李 磊 李志軍 閆 瑞 譚 卓 王小剛 都鵬燕

(1.西安石油大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院 西安 710065;2.重慶科技學(xué)院 重慶 401331;3.中海油研究總院 北京 100027;4.中海油田服務(wù)股份有限公司油田技術(shù)事業(yè)部資料解釋中心 河北三河 065201;5.中國(guó)石油大學(xué)(北京)地球科學(xué)學(xué)院 北京 102249)

近年來，地震地貌學(xué)已廣泛應(yīng)用于深水水道、海底麻坑以及海底滑坡等海底地貌單元的研究［1～8］。縱觀國(guó)內(nèi)外地震地貌學(xué)的研究可知，地震地貌學(xué)是指利用地貌探測(cè)手段獲得的地貌數(shù)據(jù)、三維地震數(shù)據(jù)及成像技術(shù)來開展地貌學(xué)的研究，主要研究盆地地表形態(tài)、結(jié)構(gòu)、成因、演化和分布規(guī)律［1，3，7］。地震地貌學(xué)逐漸由最初的定性分析發(fā)展到了定量分析，更準(zhǔn)確的表征了各種地貌單元的構(gòu)型，研究其成因、分布與演化。目前深水水道地貌的研究主要集中在深水水道的內(nèi)部結(jié)構(gòu)、外部形態(tài)、疊置樣式等沉積構(gòu)型的表征、演化及控制因素研究［1～6，9～13］。海底麻坑地貌已引起國(guó)內(nèi)外學(xué)者廣泛關(guān)注，對(duì)其形態(tài)、成因機(jī)制取得了一定的認(rèn)識(shí)［14～20］。而對(duì)于彎曲條帶狀海底麻坑與古埋藏水道的關(guān)系、形成過程、與滑坡等地質(zhì)現(xiàn)象的關(guān)系等方面的研究相對(duì)薄弱，將是海洋地質(zhì)研究的目標(biāo)之一［18］。

第四紀(jì)陸坡地貌遭受后期改造和破壞程度小，地震資料分辨率高，能夠反映地貌的原始形態(tài)，便于研究。本文基于Rio Muni盆地第四紀(jì)陸坡1 400 km2的三維地震數(shù)據(jù)(頻帶范圍2～120 Hz，主頻45 Hz)開展地震地貌學(xué)研究，分析陸坡地形特征，研究深水水道、麻坑及海底滑坡等陸坡地貌單元的成因、分布和演化過程，對(duì)深水儲(chǔ)層預(yù)測(cè)及海底災(zāi)害預(yù)測(cè)具有一定的指導(dǎo)意義。

1 研究區(qū)陸坡地形

研究區(qū)位于Rio Muni盆地南部深水區(qū)，海底地形具有東西分帶，南北分區(qū)特點(diǎn)(圖1)。研究區(qū)由東向西，分別為陸架、上陸坡、中陸坡和下陸坡。陸架區(qū)水深小于200 m，地形較平緩，海底坡度小于0.03 rad。陸坡區(qū)水深200～1 600 m，上陸坡海底地形較陡，相對(duì)狹窄，其海底坡度大約為0.15～0.35 rad;中陸坡的坡度大約為0.05～0.15 rad;下陸坡臨近深海盆地，其地形較緩，海底坡度大約為0～0.05 rad(圖1)。南北區(qū)坡度低、中間區(qū)坡度高。北區(qū)的坡度大約為0～0.02 rad，中間區(qū)的坡度大約為0～0.04 rad，南區(qū)坡度大約為0～0.03 rad。

第四紀(jì)陸坡發(fā)育水道、滑坡、麻坑海底地貌單元(圖1)。由上陸坡至下陸坡區(qū)，陸坡海底分布了大量條帶狀負(fù)地形(水道)，鏟狀滑坡，圓形或橢圓形海底麻坑(圖1)。條帶狀海底負(fù)地形彎曲度介于1～1.5之間，差別較大。

2 研究區(qū)地貌單元

2.1 深水水道地貌

2.1.1 研究區(qū)水道地貌參數(shù)表征

Wood 和 Mize-Spansky［5］對(duì)水道構(gòu)型參數(shù)(水道寬度、水道深度、水道彎曲度、彎曲帶寬、彎曲帶長(zhǎng)和彎曲弧高度)進(jìn)行了定量研究。水道寬度是指左右堤岸脊之間的長(zhǎng)度(圖2)。水道深度是水道底到堤岸脊的相對(duì)高度(圖2b)。水道彎曲度是水道軸線長(zhǎng)度與水道的直線長(zhǎng)度的比值，代表了水道彎曲的程度。水道的彎曲度大小可能與陸坡的巖性、坡度、重力流流速、粒度、供給量和持續(xù)時(shí)間有關(guān)。彎曲帶寬是兩條最外層彎曲帶切線之間的測(cè)量寬度，反映了水道遷移的程度(圖2)。彎曲弧高度是彎曲段的最外層彎曲界限到該彎曲段最大上傾拐點(diǎn)和最大下傾拐點(diǎn)連線的垂線距離(圖2)。彎曲帶長(zhǎng)為兩個(gè)相鄰最大上傾拐點(diǎn)和最大下傾拐點(diǎn)間直線長(zhǎng)度，代表一個(gè)完整的彎曲段(圖2)。

2.1.2 研究區(qū)水道地貌單元分類、分布及其構(gòu)型表征

研究區(qū)第四紀(jì)陸坡發(fā)育11條深水水道(圖1)。根據(jù)水道彎曲程度，研究區(qū)水道分為順直水道(Ch1、CH2、Ch3、Ch4、Ch7、Ch8、Ch9 和 Ch10)和彎曲水道(Ch5、Ch6和 Ch11)2類。順直水道的彎曲度小于1.2，而彎曲水道的彎曲度大于等于1.2。彎曲水道Ch5、CH6分布在北區(qū)，Ch11分布在南區(qū)，中區(qū)則主要發(fā)育順直水道。上陸坡水道較發(fā)育，且多為順直水道(圖1)。中陸坡，發(fā)育于上陸坡的水道交匯成一條水道(Ch1～Ch3交匯于Ch4形成一條水道，Ch6-1、Ch6-2、Ch6-3和它們之間的多條小型順直水道交匯成Ch6)。下陸坡，由于重力流供給減少，流速降低，侵蝕能力減弱，部分水道的深度逐漸減小，甚至消亡(Ch6～Ch10)。

(1)彎曲水道

由上陸坡至下陸坡，Ch11的橫剖面顯示，水道呈V或U形特征(圖3)。中—上陸坡，坡度較陡，重力流流速大，對(duì)海底侵蝕能力強(qiáng)。重力流對(duì)水道外彎帶不斷侵蝕，導(dǎo)致水道壁較陡(圖3a，b，e，f)。下陸坡，海底坡度變緩，重力流流速減小，侵蝕能力減弱，水道底部相對(duì)平緩，剖面呈 U形特征(圖3c，d，g，h)。與曲流河牽引流作用相類似，深水重力流也具有截彎取直作用，早期高彎曲帶被廢棄，形成廢棄水道帶(圖1、圖3d)。外彎帶的水道壁傾角大，堤岸窄，堤岸錐度大，而內(nèi)彎帶水道壁傾角小，堤岸較寬，錐度小。彎曲水道中的重力流對(duì)外彎帶有較強(qiáng)的沖蝕作用，而對(duì)內(nèi)彎帶的作用力較小。外彎帶不斷地被沖蝕而變得陡而窄，而重力流在內(nèi)彎帶不斷沉積從而使其變得寬緩。

圖1 研究區(qū)海底地形圖Fig.1 Topographic map of the seabed in the study area

圖2 水道地貌參數(shù)(a)Ch5平面圖;(b)Ch5橫剖面Fig.2 Geomorphic parameters of the submarine channel

圖3 典型彎曲水道(Ch11)橫剖面Fig.3 Cross-sections of the typical sinuous channel

對(duì)研究區(qū)典型彎曲水道(Ch6和Ch11)構(gòu)型參數(shù)定量分析可知(圖4a～e)，水道的彎曲弧長(zhǎng)與彎曲帶長(zhǎng)成正比關(guān)系，彎曲弧長(zhǎng)越長(zhǎng)，彎曲帶長(zhǎng)也越長(zhǎng)，而且隨坡度的減小，彎曲弧長(zhǎng)與彎曲帶長(zhǎng)都有減小的趨勢(shì)。彎曲度隨坡度的減小而有增大的趨勢(shì)。上陸坡，水道的寬深比與彎曲度整體呈反比關(guān)系。在中—下陸坡，水道的寬深比與彎曲度成正比關(guān)系，彎曲度越大，寬深比越大。

研究區(qū)水道的彎曲度與海底的坡度、重力流供給和持續(xù)時(shí)間密切相關(guān)。彎曲水道(Ch5、Ch6和Ch11)具有高彎曲度、低寬深比的特征，且均發(fā)育于陸架坡折(圖1)。上陸坡海底垮塌或陸架三角洲河流輸送的物質(zhì)不斷供給形成的持續(xù)重力流可能是中—下陸坡水道壁垮塌、水道彎曲度增大甚至廢棄的重要原因之一。

(2)順直水道

研究區(qū)順直水道較發(fā)育，南北中三區(qū)均發(fā)育(圖1)。上陸坡，重力流流速大，侵蝕能力強(qiáng)，以順直水道為主。重力流供給持續(xù)時(shí)間長(zhǎng)的水道在中—下陸坡逐漸轉(zhuǎn)化為彎曲水道。起始于上陸坡中部的順直水道(Ch7～Ch10)(圖1)由于缺少長(zhǎng)期得物源供給，由上陸坡至下陸坡，其水道寬度相對(duì)穩(wěn)定，而水道深度逐漸減少甚至消亡，寬深比增大(圖4f～h)。

2.1.3 陸坡地形與水道彎曲度、寬深比的關(guān)系

圖4 典型水道構(gòu)型參數(shù)(a)～(d)Ch11水道參數(shù);(e)Ch6水道參數(shù);(f)Ch7水道參數(shù);(g)Ch8水道參數(shù);(h)Ch9水道參數(shù)Fig.4 Parameters of typical channels

陸坡區(qū)，上陸坡至下陸坡，海底坡度逐漸減小。上陸坡發(fā)育的水道基本為順直水道，彎曲度小。陸架坡折帶海底滑坡或陸架河流輸送的陸源物質(zhì)形成的重力流，流經(jīng)上陸坡，在中—下陸坡由于海底坡度降低，重力流流速減緩且經(jīng)長(zhǎng)距離搬運(yùn)分選，粒度變細(xì)，水道的彎曲度逐漸增大。上陸坡至下陸坡，坡度逐漸降低，順直水道的寬深比逐漸增大(圖4f)。而彎曲水道的寬深比隨坡度的減小而減小(圖4a)。

2.2 麻坑地貌

海底麻坑一般認(rèn)為是由海底淺層的生物氣逸散，而在海底形成的負(fù)地形。海底麻坑呈圓形或橢圓形，橫剖面呈U型特征，左右一般不對(duì)稱(圖1、圖5a，b，c)。海底麻坑的分布特征可分為孤立麻坑和條帶狀麻坑。孤立海底麻坑在南、中和北區(qū)均有發(fā)育。孤立麻坑可以單獨(dú)出現(xiàn)也可以成片出現(xiàn)(麻坑隨機(jī)分布)。孤立麻坑下部發(fā)育的氣煙囪具有振幅增強(qiáng)、同相軸下拉特征(圖5a，b)。

條帶狀海底麻坑南北兩區(qū)均有發(fā)育，南區(qū)較發(fā)育。條帶狀海底麻坑則由多個(gè)海底麻坑排列成直線或曲線狀，長(zhǎng)度延伸3～15 km，呈條帶狀分布(圖1、圖5a，b，c)。沿條帶狀海底麻坑走向剖面呈脊—槽相間地形特征(圖5c)。由NE至W方向，海底麻坑的深度和寬度均呈不規(guī)則變化。麻坑壁的坡度向海盆一側(cè)較陡，而向陸架一側(cè)較緩。每一麻坑下方地震同相軸具有同相軸下拉且振幅增強(qiáng)特征(圖5c)。在條帶狀海底麻坑下方地層中見強(qiáng)振幅充填地震相，推測(cè)為古埋藏重力流水道。由于重力流水道內(nèi)部沉積物埋藏淺、壓實(shí)程度低、沉積物固結(jié)程度低，孔隙好，便于淺層生物氣的富集，進(jìn)而導(dǎo)致沉積物與周圍海底沉積物之間的波阻抗差異較大，振幅增強(qiáng)，頻率降低(圖5c)。麻坑下部則是氣體逃逸通道，由于大量含氣，速度降低，與周圍海底泥質(zhì)沉積具有較大的波阻抗差異，因此，在地震響應(yīng)上具有振幅增強(qiáng)，同相軸下拉特征?，F(xiàn)今海底發(fā)育的條帶狀海底麻坑基本上分布于古水道上方或兩側(cè)(圖6)。

2.3 海底滑坡地貌

根據(jù)滑坡發(fā)育的位置及滑塊體運(yùn)動(dòng)的方向可分為陸坡垮塌和水道壁垮塌［21］。陸坡重力失穩(wěn)，滑動(dòng)、滑塌形成的滑塊體，具有朵狀幾何外形，滑塊體后部發(fā)育鏟狀滑塌槽(圖1、圖5d)?；瑝K體順滑脫面滑動(dòng)，并發(fā)生一定程度的旋轉(zhuǎn)，內(nèi)部具有鏟式扇構(gòu)造特征。深水重力流對(duì)峽谷或水道長(zhǎng)期侵蝕，水道壁重力失穩(wěn)，導(dǎo)致水道壁滑塌形成的滑塊體(圖1、圖5e)。

圖5 典型海底地貌單元剖面(a)，(b)孤立麻坑不同方向剖面;(c)過條帶狀麻坑剖面;(d)陸坡滑坡剖面;(e)水道壁滑坡剖面Fig.5 Profiles of typical submarine geomorphic elements

圖6 海底麻坑及古水道分布圖(古水道頂界面+20 ms沿層相干)(據(jù)文獻(xiàn)［18］修改)Fig.6 Distribution of the seabed pockmarks and palaeochannels(horizon coherence slice along the top of the palaeochannels+20 ms)(modified from the literature［18］)

3 典型地貌單元的演化

3.1 典型彎曲水道(Ch11)的演化

圖7 Ch11時(shí)間切片(a)152 ms;(b)96 ms;(c)16 ms;(d)0 msFig.7 Time slices of the CH11

在早期，存在與Ch11相伴生的一條古水道，兩條水道在一處匯聚一條(圖7a)。隨著時(shí)間的推移，Ch11彎曲度逐漸增大，部分高彎曲段呈“幾”形特征，而伴生的古水道逐漸被廢棄(圖7b)。在圖7c和圖7d時(shí)間切片上，與Ch11相伴生的古水道基本上完全消失，早期Ch11高彎曲段在重力流作用下截彎取直，高彎曲部分被廢棄，而在Ch11沿陸坡下方出現(xiàn)新的高彎曲段。與研究區(qū)其它順直水道相比(Ch7～Ch10)，Ch11水道頂端延伸至陸架邊緣，便于接受陸架邊緣三角洲分流河道輸送的陸源供給物質(zhì)，成為維持重力流活動(dòng)的活躍通道。隨著陸緣物質(zhì)和上陸坡滑塌物質(zhì)的不斷供給，重力流對(duì)外彎帶水道壁不斷侵蝕，導(dǎo)致水道壁垮塌，水道彎曲度增加。因此，除陸坡地形、坡度、陸坡非均質(zhì)性以及重力流粒度等因素外，推測(cè)重力流供給也是影響水道彎曲度的重要因素之一。

圖8 條帶狀海底麻坑演化圖(a)～(d):152 ms、96 ms、16 ms、0 ms相干切片;(e)～(h):條帶狀海底麻坑演化模式(據(jù)文獻(xiàn)［23］修改)Fig.8 Evolution of the sinuous pockmark belts

3.2 條帶狀海底麻坑的演化

Kelley等［22］提出了流體持續(xù)緩慢滲漏形成海底麻坑的平衡模式和突發(fā)事件因素(地震、海嘯、海平面下降等)致使流體突然發(fā)生強(qiáng)烈滲漏或噴發(fā)形成海底麻坑的突變模式。一般認(rèn)為條帶狀海底麻坑是由于深水水道缺少重力流流體輸入，逐漸被廢棄甚至充填的階段，海底流體、氣體或孔隙水逸散而形成［23］。李磊等(2013)將條帶狀海底麻坑的形成過程總結(jié)為:古水道超壓形成—古水道超壓釋放—麻坑物質(zhì)沖洗以及麻坑形成4個(gè)階段［18］。早期重力流水道(圖8a，e)的由于物源供給減少或被襲奪，形成廢棄水道，廢棄水道軸向不均勻沉積(橢圓形及其周圍可能為富砂沉積)(圖8b，f)。后期深海泥質(zhì)披覆沉積均勻披覆在廢棄水道之上。廢棄水道內(nèi)富砂沉積體成為深部氣體或淺層氣聚集場(chǎng)所，聚集的氣體沿其上方的通道(斷層、裂縫、滲透性砂體等)向海底逃逸，滲漏的氣體致使近海底沉積地層疏松被海底洋流帶走，在其周圍形成圓形或橢圓形負(fù)地形(麻坑)(圖8c，g)。廢棄水道內(nèi)富砂沉積體系內(nèi)的氣體持續(xù)逃逸，最終在古水道上方或兩側(cè)形成條帶狀海底麻坑(圖 8e～h)。

4 結(jié)論

本文基于Rio Muni盆地高分辨率三維地震資料對(duì)研究區(qū)第四紀(jì)陸坡開展地震地貌學(xué)研究，主要取得了3點(diǎn)認(rèn)識(shí):

(1)研究區(qū)海底受深水重力流及流體流作用的影響，發(fā)育滑坡、深水重力流水道及海底麻坑3類典型地貌單元。

(2)起源于上陸坡的彎曲度較低的深水重力流水道，由于重力流水道物源供給不足，在下陸坡逐漸消亡，水道末端朵體不發(fā)育。而彎曲度較高的Ch5、Ch6及Ch11則起源于陸架坡折帶之上的陸架區(qū)，且中下陸坡段的彎曲程度大于上陸坡，推測(cè)水道的彎曲程度受物源供給、陸坡坡度的控制。

(3)條帶狀麻坑分布在古水道上方或兩側(cè)的海底。推測(cè)古廢棄水道內(nèi)的不均勻沉積以及淺層氣的逸散是形成條帶狀海底麻坑的主要因素。

References)

1 Posamentier H W，Kolla V.Seismic geomorphology and stratigraphy of depositional elements in deep-water settings［J］.Journal of Sedimentary Research，2003，73(3):367-388

2 Deptuck M E，Steffens G S，Barton M，et al.Architecture and evolution of upper fan channel belts on the Niger Delta slope and in the Arabian Sea［J］.Marine and Petroleum Geology，2003，20(6/7/8):649-676

3 Wood L J.Quantitative seismic geomorphology of Pliocene and Miocene fluvial systems in the northern gulf of Mexico，U.S.A.［J］.Journal of Sedimentary Research，2007，77(9):713-730

4 Cross N E，Cunningham A，Cook R J，et al.Three-dimensional seismic geomorphology of a deep-water slope-channel system:The Sequoia field，offshore west Nile Delta，Egypt［J］.AAPG Bulletin，2009，93(8):1063-1086

5 Wood L J，Mize-Spansky K L.Quantitative seismic geomorphology of a Quaternary leveed-channel system，offshore eastern Trinidad and Tobago，northeastern South America［J］.AAPG Bulletin，2009，93(1):101-125

6 Dunlap D B，Wood L J，Haddou Jabour，et al.Seismic geomorphology of offshore Morocco's east margin，Safi Haute Mer area［J］.AAPG Bulletin，2010，94(5):615-642

7 Sawyer D E，F(xiàn)lemings P B，Shipp R C，et al.Seismic geomorphology，lithology，and evolution of the late Pleistocene Mars-Ursa turbidite region，Mississippi Canyon area，northern Gulf of Mexico［J］.AAPG Bulletin，2007，91(2):215-234

8 李磊，王英民，徐強(qiáng)，等.南海北部陸坡地震地貌及深水重力流沉積過程主控因素［J］.中國(guó)科學(xué)(D輯):地球科學(xué)，2012，42(10):1533-1543［Li Lei，Wang Yingmin，Xu Qiang，et al.Seismic geomorphology and main controls of deep-water gravity flow sedimentary process on the slope of the northern South China Sea［J］.Science China(Seri.D):Earth Sciences，2012，42(10):1533-1543］

9 Kolla V，Bourges P，Safa P，et al.Evolution of deep-water Tertiary sinuous channels offshore，Angola(west Africa)and implications to reservoir architecture［J］.AAPG Bulletin，2001，85(8):1373-1405

10 Sun Q L，Wu S G，Ludmann T，et al.Geophysical evidence for cyclic sediment deposition on the southern slope of Qiongdongnan Basin，South China Sea［J］.Marine Geophysical Research，2011，32(3):415-428

11 李磊，邵子瑋，都鵬燕，等.穆尼盆地第四紀(jì)深水彎曲水道:沉積構(gòu)型、成因及沉積過程［J］.現(xiàn)代地質(zhì)，2012，26(2):349-354［Li Lei，Shao Ziwei，Du Pengyan，et al.Quaternary sinuous submarine channel in Muni Basin:architecture，genesis and process［J］.Geoscience，2012，26(2):349-354］

12 劉新穎，于水，胡孝林，等.深水水道坡度與曲率的定量關(guān)系及控制作用——以西非Rio Muni盆地為例［J］.吉林大學(xué)學(xué)報(bào):地球科學(xué)版，2012，42(增刊):127-134［Liu Xinying，Yu Shui，Hu Xiaolin，et al.Quantitative relation between the gradient and sinuosity of deepwater channel and its control:A case study in the Rio Muni basin，west Africa［J］.Journal of Jilin University:Earth Science Edition，2012，42(Suppl.):127-134］

13 Gong C L，Wang Y M，Zhu W L，et al.Upper Miocene to Quaternary unidirectionally migrating deep-water channels in the Pearl River Mouth Basin，northern South China Sea［J］.AAPG Bulletin，2013，97(2):285-308

14 Ondeas H，Olu K，F(xiàn)ouquet Y，et al.ROV study of a giant pockmark on the Gabon continental margin［J］.Geo-Marine Letters，2005，25(5):1-26

15 Sultan N，Marsset B，Ker S，et al.Hydrate dissolution as a potential mechanism for pockmark formation in the Niger delta［J］.Journal of Geophysical Research，2010，115(B08101):1-33

16 Salmi M S，Johnson H P，Leifer I，et al.Behavior of methane seep bubbles over a pockmark on the Cascadia continental margin［J］.Geosphere，2011，7(6):1273-1283

17 Brothers L L，Kelley J T，Bellknap D F，et al.Shallow stratigraphic control on pockmark distribution in north temperate estuaries［J］.Marine Geology，2012，329-331:34-45

18 李磊，裴都，都鵬燕，等.海底麻坑的構(gòu)型、特征、演化及成因——以西非木尼河盆地陸坡為例［J］.海相油氣地質(zhì)，2013，18(4):53-58［Li Lei，Pei Du，Du Pengyan，et al.Architecture，character，evolution and genesis of seabed pockmarks:A case study of the continental slope in Rio Muni basin，west Africa［J］.Marine Origin Petroleum Geology，2013，18(4):53-58］

19 羅敏，吳廬山，陳多福.海底麻坑研究現(xiàn)狀及進(jìn)展［J］.海洋地質(zhì)前沿，2012，28(5):33-42［Luo Min，Wu Lushan，Chen Duofu.Research status and progress of seabed pockmarks［J］.Marine Geology Frontiers，2012，28(5):32-42］

20 Taviani M，Angeletti L，Ceregato A，et al.The Gela Basin pockmark field in the strait of Sicily(Mediterranean Sea):chemosymbiotic faunal and carbonate signatures of postglacial to modern cold seepage［J］.Biogeosciences，2013，10(7):4653-4671

21 李磊，李彬，王英民，等.塊體搬運(yùn)沉積體系地震地貌及沉積構(gòu)型:以珠江口盆地和尼日爾三角洲盆地為例［J］.中南大學(xué)學(xué)報(bào):自然科學(xué)版，2013，44(6):2410-2416［Li Lei，Li Bin，Wang Yingmin，et al.Seismic geomorphology and sedimentary architectures of mass transport deposits:Cases from Pearl River Mouth Basin and Niger Delta Basin［J］.Journal of Central South University:Science and Technology，2013，44(6):2410-2416］

22 Kelley J T，Dickson S M，Belknap D F，et al.Giant sea-bed pockmarks:Evidence for gas escape from Belfast Bay，Maine［J］.Geology，1994，22(1):59-62

23 Jobe Z R，Lowe D R，Uchytil S J.Two fundamentally different types of submarine canyons along the continental margin of Equatorial Guinea［J］.Marine and Petroleum Geology，2010，28(3):843-860