深海滑坡研究进展

宋晓帅，孙志文，朱超祁,2,3，范智涵，朱娜，贾永刚,2，于开宁

1. 中国海洋大学山东省海洋环境地质工程重点实验室，青岛 266100

2. 青岛海洋科学与技术试点国家实验室海洋地质过程与环境功能实验室，青岛 266061

3. 海南省海洋地质资源与环境重点实验室，海口 570206

4. 河北地质大学河北省高校生态环境地质应用技术研发中心，石家庄 050031

近些年来，随着科学技术的不断进步和浅水区油气资源的枯竭，开采活动不断转向深海，而深水区工程活动将面临更多的地质风险和挑战[1-2]。如海底边坡失稳可导致海底滑坡、浊流和海啸等一系列地质灾害，从而影响油气资源的安全开发和海洋工程的施工[3]（图1）。因此，总结、归纳近年来关于深海滑坡及其稳定性问题研究进展对未来深水区工程活动和海洋地质灾害发生的可能性具有重要指示意义[4]。

图1 深海资源开发诱发的地质灾害及监测预警示意图Fig.1 Schematic diagram of geological disasters and monitoring warnings in deep sea resource development

一般将水深大于1000 m 的海底滑坡称为深海滑坡。深海滑坡是由携带黏土、砂土的海底沉积物从陆架坡折带向陆坡和深海盆地运移的重要过程[5-6]，包括从蠕变、滑动、滑塌、碎屑流到浊流的转化。与浅海海底滑坡相比，深海滑坡具有低角度（坡度小于2°）、高速度（35 m/s）、长距离（滑移距离可达数百千米）、大体量（滑动体积量可达几亿立方米）的滑移特征，是危害程度巨大的深水地质灾害之一，同时对深海海底峡谷演化起到重要作用[7-9]。典型的白云海底滑坡位于南海北部陆缘，主要分布于水深400～3000 m 的深水区，滑坡面积约13000 km2，体积约1040 km3，最小坡度仅有2°。我国的深海滑坡等海洋地质灾害研究始于20 世纪80 年代，研究主要针对海底滑坡要素的识别、分类、影响因素及其监测预警等，均取得了重要研究进展。

本文总结了国内外深海滑坡的研究历程，梳理深海滑坡的形态结构及类型、深海滑坡的研究方法，讨论地震与断层活动、天然气水合物分解对深海斜坡不稳定性的影响，以期为海洋资源勘探开发过程中的海底稳定性评价研究提供借鉴指导。

1 研究概况

国内对于深海滑坡的研究仅处于起步阶段，而对于深海滑坡相关的海洋地质灾害在国际上早有研究[10-11]。进入20 世纪中后期，随着深海资源的利用和工程建筑的兴起，深海滑坡引发的灾害不断发生，我国开始逐渐重视深海滑坡的研究。然而，由于科学技术的落后，主要集中于对深海滑坡的定性描述和分类，笼统分析其诱因等研究[12]。直到1969 年，美国的卡米尔号飓风引发了海底大规模斜坡体失稳，导致4 座石油开采平台破坏受损，我国相关学者才开始认识到深海滑坡研究的重要性。到20 世纪90 年代，伴随海底三维数据获取技术的不断提高，使得深海滑坡进入较深入的研究阶段。

近十年来，伴随着深海油气资源的勘探与开发，一些非常规的研究手段不断涌现，从而也革新了深海滑坡的研究。高分辨率多波束、侧扫声纳和三维地震等地球物理探测技术的发展，提高了对深水区浅层沉积物的识别能力；以深海运载器为代表的高技术装备高效精确探测、取样等已成为研究深海滑坡不可或缺的方法手段，如无人自主潜水器（AUV）和缆控无人遥控潜水器（ROV）可以携带物探设备获取分辨率优于2 m 的海底数据，可为深海滑坡研究提供翔实可靠的数据。

2 深海滑坡的形态结构及类型

2.1 形态结构

深海滑坡体形态结构与陆地滑坡体、近岸浅海滑坡体形态结构基本相似，均分为三大部分，即头部拉张区、体部滑移区、趾部挤压区（图2）。Cruden 等[13]基于美国50 个州发生的山体滑坡，总结了滑坡体形态结构的简易模式，将其分为下滑区、滑动面相关区和沉积区。主要结构单元有：滑坡体头部、头部拉张裂缝、滑坡后壁、滑坡主体、侧壁陡崖、滑移面、滑坡体趾部、趾部断裂面、横向裂缝、横向挤压脊、竖向挤压脊、滑坡堆积体等。随后Hampton 等[14]又将Cruden 等[13]提出的下滑区细分为上部滑移区和中部滑移区。Bull 等[15]将滑坡体划分为后壁区、输送区和趾部区，组成滑坡体的形态结构单元与Cruden 等[13]基本一致。

图2 块体搬运体系的结构示意图[16]Fig.2 Structure diagram of MTDs[16]

2.2 类型

此前，对深海滑坡的分类主要借鉴陆地山体滑坡和近浅海滑坡的分类方案，按照分类的依据来划分深海滑坡类型。当然，不同的滑坡类型所对应的滑坡体形态结构也不尽相同。

Varnes[17]和Cruden 等[13]依据滑坡物质的种类和搬运方式将滑坡分为滑动型、崩落型、倾倒型、流动型、横向扩展型和复合体型6 类（表1）。其中，滑动型又可分为平移型滑动和旋转型滑动或滑塌；而流动型又包括碎屑流、碎屑崩流、泥流、泥石流和蠕动等5 类。

表1 滑坡分类[17]Table 1 Classification of landslides[17]

Canals 等[18]考虑到海洋与陆地滑坡所处环境差异，根据海底斜坡变形破坏方式，重新归纳了Cruden 等[13]的分类方案，将滑坡分为蠕变、岩崩/碎屑崩落、平移滑坡/滑动、碎屑流和泥流5 种类型。其中海底蠕变是深海软黏土在外动力作用下发生的斜坡体变形现象。蠕变可能演变为大规模斜坡体失稳，是海底滑坡发生的征兆，在我国南海珠江口盆地的发育较为广泛[19-20]。

国内学者对深海滑坡的研究起步较晚。陈自生[11]较早对海底滑坡进行了分类，叙述了海底滑坡在分类学上的归属及研究意义，按滑动构造和形态特征将海底滑坡划分为液化型、崩塌型和溜席型。

贾永刚等[21]把海底滑坡分为3 种类型：流动、滑坡和坍塌。根据运动方式及物质组分特征流动可进一步分为蠕流、液化流、颗粒流和浊流；坍塌大多发生在斜坡体倾角较大的区域；而滑坡一般发生在大陆架向大陆坡过渡的陆架坡折带附近，影响因素复杂，通常受内动力及外动力作用的双重影响。

王大伟、吴时国等[22]学者将深海滑坡称为“块体搬运沉积体系（MTDs）”，是沉积物向深远海输运的重要过程之一（图2）。他们认为MTDs 主要包括滑动、滑塌和碎屑流三种类型。这种分类方式与国外的“块体搬运复合体系”（MTCs）和“块体搬运体系”（MTD）分类方式角度不同，但内涵类似[23-24]。

3 深海滑坡的研究方法

深海滑坡一般发生在海底上千米，其影响因素和运动过程与陆地滑坡和近岸滑坡均有很大的差异，研究方法与科技手段的局限性是一直制约深海滑坡研究进展的重要因素[25]。目前，国内外对于深海滑坡的研究方法大都采用现场调查、室内模拟及原位长期观测等方法来进行深海滑坡的研究工作。通过这几种方法的结合，可对沉积物强度、变形和流动特性以及孔隙水压力状况等进行全面的分析。本文中，重点讨论几种常用的与深海滑坡研究相关的方法手段。

3.1 现场调查技术

现场调查技术主要包括：① 单波束、多波束水深测量技术，② 侧扫声纳测量技术，③ 浅地层剖面测量技术，④ 地震测量技术（单道地震、多道地震与小多道地震），⑤ 表层柱状、箱式地质取样技术，⑥ 海底地质钻探技术等。随着科学技术的不断进步，利用这些现场调查技术来准确获取海底相关信息成为可能[26]。但是限于环境和技术条件的约束，实际中很难直接获取到深海滑坡体的滑动过程、滑移速率和触发机制等信息，通常是根据海底管线、电缆的断裂时间及损坏程度判断滑坡发生的时间和体量[27]。因此，应用地质取样和物探技术对于获取深海滑坡的信息显得尤为重要。

3.1.1 海洋地球物理调查技术

海洋地球物理调查技术是通过分析获取的数据，了解海底地形地貌特征、地层结构、地质构造等基本信息，初步探明深海滑坡的规模及展布情况，同时也可为获取滑坡区沉积物样品提供精准的取样站位。

水深测量方法主要通过获取海底地形、地貌图像的变化来初步推断是否有新的滑坡。相比单波束而言，多波束测深可准确定位海底变形及失稳区域，可以实现对滑坡区近乎全覆盖测量的需求[26]。周庆杰[28]基于多波束地形数据，采用编制海底陡坡自动识别程序，在神狐峡谷区共识别出145 个海底滑坡。此外，McAdoo 等[29]、胡光海等[30]、王磊等[31]均利用多波束水深数据进行了海底滑坡的精准识别。

侧扫声纳测量技术可辅助多波束测深技术同步使用。对于滑坡体边界、水深变化剧烈以及多波束测深技术效果欠佳的位置，可通过侧扫声纳测量获取地形地貌，由此也常用来证实滑坡的存在。相比于多波束测深技术，其优点是拥有更广的探测范围，但测量精度较低。Harders 等[32]利用1300 km 的深拖侧扫声纳图像，发现了中美洲海沟大规模海底滑坡存在的证据（图3）。近些年，侧扫声纳设备也曾搭载AUV、ROV 和HOV 等水下载体，来近距离获取深海滑坡的特殊地貌，使得工作更加精细，测量精度更高。

图3 通过侧扫声纳技术获取的海底滑坡图[32]Fig.3 Submarine landslide image obtained by side-scan sonar technique[32]

浅地层剖面测量技术与地震测量技术均采用高能量震源，根据不同地层具有不同的声波反射特征来获取海底地层数据。通过研究沉积物地层的连续性和杂乱反射的结构特性，来确定是否有海底滑坡的发生。浅地层剖面探测深度一般不超过海底面以下50 m，而地震测量可得到海底约2000 m范围内的地层结构信息，在深海滑坡研究中广泛应用。同时，通过地震剖面我们可以从中清晰获取到断层、浅层气及其他复杂灾害地质体的信息，为研究深海滑坡体提供详实可靠的依据。Chen 等[33]通过高分辨率三维地震测量技术，分析南海神狐峡谷区海底滑坡的地震特征、分布和成因（图4）。

图4 海底滑坡的地震反射特征[33]Fig.4 Seismic characteristics of a large slide[33]

3.1.2 海洋地质取样分析技术

海洋地质取样主要目的是对所取样品的各项指标进行测量，通过现场试验测试（如十字板剪切、含水率测定、贯入阻力测定等）和室内测试分析（如液塑限、三轴试验、固结试验等），获得海底沉积物土力学性质以及地质现象等信息，为分析研究滑坡体的稳定性提供必要参数[34]。

常用的深海表层地质取样按取样设备可分为抓斗、箱式和多管等[35-37]（图5）。抓斗式取样器（图5a）可获取水深约5000 m 的海底表层40 cm 深度的深海沉积物样品；箱式取样器（图5b）主要用于采取不受扰动的海底表层沉积样品，为滑坡研究提供真实的原状土样，适用于各种复杂底质类型及地形海区的取样工作；多管取样器是一种新型取样设备（图5c），主要用于类似深海蠕变区等海底软黏土沉积物的取样工作，具有采集样品量大、质量高、原始保持性好、采样稳定性强等优点。

图5 深海表层地质取样设备Fig.5 Deepwater surface geological sampling equipment

深海滑坡研究的柱状地质取样主要应用重力取样器。重力取样器一般可在4000 m 水深获取沉积物样品，长度约6～8 m，可基本保持表层沉积物的原状地层结构。深海地质钻探（浅钻）也是另外一种获取海底柱状样的方法，但该技术的使用成本较高，消耗的人力物力较大，所获取的柱状样主要用于了解滑坡区底层沉积物类型及分布特征、地层结构和沉积环境等信息。如Yenes 等[38]利用加的斯湾大陆坡获取的表层沉积物样品进行物理成分、力学特性、X 射线衍射等试验，研究超固结特性与深海斜坡体稳定性的关系。

3.2 原位观测技术

原位观测方法主要通过贯入海床土体中的孔隙水压力探杆、三轴加速度传感器、测斜仪等观测设备来进行孔隙水压力和海床变形滑动观测。通过分析实时数据变化，反演海床土体动力响应过程，可有效预测、预警深海斜坡体的变形滑动。由于深海滑坡原位观测的难度较大，花费较高，世界上很少有成功监测海床失稳的案例，我国对于深海滑坡原位观测技术研究也正处于初级阶段。

3.2.1 孔隙水压力观测

在20 世纪中后期，国外早已开始有关孔隙水压力监测的研究应用。伊利诺伊大学和挪威岩土工程研究所共同研发的NGI-UI 传感器，可用于测量500 m 水深孔压[39]；Bennett[40]在密西西比三角洲地区利用孔压设备进行了风暴期间为期8 个月的观测，观测参数包括孔隙水压力和静水压力，分析数据发现，风暴潮引起的波浪作用对海床孔压具有显著影响；法国海洋开发研究所研制出6000 m 深海沉积物孔压观测设备，该设备利用压差式原理的Hastelloy 压力传感器对超孔压进行观测，精度约±0.5 kPa，是国内外较先进的孔压观测设备，近些年来已取得很多较好的试验成果[4-5,41-42]。

国内关于海底孔隙水压力的原位观测技术研究起步较晚。目前，具有代表性的是中国海洋大学贾永刚团队研发的深海沉积物孔压监测设备。孔压测量传感器采用压差式光纤光栅传感器，测量精度0.1% F.S.，量程±0.5 MPa，可在2000 m 水深连续观测7 天。

3.2.2 海床变形滑动观测

海床变形滑动是海底斜坡体失稳最为直接的表现。若能有效获取深海海床变形滑动原位观测数据，无疑是研究深海滑坡启动、滑动过程、致灾机理及预测预警的绝佳证据。但是深海环境复杂，原位观测实施难度大，观测设备各项指标要求较高，海底变形滑动事件随机性强，需要长期观测才可捕捉到海床的微小变形。目前，国内外对于海床变形滑动原位观测仍处于探索阶段，且多数海床变形滑动设备用于近岸浅海的滑坡变形观测。

Fabian 等[43]利用ROV 将装有三轴加速度传感器和倾斜仪（OBT）布放在大西洋海脊的Logatchev热液喷口的岩石堆顶部（图6），进行384 天的长期观测，记录海底沉积物变形和地震活动。Yokoyama等[44]在2013 年研发了一套海底变形观测系统，成功应用于日本南海海槽监测水合物开采引起的海底变形。该系统通过测量海床面处海水压力变化来监测海底沉降，采用液体电解质倾角计监测海床坡度变化，测量范围为±30°，分辨率0.001°，精度0.02°。在北海海域，Stenvold[45]采用高精度水压测量技术进行海床沉降变形的监测。该方法在构造运动、海床隆起中也曾多次使用。Wallace 等[46]也使用该方法在2014 年9 月和10 月的一次近海慢滑事件（SSE）期间进行了海底形变观测，数据显示了SSE 期间海底垂直形变的分布，并提供了SSE 发生在海沟附近（海底2 km 以内）的直接证据。

图6 观测海底沉积物变形和地震活动的OBT 设备及模型[43]Fig.6 OBT equipment and models for observing sediment deformation and seismic activity on the seafloor[43]

国内对于深海海床变形滑动的原位监测相对较少。目前，中国海洋大学贾永刚团队对相关设备探索研发了应用[47]，该设备可搭载位移传感器阵列SAA（shape accel array）（图7），通过实时观测海底沉积物侧向及垂向的动态变化，实现对海底滑坡灾害孕育发生过程的原位观测[26]。该系统主要由阵列式位移传感器、数据采集系统、无线传输系统和供电系统构成，具有整机功耗低、观测周期长、传感器精度高且稳定、数据实时传输控制等特点，既可监测海床横向滑动变形，又可监测海底面纵向塌陷或隆起变形，但该设备的最大工作水深仅100 m，还不能应用于深海滑坡的变形滑动原位观测。

图7 海底变形滑动观测系统及组成部分[47]Fig.7 The components of the seabed deformation observation system[47]

近些年，虽然在该方面做了部分工作，但我国起步相对较晚，经验不足。再者，相关技术落后，工作量较大，但是获取的数据质量整体不高。想要突破深海原位观测技术领域的瓶颈，我们还需研制耐高压、耐腐蚀、低耗能的原位观测仪器，发展适用于深海观测环境（如高压、高温、高盐等）的传感器和仪器；发展适于深海原位观测的固定和移动平台，提高原位观测系统的供电时间、数据传输能力，建立长期、稳定的海底原位观测网，是深海滑坡原位观测技术发展的基本趋势。

3.3 物理模拟试验

深海滑坡发生于复杂地质环境中，通过现场调查和原位观测几乎不可能捕捉到斜坡体蠕变-滑移-滑塌-碎屑流-浊流的全过程及伴随的再沉积作用。因此，通过室内物理模型试验来发现特征物理现象，同时也为数值模拟提供有价值的实验数据。深海滑坡研究的物理模型实验主要包括常规水槽实验和离心实验两种。常规实验主要在自身重力条件下开展研究，而离心实验则通过离心机补偿损失的自重应力，使模型与原型具有相同的应力水平[48]。

Wang 等[49]利用巧妙设计的一套试验装置，模拟海底滑坡与海底通信电缆之间的相对运动，研究海底滑坡对海底电缆的冲击特性。该试验装置主要部分是钢铁材料制成的环形水槽，水槽的外径0.9 m，内径0.6 m，宽度0.4 m。通过正面透明的有机玻璃观察水槽内沉积物和水的混合物在水槽旋转过程中对缆绳的冲击（图8）。Liu 等[50]利用坡度可调的水槽、气体加压系统、数据和图像采集系统构成物理模拟试验系统，对低渗透粉砂层施加气体，模拟水合物分解产生的超孔压对上覆海床破坏的物理过程。Fan 等[51]通过精心设计的水槽试验系统，研究深海滑坡运动过程中的水土交换作用。试验采用不同含水量（112% 和157%）的高岭土作为土样，对不同流速（1.16～2.05 m/s）下海底滑动土的土-水界面平均传质通量进行了研究。

图8 模拟海底滑坡的试验设备[49]Fig.8 Test equipment to simulate submarine landslide[49]

目前，对深海滑坡离心实验模拟的相关研究相对较少。胡光海等[30]利用土工离心模型试验机，进行了海底斜坡含气土体的稳定性研究，揭示了海底滑坡破坏模式和失稳机制。Gue 等[52]利用迷你滚筒离心机试验，模拟了坡度较小的海底滑坡发生后的沉积物流动问题。斜坡上安装了微型传感器，用来测量水流下的孔隙压力，还包括一系列数码相机用来捕捉沉积物的流动状态。孙柏涛[53]利用土工鼓式离心机以及自主开发的滑坡装置、注浆装置、摄像装置和灯光布置，在改变离心加速度和土体含水率的条件下进行了一系列的海底滑坡离心模型实验。

3.4 数值模拟试验

随着计算机科学的迅速发展和岩土力学理论的不断提高，数值模拟作为一种快速有效的方法技术，近年来已被广泛采用。数值模拟试验主要用来研究斜坡的变形及不稳定性，分析斜坡体的内部应力、应变特征，主要包括有限差分法、离散元法、边界元法、有限元法等[54-56]。

Gue[52]采用DAMPM 方法模拟了海底滑坡过程等大变形问题，并进行了离心机试验，结果有很好的一致性。马林伟等[57]根据物态变化和搬运机制将滑坡划分为3 个不同阶段进行模拟：结构稳定性分析阶段、双向流固耦合的碎屑流滑动分析阶段、浊流的流体分析阶段。Mi 等[58]基于循环弹塑性本构模型和改进的拉格朗日技术，提出了一种研究地震荷载作用下海底软黏土边坡动态滑动过程的数值模拟方法。通过与前人研究结果的对比，验证了所提数值模拟方法的适用性。

利用物理模型试验和数值模拟方法来研究深海滑坡的滑动过程和发展趋势，极大提高了对深海滑坡的启动、滑动和结束整个过程的理解。

4 深海斜坡体稳定性分析

海底斜坡失稳的机理相对复杂，一般来说，海底滑坡的产生通常是由海床内部作用（地震与断层、天然气水合物分解、岩浆火山、泥火山等）和外部作用（风暴浪、潮汐、人类活动、海啸、海平面波动等）共同耦合所引起[59-60]。

Prior[61]梳理了海底滑坡多种触发因素之间的关系，并建立了海底斜坡失稳过程框架图（图9）。Hance[60]统计分析了534 个海底滑坡，有366 个海底滑坡涉及到多个触发因素，而不是特定的单个因素触发（图10）。其中触发因素中排前三的分别是地震和断层活动、快速沉积作用和天然气水合物分解作用，所占比例分别为42%、25%和11%；海洋风暴浪、潮汐、洪水和人类活动所占比例均不足5%。然而，深海滑坡一般都发生在上千米水深，可以判断，地震和断层活动、天然气水合物分解作用是触发深海海底滑坡发生的两个最重要因素。

图9 海底滑坡诱因及其相互关系[61]Fig.9 The causes of submarine landslides [61]

图10 海底滑坡触发因素[61]Fig.10 Triggering factors of submarine landslides[61]

4.1 地震与断层活动

断层活动可引起下伏地壳板块的活动，板块之间的活动可直接促使海底斜坡体倾角增大，也可将能量由下伏基岩传递给海床表层沉积物，不但增加了斜坡体的剪切力，而且振动液化使得土体强度降低，最终导致斜坡体失稳。同时，断层也是重要的气体通道，深层气体可沿断层面向浅部运移，促使潜在滑移面的形成[62-63]。南海北部白云海底滑坡底部发育有大量的大型活动断层，垂向延伸数千米。地层地震反射特征呈现极性反转和高振幅异常，并分布于断层面两侧或断层顶部，这可能是断层内存在流体或气体运移（图11）。

图11 白云滑坡体部滑移区断层作为流体运移通道的地震特征[64]Fig.11 Seismological characteristics of slip zone faults in Baiyun landslide body as fluid migration channels[64]

地震作用既可直接导致斜坡体失稳，还可引发海啸，巨大的海啸波浪作用可再次引起斜坡体失稳。1929 年的Grand Banks 地震，是产生海底滑坡的主要因素[10]。1946 年4 月1 日发生了里氏7.1 级的Aleutian 地震，在Alaskan 近岸引发巨大海啸，造成167 人死亡。Fryer 等[65]研究表明，这次大地震造成Ugamak 海底滑坡的发生，从而引发海啸。2011 年3 月11 日，由于北美板块和太平洋板块边界的挤压造成日本海沟发生震级Mw 9.0 的地震[66]，地 震 期 间 逆 冲 断 层 的 滑 动 错 位 为60 ～80 m[67]。Nian 等[68]提出了地震荷载作用下海底边坡失稳的区域评价方法，建立了多土层边坡稳定性评价公式，对南海东北部深海滑坡进行了区域地震不稳定性评价，并对影响海底滑坡的各种因素进行了简要讨论。但是也有学者研究表明，地震作用一定程度上可以增加斜坡体的稳定性。Chigira[69]的研究工作表明地震作用可能会增大海底沉积物的强度。在地震过程中，沉积物颗粒之间的孔隙水能够及时排出，孔隙水压力随之降低，土体颗粒之间的有效应力增加，沉积物强度增大。持此种观点的学者较少，确凿证据还待进一步研究。

4.2 天然气水合物分解

天然气水合物（natural gas hydrate，简称NGH）是低温高压条件下形成的笼型化合物[70]。在自然条件下，一些外部因素（海平面变化、潮汐和地震）的干扰，会诱发天然气水合物的分解，并导致水合物储层流体上升，从而打破沉积物的原始状态[71]。天然气水合物是沉积物颗粒之间的有效胶结剂，水合物的分解可导致局部剪切应力的变化和海底边坡失稳[72]。另外，在标准的温压条件下，1 m3的水合物分解会释放出约164 m3的甲烷气（远远高于气体在水中的溶解度）和0.8 m3的水[73]。这可能会导致低渗透层的体积膨胀，多余的水和气体来不及排出，产生超压流体[74]。超压将降低海相沉积物有效应力，进而导致海底滑坡的发生[75]。

大量的深海滑坡被证实是水合物分解、气体迁移至浅层导致。Elger 等[76]通过分析北冰洋地区获取的地震剖面数据和数值模拟结果，发现水合物赋存可有效降低沉积物的渗透率，并在天然气水合物稳定带底部形成超压。水力压裂形成管道结构成为超压流体向上流动的通道。当这些管道结构到达上覆弱透水层时，超压便会横向发展，从而破坏斜坡的稳定性（图12）。Nian 等[77]对天然气水合物分解过程中超压流体释放诱发的海底边坡失稳机制进行了室内试验研究，对不同条件下土体的孔压、土体表层位移和内部变形进行了测量和比较，分析了不同参数值对土体的孔压、地表位移和内部变形的影响。

图12 水合物分解导致海底滑坡模式图[76]Fig.12 Model diagram of submarine landslide caused by hydrate decomposition[76]

最为著名的挪威北海Storegga 滑坡，滑坡面积约 为35000 km2，体 积 高 达3500 km3，滑 移 距 离约500 km，引发海啸涌入苏格兰岛80 km，爬高80 m（图13）。滑坡区地震剖面资料显示，存在有明显的BSR（似海底反射面），可说明天然气水合物分解作用是该滑坡发生的重要原因。该滑坡共分为3 个滑动阶段：第一阶段发生于约40 ka 前，滑坡体积量约为3900 km3；第二、第三阶段发生于距今6～8 ka，滑坡体积量约为1700 km3。后经多位学者的证实，其中至少第二阶段滑坡体失稳是由天然气水合物的长期分解所导致[78-79]。

图13 Storegga 滑坡位置及诱发海啸图[80]Fig.13 Storegga landslide location and run-up of tsunami deposits[80]

随着我国南海珠江口盆地天然气水合物资源勘探工作的开展，水合物试采区海底面稳定性研究取得了长足进步。从20 世纪90 年代至今，在该区域识别出了大量的海底滑坡。冯文科等[81]通过对南海北部约7×104km2的海洋工程地质调查资料研究，发现珠江口盆地有大量海底滑坡分布，面积达1000 km2。孙运宝等[82]发现了大型白云海底滑坡，初步估算滑坡面积约为13000 km2。吴时国等[83]分析了白云海底滑坡的结构特征、地震响应与成因机制。王磊等[84]通过对珠江口盆地陆架坡折带位置一处海底滑坡（图14 黄色虚线）地震资料分析，认为相对海平面变化和流体活动综合作用是导致该区海底不稳定的主要因素。Zhu 等[85]圈定了南海北部陆坡珠江口盆地海底巨型滑坡的区域范围（图14 白色虚线）。虽然，我国南海水合物试采区的海底面稳定性调查已经取得了显著成果，但对海底失稳的机制揭示还有待深入研究。

图14 南海北部陆坡滑坡[85]Fig.14 Landslide in the northern part of the South China Sea [85]

5 结论

（1）从20 世纪80 年代至今，我国关于深海滑坡的研究一直处于初步上升阶段，近十年来，一些新方法的不断涌现，革新了深海滑坡的研究。目前，研究热点已由深海滑坡的形态结构及分类等转移到深海滑坡的触发机制、滑动过程原位观测等方面。

（2）现场调查技术、物理模拟试验和数值模拟试验仍是深海滑坡研究的主要方法手段，ROV/HOV 等非常规技术也在逐步应用于深海滑坡的研究中。原位观测技术主要集中于浅海的孔隙水压力观测和海床变形滑动观测，对于深海滑坡观测成功的案例还较少。

（3）深海滑坡的产生通常是由海床内部地质作用和外部水动力作用共同引起，多种触发机制对深海滑坡的耦合作用及新触发机制对深海滑坡的影响仍是未来研究的重点。