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Apr 27, 2024

Las inundaciones hiperconcentradas provocan un transporte extremo de grava a través de los ríos arenosos de las llanuras del Ganges

Communications Earth & Environment volumen 4, Número de artículo: 297 (2023) Cite este artículo 541 Accesos 15 Detalles de Altmetric Metrics Las llanuras del Ganges comprenden canales fluviales empinados y de grava que

Comunicaciones Tierra y Medio Ambiente volumen 4, Número de artículo: 297 (2023) Citar este artículo

541 Accesos

15 altmétrico

Detalles de métricas

Las llanuras del Ganges comprenden canales fluviales empinados y de grava que pasan a canales arenosos de baja pendiente entre 10 y 40 km río abajo del frente de la montaña. Esta "transición grava-arena" se caracteriza por una caída abrupta de más de un orden de magnitud tanto en el gradiente como en el tamaño del grano del sedimento, lo que sugiere cierto grado de estabilidad a largo plazo. Sin embargo, el registro estratigráfico de la grava-arena La transición de arena en el Grupo Siwalik del Mioceno demuestra el transporte intermitente de gravas gruesas decenas de kilómetros aguas abajo de la transición; tales eventos en canales contemporáneos provocarían avulsiones en los canales y aumentarían el riesgo de inundaciones, devastando comunidades a lo largo de las llanuras. Combinamos el análisis sedimentológico de Siwalik depósitos con cálculos de arrastre que demuestran que se requiere hiperconcentración para transportar cargas gruesas de lecho sobre llanuras de gradiente bajo. Las condiciones de transporte se pueden lograr cuando las intensas precipitaciones monzónicas (un evento de 200 a 1000 años) se combinan con mayores concentraciones de sedimentos suspendidos en los canales. El cambio climático y la sismicidad actual aumentan la probabilidad de que se produzcan fenómenos extremos de este tipo en este siglo.

El gran sistema fluvial del Himalaya de las llanuras del Ganges (Fig. 1) sustenta al 10% de la población mundial y es el hogar de algunas de las comunidades más pobres y densamente pobladas del mundo. Caracterizadas por un clima favorable, suelos fértiles y abundante suministro de agua, las llanuras del Ganges se consideran el "granero" del sur de Asia, ya que proporcionan seguridad alimentaria y de sustento a cientos de millones de sus habitantes1,2. Sin embargo, muchos de estos ríos son También es fuente de inundaciones devastadoras: en 2008, una única avulsión a lo largo del río Kosi, en el este de Nepal, se cobró la vida de casi 500 personas y desplazó permanentemente a más de un millón de personas3,4,5.

a Geología de la cordillera del Himalaya con las fallas principales que la acompañan (MFT—Empuje frontal principal, MBT—Empuje de límite principal, MCT—Empuje central principal, STDS—Sistema de separación del sur del Tíbet, ISMZ—Zona de mezcla Indo-Tsangpo) y los principales ríos de las llanuras del Ganges digitalizadas y colocadas en un modelo de elevación digital de la Misión Topográfica de Radar Shuttle de 90 m71,75,76, con la sección transversal geológica adjunta. La sección transversal geológica fue adaptada de la ref. 77. b Geología del anticlinal de Mohand/región de Dehradun y los principales ríos (Yamuna y Ganga) que drenan el Himalaya occidental. Sólo la arenisca de Middle Siwaliks y el conglomerado de Upper Siwalik están expuestos a lo largo del Anticlinal de Mohand. Los datos de registros sedimentarios de Siwalik publicados utilizados en el estudio (MS—Mohand Sección71, KS—Karnali Sección63, SK—Surai Khola Sección63) y los datos de registros sedimentarios de Siwalik recopilados en este estudio (*CS—Sección Chakrata) están marcados con líneas moradas. La línea discontinua roja representa datos publicados sobre la posición actual del GST en las llanuras del Ganges7,53. Las estrellas blancas representan la ubicación aproximada del núcleo del megaventilador Kosi8 del Holoceno. Los datos del paleoflujo del conglomerado superior Siwalik provienen de la ref. 71, y sugiere que los ríos que depositaron la estratigrafía de Siwalik registrada en este estudio (*CS) fluyeron en la misma dirección que los ríos que actualmente ocupan las llanuras del Ganges (que fluyen predominantemente hacia el sur).

En las llanuras del Ganges, la transición grava-arena (GST) representa el límite aguas abajo de la carga de fondo gruesa. Se encuentra ubicado entre 10 y 40 km aguas abajo del frente de la montaña y define un límite geomórfico abrupto marcado por una reducción de diez veces aguas abajo en el gradiente del canal6,7. No hay evidencia de que las inundaciones históricas (es decir, que han ocurrido en los últimos 101 a 102 años) hayan transportado grava más allá del GST, ya sea en depósitos jóvenes en terrazas o en canales fluviales modernos. Sin embargo, se han observado depósitos de grava gruesa en núcleos del Holoceno del megafan Kosi (Fig. 1), donde los pozos ubicados entre 30 y 40 km al sur del GST moderno registran deposiciones intermitentes de grava8. El transporte y depósito de gravas gruesas en canales arenosos de baja pendiente provocaría cambios a largo plazo en la morfología de los canales y reduciría la capacidad de transporte, aumentando el riesgo de inundación de la llanura aluvial y avulsión del canal (por ejemplo, ref. 9).

Los procesos que podrían generar condiciones extremas de transporte en cuencas de antepaís como las llanuras del Ganges no se comprenden bien. En la región, los estudios de paleoinundaciones se han limitado a la reconstrucción del transporte histórico de sedimentos gruesos y cantos rodados dentro de un entorno de valle confinado del Alto Himalaya10, con descargas reconstruidas que equivalen a 105-106 ms-1. Tales descargas se han atribuido a inundaciones repentinas de lagos glaciales (GLOF, por sus siglas en inglés) y al colapso de lagos represados ​​por deslizamientos de tierra (lagos formados a través del bloqueo de los valles de los ríos por material de deslizamientos de tierra). En el Himalaya, las descargas catastróficas de GLOF y lagos represados ​​por deslizamientos de tierra son comunes, aunque muchas de estas inundaciones se disipan antes de llegar a las llanuras del Ganges11,12,13,14,15.

Los estudios han demostrado que el aumento de la concentración de sedimentos en suspensión promueve el arrastre de cargas gruesas de lecho16,17,18. Las inundaciones hiperconcentradas ocurren cuando la descarga de agua contiene mayores flujos de sedimentos en suspensión (~8–40% del volumen) en comparación con los flujos de agua clara19. Los mecanismos desencadenantes comunes de flujos hiperconcentrados incluyen la incisión en laderas y canales durante tormentas intensas19,20, inundaciones en lagos21,22, GLOF23 y aportes de grandes volúmenes de sedimentos por deslizamientos de tierra y/o reciclaje de llanuras aluviales9,24.

Aquí utilizamos el registro estratigráfico de los procesos de transporte de sedimentos en el GST según lo registrado por el límite entre las formaciones Siwalik del Mioceno Medio y Superior ubicadas a lo largo de la fachada montañosa del Himalaya en la India (Fig. 1). Analizamos las estructuras sedimentarias, el tamaño de grano, el espesor del lecho y las características texturales de lechos de conglomerados aislados conservados en areniscas gruesas de la sucesión superior del Siwalik Medio; tales lechos de eventos registran la deposición de grava gruesa en llanuras arenosas de baja pendiente. Los datos se utilizan para limitar los cálculos de arrastre de fondo destinados a estimar la descarga de paleo-ríos, las concentraciones de sedimentos suspendidos y el flujo de fondo. Las magnitudes de las inundaciones reconstruidas se comparan con los intervalos de retorno de las inundaciones modernas para el río Karnali (Fig. 1), que se considera análogo a los ríos que depositaron la estratigrafía de Siwalik. Nuestros resultados demuestran que las cargas de sedimentos suspendidos hiperconcentrados combinadas con descargas de inundaciones extremas (es decir, una en un evento de 200 a 1000 años) proporcionan las condiciones necesarias para transportar una carga gruesa más allá del GST, sobre los canales de baja pendiente de las llanuras del Ganges. Los aumentos previstos en la intensidad de los eventos de lluvias extremas y, por lo tanto, las descargas de inundaciones extremas25, combinados con la actividad sísmica en curso en la región26, probablemente aumenten la probabilidad futura de inundaciones cargadas de sedimentos.

Desde el Mioceno, los grandes ríos Transhimalaya han dominado el paisaje de las llanuras del Ganges, suministrando continuamente los productos de la erosión del Himalaya a la cuenca del antepaís27. La continua convergencia tectónica entre las llanuras del Ganges y el Himalaya ha dado lugar a una deformación de pliegues y cabalgamientos de piel delgada que ha acumulado los depósitos de la cuenca del antepaís en el frente montañoso del Himalaya, formando las estribaciones de Siwalik27,28,29,30 (Fig. 1). Las estribaciones de Siwalik están formadas por una sucesión espesa (~5 a 8 km) que se divide en tres unidades que generalmente se vuelven más gruesas hacia arriba desde limolitas y areniscas hasta conglomerados gruesos. Estos se denominan Siwaliks Inferior, Medio y Superior, respectivamente, y reflejan los entornos de depósito actuales que se encuentran en las Llanuras. Los tramos proximales de grava de los actuales ríos del Himalaya están representados por el conglomerado Alto Siwalik, y los tramos medial y distal dominados por arena están representados por los Siwaliks Inferior a Medio31. El contacto entre los Siwaliks Medio y Superior exhibe un aumento abrupto en la sección ascendente en el tamaño del grano en un factor de ~ 1006 (Fig. 2). Se considera que este contacto representa el GST antiguo y es diacrónico dentro de la estratigrafía6, ya que registra la migración progresiva de sedimentos gruesos dominados por guijarros y guijarros sobre las regiones aguas abajo, ricas en arena de gradiente inferior6 (Fig. 2). Esta migración sigue el movimiento dirigido hacia el antepaís del frente de deformación del Himalaya a tasas de 12 a 20 mm/año32,33. Los lechos de conglomerados aislados observados debajo del contacto de Siwalik medio a superior representan episodios puntuados de transporte de grava más allá del GST hacia las llanuras distales ricas en arena (Fig. 2).

Diagrama que ilustra cómo las secuencias sedimentarias de Siwalik se relacionan con diversos ambientes fluviales desde proximal a distal (en relación con el frente de la montaña) a través de la llanura del Ganges. El registro sedimentario 3 representa los lechos de eventos de conglomerados aislados que documentamos en este estudio (es decir, C1 y C2). Las tasas de convergencia32,33 y acumulación de sedimentos58,59 se tomaron de conjuntos de datos publicados y se utilizan en los cálculos para estimar la distancia de transporte del lecho del evento del conglomerado Medio Siwalik (Métodos).

El anticlinal de Mohand, ubicado en el noroeste de la India, expone localmente rocas de Siwalik y está delimitado por el río Yamuna al oeste y el río Ganges al este (Fig. 1). El anticlinal está separado de las cordilleras del Himalaya Menor por un 'valle pardo' (es decir, una cuenca sedimentaria intermontana), conocido localmente como Dehradun, y forma la pared colgante del Empuje Frontal Principal (MFT)34. A lo largo del anticlinal de Mohand, la formación Siwalik se separa en unidades de Siwalik medio y superior según sus litologías dominantes de arenisca y conglomerados, respectivamente.

Se registran dos lechos de conglomerados significativos (en términos de espesor) a 400 m por debajo del contacto de Siwalik medio a superior dentro de las areniscas taladas de Mohand Middle Siwalik a lo largo del anticlinal de Mohand (Fig. 3). El primer depósito (C1) se caracteriza por una base erosiva cubierta por 2 m de conglomerado bien redondeado, bien clasificado y de grano grueso (D50 = 52 mm), que muestra poca imbricación de clastos (Fig. 3). El conglomerado está predominantemente soportado por clastos con pequeñas lentes soportadas por matrices y muestra poca evidencia de estructura interna o segregación de tamaños de grano. La base de conglomerado de 2 m está cubierta por 4,1 m de arenisca media que muestra una estratificación débil de ángulo bajo hacia la parte superior del depósito, pero por lo demás no tiene estructura. El espesor total del lecho del evento (conglomerado y arenisca suprayacente) es de 6,1 m.

a Registro sedimentario resumido a través de la sucesión de Siwalik expuesto a lo largo del anticlinal de Mohand. Los conglomerados del Alto Siwalik Medio al Alto Siwalik se estudiaron en detalle para capturar los lechos de eventos conglomeráticos debajo del contacto del Medio al Alto Siwalik. No quedó expuesta arenisca del Bajo Siwalik en la región de estudio. b Registro sedimentario detallado de los lechos de conglomerados C1 y C2. Las geometrías (profundidad del canal; Fig. 5) y el tamaño de grano (lechos de conglomerado) se tomaron del lecho de conglomerado C2 y se utilizaron en las ecuaciones de transporte de carga del lecho. La fecha de Siwalik (GPTS, edad de 4,4 Ma) se tomó de una sección talada cercana de Siwalik (30 km al este de la sección talada; Fig. 1), por lo que puede correlacionarse aproximadamente con nuestra sección estudiada para el contexto de edad71.

El segundo lecho de grava (C2) (Fig. 3) trunca el depósito de arenisca subyacente del lecho de grava C1. Tiene una base erosiva ondulada con clastos individuales que se encuentran flotando dentro del cuerpo de arenisca directamente debajo del contacto erosivo (Fig. 3). La unidad más baja consta de 2 m de conglomerado grueso (D50 = 45 mm). El conglomerado muestra un cambio débil en la sección ascendente de predominantemente matriz a clastos soportados y una rara y débil imbricación de clastos. Por encima del conglomerado se encuentran 9,3 m de arenisca media sin estructura que presenta poca estratificación. El espesor total del lecho del evento (conglomerado y arenisca subyacente asociada) es de 11,3 m.

Diecisiete capas de guijarros más delgadas están presentes en toda la unidad Upper Middle Siwalik. Los lechos tienen una capa delgada (~20–50 mm) de guijarros erosivo en su base que está recubierta por arenisca mediana con diferentes cantidades de estratificación rara, tenue y de ángulo bajo. Los espesores totales del lecho (incluida la base de la capa de guijarros y la arenisca subyacente asociada) varían de 2 a 14,2 m. Los delgados lechos de grava del Siwalik Medio son similares a los observados en los núcleos de mega-abanicos de Kosi del Holoceno8 (Fig. 4). Tanto los lechos de conglomerado (C1 y C2) como las capas de guijarros más delgadas son componentes de algunos de los lechos más gruesos en la sección Siwalik estudiada (Figs. 3, 5). Esto puede sugerir que se necesita una altura/descarga mínima del canal para transportar gravas hacia las llanuras distales.

a Fotografías del lecho de conglomerado C2. b Primer plano de guijarros gruesos flotando en arenisca debajo del lecho de conglomerado C2. c Lecho de conglomerado C1. Las fotografías (d) y (e) ilustran las finas capas de grava observadas en la arenisca de Middle Siwalik. Las fotografías (f) y (g) muestran capas delgadas de grava observadas en el núcleo del megafan de Kosi (núcleo KS4 y KS3, respectivamente; Fig. 1). Las líneas rojas discontinuas en las imágenes (a) y (b) resaltan la base erosiva de los lechos de conglomerado (C1 y C2).

Geometrías de los ríos (a Pendiente, b Profundidad del canal, c Ancho del canal) de los ríos contemporáneos de la llanura del Ganges y los ríos que depositaron los Siwaliks expuestos a lo largo del Anticlinal de Mohand (Fig. 1). La línea roja horizontal es el valor mediano. Los datos sedimentológicos y las relaciones empíricas sugieren que el río que depositó la sucesión de Siwalik en este estudio es comparable (en términos de geometría) a los ríos contemporáneos de la llanura del Ganges. d–f Datos de frecuencia versus espesor del lecho para las secciones Mohand, Surai Khola y Karnali (Fig. 1)63 representados en el formato (d) ejes log/lineales, (e) ejes log/log y (f) datos agrupados (Sólo sección Mohand). Los colores de las barras corresponden a los colores utilizados en los gráficos (d) y (e). Consulte los métodos de cálculo utilizados para determinar las geometrías del río Siwalik.

La falta de clasificación interna de los clastos en los lechos de conglomerado de 2 m sugiere una deposición rápida, con poca o ninguna oportunidad para que se forme la imbricación de los clastos. Si los clastos en el conglomerado fueran transportados por rodadura y saltación bajo el flujo de una corriente, esperaríamos cierta clasificación por tamaño de grano e imbricación de clastos. Las enormes areniscas que recubren los conglomerados podrían ser indicativas de una precipitación de sedimentos en suspensión que fue suficiente para suprimir el desarrollo de laminaciones o estructuras35,36. Estas características son típicas de una rápida precipitación de sedimentos proveniente de flujos hiperconcentrados con un alto grado de turbulencia y suspensión de sedimentos distribuidos por toda la columna de agua37,38,39. Los datos sedimentológicos (altura del lecho) y las relaciones empíricas sugieren que el río que depositó la sucesión de Mohand Siwalik es comparable a los ríos contemporáneos que existen hoy en la llanura del Ganges (es decir, profundidad y pendiente del canal) (Fig. 5, Métodos). Aquí nos centramos en el lecho del evento C2, ya que es el evento más grande (en términos de deposición de grava) registrado en la sección Mohand Middle Siwalik.

Inicialmente, estimamos el sitio de deposición del lecho de conglomerado (C2) en relación con la posición equivalente en tiempo del GST. El límite de deposición de grava aguas abajo del GST define el límite en el que las áreas cercanas al río se verán afectadas por una mayor inundación debido a la reducción en la capacidad del canal9. Conociendo la tasa de acortamiento y el espesor estratigráfico desde el lecho de conglomerado (C2) hasta el contacto del Alto Siwalik, y suponiendo una distancia aproximadamente estable desde el frente de la montaña hasta el GST y una tasa constante de acumulación de sedimentos en la cuenca, calculamos la distancia aguas abajo del GST donde se depositó el conglomerado (Métodos). Según estos cálculos, se estima que el lecho del evento C2 se formó entre 7 y 25 km aguas abajo de su GST equivalente en tiempo. Estas estimaciones son consistentes con los finos depósitos de grava encontrados en los núcleos de Kosi ubicados entre 30 y 40 km aguas abajo del moderno GST8. La distancia de 7 a 25 km representa una estimación conservadora de la distancia total de transporte aguas abajo, dado que el depósito de conglomerado se habría extendido más hacia la cuenca pero con un espesor decreciente.

Con base en el espesor del lecho y el tamaño de los granos, utilizamos cálculos de arrastre de granos y flujo de sedimentos para evaluar la magnitud de la inundación y las concentraciones de sedimentos suspendidos que podrían haber transportado la carga gruesa del lecho 10 km más allá del GST. Utilizando el lecho de conglomerado C2 (depósito masivo en su mayoría sin estructura), abordamos nuestros cálculos de descarga basándose en un canal que tenía al menos 11 m de profundidad, con un canal de vaguada compuesto por gravas con un diámetro medio de 45 mm. Las descargas de sedimentos suspendidos y de fondo (por unidad de ancho del río, ms-1/m) se estiman utilizando enfoques empíricos establecidos y suponen un canal rectangular con grava transportada a lo largo de todo el ancho del río. Existen numerosas fórmulas empíricas en la literatura para estimar el transporte de carga de fondo, y el valor de la tasa de transporte de carga de fondo puede variar en un orden de magnitud dependiendo de la ecuación utilizada. En este estudio, seleccionamos el enfoque de Meyer-Peter y Müller40 porque se ha demostrado que este enfoque ampliamente establecido produce el valor mediano de la tasa de transporte de carga de fondo a partir de una variedad de fórmulas empíricas en la literatura41 (Notas complementarias 6, Tabla complementaria 2).

Para el canal del río descrito anteriormente, la velocidad umbral requerida para movilizar partículas de fondo de 45 mm se calculó en aproximadamente 3,75 ms-1 (Métodos). Suponiendo esta velocidad umbral para el arrastre de granos, los cálculos de carga de fondo implican que para flujos con bajas concentraciones de sedimentos en suspensión (se supone la densidad del fluido: densidad del agua clara), serían necesarios varios meses de descarga alta sostenida, con una magnitud de más del doble de la descarga promedio del monzón. requerido para mover la grava 10 km aguas abajo del GST (Notas complementarias 6, Tabla complementaria 2). Esta duración de un caudal muy alto es improbable para los ríos alimentados por los monzones, donde los picos de inundación de magnitud similar, observados en el registro histórico, han durado desde unas pocas horas hasta un día. Además, los depósitos de conglomerado grueso estudiados dentro de la arenisca de Middle Siwalik implican un evento de alta energía y de corta duración, indicado por la base erosiva del conglomerado y la falta de imbricación y clasificación interna de los guijarros. Exploramos la influencia que tienen parámetros clave como la velocidad del flujo y la concentración de sedimentos suspendidos en los tiempos de tránsito de la grava.

Gran parte de los datos de sedimentos suspendidos existentes en Nepal se recopilaron durante inundaciones moderadas (<8000 ms-1 y/o aguas arriba del GST, con concentraciones máximas de sedimentos que oscilan entre 1 y 6 % en volumen (~25 gl-1 a ​​150 gl- 1;42,43). Una concentración del 8% en volumen es el límite inferior de flujo hiperconcentrado44. En ciertas condiciones, como durante eventos de descarga extremos y/o cuando hay un amplio suministro de sedimentos finos provenientes de depósitos o lechos de deslizamientos de tierra. y la erosión de las orillas, se ha observado que las concentraciones superan el 50% en volumen (~1600 gl-144,45). En las llanuras del Ganges, las altas tasas de reciclaje del lecho del río y las orillas debajo del GST43 proporcionan una fuente de sedimento de grano fino que podría explicar el gran aumento de sedimentos en suspensión necesarios para que el flujo pase de condiciones diluidas a hiperconcentradas cargadas de sedimentos 44. En el flujo hiperconcentrado, las altas concentraciones de sedimentos se distribuyen a través de la columna de agua y no siguen el perfil logarítmico de concentración observado en aguas diluidas. el agua fluye46. Como tal, la densidad de la mezcla de agua y sedimento es mayor que la del agua clara, lo que amortigua la turbulencia, aumenta la velocidad de la ola de inundación y provoca más erosión44. A medida que aumenta la concentración, la velocidad de sedimentación de las partículas se reduce, lo que permite que el sedimento sea transportado aguas abajo a distancias más largas como carga de lavado, incluso cuando la velocidad del flujo se atenúa44.

Durante un monzón moderado (descarga con intervalo de retorno de 1 año), la profundidad del vaguada por debajo del GST en Karnali se registró como 4 m, con una concentración máxima cerca del lecho de ~6% en volumen y una concentración promedio en profundidad de ~1% en volumen. 43. Durante el paso de flujos hiperconcentrados en algunos ríos chinos, se ha observado que los canales se estrechan y se profundizan varios metros a medida que los sedimentos del lecho se erosionan y quedan en suspensión46. Aunque los flujos hiperconcentrados en las llanuras distales de Nepal no han sido documentados previamente, este fenómeno podría explicar el gran aumento en la profundidad del río durante el evento C2 registrado, que tuvo una profundidad mayor a 11 m (lecho de conglomerado y arenisca suprayacente; Figs. 3). , 4). Suponiendo que se suspendan varios metros de lecho para alcanzar esta profundidad del río, esperaríamos una concentración de sedimentos mucho mayor que el 1 al 6% en volumen observado previamente durante un monzón moderado43. Utilizando cálculos estándar de sedimentos suspendidos41, podemos aproximar la concentración promedio de profundidad de sedimentos suspendidos (para D50 = 0,25 mm, 0,35 mm o 0,5 mm) a diferentes velocidades de flujo masivo y eventos de inundación equivalentes en magnitud de descarga e intervalo de retorno (Métodos). Combinamos estos cálculos con la ecuación de Meyer-Peter-Müller40 para estimar la tasa de transporte de carga de fondo y la descarga requerida para transportar suficiente grava para generar un lecho de grava de 2 m de espesor a 10 km aguas abajo del GST en menos de un día, una escala de tiempo. similar a las grandes inundaciones registradas en la historia reciente.

En la literatura, la ecuación de Meyer-Peter-Müller40 ha sido revisada durante la última década para tener en cuenta regímenes de flujo diferentes a las condiciones de flujo de estado estacionario consideradas en su derivación47,48,49. Cao et al.49 utilizaron un coeficiente de modificación, φ (Ec. 16), para tener en cuenta las condiciones de flujo rápido y turbulento observadas durante la rotura de una presa, y encontraron que un valor de 3 a 6 concordaba bien con los datos de estudios de laboratorio de cascada. roturas de presas y eventos de deslizamientos de tierra sobre lechos erosionables, donde un coeficiente de 1 representaría un flujo en estado estacionario y coeficientes crecientes representan condiciones de flujo cada vez más turbulentas y erosivas. Nuestros resultados indican que el uso del coeficiente de modificación de Cao et al.49, combinado con hiperconcentraciones de sedimento suspendido, podría reducir el tiempo de tránsito de la grava en varios órdenes de magnitud (Fig. 6) en comparación con las estimaciones obtenidas bajo supuestos de baja concentración de sedimento. Por ejemplo, la grava podría ser transportada 10 km aguas abajo del GST en menos de 24 h por una inundación de 200 a 1000 años (descarga equivalente a 23 200 ms-1 a 27 500 ms-1, Fig. 6), o en menos de 24 h. 12 horas para una inundación de 500 a 2000 años (descarga equivalente de 26 200 ms-1 a 30 500 ms-1).

a, b Tiempo necesario para transportar un lecho de grava de 2 m de espesor a una distancia de 10 km versus la concentración promedio de sedimento suspendido en profundidad para una velocidad total del flujo de (a) 7 m/s y (b) 8 m/s. Las líneas de colores en (a–d) representan diferentes coeficientes restringidos experimentalmente utilizados para modificar la ecuación de transporte de carga de fondo de Meyer-Peter-Müller, donde φ = 1 es la ecuación estándar de Meyer-Peter-Müller (15) y φ = 6, por ejemplo. , es la ecuación modificada de Meyer-Peter-Müller (16) adaptada para flujos altamente turbulentos y erosivo. c, d Gráficos de contorno de concentración de sedimentos suspendidos y combinaciones de descarga requeridas para transportar suficiente grava para depositar un lecho de grava de 2 m de espesor 10 km aguas abajo del GST en 12 horas (c) y 24 horas (d); Las líneas discontinuas representan la concentración de sedimento suspendido (D50 = 0,25 mm, 0,35 mm, 0,5 mm) hasta la magnitud de la descarga, estimada utilizando ecuaciones estándar de transporte de sedimentos. La intersección de las líneas coloreadas y discontinuas son las descargas mínimas estimadas y las concentraciones de sedimentos necesarias para transportar la grava 10 km río abajo. Los valores de φ más altos (por ejemplo, φ = 6) representan una mayor turbulencia del flujo y, por lo tanto, una mayor capacidad para transportar grava con menores descargas y concentraciones de sedimentos suspendidos. e Intervalo de retorno estimado para las mediciones de caudal máximo anual del río Karnali, Nepal, de 1962 a 2014 en la estación de aforo de Chisapani. El río Karnali se utiliza como ejemplo tipo de un gran río transhimalaya. Las mediciones de descarga máxima (círculos negros) se obtuvieron de43). Los intervalos de retorno proyectados se estimaron utilizando una distribución de Gumbel (línea discontinua negra). Las líneas discontinuas rojas representan los límites de confianza superior e inferior del 95%. El área sombreada en azul representa las descargas y los intervalos de retorno asociados para transportar un lecho de grava de 2 m de espesor 10 km aguas abajo del GST en 24 h para valores de φ que oscilan entre 3 y 6.

Estos cálculos son límites superiores conservadores, limitados por las concentraciones de sedimentos suspendidos calculadas utilizando velocidades de flujo equivalentes para estos eventos de inundación del intervalo de retorno, y por nuestras suposiciones sobre las secciones transversales del río (Fig. 6, Notas complementarias 2, 3, 4). En los cálculos suponemos que la grava se transporta a lo largo de todo el ancho del canal. Sin embargo, es probable que la grava solo fuera transportada en el vaguado del río, donde la profundidad y las velocidades del flujo eran mayores, lo que permitiría que la grava fuera transportada al mismo ritmo mediante eventos de descarga más pequeños y más frecuentes. Variar el tamaño medio del grano de grava en aproximadamente un 20 % (±10 mm) podría cambiar el tiempo de tránsito hasta en un 6 % utilizando el enfoque modificado de Meyer-Peter-Müller.

Nuestros resultados demuestran que el transporte de grava gruesa hacia las llanuras de baja pendiente de los ríos del Himalaya podría ocurrir durante un evento monzónico extremo, equivalente a una inundación de 200 a 1000 años, solo cuando se desencadenan condiciones de flujo hiperconcentrado.

Los mecanismos desencadenantes de flujos hiperconcentrados podrían provenir de varias fuentes. La región tiene una extensa cubierta glaciar50 y es sísmicamente activa26. Las inundaciones catastróficas cargadas de sedimentos derivadas de GLOF y lagos represados ​​por deslizamientos de tierra son comunes, pero a menudo se disipan antes de llegar a las llanuras distales11,12,15. Los eventos registrados en la estratigrafía de Siwalik probablemente sean el resultado de desencadenantes más cercanos al frente de la montaña, como el colapso de un lago represado por deslizamientos de tierra ubicado en las cordilleras frontales combinado con la descarga mejorada que se mezcla con sedimentos reciclados del lecho del río y de las orillas (por ejemplo, ref. 43 ). Se observan depósitos de grava similares en los núcleos de megafan de Kosi del Holoceno8, lo que sugiere que han ocurrido eventos hiperconcentrados similares en tiempos más recientes durante el Holoceno. La rareza de tales observaciones implica que estos eventos son episódicos durante largos períodos de tiempo (103 a 106 años).

Sin embargo, el cambio climático previsto y la sismicidad actual en la región aumentarán la probabilidad de que se produzcan fenómenos similares en los próximos siglos. Utilizando una serie de modelos de circulación general, Chapagain et al.25 demostraron que la intensidad de las precipitaciones extremas en el oeste de Nepal podría aumentar hasta un 60% en un futuro medio o lejano. Predecir la probabilidad de inundaciones extremas como las documentadas en el historial de largo plazo de los Siwaliks sigue siendo un desafío importante para la futura gestión del riesgo de desastres, pero las implicaciones de tal evento podrían tener consecuencias de largo alcance.

En entornos de gradiente bajo, como las llanuras del Ganges, la deposición gruesa de flujos hiperconcentrados disminuiría la capacidad del canal, aumentando el riesgo de inundaciones para futuros eventos de flujo moderado9. El relleno del canal y su posterior sobreelevación también podrían causar avulsión44, lo que provocaría una inundación generalizada de las llanuras circundantes y provocaría daños a los edificios y la infraestructura, así como la pérdida de vidas. Además, debido a la naturaleza hiperconcentrada de la descarga, cualquier avulsión del canal o inundación asociada depositaría arena y grava en las fértiles tierras agrícolas circundantes. Como la grava es mucho menos móvil que la arena, los efectos serían duraderos. La avulsión de Kosi en 2008 depositó hasta 2 m de sedimento en la llanura aluvial circundante51. Aunque la inundación ocurrió hace más de una década, los impactos de la avulsión aún se sienten, y las tierras agrícolas quedaron anegadas, infértiles y fuente de enfermedades transmitidas por vectores.

El cambio climático previsto y la sismicidad actual en la región significan que es probable que los eventos de transporte de carga gruesa y hiperconcentrada en ríos arenosos de bajo gradiente se vuelvan más frecuentes en las llanuras del Ganges. Cómo incorporar estos procesos en futuras estrategias de gestión del riesgo de desastres sigue siendo un desafío importante e importante.

Se tomaron registros sedimentarios detallados de una sección de la sucesión de Siwalik expuesta a lo largo del anticlinal de Mohand cerca del río Chakrata (referencias de cuadrícula 43R 0757817; 3359903). La secuencia se registró a escala 1:50, midiendo y registrando tamaños de grano, estructuras sedimentarias y contactos (Fig. 1). Consulte las 'Notas complementarias 8' para obtener registros sedimentarios completos.

Para cada lecho de conglomerado (C1 y C2), se tomaron de dos a tres fotografías para su uso en un software de análisis de imágenes (Erdas). La resolución de la imagen fue de 5184 × 3888 píxeles. El eje corto o eje c de los guijarros eran más claramente identificables en la sección transversal, como se señaló en estudios previos (p. ej., refs. 52, 53) (Figura complementaria 1). Los tamaños de los guijarros se midieron en cada fotografía superponiendo una cuadrícula cuadrada con 100 nodos y midiendo el eje c de cada guijarro debajo del nodo7,52,53,54,55. En algunos casos, los guijarros estaban ligeramente inclinados fuera del eje c, lo que puede resultar en una ligera sobreestimación o subestimación del eje c. Se aplicó una corrección de proporción a las mediciones de los guijarros del conglomerado para convertir el eje c al eje b, para ser utilizado en los cálculos de arrastre de carga. La relación entre los ejes b y c se ha obtenido a partir de mediciones de guijarros de cuarcita de las actuales barras de grava del río Karnali (relación de 1,5, basada en 200 mediciones de guijarros de cuarcita53). Este método supone que las proporciones promedio de las muestras modernas y antiguas son similares53,56. Como los lechos de conglomerados estaban compuestos predominantemente por clastos de cuarcita (C1—95% y C2—98%), es apropiado utilizar relaciones de aspecto derivadas de granos de cuarcita.

La distancia de transporte (l) del lecho del evento del conglomerado (C2) más allá del GST se estimó utilizando la velocidad convergente (Vc) a través del Himalaya (como la tasa de convergencia del frente de empuje y la India estable), la tasa de acumulación de sedimentos (Sa) en la cuenca (asumiendo un estado estacionario), y el espesor (t) del sedimento acumulado entre el lecho de grava (por ejemplo, C2) y el contacto suprayacente de Siwalik medio-superior, que registra la posición antigua del GST (Ec. (1), Figura complementaria 3).

Debido a la convergencia oblicua entre las placas india y euroasiática, las velocidades de convergencia varían a lo largo del rumbo del antepaís del Himalaya57 con tasas de convergencia más lentas reportadas en el Himalaya occidental en comparación con el este (18-20 mm año-1 y 12-15 mm año-1 , respectivamente32,33).

Las tasas de acumulación de sedimentos también varían a lo largo del rumbo del antepaís del Himalaya, observándose tasas más altas en el este en comparación con el oeste. Las tasas de acumulación de sedimentos calculadas a partir de núcleos de sedimentos de la Llanura del Ganges Cuaternario58,59 coinciden estrechamente con las tasas de hundimiento del antepaís7 y las tasas de acumulación de sedimentos a largo plazo del Grupo Siwalik del Mioceno27,60.

Se utilizaron las desviaciones medianas y estándar de las velocidades de convergencia del antepaís occidental (Vc) y las tasas de acumulación de sedimentos (Sa) para estimar la distancia que los depósitos de grava se acumularon aguas abajo del GST (Fig. Suplementaria, Fig. 2).

En este cálculo asumimos una distancia aproximadamente estable desde el frente de la montaña hasta el GST. Esta suposición está respaldada por dos puntos: la coincidencia del GST con un gradiente prominente del canal de ruptura7. Un cambio importante en la pendiente de la pendiente a lo largo de distancias de kilómetros, de hasta un orden de magnitud, requeriría cantidades significativas de tiempo. En segundo lugar, por el registro a largo plazo del GST observado en la sucesión sedimentaria de Siwalik. Si el GST progresó o retrocedió dentro de la cuenca en respuesta a un cambio sostenido en la descarga de sedimentos/agua o en las tasas de subsidencia, esperaríamos que existieran gruesas sucesiones de lechos de conglomerados dentro de la arenisca de Siwalik Medio (por ejemplo, 61). Como no se observan grandes conglomerados dentro de la sucesión de Middle Siwalik, esto sugeriría que el GST se ha mantenido relativamente estable a lo largo del tiempo.

Se han obtenido geometrías de canales para que los paleocanales de Siwalik las utilicen en los cálculos de la tasa de transporte de carga de fondo. Se ha estimado que las geometrías de los canales contemporáneos se comparan con las geometrías de los canales de Siwalik para ver cuán comparables son los sistemas antiguos y contemporáneos.

Las profundidades de los bancos de canales contemporáneos se derivaron de estudios de secciones transversales de canales con perfilador de corrientes Acoustic Doppler (ADCP) de los ríos modernos de las llanuras del Ganges aguas abajo del GST (río Karnali43 y río Ganges62). El punto más profundo registrado en el estudio del canal se tomó como la profundidad total del canal. Los anchos de los canales contemporáneos también se extrajeron de los estudios ADCP de ambos ríos.

Las profundidades de los canales antiguos se estimaron utilizando el espesor máximo de los depósitos de lecho preservados tomados de las secciones de Siwalik. Las secciones incluyen la sucesión de Mohand documentada en este estudio y secciones detalladas publicadas anteriormente de la sección Surai Khola y el río Karnali63. En la literatura, la profundidad del canal lleno se ha definido como el espesor promedio de las formas de barras medidas (por ejemplo, depósitos de relleno de barras, ya sean dominadas por barras trenzadas o barras puntuales64,65,66). Este método no considera la preservación incompleta de las formas del lecho debido al truncamiento o la compactación debido al entierro. Por lo tanto, el espesor promedio del lecho representa una altura mínima aproximada del banco lleno. Además, puede haber un sesgo hacia la preservación de eventos de descarga más grandes y, por lo tanto, profundidades de canal más grandes (es decir, alturas de lecho), registradas en la estratigrafía de Siwalik67. Se pueden encontrar más detalles en las 'Notas complementarias 1'.

Los perfiles de la pendiente del canal contemporáneo que se extienden desde el frente de la montaña del Himalaya hasta la corriente principal del Ganges se extrajeron de un Modelo de Elevación Digital de la Misión Topográfica de Radar Shuttle de 30 m (SRTM DEM) para cada uno de los principales ríos de la llanura del Ganges (Yamuna, Ganga, Sharda, Karnali, Gandak y Kosi7). Los valores de pendiente se promediaron en una ventana móvil de 10 km7. Los valores de pendiente por encima y por debajo del GST, que han sido mapeados y definidos observando el punto en el que los depósitos del canal eran exclusivamente arena (95%)7,53, se separaron en dos grupos discretos (es decir, aguas arriba y aguas abajo del GST).

La paleoslope Sest de Mohand Siwalik por encima y por debajo del GST (es decir, por encima y por debajo del contacto Siwalik medio-superior) se calcula utilizando dos métodos publicados. Ganti et al.68 por debajo del GST en los tramos arenosos, y Paola y Mohrig69 por encima del GST en el tramo dominado por grava gruesa). Ambos se estiman primero a partir del simple balance de fuerzas,

donde τb es la tensión cortante del lecho, ρ es la densidad del agua, g es la gravedad y h es la profundidad mediana del banco lleno (m) (estimada a partir de los registros de Mohand Siwalik (Fig. 3)). Dado que el número de movilidad de partículas adimensionales, o parámetro de Shields,

donde s = ρs/ρ, es la densidad relativa del sedimento al agua, y D50 es el tamaño de grano medio (m), podemos sustituirlo en la ecuación. (2) y reescribe la paleoslope como,

Para estimar el rango de tensión de escudos formativos de los ríos Middle Siwalik (dominados por arena, por debajo del GST), utilizamos el diagrama de estabilidad del lecho propuesto por 68,70, con el número de Reynolds, Rep, calculado por,

donde v es la viscosidad del fluido cinemático, g es la aceleración debida a la gravedad y D50 = 0,35 mm (medido a partir de los registros sedimentarios de Siwalik en este estudio y datos publicados6). Para permitir la incertidumbre, utilizamos un rango de valores de D50 de 0,25 mm a 1 milímetro.

Incluimos un rango del parámetro Shields, θ, que corresponde a la existencia de dunas y la zona de transición entre dunas y lechos del plano superior. Este es un enfoque conservador que representa el rango máximo posible de θ para la existencia estable de dunas.

Siguiendo a Ganti et al.68, llevamos a cabo 10.000 simulaciones de Monte Carlo utilizando la ecuación. (4) estimar la paleoslope de las areniscas de Middle Siwalik (es decir, por debajo del GST). Para las simulaciones generamos muestras aleatorias de θ (distribuidas dentro de los límites proporcionados por el diagrama de estabilidad de la forma de la cama (0,045 - 1,1), y muestras aleatorias de D50 que van desde 0,25 mm - 1 mm, y la altura mediana de la forma de la cama de Siwalik Mohand de h (2,3 m), tomado de las mediciones del espesor del lecho de arenisca de Mohand Middle Siwalik.

Para el conglomerado grueso del Alto Siwalik, el estimador de paleoslope para canales trenzados de grano grueso de Paloa y Mohrig69 se implementó sustituyendo θ = (1 + ε)θc en la ecuación. (4) tal que,

Aquí suponemos una densidad de cuarzo de ρs = 2650 kg/m3. ε = 0,2 es una constante teórica que relaciona el esfuerzo cortante, τb, en el centro del canal, con el esfuerzo cortante crítico, τc. θc es una constante igual a 0,047. Sustituyendo en la ecuación (Ec. (6)) 69 se obtiene la expresión,

Nuevamente utilizamos 10.000 simulaciones de Monte-Carlo utilizando la ecuación. (7) para estimar la pendiente de los depósitos del canal del conglomerado de grano grueso del Alto Siwalik (es decir, por encima del GST). La altura mediana del banco lleno (tomada del espesor del lecho) para los conglomerados del Alto Siwalik, h = 3,95 m, se obtuvo a partir de datos combinados publicados y de campo53,71. El tamaño de grano de los clastos y D50 se eligieron aleatoriamente dentro de un rango realista (40 - 60 mm) basado en datos publicados y de campo del área de estudio53,71. Se pueden encontrar más detalles en las 'Notas complementarias 1'.

En flujos hiperconcentrados, la concentración de sedimentos no sigue el perfil logarítmico de los sedimentos en los flujos de agua46. Se pueden encontrar descripciones más detalladas de las ecuaciones descritas en las siguientes secciones en 41,72.

Al estimar la tasa de transporte de carga de fondo, la densidad de la mezcla de agua y sedimento se calcula a partir de,

donde ρ es la densidad del fluido agua-sedimento, ρw es la densidad del agua clara (1000 kg m-3 para agua dulce), c es la concentración promedio en profundidad de sedimento suspendido (% de volumen) y ρs es la densidad de los granos (2650 kg m−3 para cuarcita).

La concentración promediada en profundidad se aproxima integrando el perfil de concentración en función de la altura (z sobre el lecho, a través de la columna de agua, de modo que,

donde h (m) es la profundidad del agua, z (m) es la distancia vertical sobre el lecho y za (m) es un nivel de referencia donde se conoce la concentración y la concentración local c(z) de sedimento suspendido a la distancia z ( m) por encima de la cama se estima a partir del perfil de Rouse como

donde el número de Rouse, \(\hat{z}=\frac{{w}_{s}}{k{u}_{* }}\), y ca es la concentración de referencia en la elevación de referencia, z = za encima de la cama. En el cálculo del número de Rouse, ws es la velocidad de sedimentación de las partículas de sedimento41, k = 0,4 es la constante de von Kármán y u* es la velocidad de corte.

73 recomiendan las siguientes expresiones para ca y za:

donde el parámetro de transporte, \({T}_{{{\mbox{s}}}}=\frac{{\tau }_{b}-{\tau }_{c}}{{\tau }_ {c}}.\)τc es el esfuerzo cortante crítico, y el componente de fricción superficial del esfuerzo cortante del lecho viene dado por,

donde cfs es el coeficiente de fricción superficial (ecuación (13), a continuación), y u es la velocidad del flujo promediada en profundidad, estimada utilizando la ley logarítmica, tal que,

El coeficiente de fricción cutánea cfs se calcula aquí utilizando una relación logarítmica, tal que,

donde k = 0.4 es la constante de von Kármán y la longitud de rugosidad del lecho \({z}_{0s}=\frac{2.5{D}_{50}}{30}\) para arena41, \({z}_ {0s}=\frac{6.8{D}_{50}}{30}\) para grava74.

Una vez que hemos estimado la concentración promediada en profundidad usando las Ecs. (9) y (10), obtenemos la densidad de la mezcla agua-sedimento usando la Ec. (8).

Habiendo calculado la densidad del fluido agua-sedimento, a continuación estimamos la tasa de transporte de carga de lecho bajo un flujo hiperconcentrado. Se pueden encontrar descripciones detalladas de los cálculos del transporte de carga de fondo en 72.

El transporte de carga de fondo, qb (ms−1 por m de ancho), se puede calcular como una función de la velocidad de transporte de carga de fondo adimensional, Φ, tal que,

donde g es la aceleración debida a la gravedad (9,81 ms−2), D50 es el tamaño medio de grano y la densidad relativa, s = ρs/ρ, donde ρs es la densidad de los granos y ρ es la densidad del fluido que se mueve por encima. la cama, definida en la ecuación (8).

En este estudio estimamos la tasa de transporte de carga adimensional utilizando la ecuación40:

o la ecuación modificada,

donde θ se calcula usando la ecuación. (3), y φ es un coeficiente de modificación introducido por49 (Notas complementarias 2, 3 y 4).

De la ecuación. (15), está claro que la carga de fondo se movilizará sólo cuando θ > 0,047. Combinando esto con la Ec. (3) para el parámetro Shields, y la tensión cortante del lecho Eq. (11), podemos estimar el umbral de velocidad de movimiento, u, para un tamaño de grano dado:

Suponiendo una profundidad de agua de 11 m y todas las variables constantes son las mismas que las definidas en las Notas complementarias 5, Tabla complementaria 1, el umbral de velocidad de movimiento para partículas de tamaño de grano de 45 mm es aproximadamente u = 3,75 m/s. Suponiendo el área de la sección transversal del río, A = 0,9 Bh (= 0,9 × 338 m × 11, Notas complementarias 5) y la descarga, Q = uA, esta velocidad umbral se traduce en una descarga de aproximadamente 12 550 ms-1.

Todos los datos utilizados en la producción de este artículo y las figuras se enumeran en el texto, Métodos o Notas complementarias 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7 y 8. Datos tabulados utilizados en el cálculo de las geometrías de los canales contemporáneos y de Siwalik. y los cálculos del tiempo de tránsito de la carga de base están disponibles en https://doi.org/10.5525/gla.researchdata.1455.

Aggarwal, P., Joshi, P., Ingram, J. & Gupta, R. Adaptación de los sistemas alimentarios de las llanuras indogangéticas al cambio ambiental global: se necesita información clave para mejorar la formulación de políticas. Reinar. Ciencia. Política 7, 487–498 (2004).

Artículo de Google Scholar

Erenstein, O., Hellin, J. & Chandna, P. Mapeo de la pobreza basado en activos de medios de vida: una aplicación a nivel meso en las llanuras indogangéticas, India. Aplica. Geogr. 30, 112-125 (2010).

Artículo de Google Scholar

Wells, NA y Dorr, J. Desplazamiento del río Kosi, norte de la India. Geología 15, 204–207 (1987).

2.0.CO;2" data-track-action="article reference" href="https://doi.org/10.1130%2F0091-7613%281987%2915%3C204%3ASOTKRN%3E2.0.CO%3B2" aria-label="Article reference 3" data-doi="10.1130/0091-7613(1987)152.0.CO;2">Artículo de Google Scholar

Sinha, S., Suresh, N., Kumar, R., Dutta, S. & Arora, B. Estudios sedimentológicos y geomórficos sobre los depósitos aluviales y terrazas del Cuaternario a lo largo de la salida del Ganges. Cuat. En t. 227, 87-103 (2010).

Artículo de Google Scholar

Chakraborty, T., Kar, R., Ghosh, P. & Basu, S. Kosi megafan: registros históricos, geomorfología y la reciente avulsión del río Kosi. Cuat. En t. 227, 143–160 (2010).

Artículo de Google Scholar

Dubille, M. & Lavé, J. Engrosamiento rápido del tamaño de grano en la transición arenisca/conglomerado: expresión similar en los ríos modernos del Himalaya y los depósitos de melaza del Plioceno. Cuenca Res. 27, 26–42 (2015).

Artículo de Google Scholar

Dingle, EH, Sinclair, HD, Attal, M., Milodowski, DT y Singh, V. Control de hundimiento en la morfología del río y el tamaño del grano en la llanura del ganga. Revista Estadounidense de Ciencias 316, 778–812 (2016).

Artículo de Google Scholar

Sinha, R., Ahmad, J., Gaurav, K. y Morin, G. Estratigrafía del subsuelo poco profundo y arquitectura aluvial de los megafans Kosi y Gandak en la cuenca del antepaís del Himalaya, India. Sedimento. Geol. 301, 133-149 (2014).

Artículo de Google Scholar

Dingle, E. et al. Topografías dinámicas de inundaciones en la región de Terai en Nepal. Surf de la Tierra. Proceso. Accidentes geográficos 45, 3092 – 3102 (2020).

Artículo de Google Scholar

Huber, ML, Lupker, M., Gallen, SF, Christl, M. & Gajurel, AP Momento del emplazamiento de rocas exóticas y muy transitadas y de las inundaciones paleoexplosivas en el Himalaya central. Surf de la Tierra. Din. 8, 769–787 (2020).

Artículo de Google Scholar

Burbank, DW Múltiples episodios de inundaciones catastróficas en la cuenca de Peshawar durante los últimos 700.000 años. Geol. Soc. Soy. Toro. 16, 43-49 (1983).

Google Académico

Goswami, DC Río Brahmaputra, Assam, India: fisiografía, denudación de la cuenca y agradación del canal. Recurso Acuático. Res. 21, 959–978 (1985).

Artículo de Google Scholar

Keefer, DK Deslizamientos de tierra inducidos por terremotos y sus efectos en los abanicos aluviales. J. Sedimento. Res. 69, 84-104 (1999).

Artículo de Google Scholar

Sinha, R., Jain, V., Babu, GP & Ghosh, S. Caracterización geomórfica y diversidad de los sistemas fluviales de las llanuras del Ganges. Geomorfología (Ámsterdam, Países Bajos) 70, 207–225 (2005).

Google Académico

Cook, KL, Andermann, C., Gimbert, F., Adhikari, BR y Hovius, N. Las inundaciones de los lagos glaciales son impulsoras de la erosión fluvial en el Himalaya. Ciencia 362, 53–57 (2018).

Artículo CAS Google Scholar

Rickenmann, D. Flujo hiperconcentrado y transporte de sedimentos en pendientes pronunciadas. J. Hidráulico. Ing. 117, 1419-1439 (1991).

Artículo de Google Scholar

Xu, J. Implicación de las relaciones entre el tamaño de los sedimentos suspendidos, la descarga de agua y la concentración de sedimentos suspendidos: la cuenca del río Amarillo, China. Cadena 49, 289–307 (2002).

Artículo de Google Scholar

An, C., Parker, G., Hassan, MA y Fu, X. ¿Puede la arena mágica causar una degradación masiva de un río con lecho de grava a escala decenal? Río Shi-ting, China. Geomorfología (Ámsterdam, Países Bajos) 327, 147–158 (2019).

Google Académico

Beverage, J. & Culbertson, J. Hiperconcentraciones de sedimentos suspendidos. J. Hidráulico. División 90, 117-128 (1964).

Artículo de Google Scholar

Major, J., Janda, R. & Daag, A. Disturbios de cuencas hidrográficas y lahares en el lado este del monte Pinatubo durante las erupciones de mediados de junio de 1991 (University of Washington Press, 1996).

Rodolfo, K. et al. Dos años de lahares en el flanco occidental del monte Pinatubo: inicio, procesos de flujo, depósitos y cambios geomórficos e hidráulicos concomitantes (University of Washington Press, 1996).

O'Connor, J., Hardison, J. & Costa, J. Flujos de escombros provenientes de fallas de presas morrenas de la era neoglacial en las áreas silvestres de las tres hermanas y Mount Jefferson, Oregon. Documento profesional del USGS 1606, 93 (2002).

Google Académico

Maizels, J. Sedimentología, dinámica de paleoflujo e historia de inundaciones de depósitos de jokulhlaup; Paleohidrología de secuencias de sedimentos del Holoceno en depósitos de sandur del sur de Islandia. J. Sedimento. Gasolina. 59, 204–223 (1989).

Google Académico

Kostaschuk, R., Terry, J. & Raj, R. Transporte de sedimentos suspendido durante las inundaciones de ciclones tropicales en Fiji. Hidrol. Proceso. 17, 1149-1164 (2003).

Artículo de Google Scholar

Chapagain, D., Dhaubanjar, S. & Bharati, L. Analizando los futuros extremos climáticos y sus implicaciones sectoriales en el oeste de Nepal. Subir. Cambio 168, 8 (2021).

Artículo de Google Scholar

Dal Zilio, L., van Dinther, Y., Gerya, T. y Avouac, J.-P. Sismicidad bimodal en el Himalaya controlada por la fricción y la geometría de las fallas. Nat. Comunitario. 10, 48-11 (2019).

Artículo CAS Google Scholar

Burbank, D., Beck, R. y Mulder, T. La cuenca del antepaís del Himalaya (Cambridge University Press, 1996).

Hérail, G. & Mascle, G. El Siwalik del Nepal central: estructuras y geomorfología de un piamonte sometido a deformación. Toro. Asociación. Géographie Française 431, 259–267 (1980).

Artículo de Google Scholar

Mugnier, J. y col. Los Siwaliks del Nepal occidental: I. Geometría y cinemática. J. Ciencias de la Tierra asiáticas. 17, 629–642 (1999).

Artículo de Google Scholar

Lavé, J. & Avouac, JP Plegamiento activo de terrazas fluviales a lo largo de las colinas Siwaliks, Himalaya del centro de Nepal. J. Geophys. Res.: Tierra sólida 105, 5735–5770 (2000).

Artículo de Google Scholar

Jain, V. & Sinha, R. Sistemas fluviales en las llanuras del Ganges y su comparación con los Siwaliks: una revisión. actual. Ciencia. 84, 1025-1033 (2003).

Google Académico

Feldl, N. & Bilham, R. Grandes terremotos del Himalaya y la meseta tibetana. Naturaleza 444, 165-170 (2006).

Artículo CAS Google Scholar

Stevens, VL & Avouac, JP Acoplamiento intersísmico en el empuje principal del Himalaya. Geofís. Res. Cartas 42, 5828–5837 (2015).

Artículo de Google Scholar

Nakata, T. Historia geomórfica y movimiento de la corteza terrestre de las estribaciones del Himalaya: Informe de la Universidad de Tohoku, séptima serie: Geografía. Tecnología. Representante, Sheffield (1972).

Arnott, RWC & Hand, BM Bedforms, estructuras primarias y tejido de grano en presencia de lluvia de sedimentos en suspensión. J. Sedimento. Gasolina. 59, 1062–1069 (1989).

Google Académico

Sumner, EJ, Amy, LA y Talling, PJ Estructura del depósito y procesos de deposición de arena a partir de suspensiones de sedimentos desaceleradas. J. Sedimento. Res. 78, 529–547 (2008).

Artículo de Google Scholar

Lowe, DR Flujos de sedimentos subacuáticos licuados y fluidizados y sus depósitos. Sedimentología 23, 285–308 (1976).

Artículo de Google Scholar

Druitt, T. Comportamiento de sedimentación de dispersiones concentradas y algunas aplicaciones vulcanológicas. J. Volcanol. Geotermia. Res. 65, 27–39 (1995).

Artículo CAS Google Scholar

Xu, J. Implicación de las relaciones entre el tamaño de los sedimentos suspendidos, la descarga de agua y la concentración de sedimentos suspendidos: la cuenca del río Amarillo, China. Cadena 78 (2002).

Meyer-Peter, M. & Muller, R. Fórmulas para el transporte de carga en plataforma. En: Proc., 2º Congreso de Int. Asociación de Investigaciones Hidráulicas. Tecnología. Rep., Estocolmo, Suecia (1984).

Soulsby, R. Dinámica de arenas marinas: un manual para aplicaciones prácticas (Thomas Telford, 1997).

Morin, GP y cols. Dinámica anual del transporte de sedimentos en la cuenca de Narayani, Nepal central: evaluación de los impactos de los procesos de erosión en el presupuesto anual de sedimentos. J. Geophys. Res. Surf de la Tierra. 123, 2341–2376 (2018).

Artículo de Google Scholar

Dingle, EH y cols. Dinámica de los sedimentos en las transiciones grava-arena: implicaciones para la estabilidad de los ríos y el reciclaje de las llanuras aluviales. Geología 48, 468–472 (2020).

Artículo de Google Scholar

Pierson, TC en Peligros de flujo de escombros y fenómenos relacionados Springer Praxis Books, (eds Jakob, M. & Hungr, O.) 159–202 (Springer, 2005).

Lane, EW Notas sobre el límite de concentración de sedimentos. J. Sedimento. Gasolina. 10, 95–96 (1940).

Google Académico

Wan, Z. y Wang, Z. Flujo hiperconcentrado. Serie de monografías de la Asociación Internacional de Investigación Hidráulica (Rotterdam, 1994).

Wong, M. & Parker, G. Reanálisis y corrección de la relación de carga del lecho de Meyer-Peter y Müller utilizando su propia base de datos. J. Hidráulico. Ing. 132, 1159-1168 (2006).

Artículo de Google Scholar

Cao, Z., Hu, P. y Pender, G. Tasas de transporte de sedimentos de fondo conciliadas en ríos efímeros y perennes. Surf de la Tierra. Proceso. Accidentes geográficos 35, 1655-1665 (2010).

Artículo de Google Scholar

Cao, Z., Yue, Z. y Pender, G. Falla de presas por deslizamientos de tierra e hidráulica de inundaciones. Parte II: modelización matemática acoplada. Peligros naturales 59, 1021–1045 (2011).

Artículo de Google Scholar

Bolch, T. y col. El estado y destino de los glaciares del Himalaya. Ciencia 336, 310–314 (2012).

Artículo CAS Google Scholar

Mishra, S., Noor, T. y Ashrafee, S. ¡Cómo nos las arreglamos! ¿Lo que necesitamos? Encuesta de Percepción sobre Impacto y Estrategias de Recuperación. Tecnología. Rep. India (2009).

Bunte, K. & Abt, S. Muestreo de distribuciones de tamaño de partículas en la superficie y el subsuelo en corrientes de lechos de grava y cantos rodados para análisis en transporte de sedimentos, hidráulica y monitoreo de lechos de corrientes. Departamento de Agricultura de los Estados Unidos, Servicio Forestal, Rocky Mountain Research. Tecnología. Rep. (2001).

Quick, L., Sinclair, HD, Attal, M. & Singh, V. Reciclaje de conglomerados en la cuenca del antepaís del Himalaya; Implicaciones para el tamaño del grano y la procedencia. Geol. Soc. Soy. Toro. 132, 1639-1656 (2020).

Artículo CAS Google Scholar

Attal, M. & Lavé, J. en Tectónica, Clima y Evolución del Paisaje. Documento especial, cap. 398 (eds. Willett, S., Hovius, N., Brandon, M. y Fisher, D.) 143–171 (Sociedad Geológica de América, 2006).

Whittaker, AC y cols. Decodificar las tendencias aguas abajo en el tamaño de grano estratigráfico en función del hundimiento tectónico y el suministro de sedimentos. Geol. Soc. Soy. Toro. 123, 1363-1382 (2011).

Artículo de Google Scholar

Kellerhals, R. & Bray, D. Método mejorado para la distribución del tamaño de la grava del lecho de un arroyo. Recurso Acuático. Res. 7, 1045 – 1047 (1971).

Artículo de Google Scholar

Dewey, J. & Pitman, W. Evolución tectónica de la zona de colisión India/Eurasia. Ecología de la Geología 82, 717 – 734 (1989).

Google Académico

Sinha, R., Friend, PF & Switsur, VR Datación por radiocarbono y tasas de sedimentación en los sedimentos aluviales del Holoceno de las llanuras del norte de Bihar, India. Geol. revista 133, 85–90 (1996).

Artículo CAS Google Scholar

Singh, A. y col. Influencia contraintuitiva de la morfodinámica del río Himalaya en los asentamientos urbanos de la civilización del Indo. Nat. Comunitario. 8, 1617–14 (2017).

Artículo de Google Scholar

Sigdel, A., Sakai, T., Ulak, P., Gajurel, A. y Upreti, B. Litoestratigrafía del grupo Siwalik, sección del río Karnali, extremo occidental del Himalaya de Nepal. J. Nepal Geol. Soc. 43, 83-101 (2011).

Google Académico

Paola, C., Heller, PL y Angevine, CL La dinámica a gran escala de la variación del tamaño de grano en cuencas aluviales, 1: Teoría. Cuenca Res. 4, 73–90 (1992).

Artículo de Google Scholar

Sonkar, GK, Gaurav, K., Dasgupt, N., Hussain, SA y Sinha, R. Evaluación ecogeomórfica del santuario de tortugas de Varanasi y su implicación para la conservación del río Ganges. actual. Ciencia. 116, 2063 (2019).

Artículo de Google Scholar

Szulc, AG y cols. Evolución tectónica del Himalaya limitada por datos petrográficos y detríticos 40Ar-39Ar, Sm-Nd de la sucesión de la cuenca del antepaís de Siwalik, suroeste de Nepal. Cuenca Res. 18, 375–391 (2006).

Artículo de Google Scholar

Elliott, T. La morfología, magnitud y régimen de un canal fluvial-distributivo del Carbonífero. J. Sedimento. Gasolina. 46, 70–76 (1976).

Google Académico

Moody-Stuart, M. Depósitos de corrientes de alta y baja sinuosidad, con ejemplos del Devónico de Spitsbergen. J. Sedimento. Gasolina. 36, 1102-1117 (1996).

Google Académico

Wang, J. & Bhattacharya, JP Reconstrucción de paleocanales en vista en planta de cinturones de meandros amalgamados, arenisca Ferron del Cretácico, delta de Notom, centro-sur de Utah, sedimento USAJ. Res. 88, 58–74 (2018).

Artículo CAS Google Scholar

Sinclair, HD y Cowie, PA Topografía del suelo de la cuenca y escalamiento de turbiditas. J. Geol. 111, 277–299 (2003).

Artículo de Google Scholar

Ganti, V., Whittaker, AC, Lamb, MP y Fischer, WW Ríos de gradiente único y de bajo gradiente antes de la reverdecimiento de los continentes. Proc. Acad. Nacional. Ciencia. 116, 11652–11657 (2019).

Artículo CAS Google Scholar

Paola, C. & Mohrig, D. Paleohidráulica revisada: estimación de paleoslopes en ríos trenzados de grano grueso. Cuenca Res. 8, 243–254 (1996).

Artículo de Google Scholar

Lamb, M., Grotzinger, J., Southard, J. y Tosca, N. ¿Se formaron ondas acuosas en Marte por salmueras que fluían? Geología sedimentaria de Marte (eds Grotzinger, JP y Milliken, RE) 139–150 (2012)

Kumar, R., Ghosh, SK, Mazari, R. & Sangode, S. Impacto tectónico en los depósitos fluviales de la cuenca del antepaís del Himalaya del Plio-Pleistoceno, India. Sedimento. Geol. 158, 209–234 (2003).

Artículo de Google Scholar

van Rijn, L. Transporte de sedimentos, Parte I: transporte de carga en plataforma. J. Hidráulico. Aterrador. 110, 1431-1456 (1984).

Artículo de Google Scholar

García, M. y Parker, G. Arrastre de sedimentos del lecho en suspensión. J. Hidráulico. Ing. 117, 414–435 (1991).

Artículo de Google Scholar

Bray, D. Resistencia al flujo en ríos con lecho de grava. Poder. J. Ing. Civil. 14, 77–86 (1982).

Kumar, R., Sangode, SJ y Ghosh, SK Un complejo de arenisca de varios pisos en la cuenca del antepaís del Himalaya, noroeste del Himalaya, India. J. Ciencias de la Tierra asiáticas. 23, 407–426 (2004).

Artículo de Google Scholar

Yin, A. Evolución tectónica cenozoica del orógeno del Himalaya limitada por la variación a lo largo del rumbo de la geometría estructural, la historia de la exhumación y la sedimentación del antepaís. Ciencias de la Tierra. Rev. 76, 1–131 (2006).

Artículo de Google Scholar

Lavé, J. & Avouac, JP Incisión fluvial y levantamiento tectónico a través del Himalaya del Nepal central. J. Geophys. Res.: Tierra Sólida 106, 26561–26591 (2001).

Artículo de Google Scholar

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Los autores agradecen al Prof. Vimal Singh, al Prof. Rotash Kumar, a la Dra. Emma Graf, a Parv Kasana, a KK Sharma y a DHM (Nepal) por su ayuda, sus fructíferos debates y su apoyo logístico en el campo. También agradecen a la Asociación Internacional de Sedimentólogos (IAS) y al Grupo Británico de Investigación Sedimentológica (BSRG) por su apoyo financiero al trabajo de campo. También agradecen a la Dra. Laure Guerit y a un revisor anónimo por sus revisiones exhaustivas y reflexivas. Este estudio formó parte de un Ph.D. E3 DTP financiado por el Consejo de Investigación del Medio Ambiente Natural (NERC). (NE/L002558/1).

Universidad de Glasgow, Facultad de Ciencias Geográficas y de la Tierra, University Avenue, Glasgow, Reino Unido

Laura rápido

Universidad de Glasgow, Escuela de Ingeniería James Watt, Centro de Investigación Avanzada, Glasgow, Reino Unido

Maggie. J. Credo

Universidad de Edimburgo, Escuela de Geociencias, Drummond St, Edimburgo, Reino Unido

Hugo. D. Sinclair y Mikaël Attal

La Universidad de Edimburgo, Escuela de Ingeniería, King's Buildings, Edimburgo, Reino Unido

Alistair. GL Borthwick

Instituto Indio de Tecnología Kanpur, Departamento de Ciencias de la Tierra, Kanpur, India

Rajiv Sinha

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Esta investigación se realizó en colaboración con coautores nombrados. LQ, MJC, HDS, MA y AGLB diseñaron el estudio y escribieron el manuscrito. LQ registró los afloramientos de Siwalik y calculó la distancia de transporte de grava hacia las llanuras y las geometrías de canales contemporáneas/antiguas. MJC calculó las concentraciones de sedimentos suspendidos, las tasas de transporte de carga de fondo, los tiempos de tránsito de los lechos de conglomerados y las correspondientes descargas de inundaciones. Las figuras fueron producidas por LQ, utilizando los paquetes de trazado ArcMap, Inkscape y Python. RS le dio a LQ acceso y discutió el núcleo del megafan Kosi en las instalaciones del laboratorio central en IIT Kanpur, India.

Correspondencia a Laura Quick.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

Communications Earth & Environment agradece a Laure Guerit y a los demás revisores anónimos por su contribución a la revisión por pares de este trabajo. Editor principal: Joe Aslin. Un archivo de revisión por pares está disponible.

Nota del editor Springer Nature se mantiene neutral con respecto a reclamos jurisdiccionales en mapas publicados y afiliaciones institucionales.

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Reimpresiones y permisos

Quick, L., Creed, MJ, Sinclair, HD et al. Las inundaciones hiperconcentradas provocan un transporte extremo de grava a través de los ríos arenosos de las llanuras del Ganges. Entorno Terrestre Comunitario 4, 297 (2023). https://doi.org/10.1038/s43247-023-00953-9

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Recibido: 02 de mayo de 2023

Aceptado: 03 de agosto de 2023

Publicado: 23 de agosto de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s43247-023-00953-9

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