度不大，昆侖山和可可西裡地區為干熱鹽湖，唐古拉－岡底斯山之間基本無鹽湖，岡底斯山以南地區湖泊不發達，水體環境南北區域差異明顯，反映當時高原隆起前青藏地區海拔較低，受行星風系控制，氣候呈緯度地帶性。
中新世古湖除柴達木古湖鹹化外，廣大地區鹽湖消失。從湖泊沉積和零星的古植被資料分析，中新世氣候較漸新世干旱程度明顯減弱，溫度也相對降低，南北環境分異變校依此推測，該時期青藏地區緩慢隆升已達一定高度（可能接近1000米），促使降水狀況明顯改善。
晚中新世－早更新世中期，湖泊從喜馬拉雅山至昆侖山－祈連山高原廣大地區廣泛分布，為最發育時期。水體差異較小，廣大地區以淡水為主，局部間有短暫微鹹水，湖河交叉，為高原水分最豐富時期，反映此時高原高度接近高原影響氣候的臨界高度（2000米左右），降水達到最大。
早更新世晚期－晚更新世中期，高原外圍地區為淡水與微鹹水交替的湖泊，高原腹地湖泊開始封閉，湖水鹹化，反映高原山地高度已經到達較大高度，開始影響大氣環流，阻礙濕氣進入，在腹地出現干旱。而其邊緣與外圍的湖泊則由於河流的溯源侵蝕作用由外到內的被切割疏干而消亡。
晚更新世晚期以來，為現代湖泊形成時期，初期，廣大地區為高湖面，大湖廣布。全新世以來，封閉湖泊普遍鹹化，外流湖由高原內部向外逐漸封閉，中全新世普遍出現次高湖面，晚全新世湖面強烈退縮。這除與全球變化有關外，還與高原隆起接近現代高度，高山對濕潤氣流的屏障作用導致高原內部干旱化密切極關。
青藏高原湖泊由封閉－外流－封閉，湖泊水體出現鹽湖－鹹水湖－淡水湖－鹹水湖－鹽湖的變化，與高原隆起後引起的不同尺度環境效應有關。