黃淮平原區晚新生代氣候變遷

李宗盟，朱文敏，高紅山，劉芬良，邢偉

1.信陽師范學院地理科學學院，信陽 464000

2.河南省水土環境污染協同防治重點實驗室，信陽 464000

3.蘭州大學資源環境學院，蘭州730000

4.湖南城市學院市政與測繪工程學院，益陽413000

地質時期氣候記錄的重建是探討區域環境演變和預測未來氣候變化的基礎[1-4]。近百年來，基于深海沉積[5-8]、大陸冰芯[9-10]和黃土[11-13]三大記錄的全球氣候變化研究已經取得了較大的進展，并在石筍[14-17]、樹輪[18-20]等高分辨率載體的研究下不斷提高著氣候變化研究的精度。然而，受限于研究方法和氣候記錄的保存完整性，當前的古氣候研究仍較多地集中于晚新生代。此外，研究表明，我國現今構造地貌格局的形成，以及東亞季風環流系統的建立均源于晚新生代[21-24]。因此，晚新生代氣候記錄的重建和變遷研究一直是全球氣候變化研究的重要內容。

在構造（≥106a）和軌道尺度（104～105a）上，晚新生代以來全球氣候變化具有較顯著的一致性[1,12-13]，然而地表的復雜性決定了不同區域之間的氣候必然存在著差異，而這種區域差異在千年尺度（101～103a）尤其顯著[25]。古溫度重建研究表明，末次冰期旋回中不同區域的降溫幅度存在顯著的差異[26-27]。此外，在當前全球變暖的背景下，有研究認為不同地區間氣候的“馬太效應”將更加突顯，即濕潤區更加濕潤，而干旱區更加干旱[28]。然而我國西北干旱區近半個世紀以來卻呈現出濕潤化的趨勢[29-30]。顯然，不同區域之間的氣候變遷具有其獨特性和復雜性，因此深入開展不同典型地域氣候變遷的對比研究顯得尤為重要。

黃淮平原位于我國東部長江和黃河流域之間，是我國東部季風區亞熱帶和暖溫帶的過渡地帶（圖1），也是我國南北過渡帶的東段組成部分。南北過渡帶是我國重要的地理-生態走廊，對于我國地理格局的形成具有重要的意義[31]。黃淮平原區在氣候等自然地理要素上具有顯著的南北過渡性分異，針對黃淮平原區氣候變遷的研究，有助于深入理解南北過渡帶地理環境的演變規律。近幾十年來，黃淮平原區已經積累了豐富的黃土、湖沼和石筍等氣候記錄（圖2）[32-35]，為探討黃淮平原區晚新生代氣候變遷提供了良好的基礎。基于此，本文在已有研究的基礎上，通過對該區氣候記錄的梳理和對比分析，探討了研究區晚新生代的氣候變遷，并對比分析了該區氣候演變的時空差異。

圖1 黃淮平原地理位置a.中國季風與非季風區示意圖，b.黃淮平原及鄰區地形。Fig.1 Location of the Huanghuai Plaina.Schematic diagram of monsoon and non-monsoon regions，b.Topography of the Huanghuai Plain and its surroundings.

1 黃淮平原區新近紀氣候特征

我國南部熱帶區域東亞季風的形成最早可以追溯到始新世[36-37]，但我國東部廣大地區東亞季風格局的形成可能發生在新近紀初（圖3）[38-39]。古近紀期間，我國中緯度地區主要受行星風系的影響[22,24,40]，黃淮平原區以炎熱干燥的氣候為主，屬于半干旱-干旱亞熱帶；而在新近紀，隨著古季風系統的出現，該區轉變為暖溫-亞熱帶潮濕帶[41]。

圖3 新生代期間中國氣候帶分布a、b分別為漸新世和中新世期間干旱氣候帶（黃色）分布示意圖（轉繪自文獻[38]）。Fig.3 Distribution of the climate zone in China during Cenozoica.Oligocene, b.Miocene.Arid zone is shown in yellow.（modified from reference[38]）

晚新生代以來，全球氣候呈現出冷干化的總體趨勢[1]。內陸盆地沉積記錄[39]和南海沉積[7]的研究表明，晚新生代以來我國西北干旱區和東部季風區也表現出顯著的冷干化（圖4a、b）。黃淮平原區新近紀氣候記錄主要來自鉆孔沉積。淮河中游固鎮孔（圖2）的孢粉分析表明[42-43]，淮北平原中新世孢粉以木本植物為主，其中榆、山核桃和松含量豐富，區域植被以常綠、落葉闊葉混交林為主。具體來看，該區中新世孢粉序列可分為3個階段，淮北平原早中新世植被經歷了由以針葉樹為主到以闊葉樹為主的混交林的演變；中中新世以被子植物占主導，為含針葉的落葉闊葉林；晚中新世草本植物含量升高，區域植被由森林演變為森林草原[43]。黃淮平原東部蘇北XH-2孔的研究表明，晚中新世（6.65～5.29 Ma）蘇北盆地孢粉組合以針葉樹等木本植物為主，森林覆蓋度較高[44]。綜合上述孢粉記錄可以發現，中新世期間淮北平原和蘇北平原區以森林植被為主，氣候相對暖濕，但同時又經歷了多次的干濕和冷暖變化。此外，淮南鳳臺孔8～7 Ma以黏土和粉砂質為主，為湖相沉積；約7 Ma，淮南地區由湖相逐漸轉為河湖交互相（圖4c）[35]，指示了中新世末期氣候的波動和冷干化趨勢。

圖2 晚新生代黃淮平原區主要氣候記錄分布位置圖1.寺河南剖面，2.皂角樹剖面，3.馬溝洞，4.禹州剖面，5.襄城剖面，6.鄧家剖面，7.鄭州Z37-2孔，8.開封孔，9.光山剖面，10.胡族鋪剖面，11—18.淮北平原黃口孔、亳縣孔、太和孔、臨泉孔、濉溪孔、蒙城孔、固鎮孔、穎上孔，19.鳳臺孔，20.禹會村剖面，21.寶應孔，22.崗西剖面，23.慶豐剖面，24.里下河SG孔， 25.周奮剖面，26.興化DS孔， 27.XH-1孔，28.XH-2孔，29.YZQ孔，30.泰州PM4剖面。圖中“其他”類載體包含了兩種及以上的沉積記錄,如河流、湖沼和海洋沉積, 其中禹會村剖面以沖積物為主, 但夾有文化層。Fig.2 Location map of the main climate records in the Huanghuai Plain during Late Cenozoic1.Sihenan profile,2. Zaojiaoshu profile,3.Magoudong,4.Yuzhou profile,5.Xiangcheng profile,6.Dengjia profile,7.Z37-2 core of Zhengzhou,8.Kaifeng core,9.Guangshan profile,10. Huzupu profile,11—18. Huangkou,Boxian,Taihe,Linquan,Suixi,Mengcheng,Guzhen and Yingshang cores in the Huaibei Plain,19.Fengtai core,20. Yuhuicun profile,21.Baoying core,22.Gangxi profile,23.Qingfeng profile,24.SG core in Lixiahe area,25.Zhoufen profile,26.DS core,27—28.The XH-1 and XH-2 cores,29.YZQ core,30.The PM4 profile in Taizhou.The "Others"-type carrier contains two or more climate records,such as fluvial,lacustrine and marine deposits. The Yuhuicun profile is dominated by alluvial sediments with cultural layers.

上新世沉積中，淮北平原區草本植物花粉含量升高，且以禾本科為主；木本植物則以松、櫟和榆為主，指示了以針闊葉混交林草原為主的植被[42]。此外，上新世期間淮北平原可能經歷了由以闊葉為主的針闊混交林、森林草原到以闊葉為主的針闊混交林草原的轉變[43]。蘇北XH-2孔孢粉研究顯示，早上新世（5.29～3.7 Ma）孢粉濃度較中新世減小，后期逐漸恢復為溫濕環境下的植被；而在晚上新世（3.7～2.78 Ma），蘇北地區以草本花粉為主，指示了稀樹草原景觀[44]。顯然，從植被的演替來看，上新世期間淮北平原和蘇北地區的氣候均呈現出干旱化的趨勢（圖4）。然而，沉積記錄的研究表明，淮北和蘇北地區上新世期間氣候波動強烈。如淮南鳳臺孔揭示淮南地區上新世期間為河湖交互沉積環境，反映了氣候的頻繁波動[35]。XH-1孔沉積同樣揭示3.2～2.58 Ma蘇北地區河湖交互頻繁，氣候雖總體干熱，但波動強烈，后期向暖濕化過渡[45]。

圖4 東亞季風區晚新生代以來氣候記錄對比a.南海ODP1148站底棲有孔蟲氧同位素記錄[7]， b.季風/干旱氣候演化綜合曲線[39]，c.淮南鳳臺孔沉積物粒度組成[35]，d.淮北平原晚新生代氣溫重建[42]。O、M、P、Q分別指示漸新世、中新世、上新世和第四紀。Fig.4 Comparison of Late Cenozoic climate records of the East Asia monsoon areaa.Neogene benthic foraminiferal isotope data of South China Sea ODP1148[7], b.A synthesis of the paleoclimatic changes of depositional records[39];c.Grain size of the Fengtai core in Huainan[35],d.Reconstructed temperature curve of the Huaibei Plain during the Late Cenozoic[42].O.Oligocene,M.Miocene,P.Pliocene,Q.Quaternary.

2 黃淮平原區更新世氣候特征

上新世末北極冰蓋發育[46]，全球氣候持續轉冷。第四紀期間，全球氣候表現為以冰期-間冰期旋回為代表的強烈冷暖波動[47]，黃淮平原區更新世氣候同樣表現出顯著的冷暖和干濕旋回（圖5）。

2.1 早更新世氣候（2.58～0.77 Ma）

開封孔孢粉記錄顯示[48]，早更新世初該區孢粉匱乏，且以蒿、藜等草本植物為主，局部見少量木本植物，指示了蒿類草原和稀樹草原景觀；早更新世中期，草本植物花粉含量顯著升高，并伴有松、臭椿等木本植物花粉，指示了暖溫帶稀樹草原和針闊混交林景觀；而在早更新世晚期，該區為草原和稀樹草原景觀，但闊葉木本、水生和濕生草本增多。綜合開封孔及其他研究，從時間上看，早更新世初黃淮平原西部有大幅的冷干化趨勢，但仍較暖濕；后期則有升溫趨勢，如在河南舞陽等地形成了紅土沉積[40]。從空間上看，該地區開始出現氣候帶的分異，豫北地區為北溫帶森林草原帶，豫南則為亞熱帶森林帶[40]。

淮北平原太和孔和蒙城孔的孢粉研究表明[49]，下更新統下部桃園組以木本花粉為主，松、蒿開始占主導；桃園組上部為潘集組，草本大量增多。該孢粉組合顯示出早更新世由溫涼向冷干氣候的轉變。金權等[42]將淮北平原早更新世分為7個孢粉組合帶、13個氣候階段，該區植被以木本植物為主，其中早期以云杉和榆為主，指示落葉闊葉和針闊混交林；中期則以櫟、胡桃、山毛櫸等落葉闊葉植物為主；晚期過渡為以松、云杉為主的針闊混交林；指示了區域氣候的早期冷濕、中期暖濕和晚期冷濕的特征。淮南鳳臺孔1.7 Ma由河-湖相沉積環境轉為河流相沉積環境（圖5c），同樣指示了氣候的快速波動[35]。

圖5 黃淮平原區第四紀氣候記錄對比a.全球深海氧同位素記錄[6]，b.靈臺剖面磁化率記錄[12]，c.淮南鳳臺孔沉積物粒度組成[35]，d.淮北平原第四紀古氣溫重建[42]，e.興化XH-1孔中更新世以來的碳酸鹽記錄[53]，f.蘇北周奮剖面Rb/Sr元素記錄[57]，g.蘇北SG孔沉積物平均粒徑[59]。Fig.5 Comparison of Quaternary climate records of the Huanghuai Plaina.Global deep-sea oxygen isotope record[6], b.Magnetic susceptibility curves of the Lingtai loess profile[12];c.Grain size of the Fengtai core in Huainan[35],d.Reconstructed temperature curve of the Huaibei Plain during the Late Cenozoic[42],e.Carbonate record since the Pleistocene of the XH-1 Core in Xinghua[53],f.Rb/Sr record of Zhoufen profile in Northern Jiangsu[57], g.Mean size of the sediments from SG core in Northern Jiangsu[59].

蘇北興化XH-1孔研究表明，2.58～0.99 Ma區域地理環境表現為強烈氣候波動下的河湖頻繁交互過程[45]。在鄰近的興化XH-2孔中，2.78～0.94 Ma花粉整體較少且以草本為主，反映相對干旱的草原環境，期間干濕波動明顯；1.86～0.94 Ma孢粉依舊貧乏，但曾短暫出現森林階段[44]。蘇北寶應鉆孔揭示了1.95和1 Ma發生的兩次海侵過程，反映了氣候變遷下的海陸交互作用[50]。綜合以上研究可以發現，早更新世期間黃淮平原區植被和沉積環境變化顯著，反映了冷干背景下的冰期-間冰期旋回氣候波動。

2.2 中更新世氣候（0.77～0.13 Ma）

中更新世時期，黃淮平原西部氣候波動顯著，河南出現較顯著的氣候分異，以東秦嶺-伏牛山-淮河為界，南北生物區系明顯。北部為暖溫帶闊葉森林草原，南部為北亞熱帶落葉和常綠闊葉過渡型森林帶[40]。河南信陽光山黃土剖面的地化元素研究顯示，淮河源區中更新世期間整體以暖濕氣候為主，但早期相對冷干，中期轉暖濕，晚期再次轉冷干，期間夾多次的冷暖干濕旋回[51]。

臨泉、濉溪和亳縣鉆孔的孢粉研究表明[42]，淮北平原區中更新世含兩個孢粉帶，其中下部孢粉帶早期為含常綠成分的落葉闊葉林，氣候相對溫濕；中期草本繁茂，為混交林-草原類型；晚期以柳、櫟為主，為草原成分的落葉闊葉林，較暖濕。上部孢粉帶為含草原成分的針葉林-暗針葉林，指示冷濕氣候。該區的另一處研究同樣指示了中更新世期間頻繁的氣候波動[49]：如0.7～0.45 Ma，為以闊葉為主的針闊混交林草原，具北亞熱帶溫濕氣候特征。0.45～0.25 Ma該區植被演變為森林草原，指示了半干旱-半濕潤的暖溫帶氣候，其中0.45～0.3 Ma以草本植物為主，指示了暖干氣候下的稀樹草原；0.3～0.25 Ma仍以草本為主，但云杉、冷杉等木本植物花粉增多，為以針葉樹為主的針闊混交林草原；0.25 Ma以來為稀樹草原，總體為較濕潤的暖溫帶氣候。

彩度、磁化率和地化指標研究表明，蘇北地區XH-1孔記錄的中更新世氣候可劃分為多個干濕旋回和氣候階段（圖5e），從中更新世中期開始蘇北地區逐漸冷干化，氣候變幅增大[52-53]。從沉積上看，0.99～0.42 Ma，XH-1孔以湖泊沉積為主，并表現出多個湖進-湖退旋回；0.42 Ma以來，主要為湖沼沉積體系，湖泊收縮淺化[45]。在鄰近的XH-2孔中，落葉闊葉樹種在深海氧同位素階段（Marine Isotope Stage, MIS）16發生了顯著的降低；而MIS 12前后草本含量快速增加[44,54]。蘇北地區兩處鉆孔揭示的中更新世期間植被、沉積等環境指標的顯著變化，可能是對中更新世氣候轉型的響應。而在蘇北寶應鉆孔中，在中更新世相對暖濕的氣候背景下，寶應地區發生了大規模的海侵[50]。

2.3 晚更新世氣候（0.13～0.01 Ma）

基于孢粉、微體古生物和元素地球化學分析，黃淮平原西南部的信陽胡族鋪沉積剖面揭示，晚更新世期間該區氣候以暖濕為主[55]。其中，30～25 kaBP，湖泊范圍經歷了多期的擴大和收縮，可能反映了MIS 3/2轉型過程中的氣候異常波動。25～13 kaBP，湖盆由擴大到逐漸萎縮消亡，最后轉為河流沉積環境，區域氣候經歷了暖濕-暖干-暖濕的轉變。

淮北平原潁上孔孢粉指示了以草原和混交林草原為主的植被特征[42,49]，其中0.13～0.1 Ma以草本植物為主，局部木本含量較高，孢粉中含較多喜熱成分，反映較濕熱的環境；0.1～0.07 Ma，以草本占絕對優勢，木本植物以松、云杉等為主，指示寒冷氣候下的稀樹草原；0.07～0.03 Ma，仍以草本為主，但榆、櫟等喜濕熱木本植物增多，表明氣候濕熱[49]。

蘇北XH-1、XH-2孔磁化率和孢粉等指標均可與深海記錄進行很好的對比，指示了晚更新世期間軌道尺度的多次干濕冷暖變化，其變化趨勢與全球氣 候 變 化 呈 較 好 的 一 致 性[44,52-53,56]。如XH-2孔在MIS 5階段以落葉闊葉林為主，但期間孢粉波動較大，反映相對暖濕氣候下的頻繁波動；MIS 4—2孢粉含量有所降低，但仍表現為落葉闊葉林，較MIS 5階段冷干[54]。蘇北周奮剖面粒度和磁化率等指標揭示了MIS 3晚期（40～30 kaBP）相對濕潤的氣候，以及MIS 2早期（30～18.6 kaBP）冷干的氣候特征（圖5f）[57]。蘇北里下河SG孔的粒度和地化元素顯示了MIS 2階段內的氣候波動，如30～26 kaBP氣候相對濕潤，26～18 kaBP氣候轉干，18～15 kaBP氣候相對暖濕（圖5g）[58-59]。寧波平原鉆孔記錄同樣指示了晚更新世期間頻繁的氣候波動[60]，其中MIS 3階段（約40 kaBP）有較大規模的海侵發生，同期的海侵在寶應孔也有記錄[50]。

3 黃淮平原區全新世氣候特征

全新世期間，我國進入相對溫暖濕潤的氣候期，大致表現為早全新世（11.7～8.2 kaBP）的升溫期，中全新世大暖期（8.2～4.2 kaBP）和晚全新世（4.2 kaBP至今）的降溫期[61-62]。此外，全新世期間還含有千年至百年尺度的冷暖波動[14-17]。眾多研究表明，黃淮平原區全新世氣候與我國全新世氣候大致呈相似的變化規律[32,63-64]。如黃淮平原西部地區早全新世逐漸變濕，中全新世濕潤，而晚全新世呈現出干旱化[65]。

3.1 早全新世氣候

早全新世期間，黃淮平原區氣候呈現出較顯著的增溫增濕現象（圖6）。如許昌馬溝洞石筍氧同位素記錄顯示，11.2～9.1 kaBP區域季風降水在波動中逐漸增加[34]；而襄城黃土剖面粒度和磁化率均指示11.6～9.4 kaBP為升溫期，成壤作用較弱，總體偏暖干[33]。禹州黃土中黏粒含量在11.5～8.5 kaBP逐漸升高（圖6g），指示了早全新世的增濕現象[66]。在蘇北地區DS和YZQ鉆孔均指示，末次冰消期蘇北平原氣候冷暖波動劇烈，而全新世早期則逐漸升溫，以暖濕為主[67-68]。在此氣候背景下，鄭州Z37-2孔（11～7.5 kaBP）孢粉以松為主，其次為胡桃、槭等，區域植被為稍冷濕氣候下的針闊混交林草原[69]。安徽黃口孔孢粉以藜、蒿等草本植物為主，木本植物中以松占絕對優勢，含少量闊葉樹種，為以針葉林為主的針闊葉混交林-草原，氣候總體溫涼偏濕[42]。江蘇建湖慶豐剖面研究表明，10.1～7.5 kaBP，蘇北地區以泥炭沼澤和濱海沼澤為主，孢粉組合顯示早期植被為針葉林和草原，晚期植被為鹽生草甸與針闊葉混交林，反映區域氣候溫和干燥[32]。在早全新世升溫的背景下，海平面呈不斷上升的趨勢[70]。

3.2 中全新世氣候

中全新世期間，黃淮平原區氣候整體以暖濕為主（圖6）。如鄭州Z37-2孔7.5～2.5 kaBP以喬木花粉為主，指示暖濕氣候下的落葉闊葉林[69]。8～3 kaBP，禹州黃土剖面[66]和洛陽皂角樹黃土剖面[71]的粒度顯著細化。7.2～5.6 kaBP，洛陽寺河南湖沼沉積中喬木花粉增多、喜暖的胡桃等出現，指示全新世大暖期的暖濕氣候；在5.6～4.6 kaBP，孢粉組合以蒿屬、禾本科和藜科為主，氣候寒冷干旱[72]。許昌馬溝洞石筍δ18O記錄顯示，9.1～4.9 kaBP季風降水保持較穩定的高值，但可見顯著短期波動[34]。嵩山東麓鄧家黃土剖面粒度和元素地球化學分析顯示，9～2 kaBP粒度細化，Ca/Mg值較低，該時期氣候溫暖濕潤，夏季風強盛，生物化學淋溶作用強烈[64]。

圖6 黃淮平原區全新世氣候記錄對比a.格陵蘭GISP2冰芯氧同位素記錄[9]，b.董哥洞石筍氧同位素記錄[14]，c.襄城黃土剖面春季近地面氣溫指數[33]，d.蘇北慶豐剖面全新世氣溫重建[32]，圖中灰色實線指示慶豐地區現代年平均氣溫，e.蘇北興化YZQ孔湖沼沉積磁化率記錄[68]，f.洛陽皂角樹剖面沉積物＜2μm含量[71]，g.河南禹州黃土剖面細顆粒（1～5μm）含量[66]。HCO為全新世氣候最宜期。Fig.6 Comparison of Holocene climate records of the Huanghuai Plaina.Oxygen isotop record of the GISP2 ice core in Greenland[9],b.The stalagmite oxygen isotope record of Dongge cave[14],c.Spring near-surface temperature of loess profile in Xiangcheng,Henan[33],d.Reconstructed Holocene temperature of Qingfeng profile in Northern Jiangsu[32],The grey line indicates modern annual average temperature of Qingfeng,e.Magnetic susceptibility of YZQ core in Xinghua, Northern Jiangsu[68],f.Grainsize percentage of sediment that lower than 2μm of Zaojiaoshu profile in Luoyang[71],g.The content of fine materials of the loess profile in Yuzhou,Henan[66].HCO:Holocene Climatic Optimum.

淮北平原黃口鉆孔孢粉組合顯示，中全新世孢粉以蒿、藜等草本為主，植被類型為混交林-草原[42]。該時段植被可分為3段，其中早期和晚期木本含量增多，以栗、櫟為優勢種，可見喜熱的羅漢松；草本中可見喜濕的莎草、禾本科植物，為含針葉成分的落葉闊葉林-草原，氣候總體溫濕。中期木本含量降低，以松為主，為針闊葉混交林-草原，指示氣候溫和偏干。全新世大暖期時，由于降水增多引起的洪澇災害頻發，安徽淮北地區新石器文化一度中斷[73]。

江蘇建湖慶豐剖面研究表明，8.5～4 kaBP為全新世高溫濕潤期，常綠喬木增多，常綠落葉闊葉混交林逐漸過渡到常綠闊葉林，但也夾有幾次快速降溫事件[32]。陳月秋則認為，8～5.5 kaBP為江蘇地區全新世最暖期，海侵廣泛；而5.5～3 kaBP為短暫的低溫期，植被轉變為含針葉的落葉闊葉林[70]。興化DS孔的粒度、磁化率和地化分析，均指示中全新世期間（9.1～6.48 kaBP）區域氣候以溫濕為主，但包含了多次千年尺度波動[67]。在中全新世暖濕氣候背景下，蘇北地區受海平面上升影響發生多次海侵。如江蘇建湖岡西剖面研究顯示，8.5～7.5 kaBP該區受波動性海侵影響；7.5～5.8 kaBP海侵作用減弱，該地區主要受淮河的沖積作用影響，海岸線東進[74]。而蘇北泰州PM4剖面的粒度和微體古生物分析表明，11.9～4.85 kaBP為灰綠色湖相沉積，未受海平面上升影響，沉積環境較穩定；4.85～4.25 kaBP發生海侵，區域轉為濱海沼澤環境[75]。

3.3 晚全新世氣候

晚全新世期間，黃淮平原西部地區的氣候呈現出較顯著的冷干化趨勢，如鄭州Z37-2孔2.5 kaBP以來孢粉含量下降，且以松、藜為主[69]。4.6～3.1 kaBP，洛陽寺河南剖面禾本科含量增加，喜暖喬木胡桃、楓楊等出現，說明氣候出現短暫的溫和濕潤階段；但3.1 kaBP以后，孢粉組合以蒿屬和禾本科為主，喬木花粉減少，且以松屬為主，反映了氣候的趨冷[72]。從風成沉積來看，約3 kaBP以來，鄧家剖面[64]、禹州剖面[66]和皂角樹剖面[71]粒度均顯著粗化，指示了氣候的干旱化。但1.5 kaBP后禹州剖面黏土含量再次升高（圖6g），可能指示了晚全新世在冷干背景上，后期有一定的暖濕趨勢[66]。然而，襄城黃土剖面的粒度和磁化率分析表明，4.5～3.8 kaBP氣候干冷，但3.8～1.8 kaBP卻是全新世最暖濕階段；1.8～1 kaBP相對冷濕，1 kaBP以來又趨于暖干（圖6c）[33]。

蚌埠禹會村遺址孢粉記錄顯示，4.5～4 kaBP孢粉組合以禾本科等草本植物為主，喬木花粉以松、落葉櫟和榆屬為主，區域氣候由暖濕轉向溫涼干燥[76]。淮北平原黃口鉆孔孢粉以蒿、藜等草本為主；木本以松為主，其次為栗、樺，指示了針葉林、針闊混交林-草原，反映溫和偏干的氣候[42]。在此氣候背景下，由于洪澇災害的降低，安徽新石器中晚期文化得到空前的發展[73]。

江蘇建湖慶豐剖面顯示，4～2.3 kaBP常綠樹種減少，以鹽生草甸和落葉闊葉林為主，反映溫和略干的氣候；2.3～1.2 kaBP草本、禾本科增多，以香蒲沼澤和針闊葉混交林為主，指示氣候溫涼濕潤[32]。蘇北DS、YZQ孔的粒度和地化分析均表明，晚全新世期間蘇北地區以暖濕為主，期間夾數次冷干期[67-68]。然而，蘇北泰州PM4剖面的粒度、微體古生物研究表明，4 kaBP以來海平面逐漸下降，海岸線向南東方向遷移[75]；4.2 kaBP以來，江蘇建湖地區水域面積略有減小[74]，均指示了氣候的干旱化。上述研究可能表明，盡管晚全新世以來蘇北地區呈一定的冷干趨勢，但區域氣候仍較暖濕。

4 黃淮平原區氣候的區域對比

4.1 構造和軌道尺度氣候對比

東亞季風的起源以及現代意義上的亞洲內陸干旱化可以追溯至25～22 Ma[39,77-78]。中國北方粉塵沉積揭示，晚新生代以來亞洲內陸在14、8、3.6、2.5和1.2～0.9 Ma呈現出較顯著的干旱化[2，79-80]。此外，Miao等[81]通過對伏平粉屬的空間分布進行統計，討論了晚新生代亞洲夏季風的演化，發現17～14 Ma東亞夏季風達到強盛，之后則逐漸減弱。青藏高原東北緣新生代盆地的沉積速率、孢粉等指標則指示了9～7 Ma的氣候轉冷[2]。晚新生代以來，黃淮平原區氣候同樣經歷了較顯著的冷干化趨勢（圖4）。如新近紀期間淮北平原植被經歷了由常綠落葉闊葉混交林向針闊葉混交林草原的轉變[42-43]。蘇北平原XH-1孔在約3.7 Ma經歷了由森林向森林草原的過渡[44]。淮南鳳臺孔沉積物在7 Ma顯著粗化（圖4c），同樣顯示了區域氣候的惡化[35]。顯然，在構造尺度，黃淮平原區的氣候變遷可能是在全球氣候變冷的背景下對東亞夏季風強度變化的響應。

第四紀期間，淮北平原鉆孔孢粉揭示出13個氣候階段（圖5d）[42]。蘇北興化XH-1、XH-2孔的粒度和孢粉等指標揭示了蘇北地區第四紀期間氣候的顯著冷暖波動[44-45]。淮南鳳臺孔沉積和甘肅靈臺黃土磁化率均記錄了1.8～1.7 Ma的氣候突變事件（圖5b、c）。這表明，在軌道尺度，黃淮平原區氣候與我國風成沉積[11-12,80]、盆地地層記錄[2]、全球深海沉積[6]等揭示的冰期-間冰期氣候旋回變化趨勢相一致。然而，黃淮平原區的氣候變遷仍具有區域的特殊性，如淮南鳳臺孔沉積并沒有記錄區域環境在3.6和2.5 Ma的突變[35]。此外，趙辰辰等[82]綜合分析了我國48處第四紀孢粉研究，發現1.5～1.0 Ma我國東部地區偏濕，而西北和青藏地區則偏干。這些現象可能表明局地下墊面差異引起的自然地理要素組合對區域氣候可以產生顯著的影響。

4.2 千年尺度氣候對比

全新世期間，現代東亞季風體系已經建立，黃淮平原區處于典型的季風氣候之下。早全新世期間，鄭州Z37-2孔[69]和淮北鉆孔[42]的孢粉分析均指示針闊葉混交林草原，反映稍冷濕的氣候；禹州剖面[66]、皂角樹剖面[71]和興化DS、YZQ鉆孔的粒度及地化記錄均指示相對暖濕的氣候[67-68]。江蘇慶豐地區植被為落葉闊葉林，同樣反映暖濕的氣候[32]。這一現象與Chen等[83-84]的研究結果相似，即我國東部季風區早全新世氣候相對濕潤。此外，中全新世期間黃淮平原大部分地區的氣候為相對暖濕狀態（圖6）[32,64-66,69-72]，這與其他地區全新世最宜期的研究相一致。晚全新世期間，黃淮平原區呈一定的冷干化趨勢（圖6）。這些研究表明，黃淮平原區全新世氣候與我國東部季風區、西北干旱區氣候呈相似的變化趨勢。

盡管黃淮平原區全新世氣候特征與我國全新世氣候整體特征相似，但不同地區之間的氣候仍呈現出一定的差異或穿時性，如全新世氣候最宜期在河南襄城黃土剖面中出現在3.8～1.8 kaBP[33]，而在蘇北YZQ剖面中卻出現在早全新世（圖6）[68]。此外，盡管晚全新世期間黃淮平原西部呈現出較明顯的冷干化趨勢[64-65,69,71]，但蘇北興化地區氣候仍以暖濕為主[67-68]，如江蘇高淳地區的湖泊沉積記錄表明，4.4 kaBP以來長江三角洲西部以溫涼濕潤為主[85]。上述全新世氣候千年尺度的穿時性在其他地區的研究中也普遍存在，如基于湖泊沉積的孢粉、硅藻和氧同位素記錄以及黃土磁學特征的研究表明，全新世期間中亞干旱區氣候表現為早全新世干旱、中晚全新世相對濕潤；而季風區則表現為早中全新世氣候濕潤，晚全新世干旱[83-84]。此外，我國東部地區全新世氣候最宜期也具有顯著的穿時性，即中國南北方全新世最宜期的出現時間存在差異[86-87]。此外，Wang等[25]在全球季風的框架下對比了北半球東部熱帶-亞熱帶不同地區的氣候，發現全新世最濕潤期在東非季風區、印度季風區和澳洲季風區出現在早全新世，而東亞季風區則出現在中全新世，并認為這種差異似乎與季風環流形式的差異有關。

盡管不同研究中可能存在研究載體和測年方法等差異，但區域下墊面差異導致的局地小氣候可能是不同地區全新世氣候差異的重要原因。中亞地區全新世植被演變的研究認為，早、晚全新世植被的突變以及不同地區植被的時空差異，可能與不同氣候區植被對氣候變化的響應閾值差異有關[88]。中國東部不同沙漠區全新世濕潤期的穿時性[89]，華北平原末次冰盛期以來植被的空間分布差異可能是由地貌部位或景觀的差異導致的[90]。除此之外，季風邊界的遷移、熱帶輻合帶的移動等，都會影響到區域植被對氣候的響應[91]。因此，在進行千年尺度氣候研究及區域對比時，要綜合考慮不同自然地理要素的組合可能帶來的潛在影響。

5 結論

本文通過對黃淮平原區已有的黃土、湖沼和石筍等氣候記錄的梳理，探討了黃淮平原區晚新生代以來的氣候變化特征。晚新生代以來，黃淮平原區構造和軌道尺度氣候變化與東亞氣候呈現出相似的演變趨勢。然而在千年尺度，黃淮平原不同區域的氣候呈現出一定的差異和穿時性，這種差異可能源自下墊面差異等自然地理要素對局地氣候的影響。

當前，黃淮平原區全新世氣候研究已經獲得了大量的資料，但仍需加強對不同區域氣候變化特征的對比分析，探究氣候變化穿時性的原因。對于更新世乃至新近紀期間的氣候記錄，未來應加強高分辨率的綜合研究，如基于沉積鉆孔進行高分辨率的年代學和沉積地層學分析，并綜合多種氣候代用指標進行研究。此外，當前的氣候重建仍以定性和半定量研究為主，未來應加強對氣候指標（溫度、降水）的定量重建研究，為探討氣候的區域差異提供更精確可靠的證據。