Tectonic subsidence and its mechanism of the Liyue Basin, South China Sea
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摘要: 为深入认识礼乐盆地的构造演化史，基于已有钻井资料和重新处理解释的地震数据，对区内43个代表点进行了系统的沉降史重建，发现礼乐盆地新生代3个演化阶段分别具有快速、缓慢和快速的构造沉降特点，并且总构造沉降量与地壳减薄程度密切相关；礼乐滩礁体发育区晚渐新世以来构造沉降量为580～900 m，礁体厚度与构造沉降量和下伏沉积层厚度有关。分析表明礼乐盆地构造沉降具有“先抑后扬”的特征，礼乐地块裂离和漂移阶段，构造沉降受到深部热物质上涌产生的浮力作用而出现明显亏损，拗陷阶段，礼乐盆地随着南海海底扩张停止而失去深部浮力的支持，从而发生幕式的快速构造沉降，以补偿早期亏损的构造沉降。Abstract: In order to further understand the tectonic evolution of the Liyue Basin, we systematically rebuilt the tectonic subsidence history for 43 representative stations selected from existing drill holes with reprocessed 2D seismic data. The results suggest that the Cenozoic tectonic subsidence are characterized by rapid, slow and rapid tectonic subsidence responding to the three tectonic evolutionary stages of synrift, drift and subsidence, respectively, and the total tectonic subsidence is mainly controlled by the thinning crust. In the Reed Bank, the accumulated tectonic subsidence since Late Oligocene has reached a figure from 580 m to 900 m. However, the thickness of the reef deposits not only depended on tectonic subsidence, but also related to the thickness of the underlying Cenozoic deposits. Further analyses suggest that the tectonic subsidence history of the Liyue basin is featured by a slow early subsidence followed by a rapid subsidence, while the deficit of tectonic subsidence during the margin breakup and drift stages might be caused by the buoyancy of the upwelling thermal asthenosphere material driven by seafloor spreading. Since Middle Miocene, with the cessation of seafloor spreading in the South China Sea, the upwelling of deep hot material became so weak that could not provide enough buoyancy to support the overlying Liyue basin, episodic rapid subsidence thus occurred for compensating the earlier deficit of subsidence.
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Keywords:
- tectonic evolution /
- anomalous subsidence /
- Nansha block /
- Liyue block /
- Reed bank
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风成沉积是记录古气候变迁的良好载体，其中第四纪末次冰期风成沉积的典型产物可以分为风尘沉积和风沙沉积[1]。海岸带风沙沉积在东南沿海发育广泛[2]，以福建“老红砂”为代表，针对其成因、分布及年代学已经开展了广泛研究[2-5]。而海岸带风尘沉积以带状黄土为代表，其中黄渤海地区黄土主要分布在山东半岛北部及庙岛群岛[6-8]，研究认为海岸带黄土的形成演化与末次间冰期以来的气候密切相关。中国北方的海岸带风沙沉积主要分布在辽东半岛南部[9]以及山东半岛北部[10]，部分学者利用粒度端元分解的方法，揭示了辽东半岛风沙沉积与气候的关系，认为粗粒级组分含量与冬季风强度密切相关[11]，同时利用扫描电镜从颗粒形态学方面，揭示了风沙沉积可能具有海洋沉积的物源[12]。山东半岛北部典型的风沙沉积为威海成山头“柳夼红层”，针对其沉积记录、成因及物质组成的研究集中于20世纪末[13]，电子自旋共振(ESR)[14]、光释光(OSL)[15]等测年结果显示其形成于晚更新世，沉积物Rb/Sr比值揭示其记录的气候变化是太阳辐射量和东亚季风共同作用的结果[15]。由于北黄海钻孔记录在低海平面时期常常存在地层缺失[16]，末次冰期连续的风沙沉积在记录气候环境演化方面具有显著优势[17]，主量元素含量及特征比值已被认为可以敏感地反映气候变化[18-20]，因此本次在对山东烟台牟平典型风沙沉积剖面开展光释光年代学研究的基础上，分析沉积物粒度分布及主量元素特征，讨论其记录的末次冰期以来山东半岛及北黄海气候变化，揭示其形成原因及控制机制。
1. 研究方法
1.1 样品采集
研究剖面位于烟台市牟平区东山村附近，距海岸线约3.8 km(图1a)，总厚度4.1 m，其中顶部0.5 m为土黄色土壤化砂层，中部0.5～0.7 m为黄褐色砂层，下部3.4 m为红褐色砂层(图1b)。对下部红褐色砂层间隔0.6～0.7 m自上而下采集光释光测年样品，共采集光释光样品6件。为防止样品污染，自下而上间隔5 cm采集样品，共采集沉积物样品82件，装入聚乙烯袋中密封保存，送入实验室测试。
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1.2 实验测试
1.2.1 粒度分析
粒度分析采用激光法测试，主要流程为：将样品混合均匀，根据样品粒度特征，取适量样品并置入玻璃杯中，加1 mL过氧化氢溶液(30%)、20 mL六偏磷酸钠溶液(0.5 mol/L)和适量的过滤水，当起泡严重时，加入适量乙醇溶液进行消泡。浸泡样品24 h，并每隔8 h轻轻搅拌1次，使样品充分分散，然后去除上清溶液。将浸泡的样品全倒入激光样品槽中，超声振动、高速离心，使样品再次充分分散，利用安东帕PSA1190LD激光粒度分析仪测定粒级分数，每10个样品测试1个平行样品保证测试结果，利用平均粒径和分选系数确定的相对偏差均小于10%，分析测试在中国地质调查局烟台海岸带地质调查中心分析测试实验室进行。
1.2.2 地球化学测试
主量元素测试利用X射线荧光光谱法进行，首先将样品105 ℃烘干2 h，用玛瑙研钵将样品碾磨过150目筛，称取5 g左右样品置于直径4 cm的塑质圆环，设定37.5 t的压力，保压20 s压制成样品圆片，利用X射线荧光光谱仪测试样品中的主量元素，测试结果以氧化物百分比形式报出，每10个样品做1个平行样品确保结果的可靠性，相对标准偏差＜5%。样品分析测试在中国地质调查局烟台海岸带地质调查中心分析测试实验室进行。
1.2.3 光释光测年
光释光样品等效剂量利用释光能谱仪测试完成,采用单片再生法进行样品等效剂量的测定，Th、U、K环境剂量由高纯锗伽马能谱仪测量，然后计算宇宙射线的年剂量[22]，样品测试在中国地质调查局青岛海洋地质研究所海洋地质实验检测中心进行。
1.3 数据处理
粒度分布数据根据D50得到中值粒径(Md)，同时利用福克法[23]计算平均粒径(Mz)、分选系数(δ)、偏态系数(Sk)、峰态系数(Ku)，光释光年龄数据利用集成在acycle软件[24]中的undatable程序[25]计算年龄深度模型，利用线性外推法估算顶底年龄值。由于本次不做相关性分析，主量数据和粒度数据未进行对数去中心化[26]，主量数据计算化学风化指数CIA[27] (CIA=Al2O3×100/(Al2O3+CaO*+Na2O+K2O), CaO校正按文献[28])、硅铝系数(SiO2/Al2O3)、K/Na比值，以上均为摩尔比。本次研究主要以0.7～4.2 m样品结果为主，0～0.7 m仅做对比参考。
2. 测试结果
2.1 沉积年代和沉积速率分析
根据光释光测年结果(表1)，绘制年龄-深度关系图(图2)。其下部4.0 m光释光年龄为47.4±2.5 ka，表明氧同位素3期(MIS 3)开始堆积[29]；0.9 m光释光年龄为15.6±0.8 ka，为氧同位素2期末(MIS 2)，年龄深度模型显示该套沉积起止年代为14.7～49.1 ka(0.7～4.2 m)。该测年结果与山东半岛成山头柳夼剖面[15](13.1～78.9 ka)和辽东半岛锦城路剖面[11](6～67 ka)等黄渤海沿岸典型风沙沉积层年龄接近，同时也可与“华南老红砂”[4](33～110 ka)进行对比，表明东山剖面同样记录了末期冰期以来一系列冷暖变化的气候旋回。分段堆积速率显示，以剖面2.5 m(23.4 ka)为界，沉积物堆积速率发生显著变化，这符合更新世全球海岸沙丘阶段性发育的特点。其中2.7～4.1 m(24.9～50.8 ka)平均堆积速率约为5.82 cm/ka，这与柳夼剖面和锦城路剖面平均堆积速率接近；2.15～2.7 m(21.4～24.4 ka)之后堆积速率明显变快(15.8 cm/ka)，这可能是因为低海平面时期大陆架广泛出露，风力增强，有利于海岸风沙发育。1.4～2.1 m(18.9～21.4 ka)，堆积速率到达最大值，平均为28.3 cm/ka，随后堆积速率降低，变为17.0 cm/ka。
表 1 光释光测试结果Table 1. The results of OSL dating样品 埋深/m K/% Th/(μg/g) U/(μg/g) 含水量/% 环境剂量率/(Gy/ka) 等效剂量/Gy 年龄/ka P3-1 0.9 2.60 5.12 1.24 21.67 3.18 49.77 15.6±0.8 P3-2 1.5 2.44 7.05 1.24 21.88 3.18 65.53 20.6±1.1 P3-3 2.1 2.23 6.28 1.37 23.49 2.92 62.72 21.5±1.4 P3-4 2.7 2.50 5.96 1.25 18.72 3.20 74.89 23.4±3.1 P3-5 3.3 2.46 5.20 1.23 18.37 3.09 109.85 35.5±3.6 P3-6 4.0 2.41 5.47 1.29 17.97 3.10 146.98 47.4±2.5 2.2 粒度分布特征
粒径参数特征(表2)表明，东山剖面风积沙平均粒径小于烟台现代风沙沉积，同时也小于辽东半岛典型风积沙，分选系数为较差—差级别，与辽东半岛相当，粒度分布呈极正偏，峰态显示为尖锐。0～70 cm风沙沉积砂级颗粒含量平均为88.28%，末次冰期(70～420 cm)风沙沉积砂含量平均为70.16%，剖面总体平均为73.1%。相比于其他研究区末次冰期风沙沉积，具有较低的砂含量和较高的粉砂含量。典型样品粒度频率曲线显示为不明显的双峰形(图3)，大部分样品在细砂级1～2 Φ表现为主峰，表明较强的搬运动能，而在4～6 Φ表现为一个不明显的弱峰分布，可能代表了少量的远源组分，其中175～180 cm深度样品4～6 Φ峰表现最明显，可能表明该时期搬运动能减弱。粒度概率累积曲线主要呈“多跳跃-悬浮”两段式(图4)，比如325～330 cm样品为典型两段式，只有一个跳跃组分，而380～385 cm样品则具有两个跳跃组分。跳跃组分与悬浮组分的截点为2～3 Φ之间，跃动组分占比大部分超过75%，低于典型沙漠沉积[30]。
表 2 东山剖面粒径参数统计Table 2. Statistics of grain size parameters for Dongshan Section2.3 主量元素含量特征
东山剖面的主量元素以SiO2、Al2O3和Fe2O3为主，三者的含量大于85%，其中SiO2含量为64.96～78.17%，平均为70.96%（表3），低于南方典型风沙沉积，高于烟台地区花岗岩及变质岩，与辽东半岛相当（表3）；而Al2O3含量为9.13%～14.46%，平均为12.02%，Fe2O3含量为1.41%～4.08%，平均为2.56%，与福建科任剖面老红砂相当，低于广东大龄岛剖面。K2O、CaO、Na2O、MgO含量均高于南方风沙沉积，含量分别为2.72%～3.35%、0.45%～0.75%、0.90%～1.72%、0.45%～0.75%、平均值依次为3.00%、0.62%、1.24%、1.02%，除了K2O外，其余指标低于烟台地区花岗岩及变质岩，表明风化过程中Na、Mg、Ca部分被淋失，K由于被黏土吸附，含量略高，且研究区风化程度不如南方湿热条件下沉积的老红砂[2]。
3. 讨论
3.1 主要代用指标及指示意义
沉积物的粒度可以良好地指示沉积气候的变化[36-37]，当风力强劲时，由于具有较强的启动动能，细粒沉积物难以沉积，风沙沉积分选性较好，概率累积曲线表现为跳跃总体与悬浮总体切点较小，跳跃总体占比较大；而当风力变弱时，细颗粒物大量堆积，跳跃总体与悬浮总体切点值变大，悬浮总体百分比增加。以黄土为代表的风成沉积物的中值粒径被认为是指示东亚冬季风强度的代用指标[38]，部分学者认为，125～250 μm(2～3 Φ)粒径区间含量变化，同样是指示冬季风强度敏感粒径区间[39]，这是由于该粒级颗粒正好可以被冬季风搬运并沉积。
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图 5 东山剖面主量元素随深度变化Figure 5. The variation of major elements with depth in the Dongshan sectionK、Ca、Na、Mg等活泼元素在气候湿润高温的背景下，随着风化作用的增强容易发生流失，东山剖面活泼元素含量明显低于南方典型风沙沉积含量，说明研究区气候较南方偏干冷。在垂向剖面上，Mg、Ca、Na表现出相似的变化特征，且与风化指数CIA值变化趋势相同（图5），这表明其可能主要受气候控制的风化作用影响，而K含量变化略有不同，这可能是由于K容易被黏土吸附，导致含量偏高[40]。
沉积物的风化程度是气候干冷、温热变化的良好指示剂。一般来说，风沙沉积为经过风力作用的海滩二次沉积物，往往具有较高的石英矿物，含有较高的硅含量。同时由于风化作用的增强，更新世风沙沉积往往经历了较强的化学风化作用，具有一定的脱硅富铁效应[4]，导致铝铁含量又相对高于现代风沙沉积。不同元素氧化物的比值常常用来衡量风化程度，如硅铝系数、CIA、K/Na比值，一般来说较高的风化程度具有较大的CIA值和K/Na比值、较小的硅铝系数，研究区CIA值范围为53～70，平均为63，高于上地壳CIA平均值，低于平均页岩值[4, 41]，总体处于中等风化程度范围内(60～80)，表明东山剖面风成沉积经历化学风化不太强烈。值得注意的是，不同岩性CIA值差别很大，因此形成时间长的沉积物CIA值受环境控制明显，而短期形成的沉积物，物源是影响CIA值的关键[42]。
风成沉积气候代用指标的变化趋势不仅可以指示气候变化，其突变值还可以反映极端气候事件。海因里希事件(Heinrich，简称H事件)原指末次冰期北大西洋海域陆源浮冰碎屑倾泻事件，是冰阶中快速且大幅度气候突变的冷事件[43]，后被证实可能为全球事件。葫芦洞石笋氧同位素也有明确记录，可能地质时间略有偏差[44]。风沙沉积的连续性以及对气候的敏感性，在记录海因里希事件中具有显著优势，部分学者利用沉积物粒度分维特征及敏感粒径在南昌风沙沉积中识别出H3、H5和H6[45]。最新的辽东半岛风沙序列研究也识别出多次极端冷事件[34]。东海沉积物研究表明，在千年/百年尺度，化学风化可以反映突变的气候事件，在极端冷事件发生时CIA出现明显的低值[46]。
3.2 风成沉积与气候环境变化
根据东山剖面的粒度特征、主量元素特征及堆积速率变化情况，结合全球主要气候代用指标，将末次冰期沉积过程分为3个阶段(图6)：
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图 6 主要代用指标与全球指标对比A： 本文Md；B：本文CIA；C：蓝色为海平面变化曲线[47]，绿色为中国东部海平面变化曲线[48]；D： 辽东半岛风成沉积中值粒径[11]；E： 葫芦洞石笋氧同位素指示东亚夏季风强度[44]；F： 黄土中值粒径指示东亚冬季风强度[49]；G：格陵兰岛GISP2冰芯氧同位素指示温度变化[50]。条带为海因里希事件[43]，E、F、G数据来源于https://www.ncei.noaa.gov。黑色线为LOESS拟合曲线，窗口比例为0.07。Figure 6. Comparison of main proxy indicators to the global indicatorsA:Md; B:CIA; C: The sea level change (blue curve), the sea level change in the eastern part of China (green curves); D:Md of aeolian sediments in the Liaodong Peninsula; E: The oxygen isotope of Hulu Cave stalagmite indicates the intensity of the East Asian summer monsoon; F: The median particle size of loess indicates the intensity of the East Asian winter monsoon; G: Temperature changes indicated by oxygen isotopes in GISP2 ice cores from Greenland. The vertical band represents the Heinrich event. The data sources of E, F, and G are from https://www.ncei.noaa.gov. The black line represents the LOESS fitting curve, at the window ratio of 0.07.阶段Ⅰ 剖面深度3.8～4.1 m，年代42.9～49.1 kaBP，该时期大致为MIS3b[29, 51]，该阶段沉积物相对较粗，以砂为主，底部偶见直径3 mm左右砾石，中值粒径值相对较小，达到最低值2.21 Φ，平均值2.30 Φ。主量元素含量变化波动较大，其中SiO2和K2O含量处于较高水平，平均值分别为74.73%和3.23%，其余元素含量相对较低；CIA指数和K/Na呈先减小后增加趋势，平均值分别为63.4和4.31，该层从岩性和时代上均可以与柳夼剖面的E4层相对应[13]。葫芦洞石笋记录的东亚夏季风较弱，冰芯氧同位素记录显示温度较低，表明该时期总体表现为气候比较干冷，风化作用较弱。另外本阶段CIA值的极端低值，可能记录了海因里希事件H5。
阶段Ⅱ 剖面深度3.8～2.9 m，年代约 42.9～29.1 kaBP，大致相当于MIS3a[51]。该阶段沉积物岩性以红褐色细砂为主，沉积物中值粒径较稳定，平均为3.32 Φ。K2O含量先增加后减少，其余主量元素含量较稳定。其中SiO2较上一阶段减少，Al2O3和Fe2O3增加，表明可能存在一定的脱硅富铁效应。CIA指数总体处于较高值，平均为63.6，表明风化作用相对较强。石笋记录显示该时期东亚夏季风较强，气候暖湿，辽东半岛风成沉积同样显示沉积物粒度变细。CIA低值与两次极端冷事件可以较好对应，其中H4事件表现最明显。
阶段Ⅲ 剖面深度2.9～0.7 m，年代约29.1～14.7 kaBP，大致相当于MIS2[51,52]，该时期沉积物岩性以红褐色细砂、粉砂质细砂为主，沉积物粒径变化较大，中值粒径平均值为3.93 Φ。典型样品粒径频率曲线显示峰值较低，且次峰明显，表明可能距离物源区较远[53]。主量元素变化显著，SiO2、K2O表现为先减少，后增加，而CaO、Na2O含量增加明显，Al2O3、Fe2O3、MgO则先增加，后减少。CIA具有先增加后减少的趋势，且处于相对较高值，平均为66.4。该时期沉积速率明显变快，呈先增加后减小的趋势，最高达28.3 cm/ka。研究表明该时期夏季风活动减弱，冬季风强劲，气候以干冷为主，CIA值此时可能受到海平面变化和物源输入的影响[54]，表现为高值。
0.7～0 m，为顶部土壤化沙层，该阶段主要为黄色风化沙层、黄棕色风化沙层，粒度较粗，分选较下部变好，中值粒径平均值为3.18 Φ。由于距离地表较近，可能受后期改造影响，主量元素变化范围较大，CIA具有明显的低值区间。
3.3 北黄海地区风成沉积驱动机制讨论
针对末次冰期风成沉积，赵松龄等人提出了陆架沙漠化的概念[55]，指出古季风是陆架沙漠化的动力条件。张明书等认为，海岸带风沙沉积与风尘沉积属于同一系统[1]，主要是由东北季风控制形成，表现为上风向为风沙沉积，下风向则出现以黄土为代表的风尘沉积，可以为此提供证据的是在庙岛群岛风成黄土中存在海相有孔虫。赵松龄则认为，渤海可能主要受西北向季风影响，黄海及东海和长江口区域，主要受东北向季风影响[56]。本次工作距研究区西南10 km海拔较高处也发现末次冰期风尘沉积，光释光年龄为24～40 ka(数据未发表)，可能为同一风沙系统。值得注意的是，东山剖面风沙沉积的速率变化，与冬季风强度变化趋势较一致，表明在强盛的冬季风作用下，有利于风沙沉积的形成。同时，由于末次冰期海平面下降幅度较大，北黄海地区陆架裸露，在风力吹扬作用下，出现陆架沙漠化[56]，为风沙沉积提供了充足的物源(图7)，总之，北黄海地区风沙活动主要受到了冬季风的控制。
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除了冬季风的吹扬作用，气候冷暖变化也是风沙沉积的重要影响因素。东山剖面风沙沉积相对于现代海岸带风沙沉积分选性差、粉砂含量较多，这表明末次冰期风沙沉积形成过程中，经历的风化作用使得部分不稳定矿物风化成黏土矿物[2]。前人研究表明，冬季风强盛期以堆积作用为主，夏季风强盛期则以风化淋滤作用为主[4]，东山剖面沉积Ⅱ期，夏季风活动增强，对应温暖湿润的气候，SiO2减少、Al2O3含量增加、CIA值较高、硅铝系数较低，与此同时沉积物粒度变细、分选变差。值得注意的是，在剖面沉积Ⅲ期，夏季风减弱，冬季风增强，气候以干冷为主，沉积物CIA值呈现高值，这可能是海平面快速下降、物源充足、沉积速率较快导致。同样海平面相对较低的沉积Ⅰ期，CIA值较沉积Ⅲ期低，这可能是由于沉积Ⅲ期冬季风显著增强，物源改变导致。相似的情况在邻区也普遍存在，比如辽南老虎村剖面MIS2时期CIA值，明显高于MIS3b和MIS4时期[34]，柳夼剖面LSK2层(13.1～27.6ka)具有较高的Rb/Sr值[15]，可能都是由于海平面变化和冬季风增强导致的物源改变引起。
相关研究已经证实，在轨道尺度，陆架区暴露可以增强化学风化，这是由于沉积物暴露时间及滞留时间较长，沉积物和物源经历了完全一致的风化[46]。末次冰盛期(26.5～19.5 ka)海平面下降至现代海平面−150～−160m处[48]，黄海大陆架完全裸露，之前的海相沉积遭受强烈的风化侵蚀，随着冬季风的吹扬作用，研究区风沙沉积的物源由山东半岛近源物质变为黄海大陆架混合源，与此同时，长山列岛的黄土也由黄土高原为主的风尘来源，转变为黄土高原与大陆架风尘混合源[6]，烟台芝罘黄土物源由近缘的风化基岩转变为来自黄河的渤海盆地裸露的碎屑物质[57]。主量元素图解显示(图8)，阶段Ⅲ的物源与之前确实存在一定差异，可能由近缘的山东半岛花岗岩及变质岩逐步混入裸露的北黄海陆架物质，而晚更新世北黄海陆架物源主要来自于黄河，较快的沉积速率和物源的改变或许是影响CIA值的关键因素[40]。同时我们注意到，东山剖面中值粒径在沉积阶段Ⅲ与典型黄土剖面中值粒径代表的冬季风强度变化并不一致，这表明风沙沉积中值粒径可能并不完全受冬季风强度控制。朱诚等认为，黄土剖面中值粒径的变化在不同地区代表不同的意义，在黄土高原东部和南部可以反映冬季风强度变化，在西北部则与物源区沙漠的进退密切相关[58]，这种情况可能同样适用于海岸带风沙沉积。张明书认为，物源为近缘海滩的风沙沉积分选较好、磨圆高，如具有更粗粒径的新月形沙丘，粒径特征与沙漠相似，而具有一定搬运距离的局部风沙沉积分选差、磨圆低[13]。沉积Ⅲ期典型样品粒度参数及双峰曲线分选较差的特征，可能恰好反映了物源由山东半岛近缘海滩变为远端裸露黄海大陆架。除此之外，海平面变化还影响着风成沉积的分布范围。辽东半岛风沙沉积研究表明，高海平面时期，部分地区风沙沉积可能存在沉积间断[34]，这是由于风沙沉积受地形和海平面共同控制，海平面低于剖面位置才可能发生风成沉积物堆积。张振克对烟台全新世风沙沉积研究表明[59]，风沙堆积期与海平面下降期相对应，随着全新世海岸线向海推移，风沙沉积物也形成5个期次，研究区附近的双林前村剖面全新世风沙沉积14C年龄为2.36 kaBP[60]，表明气候温暖时期的海平面波动，可能对风沙堆积速率及分布范围也有一定的影响，导致了部分剖面的沉积间断。
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图 8 东山剖面主量元素图解Figure 8. The main element distribution in different stages in Dongshan section4. 结论
（1）光释光年代学表明东山剖面堆积年代为14.7～49.1 ka，为末次冰期典型的风沙沉积，粒度特征显示其平均粒径为3.12 Φ，分选性较差，呈正偏态，粒度概率累积曲线显示为典型的多跃动-悬浮式。主量元素分析表明，东山剖面沉积物具有较低的SiO2含量和较高的Al2O3，硅铝系数、化学风化指数、K/Na比值显示，总体处于中等风化。
（2）基于年代标尺和主要气候代用指标特征，将研究区49.1 ka以来的气候变化分为3个阶段：49.1～42.9 ka 总体气候以干冷为主，42.9～29.1 ka 气候较暖湿，29.1～14.7 ka 气候以干冷为主。
（3）风沙沉积受冬季风、气候温度和海平面变化共同控制。在万年尺度上，冬季风强盛期堆积作用强，夏季风强盛期以风化作用为主，同时低海平面时期物源的改变及一致性风化作用会提升堆积速率和化学风化指数。在千百年尺度上，风沙沉积的CIA值可以较好地反映极端冷事件。
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图 1 礼乐盆地沉降分析代表点位置图（a）、礼乐滩实钻井位置图（b）及礼乐盆地构造区划与测线位置图（c）
图a中的钻井XK-1为西科-1井，图b中的五角星为实钻井位置。
Figure 1. （a）Locations of the representative points for tectonic subsidence analyses,（b）Locations of commercial drills in the Reed Bank,（c）Tectonic framework of the Liyue Basin showing the studied seismic lines
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图 3 南海南部莫霍面埋深等值线图（a）及延伸入礼乐盆地的2条深部地壳结构剖面（b）
图a莫霍面埋深数据据苏达权等[22]，3条黑色细虚线为深地震探测剖面位置，礼乐盆地位于黑色粗线内。
Figure 3. （a） Moho depth contour in the southern South China Sea, and （b） two crustal structure profiles extending into the Liyue basin
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图 4 礼乐盆地地壳厚度（a）及拉张因子分布图（b）
黑色粗线代表礼乐盆地范围。
Figure 4. Crustal thickness （a） and stretching factor distribution map of the Liyue basin（b）
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图 5 地震测线G地层结构的时间剖面（a）与深度剖面（b）（G测线位置见图1c）
Figure 5. Time profile（a）and depth profile（b）along Line G showing the stratigraphic structure（see figure 1 for profile location）
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图 6 南部坳陷模拟井构造沉降史
a. 南部坳陷模拟井（编号1-5）的构造沉降史，灰色线为6-13号模拟井构造沉降曲线；b. 南部坳陷模拟井（编号6-13）的构造沉降史，灰色线为1-5号模拟井构造沉降曲线；c. 12号模拟井的沉降史与沉降速率柱状图，绿线、蓝线和黑线分别是古水深、构造沉降史和总沉降史曲线；d. 南部坳陷模拟井位置及编号示意图，图例说明见图1，黄色点为第12号模拟井。
Figure 6. Tectonic subsidence histories of the Southern Depression
（a） Tectonic subsidence histories of the pseudo wells No. 1-5,（b） pseudo wells No. 6-13,（c） the subsidence histories and subsidence rate diagram of the pseudo well No. 12, and （d） locations of the numbered pseudo wells in the Southern Depression.
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图 7 北1凹陷模拟井构造沉降史
a. 北1凹陷模拟井（编号1-7）的构造沉降史，灰色线为8-13号模拟井构造沉降曲线；b. 北1凹陷模拟井（编号8-13）的构造沉降史，灰色线为1-7号模拟井构造沉降曲线；c. 3号模拟井的沉降史与沉降速率柱状图，绿线、蓝线和黑线分别是古水深、构造沉降史和总沉降史曲线；d. 北1凹陷模拟井位置及编号示意图，图例说明见图1，黄色点为第3号模拟井。
Figure 7. Tectonic subsidence histories of the Bei 1 sag
（a） Tectonic subsidence histories of the pseudo wells No. 1-7,（b） the pseudo wells No. 8-13,（c） the subsidence histories and subsidence rate diagram of the pseudo well No. 3, and （d） locations of the numbered pseudo wells in the Bei 1 sag.
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图 8 礼乐滩礁体发育区构造沉降史
a. 礼乐滩礁体发育区实钻井的构造沉降史，灰色线为模拟井构造沉降曲线；b. 礼乐滩礁体发育区模拟井的构造沉降史，灰色线为实钻井构造沉降曲线；c. 1号模拟井的沉降史与沉降速率柱状图，绿线、蓝线和黑线分别是古水深、构造沉降史和总沉降史曲线；d. 礼乐滩礁体发育区模拟井位置及编号示意图，图例说明见图1，黄色点为第1号模拟井。
Figure 8. Tectonic subsidence histories in the reef body developing area
（a） Tectonic subsidence histories of the commercial wells,（b） tectonic subsidence histories of the pseudo wells,（c） the subsidence histories and subsidence rate diagram of pseudo well No.1, and （d） locations of the numbered pseudo wells in the reef body developing area.
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图 9 2口实钻井的沉降史曲线和沉降速率柱状图
S-1和XK-1钻井位置见图1，绿线、蓝线和黑线分别是古水深、构造沉降和总沉降曲线。
Figure 9. Subsidence history and subsidence rate diagrams of two commercial wells
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表 1 模型参数值
Table 1 Parameter symbols and values in the model
符号/单位 参数物理含义 参数值 a/km 岩石圈初始厚度 125 tc/km 地壳初始厚度 32 ρw/kg·m−3 海水密度 1030 ρc/kg·m−3 地壳密度（0 ℃） 2800 ρm/ kg·m−3 地幔密度（0 ℃） 3330 ρa/kg·m−3 软流圈密度（1333 ℃） 3185 α/℃ −1 热膨胀系数 3.28×10-5 岩层表面孔隙度 砂岩 0.49 φ0 泥岩 0.63 灰岩 0.60 岩层压实系数 砂岩 0.27×10−3/m c 泥岩 0.51×10−3/m 灰岩 0.53×10−3/m 地层骨架密度 砂岩 2650 ρ/kg·m−3 泥岩 2720 灰岩 2710 
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