La profundización excesiva es una característica de las cuencas y valles erosionados por los glaciares . Un perfil de valle demasiado profundo a menudo se erosiona hasta profundidades que se encuentran a 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 en los lagos de agua dulce que quedan después del derretimiento de los glaciares, así como en los valles de túneles que están parcial o totalmente llenos de sedimentos . Cuando el canal producido por un glaciar se llena de escombros , se descubre que la estructura geomórfica del subsuelo está cortada por la erosión en el lecho de roca y posteriormente se llena con sedimentos. Estos cortes demasiado profundos en estructuras de lecho rocoso pueden alcanzar una profundidad de varios cientos de metros por debajo del fondo del valle. [1]
Los fiordos y lagos excesivamente profundos tienen un valor económico significativo como puertos y pesquerías. Las cuencas y valles excesivamente profundos llenos de sedimentos (denominados valles de túneles ) son de particular interés para ingenieros, geólogos petroleros e hidrólogos; los ingenieros aplican la información para el desarrollo de cimientos y la construcción de túneles, los geólogos petroleros utilizan las ubicaciones de los valles de los túneles para identificar posibles campos petroleros, mientras que los hidrólogos aplican este conocimiento para la gestión de recursos de aguas subterráneas. [1]
La profundización excesiva se exhibe en toda la gama de características geológicas erosionadas por glaciares. Es común a los fiordos, lagos de fiordos y circos formados por glaciares limitados por terreno montañoso, así como a los valles tipo túnel formados en la periferia de los glaciares continentales que caracterizan las edades 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 alféizar o elevación en su desembocadura causado por la reducción de la erosión hacia la desembocadura y sumada a la morrena terminal del glaciar anterior , lo que en algunos casos provoca corrientes de marea extremas acompañadas de rápidos de agua salada.
El Sognefjord en Noruega se extiende 205 kilómetros (127 millas) tierra adentro. Alcanza una profundidad máxima de 1.308 metros (4.291 pies) bajo el nivel del mar y, como es característico de la profundización excesiva, las mayores profundidades se encuentran en las partes interiores del fiordo. Cerca de su desembocadura, el fondo se eleva abruptamente hasta un alféizar a unos 100 metros (330 pies) bajo el nivel del mar. El ancho medio del brazo principal del Sognefjord es de unos 4,5 kilómetros (2,8 millas). Los acantilados que rodean el fiordo se elevan casi escarpados desde el agua hasta alturas de 1.000 metros (3.300 pies) y más. La ensenada Skelton en la Antártida muestra una profundización excesiva similar a 1.933 m (6.342 pies), al igual que el canal Messier en Chile, que se profundiza a 1.288 m (4.226 pies).
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Nesje escribe: "...los glaciares son necesarios para la formación de los fiordos. El indicio más fuerte de la erosión glacial es la profundización excesiva de los fondos de los fiordos muy por debajo del nivel actual y pasado del mar y su umbral rocoso exterior. Medido en volumen erosionado en un lapso de tiempo limitado, un hielo Una corriente de agua que forma su propio canal de drenaje claramente definido (fiordo) es aparentemente uno de los agentes erosivos más importantes que operan en la Tierra". [2]
Algunos lagos de agua dulce que se han formado en largos valles excavados por glaciares con amplias profundizaciones y, a menudo, con morrenas terminales que bloquean la salida, se denominan fiordos o "lagos de fiordos" (que sigue la convención noruega de denominación de fiordos). [3] Los lagos de fiordo se forman comúnmente en regiones montañosas que canalizan flujos de hielo a través de valles estrechos.
Aunque existen en muchos países, los lagos fiordos que se encuentran en la Columbia Británica , Canadá, son ilustrativos de su naturaleza. Allí, la meseta interior está dividida por numerosos lagos alargados y profundamente profundizados por los glaciares. Uno de esos lagos es el lago Okanagan , que tiene 3,5 km de ancho, 120 km de largo y fue excavado por la erosión glacial a más de 2.000 m (6.562 pies) por debajo de la meseta circundante (y 600 m (1.969 pies) por debajo del nivel del mar), aunque gran parte de esa profundidad está llena de sedimento glacial, de modo que la profundidad máxima actual del lago es de 232 m (761 pies). En otras partes de la Columbia Británica se encuentran lagos de fiordos similares de más de 100 km (62 millas) de longitud. [4] El lago Kootenay , ubicado entre las cadenas montañosas de Selkirk y Purcell en la región de Kootenay de la Columbia Británica, tiene aproximadamente 100 km (62 millas) de largo y 3 a 5 km de ancho, anteriormente descargado a través de la Fosa de Purcell en el lago Missoula en Montana . De manera similar, los canales de túneles en el valle Flathead debajo del lago Flathead se formaron por drenaje subglacial de múltiples fuentes, como el noroeste del valle (la trinchera de las Montañas Rocosas), el norte del valle (la Cordillera Whitefish) y el noreste del valle (la Cordillera Media y Media). North Forks del río Flathead) y se canalizó hacia el valle, saliendo finalmente hacia el sur hacia Mission Valley y el glacial lago Missoula. Las bases de los canales del túnel están cortadas muy por debajo de la elevación del lago Flathead, lo que indica que se produjo erosión en canales de túneles subglaciales presurizados hidrostáticamente debajo del hielo en Columbia Británica. [5]
Un valle de túnel es un valle grande, largo y en forma de U originalmente cortado bajo el hielo glacial cerca del margen de las capas de hielo continentales como la que ahora cubre la Antártida y anteriormente cubría partes de todos los continentes durante épocas glaciales pasadas . [6] Varían en tamaño (hasta 100 km de largo y hasta 4 km de ancho). Los valles de los túneles presentan sobreprofundizaciones clásicas con profundidades máximas que pueden variar entre 50 y 400 m; varían en profundidad a lo largo del eje longitudinal. Sus secciones transversales exhiben flancos empinados (similares a las paredes de los fiordos) y fondos planos típicos de la erosión glacial subglacial. Los valles de túneles se formaron por la erosión subglacial del agua y sirvieron como vías de drenaje subglacial que transportaban grandes volúmenes de agua derretida. Actualmente aparecen como valles secos, lagos, depresiones del fondo marino y 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, incluidas 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 túneles aparecen en la literatura técnica bajo varios términos, incluidos canales de túneles, valles subglaciales e incisiones lineales.
La rápida erosión subglacial produjo depresiones excesivas, en las que el lecho del glaciar se eleva en la dirección del flujo de hielo y pueden formarse en circos cerca de las cabeceras de los glaciares. La forma cóncava del anfiteatro está abierta en el lado cuesta abajo correspondiente al área más plana del escenario, mientras que la sección de asientos ahuecados generalmente son pendientes empinadas parecidas a acantilados en las que el hielo y los escombros glaciados se combinan y convergen desde los tres o más lados superiores. El suelo del circo termina con forma de cuenco, ya que es la compleja zona de convergencia de la combinación de flujos de hielo de múltiples direcciones y las cargas de roca que los acompañan, por lo que experimenta fuerzas de erosión algo mayores y, en la mayoría de los casos, se excava un poco por debajo del nivel del circo. salida lateral (escenario) y su valle descendente (tras bastidores). [8] Se formará un tarn en la región excesivamente profunda una vez que el glaciar se haya derretido.
La erosión glacial se produce por abrasión a medida que el hielo y los escombros arrastrados se mueven a través del lecho de roca subyacente, por la erosión inducida por el agua y el transporte de sedimentos, y por ciclos de congelación y descongelación que desgastan el lecho de roca. Todos los procesos son más efectivos en el fondo del hielo glacial, por lo que el glaciar se erosiona en el fondo. La presencia de hielo en la brecha reduce la velocidad a la que las paredes laterales se desgastan, dando lugar a paredes laterales empinadas. Cuando el curso del flujo de hielo glacial está limitado por la topografía circundante, las regiones más estrechas del flujo se erosionarán más rápidamente y cortarán más profundamente, incluso a profundidades superiores a los 1.000 metros bajo el 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 sobreprofundo. Aunque la investigación aún no logra comprender plenamente los procesos implicados, se han hecho evidentes avances significativos a finales del siglo XX y principios del XXI. Esta sección detalla elementos importantes en la comprensión emergente de los procesos que producen una profundización excesiva.
Los glaciólogos realizaron un estudio detallado por radar de las montañas Gamburtsev de la Antártida durante el Año Polar Internacional , lo que permitió encontrar tanto el espesor del hielo glacial suprayacente como la elevación del lecho de roca debajo. El estudio muestra una profundización excesiva en los fondos de los valles de hasta 432 metros (1417 pies), mientras que los valles exhiben depresiones laterales empinadas. La figura de la izquierda muestra las tres regiones principales de sobreprofundización, de 3 kilómetros (2 millas), 6 kilómetros (4 millas) y 16 kilómetros (10 millas) de longitud. [9] Partes de este perfil se utilizarán para ilustrar la formación de valles demasiado profundos.
El lado del glaciar superior de una profundización excesiva se conoce como muro de cabecera, mientras que el lado del glaciar inferior se conoce como pendiente adversa. El agua que fluye por la cabecera gana energía, lo que derrite el hielo circundante y crea canales. A medida que el agua pasa por el fondo, continúa bajando de temperatura; dado que 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 de roca. [10]
El agua superficial drena a través de molinos hacia un sistema subglacial de conductos que permiten el flujo hacia las cavidades del hielo. A medida que aumenta el flujo, aumenta la pérdida de carga en los conductos, lo que resulta en un aumento de los niveles de agua y, en consecuencia, una mayor presión hidráulica en la cabecera del glaciar. A medida que los conductos se presurizan, presurizan las cavidades y el fondo poroso. La presurización hace retroceder el agua dentro del glaciar y el aumento de presión en el lecho reduce la presión que ejerce el hielo contra el lecho (conocida como 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 de cabecera. Esto se atribuye a la entrada estacional de agua en esas áreas a través de moulins, lo que resulta en presiones variables pero periódicamente altas, altos caudales y grandes variaciones de temperatura. Se cree que esta variación contribuye a la extracción de bloques del muro de cabecera combinado con los poderes erosivos de las corrientes de escombros que se mueven rápidamente y son arrastrados por el agua que fluye. [10]
Las aguas de deshielo de la superficie de los glaciares tienden a migrar a la base de la capa de hielo. Una vez allí, el agua lubrica la interfaz entre el hielo y el lecho de roca. La presión hidráulica del agua se vuelve significativa: es 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 del movimiento del hielo revelan aumentos sustanciales en la velocidad del hielo durante los períodos en los que hay agua de deshielo (es decir, el verano) en comparación con los valores de fondo del invierno. El glaciar no se mueve uniformemente, sino que muestra patrones de movimiento cambiantes a medida que avanza la estación, lo que resulta en de la evolución estacional del sistema de drenaje subglacial. Los mayores movimientos glaciales se observaron durante los períodos de transición, a medida que se liberaba cada vez más agua en el glaciar .
La entrada de agua variable aumenta el caudal de hielo. Las observaciones muestran que el agua subglacial drena a través de canales a baja presión o a través de cavidades interconectadas a alta presión. Por encima de una tasa crítica de flujo de agua, se produce canalización y desaceleración del glaciar. Las tasas más altas de flujo constante de agua en realidad suprimen el movimiento de los glaciares. Los aumentos episódicos en el aporte de agua, como los producidos por fuertes ciclos de deshielo diurnos, dan como resultado variaciones temporales de la presión del agua. Estos picos producen una aceleración del hielo. De manera similar, los eventos de lluvia y drenaje de lagos superficiales causarán movimiento. [13]
Los modelos analíticos de erosión glacial sugieren que los flujos de hielo que pasan a través de espacios restringidos, como pasos de montaña, produjeron una mayor erosión debajo de flujos de hielo más gruesos y rápidos, lo que profundiza el canal debajo de las áreas tanto aguas arriba como aguas abajo. El fenómeno físico subyacente es que la erosión aumenta con la velocidad de descarga de hielo. Aunque esto simplifica las relaciones complejas entre los climas que varían en el tiempo, el comportamiento de las capas de hielo y las características de los lechos, se basa en el reconocimiento general de que las mayores descargas de hielo suelen aumentar 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, regiones con la topografía circundante más alta). Esto se corresponde con observaciones físicas reales de los fiordos. [dieciséis]
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 quedará arrastrada por el hielo acumulado. [17] En el punto del glaciar donde el hielo se está acumulando 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 acumulación en el fondo. El efecto neto es que, para un glaciar que conserva su forma general, la masa del glaciar será transferida por el flujo de agua para acumular hielo nuevo, por el transporte de sedimentos en capas de varios metros de espesor observadas en la zona de acreción y por el movimiento de la masa total de hielo para restaurarlo. el hielo se perdió por 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 para un glaciar que se encuentra en un régimen de sobreenfriamiento avanzado varían significativamente. Cuando se ha desarrollado una morrena o un banco de arena (lecho de roca), la profundización excesiva termina en una característica creciente de fondo de sedimentos. Cuando hay un aumento significativo en la elevación en la pendiente adversa, el hielo crece debido al sobreenfriamiento de las corrientes que fluyen por la cara demasiado empinada del banco de arena, lo que hace que la capacidad de transporte caiga por debajo de la carga entregada, lo que produce deposición para llenar la cara adversa de la espalda cada vez más profunda. hacia el umbral de sobreenfriamiento. Cuando el flujo es capaz de eliminar todo el sedimento entregado pero no puede erosionar el lecho de roca tan rápidamente como el glaciar aguas arriba erosiona el lecho de roca en el área demasiado profunda, entonces el hielo se forma en el lecho de roca y la erosión subglacial hace descender el lecho del glaciar en la región demasiado profunda, dejando un alféizar de roca. [8]
La erosión subglacial se acelera por la formación de lentes de hielo subglacial , lo que contribuye al proceso de profundización excesiva.
Se han observado bandas de sedimentos o depósitos glaciales debajo de las capas de hielo de la Antártida; Se cree que estos son el resultado de la formación de lentes de hielo en los escombros y en el lecho de roca. En las regiones glaciares de flujo más rápido, la capa de hielo se desliza sobre sedimentos saturados de agua (tilo glacial) o, de hecho, flota sobre una capa de agua. El labranza y el agua sirvieron para reducir la fricción entre la base de la capa de hielo y el lecho de roca. Estas aguas subglaciales provienen del agua superficial que drena estacionalmente debido al derretimiento en la superficie, así como al derretimiento de la base de la capa de hielo. [18]
El crecimiento de lentes de hielo dentro del lecho de roca debajo del glaciar se proyecta durante los meses de verano, cuando hay abundante agua en la base del glaciar. Se formarán lentes de hielo dentro del lecho de roca, que se acumularán hasta que la roca esté lo suficientemente debilitada como para romperse o desprenderse. Se liberan capas de roca a lo largo de la interfaz entre los glaciares y el lecho de roca, 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 constituyen un excelente ejemplo de profundización excesiva; Todos los fondos de los lagos de la siguiente lista de los nueve lagos con fiordos más profundos de Noruega se encuentran por debajo del nivel del mar, aunque los lagos son lagos de agua dulce. [20]
Los geólogos aplican el término sobreprofundización a un fenómeno distinto al de los glaciares: la dramática reducción del valle del río que puede ocurrir cuando el mar en el que desemboca se seca. En lo que se conoce como la crisis de salinidad del Messiniense, la cuenca del mar Mediterráneo estaba geológicamente separada del océano Atlántico . La evaporación bajó el nivel del mar más de 1.000 metros en la desembocadura del río Ródano y 2.500 metros en la desembocadura del río Nilo , lo que provocó una profundización excesiva de estos valles. [21] El Nilo cortó su lecho hasta varios cientos de pies bajo el nivel del mar, río arriba en Asuán , y 8.000 pies (2.500 m ) bajo el nivel del mar justo al norte de El Cairo . [22]
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