Corriente de turbidez

Una corriente de turbiedad suele ser una corriente submarina de agua cargada de sedimentos que se mueve rápidamente y que desciende por una pendiente; aunque la investigación actual (2018) indica que los sedimentos saturados de agua pueden ser el actor principal en el proceso. Las corrientes de turbidez también pueden ocurrir en otros fluidos además del agua.

Investigadores del Instituto de Investigación del Acuario de la Bahía de Monterey descubrieron que una capa de sedimento saturado de agua se movía rápidamente sobre el fondo marino y movilizaba los pocos metros superiores del fondo marino preexistente. Se observaron columnas de agua cargadas de sedimentos durante los eventos de corrientes de turbidez, pero se cree que fueron secundarias al pulso del sedimento del fondo marino que se movió durante los eventos. La creencia de los investigadores es que el flujo de agua es el final del proceso que comienza en el fondo marino.

En el caso más típico de las corrientes de turbidez oceánicas, las aguas cargadas de sedimentos situadas sobre terrenos inclinados fluirán cuesta abajo porque tienen una mayor densidad que las aguas adyacentes. La fuerza impulsora detrás de una corriente de turbidez es la gravedad que actúa sobre la alta densidad de los sedimentos suspendidos temporalmente dentro de un fluido. Estos sólidos semisuspendidos hacen que la densidad promedio del agua que contiene sedimentos sea mayor que la del agua circundante no perturbada.

A medida que estas corrientes fluyen, a menudo tienen un "efecto de bola de nieve", ya que agitan el suelo sobre el que fluyen y acumulan aún más partículas sedimentarias en su corriente. Su paso deja el suelo sobre el que fluyen erosionado y erosionado. Una vez que una corriente de turbiedad oceánica llega a las aguas más tranquilas de la zona más plana de la llanura abisal (principal fondo oceánico), las partículas transportadas por la corriente se sedimentan fuera de la columna de agua. El depósito sedimentario de una corriente de turbidez se llama turbidita.

Las corrientes de turbidez del fondo marino son a menudo el resultado de flujos de ríos cargados de sedimentos y, en ocasiones, pueden iniciarse por terremotos, hundimientos y otras alteraciones del suelo. Se caracterizan por un frente de avance bien definido, también conocido como cabeza de la corriente, y son seguidos por el cuerpo principal de la corriente. En términos del fenómeno más frecuente y más familiar sobre el nivel del mar, se parecen un poco a las inundaciones repentinas.

Las corrientes de turbidez a veces pueden resultar de la inestabilidad sísmica submarina, que es común en pendientes pronunciadas bajo el agua, y especialmente en pendientes de trincheras submarinas de márgenes de placas convergentes, taludes continentales y cañones submarinos de márgenes pasivos. A medida que aumenta la pendiente de la plataforma continental, la velocidad de la corriente aumenta, a medida que aumenta la velocidad del flujo, aumenta la turbulencia y la corriente arrastra más sedimentos. El aumento de sedimentos también aumenta la densidad de la corriente y, por tanto, aumenta aún más su velocidad.

Definición

Las corrientes de turbidez se definen tradicionalmente como aquellos flujos de sedimentos por gravedad en los que el sedimento queda suspendido por la turbulencia de un fluido. Sin embargo, el término "corriente de turbidez" fue adoptado para describir un fenómeno natural cuya naturaleza exacta a menudo no está clara. La turbulencia dentro de una corriente de turbidez no siempre es el mecanismo de soporte que mantiene el sedimento en suspensión; sin embargo, es probable que la turbulencia sea el principal o único mecanismo de soporte de granos en corrientes diluidas (<3%). Las definiciones se complican aún más por una comprensión incompleta de la estructura de la turbulencia dentro de las corrientes de turbidez y la confusión entre los términos turbulento (es decir, perturbado por remolinos) y turbio (es decir, opaco con sedimentos). Kneller & Buckee, 2000 define una corriente de suspensión como "flujo inducido por la acción de la gravedad sobre una mezcla turbia de fluido y sedimento (suspendido), en virtud de la diferencia de densidad entre la mezcla y el fluido ambiental". Una corriente de turbidez es una corriente de suspensión en la que el fluido intersticial es un líquido (generalmente agua); una corriente piroclástica es aquella en la que el líquido intersticial es gas.

Desencadenantes

Pluma hiperpícnica

Cuando la concentración de sedimento suspendido en la desembocadura de un río es tan grande que la densidad del agua del río es mayor que la densidad del agua del mar, se puede formar un tipo particular de corriente de turbidez llamada pluma hiperpicnal. La concentración promedio de sedimentos suspendidos para la mayor parte del agua de los ríos que ingresa al océano es mucho menor que la concentración de sedimentos necesaria para ingresar como una columna hiperpicnal. Aunque algunos ríos a menudo pueden tener una carga de sedimentos continuamente alta que puede crear una columna hiperpicnal continua, como el río Haile (China), que tiene una concentración en suspensión promedio de 40,5 kg/m³. La concentración de sedimentos necesaria para producir una columna hiperpicnal en agua marina es de 35 a 45 kg/m³, dependiendo de las propiedades del agua dentro de la zona costera. La mayoría de los ríos producen flujos hiperpicnales sólo durante eventos excepcionales, como tormentas, inundaciones, desbordes de glaciares, roturas de presas y flujos de lahares. En entornos de agua dulce, como los lagos, la concentración de sedimentos en suspensión necesaria para producir una columna hiperpicnal es bastante baja (1 kg/m³).

Sedimentación en embalses

El transporte y la deposición de sedimentos en estrechos embalses alpinos a menudo es causado por corrientes de turbidez. Siguen el vaguado del lago hasta la zona más profunda cerca de la presa, donde los sedimentos pueden afectar el funcionamiento de la salida del fondo y las estructuras de toma. El control de esta sedimentación dentro del embalse se puede lograr mediante el uso de obstáculos sólidos y permeables con el diseño adecuado.

Desencadenamiento del terremoto

Las corrientes de turbidez a menudo son provocadas por perturbaciones tectónicas del fondo marino. El desplazamiento de la corteza continental en forma de fluidización y sacudidas físicas contribuyen a su formación. Los terremotos se han relacionado con la deposición de corrientes de turbidez en muchos entornos, particularmente donde la fisiografía favorece la preservación de los depósitos y limita las otras fuentes de deposición de corrientes de turbidez. Desde el famoso caso de rotura de cables submarinos por una corriente de turbidez tras el terremoto de Grand Banks de 1929, las turbiditas provocadas por el terremoto han sido investigadas y verificadas a lo largo de la zona de subducción de Cascadia, la falla norte de San Andrés y varios lagos europeos, chilenos y norteamericanos. , regiones lacustres y costeras japonesas y una variedad de otros entornos.

Lavado de cañones

Cuando grandes corrientes de turbidez fluyen hacia los cañones, estos pueden volverse autosostenibles y arrastrar sedimentos que previamente han sido introducidos en el cañón por la deriva litoral, tormentas o corrientes de turbidez más pequeñas. El lavado de cañones asociado con corrientes de tipo oleada iniciadas por fallas de taludes puede producir corrientes cuyo volumen final puede ser varias veces mayor que el de la porción de la pendiente que falló (por ejemplo, Grand Banks).

Cayendo

Los sedimentos que se han acumulado en la parte superior del talud continental, particularmente en las cabeceras de los cañones submarinos, pueden crear corrientes de turbidez debido a la sobrecarga, lo que provoca hundimientos y deslizamientos.

Sedimentación convectiva debajo de penachos de ríos

Una pluma de río flotante cargada de sedimentos puede inducir una corriente de turbidez secundaria en el fondo del océano mediante el proceso de sedimentación convectiva. Los sedimentos del flujo hipopicnal inicialmente boyante se acumulan en la base del flujo superficial, de modo que el denso límite inferior se vuelve inestable. La sedimentación convectiva resultante conduce a una rápida transferencia vertical de material al lago inclinado o al lecho marino, formando potencialmente una corriente de turbidez secundaria. La velocidad vertical de los penachos convectivos puede ser mucho mayor que la velocidad de sedimentación de Stokes de una partícula individual de sedimento. La mayoría de los ejemplos de este proceso se han realizado en el laboratorio, pero se obtuvo posible evidencia observacional de una corriente de turbidez secundaria en Howe Sound, Columbia Británica, donde periódicamente se observó una corriente de turbidez en el delta del río Squamish. Como la gran mayoría de los ríos cargados de sedimentos son menos densos que el océano, los ríos no pueden formar fácilmente flujos hiperpicnales hundidos. Por lo tanto, la sedimentación convectiva es un posible mecanismo importante de iniciación de las corrientes de turbidez.

Efecto en el fondo del océano

Las corrientes de turbidez grandes y de rápido movimiento pueden excavar barrancos y barrancos en el fondo oceánico de los márgenes continentales y causar daños a estructuras artificiales como los cables de telecomunicaciones en el fondo marino. Comprender dónde fluyen las corrientes de turbidez en el fondo del océano puede ayudar a disminuir la cantidad de daños a los cables de telecomunicaciones evitando estas áreas o reforzando los cables en áreas vulnerables.

Cuando las corrientes de turbidez interactúan con las corrientes oceánicas regulares, como las corrientes de contorno, pueden cambiar su dirección. En última instancia, esto desplaza los cañones submarinos y los lugares de deposición de sedimentos. Un ejemplo de esto se sitúa en la parte occidental del Golfo de Cádiz, donde la corriente oceánica que sale del mar Mediterráneo (también conocida como agua de salida del Mediterráneo) empuja las corrientes de turbidez hacia el oeste. Esto ha cambiado la forma de los valles y cañones submarinos de la región para que también se curven en esa dirección.

Depósitos

Cuando la energía de una corriente de turbidez disminuye, su capacidad para mantener los sedimentos suspendidos disminuye, por lo que se produce la deposición de sedimentos. Cuando el material se detiene, es la arena y otros materiales gruesos los que se depositan primero, seguidos por el lodo y, finalmente, las partículas muy finas. Es esta secuencia de deposición la que crea las llamadas secuencias de Bouma que caracterizan los depósitos de turbidita.

Debido a que las corrientes de turbidez ocurren bajo el agua y ocurren repentinamente, rara vez se ven como ocurren en la naturaleza, por lo que las turbiditas se pueden usar para determinar las características de las corrientes de turbidez. Algunos ejemplos: el tamaño del grano puede dar una indicación de la velocidad actual, la litología del grano y el uso de foraminíferos para determinar los orígenes, la distribución del grano muestra la dinámica del flujo a lo largo del tiempo y el espesor del sedimento indica la carga y longevidad del sedimento.

Las turbiditas se utilizan comúnmente para comprender las corrientes de turbidez pasadas; por ejemplo, la fosa Perú-Chile frente al sur de Chile central (36°S–39°S) contiene numerosas capas de turbidita que fueron perforadas y analizadas. A partir de estas turbiditas se determinó la historia prevista de las corrientes de turbidez en esta área, aumentando la comprensión general de estas corrientes.

Depósitos de antidunas

Algunas de las antidunas más grandes de la Tierra están formadas por corrientes de turbidez. Un campo de ondas de sedimentos observado se encuentra en el talud continental inferior frente a Guyana, América del Sur. Este campo de ondas de sedimentos cubre un área de al menos 29 000 km² a una profundidad de agua de 4400 a 4825 metros. Estas antidunas tienen longitudes de onda de 110 a 2600 my alturas de ola de 1 a 15 m. Se interpreta que las corrientes de turbidez responsables de la generación de olas se originan en fallas de pendientes en los márgenes continentales adyacentes de Venezuela, Guyana y Surinam. Se ha permitido un modelado numérico simple para determinar las características del flujo de corriente de turbidez a través de las ondas de sedimento que se van a estimar: número de Froude interno = 0,7–1,1, espesor del flujo = 24–645 m y velocidad del flujo = 31–82 cm·s^{- 1}. Generalmente, en gradientes más bajos más allá de pequeñas rupturas de pendiente, el espesor del flujo aumenta y la velocidad del flujo disminuye, lo que lleva a un aumento en la longitud de onda y una disminución en la altura.

Flotabilidad inversa

Se ha investigado el comportamiento de las corrientes de turbidez con fluido flotante (como las corrientes con agua intersticial cálida, dulce o salobre que ingresan al mar) para encontrar que la velocidad del frente disminuye más rápidamente que la de las corrientes con la misma densidad que la ambiental. líquido. Estas corrientes de turbidez finalmente se detienen cuando la sedimentación da como resultado una inversión de la flotabilidad y la corriente se eleva, permaneciendo constante el punto de despegue para una descarga constante. El fluido elevado arrastra consigo sedimentos finos, formando una columna que se eleva hasta un nivel de flotabilidad neutra (si se encuentra en un ambiente estratificado) o hasta la superficie del agua y se extiende. Los sedimentos que caen de la columna producen un depósito generalizado, denominado hemiturbidita. Las corrientes de turbidez experimentales y las observaciones de campo sugieren que la forma del depósito del lóbulo formado por una columna de elevación es más estrecha que la de una columna similar sin elevación.

Predicción

La predicción de la erosión por corrientes de turbidez y de la distribución de los depósitos de turbidita, como su extensión, espesor y distribución del tamaño de grano, requiere una comprensión de los mecanismos de transporte y deposición de sedimentos, que a su vez depende de la dinámica de fluidos de las corrientes.

La extrema complejidad de la mayoría de los sistemas y lechos de turbidita ha promovido el desarrollo de modelos cuantitativos del comportamiento de la corriente de turbidez inferidos únicamente a partir de sus depósitos. Por tanto, los experimentos de laboratorio a pequeña escala ofrecen uno de los mejores medios para estudiar su dinámica. Los modelos matemáticos también pueden proporcionar información importante sobre la dinámica actual. A largo plazo, las técnicas numéricas son probablemente la mejor esperanza para comprender y predecir los procesos y depósitos de corrientes de turbidez tridimensionales. En la mayoría de los casos, hay más variables que ecuaciones rectoras y los modelos se basan en supuestos simplificadores para lograr un resultado. Por tanto, la precisión de los modelos individuales depende de la validez y elección de los supuestos realizados. Los resultados experimentales proporcionan un medio para restringir algunas de estas variables, además de proporcionar una prueba para dichos modelos. Todavía se necesitan datos físicos de observaciones de campo, o más prácticos de experimentos, para probar los supuestos simplificadores necesarios en los modelos matemáticos. La mayor parte de lo que se sabe sobre las grandes corrientes de turbidez naturales (es decir, aquellas importantes en términos de transferencia de sedimentos a las profundidades del mar) se infiere de fuentes indirectas, como roturas de cables submarinos y alturas de depósitos sobre el fondo de los valles submarinos. Aunque durante el terremoto de Tokachi-oki de 2003, el observatorio cableado que proporcionó observaciones directas observó una gran corriente de turbidez, lo que rara vez se logra.

Exploración petrolera

Las compañías de petróleo y gas también están interesadas en las corrientes de turbidez porque las corrientes depositan materia orgánica que con el tiempo geológico queda enterrada, comprimida y transformada en hidrocarburos. El uso de modelos numéricos y canales se utiliza comúnmente para ayudar a comprender estas preguntas. Gran parte del modelado se utiliza para reproducir los procesos físicos que gobiernan el comportamiento actual de turbidez y los depósitos.

Enfoques de modelado

Modelos de aguas poco profundas

Los llamados modelos de profundidad promedio o de aguas poco profundas se introducen inicialmente para las corrientes de gravedad composicionales y luego se extendió a las corrientes de turbidez. Los supuestos típicos utilizados junto con los modelos de aguas poco profundas son: campo de presión hidrostática, el fluido claro no es arrastrado (ni desentrenado) y la concentración de partículas no depende de la ubicación vertical. Teniendo en cuenta la facilidad de implementación, estos modelos normalmente pueden predecir características del flujo, como la ubicación del frente o la velocidad del frente, en geometrías simplificadas, p. canales rectangulares, con bastante precisión.

Modelos resueltos en profundidad

Con el aumento de la potencia computacional, los modelos resueltos en profundidad se han convertido en una poderosa herramienta para estudiar las corrientes de gravedad y turbidez. Estos modelos, en general, se centran principalmente en la solución de las ecuaciones de Navier-Stokes para la fase fluida. Con suspensión diluida de partículas, un enfoque euleriano demostró ser preciso para describir la evolución de las partículas en términos de un campo continuo de concentración de partículas. Según estos modelos, no se necesitan supuestos como los modelos de aguas poco profundas y, por lo tanto, se realizan cálculos y mediciones precisos para estudiar estas corrientes. Mediciones como el campo de presión, los balances de energía, la concentración vertical de partículas y las alturas precisas de los depósitos son algunas de las que cabe mencionar. Para modelar estas corrientes se utilizan tanto la simulación numérica directa (DNS) como el modelado de turbulencia.

Ejemplos notables de corrientes de turbidez

• Poco después del terremoto de los Grandes Bancos de 1929 ocurrió frente a las costas de Terranova, los cables telefónicos transatlánticos comenzaron a romperse secuencialmente, más lejos y más lejos, lejos del epicentro. Se rompieron 12 cables en un total de 28 lugares. Se registraron tiempos y ubicaciones exactas para cada rotura. Los investigadores sugirieron que un submarino de 60 millas por hora (100 km/h) deslizamiento de tierras o la corriente de turbidez de sedimentos saturados de agua barrió 400 millas (600 km) por la pendiente continental del epicentro del terremoto, rompiendo los cables mientras pasaba. Las investigaciones posteriores de este evento han demostrado que las fallas de sedimentos de pendiente continental se produjeron principalmente por debajo de 650 metros de profundidad de agua. El desplome que ocurrió en aguas poco profundas (5–25 metros) pasó por la pendiente hacia corrientes de turbididad que evolucionaron ignítivamente. Las corrientes de turbididad habían mantenido el flujo durante muchas horas debido al fracaso retrogresivo retardado y la transformación de los flujos de desechos en corrientes de turbidez a través de saltos hidráulicos.
• La zona de subducción de Cascadia, frente a la costa noroeste de América del Norte, tiene un registro de turbiditas provocados por el terremoto que está bien relacionado con otras pruebas de terremotos registrados en bahías costeras y lagos durante el Holoceno. Cuarenta y una corriente de turbididad Holocene se han correlacionado a lo largo de todo o parte del límite de placas de aproximadamente 1000 km que se extiende desde el norte de California hasta la isla de Vancouver. Las correlaciones se basan en edades de radiocarbono y métodos estratigráficos subsuperficiales. El intervalo de recurrencia inferida de los grandes terremotos de Cascadia es de aproximadamente 500 años a lo largo del margen norte, y aproximadamente 240 años a lo largo del margen sur.
• Taiwán es un punto caliente para las corrientes de turbididad submarina, ya que hay grandes cantidades de sedimento suspendido en los ríos, y es sensiblemente activo, por lo tanto gran acumulación de sedimentos de los fondos marinos y desencadenamiento de terremotos. Durante el terremoto de Pingtung de 2006 frente a SW Taiwán, once cables submarinos a través del cañón Kaoping y Manila Trench se rompieron en secuencia de 1500 a 4000 m de profundidad, como consecuencia de las corrientes de turbidez asociadas. Desde el momento de cada cable romper la velocidad de la corriente se determinó tener una relación positiva con la pendiente batimétrica. Las velocidades actuales eran de 20 m/s (45 mph) en las pistas más empinadas y de 3,7 m/s (8,3 mph) en las pendientes más bajas.
• Una de las primeras observaciones de una corriente de turbidez fue de François-Alphonse Forel. A finales de la década de 1800 hizo observaciones detalladas del hundimiento del río Rhône al lago de Ginebra en Port Valais. Estos documentos fueron posiblemente la primera identificación de una corriente de turbidez y él discutió cómo se formó el canal submarino del delta. En este lago de agua dulce, es principalmente el agua fría que conduce al hundimiento de la entrada. La carga de sedimentos por sí misma no es lo suficientemente alta como para superar la estratificación térmica de verano en el lago de Ginebra.
• La corriente de turbidez más larga jamás registrada ocurrió en enero de 2020 y fluyó por 1.100 kilómetros (680 millas) a través del Cañón del Congo durante dos días, dañando dos cables de comunicaciones submarinos. La corriente fue resultado de sedimentos depositados por las inundaciones del Río Congo 2019-2020.