濁流

濁流は、通常、急速に流れ、堆積物を含んだ水が斜面を下る水中の流れであるのが最も典型的ですが、現在の研究（2018年）では、水で飽和した堆積物がこの過程の主な要因である可能性があることが示されています。 ^{[1]濁流は、水以外の}流体 でも発生する可能性があります。

モントレー湾水族館研究所の研究者らは、水で飽和した堆積物の層が海底を急速に移動し、既存の海底の上部数メートルを動かしたことを発見した。堆積物を含んだ水の噴出は濁流の発生時に観測されたが、研究者らは、これは海底堆積物の脈動による二次的な現象であると考えている。研究者らは、水の流れは海底で始まるプロセスの末端であると考えている。^[1]

海洋の濁流の最も典型的なケースでは、傾斜地にある堆積物を含んだ水は、隣接する水よりも密度が高いため、下流に流れます。濁流の原動力は、流体内に一時的に浮遊する高密度の堆積物に作用する重力です。これらの半浮遊固体により、堆積物を含んだ水の平均密度は、周囲の乱されていない水の平均密度よりも高くなります。

このような海流が流れると、流れている地面をかき回して、流れの中にさらに多くの堆積粒子を集めるため、「雪だるま効果」がしばしば生じます。流れが通ると、流れている地面は削られ、浸食されます。海洋の濁流が深海平原(主な海洋底) のより平坦な部分のより穏やかな水域に達すると、流れによって運ばれた粒子は水柱から沈殿します。濁流の堆積物はタービダイトと呼ばれます。

海底の濁流は、堆積物を含んだ河川の流出によって発生することが多く、地震、地滑り、その他の土壌の乱れによって発生することもあります。濁流は、明確に定義された前線（流れの頭とも呼ばれます）と、その後に流れの本体が続くのが特徴です。海面上でより頻繁に観察され、よりよく知られている現象という点では、洪水に多少似ています。

濁流は、海底地震不安定性から生じることがあります。これは、海底の急勾配、特に収束型プレート境界の海溝斜面、大陸斜面、および受動的境界の海底渓谷でよく見られます。大陸棚の傾斜が大きくなると、流速が増し、流れの速度が増すにつれて乱流が増加し、流れがより多くの堆積物を巻き込みます。堆積物の増加により、流れの密度も増加し、速度がさらに増加し​​ます。

混濁流は伝統的に、流体の乱流によって堆積物が浮遊する堆積物の重力流として定義されています。 ^{[2] [3] [4]} しかし、「混濁流」という用語は、その正確な性質がしばしば不明瞭な自然現象を説明するために採用されました。混濁流内の乱流は、必ずしも堆積物を浮遊状態に保つ支持メカニズムではありません。しかし、希薄流（<3%）では、乱流が主要または唯一の粒子支持メカニズムである可能性があります。^{[5]混濁流内の乱流構造の不完全な理解と、}乱流（渦によって乱される）と濁った（堆積物で不透明）という用語の混同により、定義はさらに複雑になっています。^[6] Kneller & Buckee, 2000 は、懸濁流を「混濁した流体と（懸濁した）堆積物の混合物に重力が作用して、混合物と周囲の流体の密度差によって生じる流れ」と定義しています。混濁流は、間隙流体が液体（通常は水）である懸濁流であり、火砕流は、間隙流体がガスである懸濁流です。^[5]

河口での浮遊堆積物の濃度が非常に高く、河川水の密度が海水の密度よりも高くなると、ハイパーピクナルプルームと呼ばれる特殊な混濁流が形成されることがあります。^[7]海に流れ込むほとんどの河川水の浮遊堆積物の平均濃度は、ハイパーピクナルプルームとして流入するのに必要な堆積物濃度よりもはるかに低いです。ただし、一部の河川では、平均浮遊濃度が40.5 kg/m ³であるハイル河（中国）のように、連続的に高い堆積物負荷があり、連続的なハイパーピクナルプルームを形成することがあります。^[7]海水中でハイパーピクナルプルームを生成するために必要な堆積物濃度は、沿岸域内の水質に応じて35～45 kg/m ³です。^{[7]ほとんどの河川では、}暴風雨、洪水、氷河の決壊、ダムの決壊、ラハール流などの例外的な事象が発生したときにのみハイパーピクナル流が発生します。湖などの淡水環境では、ハイパーピクナルプルームを生成するために必要な浮遊性沈殿物の濃度は非常に低い（1 kg/m ³）。^[7]

狭い高山貯水池における堆積物の輸送と堆積は、多くの場合、濁流によって引き起こされます。濁流は湖の谷底に沿ってダム付近の最深部まで流れ、そこで堆積物は底部の排水口や取水構造物の動作に影響を及ぼす可能性があります。^[8]貯水池内のこの堆積を制御するには、適切な設計の固体および透水性の障害物を使用します。 ^[8]

濁流は、海底の地殻変動によって引き起こされることが多い。流動化と物理的振動という形での大陸地殻の変位は、いずれも濁流の形成に寄与している。地震は、多くの状況、特に地形が堆積物の保存に有利で、濁流堆積の他の発生源が限られている状況で、濁流堆積と関連づけられている。 ^{[9] [10]} 1929年のグランドバンクス地震 後の濁流による海底ケーブルの破損という有名な事件以来、^[11]地震によって引き起こされる濁流は、カスケード沈み込み帯、^[12]北部サンアンドレアス断層、^[13]ヨーロッパ、チリ、北米の多くの湖、^{[14] [15] [16]}日本の湖沼および沖合地域^{[17] [18]}および他のさまざまな状況で調査および検証されている。^{[19] [20]}

大きな混濁流が峡谷に流れ込むと、その流れは自立的になり、^[21]沿岸漂流物、嵐、またはより小さな混濁流によって以前に峡谷に持ち込まれた堆積物を巻き込む可能性があります。斜面崩壊によって引き起こされるサージ型の流れに関連する峡谷の洗い流しは、崩壊した斜面の部分の数倍の最終的な体積になる可能性のある流れを生み出す可能性があります（例：グランドバンクス）。^[22]

大陸斜面の上部、特に海底峡谷の先端に堆積した堆積物は、過負荷により濁流を発生させ、その結果として陥没や滑落を引き起こす可能性があります。

浮力のある堆積物を含んだ河川のプルームは、対流堆積作用によって海底に二次的な濁流を引き起こす可能性がある。^{[24] [4]}最初は浮力のある下層流の堆積物は表層流の底に蓄積し、^[25]密度の高い下界が不安定になる。その結果生じる対流堆積作用により、傾斜した湖や海底への物質の急速な垂直移動が起こり、二次的な濁流が形成される可能性がある。対流プルームの垂直速度は、堆積物の個々の粒子のストークス沈降速度よりもはるかに速い可能性がある。^[26]このプロセスのほとんどの例は実験室で行われたが、^{[24] [27]}二次的な濁流の可能性のある観測的証拠がブリティッシュコロンビア州のハウサウンドで得られ、^[28]スコーミッシュ川のデルタで濁流が定期的に観測された。堆積物を多く含む河川の大部分は海よりも密度が低いため、^[7]河川は急勾配の超密度流を容易に形成することができない。そのため、対流堆積は混濁流の発生メカニズムとして重要な可能性がある。^[4]

大きくて動きの速い混濁流は、大陸縁辺部の海底に溝や峡谷を刻み、海底の通信ケーブルなどの人工構造物に損傷を与える可能性があります。混濁流が海底のどこに流れるかを理解することで、これらの領域を避けたり、脆弱な領域のケーブルを強化したりすることで、通信ケーブルへの損傷の量を減らすことができます。

濁流が等高線流などの通常の海流と相互作用すると、方向が変わることがあります。これにより、最終的に海底峡谷や堆積物の堆積場所が移動します。その一例はカディス湾西部にあり、地中海から流出する海流（地中海流出水とも呼ばれる）が濁流を西に押し出しています。これにより、この地域の海底谷や峡谷の形状もその方向に曲がるように変化しました。^[29]

濁流のエネルギーが低下すると、浮遊堆積物を保持する能力が低下し、堆積物の堆積が起こります。物質が静止すると、最初に砂やその他の粗い物質が沈降し、次に泥が沈降し、最終的に非常に細かい粒子状物質が沈降します。この堆積の順序によって、いわゆるブーマ シーケンスが形成され、タービダイト堆積物の特徴となります。

濁流は水中で突然発生するため、自然界で見られることはめったにありません。そのため、濁流の特性を判断するためにタービダイトを使用することができます。例として、粒子の大きさから流速がわかる、粒子の岩相と有孔虫から起源がわかる、粒子の分布から時間経過に伴う流れのダイナミクスがわかる、堆積物の厚さから堆積物の負荷と寿命がわかる、などがあります。

タービダイトは過去の濁流を理解するためによく使われます。例えば、チリ南部中央沖のペルー・チリ海溝（南緯36度～39度）には、コア採取され分析された多数のタービダイト層があります。^[30]これらのタービダイトから、この地域の濁流の予測履歴が決定され、これらの流れに対する全体的な理解が深まりました。^[30]

地球上で最大級の反砂丘のいくつかは、混濁流によって形成されています。観測された堆積波場の1つは、南米のガイアナ沖の大陸棚下部にあります。[ ^{31 ]}この堆積波場は、水深4400〜4825メートルで 少なくとも29000 km ²の面積を覆っています。[31] これらの反砂丘の波長は110〜2600メートル、波高は1〜15メートルです。^[31] 波発生の原因である混濁流は、隣接するベネズエラ、ガイアナ、スリナムの大陸棚の斜面崩壊から発生すると解釈されています。^[31] 堆積波を横切る混濁流の流れ特性を決定するために、単純な数値モデル化が可能になりました。内部フルード数= 0.7〜1.1、流れの厚さ = 24〜645メートル、流速 = 31〜82 cm·s ⁻¹です。^[31]一般的に、勾配の小さな変化を超えた緩やかな勾配では、流れの厚さが増加し、流速が低下し、波長が増加し、高さが減少します。^[31]

浮力のある流体を伴う混濁流（温水、淡水、汽水の間隙水が海に流入する流れなど）の挙動が調査され、その前面速度は周囲の流体と同じ密度の流れよりも急速に低下することがわかった。 ^[32] これらの混濁流は、堆積によって浮力が逆転し、流れが浮き上がるため最終的に停止し、浮き上がった地点は一定の流量に対して一定のままである。^{[32]浮き上がった流体は細かい堆積物を運び、（}成層環境の場合）中性浮力のレベルまたは水面まで 上昇して広がるプルームを形成する。 ^[32] プルームから落ちた堆積物は、ヘミタービダイトと呼ばれる広範囲にわたる降下堆積物を生成する。^[33]実験的濁流^[34]と現場観測^[35]は、浮上するプルームによって形成されるローブ堆積物の形状が、同様の浮上しないプルームよりも狭いことを示唆している。

混濁流による侵食や、混濁堆積物の分布（範囲、厚さ、粒径分布など）を予測するには、堆積物の輸送と堆積のメカニズムを理解する必要があり、これは混濁流の流体力学に依存します。

ほとんどのタービダイト系および床は極めて複雑であるため、その堆積物のみから推測される濁流挙動の定量的モデルの開発が促進されてきた。したがって、小規模な実験室実験は、そのダイナミクスを研究する最良の方法の 1 つである。数学モデルは、流速のダイナミクスに関する重要な洞察も提供できる。長期的には、数値手法が 3 次元の濁流プロセスおよび堆積物を理解および予測するための最善の希望である可能性が高い。ほとんどの場合、支配方程式よりも変数の方が多いため、モデルは結果を得るために単純化された仮定に依存している。^[5]したがって、個々のモデルの精度は、行われた仮定の妥当性と選択に依存する。実験結果は、これらの変数の一部を制約する手段を提供し、また、そのようなモデルをテストする手段を提供する。^[5]数学モデル に必要な単純化された仮定をテストするには、現場観測からの物理データ、またはより実用的な実験からのデータが依然として必要である。大規模な自然濁流（つまり、深海への堆積物の輸送という点で重要なもの）について知られていることのほとんどは、海底ケーブルの破損や海底谷底の堆積物の高さなどの間接的な情報源から推測されたものです。2003年の十勝沖地震の際には、ケーブル観測所で大規模な濁流が観測されましたが、これはめったに達成されない直接観測でした。^[36]

石油・ガス会社も濁流に興味を持っている。濁流は有機物を堆積させ、地質学的に長い時間をかけて埋もれ、圧縮され、炭化水素に変化するからである。数値モデルと水路の使用は、これらの疑問を理解するためによく使われる。^[37]モデリングの多くは、濁流の挙動と堆積物を支配する物理的プロセスを再現するために使用される。^[37]

いわゆる水深平均モデルまたは浅水モデルは、最初は合成重力流 ^[38]に導入され、その後、濁度流に拡張されました。^{[39] [40]}浅水モデルで使用される一般的な仮定は、静水圧場、透明な流体が混入（または脱混入）されないこと、および粒子濃度が垂直位置に依存しないことです。実装の容易さを考慮すると、これらのモデルは通常、長方形のチャネルなどの単純化された形状における前面の位置や前面の速度などの流れの特性をかなり正確に予測できます。

計算能力の向上により、深度分解モデルは重力流や混濁流を研究するための強力なツールになりました。これらのモデルは一般に、流体相のナビエ・ストークス方程式の解に主に焦点を当てています。粒子の希薄懸濁液では、オイラー法が連続粒子濃度場の観点から粒子の進化を正確に記述することが証明されています。これらのモデルでは、浅水モデルなどの仮定は必要ないため、これらの流を研究するために正確な計算と測定が行われます。圧力場、エネルギー予算、垂直粒子濃度、正確な堆積高さなどの測定は、ほんの一例です。これらの流をモデル化するために、直接数値シミュレーション(DNS) ^[41]と乱流モデリング^[42]の両方が使用されます。

• 1929年にニューファンドランド島沖でグランドバンクス地震が発生してから数分以内に、大西洋横断電話ケーブルが震源地から下流に向かうにつれて次々と切断され始めた。合計28か所で12本のケーブルが切断された。それぞれの切断について、正確な時間と場所が記録された。調査官らは、地震の震源地から大陸斜面に沿って400マイル（600km）下方に水で飽和した堆積物からなる時速60マイル（100km/h）の海底地滑りまたは濁流が流れ、通過する際にケーブルが切断されたと示唆している。^{[43]この出来事に関するその後の研究では、大陸斜面の堆積物の}崩壊 は主に水深650メートルより下で発生したことが明らかになっている。^[44]浅瀬（5～25メートル）で発生した 地滑りは、斜面を下って濁流となり、発火によって発生した。^[44]土石流が遅れて逆流し、水圧上昇により濁流に変化したため、濁流は何時間にもわたって流れ続けた。^[44]
• 北米北西部の海岸沖にあるカスケード沈み込み帯には、地震によって引き起こされたタービダイトの記録があり[ 9 ^{] [12] [45]、}これは完新世に沿岸の湾や湖で記録された他の地震の証拠とよく相関している。^{[46] [47] [48] [49] [50]}北カリフォルニアからバンクーバー島中部まで伸びる約 1000 km のプレート境界の全体または一部に沿って、 41 の完新世の濁流が相関している。相関は、放射性炭素年代と地下層序法に基づいている。カスケード大地震の推定再発間隔は、北縁で約 500 年、南縁で約 240 年である。^[45]
• 台湾は、河川に大量の堆積物が浮遊しており、地震活動が活発なため海底堆積物が大量に蓄積し、地震を引き起こすことから、海底濁流のホットスポットとなっている。^[51] 2006年に台湾南西部沖で発生した屏東地震 では、高平峡谷とマニラ海溝を横切る11本の海底ケーブルが、関連する濁流の影響で、深さ1500メートルから4000メートルまで次々に切断された。^{[51]各ケーブルが切断されたタイミングから、海流の速度は}水深勾配 と正の相関関係にあることが判明した。海流の速度は、最も急な斜面で20メートル/秒（45マイル/時）、最も浅い斜面で3.7メートル/秒（8.3マイル/時）であった。^[51]
• 濁流の最も初期の観測の一つは、フランソワ・アルフォンス・フォレルによるものである。1800年代後半、彼はヴァレー港でローヌ川がレマン湖に流れ込む様子を詳細に観測した^[52]。これらの論文はおそらく濁流の最も初期の同定であり^[53]、彼はデルタから海底水路がどのように形成されたかを論じた。この淡水湖では、流入水の流入を低下させるのは主に冷水である。堆積物負荷自体は、レマン湖の夏の温度成層を克服するのに十分ではないのが一般的である。
• 史上最長の濁流は2020年1月に発生し、コンゴ渓谷を2日間で1,100キロメートル（680マイル）流れ、2本の海底通信ケーブルに損傷を与えた。この濁流は2019～2020年のコンゴ川洪水によって堆積した堆積物によって発生した。^[54]

• ブーマ配列
• 重力流
• 高密度混濁流（ロウ流）
• 海底地滑り
• 堆積物の重力流

• 濁流の動き 2004-09-05 にWayback Machineでアーカイブ
• 濁流の始まり。Wayback Machineに 2004-11-21 にアーカイブされました。
• 濁流の深度分解シミュレーション。