M区块发育的主体背斜走向为北西西— 南东东, 包括AP、AES1、AES2、AEE1、AEE2和AA背斜（见图1b）, 从剖面上看为开阔的背斜形态, 褶皱相关的逆冲断层其顶部端点一般消失于H4界面以上的地层内部, 为断层传播褶皱（见图1c）。

该区块发育的斜向背斜AE走向为北东— 南西, 与主体背斜呈高角度且近平行于三角洲重力滑动方向。AE背斜与主体背斜AES1和AEE1均位于逆冲断层F3上盘（见图1b）, AE背斜位于逆冲断层F3a— F3b连接段北东走向段对应的上盘区域, 但背斜在北东向的延伸范围远远超出了F3a— F3b连接段的长度范围及控制的变形范围, 靠近F3a— F3b连接段的背斜顶部也不位于该断层的上部端点附近区域（见图1b）。与AE背斜相关的另一条逆冲断层是北西西— 南东东向的F6断层, 该断层位于背斜的中部。从剖面上看这两条逆冲断层顶部端点均消失在H3— H4地层内, 跨越断层两侧的任意一套地层未看出因为背斜生长而形成的厚度差异（见图3a）。这说明该2条断层不是控制背斜生长的主导因素。从剖面上看几乎无法辨别AE背斜的长短轴, 接近等轴背斜（见图3a、图3b）, 但从平面上看, 该背斜为北东— 南西向展布的短轴背斜（见图1b、图4a）。进一步研究发现, AE背斜之所以从剖面上整体像一个等轴背斜, 主要原因是背斜在H1— H4各套地层内的顶部（或枢纽）自下而上逐渐向北西方向迁移（见图3b）, 导致背斜在北西— 南东方向的范围整体扩大。因此初步推断可能存在一条北东走向的断层控制着该背斜的展布方位, 通过精细地震解释发现, 在AE背斜内部发育一条控制背斜变形的北东— 南西走向且倾向北西向的逆冲断层F0（见图3b、图4）。另外, AE背斜区H4界面上、下的地层厚度变化特征也截然不同。H4以上地层厚度背斜核部小于翼部, 代表背斜生长过程中的同沉积现象; 而在H4以下的2套地层背斜核部的厚度略大于翼部对应的厚度, 尤其是背斜东侧向斜区的地层厚度明显要略薄（见图3b）。该现象表明F0在逆冲变形控制背斜生长之前（至少在H4界面以下地层沉积时期）发生了伸展变形, 在其上盘形成了半地堑盆地, 之后叠加了反转变形形成背斜。

图3

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	图3 AE背斜典型区域地震剖面（剖面位置见图1b）

图4

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	图4 AE背斜断裂系统分布及其特征

褶皱在生长过程中形成了核部和翼部地形差异, 如果同时也接受沉积且剥蚀仅仅发生在局部的相对高部位, 那么沉积地层的典型特征是核部地层薄、翼部地层厚的同沉积特征。同沉积层序的厚度差异代表了褶皱的生长过程及生长幅度^[29]。褶皱生长幅度越大, 造成的背斜核部和翼部地层之间的厚度差异也越大。此外, 对于被动大陆边缘的三角洲重力滑动构造而言, 生长强度较大的褶皱往往会形成核部地层剥蚀和背斜陡翼沉积物的垮塌再迁移, 在地震剖面上就会看到局部不整合界面上下的超覆和削截现象, 结合该现象也可更加准确地确定褶皱生长期次。

选取F3逆冲断层相关的AES1、AEE1、AE背斜和F4逆冲断层相关的AEE2背斜, 统计翼部和核部地层厚度并计算其比值（见图5）。结果表明, 在H4— H6地层沉积时期, 生长的背斜主要是F3c断层对应的AEE1背斜和F4断层对应的AEE2背斜, 但地层同沉积厚度比相对较小, 表明变形程度相对不大, 反映了三角洲进积过程中的初始重力滑动变形特征。在AE背斜区, 因H4— H6地层厚度核部大于翼部, 故该厚度比小于1, 较厚地层位于南西倾向的F0断层上盘, 故判定该时期AE背斜区为一个伸展半地堑盆地。在H4反射层之上, AES1、AEE1、AEE2和AE背斜均表现为生长特征。但AEE1和AEE2背斜仅持续生长到H2— H3地层沉积时期便停止了生长, 而且生长强度较弱。相反AES1和AE背斜则以较大强度持续生长到H1— H2地层沉积时期, 在H0— H1地层沉积时期生长强度明显减弱并最终停止生长。另外从地震剖面可见H4、H3和H2界面在古背斜核部发育不整合面以及对应的削截和超覆现象（见图3b、图4b）, 表明AE背斜在H3— H4、H2— H3和H1— H2地层沉积时期是以持续较大幅度生长的。对比这4个相邻背斜的生长轨迹可知（见图5）, AE背斜区在H4之前为伸展半地堑, 其形成与其东侧的AEE1和AEE2主体背斜的初始生长有关。而在H4之后的背斜形成及持续生长过程中则与AES1主体背斜的强烈生长有关。

图5

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	图5 各套地层单元在典型背斜翼部与核部厚度比直方图

AE背斜区发育大量的不同性质的断层, 包括逆冲断层（F3a— F3b和F6）、正反转断层（F0）、走滑性质断层（约8条）和正断层（见图4a）。逆冲断层F3a— F3b和F6分别位于背斜的南部倾末端和背斜的中部。这2条断层剖面上为铲式, 下部断坪收敛于深部Akata组泥页岩滑脱层, 上部断坡的顶部端点消失在H3— H4地层内部。正反转断层F0倾向北西、走向北东— 南西（见图3b、图4）。断层剖面上平直, 向下断至Akata组泥页岩滑脱层, 向上其顶部端点消失在H1— H2地层内部, 在R反射层上仅能显示中部断层段的迹线（见图4）。走滑性质的断层主要发育在靠近背斜南部的倾末端, 约8条（见图4a）。走向近南北向, 剖面上近直立, 下部消失在Agbada组下部或Akata组, 上部消失在H4— H6地层内（见图4b）。

AE背斜区正断层最为发育, 断层规模较小, 断距小于40 m, 个别断层断距达50~80 m, 延伸长度2~9 km, 倾角大多为50° ~70° 。首先, 在背斜的北部发育的3条倾向南东、走向北东— 南西的正断层（见图4a）, 其垂向延伸范围较大, 东部的2条断层向下断至Akata组泥页岩滑脱层, 向上最浅断至H0— H1地层内（见图4b）, 与浅部的平直正断层构成了晚期共轭断层组合的一部分。其次, 最为发育的正断层主要是由倾向北西正断层构成的多米诺断层组合（见图4）。大多数断层断距小于40 m, 仅个别断层能达到70~80 m。剖面上断层呈平面状或轻微的弯曲, 倾向背斜西翼的下倾方向。断层上下端点均消失在Agbada组不同层系内部。根据背斜区多米诺断层剖面上顶部消失层位及其断层组合特征, 可将其进一步划分为至少4组, 即DFS1、DFS2-1、DFS2-2和DFS3（见图3b）。每一组多米诺断层的顶部端点均消失在相同地层内, DFS1消失在H3— H4地层内部, DFS2-1消失在H2— H3地层顶部, DFS2-2消失在H1— H2地层底部, DFS3消失在H1— H2地层顶部。显然这4组多米诺断层组合顶部消失层位依次变浅, 表明形成的时间是依次变新。每一组断层下部消失层位不同, 但呈规律性变化, 向着背斜西翼方向, 断层消失层位依次变浅, 因而每一组断层整体上呈“ 三角形” 的剖面分布模式。研究表明, 尽管这些多米诺断层现今位于背斜顶部, 事实上每一组断层在形成时均靠近背斜枢纽的西翼发育, 是背斜在H3— H4、H2— H3和H1— H2地层沉积时期的枢纽位置不同并依次向西迁移控制了上述各多米诺断层组合的有序分布^[30]。再次, 由北东走向断层（2条倾向南东和部分倾向北西断层）和近南北走向断层（倾向东）构成的共轭断层组合是除了多米诺断层以外最为发育的正断层类型。和多米诺断层类似, 其规模也不大, 但分布规律存在一定差异。整体上看, 共轭断层主要集中在H0— H1地层发育, 即顶部端点位于H0— H1地层的上部层系或接近海底, 下部端点一般消失在H0— H1地层下部, 多分布在背斜顶部或海底突出的地形区域（见图1c、图3）。然而, 在AE背斜区共轭断层集中发育在背斜东翼并与F0断层迹线相对应（见图4）。断层顶部端点也接近海底, 但下部端点一般消失在H1— H4之间的不同层系, 部分断层向下与多米诺断层和2条倾向南东的断层硬连接, 表明这两类断层在共轭断层形成时是先存断层再活动形成的。从平面上看断层也呈共轭组合关系, 但近南北向断层往往被北东向断层所限制或终止。

AE背斜区发育的断层其活动时期和再活动规律是不同的。通过前面分析可知, 逆冲断层F3a— F3b和F6主要活动时期在H3— H4地层沉积时期, 之后活动较弱或停止活动。正反转断层F0在H4— H6地层沉积时期是持续伸展变形, 在H4— H1地层沉积时期发生正反转变形, 之后在H0— H1地层沉积时期再次活动, 其顶部端点向上传播断至H1— H2地层内。对于AE背斜区发育的大量盖层断层, 断层上下端点均消失在盆地盖层内部, 这类断层主要采用编制断距倾向位移剖面, 即断距-埋深曲线来表征断层的生长成核和再活动规律^[31]。首先对不同类型的断层选取典型的1~2条断层编制断距-埋深曲线（见图6）, 结合背斜在各个层系的不整合发育特征可以综合判定断层的活动时期。研究得到, f1、f3a、f4a、f4b、f5a、f5b和f6是一期活动的断层, 其中, f1代表近垂直的走滑性质断层, 其活动时期主要在H4— H5地层沉积时期; f3a代表DFS1断层, 其活动时期在H3— H4地层沉积时期; f4a和f4b代表DFS2-1断层, 活动时期在H2— H3地层沉积早期; f5a和f5b代表DFS2-2断层, 活动时期在H2— H3地层沉积末期; f6代表共轭断层中近南北走向断层, 活动时期在H0— H1地层沉积时期。而f2和f3b是两期活动的再活动断层, 其中f2代表3条倾向南东的正断层, f3b代表共轭断层中与DFS1连接的正断层, 再活动时期均分别在H3— H4地层沉积时期和H0— H1地层沉积时期。综合上述, AE背斜区发育的众多断层中, 近垂直的走滑性质断层形成最早, 3条倾向南东的正断层剖面上限制DFS断层（见图4b）, 表明其形成时期不晚于多米诺断层, 多米诺断层形成时期要早于共轭断层形成时期。再活动的断层包括F0断层、2条倾向南东的断层和个别DFS1断层, 这些断层的再活动是耦合的。

图6

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	图6 典型断层垂向断距-埋深曲线分布

H4— H6地层沉积时期为三角洲沉积体的初始重力滑动阶段, 主要在局部地区形成规模较小的断层相关褶皱, 即F3b断层控制的AEE1背斜和F4断层控制的AEE2背斜（见图7）, AE背斜区在该时期主要是受F0正断层控制的伸展半地堑（见图8）。活动的断层除了F3b、F4和F0外, 还有近垂直的走滑性质的断层（见图8、图9a）。背斜AEE1和AEE2初始走向北西西— 南东东, 表明重力滑动的逆冲方向是来自北北东方向, 与北东走向的F0断层和其上盘半地堑成小角度关系。因此, 在进积体向南南西方向滑动过程中, 在F0断层迹线的东部地区发生了逆冲褶皱变形形成了AEE1和AEE2背斜, 而在F0断层迹线的西部地区则未发生明显的逆冲褶皱作用, 这就导致了F0断层迹线东侧发生相对的地层隆升变形, 因此这种差异收缩变形在F0断层迹线上产生了斜向伸展作用（见图10a）, 形成了倾角较陡的F0斜向伸展断层和其上盘的伸展半地堑。此外, 这种差异重力滑动变形导致在进积体内部发生因撕裂作用而形成近垂直的走滑性质断层。

图7

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	图7 M区块不同时期残余厚度及主干活动断层分布

图8

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	图8 AE背斜形成演化过程及断层发展过程

图9

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	图9 AE背斜区不同时期活动断层分布（R反射层）

图10

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	图10 重力滑动过程中差异收缩变形下的伸展半地堑和斜向侧断坡形成模式

在H3— H4地层沉积时期, 重力滑动变形进入了强烈的褶皱逆冲变形阶段（见图7）, M区块所有主体背斜陆续形成。对比发现, F3断层不同段的收缩变形程度明显不同（见图5）, F3a断层相关的AES1背斜变形强度明显大于与F3b断层相关的AEE1背斜。这样在仍是来自北北东方向的挤压逆冲作用下, 在先存F0断层迹线上就会形成因差异逆冲而产生的斜向收缩逆冲变形（见图10b）, 先存的伸展断层F0和上盘半地堑发生构造反转而形成AE背斜的初始形态（见图8、图7）。F0在斜向逆冲过程中充当了斜断坡的作用, 其上盘半地堑发生褶皱式反转而形成背斜构造^[4]。受背斜形成过程中地层弯曲和旋转的影响, F0断层倾角变缓。该时期也形成了两类断层（见图9a）：一类是3条倾向南东方向的断层, 这3条断层均位于背斜的北部, 形成原因推测是差异逆冲和背斜隆升共同作用下形成的撕裂正断层; 另一类断层是多米诺正断层（DFS1）, 断层在靠近背斜枢纽线的西翼发育且倾向翼部, 断层的形成动力来源于翼部地层倾角由缓逐渐变陡时形成的差异重力驱动作用^[30]。在AE背斜的东翼, 其地层产状比西翼要陡, Morley^[30]研究认为当坡度角达到12° ~13° 时, 则不会形成重力驱动的多米诺断层系统, 而是发生沉积物质的迁移运动, 因此在较陡的东翼主要表现为剥蚀留下的不整合面, 随后沉积的上覆地层则超覆在该不整合面上（见图3b、图4b）。

H2— H3地层沉积时期持续的重力滑动褶皱逆冲变形主要集中在F3a、F5和F3c断层及其相关的褶皱（见图7）, 其中F3a逆冲变形程度最强, AE背斜也随着F3a强烈褶皱逆冲作用而进一步持续生长, 背斜的范围扩大, 背斜顶部或枢纽线逐渐向北西方向迁移（见图8）。其中在H2— H3地层沉积早期, 在靠近H2— H3地层枢纽线位置的西翼形成了DFS2-1多米诺断层（见图8、图9a）, 在H2— H3地层沉积末期, 因西翼下部地层倾角的进一步变陡, 在靠近DFS2-1的下倾翼部地区又相继形成了DFS2-2多米诺断层。该时期东翼仍主要表现明显因剥蚀而留下削截和超覆的不整合界面。

在H1— H2地层沉积时期, 逆冲断层的收缩变形强度明显减弱, 但AE背斜范围持续扩大（见图7）, 背斜顶部也进一步向西迁移。与DFS1和DFS2的成因类似, 在背斜西翼进一步形成了与H1— H2地层背斜枢纽相关的DFS3多米诺断层（见图8）。在背斜生长过程中, 受地层倾角逐渐变小影响, DFS1、DFS2-1、DFS2-2和DFS3断层的间隔越来越大, 断层密度越来越小^[30]。

在H0— H1地层沉积时期, M区块的褶皱逆冲变形趋于停止, AE背斜也停止了生长, 进入了后褶皱逆冲演化阶段。重力滑动的挤压作用变弱, 之前的强烈隆升导致物质收缩回返, 在局部地形高部位形成重力垮塌伸展机制的共轭正断层^[30]（见图3）, 断层主要集中在H0— H1地层内部。然而在AE背斜区发育的共轭断层主要集中在背斜的东翼（见图8、图9b）, 剖面和平面均为共轭断层组合模式。其中近南北走向的断层为新生正断层, 北东走向的断层除了新生正断层外, 还包括2条再活动的倾向南东的先期撕裂成因正断层和少部分再活动的重力成因的DFS1断层。从断层的分布区来看, 主要是沿着F0断层轨迹方向和延伸范围分布。研究得到, 该共轭断层除了与局部重力回返的垮塌机制有关外, 还与先存F0断层斜滑变形有关系。该时期F0断层发生了再活动, 断层位移向上传播, 最终断层顶部端点消失在H1— H2地层内, 与此同时F0断层的再活动控制着共轭断层系统的形成与分布, 因此, 其变形在运动学上是耦合的。促使这种耦合变形的原因是, 在后褶皱逆冲演化时期, 尽管大规模的收缩变形很少, 但随着三角洲沉积体的不断进积, 局部物质的差异滑动变形仍是存在的。F0断层作为先存构造是变形的薄弱带, 易于发生再活动, 因此来自北北东向的进积体作用在北东走向F0断层上, 导致F0断层和部分先存北东走向的断层发生斜滑再活动, 同时控制与其共轭关系的近南北向断层的形成, 因此近南北向断层多被限制或终止在北东向断层上。由此可见, 物质回返引起的重力塌陷和局部重力滑动作用在先存构造F0断层区产生斜滑运动共同控制着AE背斜区晚期共轭断层的形成和分布。