2011, Vol. 54
2. 中国科学院研究生院,北京 100049;
3. 广州海洋地质调查局区域地质调查所,广州 510706;
4. 中海石油研究总院,北京 100027;
5. 中石油杭州地质研究院,杭州 310023
2. Graduate University, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China;
3. Institute of Geological Survey, Guangzhou Marine Geology Survey, Guangzhou 510706, China;
4. CNOOC General Research Institute, Beijing 100027, China;
5. Hangzhou Institute of Geology, PetroChina, Hangzhou 310023, China
近年来，随着深水油气的不断开发和深海技术的巨大进步，各国科学家开始探索和揭示深海这一充满未知领域的各种地质现象和深水沉积过程[1， 2].深水块体搬运沉积体系(Mass TransportDeposits，MTDs)和海底滑坡更是成为了众多学者关注的前沿热点[3].深水块体搬运沉积作用是指在重力作用下沿着外陆架/上陆坡进行的一种沉积物搬运机制[4]，在此过程中沉积物会发生形变不等的变形，根据作用过程其主要包括滑动(slides)、滑塌(slumps)和碎屑流(debris flows)等过程.国内外近年来的深水勘探开发表明：块体搬运沉积体系是全球深水环境沉积物的重要组成部分，在全球大部分的大陆边缘深水区，这种变形沉积物都非常普遍(通常＞50%)，这种事件沉积过程属于再搬运沉积体系，它能在短时间内进行大量的物质输送，经脱水后具有良好的封闭性，可作为良好的油气盖层[5].同时，块体搬运体系具有巨大的破坏性，大规模发生的MTDs不但会对深海油气钻探、输油管道、海底电缆等海底工程设施造成破坏，而且它还能导致海啸，极大地危害沿海人民的生命财产安全，造成难以估量的损失[6， 7].MTDs 的形成原因多种多样，通常MTDs的发育与地震、火山喷发、海平面升降及沉积物快速堆积等事件关系密切；但近年来国内外学者研究发现，MTDs的发育与海底天然气水合物(gashydrate)的分解有着非常密切的关系，并且在很多发现水合物藏的区域都有MTDs发育[8].大陆边缘是地球上沉积物堆积的重要区域，深水块体搬运沉积体系作为大陆边缘沉积物质扩散系统的方式之一，在全球“从源到汇”研究中占有重要地位[9].因此，深入研究MTDs的特征、分布及形成原因具有重要的科学意义和应用价值.
根据地震剖面分析，南海北部陆坡广泛存在着新近系和第四系MTDs，在部分地区占据了第四系地层的主要组成部分[10， 11].开展这一研究对深水沉积体系的过程、机制和地层样式都十分重要.本文根据我们近几年的对南海北部陆坡地震资料解释和新获得的多波束资料分析的总结，深化了对MTDs的认识，并进一步探讨其发育形成机制.
2 区域地质背景南海北部大陆边缘从西往东依次发育了琼东南盆地、珠江口盆地和台西南盆地三个较大的深水盆地(图 1)，地质构造丰富且复杂[11].南海北部陆坡呈北东向展布，自西向东逐渐变窄，平均水深大于1100m[12].陆坡地形由陡坡与缓坡相间排列，自西北向东南呈阶梯状下降，与深海平原分界水深为3300～3700m，平均坡度比大陆架坡度大十几倍到几十倍[13].其中西北部西沙群岛和中沙群岛区域陆坡比较宽阔(水深约800～1600m)，大于1600m 的海域陆坡急剧变陡.
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图 1 南海北部地形地貌与盆地位置图 Fig. 1 Geomorphology and basin division in the northern South China Sea |
琼东南盆地陆坡段位于北部湾的东南出口、海南岛的南部，西部与莺歌海相邻，呈NE 向.琼东南盆地北部陆坡在晚中新世开始发育，最初发育于盆地东部，主要沿盆地主要断层发育，陆坡上发育了大量的沟谷及大规模的重力流沉积[13].琼东南盆地北部陆坡自西向东可分为三段：(Ⅰ)盆地西部，坡折带位置明显，陆坡倾角较小(平均约为1.5°)，陆坡宽度在20km 左右；(Ⅱ)盆地中部，陆坡坡角逐渐变大(平均大于4°，局部坡度可达10°)，平均宽度约为17km，相对西部陆坡要窄；(Ⅲ)盆地东部，陆坡为平均坡度在1°左右平缓陆坡，且没有明显的坡折带，宽度最大可达42km.由此可见，琼东南北部陆坡随陆坡坡度的增加，宽度逐渐减小[14].琼东南南部陆坡与北部陆坡受中央水道相隔，主要为西沙群岛的北部诸岛，其西南部为NN-E 向，往西北逐渐过渡为N-E 向.南部陆坡的发育不但受红河断裂带及其大量物质通量的影响，同时受海南岛的影响也比较显着，其上陆坡向东初步融入南海北部陆坡深水环境的主体[15].
珠江口盆地是南海北部陆缘深水区规模最大的盆地[16]，总面积约17.5×104 km2.坳陷总面积为10.9×104 km2，隆起面积为6.6×104 km2，其中深水区主要位于珠二坳陷内.珠江口盆地陆坡地形较为复杂，其走向自其西端的N-E 向逐渐过渡为东端的NE-E 向乃至E-W 向.总体地势呈东高西低、北升南降，是一个由众多半地堑组成的裂谷盆地.向陆一侧为宽缓的珠江三角洲陆架.该陆坡自西向东发育了数十条规模巨大的海底峡谷，海底峡谷的西段具有上陆坡平缓、下陆坡陡峭的特色，下陆坡坡度为3°左右.峡谷将陆缘碎屑物质以重力流沉积向深水环境输送，因此，在峡谷南部向深海海盆一侧则发育了一套面积达10000余km2的大型MTDs.
台西南盆地位于南海东北部，台湾的西南部，盆地横跨陆架、陆坡和南海海盆，总体呈N-E 走向，面积约5.4×104km2，是南海北部陆架边缘含油气盆地之一[17].由于台西南盆地毗邻欧亚板块和菲律宾板块的碰撞带，主体部位新构造运动比较激烈，因此地质环境也比较复杂[18].台西南陆坡包括近E-W向的台湾浅滩陆坡段和近S-N 向的台湾西南陆坡段，其中台湾浅滩陆坡段上发育了数个规模巨大的海底峡谷，大体沿着坡折带分布，其中发育了大量MTDs.
3 块体搬运沉积体系的沉积构造及其地震特征MTDs作为一种事件沉积作用过程，能在短时间内大规模地进行海底沉积物搬运[19]，因此，MTDs与海底正常沉积地层相比有着特殊的沉积构造.一般MTDs发育区在其上端范围形成一些长条形的凹槽，这是海底潜在的失稳标志之一(图 2a，图 3)，这些陡倾面会向深部逐渐发育变缓，最终成为MTDs的滑脱面，也称为初始破裂面(图 2b).在其发育过程中侧向边缘也会发现类似的特征，一些陡崖和滑塌块体等也同样存在于MTDs的侧向边缘，但由于MTDs搬运过程中强烈的侵蚀作用，因此不同地区的侧向边缘表现为多种特征，侵蚀强烈的区域甚至缺失(图 2a).
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图 2 琼东南盆地北部陆坡MTDs后壁特征 (a)多波束地形地貌；（b)垂直陆坡的2D地震剖面. Fig. 2 Headwall scarps of MTDs, northern slope of the Qiongdongnan Basin (a)Multi-beam topography of seabed； (b)Headwall scarp on the seismic profile across the continental slope. |
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图 3 珠江口盆地白云MTDs及台西南盆地九龙MTDs形态特征 Fig. 3 Geomorphology of Baiyun MTDs in the Pearl River Mouth Basin and Jiulong MTDs in the Taixinan Basin |
后壁是海底沉积物在受到重力或张应力作用发生形变，在斜坡顶部形成的陡崖(图 2).MTDs头部一般发育一个或多个陡崖为标志的后壁，后壁可以清晰反映MTDs的头部延伸范围[20].在地震剖面上后壁很容易识别，一般后壁发育的地方会有一系列的S式正断层及张性小断层，包括平移断层和旋转断层，继而发育一系列滑移块体和旋转块体(图 2a).发育后壁的区域一般海底发生突变，形成一个陡崖(一般比较陡峭，倾斜角度一般＞10°)，在陡崖的上倾方向地层通常不会发生变形，而在陡崖的下倾方向，地层的厚度会发生变化，甚至由于被搬运或被侵蚀而缺失.在地形地貌图和3D 地震振幅切片上可以清楚看到后壁的形态，其延展方向通常与块体搬运方向相垂直.琼东南盆地北部陆坡MTDs后壁特征明显，其中西段主要分布于230～350 m 水深之间，东部则加深到700～1200 m 水深.MTDs后壁的宽度范围主要为5～8km，最大的达17km.珠江口盆地白云凹陷发育了一套形态典型且规模巨大的第四系MTDs(图 2a)，其后壁分布于海底水深1100m 处(珠江口盆地海底峡谷西南)，其宽度为16.5km.台西南盆地MTDs数量较多，但规模较小，后壁主要发育于300～500m 水深之间，宽度以＜3km 居多.
3.2 侧壁(side scarps)侧壁是MTDs侧向边缘接触的结构单元，由于MTDs在搬运过程中会对基底及周围地层产生较强的侵蚀作用，因此，侧壁也会形成一些规模不等陡崖，线状分布的特点使其与周围未变形地层的关系较为明显(图 2a，图 3).侧壁的识别能够对MTDs的两侧范围进行限定，其延伸方向一般与MTDs的搬运方向相平行.在平面图及地震切片上，一般侧壁的内侧为杂乱变形的MTDs，外部为未变形地层.随着侧壁逐渐远离后壁，并在下陆坡方向逐渐消失，所以侧壁在MTDs的远源部分特征不太明显.其中琼东南盆地北部陆坡区侧壁比较清晰，其西段MTDs侧壁在＞1200m 水深处逐渐消失，东段(西沙海槽北侧)识别特征则比较明显.珠江口盆地白云大型MTDs侧壁更为典型，其中北侧长达208km，南侧约为130km，在海底地形地貌图及地震剖面上都有很好的反映.台西南盆地则与琼东南盆地北部陆坡类似，越往下陆坡区域，侧壁越难以识别.
3.3 顶面(top surface)构造MTDs在搬运沉积过程中沉积物遭受严重的变形，后期一般会再次遭受水道及底流作用等的改造，因此其顶界面也逐渐被塑造为不规则的形态.这种形态在地震剖面和海底地形资料中都有良好的反映，顶面的形态保存了MTDs从开始受到触发到最终搬运沉积终止的相关信息.其中在MTDs的上端，可以识别一些较大尺度的地质体，如沿MTDs搬运方向呈阶梯状展布的张性断块，与搬运方向平行的侵蚀沟槽等(图 3).图 6a是琼东南盆地北部陆坡区海底以下1000ms提取的时间切片图，虚线范围内为MTDs分布区(面积约195km2).根据对海底以下1 ms的时间切片解释，可以发现MTDs的顶界面主要为一系列相互呈平行或亚平行线状挤压脊构造，挤压脊的延伸方向与块体搬运方向垂直且呈现朝下陆坡方向弯曲的趋势.在MTDs发育区的地震剖面上，MTDs的顶界面相对搬运体内表现为较强的振幅，同相轴断续但沿顶界有一定的延伸趋势(图 6).当多期次MTDs在空间上相互叠置时，由于后期发育的MTDs会对早期发育的MTDs进行侵蚀改造，因此后期发育MTDs的底界面有时会与早期发育MTDs的顶界面相重合(图 4).
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图 4 南海北部陆坡珠江口盆地MTDs地震反射特征 Fig. 4 Seismic reflection character of MTDs in the Pearl River Mouth Basin, northern South China Sea |
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图 6 琼东南盆地北部陆坡MTDs挤压脊构造 Fig. 6 Pressure ridge structure within MTDs in the northern slope of the Qiongdongnan Basin |
底界面是MTDs在重力作用下形成的软弱面，一般具有良好的连续性，但如果搬运过程中受到断层、块体搬运物质的侵蚀改造，底部可能形成明显的阶梯状轮廓，有的地方甚至发育一些侵蚀凹槽和逆冲构造(图 4，图 5).在琼东南研究区的3D 地震资料中这种侵蚀凹槽(erosion grooves)比较常见，在平面上呈一系列有规则的线理构造，这些线理一般向下陆坡方向发散，它们既可指示沉积物在层流中被搬运，也可指示块体搬运的方向(图 5).总体来说，MTDs的底界面是一个重力滑脱面，其形态上比顶界面平坦，但地震反射振幅强度一般弱于顶界面.
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图 5 琼东南盆地华光MTDs侵蚀沟槽（erosion grooves）构造 Fig. 5 Structures of erosional grooves in Huaguang MTDs of the Qiongdongnan Basi |
张性断块是岩体受到拉张作用以后发生破裂，并沿着MTDs上端进一步向下陆坡方向搬运的大块沉积物.根据块体所经受的程度不同的搬运，其个体可能出现不同的尺度大小，由于受到张性断层的影响，它们一般沿着后壁或侧壁的走向方向分布(图 3a).如白云MTDs，由于其可能还在不断发育，可以看到沿其南部侧壁分布着一些呈阶梯状的张性块体.在地形图上以阶梯状分布，反映了MTDs不断向后壁及侧壁侵蚀.在地震剖面上，这些张性断块内部层序表现为一定的连续性且振幅一般高于其周围的杂乱反射沉积(图 4a).
3.6 褶皱和逆冲(folds and thrusts)构造MTDs的趾部一般会发育多种重力挤压构造，最典型的就是褶皱和逆冲构造.一般正常地层的振幅较高，MTDs沉积层内表现为低振幅或局部中强振幅及连续性差的地震特征，图 6b 中所示，MTDs底部振幅明显强于顶部，是由于底部沉积层受到后期块体搬运事件的改造(主要为挤压)，而顶部为大量从上陆坡搬运过来的沉积物堆积所形成.MTDs顶界面的不规则地震反射与地震时间切片上的挤压脊构造有良好的对应关系.总体来说，在地震识别尺度内，琼东南盆地MTDs褶皱和逆冲构造最为典型，主要表现为丘状外形及波状反射、总体呈弱振幅(局部为中强振幅交互)、弱连续性的地震特征，沉积物层呈叠瓦状排列(图 6).
4 大型块体搬运沉积体系及其分布南海北部MTDs的分布非常广泛，尤其在陆坡区浅部地层层序中，MTDs构成了主要的沉积单元.根据对南海北部的地形地貌资料和高分辨地震资料的精细解释，发现南海北部陆坡发育4个大型MTDs(图 7)，包括：(1)琼东南盆地北部陆坡区琼北MTDs；(2)琼东南盆地西南部陆坡区华光MTDs；(3)珠江口盆地白云凹陷白云MTDs；(4)台西南盆地北部陆坡区九龙MTDs.
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图 7 南海北部陆坡MTDs及似海底反射BSRs的分布图 Fig. 7 Distribution of MTDs and BSRs in the northern slope of South China Sea |
琼北MTDs主要分布在110°18′E ～111°42′E之间的上陆坡区，面积约13000 km2，其中单个MTDs的规模由西向东逐渐增大(后壁面积由40km2增加到180km2)，侵蚀深度逐渐变深(由150m加深到620 m)，形态趋于复杂(东部MTDs中包括一系列小型次级MTDs)，变形及破碎程度加剧.这与琼东南盆地北部陆坡段海底坡度有关，西部陆坡坡度较小，一般＜10°，东部陆坡坡度＞12°，最大达到28°.琼北MTDs的发育与海底地形地貌、海平面变化和高沉积速率关系密切.
华光MTDs主要分布110°8′E～110°36′E，16°24′N～16°38′N 范围的岛坡区，构造范围位于琼东南盆地的西南部，西接莺歌海盆地，南部以西沙-中沙隆起为界.MTDs主要发育于上新世黄流组和第四系，总面积约16000km2.MTDs的搬运方向为NW-SE 向.由于MTDs由构造低部位向构造高部位搬运，因此华光MTDs最为典型的沉积特征是发育了大量同沉积逆冲断层构造，地震反射特征为丘状外形，波状反射结构.华光MTDs与南海西缘断裂带的5 Ma构造反转关系十分密切.
白云MTDs主体位于114°28′E～116°10′E，18°50′N～20°13′N 范围的珠二坳陷内，其北部主要为海底峡谷发育区，在峡谷两翼分布大量MTDs，峡谷南侧发育的一套大型MTDs主要位于白云凹陷构造范围内，西侧为云开低凸起，流经南部隆起，进入深海盆.总面积约13000km2.总体走向为NW-SE向，外形呈马蹄型，发育区海底坡度范围为1°～14.5°.其上端范围沉积构造典型，张性断块构造发育，后壁、侧壁及张性断块在海底地形图上特征明显.地震相主要表现为块状平行，波状弱连续及杂乱反射.白云MTDs与天然气水合物分解和地层超压关系十分密切.
九龙MTDs位于南海东北部陆坡区，118°14′E～119°34′E，21°10′N～22°52′N之间，总面积约11000km2.其中东西两侧MTDs的规模大于中部发育区，侵蚀深度也由中部向两侧加深.MTDs搬运方向在上陆坡区为N-S向转为下陆坡区的NW-SE 向，最长搬运距离达200km，在下陆坡区发育了特征明显的挤压构造.九龙MTDs与地震频发、峡谷中往复的海底流体及天然气水合物分解之间的关系密切.
5 典型块体搬运沉积体系的形成机制分析MTDs是重力流作用下的沉积体系，经历了滑动、滑塌和碎屑流沉积的作用过程.在滑动之前表现出一定的稳定性，当沉积体强度逐渐降低或斜坡内部剪应力不断增加时，海底稳定性受到破坏.在某一部分因抗剪强度小于剪应力而首先变形，产生微小的滑动，之后变形逐渐发展，直至斜坡面出现断续的拉张断裂.随着断裂规模的增大，其他因素所起的耦合作用越来越明显，致使变形加剧，最后造成沉积物体的整体破坏而形成MTDs[1， 2， 3， 4， 21].
目前，MTDs的初始形成和沉积动力过程仍是一个受到广泛争论的问题，也是国内外学者研究热点[21].本文仅讨论MTDs 初始形成的影响因素.MTDs的形成因素可概括为以下几个方面：地震触发、天然气水合物的分解、构造引起的陆坡坡度增加、高沉积速率和海平面变化等[21～24].南海北部陆坡MTDs的成因也不尽相同，我们认为水合物分解、海平面变化和快速沉积物供给是重要的原因[25].对琼东南盆地北部陆坡区的海底地形分析可知，陆坡平均坡度＞5°，该区域MTDs规模巨大且形态及结构相似，据国内学者的研究，第四纪琼东南盆地经历了多次大的海平面变化，Weimer等认为一般大规模发育的MTDs 与海平面的变化有关系[24].因此，海底坡度和沉积物供给速率可能是该区域MTDs发育的主要原因，断裂活动及海平面的变化也间接影响了MTDs的发育.而白云MTDs，天然气水合物的分解可能是具有决定性的重要因素，本文主要讨论白云MTDs成因机制.
5.1 天然气水合物分解与MTDs珠江口盆地白云MTDs位于LW3-1-1 大气田所在的白云凹陷，2007年我国在该区域成功取得天然气水合物样品，近年来的调查研究认为白云凹陷是我国最重要的天然气水合物远景区[25].
天然气水合物的形成与分解与MTDs的形成具有十分密切的关系.从图 8看出，天然气水合物底界与MTDs的底界比较一致.当水合物分解时，会释放大量的水和游离气.固态物质转变成液体和气体会降低水合物所赋存沉积物的剪切强度，使沉积物更容易受到破坏[26]，当沉积地层之间形成一层软弱面时，极有可能诱发白云MTDs的形成.其次，天然气水合物分解过程也会增强沉积物的孔隙压力.当沉积物孔隙中气体已经达到饱和时，水合物的继续分解会使释放到孔隙中水和气体体积超过原先天然气水合物占有的体积.当沉积物是在较好封闭环境下，地层内的压力会增加.天然气水合物分解会导致超压形成，造成地层应力聚集，从而导致一些应力集中区发育MTDs.
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图 8 南海北部神狐海域天然气水合物成藏模式与MTDs分布 Fig. 8 Gas hydrate reservoir and distribution of MTDs in the Shenhu area, northern South China Sea |
对海底斜坡地质环境的影响效应以及水合物分解的影响效应分析可知：从海底斜坡的几何特征上看，海底斜坡几何形态(斜坡角度)、沉积物层与水合物带厚度以及水合物带几何形态等因素对海底斜坡具有一定的影响；从海底斜坡的材料特性上，沉积物层的类型以及水合物带的物理力学性质对海底斜坡具有一定的影响；从海底斜坡的受力模式上看，在不考虑构造作用、地震、沉积物快速堆积作用等因素对海底斜坡影响的情况下，施加在海底斜坡滑动面上的作用力主要包括海水产生的静水压力和孔隙水压力、沉积物自重应力和水合物分解产生的超孔隙压力，上述四种力的作用对海底斜坡的稳定性具有最直接的影响.
由于影响海底斜坡稳定性的因素较多，且部分因素无法定量化，为概化海底斜坡的地质力学模型，做了如下5点假设：
(1) 不考虑构造作用、海底工程等的影响作用；
(2) 水合物分解产生的超孔隙压力作用于水合物带的顶面；
(3) 水合物分解后的水合物带(含水合物沉积物层)为一等效介质，即不考虑水合物带的介质分化效应；
(4) 不考虑沉积物层内部的渗流作用；
(5) 沉积层与水合物带服从于摩尔-库仑强度准则.
通过白云海底斜坡概化的地质力学模型以及基本假定可知，白云海底斜坡主要由两种介质组成，即沉积物层和水合物带，为此本次敏感性分析数值计算模型主要考虑上述两种介质.其计算模型范围为，顺坡方向(x轴方向)长2500 m，垂直方向(y轴方向)高1400m，底部高程为0m，顶部高程为1400m，模型厚度(z轴方向)80 m.运用海底斜坡稳定性数值模拟系统建立的数值计算模型如图 9所示.
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图 9 白云海底斜坡数值计算模型 Fig. 9 Numerical calculation model of the slope of Baiyun sag |
图 9中黑色部分为沉积物层，灰色部分为水合物带.从计算精度的角度出发，沉积物层网格单元大小取为80m，水合物带网格单元大小取为40m，采用ANSYS软件进行自由网格剖分.模型共由2264个节点，7689个单元组成.
通过图 9建立的海底地层地质力学模型，利用摩尔-库仑强度准则建立海底稳定性计算模型.基于斜坡稳定性分析的弹塑性有限元数值分析方法，该方法突破了传统的极限平衡条分法存在许多不足，如不能考虑海底沉积物层内部的应力应变关系，无法分析边坡破坏发展的过程等，假定在某个剪切面上体中有效正应力与有效剪应力分别为σ 和τ，按照Bishop安全系数的一般定义，计算剪切面上剪切抗滑力与剪切滑动力积分的比值，以此作为安全系数Fs，其具体计算公式如下：
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(1) |
式中：c、φ 分别是海底沉积物的内聚力和内摩擦角；Fs 为安全系数.
由海底斜坡的地质力学模型可知：
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(2) |
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(3) |
式中：σw 为海底沉积物层自重应力；σhp为海水作用在坡顶的静水压力(面力)；σp 为海水作用在坡体内的孔隙水压力(体力)；σep为水合物分解产生的超孔隙压力；γs 为沉积物层的容重；γw 为水的容重；β 为潜在滑移面的倾角.
将式(3)代入式(2)得：
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(4) |
对式(4)进行求解，当Fs=1时，白云海底斜坡处于平衡状态；当Fs＜1时，白云海底斜坡处于失稳状态；当Fs＞1时，白云海底斜坡处于稳定状态.
5.2.2 边界条件计算模型中，x=0 m 以及x=1400 m 边界约束x方向位移；模型底部y=0m 为固定约束边界；z=0m 以及z=80m 边界约束z方向位移；坡面设为自由边界，允许发生x、y、z方向的位移.沉积物层顶面节点施加海水产生的静水压力，水合物带顶面节点施加水合物分解产生的超孔隙压力.初始计算过程中，不考虑构造应力的影响，仅考虑自重应力和海水静水压力和海水孔隙水压力产生的初始应力场.
5.2.3 力学模型与计算参数沉积物层和水合物带材料介质均按弹塑性材料考虑，破坏准则采用摩尔-库仑强度准则.计算中所需的体积模量、剪切模量由弹性模量和泊松比换算而来，其具体计算公式如下：
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(5) |
稳定性分析数值模拟计算中所采用的计算参数见表 1.
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表 1 海底斜坡稳定性分析计算参数 Table 1 Calculation parameters of submarine stability analysis |
根据上述建立的数值计算模型和计算参数，运用Flac3D求得白云凹陷海底MTDs研究区在不同水合物分解量下的位移云图与稳定性系数(图 10 和图 11).
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图 10 不同水合物分解量下的MTDs位移变化与海底斜坡稳定性系数 (a)水合物分解量η=0%，FS = 1.78; (b)水合物分解量η=20%，FS= 1.31;(C)水合物分解量η=40%，FS= 0.9; (d)水合物分解量η=60%，FS = 0.75 ;(e)水合物分解量η=80%，FS= 0.63;(f)水合物分解量η=100%，FS=0. 5. Fig. 10 Distance change and factor of safety of submarine slope at different levels of gas hydrate dissociation |
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图 11 不同水合物分解量与海底稳定性系数关系图 Fig. 11 Relation schema of submarine slope Fs (factor of safety) and ditferent levels of gas hydrate dissociation |
从斜坡位移云图上看，当水合物分解量小于20%时，斜坡坡顶和坡脚处的位移较大，这主要是由于该部位坡角较大的原因所致，但该状态下斜坡稳定性系数大于1.0，即斜坡整体处于稳定状态，这主要是由于水合物分解量较小时，超孔隙压力和水合物带强度的降低不是控制斜坡稳定性的主要因素，控制斜坡稳定的主要因素是斜坡自身的地形地貌；当水合物分解量达到40%之后，水合物带左右侧端部的位移较大，该状态下斜坡稳定性系数小于1.0，即斜坡整体处于失稳状态，这主要是由于水合物分解量较大时，超孔隙压力和水合物带强度成为控制斜坡稳定性的主要因素.
从斜坡稳定性系数的变化特征来看，海底斜坡的稳定性随着水合物分解量的增加呈现出先快后慢的下降趋势，这主要是由于水合物带强度参数与水合物分解量之间呈现出负指数衰减所致.当水合物分解量达到35% 时，海底斜坡即产生整体失稳，从而引起MTDs的逐步形成.
6 结 论本文基于南海北部陆坡高分辨率2D/3D 地震资料、海底地形地貌资料，结合数值分析，开展了南海北部陆坡MTDs的识别、分布和形成原因研究，得到以下几点认识：
(1) 南海北部陆坡无论从地形地貌、构造背景还是物源供给方面，都具备发育MTDs的条件，MTDs构成了第四系地层中的重要沉积单元.
(2) 南海北部陆坡MTDs的多地震响应特征总体表现为弱振幅，半透明及杂乱反射.在MTDs的边缘接触区，可以识别出较为典型的犁式正断层和张性断层，具有强振幅的连续性反射特征；在MTDs的滑移搬运区，一般表现为块状平行或波状弱连续地震相；MTDs的趾部以挤压作用为主，其外形常表现为丘状，以同沉积型挤压逆冲构造为主要特征.
(3) 通过对白云MTDs的地质模型和数值计算结果分析，认为水合物的分解可导致MTDs的形成.随着水合物分解量的不断增加，海底斜坡的稳定性逐渐降低，当水合物分解量达到35% 时，海底斜坡即产生整体失稳，进而引起MTDs的发育.
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