 点击上方“溪流之海洋人生”即可订阅哦滑坡是斜坡岩土体沿着贯通的剪切破坏面所发生的滑移地质现象，是主要地质灾害类型之一。随着海洋油气开采和沿海港口等海洋工程建设的需要，对水下滑坡等海底地质灾害的研究越来越受到重视。 
! u4 o! ?/ F) p5 b$ |/ p- l 研究成果表明，水下滑坡主要分布在陆坡、河口和潮汐通道等区域。我国对于水下滑坡的研究，主要集中于南海北部陆坡、东海陆坡和黄河口等区域，对潮汐通道内的滑坡现象研究相对较少。峡道型潮汐通道是潮流维持的天然通道，一般发育于岛屿集中的区域，是岛群内外水体交换的通道。相对于陆坡区域的水下滑坡，峡道区的水下滑坡规模相对较小，水深较浅，与河口区域的水下滑坡类似，但是由于峡道优越的水深和避风条件，是重要的深水港址和航道资源，因此峡道内多发的水下滑坡对海底光缆管道、港口码头、海堤等海岸工程设施都有较大威胁。
4 [) s( C) x7 r/ w 本文以舟山六横岛周边峡道海域为研究区域，通过高分辨率浅地层剖面探测，识别浅部地层结构，并对水下滑坡的分布、类型、规模等特征进行分析，从而为岛群区港口海岸工程的规划、选址和建设提供依据。
" l8 k/ }' ?2 C2 Q, A 一、研究区域概况  - v. L+ t8 U7 j! r
六横岛位于浙江省舟山群岛南部，面积98.0km2，是舟山群岛中的第三大岛（图1）。海域潮汐为非正规浅海半日潮，平均潮差2.37m，最大潮差4.36m，潮流为往复流。该岛四周被潮汐汊道所环绕，主要有条帚门水道、佛渡水道、双屿港、牛鼻山水道等，其中条帚门水道介于虾峙岛与悬山岛、六横岛之间，NW-SE走向，长41.7km，宽4.0km，两端宽，中间窄，水深18～106m，是宁波－舟山深水港主要航道之一；佛渡水道位于六横岛西北部，NE-SW走向，长20.0km，宽8.4km，中部水深10～20m，是浙东北沿岸重要的航道之一；双屿港，介于六横岛与佛渡岛之间，南北走向，长7.6km，宽1.4km，水深10～91m。牛鼻山水道，介于六横岛与大陆之间，东西走向，长37.0km，宽11.0～16.0km，水深5～12m，水下地形较为平缓。研究区受长江入海泥沙扩散南下的影响，海水含沙量大，沿岸边坡淤积较快，构成典型的峡道型潮汐通道沉积，属于浙闽沿岸泥质沉积体系的一部分。
' R. B* f2 _4 {" _; Y2 S7 t 六横岛深水岸线资源丰富，全岛10m水深以上且有一定腹地配套的岸线36.3km，占舟山市可用深水岸线的21.9％。依托优越的深水岸线资源，六横岛已兴建较多深水码头泊位。在《浙江舟山群岛新区发展规划》、《宁波舟山港六横港区控制性详细规划》等相关规划中，六横岛区域重点发展港口航运业及相关临港产业。  4 |8 @- H$ p7 _& v
图1 研究区域及测线布设图 : j) Z2 ^' Z' H
二、研究方法
6 N3 [6 W) S8 h ⒈测线布设
- Q5 {9 y$ B# g7 r 从六横岛周边海域水深地形看，南部牛鼻山水道的水深较浅，水深变化平缓，而东、北、西部水道水深变化大、地形复杂多变，是水下滑坡易发生的海域。因此，本文主要针对六横岛东北部条帚门水道、北部佛渡水道及西北部双屿港开展探测研究，共布设浅地层剖面测线45条，其中，双屿港和佛渡水道测线22条，条帚门水道主测线18条，联络测线5条。 0 {0 w$ o* v% g8 r3 M7 P
设计测线间距为500m，具体分布如图1所示。
/ D3 S2 _8 U7 p, j9 ^ ⒉数据采集及处理 " s# u$ w. v+ `5 y- t1 a
调查时间为2012年12月6日至10日，使用浅地层剖面探测仪进行测量，震源为英国AAE公司所生产的CSP2200震源控制器、电火花震源，接收仪器采用２０单元组合检波水听器，以及Coda Octopus公司生产的DA2000采集系统，采样率为0.05ms。设置激发能量600J，激发间隔1s。导航采用HYPACK软件。定位采用中海达HD8600一体化信标机，精度优于1m。调查船总吨位73t。作业时，天气为晴或多云，海况为1级或2级，作业条件良好，测线总长132.9km。 ; L' f& Y0 z4 Y; S8 J; r
对采集到的资料使用Seisimage软件进行频谱分析，确定有效信息的频率，之后通过带通滤波、中值滤波、振幅补偿等方式的处理，获得数据有效信息。
* |3 o7 _& ^: W, M; x ⒊识别与计算 6 B2 E/ y2 W0 k
浅地层剖面探测方法是应用水声学原理进行海域浅层地质结构与构造探测的有效方法。反射界面是由于界面两侧介质的波阻抗不同造成的，它既反映了地质历史中的侵蚀面和沉积面，还是一个具有年代地层意义的等时界面，能够据此划分不同沉积单元及其内部结构。通过对地层剖面各反射波组、内部反射结构的追踪、对比分析，能够划分出反射界面与地层单元。
2 l" I. n. B9 d9 D 滑坡发生时，滑坡体常沿凹型不规则滑动，底面旋转滑落。滑坡体中常发育倒倾层理，滑坡床接触面常发育拖拽层理，滑坡体前缘大都发育隆起丘。
' Y4 v* m1 S( p, N2 m) I- t B 但是在实际的识别过程中，因为分辨率等因素的限制，部分滑坡的倒倾层理、拖曳层理显示得并不清晰，浅层气的干扰也比较明显，部分研究区域的滑坡面也不易识别。因此，当浅地层记录中出现一种滑坡特征时，认为此处存在水下滑坡。 6 Q; `# D; P( w. V
计算滑坡体体积时，先确定各条测线中水下滑坡体的平面位置，然后通过浅地层记录获取各测线上滑坡体的厚度，利用ArcGIS中的简单克里金法插值模块，得到滑坡体的厚度曲面，最后统计滑坡体体积。
4 H: r! |1 L; X: w4 P2 d 三、结果
, L6 M# t1 l/ Z1 a6 n% C ⒈浅部沉积地层结构
" r# W3 s# V3 Y x* G 通过研究区45条测线的浅地层剖面各反射波组、内部反射结构的追踪、对比分析，划分出3个主要声学反射界面和4个地层单元，分别用T1、T2、T3以及U1、U2、U3、U4标识。典型剖面解释如下。 1 G' u* ^! g, A2 s+ [, S) b
从垂直岸线的边坡地层剖面记录看（图2），地震相单元U1位于海底以下，埋藏10m左右，内部具有平行反射结构，与下伏地层U2整合接触，与U4不整合接触。U2下伏于U1，内部存在平行反射结构，与U4不整合接触。U3伏于U2之下，内部存在平行反射结构，与U4不整合接触。U2、U3向深槽方向尖灭。T1、T2存在起伏，且U2的内部存在同相不连续。U4层内以杂乱的反射结构为主，局部显示似层状反射。 
0 Z. q& J; h; D6 b6 Y' N1 w 测线L8部分浅地层记录
, w. d' {6 s8 w; e( H; a2 j; Q. X 图2 垂直岸线的典型地层结构示意图
) a7 S2 }5 r; ^- @( w/ q 从平行岸线的地层剖面记录来看（图3），地震相单元U1、U2、U3和U4内部均具有平行反射结构。U1、U2、U3地层之间平行整合接触，U3与U4不整合接触。其中U1厚度约为10m，U2厚度约为20m，U3厚度约为15m，U4厚度大于15m。 
+ s) ?/ g- B1 E) q0 L 测线L45部分浅地层记录
) [- W/ W. N% i: f' ] 图3 平行岸线的典型地层结构示意图 $ }( ]9 H. ^) T7 ~( ]0 x ?
⒉水下滑坡分布范围 1 n& H; e1 R- |6 y) B$ g! y
根据滑坡体的层理特征，对研究区内浅地层剖面探测记录进行识别，共发现有6处保存相对完好的水下滑坡体（图4）。其中，1号滑坡区位于双屿港的海岸边坡位置，2号滑坡区位于佛渡水道中的深槽边坡位置，3号滑坡区位于佛渡水道与条帚门水道的交汇处，4号滑坡区位于条帚门水道的深槽边坡处，5号与6号滑坡区位于条帚门水道深槽边坡位置。  " z( q( V2 M5 A4 v5 V1 b/ {6 K
图4 六横岛周边水下滑坡区分布示意图 * p/ L5 V1 A8 E2 p [ T) A. V/ Z
⒊水下滑坡规模 ; @* m' ~* k; ?
通常以体积大小划分滑坡规模，一般划分为四级：小型（小于3×104m3）、中型（3×104～5×105m3）、大型（5×105～3×106m3）和超大型（＞3×106m3）。根据量算统计（表1），本研究区内滑坡体规模大小不一。其中，3号滑坡规模最大，1号滑坡次之。在研究区内的１号和３号滑坡为超大型滑坡，2号、5号和6号滑坡为大型滑坡，4号滑坡为中型滑坡。
* P# r# b4 |% t# D% q 表1 研究区内水下滑坡面积与体积 9 N3 ^2 v1 U) u' h
编号
7 g C) d4 I# o5 X+ D4 i$ W 面积/(×106m2)
L9 F% N/ |2 h+ G 体积/(×106m3) ) { t& {: `" ]
1
* }2 ?% G7 X+ {+ k/ `6 y f 0.88
% x2 J. y+ r1 [ 4.77 ( X2 t# `4 E, l6 T2 b2 Q
2
; U& n q0 h1 _+ l2 e9 ]+ G4 ]/ E& [7 d9 ? 0.29
( P! x. I8 r& Y 1.41
! s% S a( D" O0 X( f( _7 S! h7 s 3 9 p% p/ @# u- k4 P I6 |
1.70 7 u; ^, p# d& u6 g6 X3 }
26.56
4 M. O* m( g* H7 M; h3 O7 O* Q. H 4
" }7 w$ x% e' t7 L 0.08 - g' S5 R: ?& v+ U* l6 {5 H
0.16 # v# Z* n1 M! H( M
5
1 O" w9 l/ @3 x" P. e* N4 M8 h1 @ 0.26 . g5 E0 i/ Y' q5 s. [3 Z
1.38
+ _* u/ [8 n: `0 u# M% G 6 , Z ]8 y" B. z* y* _# U
0.22
# f7 O; h p6 E4 e9 \% t1 S 2.37
( F4 ?4 R! G2 a ⒋水下滑坡结构特征 ' w E0 N: h6 j6 E' J9 R
根据滑坡稳定状态理论，水下滑坡可以分为整体性滑坡和破碎性滑坡两类。整体性滑坡因滑动体变形小、滑距短，若侵蚀作用弱，滑坡体保存完好；破碎型滑坡因滑坡体破碎，呈粘性流动或液化，结构形态难以辨认。在研究区内主要发现了6处滑坡，滑坡体都保存完好，均为整体性滑坡（图5）。
6 |2 a0 E o+ k( j, ^7 w 基于有无多级性原则，整体性滑坡可划分为单级性滑坡与多级性滑坡。除1号和2号滑坡外，研究区内其他4个滑坡体均具有明显的多级性。按滑坡发生的推进方向，多级性滑坡又可分为溯源型滑坡和前进型滑坡。滑坡产生后，弹性卸载使得其后的土体强度降低，再次产生滑坡，称为溯源型滑坡。如图5f所示，研究区内6号滑坡体出现的形变，可能是由于滑坡源头再次发生滑坡，滑动后堆积在U1层内部的已形成的滑坡上，挤压而产生的形变。由此，该滑坡可认为是溯源型滑坡。沿着滑坡的方向，在已形成的滑坡体中继续发生滑坡，称为前进型滑坡。研究区内3号、4号和5号滑坡均属于此类型，其中以3号滑坡最为典型。 
+ O# j5 C* S, ^- `, x0 h: Q 图5 滑坡的浅地层记录
+ I: M O/ G/ X0 m 从3号滑坡地层结构来看（图6），地震相单元U1的强反射面相位出现断裂，地震反射不连续。单元内部有明显的倒倾层理、拖曳层理，是典型的水下滑坡。U1前部与U4不整合接触，推测为发生滑坡后，上覆于U4之上。T2、T3部分清晰连续，部分由于受干扰，无法清楚识别。通过前后清晰的反射界面猜测出T2、T3在剖面中的位置及趋势。在清晰部分的剖面中，U2、U3均具有平行反射结构，地层之间平行整合接触。U3上覆于U4上，与U4不整合接触。U4层间以杂乱的反射结构为主，局部显示似层状反射。  7 W+ e. Y. v! P6 y1 F% M4 A& _' O6 Z
图6 3号滑坡地层结构示意图
! S a7 i# ~; G1 u 从3号滑坡地层结构来看，滑坡体在U1层内，沿滑坡方向一共连续发生4次滑坡，各滑坡面均清晰可辨（图5c），可见倒倾层理与拖拽层理，滑坡体前缘发育有隆起丘（图7）。 
. Q z" k) j4 Q 测线L24部分浅地层记录 * P1 I/ n2 b) \& U
图7 3号滑坡示意图
% j0 b0 x( ]6 } 四、讨论 6 b Q1 O c9 V$ @/ N
⒈水下滑坡的成因
( i2 ?& T# Y* o9 l 水下滑坡的成因错综复杂，包括滑坡形成的内在条件和触发因素。 3 V" _9 y1 Z3 a2 S+ H
滑坡形成的基本条件包括丰富的沉积物来源、沉积物的物理力学性质和海底地形条件等。本区域细颗粒沉积物来源丰富，主要为长江泥沙扩散南下的泥沙，在适当的海域环境条件下堆积形成厚薄不一的全新世沉积层。据舟山群岛海区沉积物物理力学性质的测试分析，海底浅部沉积物天然含水率为35.50％～62.80％，平均为44.31％；孔隙比为0.98～1.70，平均为1.23；压缩系数为0.48～1.11MPa-1，平均为0.77 MPa-1；压缩模量为1.94～3.69 MPa，平均为3.01MPa；粘聚力为10.00～20.00KPa，平均为15.72 KPa；内摩擦角为4.50°～10.90°，平均为9.04°。海相沉积物的孔隙比相当于陆地淤泥的3～5倍，含水量是陆地淤泥的2～4倍，这导致沉积物抗剪强度降低，灵敏度、液限和塑限增大。
& o! X3 k* o# Y$ K 滑坡的发生与海底地形坡度也存在一定的关系。前人统计了大量滑坡发生时的斜坡坡度，结果表明坡角可以从小于0.5°大至60°，变化非常大，而85％的滑坡发生在小于10°的斜坡上。本文通过水下地形数据，绘制了各个滑坡在滑动方向上的地形剖面（图8），计算相应的坡度，1～6号滑坡的平均坡度均小于9°，其中2、3、5、6号滑坡的坡度均小于5°，而1号和4号滑坡的坡度较大。1号和4号滑坡的位置靠近基岩海岸，2、3、5、6号滑坡的位置距离基岩海岸相对较远，不同的水动力条件可能是影响滑坡坡度的原因。  f2 v" \& Q# o7 N, g9 t
图8 六横岛周边水下滑坡滑动方向上的地形剖面图 - v4 J# B) A% }3 P$ g* u5 T2 a' N
滑坡的触发因素也很多，包括水动力、台风及人为因素。从六横岛周边海域水下滑坡滑动方向来看（图4），水下滑坡的滑动方向与潮汐通道等深线走向大致垂直，表明研究区水下滑坡的发生与潮流关系密切。此外，本区域受台风影响较多，平均每年2.78个。风暴潮不仅使滩槽物质剧烈交换，也使得峡道效应进一步增强。风暴潮对海底土体产生水动力应力，增大了重力失稳现象发生的概率。本区多发的极端天气事件也是诱发滑坡发生的重要动力因子。自20世纪80年代以来，六横岛已进行大规模滩涂围垦。围垦使得潮滩面积急剧减少，进一步增强了研究区的峡道效应，海岸线的向海推进与潮流流速的增大，使得海岸剖面近岸淤积，而深槽区始终冲刷，呈现“上淤下冲”的格局，使滑坡发生的可能性进一步增加。六横岛作为宁波－舟山港的主要港区之一，已建或计划兴建万吨级以上泊位10余个，另外还建有大小船厂共4个，小型渔用码头10个以上。港口码头与船厂的建设，占用了滩涂，并且建设过程中的打桩引起的震动等可能对淤泥产生扰动，触发水下滑坡。 5 |% J3 y0 d$ {% E7 L
此外，航道疏浚等人类活动也可能是峡道区水下滑坡发育的触发因素之一，例如加利福尼亚旧金山湾海底斜坡开挖电缆沟引起过建筑工程滑坡。因此，在围垦、码头工程与航道疏浚等人类活动实施之前，需要开展更加全面的规划认证研究，必要时需要构建模型，研究滑坡发生的可能性。对于实际存在的触发水下滑坡的风险，需要采取必要的预防措施。 & R1 V5 P/ q. o# q( ?) K
⒉水下滑坡的年代 ' T6 t7 b# q( Y7 X6 a) k
浅部地层中反射界面是由界面两侧介质的波阻抗不同造成的，它既反映了地质历史中的侵蚀面和沉积面，还是一个具有年代地层意义的等时界面。因此，根据界面与滑坡体的相关性，可以推测出水下滑坡的发生年代。
8 ^) `/ G+ E1 T) H3 a# F 如前文所述，根据本研究区浅地层剖面各反射波组、内部反射结构的追踪、对比分析，划分出3个主要声学反射界面，自上而下依次为T1、T2、T3界面。这些界面在东海内陆架沉积区（包括舟山群岛海区）可以进行对比，具有区域性意义。部分钻孔剖面的古生物化石与测年资料已经证实上述界面具有时代意义。其中，T1界面是全新世晚期与中期的分界面，形成时间约为距今2.5Ka；T2界面为全新世中期与早期的分界面，形成时间约为距今7.5Ka；T3界面为全新世海相沉积与晚更新世末陆相沉积的分界面。因此，U1、U2、U3为全新世沉积地层，U4的年代早于全新世。
; X' x( }8 G" m2 g) Y+ X 从探测到的6个水下滑坡结构看，单级或多级滑坡均发生在T1界面以上的U1地层内，地层自浅水区向深槽区尖灭，据此可以推测6个水下滑坡均发生在距今2.5Ka以来的全新世晚期。
, w( T% g, F. w6 P* P/ F: A5 D/ C 五、结语
0 Q0 Q% Z/ s/ @( e6 u ⑴在六横岛周边海域的有效反射剖面上划分出3个主要声学反射界面T1、T2、T3以及U1、U2、U3、U4共4个地层单元。U1、U2、U3为全新世沉积地层，U4的年代早于全新世。 0 n3 E( B$ h4 _
⑵六横岛周边峡道区存在6处滑坡。从结构上看，均为整体性滑坡，其中包括2处单级滑坡与4处多级滑坡。多级滑坡又可细分为1处溯源型滑坡和3处前进型滑坡；从规模上看，2处为超大型滑坡，3处为大型滑坡，1处为中型滑坡；从位置上看，主要分布于六横岛沿岸边坡及毗邻的潮流深槽边坡；从年代看，均发生在距今2.5Ka以来的全新世晚期。
; Q7 _" `, V8 ^% f: j6 d ⑶六横岛周边峡道区水下滑坡是多种因素共同作用的结果。水动力作用是峡道区滩槽地貌发育及滑坡形成的重要机制，台风和人类活动是诱发六横岛峡道区水下滑坡的主要因素。 - `' W* F; }4 ?5 F5 U, q6 _
【作者简介】本文作者/孙鸿程 蔡廷禄 夏小明 王欣凯 刘毅飞，均来自自然资源部第二海洋研究所国家海岛开发与管理研究中心。第一作者孙鸿程，男，1994年出生，浙江嘉兴市人，主要从事海岛海岸带动力沉积、动力地貌研究。本文为基金项目，中央级公益性科研院所基本科研业务费专项项目资助（JG1205）、国家自然科学基金面上项目资助（41576095）。文章来自《海洋学研究》（2019年第1期），参考文献略，用于学习与交流，版权归作者及出版社共同拥有，转载也请备注由“溪流之海洋人生”微信公众平台整理。  fill=%23FFFFFF%3E%3Crect x=249 y=126 width=1 height=1%3E%3C/rect%3E%3C/g%3E%3C/g%3E%3C/svg%3E) K; h/ w+ l1 b# s9 H8 e* p2 {
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