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 纪友亮 张胜久 刘炎鑫 Khurram Shahzad Saad Ahmed Mashwani 刘笑语 姜 燕

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

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；Faugères 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；Zou 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3500m（图1）。

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1 印度河扇的边界、盆地地貌特征图和研究区位置Fig.1 Boundary of Indus fan，the morphological features of basin and research site location

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2700m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7.5×104km2，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25m。

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。

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

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486.84m，最大1473m；波高在10～60m 之间，平均30m；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Table 1 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Table 2 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。

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3 横切印度河扇的西北—东南向地震剖面（line2）Fig.3 NW-SE oriented seism ic profile（line2）acrossing the Indus fan

图4 横切印度河扇的西北—东西向地震剖面（line3）Fig.4 NW-SE oriented seism ic 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。

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122～1463m，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）。

图5 横切印度河扇的东南—西北向地震剖面（line5）Fig.5 SE-NW oriented seism ic profile（line5）acrossing the Indus fan

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）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）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：

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50m，波高可达200m，最小波高为50m，平均为90m。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）。

图8 顺切印度河扇的东北—西南向地震剖面（line8）Fig.8 NE-SW oriented seismic profile（line8）along the Indus fan

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9 顺切印度河扇的东北—西南向地震剖面（line9）Fig.9 NE-SW oriented seismic profile（line9）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。

图10 顺切印度河扇的西南—东北向地震剖面（line10）Fig.10 SW-NE oriented seism ic profile（line10）along the Indus fan

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10～60m，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50～500m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Table 3 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60m，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，levee back 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。

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 back slope of the Indus fan and on the regional slope

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Table 4 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18～75m，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196～356m 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50～200m，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486.84m，最大1473m；波高在10～60m 之间，平均30m；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。