深水地质灾害和海洋灾害评估综述和方法
简介
不同专业使用略微不同的方法定义深水。海洋地质学家和海洋学家通常将超过陆加坡折处的海洋，即比100-200米深的海洋，称为深水。沉积学家将风暴浪底下的海洋，水深100-200米一下的海洋，称作深水。在工业方面，深水勘探水深超过500米。在本文中，我们将陆棚坡折过渡带（如，陆加坡折处）作为浅水和深水主要分界线。
本文第二个主题是大量运输问题和浊流，可以使用类似方法进行讨论。所有类型大陆边缘和斜坡都会出现这些过程中，这些过程对科学和工业都非常重要。它们是主导过程，通过这些过程，大量沉积物经过大陆坡到达海洋深处。这些过程和沉积特征的增强知识不仅对持续成功地进行深水石油勘探很重要，对人类生活、居住（即海啸）和海上基础设施（如，平台、管线、通信电缆等）也很重要。
本文中第三个主题是海洋沉积物中的天然气水合物。在陆缘近地表沉积物中存在着广泛的天然气水合物，这些水合物是由上覆水柱产生的高压引起的。天然气水合物会对深水石油作业产生严重伤害。qq免费
底层流灾害
发生和分布
在全球所有海洋中都存在底层流。到目前为止，没有记录显示海洋是完全平静的(Zhenzhong and Eriksson, 1998)。底层流最初出现在表面（通常风是驱动力），然后出现在整个水柱中(Gross and Gross 1996)。风是底层流的驱动力，强度随深度显著降低。除了特殊情况下，风驱动海流会穿过前几百米水，例如大风暴事件(Brooks, 1984)，但是底层流与此不同。几十年以前人们对深洋流知之甚少。虽然第一次认识到底层流和深洋流是在70年前(Wust, 1936)，但是直到20世纪60年代技术进步后才开始研究底层流和深洋流(例如，Heezen and Hollister, 1963; Heezen et al., 1966)。使用直接海流测量、海底摄影、海底和地下抽样以及声学法，快速促进我们了解深海流体动力学(Shanmugam et al., 1995; Zenk, 2008)。
现在，广泛认可底层流以不同的方式形成：（1）风驱动；（2）潮汐驱动；（3）热盐驱动；（4）内部波驱动(Stow et al., 2002; Shanmugam, 2006)。根据海流类型可知，所有深水作业都会受到影响。在深水，产生大部分底层流作为热盐输送带的一部分(Broecker, 1991;Rahmstorf, 2006)，在极地冷水灶中形成(Brackenridge et al., 2011)。北极和南极地区高盐度地表水强烈降温是全球热盐环流系统的驱动力。这一情况使密度大的砂块下沉，深海处通风。随后，下沉砂块与上覆砂块混合，热量使砂块上涌，从而保持这一循环过程。创造水高密度满足下沉条件需要两个关键因素：盐度和温度。结果显示，产生底层流有有限的几个源区，即，挪威格陵兰海、拉布拉多海、白令海、罗斯海和南极洲附近其他地方(Rahmstorf, 2006)。现在，海洋中温水厨房非常稀少。低纬度地区强度蒸发使温水厨房中产
生温底盐水。主要源区是东地中海，通过直布罗陀海峡进入全球海洋。此情况也发生在红海和波斯湾，但受浅盐床影响不能进入海洋。
按照深度判断，可能会遇到内部潮汐和波浪。这些潮汐和波浪一般出现在不同密度砂块结合处，潮汐和波浪可以混合，运输大量水和沉积物(Zhenzhong and Eriksson，1998)。大体上，他们可以和表面波浪相匹敌，因为他们的振幅和波长可变性很强，振幅和波长取决于密度梯度和其他条件。
在油气工业调查中发现，沿着大陆缘产生加速底流（图1）。这些砂块是大陆边界深海中的强烈河水，这些砂块受地转偏向力和海地形态影响使其流速增加。在大西洋，深洋流影响许多石油盆地。巴西近海大陆坡受巴西流、南大西洋中央水、南极中层水、北大西洋深层水和南极底层水影响(Viana et al., 2002)。这些砂块在不同深度与大陆坡接触，流速范围
从缓慢到40cm/s (Farrant and Javed, 2001)。一些是向北流动的边界流，其他向南流动。墨西哥湾回流速度高达70cm/s，一般情况下速度在50cm/s左右 (Brooks, 1984)。北大西洋深层海流速给格陵兰岛海上开发地区带来额外挑战，因为在此地发现了大量地层水沉积物(Hunter et al., 2008; Nieln et al., 2011)as well as offshore the NW European margin, West of Shetland (图1)。
当这些海流达到足够的速度，就会冲蚀、冲起、运输和堆积沉积物。沉积物的大量堆积称作平积层堆积，并且这些沉积物会出现在底形和冲蚀特征中(Stow et al. 2002; Rebesco and Camerlenghi 2008)。
一般情况下，受底层海流影响的所有沉积或冲蚀都会沿坡面等深线取向，并且会延长几百米。观察到速度变高时，会发现广阔区域侵蚀面或侵蚀阶地切成大陆坡(Hernandez-Molina et al., 2008)。沉积物范围从细泥沙到砂石，在一些地区，可以发现砾石堆积。大部分平积层堆积都由混合硅质碎屑/生物材料构成，并且可能与其他沉积物（如，浊积岩材料或冰晶材料）紧密相关。
性质和变化性
与阶段性浊流或连续深海沉降过程不同，平流沉积是连续到半连续过程沉积过程。由于在许多量度和时标下，流速会有盛衰，因此是半连续状态，但是在地质时标下，流速会保持不变。
最近，Stow等人（2008）编辑了底层流的主要特点。底层流（又名等深流）一般顺着大陆边缘轮廓，沿坡面等深线方向移动。底层流可以上坡也可以下坡，例如，可以围绕障碍物或海地地貌移动。主导方向与大陆边缘平行。当底层流出现在低梯度斜坡和深海平原上时，地层水会形成广泛缓慢中心，移动速度<10cm s-1。基于温度、盐度和相对速度，可以将砂块与其他体区别开。它自己本身的海底形态是底层流中心路径、速度和复杂性主要控制因素(Zenk, 2008)。更大梯度斜坡，像大陆隆和大陆坡，或一些地貌障碍物，像海山或海底峡谷，会提升底层流速度，任何一种砂块被压缩时，其速度都会增加。地转偏向力通过向地貌上推压砂块进一步压缩砂块来提升速度。地貌，像海底通道和入口，给流速增加提供了条件。
海流速度和性质在空间和时间上的变化性很大。检测平积层堆积时，改变沉积构造、颗粒大小和其他性质后，穿过堆积物海流强度不同 (e.g. Stow et al., 1986)。在空间上，海流在距离上减速，直到一些地貌允许进一步加速。海流速度直接测量值显示沿着一些砂块压缩和加速后的路径测量后，每秒增加了几米(Gonthier et al., 1984)。
海流速度也会随时间不同规模的变动。沉积学工作显示大规模改变，冰期-间冰期旋回为100kyr，较小规模变动为1000yr(Stow et al., 1986; Knutz, 2008)。底层流直接测量值显示，进一步强度变动为季节循环，甚至是日循环(Zhenzhong and Eriksson, 1998; Stow at al 2012)。结果显示，这些海流很复杂，很难研究，预测起来很有挑战性。
潜在破坏
在空闲时间英语洋流给石油勘探和生产地区带来额外风险；表层流给钻井船和游轮上自动定位设备增加额外张力；中层流给连接钻头的设备增加了非常大的额外张力；深层流会影响海底基础设施。这里我们特别研究了与底层流相关的风险。这些层流会给深水作业，包括钻井、生产和开发带来很大的潜在风险 (Chow et al., 2006)。主要风险为：（1）引发下坡砂块运输过程；（2）巡线和疲劳；（3）给立管和系绳增加的额外应力。
底层流和块体坡移。底层流和它们的堆积物都会进一步导致大规模不稳定性（见下文）。有许多示例
证明平积层和砂块运输沉积物共同存在于地质记录中(e.g. Bryn et al., 2005)，并且清楚证明平积层堆积通过许多因素会进一步导致坡体大规模不稳定性(Laberg and Camerlenghi 2008)。首先，与许多其他深水过程相比，平积层具有沉积速率高的特点(Stow et al., 2002a)。这一特点会导致流体含量变高，进而导致孔隙压力高和坡体稳定性低。第二，平积层沉降的性质导致中度至分选良好的沉积物沉积。与他们分选较差，具有较高内部
剪切强度的对应物相比，这些沉积物明显较弱。最后，平积层聚集导致堆积层形成。这些会直接改变大陆缘形状，增加大陆坡梯度，导致断层出现。强有力的海流与海床接触时，产生额外的坡体不稳定性问题。内波会进一步导致坡体不稳定，断层围绕平积层为主的边缘出现，产生的堆积存在广泛。在古老记录中观察到大多数与平积层相关的块体坡移事件比记录历史中的时间更大。
巡线和管线疲劳。在浅水作业中，将管线放置在管沟中，以避免其移动，但是，在深水中，基本设施直接放置在沉积物固结不佳的海床上，沉积物中粘土和水含量非常高。再加上底层流影响，导致管线移动，接口处和立管所受应力增大(Carr et al., 2008)。加上施加到设备上的其他灾害，像管线热循环(Bong et al., 2009; Whooley, A., ，2011)和腐蚀 (McKinnel, 2011)，可能使设备过早破损。管线路线模拟和计划是一个非常复杂的程序，需要考虑许多变量，避开含有高速底层水的部分地区对避免不必要张力作用在设备上很重要。
立管和系绳的应力。立管、系绳和钻杆疲劳在恒定洋流地区很常见，出现这些疲劳情况会大幅增加生产费用。立管作为流动障碍物，导致在水柱中形成漩涡。这样以来设备所受张力变得更强，导致连接处振动加强，机械磨损加剧。由于海流和波浪作用产生的旋窝振荡原因已经弄清。主要磨损点接近立管顶部或接地点，在此处作业时存在底层流(IntecSea,n.d.)。在深水处，强有力海流会增加立管曲率和腐蚀度，所以此时出现连接处张力变大是常见的(McKinnel, 2011)。
陈小柔
强有力底层流引起一些主要问题，出现这些问题会大大增加安全、环境和经济成本。一项附加问题也是深水再入程序(Bullock et al.,1979)。这些风险会导致海底基础设施过早损坏，并且增加会增加作业时间和成本。海流情况的详细了解使工程师更够设计海下结构来适应海流条件，并且不会增加费用。海流速度数据对设计结构（包括管线、支管和立管）很重要，并且对底层流扫过的边缘地区是一种特别的挑战。这一情况是设的兰群岛西部地区的未来挑战，在该地区，底层流流速可能超过1m/s(Kuijpers et al., 2002)，仅2012年建立的Clair油田海下结构就有500吨(Sheehan，2011)。
危害评估
研究和分析海流很有挑战性。可以通过水柱温度、盐度和速度变化异常直接判断出来。广泛使用海下浮漂和示踪器来检测底层水主要路线(Richardson et al., 2000;Zenk et al., 2008) 和速度情况(Smith and Jacobs, 2005)。根据这些测量数据，评估深海流性质和特征。他们一般包含在速度提升的水“中心”中，水“中心”创造边界流，漩涡和环流可能会从水“中心”剥离，然后可能会再次加入主要水“中心”。
使用测流计和船上声学多普勒海流剖面仪测量水柱，可以直接获得海流流速，但是海流路线和强度的性质和变化性不能直接测量出来。Smith和Jacobs研究中，在墨西哥湾，使用不同元件产生更加可靠和逼真的海流循环模式，获得了500次海流测量数据。虽然添加了边界约束和数据平滑，但是除砂块边界外，在显著地形地貌（像峡谷和陆加坡折处）附近，观察到了一些大误差。为保证经营期限内油气基础设施安全可靠，需要钻井点海流强度可能最大值和均值。将测量工具固定在海下数月来测量海流离散速度(e.g. Hamilton, 1990)。需要这些长时间记录来判断趋势（如季节性变化）。直接测量这一量值很昂贵，开始作业前调查很费时。根据平积层沉积地貌和侵蚀地貌，使用交替法可以评估一个区域海流强度。
王家屏在开始钻井作业前，为了评估区域地质灾害，岩土工程公司会提供关于海床的声学数据集。使用船上或AUV（自主潜水器）上的工具中的多束侧向扫描海底仿形机进行测量。在勘探阶段，如果与地震勘探数据相结合，可以获得许多潜在灾害数据，例如，不规则地形、断层、天然气水合物和砂相，但是这些测量方法还不能完全测量出潜在灾害，因为使用这些方
法还不能完全评估底层流灾害。这里我们将描述主要的方法，工业上使用这些方法测量获得的数据进行与洋流相关地质灾害的进一步评估。
Damuth（1980）使用海底高频回声波图来判断海底相，区别不同近底过程。在下坡沉积物（如，浊
小羊肖恩第二季积岩和碎屑岩）中，平积层沉积地貌和平积层侵蚀地貌响应不同。高频条件下，沉积物迁移波和冲刷沟引起中断和双曲线声波响应(Damuth, 1975)。虽然在一些浊积岩为主地区会出现一些像沉积物波一样的地貌，但是结合声波特征和底层流现有知识可以识别海流作用地区。另一种方法是，使用声波数据识别强有力海流作用地区，根据区域取向和几何形状趋势辨识平积层地貌。在内外部几何形状和出现广泛横向侵蚀裂痕基础上，使用地震数据辨识平积层沉积。
底形速度矩阵
虽然上面方法在识别底层流和了解区域边缘水动力动态方面非常有用，但是在平均流速方面没有获得定量数据。这里我们将提供一项提取这一信息的新方式，即将现有地球物理方法用于最新平积层研究。
在深水中不断增加底层流速度的情况下，Heezen和Hollister（1971）第一次获得了底形序列。现在，底层流影响的详细区域沉积学分析产生底形速度矩阵编码。使用这些编码，通过沉积物颗粒大小和/或海底底形可以估计底水平均速度（图2）。高能环境具有较大颗粒运输能力，因此会导致粗粒沉积(Tucker, 1991;Reading and Levell 1996)。其他考虑，像颗粒密度和与沉积物源点或源点距离，应该考虑进去，整体来说，底层砂块速度降低，输送速度跟着降低。大体上，矩阵与产生其他其他沉积的底形速度矩阵类似。在海流形成的海床上，除了预期底形外，可能检查占主导地位的颗粒大小。
正如上文提到的一样，在许多不同时标中，底层流流速具有变化性。海床上的底形是整个时标沉积中，平均或占支配地位流动特性记录，因此，粒径速度矩阵成为区别底水核心路线和平均速度的一项健全手段。矩阵可以使用高频高分辨率声学测量方法，使海床绘制更详细。可以使用像旁侧扫描声纳(Kenyon and Belderson 1973)和水下自动设备获得的图像来识别底形(Chow, 2006)。使用底部照片可以获得形成海床底形地貌的更多知识。如果发挥全部潜力，底形速度矩阵可以提供一种经济有效的方法来获得一份详细地区信息，这份详细信息与底层水产生风险相关。
砂块迁移和浊流
性质和变化性
下滑和滑塌。海底滑坡和滑塌涉及滑动面所有边沉积物砂块移动(Mulder and Cochonat, 1996)。由于大部分剪切力都沿着基本破坏面，因此，移动砂块内部结构未受到干扰，但是，如果流动砂块未固结，根据材料强度和非均质性，当它从坡上向下移动时，可能会经历复杂的内部变形。他们大小和体积范围为几个立方米到几百几千个立方米。距离超过200千米。下滑和滑塌区别取决于斯肯普顿比h/l，其中h是滑移面深度，l是断层长度。下滑范围为斯肯普顿比<0.15，滑塌范围为斯肯普顿比范围0.15-0.33(Skempton and Hutchinson, 1969)。
大部分海底滑坡好像是直移的，特点是与斜坡平行十分平坦的破裂面（坡度<20）。挪威中部边缘Stor
egga滑坡和Traenadjupet滑坡以及法罗-设得兰群岛Afen滑坡2D地震图像研究中使用了这些低角度破裂面(Canals et al., 2004)。对于这些破裂面，滑动面是可以预先确定的，一般与低剪切强度离散层（如渗透性砂层或粘土层和夹砂层（半远洋、远洋和平积层沉积物））相对应(Mulder, 2010)。
但是，最近随着高分辨率3D地震测量发展，显示了沿基本滑移面的地形显著变化(Gee et al., 2005)。这些水下研究与众所周知的示例一致，表示可以呈现阶梯式、条纹式、凹状或这些滑移面地形组合 (Gee et al., 2005; Lee and Stow, 2007)。对于直移滑坡，滑移面
是可以预先确定的，并且与薄弱层平行层段有关。随着向下倾斜驱动应力或阻力（如沉积物剪切强度）降低，滑移面向上移动，产生这一地形。这些地形地貌可能会在引起滑移体内部变形和分散压力发展，从而导致滑移体变形进入泥石流或浊流，例如，Santa Barba海峡Gaviota滑坡(Greene et al., 2006)、亚得里亚海西北边缘Gondola滑坡 (Minisini et al., 2006)和1929年Grand Banks事件(Piper et al., 1999)。
滑坡一般与各种各样延伸和压缩地貌（例如，正断层、逆断层和走向滑动断层等）相关。延伸地貌常见于滑坡上坡部分，尤其是在端墙区域(Martinn and Bakken, 1990)，其主导取向与输送方向垂直。在复杂滑坡中，初始滑坡体迁移运动导致邻近区域不稳定，例如，延伸地貌会产生大量线状海槽控制沉积物路径，直到地形凹处填满。这样的地貌常见于浅三角洲环境中，如，Clark Fjord，巴分岛(Muld
er and Cochonat, 1996; Syvitski and Farrow, 1989)。滑坡端墙陡坡处的正断层逐渐达到滑脱基本水平(Stow et al., 1996)。下坡处，滑坡沉积前端（常称作“趾端”），由于砂块迁移堆积物非粘结性凝固，压缩是占主导地位的，特点是存在混乱的变形层或相干折叠层叠瓦状冲掩岩片。对向坡下移动的抗力提高了趾端区域地形。除正断层和逆断层外，走向滑动断层可能发展与最大应力方向垂直以在适应沉积物集合中的差异移动。在露头和地表下岩石数据中很难识别这样的地貌，但是可以帮助解释使用旁侧扫描声纳图像获得滑移面上观察到的纵向剪切脊(Hampton et al., 1996;Lee and Stow, 2007)。
海底坍塌呈现出许多滑坡地貌，这些地貌一直在改变(Stow et al., 1996)。但是，与滑坡不同的是，坍塌基本破裂面常向上凹，沉降材料旋转移动(Hampton et al., 1996)。不同移动形式真实原因还没知晓，一些专家认为沉积物固结差是控制因素，其他专家主要集中在机械搅拌重要性上，因为移动砂块与滑移面地形产生相互作用力(Dykstra, 2005; Hampton et al., 1996; Mulder and Cochonat,1996)。出现后者原因是因为在砂块迁移沉积末端观察到更多打乱的和混杂堆积的地貌。坍塌内部结构经常是混杂堆积，高度变形的，变形程度和形式随着移动层位置、强度和材料非均质性变化 (Stow et al., 1996)。因为坍塌常涉及塑性形变，所以一旦应用的剪切力低于临界值，就会停止横向移动。
滑坡和坍塌不是孤立过程，常与多个破裂阶段形成复杂结构。最常见的是牵引式破裂形成的结构，这时破裂向上坡方向传播 (Mulder, 2010; Mulder and Cochonat, 1996)。其他低频复杂边坡破裂成为重叠、附加和连续的滑坡和坍塌，其中，如果主体破裂面与连续事件合并时，使用术语“重叠”，或者，
如果诱发事件的破裂面不合并时，使用术语“附加”。当大量沉积物初始破裂使下面第二材料堆产生移动时，产生连续滑坡和坍塌。推断在泰坦尼克号沉船处，存在这样的滑坡 (Mulder,2010)。
正如上文简单提到的一样，通过逐渐增加周围水混合和夹带以及粘结块的分解使滑坡块和坍塌块进入泥石流和浊流中，但是，变形真正原因和性质还没知晓，因为山崩块状物可以移动几百米，并且在苏醒流动和浊流中不会变形，而其他变形的接近于源点。实际上，滑坡和坍塌是很复杂的过程，在物质运输中，可以呈现滑坡、坍塌、泥石流和浊流成分。
塑性流动。塑性流动是物质运移过程的一种类型，运移过程中，由于沉积物和水充分混合，所以在内部不会出现分层。它们常见于大陆坡沉降中，代表是泥石流，这里有两种类型泥石流，即粘性流（粘性泥石流）和摩擦流（非粘性或低粘性泥石流）(Dasgupta, 2003)。粘性泥石流和非粘性泥石流特点都是屈服强度有限，因为或者材料粘着强度来自于高粘土成分（粘性泥石流），或者摩擦强度来自颗粒连接。材料粘结强度产生假塑性性质，移动中的物质整个处于层流状态(Mulder and Alexander, 2001;Shanmugum, 1996)。泥石流继续流动，直到重力下坡分力低于临界值。实验和现场观察显示，增加时，在泥石流中也会出现沉降，因为在物质整个移动过程中始终存在内部剪切力。在下一波到来前，前一波中沉积物不可能固结，因此沉积物是多次波浪的混合物(Dasgupta, 2003)。众所周知，泥石流在小坡度上移照片里的记忆
卖茶>半碗青稞面
