La sobreprofundización es una característica de las cuencas y valles erosionados por los glaciares . Un perfil de valle sobreprofundizado suele erosionarse hasta profundidades que están cientos de metros por debajo de la línea de superficie continua más baja (el thalweg ) a lo largo de un valle o curso de agua . Este fenómeno se observa bajo los glaciares actuales, en los fiordos de agua salada y lagos de agua dulce que quedan después del derretimiento de los glaciares, así como en valles de túnel que están parcial o totalmente llenos de sedimentos . Cuando el canal producido por un glaciar se llena de escombros , se descubre que la estructura geomorfológica del subsuelo está cortada por erosión en el lecho rocoso y posteriormente rellenada por sedimentos. Estos cortes sobreprofundizados en las estructuras del lecho rocoso pueden alcanzar una profundidad de varios cientos de metros por debajo del fondo del valle. [1]
Los fiordos y lagos muy profundos tienen un valor económico significativo como puertos y pesquerías. Las cuencas y valles muy profundos llenos de sedimentos (denominados valles túnel ) son de particular interés para ingenieros, geólogos petroleros e hidrólogos; los ingenieros aplican la información para desarrollar cimientos y construir túneles, los geólogos petroleros utilizan la ubicación de los valles túnel para identificar posibles yacimientos petrolíferos, mientras que los hidrólogos aplican este conocimiento para la gestión de los recursos de agua subterránea. [1]
La sobreprofundización se manifiesta en toda la gama de características geológicas erosionadas por los glaciares. Es común en fiordos, lagos de fiordos y circos formados por glaciares limitados por terrenos montañosos, así como en valles de túneles formados en la periferia de los glaciares continentales que caracterizan las eras de hielo.
Los fiordos se forman cuando un glaciar corta un valle en forma de U por la erosión del lecho rocoso circundante. La mayoría de los fiordos son demasiado profundos (es decir, más profundos que el mar adyacente). Los fiordos generalmente tienen un umbral o elevación en su desembocadura causado por la erosión reducida hacia la desembocadura y a la que se suma la morrena terminal del glaciar anterior , lo que en algunos casos causa corrientes de marea extremas con rápidos de agua salada que las acompañan.
El fiordo Sognefjord , en Noruega, se extiende 205 kilómetros tierra adentro. Alcanza una profundidad máxima de 1.308 metros por debajo del nivel del mar y, como es característico de la sobreprofundización, las mayores profundidades se encuentran en las partes interiores del fiordo. Cerca de su desembocadura, el fondo se eleva abruptamente hasta un umbral a unos 100 metros por debajo del nivel del mar. El ancho promedio de la rama principal del fiordo Sognefjord es de unos 4,5 kilómetros. Los acantilados que rodean el fiordo se elevan casi en vertical desde el agua hasta alturas de 1.000 metros y más. El Skelton Inlet en la Antártida muestra una sobreprofundización similar a 1.933 m, al igual que el canal Messier en Chile, que se profundiza hasta 1.288 m.
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Nesje escribe: "... los glaciares son necesarios para la formación de fiordos. El indicio más claro de erosión glacial es la profundización excesiva de los fondos de los fiordos muy por debajo del nivel del mar actual y pasado y de su umbral rocoso exterior. Medido en volumen erosionado en un lapso de tiempo limitado, una corriente de hielo que forma su propio canal de drenaje claramente definido (fiordo) es aparentemente uno de los agentes erosivos más importantes en funcionamiento en la Tierra". [2]
Algunos lagos de agua dulce que se han formado en valles largos tallados por glaciares con una gran profundización y a menudo con morrenas terminales que bloquean la salida se denominan fiordos o "lagos de fiordo" (que sigue la convención noruega de nomenclatura de fiordos). [3] Los lagos de fiordo se forman comúnmente en regiones montañosas que canalizan los flujos de hielo a través de valles estrechos.
Aunque existen en muchos países, los lagos de fiordo que se encuentran en Columbia Británica , Canadá, son ilustrativos de su naturaleza. Allí, la meseta interior está disectada por numerosos lagos alargados y sobreprofundizados por los glaciares. Uno de estos lagos es el lago Okanagan , que tiene 3,5 km de ancho, 120 km de largo y fue excavado por la erosión glaciar a más de 2000 m (6562 pies) por debajo de la meseta circundante (y 600 m (1969 pies) por debajo del nivel del mar), aunque gran parte de esa profundidad está llena de sedimentos glaciares, de modo que la profundidad máxima actual del lago es de 232 m (761 pies). Lagos de fiordo similares de más de 100 km (62 mi) de longitud se encuentran en otras partes de Columbia Británica. [4] El lago Kootenay, ubicado entre las cadenas montañosas Selkirk y Purcell en la región Kootenay de Columbia Británica, tiene aproximadamente 100 km (62 mi) de largo y 3-5 km de ancho, y antiguamente desembocaba a través de la Fosa de Purcell en el lago Missoula en Montana . De manera similar, los canales de túnel en el valle Flathead debajo del lago Flathead se formaron por drenaje subglacial de múltiples fuentes, como el noroeste del valle (la Fosa de las Montañas Rocosas), el norte del valle (la cordillera Whitefish) y el noreste del valle (las bifurcaciones media y norte del río Flathead) y se canalizaron hacia el valle, saliendo finalmente hacia el sur hacia el valle Mission y el lago glacial Missoula. Las bases de los canales de túnel están cortadas muy por debajo de la elevación del lago Flathead, lo que indica que la erosión se produjo en canales de túnel subglaciales presurizados hidrostáticamente debajo del hielo en Columbia Británica. [5]
Un valle túnel es un valle grande, largo y en forma de U cortado originalmente bajo el hielo glacial cerca del margen de las capas de hielo continentales como la que ahora cubre la Antártida y anteriormente cubría porciones de todos los continentes durante las eras glaciales pasadas . [6] Varían en tamaño (hasta 100 km de largo y hasta 4 km de ancho). Los valles túnel exhiben una sobreprofundización clásica con profundidades máximas que pueden variar entre 50 y 400 m; varían en profundidad a lo largo del eje largo. Sus secciones transversales exhiben flancos empinados (similares a las paredes de los fiordos) y fondos planos típicos de la erosión glacial subglacial. Los valles túnel se formaron por erosión subglacial por agua y sirvieron como vías de drenaje subglacial que transportaban grandes volúmenes de agua de deshielo. Actualmente aparecen como valles secos, lagos, depresiones del lecho marino y como áreas llenas de sedimentos. Si están llenos de sedimentos, sus capas inferiores están llenas principalmente de sedimentos glaciales, glaciofluviales o glaciolacustres, complementados por capas superiores de relleno templado. [7] Se pueden encontrar en áreas anteriormente cubiertas por capas de hielo glacial, incluyendo África, Asia, América del Norte, Europa, Australia y en alta mar en el Mar del Norte, el Atlántico y en aguas cercanas a la Antártida.
Los valles de túnel aparecen en la literatura técnica bajo varios términos, incluidos canales de túnel, valles subglaciales e incisiones lineales.
La erosión subglacial rápida produjo sobreprofundizaciones, que hacen que el lecho del glaciar se eleve en la dirección del flujo de hielo, en circos cerca de las cabezas de los glaciares. La forma de anfiteatro cóncavo está abierta en el lado cuesta abajo correspondiente al área más plana del escenario, mientras que la sección de asientos ahuecada generalmente es una pendiente pronunciada similar a un acantilado por la que el hielo y los escombros glaciares se combinan y convergen desde los tres o más lados más altos. El suelo del circo termina en forma de cuenco, ya que es la zona de convergencia compleja de la combinación de flujos de hielo desde múltiples direcciones y sus cargas de roca acompañantes, por lo tanto, experimenta fuerzas de erosión algo mayores y, con mayor frecuencia, se excava un poco por debajo del nivel de la salida del lado bajo del circo (escenario) y su valle de pendiente descendente (entre bastidores). [8] Se formará un estanque en la región sobreprofundizada una vez que el glaciar se haya derretido.
La erosión glacial se produce por abrasión, a medida que el hielo y los restos arrastrados se desplazan por el lecho rocoso subyacente, por erosión inducida por el agua y el transporte de sedimentos, y por ciclos de congelación y descongelación que erosionan el lecho rocoso. Todos los procesos son más eficaces en la parte inferior del hielo glacial, por lo que el glaciar se erosiona en la parte inferior. La presencia de hielo en el hueco reduce la velocidad a la que se erosionan las paredes laterales, lo que produce paredes laterales empinadas. Cuando el curso del flujo de hielo glacial está limitado por la topografía circundante, las regiones más estrechas del flujo se desgastarán más rápidamente y cortarán más profundamente, incluso a profundidades superiores a los 1000 metros por debajo del nivel del mar. El perfil resultante, cuando se observa a través del hielo con un radar o cuando es evidente después de que el hielo se haya derretido, se denomina sobreprofundización. Aunque todavía queda mucho por hacer para comprender por completo los procesos involucrados, se han hecho evidentes avances significativos a fines del siglo XX y principios del XXI. En esta sección se detallan los principales elementos en la comprensión emergente de los procesos que producen la sobreprofundización.
Los glaciólogos realizaron un estudio de radar detallado de las montañas Gamburtsev de la Antártida durante el Año Polar Internacional , lo que permitió determinar tanto el espesor del hielo glacial suprayacente como la elevación del lecho rocoso subyacente. El estudio muestra una sobreprofundización en los fondos de los valles de hasta 432 metros (1417 pies), mientras que los valles presentan valles laterales empinados. La figura de la izquierda muestra las tres principales regiones de sobreprofundización, de 3 kilómetros (2 millas), 6 kilómetros (4 millas) y 16 kilómetros (10 millas) de longitud. [9] Se utilizarán partes de este perfil para ilustrar la formación de valles sobreprofundizados.
El lado superior de un glaciar en una zona de sobreprofundización se denomina pared superior, mientras que el lado inferior se denomina pendiente adversa. El agua que fluye por la pared superior gana energía, lo que derrite el hielo circundante y crea canales. A medida que el agua pasa por el fondo, continúa bajando su temperatura; como en este punto está muy presurizada, la temperatura de fusión se suprime y el agua se sobreenfría a medida que derrite el hielo circundante. El agua que fluye transporta sedimentos y erosiona localmente el lecho rocoso. [10]
El agua superficial se drena a través de molinos hacia un sistema subglacial de conductos que permiten el flujo hacia cavidades en el hielo. A medida que aumenta el flujo, aumenta la pérdida de carga en los conductos, lo que da como resultado niveles de agua cada vez mayores y, en consecuencia, una mayor presión hidráulica en la pared superior del glaciar. A medida que los conductos se presurizan, presurizan las cavidades y el till basal poroso. La presurización hace que el agua se acumule dentro del glaciar y la mayor presión en el lecho reduce la presión que ejerce el hielo contra el lecho (denominada presión efectiva en el lecho). Dado que la fricción con el lecho es proporcional a la presión efectiva en el lecho, esta presurización promueve el movimiento basal del glaciar. [11] [12] [13]
La erosión es mayor a lo largo del muro frontal. Esto se atribuye a la entrada estacional de agua en esas áreas a través de molinos, lo que da como resultado presiones variables pero periódicamente altas, caudales elevados y grandes variaciones de temperatura. Se cree que esta variación contribuye a la extracción de bloques del muro frontal combinada con los poderes erosivos de las corrientes de escombros que se mueven rápidamente arrastradas por el agua corriente. [10]
Las aguas de deshielo superficial de los glaciares tienden a migrar hacia la base de la capa de hielo. Una vez allí, el agua lubrica la interfaz entre el hielo y el lecho rocoso. La presión hidráulica del agua se vuelve significativa: está impulsada por la pendiente de la superficie del hielo suprayacente y por la topografía del lecho. La presión hidráulica compensa parte del peso del glaciar (el hielo de menor densidad tiende a ser desplazado por el agua). Ambos efectos mejoran el movimiento del hielo basal. Los datos de movimiento del hielo revelan aumentos sustanciales en la velocidad del hielo durante los períodos en que hay agua de deshielo (es decir, el verano), en comparación con los valores de fondo del invierno. El glaciar no se mueve de manera uniforme, sino que muestra patrones cambiantes de movimiento a medida que avanza la estación, que son el resultado de la evolución estacional del sistema de drenaje subglacial. Los mayores movimientos glaciares se observaron durante los períodos de transición, a medida que se liberaba más agua en el glaciar. [14] [15]
La entrada variable de agua aumenta la velocidad del flujo de hielo. Las observaciones muestran que el agua subglacial se drena a través de canales a baja presión o a través de cavidades interconectadas a alta presión. Por encima de una velocidad crítica de flujo de agua, se produce canalización y desaceleración del glaciar. Las velocidades más altas de flujo de agua constante en realidad suprimen el movimiento glaciar. Los aumentos episódicos en la entrada de agua, como los producidos por fuertes ciclos diurnos de derretimiento, dan lugar a excursiones temporales de presión del agua. Estos picos producen aceleración del hielo. De manera similar, los eventos de lluvia y drenaje de la superficie del lago causarán movimiento. [13]
Los modelos analíticos de erosión glacial sugieren que los flujos de hielo que pasan a través de espacios restringidos, como los pasos de montaña, producen una erosión intensificada debajo de flujos de hielo más gruesos y rápidos, lo que profundiza el canal debajo de áreas tanto aguas arriba como aguas abajo. El fenómeno físico subyacente es que la erosión aumenta con la tasa de descarga de hielo. Aunque esto simplifica las relaciones complejas entre los climas que varían con el tiempo, los comportamientos de las capas de hielo y las características del lecho, se basa en el reconocimiento general de que las descargas de hielo intensificadas generalmente aumentan la tasa de erosión. Esto se debe a que la tasa de deslizamiento basal y la tasa de erosión están interrelacionadas y son impulsadas por las mismas variables: el espesor del hielo, la pendiente del lecho subyacente, la pendiente glacial suprayacente y la temperatura basal. Como resultado, los fiordos modelados son más profundos a través de los canales más estrechos (es decir, las regiones con la topografía circundante más alta). Esto se corresponde con las observaciones físicas reales de los fiordos. [16]
A medida que continúa fluyendo y comienza a ascender por la pendiente adversa debajo de los glaciares templados (o "de base cálida"), la presión disminuye y el hielo frágil se acumula en el hielo basal . La carga de sedimentos transportada por el agua será arrastrada por el hielo acumulado. [17] En el punto del glaciar donde el hielo se acumula en la pendiente adversa cerca del extremo del glaciar, la ablación del hielo de la superficie superior excede (para los glaciares observados recientemente) la tasa de acreción en la parte inferior. El efecto neto es que para un glaciar que conserva su forma general, la masa del glaciar se transferirá por el flujo de agua para acumular hielo nuevo, por el transporte de sedimentos en capas de metros de espesor observadas en la zona de acreción y por el movimiento de la masa total de hielo para restaurar el hielo perdido por la ablación. [10]
La capacidad de transporte de sedimentos y la carga de sedimentos en los glaciares de corrientes subglaciales en los que el agua no está sobreenfriada y en un glaciar que se encuentra muy avanzado en el régimen de sobreenfriamiento varían significativamente. Cuando se ha desarrollado una morrena o un banco de morrenas (roca madre), la sobreprofundización termina en una formación de fondo de sedimentos en crecimiento. Cuando hay un aumento significativo en la elevación en la pendiente adversa, el hielo crece a partir del sobreenfriamiento de las corrientes que fluyen hacia arriba por la cara excesivamente empinada del banco de morrenas y hace que la capacidad de transporte caiga por debajo de la carga entregada, lo que produce una deposición que llena la cara adversa de la sobreprofundización hasta llegar al umbral de sobreenfriamiento. Cuando el flujo puede eliminar todos los sedimentos entregados pero no puede erosionar la roca madre tan rápidamente como el glaciar aguas arriba erosiona la roca madre en el área sobreprofundizada, entonces se forma hielo en la roca madre y la erosión subglacial baja el lecho del glaciar en la región sobreprofundizada mientras deja un umbral de roca madre. [8]
La erosión subglacial se acelera por la formación de lentes de hielo subglaciales , lo que contribuye al proceso de profundización excesiva.
Se han observado bandas de sedimentos o till glacial debajo de las capas de hielo de la Antártida; se cree que son resultado de la formación de lentes de hielo en los escombros y en el lecho rocoso. En las regiones glaciares de flujo más rápido, la capa de hielo se desliza sobre sedimentos saturados de agua (till glacial) o, de hecho, flota sobre una capa de agua. El till y el agua sirven para reducir la fricción entre la base de la capa de hielo y el lecho rocoso. Estas aguas subglaciales provienen del agua superficial que se drena estacionalmente debido al derretimiento en la superficie, así como del derretimiento de la base de la capa de hielo. [18]
Se prevé que durante los meses de verano, cuando hay abundante agua en la base del glaciar, se formen lentes de hielo en el lecho rocoso, que se irán acumulando hasta que la roca se debilite lo suficiente como para que se desprenda o se descascare. Las capas de roca que se encuentran a lo largo de la interfaz entre los glaciares y el lecho rocoso se liberan, lo que produce gran parte de los sedimentos en estas regiones basales de los glaciares. Dado que la velocidad del movimiento de los glaciares depende de las características de este hielo basal, se están realizando investigaciones para cuantificar mejor el fenómeno. [19]
Los lagos de los fiordos noruegos son un excelente ejemplo de profundización excesiva; todos los fondos de los lagos de la siguiente lista de los nueve lagos de fiordos más profundos de Noruega se encuentran por debajo del nivel del mar, a pesar de que los lagos son de agua dulce. [20]
Los geólogos aplican el término sobreprofundización a un fenómeno distinto de la sobreprofundización glacial: la espectacular reducción del valle de un río que puede ocurrir cuando el mar en el que desemboca se seca. En lo que se conoce como la crisis de salinidad mesiniana, la cuenca del mar Mediterráneo estaba geológicamente separada del océano Atlántico . La evaporación redujo el nivel del mar en más de 1000 metros en la desembocadura del río Ródano y 2500 metros en la desembocadura del río Nilo , lo que resultó en una sobreprofundización de estos valles. [21] El Nilo redujo su lecho a varios cientos de pies por debajo del nivel del mar mucho más arriba en Asuán , y 8000 pies (2500 m ) por debajo del nivel del mar justo al norte de El Cairo . [22]
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