浩克, 纪友亮, 张胜久, 刘炎鑫, Khurram Shahzad, Saad Ahmed Mashwani, 刘笑语, 姜燕. (2022). 印度河扇水道堤岸外侧更新世沉积物波发育特征与形成过程分析* [J]. 古地理学报, 24(2): 389-404.
Ehsan ul Haq, Ji You-Liang, Zhang Sheng-Jiu, Liu Yan-Xin, Khurram Shahzad, Saad Ahmed Mashwani, Liu Xiao-Yu, Jiang Yan. (2022). Analysis on characteristics and formation process of sediment waves on the Pleistocene channel levee backslope of Indus fan[J]. Journal Of Palaeogeography, 24(2): 389-404.   
Doi: 10.7605/gdlxb.2022.02.039
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印度河扇水道堤岸外侧更新世沉积物波发育特征与形成过程分析*
浩克1,3, 纪友亮1, 张胜久1, 刘炎鑫1, Khurram Shahzad2, Saad Ahmed Mashwani3, 刘笑语1, 姜燕4
1 中国石油大学(北京)油气资源与探测国家重点实验室,地球科学学院,北京 102249
2 汉堡大学地质研究所,德国汉堡
3 哈扎拉大学曼塞拉分校地球与环境科学系,开伯尔—普赫图赫瓦省 21300,巴基斯坦
4 中国石油华北油田工程技术研究院,河北任丘 062550

通讯作者简介 纪友亮,男,1962年生,博士,教授,中国石油大学(北京)博士研究生导师。研究方向为储层地质学和层序地层学。E-mail: jiyouliang@cup.edu.cn。

第一作者简介 浩克,男,1987年生,巴基斯坦人,中国石油大学(北京)博士研究生。E-mail: ehsaanarif@gmail.com。

收稿日期:2022-01-23 修回日期:2022-02-23
基金资助:*国家自然科学基金项目(编号: 42072115,41672098)资助
摘要

印度河扇更新世发育的沉积物波结构复杂、形态多样,其形成过程的认识程度低。本次研究通过高分辨率地震数据和地震解释技术,研究了印度河扇沉积物波的波长、形态、波峰变化等形态特征;阐述了沉积物波与沉积物变形特征的差异、识别了两者的区分标志;总结了水道堤岸斜坡和区域斜坡上沉积物波的分布规律;在此基础上,讨论了沉积物波的形成机理和控制因素,分析了沉积物波的形成过程,并建立了印度河扇沉积物波的形成模式。研究表明: ( 1)研究区沉积物波波长平均为 486.84 m,最大 1473 m;波高在 10~60 m之间,平均 30 m。( 2)沉积物波的形态有对称型和非对称型,其迁移方式有上坡迁移型、加积型和下坡迁移型;沉积物波主要发育在水道堤岸的斜坡上,在区域斜坡上也发育少量的沉积物波,这 2种沉积物波波脊的走向差异很大,水道堤岸斜坡上的沉积物波主要分布于水道凹岸堤岸的外侧,距离水道越远其规模(波长、波高)越小,波脊走向近于 NE- SW方向,与水道的走向平行或斜交;区域斜坡上的沉积物波波脊的走向多为 NW- SE向,平行于区域斜坡的走向,离源区越远规模越大。( 3)水道堤岸斜坡上的沉积物波是由水道型浊流在离心力的作用下,溢出水道的凹岸,在堤岸外侧的斜坡上沉积形成的,堤岸斜坡的角度对沉积物波的发育规模影响不大,浊流的强度和输沙量对其规模影响大;区域斜坡上发育的沉积物波是由顺坡而下的非水道化的浊流沉积形成;滑塌变形造成的起伏地貌以及早期沉积物波的存在,也都影响了后期沉积物波的发育。

关键词: 沉积物波; 水道堤岸斜坡; 浊流; 更新世; 印度河扇
中图分类号:P512.2 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2022)02-0389-16
Analysis on characteristics and formation process of sediment waves on the Pleistocene channel levee backslope of Indus fan
Ehsan ul Haq1,3, Ji You-Liang1, Zhang Sheng-Jiu1, Liu Yan-Xin1, Khurram Shahzad2, Saad Ahmed Mashwani3, Liu Xiao-Yu1, Jiang Yan4
1 State Key Laboratory of Petroleum Resource and Prospecting,College of Geosciences, China University of Petroleum(Beijing),Beijing 102249,China
2 Institut für Geologie,Universität Hamburg,Hamburg,Germany
3 Department of Earth & Environmental Sciences,Hazara University Mansehra,Khyber Pakhtunkhwa 21300,Pakistan
4 Engineering Technology Research Institute of Huabei Oilfield Company, PetroChina, Hebei Renqiu 062550, China

About the corresponding author Ji You-Liang,born in 1962,Ph.D.,is a professor and doctoral supervisor in China University of Petroleum(Beijing). His research interests are reservoir geology and sequence stratigraphy. E-mail: jiyouliang@cup.edu.cn。

About the first author Ehsan ul Haq,born in 1987,Pakistani,is a Ph.D. candidate of China University of Petroleum(Beijing). E-mail: ehsaanarif@gmail.com。

Fund:National Natural Science Foundation of China(Nos. 42072115,41672098)
Abstract

Architecture of the turbidity current sediment waves exhibit intricate morphologies and patterns on Indus fan channel levee back. The sediment waves are present on the channel levee of Pleistocene age in the study area,and their formation process is poorly understood. Through high-resolution seismic data and seismic interpretation technology, the difference between sediment wave and sediment deformation characteristics is expounded,and the distinguishing mark of the two sediments are summarized;the distribution law of sediment wave on the slope of the channel levee backslope and the regional slope is summarized;on this basis,the formation mechanism of the sediment wave is discussed,and the controlling factors and the formation process of sediment wave are analyzed. At last,the formation mode of sediment wave in Indus fan are established. The research result shows that: (1)The average wave length of the sediment wave in the study area is 486.84 m,and the maximum wavelength is 1473 m;the sediment wave height is between 10 m and 66 m,with an average of 30 m. (2)The morphology of sediment wave is symmetric and asymmetric,and its migration pattern include upslope migration type,aggregative type and downslope migration type. the sediment wave is mainly developed on the channel levee back,a small amount of sediment waves are also developed on the regional slope. The trends of these two types of sediment waves are very different. The sediment waves on the channel levee backslope are mainly distributed on the levee backslope in concave bank of the channel. The farther away from the channel,the smaller the dimension of sediment waves(wave length and wave height),and its trend is close to the NE-SW direction,parallel or oblique to the channel trend. The trend of sediment waves on the regional slope is mostly NW-SE,which is parallel to the trend of the regional slope,and its dimension is larger the farther away from the source area. (3)The sediment waves on the channel levee backslope is formed by the channel-type turbidity current overflowing the levee of the concave bank of the channel under the action of centrifugal force and depositing on the levee backslope outside the bank. The angle of the levee backslope have less effects on the dimension of the sediment waves. The intensity of turbidity current and the amount of sand conveying have a great influence on its dimension. The sediment waves developed on the regional slopes are formed by the non-channelized turbidity currents and are deposited along the slope,and it was considered that the undulating landforms caused by slump deformation,and the existence of early sediment waves all affect the development of later sediment waves.

Key words: sediment waves; channel levee backslope; Pleistocene; turbidity currents

开放科学(资源服务)标志码(OSID)

沉积物波包括泥波、沙波、巨波等(Normark et al., 2002)。多年来深海地质学家一直对沉积物波的形成十分感兴趣, 但至今对沉积物波形成过程的研究程度低。前期的研究从大量实例出发, 描述了沉积物波的基本特征, 并且以此为基础, 初步分析了沉积物波的形成环境及发育过程, 但其形成机制的研究还不够深入(Wynn et al., 2000; Wynn and Stow, 2002)。通常认为, 沉积物波与浊流在堤岸外侧的沉积以及沿着大陆斜坡的等深流的沉积过程有关(Wynn et al., 2000; Lee et al., 2002)。前人的研究也记录了大陆坡上的沉积物滑塌破坏, 深海环境中的浊流在滑塌变形的沉积物之上发育了沉积物波(Howe, 1996)。沉积物波的发育方式可以是向上坡迁移, 或向下坡迁移, 其波脊的走向可以与浊流方向垂直或者斜交(Damuth 1980; Normark et al., 1980; Faugè res and Stow, 1993)。随着DSDP(深海钻探计划)及ODP(大洋钻探计划)的持续开展, 对现代海底深水牵引流沉积和重力流的研究逐步深入, 对古代地层记录中保留的深水牵引流沉积物波和重力流成因的沉积物波的研究也获得长足进展, 对沉积物波的分布模式和成因的认识程度也有了很大提高(张兴阳, 2000; 张兴阳等, 2002)。到目前为止, 前人已提出了6种对沉积物波的形成机理和过程的成因解释: (a)浊流向下坡流动过程产生的沉积物波; (b)沿斜坡底部的等深流产生的沉积物波; (c)等深流与等深流所引发内波的联合作用形成的沉积物波; (d)内波和内潮汐形成的沉积物波; (e)通过向下坡方向流动的浊流和等深流的相互作用产生的沉积物波; (f)通过斜坡破坏和变形过程产生的沉积物波(Carter et al., 1990; Liu et al., 1998; 张兴阳, 2000; 张兴阳等, 2002; Gong et al., 2012; Marta Ribo et al., 2016; Christensen et al., 2019; Dmitrii Borisov et al., 2020; Huang et al., 2020; Kolla et al., 2021; Zhou et al., 2021)。

前人对印度河扇的分布、水道和堤岸的结构及沉积模式进行了详细研究, 但关于印度河扇上的沉积物波的研究没有见到文献报道。本次在继续研究印度河扇的过程中, 在印度河扇水道堤岸的斜坡上发现了沉积物波, 而且主要分布在水道单侧的堤岸斜坡上。这些沉积物波波峰的走向与印度河扇水道的走向平行或低角度斜交, 与区域斜坡的走向垂直。此外在区域斜坡上也发现了少量的沉积物波, 这种沉积物波波脊的走向与区域斜坡的走向大致平行。另外, 印度河扇附近的一些滑塌变形沉积物, 形态也呈波状, 很容易与沉积物波混淆。这些沉积物波的内部结构、形态、变化规律、分布规律、形成过程、发育的控制因素以及与滑塌变形构造的区分标志等一直没有详细探讨, 再者, 用上述沉积物波的6种形成机理也很难解释研究区2种沉积物波的分布与走向的差异。本次研究目的是: (1)阐明水道堤岸斜坡的沉积物波的形态和内部结构; (2)明确印度河扇水道堤岸发育过程中沉积物波的成因、发育阶段和生长模式; (3)解释研究区印度河扇区域斜坡上沉积物波的成因机理和沉积模式; (4)阐述下伏地层的变形特征对上覆沉积物波发育的影响; (5)揭示研究区2种沉积物波的发育规律、形成过程和分布模式。

1 区域地质背景
1.1 区域地质概况

印度河扇位于印度河近海盆地的陆坡上, 地理位置位于巴基斯坦大都市— 卡拉奇以南约300 km处的北印度洋阿拉伯海。本次研究范围覆盖了从大陆坡到深海盆地的区域, 水深约3500 m(图 1)。

图 1 印度河扇的边界、盆地地貌特征图和研究区位置
A— 印度河近海盆地的位置及印度河扇的范围; B— 印度河近海盆地的地貌; C— 研究工区边界及测线位置; D— 沉积物波的分布位置及文中使用的地震剖面的位置Fig.1 Boundary of Indus fan, the morphological features of basin and research site location

印度河近海盆地边界如下: 其西北和西部以墨累(Murray)海脊和欧文(Owen)断裂带为界, 此边界也是印度板块和阿拉伯板块之间的边界(Edwards et al., 2008); 东边以卡高斯-拉克德威海脊(Chagos-Laccadive Ridge)为界; 西南部以卡斯伯格海脊为界(Carlsberg Ridge); 印度河近海盆地北面的大陆架发育下切谷, 盆地的东北部以地下埋藏的构造带— 拉希米海脊(Laxmi Ridge)为界(Naini and Kolla, 1982; Mishra et al., 2013)。

1.2 研究层位和沉积物波的分布

本次研究的目的层为更新统, 岩性为细砂岩、粉砂岩与远洋— 半远洋灰黑色泥岩的互层, 其沉积环境为大陆斜坡之下的海底扇— — 印度河扇。

研究区内沉积物波分布面积约100 km2(图 1, 图 2), 主要分布在印度河扇上的水道堤岸的斜坡上, 也可发育在区域斜坡(陆棚斜坡)上(图 1), 只不过在区域斜坡上见到的沉积物波较少。

图 2 横切印度河扇的西北— 东南向地震剖面(line1)Fig.2 NW-SE oriented seismic profile (line1)acrossing Indus fan

2 研究方法

研究区位于巴基斯坦印度河近海盆地, 数据来源于2001年和2002年在水深约2700 m处采集的二维(2D)和三维(3D)地震数据, 数据已进行了叠前时间偏移等处理。2D地震数据为5× 5 km的网格, 覆盖面积7.5× 1 km2, 地震数据记录的双程反射时间(TWT)为12 s, 数据采集时进行了160倍多次覆盖。数据为SEG标准, 零相位以正极性显示(Ologe et al., 2014), 地震剖面上波峰、波谷的色调分别为白色、深色和黑色, 分别标志着正阻抗和负阻抗。数据的主要频率为45 Hz, 垂直分辨率为25 m。

由于本区缺少岩心资料和录井资料, 无法进行井震标定来识别岩性和判断沉积构造, 岩性的确定也只能靠邻区的钻井G2井(图 2)的资料推断。对于浊流沉积物的判断, 只能依据地震剖面上显示的水道和水道堤岸的形态。本次使用的研究方法主要是依靠地震剖面, 在研究精度上具有一定的局限性。

3 研究结果
3.1 沉积物波的形态特征

3.1.1 波长和波高

研究区内的沉积物波波长平均为486.84 m, 最大1473 m; 波高在10~60 m之间, 平均30 m; 水道堤岸的坡度为1° ~3.1° (表 1, 表 2)。对于水道堤岸斜坡上的沉积物波, 其波长和波高随着离开堤岸顶部距离的增加而减小。而区域斜坡上的沉积物波, 其波长和波高随距离源区的距离增加而增加, 随后再减小。

表 1 印度河扇沉积物波的定量分析 Table1 The quantification of sediment wave characteristics on Indus fan
表 2 印度河扇堤岸规模和沉积物波的关系 Table2 Relationship between levee angle and sediment wave dimensions in Indus fan

3.1.2 沉积物波的形态特征

1)对称型。研究区内发现了对称的沉积物波, 波的两翼厚度相等, 其结构呈正弦波的形态(图 3-B), 图 3-B左侧的沉积物波形态即为典型代表。

图 3 横切印度河扇的西北— 东南向地震剖面(line2)
A— 横截印度河扇的地震剖面; B— A剖面的局部放大, 红色虚线标记的堤岸斜坡上的沉积物波, 白色圆圈表示沉积物波的迁移方向Fig.3 NW-SE oriented seismic profile(line2) acrossing the Indus fan

2)非对称型。通常情况下, 研究区的沉积物波多是非对称型的, 波的两翼厚度和长度不相等(图 3, 图 4)。非对称型沉积物波又分为2种: 一种是上坡迁移型(爬升型), 这种沉积物波的迎水坡(翼)厚度大, 长度短, 背水坡(翼)厚度小, 长度大, 波峰逐渐向上坡方向迁移; 另一种是下坡迁移型, 这种沉积物波的迎水坡(翼)厚度小, 长度大, 背水坡(翼)厚度大, 长度小, 波峰逐渐向下坡方向迁移。

图 4 横切印度河扇的西北— 东西向地震剖面(line3)
A— 横截印度河扇的一个朵叶的地震剖面; B— 剖面A的局部放大, 剖面上白色圆圈表示沉积物波波峰向下坡方向迁移, 沉积物波的波高由地层下部向上部逐渐增大后又减小Fig.4 NW-SE oriented seismic profile(line3) acrossing the Indus fan

3.2 水道堤岸外坡沉积物波的迁移方式和分布特征

3.2.1 水道堤岸外坡沉积物波的迁移方式

在研究区水道堤岸外坡的沉积物波中, 观察到3种不同类型的迁移方式: (1)上坡方向迁移方式; (2)垂向加积方式; (3)下坡方向迁移方式。其中以上坡方向迁移方式为主, 而垂向加积方式和下坡方向迁移方式不多见, 如果发育, 其发育部位依次发育在该期沉积物波的中端和远端。

1)上坡方向迁移方式。这种沉积物波迁移方式, 表现出沉积物波的波峰从堤岸的远端向堤岸的近端迁移, 也就是说向上坡方向迁移。在靠近水道处, 沉积物波变厚, 波峰的迁移也停止(图 3, 图 5)。研究区内的沉积物波以上坡方向迁移方式为主, 可分布在每期沉积物波的近端、中端和远端。

图 5 横切印度河扇的东南— 西北向地震剖面(line5)
注:剖面上显示沉积物波发育在形态不规则的基面上, 早期沉积物波向上坡迁移(爬升), 晚期沉积物波中见到加积方式Fig.5 SE-NW oriented seismic profile(line5) acrossing the Indus fan

2)垂向加积方式。研究发现, 当沉积物波发育过程中, 当波峰向上坡方向停止迁移时, 就演变为加积过程, 沉积物波的波峰位置在横向上不再迁移(图 5)。但下部时代较老的沉积物波幅度很大, 上覆的时代较新的沉积物波幅度变小。沉积物波的垂向加方式不多见, 如果发育, 则主要发育在该期沉积物波的中端和远端。

3)下坡方向迁移方式。这种沉积物波迁移方式, 表现出沉积物波的波峰从堤岸的近端向堤岸的远端迁移, 也就是说沉积物波的波峰向下坡方向迁移(图 4)。沉积物波的下坡方向迁移方式也不多见, 如果发育, 则发育部位主要在该期沉积物波的远端。

研究区观察到的迁移方式有时是复杂的, 作者观察了很多个波组的迁移特点, 每个沉积物波组表现出明显不同的迁移特征(图 5)。其中时代较老的沉积物波组主要表现为向上坡方向迁移的特征, 局部也具有较明显的加积特征; 而时代较新的沉积物波组, 近端主要表现为加积特征, 中端和远端也具有加积方式和轻微的向下坡方向迁移的特征。

3.2.2 水道堤岸外坡沉积物波的分布特征

在印度河扇上, 水道堤岸外坡沉积物波的地貌位置十分独特。沉积物波通常发育在靠近水道的位置, 且主要发育在水道凹岸堤岸的外侧斜坡上。沉积物波的波长为122~1463 m, 波脊的走向与堤岸外坡的走向平行或斜交。波长和波高的变化是有规律的, 多数情况下, 向着上坡方向, 即离水道边缘越近, 沉积物波的波高和波长越大; 而远离水道方向波长与波高逐渐变小(图 3, 图 4, 图 5)。

但值得注意的是, 沉积物波有时也发育在距离水道较远的地方, 而在距离水道较近的地方反而缺乏沉积物波(图 4)。

尽管McCave(2017)认为, 沉积物波在水道的两侧都发育, 但通常主要发育在水道凹岸一侧的堤岸上(图 6)。本次研究只在NE-SW向地震剖面上见到了水道两侧的堤岸上均有沉积物波的发育。

图 6 横切印度河扇的西北— 东南向地震剖面(line 6)
A— 未解释的横切印度河扇的地震剖面; B— A剖面的局部放大图, 剖面上显示沉积物波发育在河道凹岸(陡岸)堤岸的外侧, 河道凸岸堤岸倾角较小, 沉积物波不太发育, 红色虚线是沉积物波的解释线Fig.6 NW-SE oriented seismic profile(line 6) acrossing the Indus fan

1)早期堤岸上沉积物波的分布规律。在早期堤岸上, 沉积物波多发育在堤岸的附近。越靠近堤岸的顶部, 沉积物波厚度越大, 幅度也越大(图 7)。虽然沉积物波的波长和波高向下坡方向逐渐减小, 但堤岸的顶部和底部沉积物波的结构形态是相似的。

图 7 横切印度河扇的西北— 东南向地震剖面(line7)
注:反映从早期堤岸近端到晚期堤岸的远端, 沉积物波迁移方式的变化。白色圆圈表明沉积物波保持向上坡方向的迁移模式, 红色虚线是沉积物波的解释线, 黑色虚线是水道边界的解释线, 还反映了早期的沉积物波影响了后期沉积物波的发育Fig.7 NW-SE oriented seismic profile(line7) acrossing the Indus fan

2)晚期堤岸上沉积物波的分布规律。在上覆的晚期沉积的堤岸上, 沉积物波的规模(幅度)在横向上变化不明显或变化很慢, 但其反射清晰, 反射层之间呈平行或近平行关系。

3.3 区域斜坡沉积物波的特征和分布

在印度河近海盆地的区域斜坡上也观测到了沉积物波, 这些沉积物波与水道堤岸外坡上的沉积物波没有关系(图 8)。研究结果表明, 区域斜坡上的沉积物波与水道堤岸外坡上的沉积物波的结构不同, 其特点如下:

图 8 顺切印度河扇的东北— 西南向地震剖面(line8)
A— 印度河扇附近, 反映区域斜坡的地震剖面, 由于斜坡上早期沉积物的滑塌变形, 形成了不规则的表面, 以此为基面发育了沉积物波(旋回阶地); 由于海脊的存在, 也对后期沉积物的底形产生影响; B— 剖面A的解释图: 显示浊流的流向, 向下坡方向流速逐渐增加, 从而导致下坡方向沉积物波波长增加。显示区域斜坡上发育的沉积物波Fig.8 NE-SW oriented seismic profile (line8) along the Indus fan

图 9 顺切印度河扇的东北— 西南向地震剖面(line9)
A— 平行于区域斜坡倾向的地震剖面, 可见到2种不同类型的沉积物波: 与河道堤岸相关的沉积物波和与沿区域斜坡向下流动的非水道化浊流相关的沉积物波。堤岸斜坡沉积物波在剖面顶部发育。区域斜坡非水道化浊流产生的沉积物波被后期发育的水道切割; B— 剖面A的解释图: 地震剖面解释和区域斜坡上浊流流动示意图Fig.9 NE-SW oriented seismic profile (line9) along the Indus fan

3.3.1 幅度的变化不规则

区域斜坡沉积物波发育区的坡度为2.01° , 从上游到下游, 沉积物波的幅度变化规律是不规则的, 其初始波长为50 m, 波高可达200 m, 最小波高为50 m, 平均为90 m。地震剖面上, 沉积物波多表现为层状、波状、亚平行状的反射面, 横向变化很不规则。

3.3.2 多为上坡迁移方式

区域斜坡上NW-SE向延伸的沉积物波的结构表明, 多为上坡迁移模式。沉积物波向上坡方向迁移, 其背水坡一翼的坡度陡、长度小, 而迎水坡一翼的坡度小、长度大。向下坡(下游)方向, 沉积物波的波高逐渐减小, 但其波长逐渐增大, 最后波形逐渐消失(图 8)。

3.3.3 近源处沉积物波厚度大

从NW-SE方向的地震剖面上可以看出, 在近源处(上游处)沉积物波厚度突然增加, 而且地貌上呈负地形(图 8)。向下坡(下游)方向, 沉积物波厚度变小。

3.3.4 下伏地层常见滑塌变形沉积物

区域斜坡沉积物波的另一个特点是, 这些沉积物波的下伏地层是滑塌沉积物(图 8)。换言之, 滑塌沉积物形成的底形起伏, 对沉积物波的发育起到了促进作用。当浊流流过起伏不平的海底时, 沉积物波就容易形成, 并向上坡方向迁移(Lee et al., 2002)。

3.4 沉积物波与沉积物变形特征识别标志

在海底斜坡上, 尤其是在坡度和沉积速率较高的地方, 沉积物的滑塌变形非常普遍(Flood, 1994; Wynn and Stow, 2002)。滑塌变形的原因可以是地震、海平面下降期间陆架和斜坡的暴露, 也可以是海平面的波动(Posamentier and Kolla, 2003), 这不是本文讨论的重点。这些波状的变形特征, 影响了对沉积物波的识别。通过分析研究区内与更新世的沉积物波极为相似的堤岸斜坡上的滑塌变形特征, 发现了一些区分两者的识别标志, 但如果不仔细研究, 仍就很难识别出(Wynn et al., 2000; Nakajima and Satoh, 2001; Wynn and Stow, 2002)。

3.4.1 迁移方式的差异

细粒沉积物波通常发育向上坡迁移模式, 波峰的迁移方向与主水流方向相反。由于沉积速率较高, 上坡方向的沉积物波较厚, 沉积物迎水坡(翼)和背水坡(翼)之间的厚度差异也很明显, 因为背水坡(翼)遭受侵蚀, 迎水坡(翼)发生沉积。而沉积物的变形特征就没有与之相似的迁移模式。相反, 变形成因的波状沉积物两翼的厚度相似(Lee and Chough, 2001)。

3.4.2 反射层的连续性

沉积物波的单个反射层很连续, 可以在相邻的沉积物波之间追踪, 且容易辨认(图9)。相反, 如果波状结构是由沉积物的蠕变褶皱变形造成的, 则相邻岩层之间有位移和断裂, 这一点可以很清楚地看出来。换言之, 在变形构造中, 通常很难在横向上连续追踪地层(图 10)。

图 10 顺切印度河扇的西南— 东北向地震剖面(line10)
A— 未解释剖面: 印度河扇的地震剖面, 黑色虚线表示水道的边界; B— A剖面的局部放大, 显示了由于堤岸坍塌造成的不规则的表面上可能产生沉积物波的区域, 箭头指向堤岸顶层的破坏区域Fig.10 SW-NE oriented seismic profile(line10) along the Indus fan

3.4.3 结构的规律性

本区的研究中发现, 沉积物波在反射层的间距、波峰和波谷幅度方面具有高度的规律性, 沉积物波内部的层间结构也很相似(Lee et al., 2002)(图 3, 图 5, 图 6)。而在蠕变褶皱中, 波峰、波谷、波长及层内结构等非常不规则(Lee and Chough, 2001)(图 8, 图 10)。

3.4.4 幅度的横向变化规律

沉积物波的幅度具有明显的横向变化规律, 例如, 靠近堤岸的近端(上坡方向), 沉积物波的幅度大; 而向下坡方向(远端), 沉积物波的幅度随之减小(Wynn et al., 2000)。当然, 在研究区也观察到相反的规律, 即靠近堤岸的近端(上坡方向), 沉积物波的幅度减小; 而向下坡方向(远端), 沉积物波的幅度增大。不管怎样, 沉积物波在横向上的变化是有规律的(图 3, 图 4, 图 5, 图 6)。与此相反, 蠕变褶皱的空间结构呈现丘状特征, 横向上往往是突变或非常没有规律(图 8, 图 10)。

3.4.5 厚度的变化规律

通常情况下, 沉积物波的厚度向下坡方向(远离物源)逐渐减小。而沉积物的滑塌变形主要发育在远离源区的下坡, 且离源区越远, 其形变沉积物的厚度反而突然增加(Wynn and Stow, 2002)(图 10)。

由于蠕变褶皱等改变了地层内部和表面的地貌形态, 而后期的沉积物波又是在这些形变造成的起伏的地貌上开始发育的(图 10), 根据上述这些特点, 并经过仔细分析, 两者很容易区分。

4 讨论
4.1 沉积物波的成因及发育影响因素

4.1.1 研究区沉积物波的成因分析

引言中已经述及, 沉积物波有多种成因, 不同成因的沉积物波在发育规模、厚度、分布面积和分布位置方面都有所区别(表 3)。研究区内更新世印度河扇水道堤岸斜坡上的沉积物波的成因属于浊流成因, 且浊流是从水道中溢出的。其证据如下: (1)沉积物波的波长和波高相对较小, 波长范围0.1~1.5 km, 波高的范围10~60 m, 且波长和波高在横向上不稳定, 这是浊流强度的横向变化造成的; (2)沉积物波主要为上坡迁移式, 也可发育少量加积式和下坡迁移式, 且迁移方式在横向上有变化, 这也与浊流强度和流态的横向变化有关; (3)沉积物波的厚度偏小, 仅在50~500 m之间, 且横向变化大; (4)沉积物波的分布局限, 多分布在浊流水道堤岸斜坡, 少量发育在区域斜坡, 这与等深流和内潮汐波成因的沉积物有很大的区别。

表 3 浊流形成的沉积物波与等深流、内波形成的沉积物波对比 Table3 Differences between sediment waves formed by turbidity currents, contour currents and internal waves

4.1.2 浊流流速和输沙量对沉积物波的影响

沉积物波的波长、波高及迁移方式受浊流速度、厚度和输沙量的影响(Ercilla et al., 2002)。每一股浊流都经历了不同流态的变化, 不同的流态携带来碎屑颗粒粒度和数量也不同(Lee et al., 2002), 影响了沉积物波的发育。

1)浊流速度和输沙量的增加, 造成沉积物波波高和波长的增加。在研究区观察到, 从老地层到新地层, 沉积物波长和波高向上增加, 这可能是因为流速增加和泥沙输入的增加造成的(图 5, 图 6)。由于喜马拉雅山脉和喀喇昆仑山脉是印度河扇沉积物供应的物源, 在喜马拉雅山脉和喀喇昆仑山脉抬升后, 印度河扇的沉积物供应量有显著增加(Rea, 1992; Clift et al., 2001, 2002; Gaedicke et al., 2002)。

2)浊流速度和输沙量的减少, 造成沉积物波幅度的降低。在印度河扇的水道堤岸上观察到, 沉积物波在距离水道堤岸较近的地方幅度大, 而在远离水道堤岸方向逐渐减小的现象。这是由于浊流刚溢出水道时, 其流速和输沙量较大, 而随着时间和距离的增加, 浊流的流速与输沙量逐渐减小造成的。

3)沉积物波不同迁移方式的原因分析。在起伏不平的底床上, 沉积物波容易发育。起伏不平的底床成因可以是早期的沉积物波, 也可以是沉积物滑塌造成的。水道中溢出的浊流首先在起伏不平的堤岸底床上形成沙波, 由于浊流溢出早期流速快, 为超临界浊流, 在沙波的迎水坡(翼)发生沉积, 而下坡方向的背水坡(翼)发生侵蚀, 这导致了沙波的迎水坡变厚, 使得沉积物波向上坡方向迁移。随着浊流远离堤岸, 流速逐渐降低, 沙波的迎水坡和背水坡的沉积速率达到均衡, 沙波波峰不迁移, 形成加积式沉积物波。随着浊流远离堤岸, 流速再次降低, 形成次临界流, 沙波的迎水坡发生侵蚀, 而背水坡发生沉积, 沙波向远离物源的下坡方向迁移, 形成向下坡方向迁移的沉积物波。

4.1.3 堤岸坡度或高度对沉积物波的规模影响较小

研究区堤岸的坡度角对水道两侧沉积物波的影响较小(表 2)。堤岸的形态和地貌可以差别很大, 但其上都可以承载和发育沉积物波。调查和研究发现, 堤岸的坡度、厚度以及发育的各个阶段对沉积物波的发育影响较小。高幅度的沉积物波既可以发育在低角度的堤岸上(图 4, 图 5), 也可以出现在高角度的堤岸斜坡上。同样, 在高角度堤岸上也发育了长波长和低波高的沉积物波。堤岸的延伸范围影响了沉积物波的存在, 但没有明显影响其发育规模。即沉积物波的一个重要影响因素是堤岸的存在, 往往在整个堤岸的生长期间, 沉积物波一直发育, 而从未终止(图 7, 图 8)。

4.1.4 由于离心力的影响, 溢出浊流形成的沉积物波主要发育在水道凹岸的外侧

由于离心力的作用, 在堤岸斜坡上形成的细粒沉积物波通常发生在水道凹岸的堤岸外侧, 而水道另一侧的堤岸(凸岸)外侧不发育沉积物波(Carter et al., 1990; Nakajima et al., 1998; Wynn and Stow, 2002)。但另一种观点认为, 沉积物波在蛇曲水道的两侧都可以发育, 其原因是水下密度流溢岸后, 由于与海水的密度差较小(远小于陆地上水和空气的密度差), 离心力不是很强, 溢岸流并不立刻发散, 当有大流量的溢岸浊流时, 凸岸外侧也存在溢岸流, 也可形成沉积物波。

4.1.5 下伏地层的滑塌变形特征或块体滑塌浊流沉积, 会显著影响上覆沉积物波的发育和规模

值得注意的是, 研究区下伏地层的变形特征或块体滑塌浊流沉积会显著影响上覆沉积物波的规模, 通常表现为使其波长和波高明显增加(Lee et al., 2002)。滑塌变形特征或块体滑塌浊流沉积通常发育在水道堤岸的远端或区域斜坡上(图 8)。通常情况下, 在水道堤岸上发育的沉积物波, 其规模由水道堤岸的近端向远端(下坡方向)减小, 但在堤岸的远端, 如果存在滑塌变形特征或块体滑塌浊流沉积形成的底形起伏, 则会突然增加上覆沉积物波的波高和波长, 使波高达到了60 m, 而且也将其影响带到上覆的远洋— 半远洋沉积物中(图 10)。其原因是滑塌变形特征或块体滑塌浊流沉积造成的底形起伏, 影响了浊流的流动特点, 使得浊流内部产生Lee波, 促进了后期沉积物波的形成。

4.1.6 早期沉积物波也会影响后期沉积物波的发育

研究发现, 早期的沉积物波也会影响后期沉积物波的发育。观察中发现, 堤岸本身不发育沉积物波, 但是覆盖在老的沉积物波上的堤岸则会发育沉积物波。也就是说, 早期的沉积物波会影响后期沉积物波的发育。即使2个相反方向的堤岸, 也会出现类似的情况, 较早期的堤岸上远端的沉积物波之上被另一个方向相反的年轻堤岸覆盖, 则这个年轻堤岸的内部出现了沉积物波(图 7)。

4.2 沉积物波的形成过程和分布模式

沉积物波是由浊流的持续增长和连续发育形成的, 沉积物波和浊流之间达到了平衡; 当坡度超过0.1° 时, 沉积物波就开始发育(Lewis and Pantin, 2002)。前人的研究成果揭释了沉积物波的发育过程: 即浊流在流动过程中, 在其底部先形成逆行沙丘, 逆行沙丘的不断迁移, 进而发育成沉积物波(Wynn et al., 2000; Ercilla et al., 2002)。在本次研究中, 认为有2个主要过程都影响了该区沉积物波的产生: 浊流的强度和浊流底部的不规则的地貌形态。

经过研究, 认为本区存在2种形式的浊流: 一种是印度河扇上从水道中溢出堤岸的浊流; 另一种是沿区域斜坡流向远洋盆地的浊流。不同的浊流形成的沉积物波的分布规律、结构及波脊的走向有很大差异。其区别如下:

1)水道溢出浊流形成的沉积物波。水道溢出的浊流形成的沉积物波, 分布在水道堤岸附近, 且波脊的走向与水道或堤岸外坡的走向平行或低角度斜交, 这是由于从水道中溢出浊流的流向与水道的走向垂直或斜交(图 11, 图 12)。小型浊流主要在水道中流动, 此时, 水道堤岸上不会发育沉积物波。当大型浊流来临时, 浊流就会溢出水道, 且在离心力的作用下, 主要从水道的凹岸溢出(图 12)。由于浊流刚溢出水道时, 其流速和输沙量较大, 而随着时间与距离的增加, 浊流的流速和输砂量逐渐减小, 这样就造成沉积物波在距离水道堤岸较近的地方幅度大, 而在远离水道堤岸的方向逐渐减小。

图 11 印度河扇水道堤岸斜坡沉积物波及区域斜坡沉积物波的形成模式Fig.11 Sediment wave formation pattern on channel levee backslope of the Indus fan and on the regional slope

图 12 印度河扇水道、堤岸结构及沉积物波形成模式Fig.12 The formation model of channel, leveeback and sediment wave on Indus fan

2)区域斜坡上的沉积物波。沿区域斜坡流向远洋盆地的浊流形成的沉积物波, 分布在远离水道堤岸的区域, 由于浊流流向平行于斜坡的倾向, 因此形成的沉积物波的波脊垂直于区域斜坡的倾向(图 11)。在大陆斜坡上, 经常有沉积物的滑塌作用, 造成起伏不平的地貌, 非水道型浊流沿着大陆斜坡向下流动过程中, 浊流流速逐渐增加, 流速达到高峰后, 随着流动距离和阻力的增加, 流速又慢慢降低。浊流的流态也由临界流逐渐变成超临界流、次临界流、临界流(刘杰等, 2019; Hsu et al., 2020)。形成的沉积物波的幅度在近源处小, 随着浊流流动距离的增大, 沉积物波波高和波长也在增加, 然后随着流速的逐渐降低, 波长和波高又逐渐减小。沉积物波的迁移方式在物源的近端和中端为上坡迁移方式, 在远端为加积迁移方式和下坡迁移方式。

4.3 印度河扇沉积物波与其他地区沉积物波的特征及成因对比

沉积物波的形态、幅度、规模、分布及成因较多, 为了分析不同成因沉积物波的差异, 将研究区印度扇上沉积物波的特征与中国南海及台湾东部海底峡谷附近的沉积物波的特征与成因进行了对比(表 4), 希望对读者有所启示。

表 4 印度河扇沉积物波与其他地区沉积物波的特征及成因对比 Table4 Characteristics and genesis of Indus fan sediment waves and sediment waves in other regions

1)中国台湾岛东部海域沉积物波特征。该区沉积物波主要分布在台东峡谷与陆坡其他峡谷的交汇区, 分布在峡谷两侧, 单个波形的波长为0.8~7.2 km, 波高为18~75 m, 波脊走向呈NE-SW 向, 与峡谷或水道的走向垂直。台东峡谷弯曲段内侧发育向上坡迁移的沉积物波, 其底界发育块体流沉积, 内部可细分为下部过渡单元和上部波形单元。弯曲段外侧的沉积物波呈垂向加积的特征, 底部无块体流沉积。基于沉积物波的几何形态, 估算整个波域的流体厚度在 196~356 m 之间, 流体速度在 15~21 cm/s 之间。沉积物波的形态特征、内部结构、分布规律以及数值计算表明这些沉积物波为溢出浊流成因(表 4), 浊流的流向与水道走向平行(刘杰等, 2019)。

2)南中国海东北部大陆边缘的沉积物波。沉积物波分布在台湾岛西南部南中国海的大陆斜坡的下坡, 分布面积广, 波脊走向整体垂直于下坡重力流方向和峡谷轴线。其沉积物波形态有上坡迁移式、对称式, 波长2~5 km, 波高50~200 m, 且横向稳定, 沉积物波经历了3个阶段, 其详细特征见表 4。研究表明, 研究区上斜坡被重力流强烈切割和侵蚀, 重力流与底流(等深流)的相互作用是该区沉积物波的成因(Gong et al., 2012, 2015)。

5 结论

1)在印度河扇水道堤岸的斜坡上发现了大量的细粒浊流沉积物波, 其波长平均为486.84 m, 最大1473 m; 波高在10~60 m之间, 平均30 m; 沉积物波的形态有对称型和非对称型, 其迁移方式有上坡迁移型、加积型和下坡迁移型。

2)沉积物波主要发育在水道堤岸的斜坡上, 在区域斜坡上也发育有少量的沉积物波, 这2种沉积物波的走向差异很大。水道堤岸斜坡上的沉积物波主要分布于水道凹岸的堤岸斜坡上, 距离水道越远, 其规模(波长、波高)越小, 波脊走向近于NE-SW方向, 与水道的走向平行或斜交; 区域斜坡上的沉积物波波脊的走向多为NW-SE向, 平行于区域斜坡的走向, 离源区越远其规模越大。

3)沉积物波的形成机理和控制因素是: 水道堤岸斜坡上的沉积物是由水道型浊流在离心力的作用下, 溢出水道的凹岸, 在堤岸外侧的斜坡上沉积形成的, 堤岸斜坡的角度对沉积物波发育的规模影响不大, 浊流的强度和地形的起伏对其规模影响大; 区域斜坡上发育的沉积物波是由顺坡而下的非水道化的浊流沉积形成的。

4)下伏地层的滑塌变形特征或块体滑塌浊流沉积会显著影响上覆沉积物波的发育和规模, 早期沉积物波也会影响后期沉积物波的发育。

致谢 感谢巴基斯坦石油总局(DGPC)为这项研究提供的数据。感谢斯伦贝谢颁发许可证用于研究目的, 感谢同门师兄和老师团队的支持。

(责任编辑 郑秀娟)

参考文献
[1] 刘杰, 孙美静, 高红芳, 李学杰. 2019. 台湾东部海域沉积物波特征及其成因探讨. 沉积学报, 37(1): 155-162.
[Liu J, Sun M J, Gao H F, Li X J. 2019. Sediment waves characteristics and origin of Taitung Canyon in eastern waters of Taiwan Island . Acta Sedimentlogica Sinica, 37(1): 155-162] [文内引用:2]
[2] 张兴阳. 2000. 深水牵引流形成的床形单元组合. 古地理学报, 2(2): 28-37.
[Zhang X Y. 2000. Bedform units assemblages formed by deep-water tractive current origin. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 2(2): 28-37] [文内引用:2]
[3] 张兴阳, 何幼斌, 罗顺社, 别必文. 2002. 内波单独作用形成的深水沉积物波. 古地理学报, 4(1): 83-89.
[Zhang X Y, He Y B, Luo S S, Bie B W. 2002. Deep-water sediment waves formed by the action of internal waves. Journal of Palaeogeography(Chinese Edition), 4(1): 83-89] [文内引用:2]
[4] Carter L, Carter R M, Nelson C S, Fulthorpe C S, Neil H L. 1990. Evolution of Pliocene to recent abyssal sediment waves on Bounty Channel levees, New Zealand . Marine Geology, 95(2): 97-109. doi.org/10.1016/0025-3227(90)90043-J. [文内引用:2]
[5] Christensen D F, Brinkkemper J, Ruessink G, Aagaard T. 2019. Field observations of intra-wave sediment suspension and transport in the intertidal and shallow subtidal zones. Marine Geology 413: 10-26. [文内引用:1]
[6] Clift P D, Shimizu N, Layne G D, Blusztajn J S, Gaedicke C, Schluter H U, Amjad S. 2001. Development of the Indus Fan and its significance for the erosional history of the Western Himalaya and Karakoram. Geological Society of America Bulletin, 113(8): 1039-1051. [文内引用:1]
[7] Clift P D, Gaedicke C, Edwards R, Lee J Ⅰ, Hildebrand P, Amjad S, Schlüter H U. 2002. The stratigraphic evolution of the Indus Fan and the history of sedimentation in the Arabian Sea. Marine Geophysical Researches, 23(3): 223-245. doi.org/10.1023/A:1023627123093 [文内引用:1]
[8] Damuth J E. 1980. Use of high frequency(3. 5-12kHz)echograms in the study of near-bottom sedimentation processes in the deep-sea: a review. Marine Geology, 38(1-3): 51-75. doi.org/10.1016/0025-3227(80)90051-1. [文内引用:1]
[9] Dmitrii Borisov, Dmitry Frey, Oleg Levchenko. 2020. Sediment waves on the Santa Catarina Plateau(western South Atlantic). Journal of South American Earth Sciences, 102: 1-9. [文内引用:1]
[10] Edwards R A, Minshull T A, Flueh E R, Kopp C. 2008. Dalrymple Trough: an active oblique-slip ocean-continent boundary in the northwest Indian Ocean. Earth and Planetary Science Letters, 272: 437-445. [文内引用:1]
[11] Ercilla G, Alonso B, Wynn R B, Baraza J. 2002. Turbidity current sediment waves on irregular slopes: Observations from the Orinoco sediment-wave field. Marine Geology, 192(1-3): 171-187. doi.org/10.1016/S0025-3227(02)00554-6 [文内引用:2]
[12] Faugères J C, Stow D A. 1993. Bottom-current-controlled sedimentation: a synthesis of the contourite problem. Sedimentary Geology, 82(1-4): 287-297. doi.org/10.1016/0037-0738(93)90127-Q. [文内引用:1]
[13] Flood R D. 1994. Abyssal bedforms as indicators of changing bottom current flow: examples from the US East Coast continental rise. Paleoceanography, 9(6): 1049-1060. doi.org/10.1029/94PA01801. [文内引用:1]
[14] Gaedicke C, Schlüter H U, Roeser H A, Prexl A, Schreckenberger B, Meyer H, Amjad S. 2002. Origin of the northern Indus Fan and Murray Ridge, Northern Arabian Sea: Interpretation from seismic and magnetic imaging. Tectonophysics, 355(1-4): 127-143. doi.org/10.1016/S0040-1951(02)00137-3. [文内引用:1]
[15] Gong C, Wang Y, Peng X, Li W, Qiu Y, Xu S. 2012. Sediment waves on the South China Sea Slope off southwestern Taiwan: implications for the intrusion of the Northern Pacific Deep Water into the South China Sea. Marine and Petroleum Geology, 32(1): 95-109. doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2011.12.005. [文内引用:2]
[16] Gong C, Wang Y, Xu S, Pickering K, Peng X, Li W, Qiu Y. 2015. The northeastern South China Sea margin created by the combined action of down-slope and along-slope processes: processes, products and implications for exploration and paleoceanography. Marine and Petroleum Geology, 64(1): 233-249. [文内引用:1]
[17] Howe J A. 1996. Turbidite and contourite sediment waves in the northern Rockall Trough, North Atlantic Ocean. Sedimentology, 43(2): 219-234. doi.org/10.1046/j.1365-3091.1996.d01-1.x. [文内引用:1]
[18] Hsu H H, Liu C S, Chen T T, Hung H T. 2020. Stratigraphic framework and sediment wave fields associated with canyon-levee systems in the Huatung Basin offshore Taiwan Orogen. Marine Geology, 433: 1-16. [文内引用:1]
[19] Huang S Y, Yen J Y, Wu B L, Shih N W. 2020. Field observations of sediment transport across the rocky coast of east Taiwan: impacts of extreme waves on the coastal morphology by Typhoon Soudelor. Marine Geology, 421: 1-18. [文内引用:1]
[20] Kolla V, Ravindranathan R, Gupta P, Mathur M, Sinha N. 2021. Distribution, characteristics, and processes of formation of sediment waves along the Indian north-eastern continental margin. Marine Geology, 441: 1-14. [文内引用:1]
[21] Lee H J, Syvitski J P, Parker G, Orange D, Locat J, Hutton E W, Imran J. 2002. Distinguishing sediment waves from slope failure deposits: field examples, including the‘Humboldt slide’, and modelling results. Marine Geology, 192(1-3): 79-104. doi.org/10.1016/S0025-3227(02)00550-9. [文内引用:5]
[22] Lee S H, Chough S K. 2001. High-resolution(2-7kHz)acoustic and geometric characters of submarine creep deposits in the South Korea Plateau, East Sea. Sedimentology, 48(3): 629-644. doi.org/10.1046/j.1365-3091.2001.00383.x. [文内引用:2]
[23] Lewis K B, Pantin H M. 2002. Channel-axis, overbank and drift sediment waves in the southern Hikurangi Trough, New Zealand . Marine Geology, 192(1-3): 123-151. [文内引用:1]
[24] Liu Z X, Xia D X, Berne S, Wang K Y, Marsset Tang Y X, Bourillet J F. 1998. Tidal deposition systems of China’s continental shelf, with special reference to the eastern Bohai Sea. Marine Geology, 145(3-4): 225-253. doi.org/10.1016/S0025-3227(97)00116-3. [文内引用:1]
[25] Marta Ribo, Pere Puig, Maria Gomez Ballesteros. 2016. Morphobathymetric analysis of the large fine-grained sediment waves over the Gulf of Valencia continental slope(NW Mediterranean). Geomorphology, 253: 22-37. [文内引用:1]
[26] McCave I N. 2017. Formation of sediment waves by turbidity currents and geostrophic flows: a discussion. Marine Geology, 390(4): 89-93. [文内引用:1]
[27] Mishra A, Srivastava D C, Shah J. 2013. Late Miocene-Early Pliocene reactivation of the Main Boundary Thrust: evidence from the seismites in southeastern Kumaun Himalaya, India. Sedimentary Geology, 289: 148-158. [文内引用:1]
[28] Nakajima T, Satoh M, Okamura Y. 1998. Channel-levee complexes, terminal deep-sea fan and sediment wave fields associated with the Toyama Deep-Sea channel system in the Japan Sea. Marine Geology, 147: 25-41. [文内引用:1]
[29] Naini B R, Kolla V. 1982. Acoustic character and thickness of sediments of the Indus Fan and the continental margin of western India. Marine Geology, 47(3-4): 181-195. [文内引用:1]
[30] Nakajima T, Satoh M. 2001. The formation of large mudwaves by turbidity currents on the levees of the Toyama deep-sea channel, Japan Sea. Sedimentology, 48(2): 435-463. [文内引用:1]
[31] Normark W R, Hess G R, Stow D A V, Bowen A J. 1980. Sediment waves on the Monterey Fan levee: a preliminary physical interpretation. Marine Geology, 37(1-2): 1-18. [文内引用:1]
[32] Normark W R, Piper D J, Posamentier H, Pirmez C, Migeon S. 2002. Variability in form and growth of sediment waves on turbidite channel levees. Marine Geology, 192(1-3): 23-58. [文内引用:1]
[33] Ologe O, Bankole A S, Oke A S. 2014. Hydrocarbon Prospecting over‘OK’field, Niger Delta using petrophysical and seismic attributes analysis. Nigerian Journal of Technology, 33(3): 401-408. doi.org/10.4314/njt.v33i3.19. [文内引用:1]
[34] Posamentier H W, Kolla V. 2003. Seismic geomorphology and stratigraphy of depositional elements in deep-water settings. Journal of Sedimentary Research, 73(3): 367-388. doi.org/10.1306/111302730367. [文内引用:1]
[35] Rea D K. 1992. Delivery of Himalayan sediment to the northern Indian Ocean and its relation to global climate, sea level, uplift, and seawater strontium. Synthesis of Results from Scientific Drilling in the Indian Ocean, 70(5): 387-402. [文内引用:1]
[36] Wynn R B, Stow D A. 2002. Classification and characterization of deep-water sediment waves. Marine Geology, 192(1-3): 7-22. [文内引用:5]
[37] Wynn R B, Weaver P P, Ercilla G, Stow D A, Masson D G. 2000. Sedimentary processes in the Selvage sediment-wave field, NE Atlantic: new insights into the formation of sediment waves by turbidity currents. Sedimentology, 47(6): 1181-1197. [文内引用:5]
[38] Zhou W, Chiarella D, Zhuo H T, Wang Y M, Tang W, Zou M J, Xu Q. 2021. Genesis and evolution of large-scale sediment waves in submarine canyons since the Penultimate Glacial Maximum(ca. 140 ka), northern South China Sea margin. Marine and Petroleum Geology, 134: 1-18. [文内引用:1]