南海北部及相邻地区晚中生代处于古太平洋和特提斯多岛洋两大构造域的连结地带，大地构造背景及构造演化过程十分复杂(周蒂等，2005)，对一些关键地质问题的认识还存在许多分歧.尤其是南海北部是否在早晚白垩世之间发生了主动大陆边缘向被动大陆边缘的转换(宋海斌等，2003)，南海北部晚燕山期是否发育碰撞造山带(Morley，2012；赵美松等，2012；Yang，2013；周洋等，2016).

潮汕坳陷是南海北部陆缘中生界保存最完整的区域，是我国海域油气勘探的一个新领域(郝沪军等，2001).虽遭受了强烈的构造变形、剥蚀作用及岩浆活动，但潮汕坳陷的地层-构造特征仍然保存了关于南海北部地质演化的丰富信息.本研究结合MZ-1井等资料，开展系统的地震资料解释，在潮汕坳陷西南部识别出晚白垩世发育的大型的兴宁—东沙逆冲推覆带，并分析其对潮汕坳陷地层沉积的控制作用，有助于进一步深化对南海北部晚白垩世构造演化的认识，也可为该区油气勘探提供重要的地质构造依据.

潮汕坳陷位于南海北部陆缘珠江口盆地东南部，北侧为东沙隆起，东侧为台西南盆地，南侧为靖海—兴宁凹陷，现今处于大陆架到大陆坡的过渡带，总面积约15600 km²(图 1).

图 1

Fig. 1

图 1 潮汕坳陷区域地质以及典型测线位置 Fig. 1 Regional geology of the Chaochan depression and locations of representative survey lines

广泛的地质和地球物理资料表明，华南大陆边缘存在燕山期安第斯型俯冲带(Hamilton，1979)，但是对古太平洋俯冲带的构造组合与空间展布仍存在争论(李武显和周新民，1999；周蒂等，2005)，特别是对南海北部潮汕坳陷附近古太平洋俯冲带构造位置的认识还很粗浅.西南日本—琉球群岛—中国台湾存在一条长1500 km以上的晚侏罗世—早白垩世古太平洋俯冲增生杂岩带, 同样特征的俯冲增生杂岩带也在北巴拉望发现(Zamoras and Matsuoka, 2001；Wakita and Metcalfe, 2005).Zhou等(2006)依据重磁震等资料推断在潮汕坳陷南缘存在一条俯冲增生带，认为其填补了中国台湾与北巴拉望之间的空缺, 与其他俯冲增生杂岩带一起组成巨大的“欧亚东南缘晚中生代俯冲增生带”.赵美松等(2012)、周洋等(2016)却认为该俯冲带与古特提斯有关.Xu等(2016)依据珠江口盆地钻遇的侵入岩锆石U-Pb定年及地球化学构造环境判别在南海北部追踪了近北东走向的晚侏罗世—早白垩世岩浆弧，该岩浆弧分布在潮汕坳陷的北侧，紧邻MZ-1井，其对应的俯冲增生杂岩带由于新生代南海扩张而被分离到北巴拉望一带.综合推断，南海北部在早白垩世受到了古太平洋俯冲作用的强烈影响.

南海北部晚白垩世的大地构造背景存在许多不同观点.Hall(2012)认为，南沙与礼乐—东北巴拉望等组成的联合地块与华南大陆边缘晚白垩世早期发生碰撞而拼贴在一起.赵美松等(2012)、周洋等(2016)通过少量的地震剖面解释发现南海北部和南部(礼乐地块)中生代地层均显示有褶皱冲断构造发育，推断礼乐地块和华南板块于早白垩世末开始发生碰撞，晚白垩世形成“古双峰—笔架碰撞造山带”.Yang(2013)认为晚白垩世鄂霍茨克地块与华南大陆发生过碰撞.但Morley(2012)认为潮汕坳陷和台西南盆地中生界变形总体比较微弱, 未发现与碰撞造山带相关的较大规模的晚白垩世挤压褶皱、逆冲推覆带.还有一些学者认为南海北部在晚白垩世经历了从主动边缘到被动边缘转换，且对转换时间的认识也很不一致, 有早白垩世末至晚白垩世初(Sun et al., 2006), 晚白垩世早中期(Hamilton，1979；邹和平，2001；宋海斌等，2003)，也有晚白垩世晚期或末期(周蒂等，2005).

通过对地震剖面系统的解释，识别出了一些关键性的地震层序界面(图 2)，结合MZ-1井的古生物地层标定(吴国瑄等，2007；郝沪军等，2009)，以及对MZ-1井中采集到的火山岩、砂岩(张素芳等，2015)及花岗岩(Xu et al., 2017)进行同位素年龄测定，为重要界面的时代确定提供了可靠依据.Tg和Tm40、Tm30是有比较明确地质含义的重要不整合界面(图 2、图 3)，它们可反映盆地的构造演化期次，是潮汕坳陷上白垩统厘定的重要构造层序界面.

图 2

Fig. 2

图 2 潮汕坳陷过MZ-1井地震测线A-A′构造-地层解释(剖面位置见图 1) Fig. 2 Structure-stratigraphic interpretations of seismic survey line A-A′ crossing well MZ-1 in the Chaoshan depression

图 3

Fig. 3

图 3 潮汕坳陷MZ-1井地层综合柱状图 Fig. 3 Comprehensive stratigraphic column of well MZ-1

Tg是最重要的一个区域性不整合面，全区表现为明显的角度不整合，代表中生界与新生界的分界面，该界面属于典型的一级层序界面，界面上下地震速度、构造面貌迥异(郝沪军等，2009).Tg在潮汕坳陷上覆新近系，仅在潮汕坳陷周缘的靖海—兴宁凹陷等新生代断陷里上覆古近系，Tg下伏地层长期抬升并遭受剥蚀.

Tm40也是一个区域性不整合面，MZ-1井Tm40之下发育上侏罗统Kimmeridgian-Tithonian阶放射虫硅质岩(吴国瑄等，2007)，Tm40之上火山岩锆石U-Pb年龄为111.0±1.3 Ma(张素芳等，2015)，由此可见Tm40代表上侏罗统与下白垩统的分界面.MZ-1井Tm40上下沉积环境发生了由深海—半深海到海陆过渡相的突变(邵磊等，2007)，MZ-1井下白垩统下段地层也存在缺失，且在MZ-1构造高部位可见下伏地层被Tm40明显削蚀.相邻的台西南盆地和北港隆起上侏罗统与下白垩统之间在钻井和地震剖面上表现出相似的的构造-沉积演变特征(周蒂等，2002).地震剖面上T m40往往表现为由盆缘的角度不整合向盆地中心转变为平行不整合，可能与晚侏罗世、早白垩世潮汕坳陷为同一弧前盆地的两个构造幕(Xu et al., 2016)有关，Tm40代表二级层序界面.

Tm30为区域上可追踪对比的不整合界面，是本次研究发现的中生界内部规模最大的一个角度不整合面，不整合特征比Tm40更为典型.Tm30角度不整合特征在潮汕坳陷的中西部地区表现尤为明显，在MZ-1构造带Tm30就表现为典型的角度不整合(图 2)，下伏地层被Tm30明显削截，越往盆地边缘越明显.MZ-1井Tm30之上1000~1300 m井深处(图 3)砂岩样品测得锆石裂变径迹年龄75.6±4.3 Ma和79.5±4.1 Ma(张素芳等，2015)，锆石裂变径迹封闭温度通常取240±50 ℃，而杨树春等(2008)依据镜质体反射率Ro对该井的热史恢复显示这套地层未经历超过190 ℃的古地温，故所测的锆石裂变径迹年龄反映的是物源区的冷却年龄，1000~1300 m地层沉积在约80 Ma之后.因此，可推断Tm30为早白垩世末至晚白垩世初发育的一个重要构造变革界面，是仅次于Tg的一级层序界面.

潮汕坳陷晚中生代时期处于挤压应力环境，发育褶皱冲断构造.根据地震剖面解释，潮汕坳陷发育两组逆冲断层.一组分布在潮汕坳陷北部斜坡带，MZ-1井即钻探的这组逆冲断层所控制的大型挤压背斜，本文称之为MZ-1构造带.MZ-1构造带北东走向，剖面构造形态表现为南东翼缓、北西翼陡的不对称背斜，伴有两条南东倾向的逆冲断层F1、F2(图 2，图 4)，断层延伸达50 km(图 1).前人研究(郝沪军等，2001；林鹤鸣和郝沪军，2002)认为MZ-1构造带是在区域性挤压应力作用下形成的大型宽缓长轴背斜带，在背斜核部应力较为集中的地方，伴随发育了逆冲断层.本次研究通过对地震剖面精细的构造-地层解释(图 2)，发现冲断面向上被Tm30削截，结合逆冲断层相关褶皱顶部上侏罗统和下白垩统的地层被剥蚀，推断MZ-1逆冲断层系在晚侏罗世末、早白垩世末存在两期活动，形成了MZ-1构造带的雏形，晚白垩世末潮汕坳陷在区域性挤压应力作用下发生褶皱隆升，最终形成MZ-1构造带、中央隆起带(郝沪军等，2001)等系列大型宽缓长轴背斜带.MZ-1逆冲断层系平行于晚侏罗世—早白垩世古太平洋俯冲带的走向(Zhou et al., 2006；Xu et al., 2016)，晚侏罗世、早白垩世潮汕坳陷为同一弧前盆地演化阶段的两个构造幕(Xu et al., 2016)，MZ-1逆冲断层系的形成受控于晚中生代古太平洋板块多幕俯冲消减作用，与每个弧前盆地构造幕晚期岩浆弧侧的热动力沉降作用发生反转使盆地边缘抬升(张传恒和张世红，1998)有关.

图 4

Fig. 4

图 4 潮汕坳陷地震测线B-B′构造-地层解释(剖面位置见图 1) Fig. 4 Structure-stratigraphic interpretation of seismic survey line B-B′ in the Chaoshan depression

另一组逆冲断层分布在潮汕坳陷西南角，是本次研究通过地震剖面的系统追踪、闭合发现，本文称兴宁—东沙逆冲推覆带(图 1，图 5，图 6，图 7).去除兴宁凹陷控凹正断层及其伴生断层新生代伸展活动的影响，由南西往北东主要发育F3、F4、F5、F6、F7共5条逆冲断层，北西—南东走向，断层倾向也基本一致，均为南西倾向.从地震剖面可见，这组逆冲断层为铲形，向深部会聚到一个统一的近水平的逆冲拆离断层面(图 5).靠近潮汕坳陷腹地的前锋逆冲断层主要由三条上陡下缓、呈叠瓦状组合的逆冲断层组成(图 5c，图 6c)，由东向西逆冲断距逐渐增大，直到整个中生代地层均暴露到地表之上遭受剥蚀.从卷入变形的地层及地层剥蚀程度、断距等可判断，F4、F5、F6、F7逆冲断层及相关褶皱的变形强度依次减弱(图 6)，可推断兴宁—东沙逆冲推覆带的扩展方式为前展式.图 7清晰的展示了逆冲断层F5所限定的逆冲推覆体的横截面，与图 5、图 6共同确定了本次识别的兴宁—东沙逆冲推覆带的可靠性及其空间形态.

图 5

Fig. 5

图 5 潮汕坳陷地震测线C-C′构造-地层解释(剖面位置见图 1) (a)测线C-C′的解释剖面；(b) (a)剖面中红色虚线矩形框内原始地震剖面局部放大；(c) (b)剖面的解释剖面. Fig. 5 Structure-stratigraphic interpretation of seismic survey line C-C′ in Chaoshan depression (a) Interpretation of seismic line C-C′; (b) Local amplification of the original seismic section in the box in the (a) section; (c) Interpretation of section (b).

图 6

Fig. 6

图 6 潮汕坳陷地震测线D-D′构造-地层解释(剖面位置见图 1) (a)测线D-D′的解释剖面；(b) (a)剖面中红色虚线矩形框内原始地震剖面局部放大；(c) (b)剖面的解释剖面. Fig. 6 Structure-stratigraphic interpretation of seismic line D-D′ in Chaoshan depression (a) Interpretation of seismic line D-D′; (b) Local amplification of the original seismic section in the rectangular frame in the (a) section; (c) Interpretation of section (b).

图 7

Fig. 7

图 7 潮汕坳陷地震测线E-E′构造-地层解释(剖面位置见图 1) Fig. 7 Structure-stratigraphic interpretation of seismic line E-E′ in the Chaoshan depression

从逆冲断层F5、F6、F7卷入的地层和上下盘的残余地层厚度可以看出(图 5c)，逆冲断层系虽对Tm40之下的地层形成一定的切割破坏，但总体上该套地层呈现横向上厚度变化不大的板状特征.Tm30对其下伏的下白垩统发生削蚀作用，越往西越明显，导致下白垩统残留地层呈西薄东厚的楔状特征(图 5，图 6).而逆冲断层F5下盘在强烈的挤压作用下发生挠曲(图 6)，使得Tm30~Tg之间的上白垩统呈西厚东薄的楔状特征.并且基本未遭受剥蚀的三级层序Tm30~Tm20也呈明显的西厚东薄的楔状特征，地层向西靠近逆冲断层部分明显加厚，靠东则减薄上超在Tm30之上.由此可见，兴宁—东沙逆冲推覆带明显对上白垩统的沉积具有控制作用，且逆冲断层F5、F6均断开Tm30，可推断该逆冲断层系主要活动时间在晚白垩世.在荔兴凸起和兴宁凹陷的新生代基底之下，地震剖面上还可见局限分布的同向轴清晰且连续的地层(图 5，图 6).结合大地构造背景分析，可能是古生代和三叠纪古特提沉积地层，历经洋盆俯冲消减以及晚白垩世F3、F4的逆冲推覆作用褶皱隆升成山，晚白垩世末至新生代早期进一步抬升剥蚀而呈现出现今的残丘面貌.综合逆冲断层F3、F4、F5(图 5，图 6，图 7)卷入的地层和地层厚度变化趋势来看，逆冲断层F4可能是上白垩统的控盆边界断层.

综上所述，兴宁—东沙逆冲推覆带与MZ-1构造带虽然晚燕山期都发育逆冲断层，但从本研究对地震资料的系统解释来看，二者的走向与逆冲方向均差别较大，两个构造带逆冲断层发育的时间也不是同一地质时代，MZ-1构造带逆冲断层发育的时间早于兴宁—东沙逆冲推覆带.MZ-1构造带逆冲断层的成因与与晚侏罗世—早白垩世古太平洋板块的持续俯冲消减作用密切相关，而兴宁—东沙逆冲推覆带显示晚白垩世盆地受到来自于西南方向的构造挤压应力，与古太平洋板块俯冲方向不太一致，其成因需进一步分析.

在本次井震结合的系统地震资料解释基础上，编制了上、下白垩统残余厚度图，并结合对其构造成因的分析，可发现早、晚白垩世盆地隆坳格局的显著变化.

早白垩世，潮汕坳陷北侧发育近NE走向的岩浆弧，该岩浆弧在136.5~101.7 Ma存在一期集中的岩浆活动(Xu et al., 2016)，MZ-1井揭示的下白垩统大套中酸性喷发岩即是该期岩浆活动的产物.因此，本文重点研究区所限定的潮汕坳陷范围(图 1)整体处于该期岩浆弧向洋一侧，现今潮汕坳陷下白垩统残余地层是早白垩世弧前盆地的记录.下白垩统残余地层厚度等值线的延伸方向总体为NE—SW向，平均残余厚度约1500 m，最大残余厚度位于东沙岛附近偏东南部，厚度约2750 m(图 8).图 9为东沙岛东侧经过下白垩统最大残余厚度的一条地震剖面，剖面中部隆起(东沙岛附近)往东南侧即为下白垩统残余地层中心，该处Tm30为平行不整合，反映盆地中心剥蚀厚度不大.下白垩统残余地层中心及其走向与早白垩世弧前盆地的构造背景是基本吻合的.盆地东西两侧均遭受了不同的程度的剥蚀.东沙岛西北侧近NE走向的地层厚度减薄区，一是由于弧前盆地靠近岛弧一侧沉积厚度的自然减薄，另外是和MZ-1构造逆冲断层的成因相同，与早白垩世末岩浆弧侧的热动力沉降作用发生反转使盆地边缘抬升(张传恒和张世红，1998)产生剥蚀有关.东沙岛西南侧近NW走向的地层厚度减薄区，与Tm30削截作用密切相关，反映早白垩世末盆地西南侧遭受强烈的SW—NE向挤压作用，使得下白垩统甚至其下的地层强烈隆升并遭受剥蚀.盆地东南侧近NE走向的地层厚度减薄区，一方面是自然沉积减薄，另外也与其上方上白垩统缺失，后期遭受长期抬升剥蚀有关.据地震剖面和钻井，该沉积厚度减薄区向东一直可以延伸到北港隆起和台西南盆地(周蒂，2002).

图 8

Fig. 8

图 8 潮汕坳陷下白垩统残余厚度 Fig. 8 Remnant thickness of Lower Cretaceous in the Chaoshan depression

图 9

Fig. 9

图 9 潮汕坳陷地震测线F-F′构造-地层解释(剖面位置见图 1) Fig. 9 Structure-stratigraphic interpretation of seismic line F-F′ in the Chaoshan depression

晚白垩世，由于Tm30代表的构造变革事件的沉积响应，上白垩统残余地层厚度中心及其走向与下白垩统明显不同.残余地层厚度中心较下白垩统向西迁移，残余地层厚度中心走向也转变为总体北西—南东向，与兴宁—东沙逆冲推覆带的走向基本一致(图 10).盆地西南侧由下白垩统的减薄区演变为上白垩统残余地层厚度中心，究其原因，盆地西南侧早白垩世末至晚白垩世遭受持续的SW—NE向挤压作用，下白垩统遭受抬升剥蚀，继而地层褶皱挠曲，形成兴宁—东沙逆冲推覆带，在挠曲下陷的地方沉积上白垩统.上白垩统西北侧的残余地层厚度中心本次并未识别出明显的逆冲断层，推测与后期构造对兴宁—东沙逆冲推覆带东延部分的改造有关.地震剖面解释发现，在兴宁—东沙逆冲推覆带F5逆冲断层的东延部分，新生代发育一条明显的走滑伸展断裂F8(图 1)，该断裂西倾，掉向白云凹陷，为北西向区域大断裂北卫滩断裂的一部分.伸展走滑断裂F8新生代的强烈活动，可能导致兴宁—东沙逆冲推覆带东延部分发生构造负反转作用，而在地震剖面上难以识别.

图 10

Fig. 10

图 10 潮汕坳陷上白垩统残余厚度 Fig. 10 Remnant thickness of Upper Cretaceous in the Chaoshan depression

上白垩统残余地层厚度整体上还是反映了早白垩时盆地的基本构造面貌，且根据逆冲断层与残余厚度中心之间的控制关系，可推断潮汕坳陷上白垩统具有前陆盆地的构造特征，不具有发育大量同沉积正断层的张裂盆地特征.本文将潮汕坳陷晚白垩世构造单元划分为褶皱冲断区、前渊凹陷区和前隆剥蚀区，其中前渊凹陷区又进一步可以划分成前渊深凹带和前渊斜坡带.褶皱冲断区主要分布在研究区的西南部，发育大规模的逆冲断层系，并且由于强烈的剥蚀作用，中生界大部分缺失.前渊凹陷区是研究区的主体部分，面积约56 km²，为不对称箕状，上白垩统最厚约4500 m，并且大致依据残余厚度2500 m等值线可将前渊凹陷区又分成了前渊深凹带和前渊缓坡带.图 11为东沙岛西侧沿着前渊深凹带走向方向穿过该带的一条地震剖面，剖面NW侧即MZ-1构造带部分上白垩统遭受比较严重的剥蚀，剖面SE侧上白垩统整体具有上超沉积且遭受一定程度剥蚀的特征，但剖面主体即中间位置上白垩统具有厚度大且较稳定分布的特点，很好的反映前渊深凹带的地层充填特征.前隆剥蚀区则位于研究区的东部，由于该区的强烈隆升剥蚀，上白垩统缺失，下白垩统一般也剥蚀严重，前隆剥蚀区向东延伸到台西南盆地，北港隆起和台西南盆地揭示中生界的钻井均缺失上白垩统(周蒂，2002).

图 11

Fig. 11

图 11 潮汕坳陷地震测线G-G′构造-地层解释(剖面位置见图 1) Fig. 11 Structure-stratigraphic interpretation of seismic line G-G′ in the Chaoshan depression

近些年，越来越多的野外基础地质调查及岩石地球化学分析支持华南地块与印支地块之间曾存在古特提斯洋的一个分支，且古特提斯洋板块是向南朝印支地块俯冲消减的(Cai and Zhang, 2009；Lai et al., 2014；Wang et al., 2016).Cai和Zhang(2009)依据晚古生代南盘江盆地发育深水浊积岩和相联系的洋中脊玄武岩、华南南部边缘为被动大陆边缘、印支—思茅地块发育晚二叠世岛弧火成岩及海南岛南部锆石U-Pb年龄为267~262 Ma大陆弧型花岗岩(Li et al., 2006)，提出越南北部至海南岛南部印支地块与华南地块之间的古特提斯有限洋盆晚二叠世至中三叠世向南俯冲消减的构造演化模式.该模式仅考虑东南亚陆区和海南岛，本文参考该模式，并考虑南海海域减薄陆壳上的一些微地块的构造属性及演化，并结合中生代时古太平洋板块的演化，来探讨南海北部中生代受到特提斯和古太平洋域联合作用的这一复杂区域的构造演化.

Knittel等(2010)在民都洛岛上也发现了锆石U-Pb年龄为251.0±2.6 Ma的大陆弧型花岗岩，认为它与海南岛南部大陆弧型花岗岩(Li et al., 2006)是连在一起的大陆弧(图 12a).因此，去除南海扩张的效应，可推断(图 12a)：(1)早三叠世时民都洛岛大概位于潮汕坳陷南面，现南海周缘减薄陆壳上的民都洛岛、礼乐滩、西沙岛、南沙岛(Metcalfe，2013)及海南岛南部等联合组成的南海地块与传统意义上的印支地块同属于印支—南海地块(殷鸿福等，1999)；(2)古特提斯洋的一个分支东延到了民都洛岛与潮汕坳陷之间，由于特提斯是向东呈喇叭形张开的低纬度多岛洋(殷鸿福等，1999)，潮汕坳陷可能就处在靠近古特提斯东延与古太平洋交会的喇叭口位置.

图 12

Fig. 12

图 12 潮汕坳陷成盆机制 Fig. 12 Schematic diagram showing the basin formation mechanics of the Chaoshan depression

Cai和Zhang(2009)认为印支与华南地块之间的古特提斯洋盆也是呈剪刀式慢慢闭合，由现今的昌江—琼海断裂带分隔的海南岛南北地块之间的古特提斯洋盆最先关闭，海南岛三叠纪之前就结束了海相沉积，然后印支—思茅地块与华南地块之间的残留古特提斯洋盆才于中-晚三叠世过渡期闭合；随着海南岛南北地块碰撞在一起，合浦—河台走滑断裂开始发育，合浦—河台断裂向南延伸即是万安断裂(南海西缘断裂)，其为早期印支地块与南海地块的结合带(图 12b).Yui等(2009)在中国台湾太鲁阁构造带发现锆石U-Pb年龄191±10 Ma大陆弧型花岗岩，推断古太平洋板块从晚三叠世—早侏罗世就开始增生到台湾岛区域(图 12b).而Xu等(2017)发现的MZ-1井同时期花岗岩却具有M型花岗岩特征，为产于不成熟岛弧的侵入花岗岩, 呈岩株状(图 2).不成熟岛弧地壳是薄且铁镁质的，或者可以认为是一种大洋型地壳.反映早中生代时期，台湾岛所在位置与潮汕坳陷都受到了古太平洋俯冲的影响，但二者的地壳性质有些差异.因此可推断潮汕坳陷早侏罗世为古特提斯边缘的减薄型陆壳，也就是说海南岛以东的古特提斯洋可能也是呈剪刀式西早东晚慢慢闭合的，潮汕坳陷附近的古特提斯洋喇叭口在早侏罗世仍未关闭(图 12b).华南东部下侏罗统金鸡组所含菊石和双壳类等化石不仅与环太平洋区有相同或相似种，而且与特提斯区关系也较密切(周蒂，2005)，可作为南海北部早侏罗世仍然受到特提斯影响的一个辅证.

Xu等(2016)指出珠江口盆地及南沙等地(Yan et al., 2010)发现的晚侏罗世—早白垩世岩浆弧，以及台湾—北巴拉望发现的晚侏罗世—早白垩世古太平洋俯冲增生杂岩带代表古太平洋板块向欧亚大陆东南缘强烈的俯冲消减作用，并总结出的晚中生代古太平洋主动大陆边缘“沟-弧-盆”体系，潮汕坳陷—礼乐滩一线为当时的弧前盆地位置.本文接受潮汕坳陷、礼乐滩当时为弧前盆地的观点，但这里要强调的是它们可能是被古特提斯残留洋盆分隔的两个弧前盆地(图 12c).在婆罗洲Serabang、Sejingkat、Lupar等地发现的蛇绿岩代表了古南海的基底，枕状玄武岩之上的放射虫硅质岩年龄范围为从晚侏罗世Kimmeridgian至晚白垩世初期的Cenomanian期，指示了古南海的扩张持续了60 Ma左右(Hutchison，2005).因此，晚侏罗世—早白垩世, 南海地块不仅受到古太平洋板块北西向强烈的俯冲挤压作用，还受到了古南海扩张导致的北东向推挤力.在二者的联合作用下，南海地块沿着万安断裂向北运动，导致古特提斯残留洋盆于早白垩世末最终关闭(图 12c)，区域上转入南海地块与华南大陆之间的陆陆碰撞造山构造环境.与潮汕坳陷西南部相接的南部隆起带L1井钻遇的变质年龄为早白垩世末的云母石英片岩，可能与该造山事件相关.

造山体制一直持续到晚白垩世，造成区域上挤压隆升，地层缺失(图 12d).礼乐、巴拉望及民都洛等中生代盆地区都缺失上白垩统，北港隆起和台西南盆地揭示中生界的钻井也均缺失上白垩统.挤压作用也造成潮汕坳陷MZ-1井上白垩统下部地层存在缺失，并导致潮汕坳陷西南侧的下白垩统及以下地层遭受抬升剥蚀，形成Tm30不整合面.Yui(2009)在台湾太鲁阁构造带发现了锆石U-Pb年龄88~90 Ma大陆弧型花岗岩，Lan等(2008)发现太鲁阁构造带晚白垩世古太平洋俯冲事件年龄纪录可持续大约到77 Ma.Knittel (2011)在民都洛岛上也发现了代表火山弧环境的锆石U-Pb年龄83±1 Ma的流纹岩.综合来看，晚白垩世早期(约80 Ma)古太平洋板块又发生了一幕较强烈的俯冲作用，火山弧沿台湾至民都洛岛一线分布(图 12d).对比于晚侏罗世—早白垩世火山弧的位置(Xu et al., 2016)，推测是由于晚白垩世早期古太平洋俯冲板片的倾角由缓变陡，俯冲带发生了后退.因此，中国东南部浙闽沿海存在的97~90 Ma晶洞-A型花岗岩带应是弧后张裂，代表不了南海北部陆缘的初始裂陷或主动陆缘向被动陆缘的转变.古南海也是呈西早东晚剪刀式关闭的(余梦明等，2015)，婆罗洲一带的古南海洋壳早白垩世向南俯冲，在晚白垩世初期古南海俯冲结束，约80 Ma至约63 Ma转入南、北巽他陆块之间的碰撞挤压环境”(Hutchison，2005).因此，早白垩世早期(约80 Ma)，南海地块北东边界受到了古太平洋板块北西向强烈的俯冲挤压作用，南海地块南西边界也由于南、北巽他陆块之间的碰撞造山而受到北东向的强烈推挤力.在二者的联合作用下，南海地块进一步与华南大陆碰撞挤压，在靠近碰撞带处的礼乐滩(赵美松等，2012)、潮汕坳陷西南部形成碰撞造山带特有的对称式的反向褶皱冲断构造体系.MZ-1井1000~1300 m井深处(图 3)砂岩样品测得锆石裂变径迹年龄也反映了约80 Ma造山带物源区的抬升冷却.因此，可推断潮汕坳陷晚白垩世前陆盆地发育开始于约80 Ma，其成因与古特提斯残余洋壳俯冲消减导致南海地块与华南地块碰撞有关，盆地原型应为周缘前陆盆地.

(1) 通过对南海北部潮汕坳陷上白垩统开展井震结合的系统构造-地层解释，在研究区西南部识别出大型的兴宁—东沙逆冲推覆带，而且其明显控制了上白垩统厚度分布，潮汕坳陷不具有张裂盆地的典型特征，因此南海北部主动大陆边缘向被动大陆边缘的转换不会早于晚白垩世末.

(2) 早白垩世末南海地块沿着万安断裂向北运动，导致古特提斯残留洋盆最终关闭，区域上转入南海地块与华南大陆之间陆陆碰撞造山的构造环境；造山体制一直持续到晚白垩世，约80 Ma南海地块进一步与华南大陆碰撞挤压，在靠近碰撞带处的礼乐滩、潮汕坳陷西南部形成碰撞造山带特有的对称式的反向褶皱冲断构造体系，同时发育潮汕坳陷晚白垩世周缘前陆盆地.