Late Cenozoic climate changes in the Huanghuai Plain
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摘要: 通过梳理黄淮平原内的黄土、湖沼和石笋等剖面及钻孔沉积记录，探讨了该区晚新生代以来的气候变化特征，并对比分析了该区气候变化的时空差异。结果表明，新近纪期间东亚季风系统开始逐渐建立，研究区气候带由干旱区转为湿润区。晚新生代以来，黄淮平原区构造尺度气候变化符合东亚气候变化的一般趋势，即经历了较显著的阶段性冷干化演变。第四纪期间，黄淮平原区气候表现出典型的轨道尺度冷暖波动（冰期-间冰期旋回），可能是在全球宏观气候背景下对东亚季风强弱变化的响应。然而在千年尺度，受区域地形等局地因素的影响，黄淮平原区全新世气候变化在空间上表现出一定的差异性和穿时性。Abstract: Based on the published records of loess, lacustrine-marsh deposits, stalagmite and other archives, this paper attempts to explore the characteristics of Late Cenozoic climate changes and to make comparative analyzes of the similarities and differences of climate changes on different spatiotemporal scales in the Huanghuai Plain. The results show that the East Asian monsoon system began to establish in Neogene, and as the result this area changed its climate zone from a previous arid area to a humid area. Since late Cenozoic, the pattern of climate change in the Huanghuai Plain has been consistent with the general trend of East Asian region in the tectonic timescale, which has experienced a drastic change from warm and humid to cold and dry. During the Quaternary period, the climate changes showed typical orbit-scale cold and warm fluctuations or glacial-interglacial cycles in the study area, possibly as a response to the changes of the intensity of the East Asian monsoon under the global climate background. However, due to the influence of local factors such as regional topography, the Holocene climate change shows a certain degree of spatial differentiation and diachroneity in the Huanghuai Plain on a millennium scale.
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Keywords:
- climate change /
- sedimentary record /
- late Cenozoic /
- Huanghuai Plain
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南海南部油气勘探至今已有近60年的历史，南海周边国家于20世纪50年代就开始对南海南部的大型沉积盆地进行油气勘探开发，尤其是近20年以来，越南、马来西亚、印度尼西亚等国家更是加快了对南海南部的油气勘探开发步伐[1-3]。据不完全统计，到20世纪90年代末，南海南部周边国家已钻井1 000多口，发现含油气构造200多个，发现油气田180个，油气年产量超过5 000万吨油当量，相当于一个大庆油田的年产量[1, 4-8]。近几年来，周边国家不仅基本上完成了对南海南部大型沉积盆地有利区域油气勘查的全覆盖，而且其调查手段也由以前的区域性二维地震概查逐渐转为三维地震详细勘探，总累计开采油气约13亿吨油当量。在目前的油气储层研究中，针对碳酸盐岩储层的研究较为成熟，相关报道较多，相比而言，针对砂岩储层，尤其是优质砂岩储层的研究工作明显处于较滞后的状态[1, 3, 5-8]。本文选取南海南部北康-曾母盆地下中新统为研究对象，首先通过层序地层格架厘定、优质砂岩波形分析以及不同沉积环境下典型砂岩精细刻画等研究工作，进而指出砂体厚度在空间上的展布规律，在平面上圈定优质砂岩的分布范围。最终结合沉积环境分析，建立优质储集砂体发育的沉积模式。本文旨在进一步明确北康-曾母盆地下中新统内部优质砂岩的时空展布规律，尝试对有利储集相带及其内部优质砂岩的边界进行精细刻画，为有效预测优质砂岩储层的空间发育位置提供科学依据。
1. 研究区概况
北康-曾母盆地位于南海南部海域大陆坡上，是大型的新生代伸展-挠曲复合陆缘含油气沉积盆地，两者以北西走向的廷贾断裂带为界[9-13]，其东部以南沙海槽西北缘断裂和文莱沙巴盆地西南缘断裂为界，北部及西北部与南沙中部海域岛礁区相接，与南薇西盆地、南薇东盆地和万安盆地相隔（图1）。由于受欧亚大陆陆缘裂解、古南海俯冲、澳大利亚和欧亚板块碰撞以及新南海扩张等多构造事件作用的影响，北康-曾母盆地在新生代期间均经历了陆相-海陆过渡相-海相的沉积充填和演化过程，广泛发育湖相、海陆过渡相以及海相沉积。由婆罗洲拉让河与巴兰河携带的大量陆源碎屑沉积物供给以及南海南部频繁的三级海平面升降变化控制，北康-曾母盆地沉积并形成了多套强制海退-低位体系域-海进体系域内的陆架边缘三角洲-滨浅海-深水扇沉积体系的砂泥岩组合。其砂岩具有高孔渗性特征，可形成蕴藏巨大油气潜力的优质砂岩储层[10, 12-16]。
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图 1 南海南部北康-曾母盆地分布位置图Figure 1. Location Map of Beikang-Zengmu Basin in Southern South China Sea2. 研究区层序界面特征与层序地层格架
利用国外钻井信息（Mulu-1井、Talang-1井和Bako-1井），结合前人研究成果[10-11, 14, 16-18]以及区域二维地震资料，在北康-曾母盆地内厘定出T1、T2、T3、T31、T4、T5和Tg共7个层序界面（图2和图3），各界面年代如图2所示。各个界面的地震反射特征详述如下：
2.1 Tg界面
该界面为北康-曾母盆地新生界基底，为一初始破裂不整合面，总体表现为中—低频、强振幅、不连续反射。地震剖面上整体表现出下削上超的特征，上下地震反射层结构差异很大，局部可见角度不整合现象。当埋藏较深时，不易识别。
2.2 T5界面
该界面为区域性、覆盖整个北康-曾母盆地的大型不整合面，总体表现为中—低频、不连续反射特征，振幅多变。地震剖面上具有下整上超的特征，在半地堑盆地的斜坡处，该界面常超覆在Tg界面之上。
2.3 T4界面
该界面也是区域性覆盖整个北康-曾母盆地的大型不整合面，与下伏地层呈假整合接触，多表现为中—低频、强振幅、较连续的强反射特征。该界面之上的地层分布范围迅速扩展，反映了裂陷高潮期沉积，一般认为其标志着新南海的扩张。
2.4 T31界面
该界面在北康-曾母盆地南部特征较为清晰，向北追踪，多数地区可见其与T3界面合并，为一个局部发育的不整合面，整体表现为中频、连续、中—强振幅反射，界面之上具有显著的上超结构，界面之下为轻微的削截现象。
2.5 T3界面
该界面在全区是个比较显著的界面，是一个区域性的覆盖整个北康-曾母盆地的大型不整合面，与下伏地层呈削截、角度不整合接触，整体表现为中频、连续、中—强振幅地震反射特征。Hutchison[19]在研究南海南部边缘盆地时称该不整合为中中新世不整合（MMU），并认为该不整合为破裂不整合，沉积间断持续了3～5 Ma，从16 Ma开始了裂后地层沉积。Cullen等[20]称其为南海不整合面（SCSU）。
2.6 T2界面
该界面在全区大部分地区为整合界面，只是在较高部位，见其之上存在上超现象。T2界面为低频强振幅连续的反射界面，全区可很好追踪与对比。界面之下整体为弱振幅连续的反射层，界面之上为中—强振幅连续的席状反射层。
2.7 T1界面
该界面在陆棚区整体的地震反射特征表现为高频、中—强振幅、较连续反射，常见上覆地层底超、下伏地层削截等反射中止现象；在越过坡折点后，进入陆坡及盆地区内部，地震反射特征主要表现为高频、中—强振幅、连续反射，全区容易追踪。
3. 储层砂体的地震预测
3.1 理论基础
Anstey首先提出了过上下岩层之间由于其波阻抗的差异而产生的不同地震子波形态来直接识别砂岩储集层的相关问题[21]，并利用详实的钻井资料，结合切实的地质模型，从以下多个方面对地震反射特征进行了系统研究，即地质界面能产生地震反射的实质（上下岩层波阻抗的不同）、砂泥（页）岩之间的声学特征、薄层与过渡层反射、砂岩横向变化及尖灭问题等。许多成功的钻井范例证实[22]，在特定的沉积环境下，这种利用地震资料直接识别砂岩体的方法是可行、可信的，并多方面地列举、总结了厚层砂岩、滨岸砂岩、陆架边缘席状砂岩、河道砂岩、河口坝砂、浊积砂等典型砂岩储集层的地震反射特征（子波形态）和识别标志。受Anstey有关不同类型砂岩储集层的波形特征启发，本文以地震反射子波的相关理论为基础，通过地震模拟正演，分析并建立厚层砂岩，厚层泥（页）岩中高、低速夹层，渐变层，海退-海进中砂-泥-灰岩过渡层等的波阻抗结构模型及其地震反射波形类型，总结不同沉积环境下砂岩的识别标志，以此推广波形分析方法及其适用性。
3.2 砂岩波阻抗（速度）随深度变化的规律
由于砂岩发育的沉积环境与相带（冲积扇砂岩、河道砂岩、滨岸砂岩、陆架边缘席状砂岩等），各自的颗粒成分（长石砂岩、石英砂岩），分选、磨圆程度以及所受的胶结作用、成岩作用等的不同，其波阻抗（速度）将会因埋深的变化而受影响。
图4是典型的砂泥（页）岩声波阻抗随深度变化的函数关系图[21]，图中揭示：高孔隙度砂岩的波阻抗（速度）低于泥（页）岩，其相互间波阻抗（速度）差异随深度的变化而逐渐减小，在浅层弯曲段内（RC=−0.7）存在一定的差异，砂岩层顶面可产生较为明显的负反射，我们将这类砂岩定义为Ⅰ类砂岩，即波阻抗（速度）小于围岩（泥（页）岩）。此类砂岩长期经受海浪的冲刷淘洗，其分选、磨圆程度均较高且泥质等胶结物含量较少，埋深所形成的压实作用，不会使其像泥（页）岩一样出现高度的致密化，其波阻抗（速度）与深度的变化关系不大。常见的有河道砂、河口坝砂、滨岸砂岩、三角洲前缘席状砂、水道砂等，是油气勘探中需要寻找的目标。低孔隙度砂岩的波阻抗比泥（页）岩高许多，其相互间巨大的波阻抗差异将足以在砂岩层顶面产生显著的正极性反射，我们将这类砂岩定义为Ⅲ类砂岩，即波阻抗（速度）大于围岩（泥（页）岩）。这类砂岩由于搬运距离短，沉积速率快，其颗粒的分选差且多为棱角、次棱角状，泥质等胶结物含量高。当这类砂岩受到埋深过程中的压实作用时，其颗粒很容易重新排列且被压实致密，与泥（页）岩一样，埋深是影响这类砂岩波阻抗（速度）的重要因素。常见的有冲积扇砂、洪泛平原或天然堤粉砂岩、泥质粉砂岩等。
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图 4 砂泥岩声波阻抗值与深度的关系（据Anstey，1980）Figure 4. The relationship between acoustic impedance value and depth of sand-mudstone （from Anstey，1980）3.3 波形分析
中华人民共和国原地质矿产部下属事业单位对正常极性显示的定义与SEG相反，即正反射界面所对应的零相位子波主波瓣在地震剖面上以波峰显示，这种定义至今未变[23-26]；本文资料均来自原地质矿产部下属企业，如海洋地质调查局等，其正常极性显示剖面中的正反射界面反射波的主波瓣均用波峰表示。
地震剖面中有部分反射波具有单个、两个和渐变界面所产生的对称、斜对称和低频波形特征[22-23, 27-28]。
图5A和图5B为高孔渗Ⅰ类砂岩和致密Ⅲ类砂岩顶面（单个界面）的负反射和正反射，砂岩厚度h≥一个波长λ范围，其地震波形呈零相位对称波形。
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图 5 常见砂岩及其组合波阻抗结构与波形特征Figure 5. Common sand-bodies and their combined wave impedance structure and waveform characteristics图5C和图5D为低速和高速夹层所表现出的斜对称波形，夹层厚度h≤λ/4。常见的低速层有煤层、高孔渗砂岩、含气砂岩等，在地震波形特征上，这些低速层的顶面为负反射，对应于波谷；底面为正反射，对应于波峰，整体呈现一个右下倾斜对称的形态，即A1与A4、A2与A3均呈斜十字对称，从A2到A3振幅变化最大（图5C）。如果能排除这些低速层是煤或泥岩层后，可以直接得出这是一套高孔砂岩。灰岩、火山熔岩或钙质砂岩，其速度一般远远大于上下围岩。在地震波形特征上，这些高速层的顶面为正反射，对应于波峰；底面为负反射，对应于波谷，整体表现出一个左下倾斜对称波形（图5D）。结合地震相分析可以确定是哪一种类型的高速层。一般而言，灰岩高速层发育于海进期没有陆缘碎屑供应的陆架、台地等浅海环境，地震反射呈光滑连续；钙质砂岩发育于混积陆棚，通常是海退期砂岩被海进期钙质胶结（生物扰动）形成；火山熔岩在火山口附近，发育于任何水深，厚度通常向外变薄。
图5E和图5F为渐变层所表现出的低频波形，具有多种波阻抗结构（速度）相互组合的特征，渐变层厚度h≤λ/2。其中，图5E为厚层状砂泥岩互层，砂岩从下到上主要为含灰质粉砂质泥岩、粉砂质泥岩（泥质粉砂岩）、粉砂岩（细砂岩）、中—粗砂岩，其砂岩品质逐渐变好，展示了由Ⅲ类砂岩到Ⅰ类砂岩的变化，其波形呈类似耳状结构的B字型波；图5F为常见的陆架边缘海退期沉积的低位域优质砂岩，随后海平面上升而被海进灰岩（或含灰质、钙质岩层）覆盖，其A1部分与图5E类似，产生类似耳状结构的B字型波，A2部分由于灰岩层与低位域的优质砂岩层（尤其当砂岩层含气之后）之间巨大的波阻抗差异，产生极强振幅的负反射，A3部分是判别A2部分中是否存在优质砂岩的依据，因为尽管灰岩层顶底面强反射隐盖了砂岩顶面负反射属性，但砂岩层底面正反射不受此影响，若未见A3部分的出现，则可断定砂岩层不存在。
4. 下中新统砂层组的厘定
通过上述分析可知，地震波形与实际地质情况之间的对应关系是非常复杂的，而地震剖面中大多数由多个界面形成的反射复合波，一般不具有波形分析的价值。然而，厚层砂岩顶面产生的零相位对称波形，河道砂、河口坝砂、滨岸砂岩、席状砂、水道砂等高孔渗优质砂岩夹层产生的右下倾斜对称波形以及灰岩、火山熔岩或钙质砂岩夹层产生的左下倾斜对称波形，砂泥岩互层、海进灰岩等渐变层产生的似耳状结构B字型低频波形等，这些特殊样式的地震波形是非常具有价值的，可以应用于任何地质条件下的砂岩识别，尤其是斜对称波形，可以高效、准确判断河口坝砂、灰岩层和火山熔岩层等沉积体[22, 27]。
南海南部陆架坡折带的单个砂层组发育分布与延续时间总体受3级周期控制（图3），砂层组及其上下泥岩的厚度h＞λ/2，尤其是在陆架边缘的海退层系中[29-30]。由波形分析可知，高孔渗优质含气或饱和液体的砂岩，其速度低于围岩，在波形特征上，砂岩顶面对应于波谷，底面对应于波峰，表现出低频、中—强振幅、右下倾斜对称波形反射特征，在地震剖面上可以通过其顶底面（一般为波谷-波峰组合）识别。以此为基础，从微观结构上开展研究区早中新世层序内部优质砂层组的精细厘定工作，识别出8种常见的砂岩及其组合，主要有含气砂岩、河道（河口坝）砂岩、陆架边缘席状砂岩、斜坡扇砂岩、盆底扇砂岩、砂泥岩互层以及浊积扇砂岩（图6）
5. 砂岩平面分布特征及其沉积体系
通过开展早中新世层序内部砂层组的精细识别、刻画及厘定工作，对其层序格架内部砂岩的整体情况有了较为明确的把握，其中三角洲平原河道砂、斜坡扇砂以及盆底扇砂具有多期次、厚度大、物性好的特点，具备形成优质砂岩储层的有利条件[31-32]。尽管开展了层序格架内砂层组的厘定工作，识别出众多“陆架-斜坡-深海盆地”体系下不同沉积相带中的砂岩，但较整个研究区来说，仅仅进行骨架砂岩的识别与研究还远远不足以满足勘探开发的要求[29-30, 32-33]。下面在砂岩层地震响应特征和层序格架内砂层组厘定的基础上，由点、线砂岩深入至整个砂岩平面分布情况的研究与刻画工作，并相应开展沉积体系分析。
5.1 早中新世主要砂岩分布区厚度图
在大量地震资料解释工作的基础上，针对研究区早中新世层序内部砂岩的主要发育区域，绘制早中新世主要砂岩分布区厚度图（图7）。红色表示砂岩的主要分布区域与厚度，颜色越深，砂岩越厚。
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图 7 研究区早中新世主要砂岩分布区厚度图Figure 7. Isopach map showing the distribution of Early Miocene sand-bodies of in the study area5.2 早中新世层序内砂岩的平面分布特征
根据早中新世主要砂岩分布区厚度（图7）以及砂岩平面分布特征（图8）可以看出，曾母盆地康西凹陷南部在早中新世时期处于隆起状态，砂岩主要分布于南康台地区，呈槽带状展布，具有丰度高、分布广、颗粒粗及横向连续性好等特征。整体上，砂岩呈现北西-南东向展布，这是由当时所处的古地貌环境下的古水流体系所决定的。
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图 8 研究区下中新统典型砂岩分布及沉积体系图Figure 8. The distribution of Early Miocene sand-bodies and depositional systems in the study area沉积体系分析结果表明，在早中新世层序沉积时期，研究区的沉积物源来自南面陆地，尤其是婆罗洲山地，主要有两支物源向陆架内凹陷盆地汇聚，整个陆架区都是含砂储层的有利储集相带。其中，西面这支物源在断陷凹槽带的控制下，主河道流向西北方向，跨过陆架坡折带后，由主河道分支出的水下分流河道继续向西北方向的深海盆地区域推进，最远距离达80 km；东面这支物源受古地貌环境控制，主河道进入凹陷后便分为两支，一支向西北方向流动，另一支向东北方向流动。在早中新世层序沉积时期，在斜坡及坡脚盆地区域发育一个东西宽约200 km、南北纵深约60 km的砂岩储层有利发育带。
图8结果显示，研究区早中新世层序内的三角洲-深水扇沉积体系可以划分为3种沉积相带，发育3大类砂体：
（1）三角洲前缘相：主要与河流有关，发育三角洲前缘相砂体，如水下分流河道砂、河道边缘砂、河口坝砂。
（2）浅海相（陆架边缘）：充足的沉积物源进入大陆架，沉积浅海相砂岩，如受海浪作用形成陆架边缘席状砂或陆架边缘砂坝。
（3）半深海-深海相：受海平面升降变化与沉积物源供应量大小的控制而发育形成的半深海相砂体和深海相砂体，如与斜坡和盆底相关的扇体。
不同的沉积相带中，发育不同类型的砂岩，其主要特征为：
（1）水下分流河道砂岩
横切面为丘状体，整体形态呈U型，底部侵蚀冲刷特征较为明显，砂岩纵向厚度大，但横向连续性较差，同一个砂岩内，顶底界面对应强振幅波谷-波峰组合，砂岩的低速特征明显，指示粗颗粒成分和结构成熟度高的优质砂岩储层。
（2）河道边缘砂岩
分布于丘状体侧缘。波谷向侧缘变窄，振幅减弱，反映沉积体向侧缘地层厚度减薄、物性变差，主要为粉砂以及泥质粉砂。
（3）河口坝砂岩
呈半月形或扇形，通常脱离河道，与河道砂岩只在河口中间点可能连通；底面不同程度地被冲刷，内有前积构型，砂岩厚，物性好，分布较稳定。
（4）陆架边缘席状砂
沿大陆架边缘分布，为远砂坝，受海浪冲刷作用，使得砂岩物性较好，纵向上砂岩常多层叠置，整体厚度较大且横向连续分布。
（5）斜坡扇砂
分布于斜坡及坡脚区域，具有丘状特征，有时可见下切谷或天然提，通常为薄层砂岩或粉砂岩，主要是在海平面快速下降或缓慢上升时期发育，前者砂岩随三角洲前积而向盆地进积，呈高角度叠瓦状堆砌，横向连续性较好；后者尽管海平面不断上升，但上升空间小于沉积物供应，纵向上砂岩相互叠置，横向上向陆地退覆，呈披覆状悬挂于斜坡上。
（6）盆底扇砂
盆底扇主要包活深水浊积砂和叠覆扇砂，砂岩大规模发育，整体厚度大且横向上向盆地内部延伸较远，主要是在海平面相对快速下降期间，发育于大陆架或陆架边缘或斜坡上的沉积物质再次搬运而成，具有双向下超或一边上超特征，偶尔与斜坡扇连接一体。
6. 结论
（1）波形分析是一种基于波阻抗结构的地震反射波属性分析，是一种有效的识别砂岩层方法。尽管波形分析所获得的岩石类型信息仅是一种定性的判别，但这却在油气勘探开发中发挥着关键性、独特性的作用（如含气砂岩、灰岩和火山岩的区分，海进灰岩下海退砂岩的识别）。
（2）通过对北康-曾母盆地早中新世层序内部砂层组的厘定可知，研究区主要发育有高孔渗含气砂岩、河道砂岩、陆架边缘席状砂岩、斜坡扇砂、盆底扇砂以及浊积扇砂。随海平面升降变化，砂岩可呈阶梯状下降形式向盆地进积，如斜坡扇砂、盆底扇砂；或呈退覆堆砌形式向陆地退积，如陆架边缘席状砂岩；或呈纵向加积堆砌形式，如砂泥岩互层。砂岩间相互叠置，总体厚度大且横向连续性好；多期次发育，不同期次间所发育的砂岩均有厚层状的泥岩隔层，具备发育岩性圈闭的有利条件。
（3）早中新世层序内部所发育的河道或水道砂、河口坝砂、受海浪作用形成三角洲前缘席状砂以及深水扇砂，因其颗粒粗而纯，具有较好的抗压实和抗杂基伊利石化能力，容易形成物性较好的优质砂岩储层，地震剖面上表现为低频、中—强反射、右下倾斜对称波形。
（4）早中新世层序内部砂岩平面展布图显示：研究区南部为砂岩的富集区，主要发育三角洲平原砂岩、浅海相砂岩，其中砂岩具有丰度高、分布广、颗粒粗及横向连续性好等特征，为形成优质砂岩储层提供了有利条件，向北由于受当时古地貌环境和古水流体系所控制，砂岩分布较为散落，主要发育半深海—深海砂岩。
（5）用地震地质综合解释的方法刻画的砂岩分布图以及沉积相图，经受住了Talang-1井、Bako-1井、Mulu-1井和B井的钻井验证，说明这套方法得出的砂岩分布及沉积体系分析成果是可信的。
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图 1 黄淮平原地理位置
a. 中国季风与非季风区示意图， b. 黄淮平原及邻区地形。
Figure 1. Location of the Huanghuai Plain
a. Schematic diagram of monsoon and non-monsoon regions， b. Topography of the Huanghuai Plain and its surroundings.
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图 2 晚新生代黄淮平原区主要气候记录分布位置图
1.寺河南剖面，2.皂角树剖面，3.马沟洞， 4.禹州剖面， 5.襄城剖面， 6.邓家剖面， 7.郑州Z37-2孔， 8.开封孔， 9.光山剖面， 10.胡族铺剖面， 11—18.淮北平原黄口孔、亳县孔、太和孔、临泉孔、濉溪孔、蒙城孔、固镇孔、颖上孔， 19.凤台孔， 20.禹会村剖面， 21.宝应孔， 22.岗西剖面， 23.庆丰剖面， 24.里下河SG孔， 25.周奋剖面， 26.兴化DS孔， 27.XH-1孔， 28.XH-2孔， 29.YZQ孔， 30.泰州PM4剖面。 图中“其他”类载体包含了两种及以上的沉积记录, 如河流、湖沼和海洋沉积, 其中禹会村剖面以冲积物为主, 但夹有文化层。
Figure 2. Location map of the main climate records in the Huanghuai Plain during Late Cenozoic
1. 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.
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图 3 新生代期间中国气候带分布
a、b分别为渐新世和中新世期间干旱气候带（黄色）分布示意图（转绘自文献[38]）。
Figure 3. Distribution of the climate zone in China during Cenozoic
a. Oligocene, b. Miocene. Arid zone is shown in yellow.（modified from reference [38]）
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图 4 东亚季风区晚新生代以来气候记录对比
a. 南海ODP1148站底栖有孔虫氧同位素记录[7]， b. 季风/干旱气候演化综合曲线[39]，c. 淮南凤台孔沉积物粒度组成[35]， d. 淮北平原晚新生代气温重建[42]。O、M、P、Q分别指示渐新世、中新世、上新世和第四纪。
Figure 4. Comparison of Late Cenozoic climate records of the East Asia monsoon area
a. 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.
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图 5 黄淮平原区第四纪气候记录对比
a. 全球深海氧同位素记录[6]，b. 灵台剖面磁化率记录[12]， c. 淮南凤台孔沉积物粒度组成[35]， d. 淮北平原第四纪古气温重建[42]， e. 兴化XH-1孔中更新世以来的碳酸盐记录[53]， f. 苏北周奋剖面Rb/Sr元素记录[57]，g. 苏北SG孔沉积物平均粒径[59]。
Figure 5. Comparison of Quaternary climate records of the Huanghuai Plain
a. 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].
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图 6 黄淮平原区全新世气候记录对比
a. 格陵兰GISP2冰芯氧同位素记录[9]， b. 董哥洞石笋氧同位素记录[14]，c. 襄城黄土剖面春季近地面气温指数[33]，d. 苏北庆丰剖面全新世气温重建[32]，图中灰色实线指示庆丰地区现代年平均气温， e. 苏北兴化YZQ孔湖沼沉积磁化率记录[68]， f. 洛阳皂角树剖面沉积物＜2 μm含量[71]， g. 河南禹州黄土剖面细颗粒（1～5 μm）含量[66]。HCO为全新世气候最宜期。
Figure 6. Comparison of Holocene climate records of the Huanghuai Plain
a. 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 2 μm of Zaojiaoshu profile in Luoyang[71], g. The content of fine materials of the loess profile in Yuzhou, Henan[66]. HCO: Holocene Climatic Optimum.
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