Sobreprofundización

Los fiordos se forman cuando un glaciar excava un valle en forma de U mediante la erosión del lecho rocoso circundante. La mayoría de los fiordos son muy profundos (es decir, más profundos que el mar adyacente). Generalmente, los fiordos presentan un umbral o elevación en su desembocadura, causado por la menor erosión hacia la boca y acentuado por la morrena terminal del glaciar anterior , lo que en algunos casos genera fuertes corrientes de marea con rápidos de agua salada.

El Sognefjord en Noruega se extiende 205 kilómetros (127 millas) tierra adentro. Alcanza una profundidad máxima de 1308 metros (4291 pies) bajo el 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 de unos 100 metros (330 pies) bajo el nivel del mar. El ancho promedio de la rama principal del Sognefjord es de aproximadamente 4,5 kilómetros (2,8 millas) . Los acantilados que rodean el fiordo se elevan casi verticalmente desde el agua hasta alturas de 1000 metros (3300 pies) y más. El Skelton Inlet en la Antártida muestra una sobreprofundización similar hasta 1933 m (6342 pies) , al igual que el Canal Messier en Chile, que se profundiza hasta 1288 m (4226 pies) .         

Nesje escribe: «...los glaciares son necesarios para la formación de fiordos. El indicador más claro de la erosión glacial es la profundización excesiva del fondo de los fiordos, muy por debajo del nivel del mar actual y pasado, y de su límite rocoso exterior. Medido en volumen erosionado en un lapso de tiempo limitado, un flujo de hielo 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 una extensa sobreexcavación y, a menudo, con morrenas terminales que bloquean la salida, se denominan fiordos o «lagos fiordos» (siguiendo la convención noruega para nombrar los fiordos). ^{[ 3 ]} Los lagos fiordos se forman comúnmente en regiones montañosas que canalizan los flujos de hielo a través de valles estrechos.

Aunque existen en muchos países, los lagos fiordos de la Columbia Británica , Canadá, son un ejemplo representativo de su naturaleza. Allí, la meseta interior está surcada por numerosos lagos alargados, cuya profundidad se ha incrementado debido a la acción glaciar. Uno de estos lagos es el lago Okanagan , que tiene 3,5  km de ancho y 120  km de largo, y cuya profundidad, excavada por la erosión glaciar, supera los 2000 m por debajo de la meseta circundante (y se encuentra a 600 m por debajo del nivel del mar ). Sin embargo, gran parte de esa profundidad está cubierta de sedimentos glaciares , por lo que la profundidad máxima actual del lago es de 232 m . En otras partes de la Columbia Británica se encuentran lagos fiordos similares , de más de 100 km de longitud. ^{[ 4 ]} El lago Kootenay, ubicado entre las cordilleras Selkirk y Purcell en la región de Kootenay de la Columbia Británica, tiene aproximadamente 100 km (62 mi) de longitud y entre 3 y 5 km de ancho, y antiguamente desembocaba a través de la fosa Purcell en el lago Missoula en Montana . De manera similar, los canales de túnel en el valle de Flathead, debajo del lago Flathead, se formaron por el 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 central y norte del río Flathead), y se canalizaron hacia el valle, saliendo finalmente hacia el sur en el valle Mission y el lago glacial Missoula. Las bases de los canales de túnel están excavadas muy por debajo de la elevación del lago Flathead, lo que indica que la erosión ocurrió en canales de túnel subglaciales presurizados hidrostáticamente debajo del hielo en la Columbia Británica. ^{[ 5 ]}           

Un valle túnel es un valle grande, largo y en forma de U, originalmente excavado bajo el hielo glaciar cerca del margen de las capas de hielo continentales como la que ahora cubre la Antártida y que antiguamente cubría partes de todos los continentes durante las pasadas eras glaciares . ^{[ 6 ]} Su tamaño varía (hasta 100  km de longitud y hasta 4  km de ancho). Los valles túnel presentan una sobreexcavación clásica con profundidades máximas que pueden variar entre 50 y 400 m; su profundidad varía a lo largo del eje mayor. Sus secciones transversales presentan flancos de lados empinados (similares a las paredes de los fiordos) y fondos planos típicos de la erosión glacial subglacial. Los valles túnel se formaron por la erosión subglacial del 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 rellenas de sedimentos, sus capas inferiores están compuestas principalmente de sedimentos glaciares, glaciofluviales o glaciolacustres, complementados por capas superiores de relleno templado. ^{[ 7 ]} Se pueden encontrar en áreas que antes estaban cubiertas por capas de hielo glaciar, 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.

En la literatura técnica, los valles de túnel aparecen con diversos términos, como canales de túnel, valles subglaciales e incisiones lineales.

La rápida erosión subglacial produjo sobreprofundizaciones, en las que el lecho del glaciar se eleva en la dirección del flujo de hielo, y pueden formarse circos cerca de las cabezas de los glaciares. La forma de anfiteatro cóncavo está abierta en el lado de la pendiente que corresponde al área más plana del escenario, mientras que la sección de asientos cóncava es generalmente pendientes pronunciadas similares a acantilados por las que el hielo y los detritos glaciares se combinan y convergen desde los tres o más lados más altos. El fondo del circo termina en forma de cuenco, ya que es la zona de convergencia compleja de la combinación de flujos de hielo de múltiples direcciones y sus cargas de roca acompañantes, por lo que 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 (tras escenario). ^{[ 8 ]} Se formará un lago de montaña en la región sobreprofundizada una vez que el glaciar se haya derretido.

El lado superior de una sobre-profundización del glaciar se denomina pared frontal, mientras que el lado inferior se denomina pendiente adversa. El agua que fluye por la pared frontal gana energía, lo que derrite el hielo circundante y crea canales. A medida que el agua pasa por el fondo, su temperatura sigue descendiendo; debido a la alta presión a la que está sometida en este punto, la temperatura de fusión se ve suprimida y el agua se sobreenfría al derretir el hielo circundante. El agua que fluye transporta sedimentos y erosiona localmente el lecho rocoso. ^{[ 10 ]}

El agua superficial drena a través de molinos glaciares 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 resulta en un aumento de los niveles de agua y, en consecuencia, en una mayor presión hidráulica en la cabecera del glaciar. Al presurizarse los conductos, presurizan las cavidades y el till basal poroso. Esta presurización hace que el agua se acumule dentro del glaciar y, al aumentar la presión en el lecho, reduce la presión que el hielo ejerce contra él (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 de la cabecera. Esto se atribuye a la entrada estacional de agua en esas áreas a través de molinos, lo que genera presiones variables pero periódicamente altas, caudales elevados y grandes variaciones de temperatura. Se cree que esta variación contribuye a la extracción de bloques de la cabecera, combinada con el poder erosivo de los arroyos de detritos que se mueven rápidamente y son arrastrados 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, impulsada por la pendiente superficial 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 aumentan el movimiento basal del hielo. 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 de movimiento cambiantes a medida que avanza la estación, que resultan 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 al glaciar. ^{[ 14 ] [ 15 ]}

La entrada variable de agua aumenta la velocidad del flujo 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 velocidad crítica de flujo de agua, se produce la canalización y la desaceleración del glaciar. 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 de deshielo diurno, dan lugar a excursiones temporales de presión de agua. Estos picos producen aceleración del hielo. De manera similar, la lluvia y los eventos de drenaje de lagos superficiales causarán movimiento. ^{[ 13 ]}

Los modelos analíticos de erosión glacial sugieren que los flujos de hielo que atraviesan espacios restringidos, como los pasos de montaña, producen una mayor erosión bajo flujos de hielo más gruesos y rápidos, lo que profundiza el canal en las áreas aguas arriba y aguas abajo. El fenómeno físico subyacente es que la erosión aumenta con la tasa de descarga de hielo. Si bien esto simplifica las complejas relaciones entre los climas variables en el tiempo, el comportamiento de la capa de hielo y las características del lecho, se basa en el reconocimiento general de que las descargas de hielo más intensas 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 en los canales más estrechos (es decir, regiones con la topografía circundante más elevada). Esto coincide con las observaciones físicas reales de los fiordos. ^{[ 16 ]}

A medida que continúa fluyendo y comienza a ascender por la pendiente adversa bajo los glaciares templados (o de base cálida), la presión disminuye y el hielo frazil se acumula en el hielo basal . La carga de sedimentos transportada por el agua se incorporará al hielo acumulado. ^{[ 17 ]} En el punto del glaciar donde el hielo se acumula en la pendiente adversa cerca del término del glaciar, la ablación del hielo de la superficie superior supera (para glaciares observados recientemente) la tasa de acumulación en la parte inferior. El efecto neto es que, para un glaciar que conserva su forma general, la masa del glaciar se transferirá mediante el flujo de agua para acumular hielo nuevo, mediante el transporte de sedimentos en capas de varios metros de espesor observadas en la zona de acumulación, y mediante el movimiento de la masa total de hielo para restaurar el hielo perdido por ablación. ^{[ 10 ]}

La capacidad de transporte de sedimentos y la carga de sedimentos en glaciares de corrientes subglaciales donde el agua no está superenfriada y en glaciares que se encuentran en un régimen de superenfriamiento varían significativamente. Cuando se ha desarrollado una morrena o un banco de morrena (roca madre), la sobreprofundización termina en una estructura creciente con fondo de sedimentos. Cuando hay un aumento significativo en la elevación de la pendiente adversa, el hielo crece debido al superenfriamiento de los arroyos que fluyen por la cara excesivamente empinada del banco de morrena, lo que provoca que la capacidad de transporte caiga por debajo de la carga suministrada, produciendo deposición para llenar la cara adversa de la sobreprofundización hasta alcanzar el umbral de superenfriamiento. Cuando el flujo es capaz de eliminar todo el sedimento suministrado, pero no puede erosionar la roca madre tan rápidamente como el glaciar aguas arriba la erosiona en el área sobreprofundizada, entonces el hielo se forma sobre la roca madre y la erosión subglacial reduce el lecho del glaciar en la región sobreprofundizada, dejando 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 sobreprofundización.

Se han observado bandas de sedimento o till glacial debajo de las capas de hielo antárticas; se cree que estas son el resultado de la formación de lentes de hielo en los detritos 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 incluso flota sobre una capa de agua. El till y el agua sirvieron para reducir la fricción entre la base de la capa de hielo y el lecho rocoso. Estas aguas subglaciales provienen del agua superficial que drena estacionalmente por el deshielo en la superficie, así como del deshielo de la base de la capa de hielo. ^{[ 18 ]}

Se prevé que el crecimiento de lentes de hielo dentro del lecho rocoso bajo el glaciar ocurra durante los meses de verano, cuando hay abundante agua en la base del glaciar. Estas lentes se formarán dentro del lecho rocoso, acumulándose hasta que la roca se debilite lo suficiente como para desprenderse o fragmentarse. Las capas de roca a lo largo de la interfaz entre los glaciares y el lecho rocoso quedan al descubierto, generando gran parte de los sedimentos en estas regiones basales de los glaciares. Dado que la velocidad del movimiento glaciar 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 sobreprofundización; todos los fondos de los lagos que figuran en la siguiente lista de los nueve lagos de fiordos más profundos de Noruega se encuentran por debajo del nivel del mar, a pesar de ser lagos de agua dulce. ^{[ 20 ]}