南海神狐峡谷群海底沉积物摩擦特性

陈顺, 杨小秋, 何昌荣, 徐子英, 林為人, 姚文明, 施小斌, 许鹤华, 孙珍

1 中国科学院边缘海与大洋地质重点实验室, 南海海洋研究所, 广州 511458 2 自然资源部海底矿产资源重点实验室, 广州海洋地质调查局, 广州 511458 3 中国科学院大学, 北京 100049 4 中国地震局地质研究所地震动力学国家重点实验室, 北京 100029 5 Graduate School of Engineering, Kyoto University, Kyoto 615-8540, Japan 6 天然气水合物勘查开发国家工程研究中心, 广州 511458

0 引言

海底滑坡作为一种广泛发育在大陆边缘的沉积体系,会引起海啸等地质灾害并破坏海底地质工程(Prior and Coleman, 1982; 吴时国等, 2008; Li et al., 2014; Wu et al., 2018; Chang et al., 2021).在全球范围内,海底滑坡发育与水合物赋存位置在空间分布上有较高的重叠度(Bunz et al., 2005; Mountjoy et al., 2014; Elger et al., 2018),且二者之间存在密切的热力学耦合关系.一方面,海底水合物的分解,会增大沉积物的孔隙流体压力、降低沉积物结构强度(Bugge et al., 1988; Brown et al., 2003, 2006; Bourlange et al., 2004; Sultan et al., 2004; Li et al., 2016; Sun et al., 2017; 唐常锐等, 2021),从而引发海底滑坡;另一方面,海底滑坡过程中,沉积物的重新分配(沉积物及赋存其中的水合物发生迁移)及其滑移过程摩擦生热等热效应(Yang et al., 2017b; 杨小秋等, 2020),会改变地层内部温度和压力场,导致主要受控于地层温压场的水合物赋存状态及位置发生变化(王力峰等, 2009; Mienert et al., 2005; 张磊等, 2011; Kretschmer et al., 2015; Elger et al., 2018),进而影响海底水合物的成藏过程.

综上所述,海底滑坡作用对海底工程安全、水合物赋存、运移及成藏过程都具有非常重要的影响.而海底滑坡区沉积物的摩擦特性对滑坡的形成有着控制作用,是研究滑坡体滑移行为的关键.在全球范围内,目前有关海底沉积物摩擦特性的研究主要聚焦于沉积物的输入对俯冲带滑移行为的影响(Sawai et al., 2014; Kurzawski et al., 2016, 2018; Mizutani et al., 2017; Rabinowitz et al., 2018; Boulton et al., 2019; Rubino et al., 2022),未见针对海底滑坡的相关研究报道.然而,我国南海北部陆架-陆坡区受构造沉降的影响,沉积物快速堆积,发育有澎湖峡谷群(Penghu Canyons)、神狐峡谷群(Shenhu Canyons)、一统峡谷群(Yitong Canyons)及西沙北峡谷群(Xishabei Canyons) (Yu and Chang, 2002; 韩喜彬等, 2010; Ding et al., 2013; 杨胜雄等, 2014; 王玉宾等, 2020; 周庆杰等, 2020) (图1a).这些峡谷群不仅赋存着丰富的水合物资源(Zhang et al., 2007; Wang et al., 2012; Yang et al., 2015, 2017a; Qian et al., 2017; Ye et al., 2019; 王秀娟等, 2021),而且在地质历史上也曾发育过多次海底滑坡作用,目前仍是大规模滑坡的潜在发生区(孙运宝等, 2008; 陈珊珊等, 2012; Sun and Leslie, 2020; 孙启良等, 2021).因此,开展南海海底沉积物摩擦特性研究对于保障我国海域安全,促进我国水合物成藏规律研究与开采等都有着深远的现实意义.为此,本文对采自神狐峡谷群的海底沉积物样品(图1b)开展了三轴准静态摩擦实验,以求为南海北部峡谷群海底边坡稳定性、滑坡过程中温压场演化及与滑坡相关的水合物成藏规律研究提供基础参数.

1 实验样品

神狐峡谷群(图1b)位于南海北部珠江口盆地的白云凹陷,其形成主要受控于～21 Ma发生的白云运动.从古珠江流入的大量陆源碎屑物质直接跨过陆架向陆坡区输送沉积物,导致陆源物质沿着先存断裂的破碎带下切形成水道,后续充足的沉积物供给使峡谷地貌进一步凸显(杜文波等, 2022).该峡谷群主体由多条近N-S向的谷与脊相间构成;峡谷长约30～60 km、宽1.0～5.7 km,其下切深度可达50～300 m,坡度达6.8°(毛凯楠, 2015; 付超等, 2018; 杜文波等, 2022).

近年来,我们在南海及印度洋开展海底热流探测过程中(Qin et al., 2013; 徐子英等, 2016; Shi et al., 2017; Yang et al., 2018; 杨小秋等, 2022),基于海底热流探针上4 m长的柱状取样管采集了一系列海底沉积物样品.本研究所用的4个沉积物样品采自神狐峡谷群中靠近陆坡区海底以下～4 m处(图1b),在脊和谷中均有分布(水深为1140～1395 m) (表1).X射线衍射分析(XRD)和黏土矿物定向片结果表明这4个沉积物样品,主要由陆源碎屑矿物(石英和长石)、层状硅酸盐矿物以及生物碳酸盐组成,在黏土矿物中伊利石体积占比高达58.8%～66.1%(表1),沉积环境为浅海-陆坡相.

2 实验方法

2.1 实验仪器

本研究所有的摩擦实验均基于中国地震局地质研究所伺服控制的三轴实验系统完成(He et al., 2006, 2007).该系统以氩气作为传压介质,以确保实验的安全性且使压力均匀分布;采用液压伺服对围压进行控制,最大围压可达～420 MPa;另外还设计有孔隙水压装置,最大孔隙水压可达～200 MPa.围压和孔隙水压的控制精度都为±0.2 MPa.该系统的温度由YAMATAKE DCP30型控温仪进行控制,最高温度可达700 ℃,温度控制精度为±2 ℃.该系统的轴向加载采用液压伺服装置控制,加载能力为100 t,应变速率的范围为10-3～10-8s-1(样品长度为40 mm).

2.2 温压条件设置

研究区内水深范围在千米级(表1),其底水温度为～4 ℃(Yang et al., 2018),地温梯度大致为58.5～100.7 ℃/km(李亚敏等, 2010; 施小斌等, 2017),且从地震剖面中可识别出滑坡面往往切穿海底沉积物最大可延伸至海底以下～500 m深度(陈珊珊等, 2012; 秦轲等,2015).由此,可估算出滑坡面温度范围为4～55 ℃.为了尽可能了解海底滑坡区沉积物的原位摩擦特性,同时确保有效应力(Pc-Pp)不会太低,便于实验成功开展,本研究实验条件设置为:围压Pc=20 MPa、孔隙压Pp=10 MPa及温度T≈20 ℃(由于实验系统温度无法调节至室温以下,该温度条件为室温).这与研究区内200～300 m厚度处沉积物的温压条件相对应,在滑坡面切穿深度范围内.

2.3 实验步骤

本次实验主要参考何昌荣研究团队的样品组装方式(He et al., 2006, 2007; Verberne et al., 2010; Zhang and He, 2013).实验的围岩由大小相等、材质不同的上下两个端块组成.考虑到实验样品黏土含量较高且实验应力条件较低,实验样品透水性不佳,为保证孔隙水均匀散布,我们采用了强度较低但渗透性较好的多孔陶瓷作为围岩上端块.而围岩下端块则沿用了强度较高但隔水性较好的辉长岩,作为孔隙水的封堵层(图2).经过磨平标准化后,两个围岩端块可沿预切面拼合成直径20 mm、长40 mm的圆柱体,预切面与圆柱体轴向夹角呈35°.为确保在加载过程中是沉积物之间在发生摩擦滑动,预切面需用#200金刚砂磨料进行粗糙化处理.此外,预切面的棱角边缘也需使用#350的砂纸进行磨圆处理,防止在加载过程中围岩尖锐边缘刺破装样封套,避免围压与孔隙压连通.

图2 海底沉积物三轴加载摩擦实验装样示意图Fig.2 Sketch of the sample assembly of triaxial loading friction experiment for marine sediments

随后将沉积物样品夹于上下两个围岩端块之间,使其初始厚度为1 mm,把包含围岩在内的整个样品与碳化钨垫片,刚玉块和钢质体一起放入壁厚0.4 mm的热缩管装样封套中,并在样品的组件两端放置双O型圈密封,使样品与围压气体介质隔离(图2).考虑到热缩管强度较低,为防止在加载过程中组件掉出,在底部双O型圈密封组件之下加了一个钢型垫块,并用钢丝固定(图2),组装完成后采用热吹风机将热缩管均匀加热收缩,使组件与装样封套之间紧密贴合,保证组件的封闭性.最后将一块聚四氟乙烯塑料纸用润滑脂粘贴在组件底部,以减少组件与主加载活塞之间的阻力.

实验过程中,为避免采取正应力控制时因滑动不稳定而导致的剪切应力突然下降引起的正应力扰动,我们采取了围压与孔隙压恒定控制.加压过程中先接入围压,使围压稳定在20 MPa附近,再接入孔隙压,随后开启压力自动控制系统,使围压与孔隙压始终维持在20 MPa和10 MPa左右.

轴向位移加载采用液压伺服系统,实验中的轴压应力通过设定变形速率进行加载.在测试开始阶段,轴向加载速率设置为1.0 μm·s-1(滑动面上对应速率为1.22 μm·s-1).在沉积物的弹性加载阶段后,摩擦力越过临界值,以稳定的摩擦系数开始滑动时,将轴向加载速率在1.0 μm·s-1、0.2 μm·s-1、0.04 μm·s-1之间切换,以获取摩擦系数的速度依赖性数据.在轴向位移永久变形达到3.0 mm(剪切位移为～3.67 mm)或热缩管破裂之前获得的数据作为测试的有效数据.热缩管是否破裂主要从两个方面进行判断:(1)实验过程中观察压力变化曲线,若孔隙压突然增大至围压,则认为热缩管破裂致使孔隙压与围压联通.(2)每次实验后检查预切面位置的热缩管是否存在裂痕.

2.4 数据解算流程

第一步:接触面积校正

由于样品存在斜向预切面,在实验过程中,当上下滑块开始错动时,摩擦面的实际接触面积开始减小,导致观测的轴向压应力(σr)小于实际轴向压应力(σ),需要对围岩两端的轴向压应力进行面积校正,它与轴向滑移量有如下关系(黄建国和张流, 2000; He et al., 2006):

(1)

式中θ是轴线与断层面的夹角,本实验系统中为35°;r是围岩半径;ΔL为轴向滑移量,用测量的轴向位移与弹性应变的差值表示(兰彩云等, 2010).若D为围岩的轴向位移量,弹性应变向非弹性应变的转变点为(D0,σ0),而弹性变形的斜率为M,则轴向滑移量如下:

(2)

沉积物沿预切面的总体剪切位移量Ds(总形变量,包含了沉积物的弹性形变部分),可表示为

(3)

第二步:计算瞬态摩擦系数μ

(4)

(5)

(6)

(7)

其中有效应力系数α=1-K/Ks,K为干燥沉积物的体积模量,Ks为沉积物固体颗粒的体积模量(Biot, 1941; Biot and Willis, 1957; Nur and Byerlee, 1971; Gurevich, 2004).含水量较高且未完全固结的沉积物,其Ks通常比K高3个数量级(Cheng, 2016),例如深海红黏土(K=2.00×107N·m-2,Ks=5.00×1010N·m-2)、软沉积物(K=3.69×107N·m-2,Ks=3.60×1010N·m-2)、硬沉积物(K=4.36×107N·m-2,Ks=3.60×1010N·m-2).本实验对象为松散沉积物,Ks和K应与软沉积物、深海红黏土比较相近,即K/Ks趋近于零,α可取为1(Yang et al., 2020).此外,由于单层热缩管的剪切强度很小,这里并没有考虑实验过程中其剪切变形对摩擦面上剪切应力(τ)计算造成的影响.

第三步:计算速度依赖性参数(a-b)

速率和状态依赖摩擦本构关系是表征断层摩擦系数和滑动稳定性的基本理论(Dieterich, 1978, 1979; Ruina, 1983),其稳态摩擦系数表达式为:

(8)

这里μ*表示在参照速率V*下的摩擦系数稳态值.根据稳态摩擦系数表达式在速度V1向速度V2变化后的差分形式,可以计算出 (a-b)值,即

(9)

其中(a-b)值是表征稳态速度相关性的参数,且研究表明其对滑动稳定性的判别至关重要 (Ruina, 1983).在准静态加载条件下,若(a-b)>0,称为速度强化,摩擦系数随着速度的增加而增加,此时不会在缓慢的构造加载作用下产生自发的地震成核;若(a-b)<0,则为速度弱化,此时摩擦系数随速度的增加而减小,断层会发生不稳定滑动(Rice and Tse, 1986; Dieterich and Linker, 1992).由于变形曲线有微小的位移依赖关系,具有一定的斜率,因此在取稳态值的差分值时需要用平行的斜线之间的距离来读取(兰彩云等, 2010).

3 实验结果

本研究中所有实验的温压条件相同(Pc=20 MPa,Pp=10 MPa,T≈20 ℃),且其总的剪切位移量不超过3.25 mm.在实验加载初始阶段,沉积物摩擦系数(μ)与剪切位移(Ds)之间大致呈线性增加关系,这与弹性加载阶段相对应.当剪切位移达到0.5～1.0 mm时(轴向应变约为3%～6%),μ-Ds曲线上出现极值点,即最大静摩擦系数μmax,这与沉积物的屈服极限点相对应(图3、图4).在摩擦系数达到μmax后,随着加载的持续进行,沉积物沿着预切面开始稳态(或准稳态)滑动.在不同加载速率之间切换,摩擦系数会对加载速率的改变做出响应,并重新回到稳态滑动状态.不同加载速率下的7个稳态滑动阶段的摩擦系数(简称稳态摩擦系数)可用μss1～μss7表示(存在准静态振荡时,取该阶段稳态摩擦系数的平均值) (图3、图4).本研究中所有实验的摩擦系数(μ)随剪切位移(Ds)的变化曲线绘制在图4中,实验条件和结果详见表2.

表2 神狐峡谷群海底沉积物摩擦实验条件与结果Table 2 Friction experimental conditions and results of submarine sediments in Shenhu Canyons

图3 海底沉积物样品16HF08-5的摩擦系数(μ)-剪切位移(Ds)曲线Fig.3 The curve of friction coefficient (μ)-shear displacement (Ds) for submarine sediment sample at 16HF08-5

3.1 摩擦系数μ

本研究中沉积物样品的摩擦系数存在位移强化现象,位移强化率0.21～0.45 mm-1(即实验μ-Ds曲线稳态滑动阶段线性拟合斜率),且摩擦系数范围跨度较大,最大静摩擦系数μmax范围为0.460～0.510,稳态摩擦系数μss范围为0.455～0.554(详见图3、表2).μmax与μss的变化趋势具有一致性,即μmax越大时,μss的数值在整体上也偏大,且随着滑移的持续,μss可大于μmax.

3.2 速度依赖性参数(a-b)

本研究中4个沉积物样品在现有速度阶跃下均表现为速度强化现象((a-b)>0),表明沉积物滑动速度的增大会导致摩擦系数的增大,从而抑制滑动作用.图5给出了不同速度阶跃下的(a-b)值变化.中-低速(0.04 μm·s-1→0.2 μm·s-1)的速度阶跃下(a-b)值,普遍小于中-高速(0.2 μm·s-1→1 μm·s-1)的速度阶跃下(a-b)值.这与哥斯达黎加奥萨半岛近海的黏土、粉砂质黏土沉积物所表现出的速度依赖性特征一致(Namiki et al., 2014).表明了加载速率越低,沉积物的(a-b)值越趋近零,对滑动的抑制作用越小.这可能为海底沉积物的蠕滑现象提供了新的研究思路.

图5海底沉积物样品速度依赖性随轴向加载速率的变化 图中横坐标为轴向加载速率,纵坐标为对应轴向 加载速率间切换的速度依赖参数(a-b)的值.Fig.5 Velocity dependence of submarine sediment samples versus axial loading velocityThe abscissa in the figure is the axial loading velocity, and the ordinate is the value of the velocity dependent parameter (a-b) corresponding to the switching between the axial loading velocities.

4 实验结果分析与讨论

4.1 摩擦系数与黏土矿物的关系

研究区内海底沉积物的摩擦特性对滑坡的形成有着控制作用.最大静摩擦系数μmax是判断滑坡体能否发生滑动的阈值;稳态摩擦系数μss不仅控制着沉积物在滑坡过程中的稳定性以及滑坡后的永久变形(Ishihara, 1994; 魏松等, 2005),而且会直接影响滑坡过程中滑坡体的摩擦生热量.而沉积物的矿物成分对摩擦特性起控制作用,为了进一步研究滑坡发育过程,探究摩擦系数与黏土矿物含量的相关性,我们收集了Nankai海槽和哥斯达黎加近海海域埋深300 m以浅沉积物(mbsf<300 m)的摩擦系数与总黏土含量资料(表3),并结合本研究结果绘制了图6.

表3 NanKai海槽与哥斯达黎加近海海域沉积物(mbsf<300 m)摩擦系数与总黏土含量信息Table 3 Friction coefficient and total clay content of submarine sediments (mbsf<300 m) in Nankai Trough and Costa Rica offshore

图6 海底沉积物摩擦系数(μ)与总黏土含量(ω)关系其中不同图形对应不同的数据来源(详见表3),实心圆圈表示本研究中沉积物样品第一阶段的稳态摩擦系数μss1;实线为图中数据采用二项式拟合结果,虚线为拟合曲线±30%的结果.Fig.6 Friction coefficient (μ) of submarine sediments as a function of total clay content (ω) Different graphic symbols correspond to different data sources (see Table 3 for details).The solid circles represent the first stage steady-state friction coefficient μss1 of sediment sample in this study. The solid line is the binomial fitting result of the data in the graph, and the dashed line is the result of fitting curve ±30%.

图6中,不同符号代表不同的数据来源(详见表3).实心圆圈表示本研究中沉积物样品第一阶段的稳态摩擦系数μss1.我们对Nankai海槽、哥斯达黎加近海及本研究中神狐峡谷群海底沉积物所有实验结果进行二项式拟合,得到总黏土含量(ω)与摩擦系数(μ)之间满足:

μ=0.66+0.0138ω-0.781ω2,R2=0.60.

(10)

表明mbsf<300 m海底沉积物的摩擦系数(μ)总体上与总黏土含量(ω)呈现负相关.受沉积物粒度、成岩作用(Ikari et al., 2018)及矿物混合与排列模式(Bedford et al., 2022)等因素的影响,图中数据点并未出现密集线状分布的特征,而是分布在拟合曲线±30%的范围内(图6中虚线带内).值得强调的是,我国神狐峡谷群的数据点虽然也散布在拟合曲线±30%的范围内,但并未呈现单调递减的特征,而是先增后减.这表明经验公式(10)能否适用于各个海域或许有待进一步验证.

4.2 摩擦角φ与内聚力c的求取

在本研究中海底沉积物的最大剪切强度可用莫尔-库仑破裂准则来描述:

(11)

且

μ=tanφ.

(12)

(13)

该值可直接在曲线中读取(图3、图4).

在沉积物样品加载过程中,摩擦系数达到μmax后,沉积物样品将开始沿预切面(滑动面)进入稳态滑动状态,稳态摩擦系数μss1可以在曲线中读出(图3、图4).根据式(7)可知,此时的剪切应力可表示为:

(14)

材料沿先存滑动面(预切面)进行剪切变形时,内聚力可以忽略不记(Ikari and Kopf, 2011),即内聚力c→0.由式(11)可知,此时的剪切应力为:

(15)

对比式 (14)和(15),可知摩擦系数(μ)-位移(Ds)曲线中的稳态摩擦系数μss1可视为摩擦系数μ,即:

μ=μss1.

(16)

再将式(16)代回式(12)和(13),可计算获得摩擦角φ和内聚力c:

(17)

由式(16)和(17)可知,依据海底沉积物μ-Ds曲线读取的最大静摩擦系数μmax、稳态摩擦系数μss1,即可获得沉积物的摩擦系数μ、摩擦角φ及内聚力c.经计算,本次实验4个海底沉积物摩擦角φ范围为24.5°～27.0°、内聚力c范围为0.30～0.57 MPa(表2).

这一结果与Wang等(2020, 2021)对南海神狐海域含天然气水合物的上覆沉积物样品(黏土矿物含量为16.8%～27.1%;深度为海床以下0～8.8 m)的三轴力学实验结果(φ为28.15°～30.96°、c为0.07～0.3 MPa)及李彦龙等(2018)对南海沉积物试样进行的三轴力学实验结果(φ为23.98°～26.62°、c为0.25～0.58 MPa)有较好的可对比性.

4.3 神狐峡谷群滑坡成因分析

神狐峡谷群海底地形地貌分析结果显示,峡谷两侧谷壁的最大坡度不超过6.8°,自北向南的峡谷脊部坡度为1.6°～2.0°(刘杰等,2015;杜文波等, 2022),都远小于本研究区海底沉积物摩擦角(φ: 24.5°～27.0°).结合海底沉积物所展现的位移强化与速度强化特征,即滑动距离的增加以及滑动速度的增大都将导致摩擦系数的增大,从而抑制滑坡发育,表明现今神狐峡谷群单纯在沉积物自重作用下不会自发失稳、滑动.

根据地震剖面(图7),可以识别出神狐峡谷群滑坡体往往呈现出多期次滑塌的特征.大量沉积物沿滑塌断层发生滑动,形成多个规模相近且呈阶梯状排列的小型滑坡体(陈珊珊等,2012;秦轲等,2015;王一凡等,2017;苏丕波等,2020).滑塌断层的最大切穿深度多在百米级范围,与BSR(水合物稳定域的底界)埋深相近,且在其下部气烟囱、泥底辟、断裂广泛发育.滑塌断层倾角大致相同,一般不超过15°,远小于研究区沉积物的摩擦角.这也意味着沉积物在达到重力失稳前便在外力作用下产生了滑动,并且外力条件应当满足“大小相近”、连续的条件,才能使沉积物发生滑动时的临界坡度(简称滑动坡度)减小近10°,形成规模相近的多期次阶梯状滑坡体.而火山、地震、海啸等灾变型外力,由于发生周期不连续以及对沉积物稳定性的影响深度及大小都具有随机性,难以形成一系列如此规律的滑坡体.

结合滑塌断层与BSR、气烟囱等构造的空间分布关系(图7),我们认为神狐峡谷群的滑坡成因与水合物的成藏过程密切相关.该区域的水合物成藏自上而下主要表现为低饱和水合物层、高饱和水合物层、水合物+游离气层、游离气层的分布特征(苏丕波等,2020).这主要是由于其水合物形成具有“双源”特征,生物成因气与热成因气分别在不同深度形成水合物.BSR之上的高饱和度水合物层作为低孔渗层,对游离气起到封堵作用,会使游离气聚集在BSR附近.一方面,BSR底部热解成因游离气随时间演化不断累积在BSR附近;另一方面,泥底辟、火山、地震、海啸等因素(李琳琳等,2022)对沉积物温、压场的改造,可能引起水合物稳定域的温、压条件临界处的水合物(即BSR附近的水合物)最先开始分解成游离气并聚集在BSR附近.这两种因素都将导致在BSR附近的局部范围内孔隙压逐渐增大,使得沉积物的结构强度降低,滑动坡度逐渐减小并逼近至滑塌断层倾角,进而失稳滑动.这很好的解释了滑坡体滑塌断层最大切穿深度与BSR埋深相吻合以及滑塌断层倾角大致相同的地质特征.由于气源供给稳定,在沉积物的温、压场重新平衡后,新的水合物稳定带逐渐形成,并开始新一轮的游离气富集形成局部高压,如此循环往复,形成规模相近的多期次阶梯状滑坡体.

综上所述,现今神狐峡谷群单纯在沉积物自重情况下不会发生失稳,总体上比较稳定.滑坡的形成主要是由于底部热成因游离气的聚集或/和BSR附近的水合物在地震等扰动作用下分解,在BSR 附近地层形成局部高压区,导致沉积物失稳.滑塌断层最大切穿深度受高压区形成位置,即BSR埋深的影响,往往在百米级范围.此外,该区南北向地形坡度较小,以及该区海底表层沉积物的位移强化与速度强化特征,大大制约了滑坡体的滑塌距离与滑塌速度.这可能是导致神狐峡谷群滑坡体呈现厚度薄、滑距短特征的主要原因.

5 结论与展望

本研究对采自南海神狐峡谷群4个海底沉积物样品,在尽可能接近海底原位温、压的条件下(围压Pc=20 MPa、孔隙压Pp=10 MPa及温度T≈20 ℃),进行了三轴准静态摩擦实验(低速率),获得该峡谷群浅层沉积物摩擦特性及其滑坡成因初步认识:

(1) 沉积物样品的最大静摩擦系数μmax为0.460～0.510,稳态摩擦系数μss为0.455～0.554,μmax与μss的变化趋势较一致,且随着滑移的持续,μss可大于μmax.

(2) 研究区沉积物样品在滑移过程中,均表现出速度强化与位移强化特性.

(3) 根据摩擦系数(μ)-位移(Ds)曲线,确立了一套沉积物摩擦角φ和内聚力c求解方法.并据此获得研究区海底浅层沉积物样品的φ为24.5°～27.0°、c为0.30～0.57 MPa.

(4) 现今神狐峡谷群仅在沉积物自重作用下不会发生失稳,总体上比较稳定.滑坡的形成主要是由于底部热成因游离气的聚集或/和BSR附近的水合物在地震等扰动作用下分解,在BSR 附近地层形成局部高压区,导致沉积物失稳.由于滑塌断层最大切穿深度受BSR埋深的影响,且沉积物具有位移强化与速度强化特性,使得该峡谷群滑坡体主要呈现厚度薄、滑距短的地质特征.

本次研究为神狐峡谷群稳定性研究以及滑坡发育与水合物赋存状态热力学耦合的数值模拟等研究,提供了基础的热力学参数及实际约束条件.但本次实验中仍存在两方面不足:(1)所用样本较少(仅4个),且都是海底以下～4 m的表层沉积物.这在一定程度上限制了我们对相关特性的统计性规律认知.(2)目前仅开展了三轴准静态摩擦实验,而旋转剪切等大位移、高速率摩擦实验仍未涉及.这制约了我们对高速率下沉积物摩擦特性的认识与研究.为此,我们拟在后续的工作中,一方面将补充不同区域海底沉积物样品,并考虑申请获取南海北部深部沉积物样品(如南海北部钻孔岩芯样品),开展不同温压条件下的摩擦实验研究;另一方面将同时开展沉积物的大位移、高速率实验.以便更系统地研究不同区域、不同深度沉积物在不同速率下的摩擦特性.

致谢本研究的样品采集得到国家自然科学基金委员会共享航次计划项目(41449906,41549907,42049906)的资助.航次(编号:NORC2015-06,NORC2016-07,NORC2021-06)由中国科学院南海海洋研究所“实验3”号和厦门大学“嘉庚”号科考船实施.感谢中国科学院南海海洋研究所于传海、赵俊峰、曾信及王彦林助理研究员、任自强博士生、张慧慧硕士生、南京大学刘绍文教授及三个航次全体人员在沉积物取样过程中的努力与付出.中国科学院南海海洋研究所刘建国研究员团队在沉积物样品矿物分析过程中提供技术支持,江西省地震局罗丽高级工程师、中国地震局地质研究所刘世民博士及中国地质大学(北京)胡紫娟博士在摩擦实验方法与数据处理方面给予了指导和讨论,中国科学院南海海洋研究所李伟研究员对本研究进行了有益讨论.匿名审稿专家提出的宝贵意见和建议,使得本工作得到进一步完善和提升.在此一并感谢.图1是利用Generic Mapping Tools (GMT) (Wessel and Smith, 1995)绘制.