Dolina lodowcowa

Lodowaty doliny , doliny koryta lub w kształcie litery U doliny jest rodzajem doliny charakterystycznych obszarach góry , które zostały dotknięte zlodowacenia regionalnym. Wynikają one z pracy blokowego spływu lodowców , wypełniających całe dno doliny i erodując je poprzez pogłębienie. Doliny lodowcowe definiuje profil poprzeczny (a dokładniej paraboliczny), ale przede wszystkim profil podłużny, na który składają się kolejne poziomy i uskoki. W większości przypadków, lodowaty doliny odpowiadają zapisów tych pleistoceńskich zlodowacenia gdzie silne icestreams (lód) z prądów wysokiej masyw stosowane określone wcześniej osi, przesuwają się w kierunku podnóża . Często spotykali się w bardzo rozległych dolinach podłużnych, takich jak doliny Isère , Haut Rhône , Haut Rhin , Inn , Enns , Drave , gdzie koncentrował się lód . Jak podkreślili P. i G. Veyret (1967), to właśnie ta wyjątkowa siła transportu i przebudowy umożliwiła poszerzenie, wykopanie i pogłębienie tych dolin oraz nadaje dolinom alpejskim „zaskakującą dojrzałość” w porównaniu z ekstremalną młodością. masywu.

Przekrój

Poprzeczki polodowcowe doliny było dużo napisane od początku XX -go  wieku . Wiele błędnych interpretacji wynika z nadużycia uogólnienia kształtu przekroju poprzecznego koryta.

Rynna polodowcowa

Najbardziej charakterystycznym kształtem wydaje się więc kształt litery „U”, rynna lub rynna polodowcowa, ze stromymi zboczami i płaskim dnem, zwłaszcza jeśli chodzi o dno starego jeziora. Jednak, jak zwraca uwagę J. Tricart (1981), „niecka lodowa jest w rzeczywistości złożem utworzonym przez skoncentrowany strumień lodu ”. Dodatkowo kształt rynny nie pojawia się jako stała i możemy poczynić następujące uwagi:

• Nie wszystkie doliny lodowcowe są rynnami: rzeki Maurienne i Tarentaise mają bardziej profil „V”, inne mają profil asymetryczny, jak wąwozy Manival w Oisans  ;
• Rynnę lodowcową można sprowadzić do pewnych odcinków doliny. Profil może się poszerzać lub, przeciwnie, zawężać w wąskich wąwozach, a nie tylko w śluzach, takich jak wąwozy Guil ( Queyras ) lub wąwozy Servoz poniżej doliny Chamonix .
• Żadna dolina w kształcie litery U nie musi być pochodzenia lodowcowego. Bardzo piękne doliny o tym profilu występują w masywie Synaj w Egipcie .

Tak więc doliny lodowcowe wykazują wiele typów przekrojów poprzecznych w całym swoim rozwoju podłużnym; niecki istnieją głównie powyżej wielkich dolin lodowcowych, chociaż ich wygląd jest bardziej widoczny niż rzeczywisty. Ponadto niektóre rynny lodowcowe, które w ten sposób pojawiają się zgodnie z określonym profilem gruntu, nie pochodzą już z innego miejsca lub nie są odporne, gdy ten profil jest rysowany na papierze. W „doskonałych” rynnach polodowcowych płaskie dno jest związane z nagromadzeniem się finiszowych lub polodowcowych aluwiów na dnie doliny, całkowicie zasypujących dno dawnego potoku subglacjalnego, które może być bardzo głębokie. Są tam ramiona i wiszące doliny. Tradycyjne interpretacje tych form zależą od stanowisk autorów.

• Dla antylodowców: istnienie tych form wiązałoby się z zachowaniem profilu dawnych przedlodowcowych „dojrzałych” dolin, który zostałby zachowany. Z kolei niecka wynikałaby z przejścia lodowca w „młodszej” dolinie, zagnieżdżonej w poprzedniej. Każdy występ odpowiadałby wówczas dnu koryta wykopanego przez poprzednie zlodowacenie .

• Dla ultra-lodowców: „Rynna lodowcowa często wydaje się odpowiadać nie prądowi mierzonemu przez lodowiec , ale głębokiej części prądu lodowcowego” (Blache, 1960). W rzeczywistości w lodowcu alpejskim warstwa powierzchniowa krążąca na poziomie półek spływa bez większego wpływu na podłoże skalne, podczas gdy warstwy głębokie, poddane działaniu wysokich ciśnień, powodują silną erozję.

Uwagi teoretyczne

Zgodnie z obliczeniami teoretycznymi kształt rzymskiej płytki byłby idealnym kształtem, odpowiadającym kompromisowi między idealnym przekrojem umożliwiającym przepływ lodu a przekrojem poszerzonym przez erozję boczną. Według Embletona i Kinga (1975), poprzeczny profil niecki odpowiada paraboli równania . Według R.Vivian (1975) podstawą zboczy są miejsca, w których erozja jest największa z trzech głównych powodów: y=0,000402x2,046{\ Displaystyle y = 0,000402x ^ {2,046}}

• Obecność dużych ilości gruzu ze zboczy umożliwia ścieranie, szczególnie na początku i końcu zlodowacenia , gdy zbocza są nagie;
• Cienki lód sprzyja penetracji marznących fal wewnątrz lodowca , umożliwiając zdzieranie i zamrażanie . Dlatego też wypychanie i rozdzieranie gruzu jest bardzo silne;
• W tym sektorze lodowca występują również potoki przeciwlodowcowe lub podlodowcowe. Kopią one kanały, a nawet wąwozy, i podkreślają ślizgowe wartości lodowca na skale.

Te typy modelowania poszerzają talię doliny polodowcowej u podstawy i wydrążają odcinki niecek. W rzeczywistości „wielkość i kształt przekroju doliny wynikają głównie z form spiętrzenia polodowcowego” (Vivian, 1975), to znaczy, że poszycie moren bocznych i osadów przykłolodowych nabiera kształtu wklęsłego podczas przejście lodowca, podczas gdy nierówności podłoża skalnego są maskowane przez nagromadzenia rzeczno-lodowcowe i / lub rzeczno-jeziorne.

Ramiona

Konwencjonalnie, pobocza definiuje się jako ciągłe i symetryczne występy boczne położone po bokach doliny polodowcowej.

Wiszące doliny

Większość dolin dopływowych doliny polodowcowej wyłania się ponad dnem doliny głównej: mówi się, że są to doliny podwieszane: bieg rzek polodowcowych przecina ten odcinek zbiegu przez wąwóz zwany wąwozem łączącym lub wodospadem (dolina Lauterbrunnen , w Berneńskim Oberlandzie ), gdy litologia jest jednorodna. Jest nawet możliwe, że dolina, która pojawia się dzisiaj jako główna dolina, była doliną drugorzędną podczas zlodowacenia plejstoceńskiego , jak Romanche i Vénéon , Arc i Doron de Termignon lub Durance. I Gyronde . Te wiszące doliny są znacznie mniej wydrążone niż doliny główne i często mają profil „V”. Możliwe jest również, że duża dolina kończy się zestawem zawieszonych dolin, takich jak dolina Arve w górę rzeki od Passy, gdzie doliny Bon Nant i górna dolina Arve są zawieszone. Najpierw zauważymy, że wiszące doliny są połączone z lodowcami słabszymi niż główny lodowiec . Istnieje jednak kilka przypadków wiszących dolin:

• Zawieszone doliny z nieistniejącą lub zredukowaną pokrywą lodową: w tym przypadku nie występuje problem różnicy w kopaniu. Etap zbiegu jest związany z brakiem wykopów podczas epoki lodowcowej zawieszonej doliny. W niektórych przypadkach mogła wystąpić dyfuzja z głównego lodowca do drugorzędnej doliny. Dotyczyło to zwłaszcza lodowca Romanche w Matheysine lub lodowca Isère w dolinie Lans.
• Asymetryczne podwieszane doliny: W przypadku lodowców w obu dolinach można odwołać się do warunków strukturalnych i orientacji dolin.

W jednorodnym materiale najpotężniejsze lodowce znajdują się w orientacji północnej, a zatem zawieszonych dolin jest więcej; dotyczy to zwłaszcza doliny Vénéon ( Oisans ). W przypadku materiału niejednorodnego warunki konstrukcyjne mają przewagę nad orientacją. Tak więc, w Romanche doliny , że lodowce znajdujące się na prawym brzegu mieć głębsze doliny, wykute w skałach osadowych. Były one liczniejsze niż na lewym brzegu, wykute w krystalicznych skałach (Montjuvent, 1978).

• Stopnie zbiegu: Różnica w poziomie stopnia zbiegu jest najczęściej zależna od powierzchni zawieszonej doliny: im niższa jest ta powierzchnia, tym większa różnica poziomów stopnia zbiegu.

• Rowki łączące: Połączenie między dwoma dopływami rzek można wykonać za pomocą rowka łączącego. Ten wąwóz został wyrzeźbiony zarówno przez subglacjalny strumień, jak i strumień, spadkobierca polodowcowej doliny. Kiedy skały są szczególnie odporne, nie ma rowka łączącego, a połączenie jest wykonane przez wodospad. Wiszące doliny dawna korzystne tereny dla rozwoju elektrowni wodnych i zapór .

Problem zagnieżdżonych koryt

W niektórych dolinach lodowcowych istnieje kilka ramion, które rozciągają się do powierzchni lodu i dlatego wydają się być zagnieżdżone. Pochodzenie tych form jest postawione w następujący sposób: czy jest to kwestia różnicy w intensywności i czasie trwania procesów lodowcowych z bardziej ograniczoną grubością lodu na krawędziach, czy też różnicy w porządku strukturalnym, „ramiona” są przecięte skały, w których gęstość spękań jest mniejsza. Tak więc obecne doliny lodowca Argentière i Mer de Glace są ograniczone przez pęknięcia. Jednak nawet jeśli lód nie może przenosić ciśnień większych niż 20000  Pa (2 bary), możemy tylko zastanawiać się nad tym problemem, biorąc pod uwagę następujące uwagi (Bozonnet, 1981):

• Pobocza nie występują w basenach lodowcowych i pojawiają się stopniowo w dół rzeki;
• Na lewym brzegu lodowca Brouillard (Val Veny) znajduje się blokująca się rynna, która jest trudna do wyjaśnienia ze względów konstrukcyjnych.

Wypełnienie lodowcowe

Lodowaty proces wypełniania jest związany z umiarkowaną dyfuzją lodowego jęzora w nieszkliwionej dolinie. Formy i formacje związane z tym procesem to:

• Jeden lub więcej przednich łuków moreny, z wypukłością skierowaną w górę, a nie w dół, jak w „normalnych” dolinach;
• Wypełnienie wodnolodowcowe lub lodowcowo-jeziorne, połączone z tamą utworzoną przez lodowiec . Następnie tworzy ławkę lub aluwialną równinę.

W większości przypadków dolina ta jest odwadniana przez wąwóz równoległy do lodowca i nacinający materiały okołolodowcowe. W przypadku regionu krasowego, może przekształcić się w zamkniętym depresji zadaszonym krasu , to znaczy w pseudo Polje którego woda jest tracona w wapiennych zboczach .

Profil podłużny: zamki i pępki lodowcowe

Podłużny profil doliny polodowcowej jest bardziej charakterystyczny niż profil poprzeczny: ukazuje formy pogłębienia lub pępowiny, czyli formy wykopów, odpowiadające topograficznie dorzeczom jezior, małe baseny, nawet małe równiny aluwialne, ograniczone w dół garbu , przeciwskok, proste zwężenie doliny lub śluzy, omijane przez główne rzeki. Pierwsza seria tego typu modeli to lodowiec , kolebka lodowca .

Definicja i środowisko blokady

Nazywamy śluzę skalistym grzbietem uderzającym w podłużny profil doliny polodowcowej i najczęściej położonym poniżej pępka.

• Śluzy pod lodem  : Podczas zamarzania lodowiec przecina śluzy, odrywając się od lodu w górę i w dół rzeki. Przełom zbocza przecina szereg szczelin i seraków. Wody subglacjalne rozprzestrzeniają się w górę rzeki, kształtując pępek i kopiąc rowki zamków po ich bokach.

• Wygląd i geneza zamków prętowych: Na terenach odlodzonych można zauważyć, że zamki prętowe są różnej wielkości, ale ich cechą charakterystyczną jest skala otaczającego reliefu. Ale mogą one odpowiadać tylko prostemu zwężeniu doliny związanemu z przerwaniem zbocza, takim jak wąwozy Poya w dolinie Chamonix lub zacieśnienie między Ville-Vieille i Aiguilles lub między Aiguilles i Abriès w Queyras). Musimy zatem wyobrazić sobie pępowiny wydrążone znacznie głębiej pod lodowcem niż w holocenie po uwięzieniu różnych osadów lodowcowych , lodowcowo -jeziornych, rzeczno-lodowcowych, jeziornych i rzecznych. Kiedy są monolityczne, to znaczy zbudowane z jednej skały, pochodzenie asymetrycznego profilu śrub jest wyraźnie widoczne z powodu podwójnego działania ścierania w górę rzeki i wydobywania się w górę rzeki. Poniżej:
  • Pojawienie się puszystych skał, które widzimy powyżej śluzy, wiąże się z otarciem spowodowanym ściskaniem lodu  : skała jest następnie wygładzana i prążkowana, to znaczy puszysta.
  • Chudy wygląd za śluzą - profil „klatki schodowej” - jest spowodowany kamieniołomami , procesem, który należy powiązać z przemianą zamarzania / rozmrażania pod lodowcem odłączonym od śluzy.
  • Niektóre śluzy lodowe mogą być częściowo zalane i tworzyć wyspy na morzu - na przykład poza fiordami - lub w jeziorze, takim jak Wyspy Boromejskie na jeziorze Maggiore w pobliżu Stresy ( północne Włochy ). W innych przypadkach tworzą półwyspy, takie jak skała Chères nad jeziorem Annecy .

• Śluzy poziomu: są to nieciągłości w dnie lub dawnym złożu polodowcowym bez przeciwspadku w górę rzeki i bez pogłębienia pępka. Występują na ogół powyżej dolin polodowcowych, między kotłami i amfiteatrami polodowcowymi lub poniżej podwieszonych dolin, które można następnie zakwalifikować jako stopnie zbiegające się.

Pępki

Pępek to topograficzna niecka położona najczęściej powyżej śluzy w dolinie lodowcowej. Pępowiny są powiązane z rozprzestrzenianiem się wód subglacjalnych i wolniejszą prędkością lodowca powyżej śluzy. Te dwa zjawiska są uwydatnione przez możliwą stagnację grudki martwego lodu w okresach topnienia lodowca .

Związek między śrubami a pępowinami

W zdecydowanej większości przypadków zamki poprzedzone są pępkiem. Zamki są tworzone, jeśli nie w twardych skałach, to przynajmniej w skałach bardziej odpornych niż pępki. Wynika to ze wzrostu ciśnienia hydrostatycznego przed przeszkodą, co umożliwia obniżenie temperatury zamarzania i stopienie. Stałe materiały obecne u podstawy lodowca będą mogły przenikać do wnętrza z powodu przeciążenia lodem .

• W niejednorodnych skałach osadowych: przy niejednorodnej litologii uwidaczniają się warstwy najbardziej odporne na erozję lodowcową ( twarde piaskowce , wapienie ) i wydobywane warstwy miękkie.

• Gdy litologia wydaje się jednorodna, tj. Skały są takie same na dnie pępka i na śluzie, erozja różnicowa została oparta na innych czynnikach:
  • Warunki tektoniczne zmienne strefy pokruszonej skały i strefy solidnej skały;
  • Kierunek spływu lodowca w stosunku do opadania warstw, a nawet foliacji skał.

Przyznajemy, że zamek niekoniecznie jest poprzedzony pępkiem. Tak więc zamek Séchilienne lub Portes de l'Oisans (dolina Romanche ) nie jest poprzedzony żadnym pępkiem. Odpowiada dużej grupie bardzo odpornych amfibolitów . Vizille umbilicus ma znaczny nasyp (135  m powyżej miasta). Ma dwie niecki ( Vizille i Séchilienne ), oddzielone zwężeniem La Bathie. Jest wydrążona na styku krystalicznego masywu Belledonne i subalpejskiej bruzdy, w pozycji monokliny.

Geneza zamków i pępowin

Zachowanie zamków i pogłębienie pępowiny jest zatem rzeczą oczywistą, ale musimy wrócić do warunków ich istnienia i ich ukształtowania.

• W wysokich dolinach polodowcowych o jednorodnej strukturze i litologii: Podobnie jak w górnej dolinie Vénéon, nie ma pępka, śluzy ani poszerzenia profilu w wielu ujściach. Nie ma zatem związku między genezą tych form a potęgą starożytnych lodowców .

• W innych dolinach lodowcowych, mniejszych, o niejednorodnej strukturze: Podobnie jak w dolinach Eau d'Olle czy Bonne ( Oisans ), na wychodniach miękkich skał, zamkniętych śrubami (Maupas), znajdujemy pępowiny (Grand'Maison, Valbonnais) , Pas du Prêtre). W Gap śluza jest wykonana ze skały, która nie jest zbyt odporna ( wapień margielowy ), ale stanowi względny mol oporu w zagłębieniu wykopanym w czarnym margle kallowo-oksfordzkim wokół kopuły Rémollon. Jednak lodowce pogłębiają się w miejscach, w których ich przepływ jest powolny i bardzo słabo ulegają erozji, gdzie przepływ jest szybki, ponieważ lód jest bardzo lepkim płynem, zgodnie z ogólnymi prawami fizycznymi, które rządzą tym stanem materii. Z przeprowadzonych eksperymentów wynika zatem, że płyn krążący w przewodzie o założonej stałej szybkości przepływu wywiera na jego ścianki ciśnienie odwrotnie proporcjonalne do jego prędkości. Występuje zatem nadciśnienie w sekcji szerokiej w porównaniu z sekcją wąską:
  • Przed śluzami lód jest poddawany silnemu ciśnieniu i ma tendencję do topnienia. Te zmiany mrozu / rozmrażania umożliwiają zatem kształtowanie pępowiny;
  • Za śluzami lód jest poddawany niższemu ciśnieniu, a woda wypuszczana w górę ma tendencję do ponownego zamarzania, co umożliwia wydobywanie bloków ze śluz.

Poprzeczne zwężenie, odziedziczone po przedlodowcowej rzeźbie terenu, jest więc wystarczające, aby rozpoczęło się pogłębianie w górę rzeki w wyniku dynamicznych różnic ciśnień, które lodowiec wywiera na swoim dnie. Tak więc nie ma możliwości nadmiernego pogłębienia bez zwężenia w dół rzeki, jak w Dombes , na północny wschód od Lyonu , ale składających się z delikatnych formacji - "Alluvium Jaunes" lub formacji jeziornej z dolnego pliocenu - najechanych przez lodowce podczas "  Riss  ”.

Synteza

Wydaje się więc, że podłużny profil doliny lodowcowej jest wynikiem podwójnej pracy erozji i akumulacji:

• Ewolucja dolin w epoce lodowcowej: Kopanie dna dolin oraz dolnych krawędzi zboczy odbywa się głównie w epoce lodowcowej. Towarzyszy mu zasypka morenowa o różnej wielkości, składająca się z glin dennych, a następnie glin ablacyjnych podczas deglacjacji . W okresach deglacjacji ten charakterystyczny kontur pozwala na odcięcie lodu: zamki są na ogół odszklone wcześniej niż pępki.

• Ewolucja dolin w okresie międzylodowcowym: Polodowcowe zasypywanie dna dolin odbywa się w szczególności w procesach rzecznych i jeziornych. Procesy wpływające na zbocza są bardzo zmienne, w zależności od miejsca: niektóre obszary mają tendencję do poszerzania się przez zapadanie się odcinków zboczy, podczas gdy inne mają tendencję do regulowania, przez działania peryglacjalne lub spływy.

Pępowina jest często zasypywana przez osady morenowe (gliny denne), zwieńczone skończonymi aluwiami rzeczno-lodowcowymi, następnie rzecznymi jeziorami i / lub polodowcowymi. Materiały te pochodzą z górnego biegu doliny lub z dolin i zboczy prostopadłych do pępka, których częstotliwość i intensywność napływu są powiązane z wahaniami klimatycznymi. Kontrolę sedymentacji wewnątrz pępka zapewniają różne elementy:

• • Kontrola w dolnym biegu rzeki, reprezentowana przez tymczasowe tamy, podlegająca procesowi zatorów i upadków, przy czym ta ostatnia może być brutalna lub nie;
  • Kontrola lito-strukturalna, która reguluje obecność i wysokość zamka oraz głębokość pępka.

Ponadto ta kontrola wypełnienia sedymentacji na poziomie lokalnym warunkuje poziom podstawowy, nachylenie pępka, a także pośrednio geometrię zawartych formacji, ze względu na możliwe pęknięcia tam, które umożliwiają stopniowanie lub superpozycja osadów.

Problem pogłębienia pępka

Pogłębienie można zdefiniować jako głębokie przekopanie fragmentu doliny ograniczonego w dół przeciwbiegu, charakterystyczny efekt działań lodowcowych. Baseny pozostawione przez wielkie czwartorzędowe lodowce mają często imponujące rozmiary i głębokość. Na przykład Jezioro Genewskie jest ograniczone progiem 310 mw dolnym biegu rzeki  , z czego 255  m jest połączonych z przeludnieniem, a 55  m z czołową zaporą morenową Laconnex-Bardonnex, poniżej Genewy (Charollais i in., 1990).

Teoretyczna lokalizacja obszarów przesadzonych

Lokalizacja stref przekopanych zależy od dwóch czynników: położenia względem inlansdsis i wpływów litostrukturalnych.

• Położenie w stosunku do pokrywy lodowej lub inlandsis: Wykopaliska są głębokie pod jęzorami polodowcowymi, a zwłaszcza pod czapami i śródlądowem. Te organizmy lodowcowe miały kilka rodzajów wpływu na regionalną ewolucję geomorfologiczną:
• Chroniły rzeźbę obszarów centralnych, mając jedynie lodowce, które nie były zbyt ruchliwe, a zatem nie były podatne na erozję;
• Odchodząca od środkowej pokrywy lodowiec lodowaty spłaszczył, pogłębił obrzeża rejonów centralnych;
• Wzdłuż lodowca i na pogórzu zdeponowały różne rodzaje materiału morenowego i rzeczno-lodowcowego.

Jednak strefy zurcreusées niekoniecznie odpowiadają strefom silnych nagromadzeń mas lodu  : zjawisko to, nawet jeśli jest dziś wyraźnie widoczne, jest bardziej konsekwencją pogłębienia niż rzeczywistej przyczyny. Rzeczywiście, „zmiany ciśnienia nie są proporcjonalne do zmian grubości lodu, który pokonuje punkty pomiarowe. Lód nie przenosi żadnego obciążenia wyższych niż 200 Pa lub 2 bar „(Vivian, 1975).

• Wpływy litostrukturalne: Dane litostrukturalne wpływają nie tylko na rodzaj skały, ale także na orientację złączy stratygraficznych, pęknięć, uskoków , szczelin i stref zgniotu. W lodowce mają tendencję do surcreuser w poszczególnych obszarach, gdzie można zauważyć następujące warunki:
• Przepływ lodu jest powolny;
• Strumień lodu jest rozłożony na dużej części złoża;
• Wody subglacjalne są szeroko rozpowszechnione;
• Te trzy zjawiska są związane z różną erozją bardziej kruchych skał.

Czynniki te pozwalają na kształtowanie pępowiny przez zwielokrotnienie cykli naprzemiennego zamrażania / rozmrażania następujących po zmianach ciśnienia, ponieważ przed przeszkodami lód jest poddawany działaniu wysokiego ciśnienia i ma tendencję do topnienia. Wręcz przeciwnie, gdy prędkość jest duża, erozja jest ograniczona.

W ten sposób dorzecze dolnego Grésivaudan jest szczególnie pogłębione, ponieważ z szerokiej doliny idziemy do węższej doliny - Grenoble cluse - gdzie trzeba było przyspieszyć prędkość, a nurt zwiększał wkład Romanche (Monjuvent, 1978). Ciekawym przykładem jest Haute Maurienne powyżej śluzy Esseillon z naprzemiennymi śluzami i łącznikami związanymi z warunkami lito-strukturalnymi:

• Bramans-Termignon umbilicus, o długości 10  km , wykopany w cygańskiej podeszwie błyszczącej warstwy łupków . Jest również wzorowany na poważnej awarii spowodowanej przez błąd Modane-Ruisseau de la Chavrière;
• Lanslebourg umbilicus o długości 6  km , który należy do tej samej jednostki morfostrukturalnej;
• Wreszcie pępowina Bessans, również długa na 6  km , jest pogłębiona w samej lśniącej warstwie łupku .

Dynamiczna interpretacja pogłębienia

Możemy wyróżnić dwa główne typy pogłębień: subglacjalne i proglacjalne.

• Pogłębienie subglacjalne: Jest to osłabienie bloków poniżej wypukłości dna, związane z ponownym zamarzaniem i kawitacją, które tam zachodzą i nie zależy od pojawienia się silnego ślizgania się przez koalescencję ubytków. Dlatego erozja podlodowcowa może trwać, nawet jeśli złoże staje się głębsze i odpowiednio, wraz ze wzrostem grubości lodu , zmniejsza się prędkość poślizgu. Z drugiej strony polerowanie jest funkcją prędkości poślizgu: jest ona maksymalna powyżej śrub, gdzie lodowiec jest cienki, a prędkość bardzo duża.

Na Antarktydzie sondowania i echosonda radiowa pokazują, że badane lodowce znajdują się w wydrążonych obszarach podłoża skalnego, które są rozległymi, rozkloszowanymi dolinami kolebkowymi na przemian z głębokimi i wąskimi pępowinami. Na powierzchni lód ma mniej lub bardziej wklęsły profil podłużny, a najbardziej wyraźną wklęsłość zaznacza zbieżność strumieni lodu (Godard i André, 1999).

• Pogłębienie pradolinie  : Kiedy lodowiec jest w okresie spadku, opoką pojawia się najpierw na zamki i lodowiec końcu fragmentu, izolowanie granulki lodu nadal stagnacji w umbilics. Na tych pośrednich etapach nie ma już żadnego postępu ani cofania frontu ze względu na brak zasilania z góry, co powoduje przemianę częstych okresów zamarzania, związanych z okresami ewakuacji uprzednio oderwanych gruzu.

Typologia dolin polodowcowych

Rola struktury w rozwoju dolin polodowcowych jest oczywista: doliny lodowcowe otwarte w różnych formacjach geologicznych mają modelowane stoki o różnym nachyleniu i regularności. Tak więc w Queyras dolina Guil wyraźnie przeciwstawia się dwóm obszarom:

• W górze, dolina w kształcie litery „V”, bardzo rozkloszowana, pośród lśniących łupków piemonckich. Naprężenia na konstrukcji można odczytać z asymetrii prostopadłych dolin;
• W dole rzeki, bardzo wąska dolina - Gorges du Guil - w wapieniach warstw Briançonnaise.

W odpornych skałach

Trzy główne typy odpornych skał różnie reagują na naprężenia tektoniczne, które będą miały wpływ na późniejszą erozję lodowcową.

• W wapień masyw: z wapienia masyw mają kierunki widocznych pęknięć i tak często dają skalibrowanej lodowaty doliny. Lauterbrunnental ( Oberland Berneński ), wykopany w odpornych wapieniach warstwy wodonośnej Wildhorn, przedstawia pobocza (Wengen, Mürren), odpowiadające stropom wapiennym , wodospadom (Staubach i Trümmelbach) i skamieniałym korytarzom lawinowym na zboczach. Doliny lodowcowo-krasowe odpowiadają pradawnym dolinom polodowcowym wykutym w wapieniach i mniej lub bardziej przekopanym w górę rzeki od śluz. Jezioro Flaine (masyw Giffre), położone 84  m pod Col du Cou , jest doskonałym przykładem jeziora lodowcowo-krasowego, które przekształciło się w polje w tego typu dolinie. Jej wody zaginęły w dnie Hauterivien.

• Jednorodne skały krystaliczne: W tego typu skałach sieć spękań jest bardzo gęsta i najczęściej bardzo zlokalizowane pęknięcia (linie uskoków) są wyrażane przez strome lub subwersyjne ściany (dolina Vénéon). Jednak prawdziwe doliny są dość rzadkie.

• Skały z bardzo wyraźną płaszczyzną łupków : W gnejsach lub łupkach krystalicznych doliny lodowcowe na ogół wykazują kształty dolin, które są często bardziej rozszerzone, z wyjątkiem przypadków, gdy foliacja jest pionowa lub subvertical (dolina Chamonix ). W przypadku dolin polodowcowych wydrążonych z odpornych skał, wydrążonych głównie przez ścieranie, polodowcowa ewolucja rzeźby zboczy odbywa się pod podwójnym ograniczeniem litologicznym (odporne skały) i topografią (ekstremalna sztywność ścian):
• Polodowcowa dekompresja stoków pozwoliła na istnienie zapaści różnej wielkości;
• Ulewność w rzeczywistości wyraża się tylko w bardzo spękanych strefach lub w kontakcie z dwoma jednostkami litologicznymi (dorzecze Bourg-d'Oisans );
• Najbardziej charakterystyczną rzeźbą są korytarze lawinowe. Stożki lawinowe znajdują się zatem na stosunkowo niskich wysokościach w krystalicznych masywach Alp (Oisans, Mont-Blanc).

W stosunkowo luźnych skałach

W tych typach skał (flyschs, margiel , łupki , łupki mika ), doliny są szerokie, spalony i interfluves są bardzo miękkie reliefy z tępymi kształcie, którego dno jest prawie lepiej niż w wykopanych odpornych skał. Kiedy ogólny spadek jest prostopadły do ​​osi doliny, dwa zbocza są wyraźnie asymetryczne, jak dolina Aigue Agnelle ( Queyras schisteux). Szeroki wachlarz form i formacji, które można powiązać z polodowcową ewolucją rzeźby zboczy, jest jedynie odzwierciedleniem różnorodności warunków litostrukturalnych.

W skałach osadowych o kontrastujących facji

Zbocza rejestrują te zmiany twardości w postaci skarp i płaskowników konstrukcyjnych, mniej lub bardziej wyraźnych podczas przejścia lodowca . Zachodnie zbocze Grésivaudan , we wschodniej części Grande-Chartreuse, wykazuje więc bardzo wyraźną strukturalną płaskość na poziomie płaskowyżu Petites Roches (między 900 a 1050  m npm), odpowiadającą odsłonięciu wapieni z tytonu. Podobnie jak w poprzednim przypadku, polodowcowa ewolucja zarysu zboczy jest zróżnicowana ze względu na litostrukturalną mozaikę.

Interpretacja dolin polodowcowych

Doliny polodowcowe odpowiadają starożytnym dolinom rzecznym, których wody bieżące wykorzystywały słabości strukturalne. Większość z tych starożytnych dolin mogła zostać wykopana już w oligocenie (Monjuvent, 1978).

Starożytne doliny rzeczne

Doliny lodowcowe zostały zrektyfikowane lub zreorganizowane w wyniku przejścia lodowców i często są szersze, proste i gładkie. Tak więc dolina Chamonix jest „strukturalną depresją prowadzoną przez erozję”, gdzie osadowe ziemie liasowej synkliny , ściśnięte między dwiema krystalicznymi łuskami Mont Blanc i Aiguilles Rouges , można było łatwo oczyścić (Veyret, 1959).

Rola obszarów o słabości strukturalnej

Doliny polodowcowe znajdują się na obszarach o słabości strukturalnej. Jest to szczególnie w przypadku większości dolin masywu Mont-Blanc lub norweskich fiordów , które są tylko polodowcowe doliny zalanych przez morze. Tektoniczne warunki są również zaangażowane w układzie dopływu dolin, widzieliśmy widać, jak a także w układzie głównych dolin. Wyjaśniają proste linie i łokcie, jak dolina górnego Rodanu od Gletsch do Jeziora Genewskiego lub zakręt Martigny .

Uwagi i odniesienia

1. (fr) Claude Beaudevin, "  Doliny lodowcowe: przekrój  " , na geoglaciaire.net , Krajobrazy lodowcowe, 7 stycznia 2013
2. Aluwia skończono-lodowcowe to osady morenowe porzucone przez czwartorzędowe lodowce.
3. Louis Lliboutry , Traktat glacjologiczny , Masson et Cie,1965, s.  685.
4. (fr) Claude Beaudevin, „  The Shoulders  ” , na geoglaciaire.net , The glacial landscapes,7 stycznia 2013
5. (fr) Claude Beaudevin, „  Gradins de confluence  ” , na geoglaciaire.net , Glacial landscapes,7 stycznia 2013

Załączniki

Bibliografia

• J. Blache (1960), Wyniki erozji lodowcowej . Morze Śródziemne, 1, 5-31.
• Bozonnet (1981), Contribution to the geomorphological study of the high sternate mountain: the example of the Mont Blanc masif , Thesis, Grenoble, 139 str.
• Charollais i in. (1990), Jezioro Genewskie. Pays de Genève i Chablais , Paryż, Masson, wyd. „Regionalne przewodniki geologiczne”, 573 s.
• Godard i André (1999), Les milieu polaires , Paryż, A. Colin, pot. U, 453 pkt.
• E. de Martonne (1951), Traktat o geografii fizycznej . t. 2: rzeźba terenu . Armand Colin, Paryż, wyd. 9, 563 str.
• G. Monjuvent (1978), Le Drac. Czwartorzędowa morfologia, stratygrafia i chronologia basenu alpejskiego . Grenoble, Inst. Dolomieu-CNRS red., 431 str.
• F. Taillefer (1966), Krajobrazy lodowcowe i peryglacjalne . W „  Encyclopédie de la Pléiade  ”, opublikowanym pod kierunkiem R. Queneau, Géographie générale, NRF, Paris, Gallimard, 509-608.
• J. Tricart (1981), Climatic geomorphology. W „  Précis de Géomorphologie  ”, t. 3, 313 pkt.
• P. & G. Veyret (1967), W sercu Europy, Alpy , Paryż, Flammarion, 546 s.
• P. Veyret (1968), Pobocze doliny lodowcowej. Obrót silnika. Geog. Alpine , LVI, 1, 43–64.
• P. Veyret (1969), Rynna Chamonix: dolina polodowcowa szczególnego typu . Obrót silnika. Geog. Alpine , t. LVIII (4), 559–570.
• R. Vivian (1975), Les glaciers des Alpes occidentales , Grenoble, Imp. Allier, 513 s.

Powiązane artykuły

• Dolina
• Erozja lodowcowa
• Fiord
• Cyrk naturalny