海底滑坡广泛分布在大陆边缘，其诱发因素有海啸、地震、断裂活动、地层超压、海平面升降、海水底流改造及天然气水合物（以下简称水合物）的分解等^[1]。从搬运体积来看，海底滑坡可以比陆上滑坡大三个数量级，是地球上沉积物搬运的最重要途径之一^[2]。海底滑坡的发生可能诱发海啸，对海洋沿岸居民生活造成重大威胁^[3]，也可能损坏海底电缆、油气平台和输运管道等海洋工程装备^[4]，是一种重大的海底地质灾害。此外，海底滑坡形成的块体搬运沉积物通常渗透率较低，是一种有效的油气盖层，在油气的储集和封存中具有重要作用^[5-7]。

由于坡度相对较大（通常＞2°），大陆边缘的陆坡区易于发生海底地层失稳，而很多陆坡区沉积了充足的陆缘有机质，在地层中发育富甲烷流体为主的海底流体活动系统，两者空间分布上呈现相关性，加之两者都是亚稳定/不稳定的地质过程，因此海底滑坡与海底流体活动之间的关系受到学者的广泛关注^[8-9]。尽管水合物在大陆边缘以固体形态存在，但其生成与分解是海底流体活动系统演化的重要一环^[10]，且水合物分解和滑坡之间可能存在因果联系，因此研究中常把水合物作为海底流体活动系统的一部分考虑其与海底滑坡之间的关系^[11-13]。

海底滑坡的识别与研究主要基于海底多波束和多道地震数据开展，滑坡发生后会在海底形成陡崖、侧壁、压力脊等特殊的地形地貌，而滑坡形成的块体搬运沉积物在地震剖面上通常表现为杂乱/透明反射，在滑坡体底界面上形成强反射^[14]。最常见的海底流体运移通道包括气烟囱、断层等，其中气烟囱内部反射与周围地层形成明显对比，表现为同相轴上拉/下拉或透明反射^[15-16]。似海底反射（BSR）是识别海底水合物最主要的地震标识，表现为与海底近似平行的强反射或由强反射轴的终端组成^[17]。BSR之下常因为聚集游离气而在地震剖面上表现为强反射轴（或称为亮点反射），BSR之上的水合物稳定带内甲烷一般以水合物形式存在，但在多个大陆边缘均发现超压富甲烷流体可能穿过水合物稳定带在海底形成冷泉^[18-25]。

新西兰外海的Hukurangi陆缘广泛发育海底滑坡和海底流体活动^[26-27]，其中Tuaheni South滑坡目前仍有大量碎屑流沉积停留在坡上的陡崖内没有完全滑向盆地中，其地形地貌特征与活动的陆上泥石流体特征相似，因此被认为仍处于慢速滑移状态而引起广泛关注^[28]。前人提出了多种机制解释Tuaheni South滑坡的滑动机制^[29]，并开展了大洋钻探，结果显示滑坡体内部不存在明显的水合物，因此可以排除类冰川沉积物的蠕变机制。由于滑坡体内部可能存在强非均质性，且只有1口钻井，对于Tuaheni South滑坡的滑动机制仍无法确定，特别是对滑坡附近广泛发育的海底流体活动系统在滑坡活动过程中的作用仍然认识不足^[30]。

本文基于多波束资料和3D地震数据体刻画Tuaheni South海底滑坡体的地貌形态和反射地震特征，重点表征滑坡体附近的流体活动系统，探讨游离气运移和水合物分布等在Tuaheni South滑坡体滑动中的作用过程，为深入研究滑坡体的动力学机制提供一些参考。

1.   地质背景

研究区位于新西兰北岛东部Hikurangi大陆边缘的上陆坡（图1），构造活动主要受Hikurangi俯冲带活动的控制，太平洋板块以大约45 mm/a的速率向印澳板块俯冲^[31]。活动的倾滑逆冲断层主要沿大陆边缘走向分布在两个区域：从变形的陆架前缘到陆坡中部、从外陆架到海岸。在中上陆坡，沿着大陆边缘走向分布近100 km的构造相对稳定的地带。第四纪地层经由陆架坡折带从外陆架延伸到上陆坡，斜坡浅表层主要为全新世的细粒沉积物。第四纪地层之下是中新世或者更老的岩层，该岩层遭受过侵蚀和构造抬升^[32]。基底可能是由白垩纪至古近纪的沉积岩组成。

图  1  研究区位置及地貌（a）与三维地震测线解释的BSR分布范围（b）

a图中白色方框为三维地震数据覆盖范围，Tuaheni South滑坡发生之后形成3个分支（T1、T2和T3）；b图中滑坡体分支T2和T3之间为中央脊，蓝色线指示图2-5的地震剖面位置。

Figure  1.  Location and geomorphology of the study area (a) and the distributed area of interpreted BSR from 3D seismic data (b)

a. The white rectangle shows the distribution of 3D seismic data. The Tuaheni South landslide slides along three directions and formed three lobes (T1, T2, and T3); b. the distributed area of interpreted BSR from 3D seismic data. Lobes T2 and T3 are separated by a central ridge. The blue lines indicate the location of seismic profiles shown in Figs. 2-5.

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Tuaheni滑坡体发育在低位斜坡沉积体系中，覆盖面积达145 km²。整个滑坡体被宽为2 km的未发生滑动的楔形沉积物分成两部分：Tuaheni South和Tuaheni North。这两部分在地形地貌、成因等方面大相径庭^[28]，本文主要研究Tuaheni South滑坡体。Tuaheni South滑坡体发生在水深150～1100 m，位于陆架坡折带下方的上陆坡。滑坡体附近断裂不发育，距离滑坡体最近的Ariel Bank断层分布在外陆架边缘，距离滑坡后壁约3 km（图1）。Tuaheni South滑坡体最初发育一系列断裂，后来逐步演化成为滑坡体。与其他已发现的海底滑坡体不同，目前学者们认为Tuaheni South滑坡体一直在缓慢移动或间歇性活动^[28-29]。在Hikurangi大陆边缘的下陆坡底部广泛分布水合物，BSR作为水合物的一种识别标志广泛出现在Tuheni South滑坡体之下^[26]。

2.   数据和水合物稳定带模拟

本研究使用的3D地震数据和多波束资料均由新西兰科考船“Tangaroa”号的Tan1404航次采集^[33]。三维地震数据使用P-Cable 3D 高分辨率地震系统采集。地震震源使用标准的GI空气枪，采用谐波放炮模式。Tan404航次使用的P-Cable 系统由15条短电缆组成，电缆为长度12.5 m的8道数字缆，相邻电缆之间距离为10 m。数据采样频率为0.5 ms，数据处理过程主要使用常规数据处理流程,包括带通滤波（40-70-350-500）、叠加和时间偏移（图1b）。多波束数据由拉德公司的EM302多波束回声系统采集获得，采集深度最大7000 m，使用频率30 kHz。采集数据由Caris HIPS 和SIPS软件处理，处理过程考虑了总传播误差并进行质量控制。

水合物稳定带的分布主要由海底温度、压力、地温梯度等因素确定，在地震剖面上，一般认为BSR对应着水合物稳定带的底，在物理上，水合物稳定带的底由水合物相平衡曲线与地温梯度曲线的交点确定^[34-35]。理论上水合物稳定带深度可以由海底温度、海底深度和地温梯度等数据计算，计算采用Dickens and Quinby-Hunt的方法^[35]。海底温度和压力数据由NIWA提供，海底深度由地震剖面解释后时深转换获得。选择2D地震测线Tan1114-10B作为标定测线，地温梯度初始选择25 ℃/km，然后不断增大地温梯度（26，27，28，29，30 ℃/km）分别计算水合物稳定带深度，经反复比对试验，地温梯度为27 ℃/km时理论水合物深度和BSR最接近，该结果与Mountjoy等^[29]一致。采用27 ℃/km的地温梯度在3D地震剖面上进行理论BSR模拟，为3D地震剖面上实际BSR的解释提供参考和约束条件。

3.   Tuaheni South滑坡体的地貌特征及地震特征

根据空间形态，滑坡体一般分为头部、趾部和转换部位^[14]，其边缘由后壁、侧壁、底面和顶面组成。后壁是海底沉积物在受到张应力或重力作用后发生形变，在斜坡顶部形成的陡崖；侧壁是滑坡体侧向边缘接触的结构单元。

多波束资料可以清晰地对海底地形地貌进行成像。图1显示了研究区的地貌特征，滑坡体整体沿着陆坡走向展布，由西北向东南运动。滑坡头部水深约750 m，趾部水深约1100 m。根据滑坡体碎屑物的运动方向将Tuaheni South滑坡体分成T1，T2和T3。T1沿近S向滑动，T2沿SE向运动，T3沿E向展开，T2和T3之间由中央脊分隔。滑塌体三个部分靠近头部的碎屑沉积物的表面出现一系列垂直于搬运方向的槛状构造，这种特征沿着下坡方向逐渐消失（图1b），该地貌特征对应着滑坡头部的断裂。滑坡体后壁的倾角变化范围为2.5°～6.5°，滑坡体内的倾角相对较小，约为1.5°～4°。滑坡体后壁的落差约为100 m，从南向北有增大的趋势。后壁的陡倾面上发育两个大的凹槽，每个凹槽里又发育多个小的长条形凹槽，滑坡体的物源主要来自于北侧大凹槽的滑塌体。这些陡倾面向深部逐渐变缓，最终成为滑坡体的滑脱面（图1a，图2-3）。滑坡体侧壁的延伸方向与沉积物的搬运方向大致平行。T3的侧壁在远离后壁的下坡逐渐消失；T2的侧壁在趾部逐渐汇聚成深沟，滑坡碎屑物则从中经过进入到深海盆地；T1的侧壁延伸较短，终止于附近的盆地边缘陡坡。滑坡体的侧向边缘发育阶梯状的滑塌块体。3D地震剖面显示，T3北侧壁之上的陆坡地层未变形或微变型（图4），而T2和T3之间的高地由于受到T3的侵蚀和挤压，沿着滑坡体的滑脱面向上拱起，这种变形在向着Tuaheni海山的方向逐渐减弱（图4a）。

图  2  过滑坡体分支T2和T3的主测线地震反射特征（位置见图1）

图中气烟囱④为临近主测线上发现的气烟囱，其反射轴下拉与气烟囱③中反射轴上拱形成对比。

Figure  2.  Interpreted versions of seismic profile transecting T2 and T3 (Its location is shown in Fig. 1)

The gas chimney in the figure was identified on the adjacent main survey line, where the pull-down of its reflection contrasts with the pull-up observed in gas chimney.

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图  3  过滑坡体分支T2的主测线地震反射特征（位置见图1）

Figure  3.  Interpreted versions of true-amplitude 3D seismic profile transecting T2 (Its location is shown in Fig. 1)

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图  4  过滑坡体分支T3的主测线地震反射特征（位置见图1）

Figure  4.  Interpreted versions of true-amplitude 3D seismic profile transecting T3 (Its location is shown in Fig. 1)

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图  5  过滑坡体分支T2的联络测线地震反射特征（位置见图1）

相干体切片b和c清晰显示滑坡体之下的断层分布。

Figure  5.  Interpreted versions of true-amplitude 3D seismic profile transecting T2 (Its location is shown in Fig. 1)

The incoherence slices show the distribution of faults.

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从地震剖面来看，滑坡体顶面的同相轴（即海底）为强振幅反射，在滑坡体头部连续性较差，出现一系列断裂，与多波束剖面上的槛状构造对应。滑坡体的底界面（即滑脱面，地震剖面中蓝线）比顶界面相对平坦，但其振幅强度弱于顶界面，连续性整体一般，局部较差。滑坡体内部呈近半透明的杂乱反射结构，振幅较弱，不同部位不同深度的时间切片内的反射轴呈现杂乱无章的状态，也没有呈现明显的断层（图2-5）。

4.   水合物指示特征BSR和流体活动通道的识别

4.1   BSR的地震识别

地震剖面上清晰地显示了BSR的形态和走向。该区域的BSR主要由强反射轴的终端组成，连续性较差，类似于挪威近海Storegga滑坡地区的BSR^[36]。据三维地震数据在海底地形图上确定了BSR的分布范围（图1b），主要分布在T2的中下部。BSR以下的地层振幅较强，连续性较好，地层中可能存在游离气（图2-3）。BSR之上地层，振幅较弱，连续性一般。据地震剖面解释的BSR与计算的水合物稳定带底面理论值比较接近，因此BSR成因与水合物有关，指示了水合物稳定带的底界。甲烷气在水合物稳定带内的倾斜地层中可能以固态水合物存在，而在稳定带底界之下以游离气存在，两者形成明显的波阻抗差异导致BSR的形成。在上倾方向，BSR多终止于滑坡体，在滑坡体内部未识别出明显的BSR。因此，认为滑坡体内部没有与水合物相关的游离气存在。T2趾部下方的地层含有较多断面近直立的断层（图2-3，图5）。在滑坡体T1和T3的下部未识别出明显的BSR，但这也可能是由于受地震数据的采集质量影响而导致的^[37]。

4.2   流体活动通道的地震识别

流体活动通道主要分为与断层相关的流体活动通道和柱状流体活动通道，与断层相关的流体活动通道包括多边形断层和构造断层等；垂向流体活动通道包括气烟囱、泥底辟、泥火山、管状通道等^{[15-16, 38]}。根据流体活动通道的成因机制及3D地震特征，Tuaheni South海底滑坡体下方的流体活动通道主要包括正断层和气烟囱两种类型，地震剖面显示研究区的流体运动较为活跃（图2-5）。

4.2.1   断层

断层作为一种有效的流体通道一直受到广泛的研究。与断层相关的流体系统主要表现为断层顶部分布强振幅异常，即“旗帜”状反射，这种强振幅异常属于含气层的一种标志^[15-16]。断层上盘的杂乱反射异常也是其作为流体通道的一种标志。地震剖面显示，在滑坡体T2趾部发育大量高角度正断层，这些正断层切穿了BSR之下的强振幅，部分断层顶部呈现局部强振幅反射，这可能是气体沿着断层向上运移充填在储层中所致（图2）。

4.2.2   气烟囱

气烟囱是含气流体在地层垂向裂隙中运移所形成的低速带，其高/宽（直径）＞1，是柱状流体活动通道中较为常见的类型^[39]。气烟囱是一种良好的流体通道，它的形成与地层超压有关，当地层中的压力超过静岩压力，地层中的薄弱点就会首先出现水力压裂，产生大量裂隙，给流体运移提供通道。气烟囱在地震剖面上表现为杂乱反射、弱振幅带、反射空白带和“反射轴下凹”或“反射轴上凸”等形态。气烟囱的顶部或围岩多出现强振幅反射。在气烟囱内仅有水和气体沿着裂隙向上运移，碎屑物质不会一同向上运移。气烟囱的形态多种多样，研究区内的气烟囱主要有“反射空白带”、“反射轴下凹”、“反射轴上凸”三种形态。

（1） “反射空白带”式的气烟囱

气烟囱内有气体流动，是低速带，因此其地震反射特征是弱振幅反射甚至空白。Judd等^[40]实验研究证明，少量流体能够造成很大的波阻抗差异，从而形成强振幅异常。研究区内，此种流体通道的顶部往往地层保存完好，在空白反射的流体通道的顶部为强振幅异常，形成“气袋”（gas pocket）（图3，图5），流体通道的空白是气袋的的屏蔽作用导致的。气烟囱的上部周边地层局部呈现杂乱强振幅反射，是因为气体聚集导致孔隙压力增大，突破地层的屈服压力，地层发生断裂所致（图3）。

（2）“反射轴下凹”式的气烟囱

气烟囱内部呈现反射轴下凹的形态并且呈现弱振幅反射。这种下凹的反射形态多数情况下是由于裂隙中存在气体形成低速带导致，并非沉积地层下凹，因为即使浓度很低的游离气也会剧烈地降低地震波速^[41]。有的气烟囱直达海底，形成麻坑（图2④，图4⑦⑧）。

麻坑主要是由于流体（孔隙水、烃类气体等）沿着流体通道（断层、构造薄弱带等）向上缓慢渗漏或快速喷逸，海底松散沉积物遭到剥蚀而形成的大小不等的凹坑，其在一定程度上能指示海底油气藏及水合物的存在^[36]。有的“反射轴下凹”式的气烟囱终止于滑坡底界面之下的沉积地层中，在其顶部形成强振幅异常。这种强振幅异常的地层往往呈现杂乱反射，地层断裂发育（图2④，图4⑥⑦⑧）。气烟囱反射轴下凹的特征说明裂隙中存在流体或者流体正在活动，当流体停止运移，这种特征就会变弱或消失。

（3）“反射轴上凸”式的气烟囱

有些气烟囱内部会出现反射轴整体上凸的形态（图2①②、图3左，图4⑤），这种反射轴上凸现象是地层实际向上拱起。当裂隙中的流体运动非常活跃时，超压引起地层向上拱起，以致无法抵消因为气体存在而导致的反射轴下凹现象时（图2④），地震剖面上显示的流体通道就呈现整体上拱的形态（图2③）。 “反射轴上凸”式的气烟囱在海底也表现为凸起的形态特征（图2①②,图4⑤），表明流体可能沿着通道穿过滑坡体进入到海水之中。图3左侧的气烟囱呈现弱振幅反射的地震特征，往上逐渐演变成一系列“反射轴上凸”式气烟囱，并且局部地层呈杂乱反射，这种反射异常体的顶部与滑坡体的底界面重合在一起，而且两者之间地层连续性非常差，局部地区有“气袋”。分析认为，气体聚集在低渗透率的滑坡体下方，形成气袋，当压力超过上覆滑坡体的屈服压力，便沿着滑坡体的薄弱带向上运移，进入海水。

5.   海底流体活动在Tuaheni South滑坡慢速滑动中的作用过程

流体活动是导致海底滑坡发生的重要原因之一，但也可能增强海底稳定性。西非东尼日尔河海底三角洲的研究表明，麻坑以及气烟囱指示的海底流体活动可能增大局部沉积地层强度，阻碍海底滑坡的滑移，在滑坡趾部形成分支。Tuaheni South滑坡也存在明显的分支并在趾部识别出大量气烟囱，但Riboulot等提出的流体活动增大地层强度的两种可能机制在研究区内都未发现相关证据：气烟囱内没有发现因为自生碳酸盐岩等形成的上拉反射；Tuaheni South滑坡趾部分支以中央脊而非以气烟囱等为界^[42]（图1-2）。因此，Tuaheni South滑坡区内的海底流体活动不太可能阻碍海底滑坡的发生，而更可能促进海底滑坡的发生^[26]。

基于特殊的地形地貌以及块体搬运沉积物内部的变形结构，Mountjoy等提出Tuaheni South滑坡体与陆上泥石流类似，仍处于慢速滑移阶段，进而提出三种可能的机制^[28-29]。一是水合物分解形成游离气在滑坡面附近聚集形成超压导致滑坡体进一步失稳，但滑坡体与BSR共存的范围内，滑坡体存在于水合物稳定带范围之内（图2-3），因此该机制可能性不大^[29]。二是滑坡体内部充填水合物，发生蠕变，但IODP钻探结果未发现滑坡体内存在明显的水合物^[30]。第三种机制，即游离气运移进入滑坡带底界形成气阀导致滑坡体发生再次滑坡，与目前的地震解释结果更为一致^[26,30]，但前人未对海底流体活动如何到达滑坡底界面的过程做进一步研究。

研究结果表明，滑坡体跟流体活动的空间分布关系强烈地指示流体活动对Tuaheni South滑坡的形成起到重要作用（图2-3），并且海底流体活动可能以不同方式到达滑坡底界面（图6）。

图  6  流体活动及水合物对Tuaheni South滑坡体的影响示意图

Figure  6.  Schematic illustration of the model for hydrate and free gas-controlled active landslide

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其一，在没有水合物的区域，游离气主要通过气烟囱垂向运移到达滑坡底界面。在滑坡体T1和T3的下部，识别出了大量气烟囱（图2-4），这些气烟囱多发育于陆坡盆地沉积地层较厚的区域（局部沉积中心），因为这些区域内甲烷气生成量更大，能够产生足够超压在地层中生成气烟囱。图2-4滑坡体底部错断的强反射轴可能反映了游离气对储层的扰乱。受到低渗透率滑坡体的阻挡，气体在滑坡体底部聚集形成气袋（图3）。游离气到达滑坡底界面后也可能沿着滑坡界面进行侧向运移。聚集在滑坡体底部的游离气在一定程度上可以充当滑坡体的“气垫”，减小滑坡体底部的剪切强度，使其更容易向下运动。游离气不断向上输送，孔隙压力逐渐增大，超过滑坡体底部的破裂极限值，发生断裂，气体沿着断裂从滑坡体逸出，影响滑坡体稳定性^[29]。

其二，在有水合物的区域，正断层可能是游离气到达滑坡底界面的主要通道。Tuaheni South滑坡体T2下部，BSR与地层斜交，指示了水合物的存在（图2-3）。而在BSR之下发育一系列强振幅反射，指示游离气大量存在，这些游离气可能是沿着倾斜地层侧向运移的甲烷在水合物层下方聚集形成。大量高角度正断层切穿强振幅反射，其中一些断层顶部与滑坡体底界附近的强振幅反射轴（气袋）相连通（图2），表明断层可能是水合物稳定带之下游离气到达滑坡底界面的运移通道。尽管在水合物稳定带之内，游离气仍可能在渗透性强的断层内进行垂向运移而非全部生成水合物，可能机制主要是游离气在断层内的运移速率大于水合物生成速率^[43]。

研究区内高角度正断层的发育主要受控于区域地层应力状态，可能与俯冲导致的局部抬升或板块倾斜有关^[44]。许多正断层正好发育在Tuaheni South滑坡体T2下部BSR分布范围内，可能因为有断层作为垂向运移通道，这些区域内很少发育气烟囱。可能原因包括：① 构造成因的断层作为垂向高渗带，游离气优先沿着断层进行垂向运移而无法聚集达到形成气烟囱所需的更大超压；② BSR底界附近发育水合物，增大了地层强度，不利于气烟囱形成。

由于低渗透性滑坡体的封堵，通过不同过程到达滑坡体底界面的游离气聚集形成超压，这些超压作用与上覆滑坡体造成其进一步失稳^[8]。伴随滑坡的滑动过程，可能造成游离气释放和孔隙超压的降低，但深部游离气不断的垂向运移可能会进一步补充底界面的气体，从而促进下一次的滑动。如此循环往复，如同“气体阀门”^[29]。因此，研究区内的海底流体活动可能促进了Tuaheni South滑坡的慢速滑移过程。

6.   结论

（1）Tuaheni South海底滑坡区，BSR主要分布在T2滑坡体的中部和趾部的下方，侧向尖灭于其西南方的高地上。Tuaheni South滑坡体下方的流体运动非常活跃，在地震剖面识别出断层、气烟囱等多种流体活动通道。

（2）通过总结滑坡体的形态特征和对BSR及流体活动通道的有效识别，认为水合物和游离气对滑坡体的运动有着极大的影响。在水合物发育区域内，构造成因的正断层可能是游离气垂向运移到达滑坡底界面的主要通道。在没有水合物的区域，气烟囱向上输送的游离气到达滑坡体底界面可能聚集形成超压，造成断裂，影响地层稳定性，随着滑坡体的运动和停止，地层如同阀门控制着孔隙压力的聚集和释放，周而复始的作用于滑坡体。

致谢：论文写作过程中得到德国基尔大学Sebastian Krastel教授、青岛海洋地质研究所龚建明研究员的指导，谨致谢忱。