Revelando el sistema de depósito de contornos en la Zona de Fractura Vema (Atlántico Central)

Scientific Reports volumen 13, número de artículo: 13834 (2023) Citar este artículo

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Una combinación de un alto aporte de sedimentos y intensas corrientes de fondo conduce a menudo a la formación de contouritos (sedimentos depositados o significativamente reelaborados por las corrientes de fondo). Ambos componentes están presentes en el valle de la Zona de Fractura de Vema, que es el pasaje más importante para la distribución del agua del fondo antártico desde el oeste al noreste del Atlántico. Sin embargo, en más de medio siglo de investigaciones no se han encontrado derivaciones, fosos o canales de curvas de nivel en esta región. El paradigma de sedimentación predominante postula que las corrientes de turbidez han gobernado predominantemente la sedimentación en esta región durante el Pleistoceno. Este trabajo describe el primer ejemplo de sistema de depósito de contornos identificado en la Zona de Fractura Vema. El descubrimiento se realizó mediante perfiles detallados del subfondo de alta resolución, así como modelos numéricos y mediciones directas de las velocidades de las corrientes del fondo. Estos sistemas son excepcionalmente poco comunes en zonas de fractura. Este estudio destaca la importancia de seguir investigando los contornos a lo largo de la zona de fractura de Vema basándose en conceptos modernos de contornos y sistemas deposicionales mixtos. El trabajo también enfatiza la necesidad de reevaluar el impacto de las corrientes del fondo sobre la sedimentación en esta región, y particularmente en los segmentos estrechos del valle de la zona de fractura.

Los depósitos de contouritas en los reinos abisales del Atlántico sirven como registros de la actividad de las aguas profundas del Atlántico norte (NADW) y las aguas del fondo antártico (AABW)1,2, que son partes importantes del vuelco meridional del Atlántico. El AABW se distribuye en el Atlántico a través de una serie de pasajes de aguas profundas (p. ej., Canal Vema, Kane Gap, Discovery Gap, Romanche Fracture Zone). Los sistemas deposicionales de contorno (CDS) relacionados con estos pasajes oceánicos son clave para estudiar la historia de la actividad AABW y su impacto en la sedimentación1,3,4,5,6,7 (en una escala de cientos de miles y millones de años) . Una familia de zonas de fractura (FZ) de desplazamiento largo es una característica distintiva de la morfología del Atlántico central8,9. Fueron heredados de la ruptura inicial del Atlántico y sirven como vías cruciales para la propagación de AABW desde la parte occidental a la oriental del océano10. Sin embargo, esta región sigue siendo prácticamente un espacio en blanco en las bases de datos de distribución de CDS modernas11,12,13. Un raro ejemplo de un estudio específico centrado en los contornos dentro de las zonas de fractura del Atlántico central es el trabajo de Westall et al.14 que describe las ondas de sedimento en el flanco de la cresta transversal norte que bordea la ZF Romanche.

Vema FZ es una de las zonas de fractura más destacadas de la región. Desempeña un papel crucial en la propagación de AABW desde el Atlántico occidental al nororiental. El transporte AABW supera al transporte observado en cualquier otra zona de fractura del Atlántico Central15,16,17,18,19,20. A pesar del intenso flujo neto de AABW a través de la FZ y la alta entrada de sedimentos21,22,23,24, se documentaron pocas características de contorno en el área. Heezen et al.21 revelaron ondulaciones, socavación y marcas de aventamiento en fotografías del fondo del valle de la zona de fractura. Kastens et al.25 informaron sobre los cuerpos sedimentarios sinusoidales distribuidos dentro y cerca de la Zona de Deformación por Transformada Principal en la parte oriental del valle de transformación activo. La cubierta de sedimentos en esta zona está sujeta a importantes deformaciones post-deposicionales25. Sin embargo, los autores prefirieron la hipótesis deposicional (no tectónica) para la formación de estas formaciones y las interpretaron como ondas de sedimentos enterradas.

Se llevaron a cabo estudios activos de la cubierta de sedimentos dentro de Vema FZ durante el predominio del paradigma turbidita22,25,26,27,28, que se convirtió en el paradigma principal de la sedimentación de aguas profundas en la región. Está ampliamente aceptado que la sedimentación dentro del valle de Vema FZ fue controlada principalmente por flujos gravitacionales desde el talud continental sudamericano (al menos durante el Pleistoceno)21,27,29. Esta conclusión se basa en gran medida en estudios que se centraron en la parte activa de la zona de fractura entre las dos intersecciones de transformada de cresta (RTI)21,22,25,26,27,30. Este trabajo explora un sector poco estudiado de Vema FZ ubicado al este de la RTI oriental. Informa sobre el descubrimiento de un sistema de depósito que comprende fosos y ventisqueros dentro del valle de la zona de fractura. Esto representa un hecho notable y poco frecuente en el Océano Atlántico (Uenzelmann-Neben y Gohl31, Scrutton y Stow32 describen algunos ejemplos más), lo cual es importante para un mayor desarrollo de la clasificación de la deriva de las curvas de nivel y para ampliar la comprensión de los entornos en los que se encuentran. pueden formarse derivas. El estudio se basa en los resultados del análisis de perfiles de alta resolución del subfondo y del modelado numérico de las velocidades de las corrientes del fondo realizado por primera vez en la parte investigada de la zona de fractura. Los resultados presentados aquí permiten una nueva perspectiva sobre la sedimentación en el área de estudio, vista a través de la lente de los paradigmas conceptuales modernos para sistemas deposicionales mixtos y de contorno (claramente resumidos por Hernández-Molina et al.33). Sin embargo, este trabajo no niega la contribución significativa de los flujos de turbidez de la vertiente sudamericana al relleno sedimentario del valle de la zona de fractura.

La Vema FZ se traza entre 52 ° W y 23 ° 30 ′ W y se extiende por aproximadamente 2300 km a lo largo de 10 ° 50 ′ N (Fig. 1a). Tiene un valle plano de 15 a 20 km de ancho (Fig. 1a) a una profundidad de agua de más de 5100 m21,25 delimitado por una pendiente pronunciada en el norte y por el flanco norte de la prominente cresta transversal Vema en el sur10,34. El espesor de los sedimentos que cubren la accidentada topografía del basamento alcanza los 1,5 km21,25,26. Se supone que los sedimentos que llenan la depresión son predominantemente turbiditas depositadas principalmente durante el Pleistoceno21,27,29. Las corrientes de turbidez ingresaron a Vema FZ desde la llanura abisal de Demerara y trajeron el material derivado del continente al valle transformado. En el este (a ~ 41° W), el valle de transformación está bloqueado por una cresta mediana de 1,2 km de altura que evita una mayor propagación hacia el este de los flujos de gravedad22,25,30,35 (Fig. 1a). Esta cresta es una característica topográfica notable formada dentro del valle de transformación de Vema cerca de la intersección de la cresta oriental-transformación debido principalmente a un levantamiento tectónico de bloques de la corteza terrestre30. La edad de la formación de la cresta mediana aún no está clara. Se sabe que la cresta no es un elemento volcánico de construcción muy reciente30 y que en el Pleistoceno su extremo occidental ha sufrido un levantamiento a un ritmo de aproximadamente 1 mm/año25.

(a) La batimetría general de la zona de fractura Vema36 con las direcciones generales de la corriente AABW19; El cuadrado discontinuo marca la ubicación del área de estudio, las líneas rojas marcan los perfiles del subfondo presentados en este trabajo. (b) Esquema batimétrico del área de estudio36 con ubicación de los perfiles del subfondo y direcciones del flujo AABW, las líneas rojas marcan los perfiles del subfondo presentados en este trabajo; (c) Resultados de la modelización numérica de las velocidades de las corrientes del fondo en el área de estudio utilizando el Modelo Oceánico del Instituto de Matemáticas Numéricas (INMOM); (d) Resultados de mediciones directas de las velocidades de las corrientes del fondo utilizando un perfilador de corriente Doppler acústico reducido (LADCP). El recuadro en la parte superior derecha muestra las direcciones generales de la propagación de AABW desde el SO al NE Atlántico19,36, la estrella marca la ubicación del área de estudio. MAR: Cordillera del Atlántico Medio, VFZ: Zona de fractura Vema, RFZ: Zona de fractura Romanche; NP1-5: pasajes concretos descritos en el texto. Los esquemas batimétricos de (a–d) se basan en el conjunto de datos GEBCO_2022 (https://www.gebco.net/data_and_products/gridded_bathymetry_data/gebco_2022/).

El área de estudio abarca una parte de la FZ entre 40 ° W y 38 ° 38 ′ W (Fig. 1b). El estrechamiento de la vaguada en esta zona formó una serie de depresiones elipsoidales llenas de sedimentos y rodeadas de fuertes pendientes (paredes). Los ángulos de pendiente alcanzan en las paredes sur y norte 23° y 45°, respectivamente36. Las depresiones están conectadas entre sí por pequeños pasajes ubicados cerca del muro sur. Estos pasajes están numerados de oeste a este como NP1 – NP5. El área de estudio está confinada entre NP3 y NP5 (Fig. 2b).

Registro de perfiles del subfondo a través de la deriva y el foso en la depresión occidental (a) con interpretación (b), la ubicación de los perfiles se muestra en la Fig. 1b; (c) una descripción resumida de la estructura acústica de la cubierta superior de sedimentos en el área de estudio.

La profundidad del agua en los pasajes disminuye hacia el este de 5400 m (NP1, 40° 19′ W) a 4600 m (NP5, 38° 39′ W). Las dos depresiones llenas de sedimentos estudiadas tienen unas dimensiones de 8,5 × 31,5 km y 8,5 × 78 km. El relleno de sedimentos proporciona una superficie lisa del fondo marino en un rango de profundidad de agua de 5300 a 5500 m36. Se desconoce el espesor total de la cubierta de sedimentos en estas depresiones. En adelante, estas depresiones se denominarán depresiones occidental (más pequeña) y oriental (más grande), respectivamente.

La circulación del fondo en la parte más profunda de Vema FZ está controlada por el agua del fondo antártico (Fig. 1) subyacente a las aguas profundas del Bajo Atlántico Norte (LNADW)17,18,19,37,38,39. La falta de criterios generalmente aceptados para determinar el límite AABW/LNADW en esta área hace que la distinción del rango de profundidad ocupado por AABW sea ambigua19,38. La LNADW se caracteriza por un máximo local de contenidos de oxígeno y clorofluorocarbonos17. De acuerdo con las variaciones del contenido de oxígeno disuelto en la columna de agua el límite AABW / LNADW se ubica en el área de estudio a una profundidad de aproximadamente 4100 m y corresponde a la isoterma de (temperatura potencial) θ = 1,7 °C17,38. El AABW se mueve a lo largo de Vema FZ en dirección general hacia el este19 (Fig. 1a,b). Las mediciones directas de la velocidad de la corriente (~ 41° W) más cercanas al área de estudio revelaron fuertes variaciones a corto plazo en la dirección y velocidad del flujo AABW (en escala de horas y días)35,38,39. La velocidad de la corriente medida alcanzó 20–33 cm/s19,35,38. Las velocidades promediadas en el tiempo se pueden estimar en base a los datos recopilados utilizando amarres con correntímetros en el Vema FZ35. Estos correntímetros mostraron que la dirección del flujo varió fuertemente y las velocidades medias fueron de aproximadamente 2,9 y 3,7 cm/s a la profundidad de 5040 m, mientras que las velocidades máximas observadas alcanzaron 33 cm/s. Mediciones repetidas utilizando un perfilador de corriente Doppler acústico reducido (LADCP)39 sugieren que las velocidades medias son mucho más altas en los umbrales estrechos de la zona de fractura. Sin embargo, sólo se pueden utilizar series temporales de velocidad a largo plazo para realizar cálculos precisos de la velocidad media. Las estimaciones del transporte de AABW a través de Vema FZ varían significativamente (de 0,05 a 2,4 Sv, 1 Sv en promedio, según Vangriesheim35, McCartney et al.15, Fischer et al.16, Demidov et al.18,38, Morozov et al. .20 y otros) dependiendo de la profundidad adoptada del límite AABW/LNADW, los métodos de estimación del cuadrado de la sección y la extrapolación de las velocidades actuales19. El transporte total de AABW a través del grupo de zonas de fractura al sur de Vema FZ se estimó en 0,48 ± 0,05 Sv15,16,17,18,19,20. El transporte de AABW hacia la parte oriental del Atlántico a través de las fracturas al norte de Vema FZ probablemente sea insignificante15,16,17,18,19,20.

Tanto el modelado como las mediciones directas muestran la aceleración relativa del flujo AABW dentro de los pasajes estrechos y la desaceleración adicional en partes más anchas de la depresión (Fig. 1c, d). Los datos del LADCP muestran que la velocidad del flujo cambia de 49 cm/s en el pasaje estrecho denominado NP1 a 31 cm/s en NP2 y 32 cm/s en NP3. En la depresión occidental (entre los pasajes estrechos NP3 y NP4), la velocidad medida de la corriente de fondo alcanza los 30 cm/s. La velocidad actual disminuye a 26 cm/s en NP4 y a 18 cm/s en la depresión oriental.

El modelo numérico en general confirma estos datos. En la depresión occidental, las velocidades modeladas varían desde 29 cm/s cerca de la pared sur hasta 8 cm/s cerca de la pared norte. En la depresión oriental (entre (NP4 y NP5), la velocidad del flujo del fondo modelado alcanza 15 cm cerca de la pared sur y se desacelera a 7 cm/s cerca de la pared norte.

En la parte estudiada de la zona de fractura se observan varias salidas de aguas del fondo a través de la pared norte de Vema FZ (Fig. 1c,d). Los modelos numéricos sugieren que importantes flujos de salida se ubican en 39° 33′ W, 39,0° W y 38,7° W. Una parte de las aguas del fondo puede propagarse más al este a través del NP5.

Ambas depresiones incluidas en el estudio se caracterizan por cambios similares en el patrón de llenado de sedimentos. De oeste a este, el patrón de relleno superpuesto en montículo se transforma gradualmente en un relleno divergente (Figuras 2, 3, 4, 5 y 6, Figuras complementarias S2-4). Dos características topográficas lineales en forma de canales con una profundidad de aproximadamente 5 a 20 m y un ancho de 1 a 3 km se extienden a lo largo del pie de la pared sur (Figs. 2a, b, 4). Se puede rastrear entre 39° 54′ y 39° 42′ W en la depresión occidental y entre 39° 21′ W y 39° 03′ W en la oriental. La profundidad relativa de las características disminuye gradualmente hacia el este desde los pasajes estrechos NP3 y NP4, respectivamente (Figs. 4, 5).

Registros de perfiles del subfondo de la depresión occidental (a, c) con interpretaciones (b, d), la ubicación de los perfiles se muestra en la Fig. 1b. La leyenda para la interpretación se da en la Fig. 2c.

Registros de perfiles del subfondo a lo largo de la deriva y el foso en la depresión oriental (a, c) con interpretaciones (b, d), la ubicación de los perfiles se muestra en la Fig. 1b. La leyenda para la interpretación se da en la Fig. 2c.

Registros de perfiles del subfondo del área de la salida de AABW a través de la pared norte, depresión oriental (a, c) con interpretaciones de estos registros (b, d), la ubicación de los perfiles se muestra en la Fig. 1b. La leyenda para la interpretación se da en la Fig. 2c.

(a – d) Registros de perfiles del subfondo en las áreas fuera de los límites del sistema de depósito de contorno; (e) registro del perfil del subsuelo que muestra el efecto de la actividad tectónica en la estructura de la cubierta de sedimentos en el valle transformado de Vema. La ubicación de los perfiles se muestra en la Fig. 1a,b.

La estructura de la cubierta de sedimentos superior en el área de estudio se subdivide en cuatro unidades sísmicas (VE1–4) numeradas de abajo hacia arriba y descritas aquí en el mismo orden (Fig. 2). La unidad VE1 más baja se trazó sólo en la depresión occidental (Fig. 3). La unidad muestra la estratificación acústica con reflectores subparalelos intermitentes ligeramente ondulados. El límite inferior de la unidad no fue definido debido a una penetración acústica insuficiente. El límite superior es prácticamente indistinto. En la depresión occidental, cercana a NP3, hay evidencia de un truncamiento del reflector en la parte superior de la unidad (Fig. 2a,b). El truncamiento se observa sólo cerca del muro sur.

La unidad VE2 es uniforme y casi acústicamente transparente con un espesor de 8 a 14 ms de tiempo de viaje en dos direcciones (TWTT). Desde su cima está delimitado por una discordancia angular. La unidad puede reconocerse principalmente en los registros de la depresión occidental (Fig. 3).

La geometría general de la unidad VE3 cambia de manera similar en ambas depresiones estudiadas. La geometría convexa hacia arriba en forma de lente en el oeste cambia a una geometría convexa hacia abajo en el este (Figs. 2a, b, 3, 4, 5). El espesor unitario presenta variaciones laterales. Disminuye desde el eje del canal hacia las paredes. En la depresión oriental la unidad tiene el doble de espesor que en la occidental (80 ms y 40 ms, respectivamente) (Figs. 2a, b, 4). Los patrones de reflexión interna de la unidad VE3 muestran variaciones tanto en dirección vertical como lateral (NS y WE). La estructura vertical de la unidad se caracteriza por la intercalación de subunidades estratificadas y relativamente transparentes delimitadas por discordancias (Figs. 4, 5). Cinco subunidades están numeradas de abajo hacia arriba como VE3a-e (Fig. 2c). Las subunidades fueron reveladas en la parte occidental de la depresión oriental y se vuelven indistinguibles en el área donde disminuye el espesor de la unidad VE3. Las subunidades transparentes aumentan en espesor y prevalecen en la estructura vertical principalmente cerca de la pared sur (Fig. 4). Sin embargo, en las áreas donde el agua del fondo gira hacia el norte y abandona la vaguada a 39,0 ° W (Fig. 1c, d), los depósitos acústicamente transparentes aumentan en espesor al pie de la pared norte (Fig. 5). Las subunidades estratificadas demuestran un patrón progradacional con discordancias angulares internas y truncamientos del reflector (Fig. 4), mientras que toda la unidad VE3 es generalmente agradacional.

La unidad superior VE4 no muestra reflejos internos. Cubre las irregularidades de la unidad subyacente y aplana la superficie del fondo marino. El espesor unitario disminuye hacia el este desde 6 ms en la depresión occidental más pequeña a menos de 1,5 ms (TWTT) en la oriental.

Hacia el este de NP5, el perfilado del subsuelo registró principalmente depósitos estratificados acústicamente sin evidencia de las unidades descritas anteriormente (Fig. 6d).

Los procesos tectónicos afectaron significativamente la estructura de la cubierta de sedimentos al oeste de la cresta mediana, en el valle activo de transformación de Vema25,26,40 (Fig. 6e, Fig. Suplementaria S5). Las deformaciones posdeposicionales se pueden reconocer allí incluso en la superficie del fondo del océano25,26. Sin embargo, en la parte superior de la cubierta de sedimentos en la depresión estudiada, el análisis de los datos del perfil del subfondo no reveló ninguna evidencia de fallas o deformaciones causadas por la actividad tectónica.

La cresta mediana impidió la propagación hacia el este de los flujos gravitacionales que se desplazaban desde el talud continental sudamericano hacia el valle transformante22,25,30,35. La edad de la formación de la cresta mediana sigue siendo desconocida25,26,30. Lo que sí se sabe, sin embargo, es que la cresta existió en el Pleistoceno25,30. Debido al aislamiento del impacto directo de las corrientes de turbidez del talud continental, la sedimentación en el área de estudio fue controlada por la interacción entre los procesos relacionados con las corrientes, la sedimentación pelágica y los flujos de gravedad de las paredes norte y sur. Heezen et al.21 sugirieron que en la región al este de la cresta mediana, los flujos por gravedad podrían transportar material calcáreo desde las paredes hasta el valle. A pesar de la profundidad del océano de más de 5.000 m y de la capacidad generalmente alta del AABW para disolver el carbonato de calcio, el material calcáreo en Vema FZ forma capas de decenas a cientos de centímetros de espesor21. La morfología del fondo marino en el área de estudio afecta significativamente la velocidad de las corrientes del fondo que a su vez afectan la sedimentación. La cresta mediana como obstáculo topográfico prominente provoca un aumento en la velocidad de la corriente del fondo debido al estrechamiento y descenso del valle. El flujo acelerado de agua del fondo mantiene altas velocidades debido a las bajas tasas de disipación de energía cinética y aceleración relativa en los pasajes estrechos (Fig. 7). El mismo efecto se ha observado en otras zonas de fractura del Atlántico39,41.

La ubicación de los ventisqueros y fosos superpuestos en el mapa de distribución de las velocidades de las corrientes del fondo modeladas, con características resumidas de la estructura sísmica de la cubierta de sedimentos superior. El esquema batimétrico del área de estudio se basa en el conjunto de datos GEBCO_202236 (https://www.gebco.net/data_and_products/gridded_bathymetry_data/gebco_2022/).

La corriente AABW podría ayudar en la distribución del material terrígeno proporcionado por los flujos de gravedad a lo largo del valle transformante y transportar el material de sedimento fino suspendido sobre la cresta mediana hasta el área de estudio (Fig. 8). Las fluctuaciones en la velocidad de la corriente del fondo y el suministro de material terrígeno podrían resultar en la formación de depósitos con variaciones contrastantes en composición, densidad e impedancia acústica. En consecuencia, estos depósitos exhiben una estructura estratificada en los registros de perfiles del subsuelo. Se sugiere que los sedimentos acústicamente transparentes tienen una composición mayoritariamente calcárea más homogénea (debido a un suministro limitado de material terrígeno al área de estudio). Tanto los flujos gravitacionales de las paredes como la sedimentación pelágica trajeron principalmente material calcáreo biogénico que (como propusieron Heezen et al.21) podría ser reelaborado por las corrientes del fondo. La intercalación cíclica de unidades acústicamente estratificadas y transparentes probablemente se produjo en respuesta a cambios climáticos y oceanográficos (por ejemplo, cambios eustáticos en el nivel del mar) más que a procesos tectónicos. La caída del nivel del mar en los períodos glaciales provocó una intensa erosión de las plataformas sudamericanas42, la canalización de la descarga del Amazonas directamente a las zonas de aguas profundas y la intensificación de los procesos impulsados por la gravedad que transportan material sedimentario hacia la Vema FZ43,44,45. Estudios anteriores informaron sobre la actividad mejorada de la corriente AABW en el Canal Vema y Discovery Gap durante los glaciales y especialmente en sus terminaciones1,7. Estos pasajes se encuentran en el camino de la AABW antes y después de la Vema FZ y también desempeñan un papel crucial en la propagación de la AABW en el Atlántico. Durante los interglaciales, el nivel del mar y la productividad biológica aumentaron mientras que el aporte de material sedimentario del Amazonas al Océano Profundo y la actividad erosión-deposicional AABW disminuyeron. Sin embargo, todas estas suposiciones sobre los orígenes glacial-interglaciales de los depósitos acústicamente estratificados y transparentes no permiten realizar una estimación inequívoca de la edad unitaria.

Un boceto que muestra la interacción entre los principales procesos de sedimentación en el área de estudio.

Las unidades VE1 y VE2 no muestran ninguna evidencia clara de contornos y sirvieron como sustrato para el desarrollo del sistema de depósito de contornos que encaja en la unidad VE-3. Dentro de esta unidad, se han reconocido los rasgos en forma de canal que migran ligeramente hacia la pared sur (un rasgo en cada depresión) (Figs. 2a,b, 4b,d). Un trazado lateral de estas características reveló dos pequeños "canales" extendidos a lo largo del pie de la pared sur (Fig. 7). Su ubicación corresponde al área de los valores aumentados de las velocidades de las corrientes del fondo modeladas (Fig. 7). Las velocidades de las corrientes cerca de la pared sur están asociadas con el desplazamiento del flujo AABW hacia la derecha de la dirección actual, lo cual se muestra claramente mediante el modelado numérico (Figs. 1c, 7). Este importante aspecto de la dinámica del agua abisal ocurre en el estudio. a pesar de la baja latitud y el correspondiente bajo parámetro de Coriolis. La importancia de la fuerza de Coriolis para la estructura de las aguas del fondo en Vema FZ también fue demostrada por Frey et al.46. Las características similares a canales reveladas tienen mayores profundidades relativas y anchos cercanos a las partes occidentales de las depresiones donde el flujo acelerado de agua sale de los estrechos pasajes NP3 y NP4 respectivamente, más al este la velocidad de la corriente disminuye, estas características se expresan menos en la topografía del fondo marino y desaparecen en la parte media de las depresiones. De acuerdo con lo anterior, estas características fueron interpretadas como fosos formados bajo la influencia de la corriente AABW. Como sugiere su definición, los fosos deberían estar asociados con derivas de contornos11. Los cuerpos deposicionales en forma de lentes convexos hacia arriba reconocidos dentro de la unidad VE3 y adyacentes a los fosos se consideran derivas de contornos confinados (Figs. 2, 4, 5, 7). Esta interpretación está respaldada por la ubicación de los cuerpos deposicionales, la presencia de fosos, la geometría de los montículos (con montículos y fosos asimétricos), un alargamiento general hacia abajo, discontinuidades de erosión en la base y dentro de los montones, ampliamente lenticulares, convexas hacia arriba. unidades sísmicas, reflectores subparalelos continuos e intermitentes de amplitud baja a moderada47,48,49,50,51. Las subunidades transparentes y estratificadas dentro de la estructura de la deriva corresponden a diferentes etapas de la formación de la deriva. La actividad actual más intensa de AABW durante las transiciones glacial-interglaciar podría ser responsable de la formación de discordancias internas prominentes entre las unidades y subunidades estratificadas y transparentes VE3a/VE3b, VE3c/VE3d, VE3e/VE4 (Figs. 2a, 4b). ,d). La mayor velocidad de la corriente del fondo en la depresión occidental, como se infiere del modelado numérico y las mediciones directas (Fig. 1c, d), causó una erosión más activa en comparación con la depresión oriental (Fig. 2a, b). Esto explica la doble diferencia en el espesor de las derivas estudiadas y la evidencia menos clara de intercalación entre subunidades estratificadas y transparentes en la depresión occidental. La erosión por las corrientes del fondo también podría destruir la evidencia de la migración a la deriva debido al ensanchamiento de los fosos (Figs. 2a,b, 4).

Los ventisqueros tienen dimensiones laterales de aproximadamente 20 × 7 km y 36 × 6 km en las depresiones occidental y oriental, respectivamente. Los límites orientales de los ventisqueros y fosos corresponden a la disminución de la velocidad de la corriente modelada por debajo de ~ 10 cm/s y a las regiones donde una parte del AABW sale a través de la pared norte. Cabe señalar que el campo de velocidades simulado representa los valores climáticos medios modernos de las velocidades actuales. Como se mencionó anteriormente, en el pasado geológico, las velocidades de las corrientes del fondo podrían ser más intensas en comparación con las modernas. Dado que no tomamos en cuenta los procesos que pueden desencadenarse por variaciones de velocidad en las escalas sinóptica y estacional, las velocidades modeladas pueden ser bastante diferentes de las velocidades simultáneas obtenidas utilizando LADCP. Esta característica de las simulaciones de corrientes del fondo se analizó en detalle en Frey et al.52. De todos modos, de acuerdo con la matriz de forma de lecho-velocidad53, 10 cm/s es el límite de velocidad actual más bajo para la formación de características deposicionales de contornos en un ambiente abisal. La bifurcación de la corriente AABW y el movimiento de su parte a través de la pared norte podrían eventualmente cambiar el patrón de flujo en las depresiones de una manera que dificultaría la formación de características de contorno. El aumento relativo en el espesor de las unidades transparentes al pie de la pared norte en el área de la salida de AABW en 39.0° W (Fig. 5) fue posiblemente causado por la actividad de procesos impulsados por la gravedad inducidos por las corrientes del fondo. El intenso flujo de agua pulsante que se mueve a través de los pasajes de la empinada pared norte podría aumentar la inestabilidad de los sedimentos calcáreos no consolidados y desencadenar corrientes de turbidez (Fig. 8). Sin embargo, en los otros perfiles del subfondo cerca de las salidas de AABW en 39 ° 33 ′ W y 38,7 ° W no hay evidencia clara de actividad de procesos de sedimentación impulsados por la gravedad (Figs. 3c, 6b). El flujo de agua relativamente rápido empujado hacia el muro sur por la fuerza de Coriolis podría funcionar de la misma manera. El material sedimentario derivado de la pared sur y transportado por las corrientes de turbidez podría ser reelaborado por el flujo AABW e involucrado en la formación de deriva (Fig. 8). Podría explicar la prevalencia de depósitos acústicamente transparentes a lo largo de los fosos al pie del muro sur.

La proximidad geográfica, la similitud de los procesos de formación y la estructura sísmica permiten que los fosos y fosos descubiertos se consideren como un sistema de depósito de contornos. La sedimentación vertical y los flujos por gravedad desde las paredes norte y sur jugaron un papel secundario en la formación del sistema, por lo que el sistema no debe clasificarse como mixto.

La unidad uniforme VE4 corresponde a la etapa moderna relativamente tranquila de la formación de la cubierta de sedimento superior en el área de estudio. Esto implica que el sistema de depósito de contornos está actualmente inactivo. La naturaleza de los depósitos en las depresiones fuera de los ventisqueros y fosos sigue siendo cuestionable.

El análisis de los datos del perfil del subfondo combinado con los resultados de las mediciones directas y el modelado numérico de las velocidades de las corrientes del fondo reveló que la corriente AABW jugó un papel muy importante en la formación del sector superior de la cubierta de sedimentos de la ZF Vema ubicada al este de la RTI del este. La topografía del fondo del océano afecta significativamente la estructura y velocidad de las corrientes del fondo en el área de estudio. El impacto diverso del flujo AABW sobre la sedimentación incluye (1) la formación de fosos y montículos; (2) la activación de los flujos de gravedad desde las paredes escarpadas que rodean las depresiones estudiadas y la posterior reelaboración del material transportado por estos flujos; (3) el posible transporte del material terrígeno fino suspendido desde el valle transformante hasta el área de estudio. Se sugiere que los procesos relacionados con las corrientes sean dominantes durante los glaciales y especialmente durante las transiciones a los interglaciales. Las mediciones del LADCP combinadas con modelos numéricos de las velocidades de las corrientes del fondo revelaron las áreas de salidas de AABW a través de la pared norte.

Los fosos y fosos descubiertos se consideran el primer ejemplo de sistema de depósito de contornos en la zona de fractura de Vema. Este estudio redescubre la Zona de Fractura Vema como un objetivo prometedor para la investigación de contornos y proporciona una base para reconsiderar la contribución de las corrientes del fondo a la sedimentación en otras partes de la zona de fractura donde el valle se estrecha.

Se han combinado dos enfoques para estudios de la circulación del fondo, modelado numérico (Fig. 1c) y mediciones directas in situ (Fig. 1d). Las simulaciones numéricas proporcionan un campo de velocidad tridimensional con una alta resolución horizontal y vertical, mientras que las mediciones directas utilizando un perfilador de corriente Doppler acústico reducido (LADCP) permiten la validación del modelo y brindan datos precisos de la velocidad actual en varios puntos clave a lo largo del flujo inferior.

Se utilizó el Modelo Oceánico del Instituto de Matemáticas Numéricas (INMOM) para simulaciones de corrientes en la capa inferior de Vema FZ. El INMOM es un modelo de circulación oceánica de coordenadas σ basado en las ecuaciones primitivas de la hidrotermodinámica oceánica con las aproximaciones hidrostática y de Boussinesq54. El modelo se ajustó para la región del Atlántico central, incluida toda la Vema FZ (Fig. 1c). El enfoque utilizado para simular las corrientes del fondo se describe en detalle en Frey et al.55,56. Según su modelo, el campo de velocidad tridimensional se interpoló a un conjunto de 31 valores de profundidad constantes (de 4.000 a 5.500 m con un paso de 50 m). El análisis de todos los resultados del modelado numérico, incluidos aquellos cerca del fondo del mar, lleva a la conclusión de que las velocidades de las corrientes a un nivel de profundidad de 4800 m es la mejor ilustración de las corrientes en los umbrales estrechos y relativamente poco profundos, así como en las partes más anchas y profundas del comedero (Fig. 1c).

Las mediciones directas de velocidad se realizaron en un crucero del RV Akademik Boris Petrov (2022)57 utilizando un monitor TRDI WorkHorse de perfilador de corriente Doppler acústico rebajado de 300 kHz montado en un muestreador de agua GO1018 junto con una sonda CTD Idronaut Ocean Seven 320p (Fig. 1d ). Las mediciones del LADCP se llevaron a cabo desde la superficie del océano hasta una profundidad de 5 m sobre el fondo del mar. El procesamiento de datos LADCP se realizó utilizando el software estándar LADCP LDEO versión IX.10 descrito por Visbeck58. Los resultados del procesamiento se ajustaron restando las velocidades de marea con base en el modelo TPXO959.

Los perfiles del subsuelo (sismoacústicos) de alta resolución se recopilaron durante el crucero RV Akademik Ioffe 60 (2022)60. El estudio se llevó a cabo utilizando el perfilador paramétrico del subsuelo de haz estrecho y profundo SES 2000 con una frecuencia central de 4 kHz. Se aplicaron a los datos apilamiento, filtrado de mediana y corrección de elevación utilizando el software Interactive Sediment Layer Editor. La ubicación de los perfiles se muestra en las figuras 1a, b y complementaria S1. El perfilador profundo SES 2000 proporcionó una alta resolución vertical de los registros adquiridos (~ 0,4 m) y una penetración acústica en el área de estudio de hasta 80 ms de tiempo de viaje en dos direcciones—TWTT (~ 60 m). Además, la línea sísmica de alta resolución VEMA-07M adquirida durante el crucero VEMA-98 con el R/V Akademik Nikolay Strakhov a través del valle de transformación activo de Vema9 se utilizó para demostrar el efecto de los procesos tectónicos en la estructura de los sedimentos dentro del valle de transformación (Figuras complementarias .S1, S5).

Los perfiles del subsuelo y los resultados del modelado numérico en este estudio se superponen al modelo de relieve global GEBCO_202236.

Se puede acceder a todos los resultados de las simulaciones numéricas a través de Pangea (https://doi.pangaea.de/10.1594/PANGAEA.907919). Los registros de perfiles del subsuelo de alta resolución están disponibles a través de Mendeley (https://data.mendeley.com/datasets/yxd2478rkm/1).

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Los autores agradecen a Tatiana Glazkova (Universidad Royal Holloway de Londres, Reino Unido), Ambroise Dufour y Valery Korolev (Instituto Shirshov de Oceanología, Academia Rusa de Ciencias, Rusia) por su ayuda en la recopilación de datos para esta investigación. También agradecemos al Prof. AA Peive (Instituto Geológico, Academia Rusa de Ciencias, Rusia) por sus valiosos comentarios y debates. Un agradecimiento especial a los editores y a los tres revisores anónimos por sus comentarios y sugerencias que nos ayudaron a mejorar el manuscrito. Los autores desean agradecer a Arsen Lazursky (Director del Centro Life and Pro Skills de la Universidad Lingüística Estatal de Moscú, Moscú, Rusia) por corregir este artículo. Este trabajo cuenta con el apoyo del proyecto 22-27-00421 de la Fundación Rusa para la Ciencia.

Instituto Shirshov de Oceanología, Academia Rusa de Ciencias, Moscú, Rusia

Dmitrii G. Borisov, Dmitry I. Frey, Elena V. Ivanova, Nikolay N. Dmitrevskiy y Oleg V. Levchenko

Instituto de Física y Tecnología de Moscú, Dolgoprudny, Rusia

Dmitri I. Frey

Instituto Oceanográfico Estatal Zubov, Moscú, Rusia

Vladimir V. Fomin

Instituto de Ciencias del Mar, Consejo Nacional de Investigación, Bolonia, Italia

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DB y DF escribieron el texto principal del manuscrito y prepararon figuras. La IE planificó y organizó la elaboración de perfiles del subsuelo. ND participó en la elaboración de perfiles del subsuelo y en el procesamiento de datos. OL participó en la interpretación de los datos del perfil del subsuelo. VF realizó el modelado numérico. ML participó en la preparación de datos para la planificación del perfilado del subsuelo y en la interpretación de los registros del perfilado del subsuelo, preparó las cifras. Todos los autores revisaron el manuscrito.

Correspondencia a Dmitrii G. Borisov.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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Borisov, DG, Frey, DI, Ivanova, EV et al. Revelando el sistema de depósito de contornos en la Zona de Fractura de Vema (Atlántico Central). Representante científico 13, 13834 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-40401-4

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Recibido: 24 de abril de 2023

Aceptado: 09 de agosto de 2023

Publicado: 24 de agosto de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-40401-4

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