Valle glacial

Un valle glaciar , valle a través de valle o valle en forma de U es un tipo de valle característico de las regiones montañosas que fueron afectadas por glaciaciones regionales. Son el resultado del trabajo del flujo de bloques de los glaciares , que llenan todo el fondo del valle y lo erosionan al profundizar. Los valles glaciares se definen por su perfil transversal (más precisamente parabólico), pero sobre todo por un perfil longitudinal formado por una sucesión de niveles y saltos. En la mayoría de los casos, los valles glaciares corresponden a legados de los Pleistocenos glaciaciones donde potentes icestreams (corrientes de hielo) de los altos macizos utilizan estos ejes preexistentes a moverse hacia las estribaciones . A menudo se encontraban en valles longitudinales muy grandes, como los valles de Isère , Haut Rhône , Haut Rhin , Inn , Enns , Drave , donde se concentraba el hielo . Como señalan P. & G. Veyret (1967), es este poder excepcional de transporte y reurbanización lo que ha permitido el ensanchamiento, excavación y profundización de estos valles y lo que confiere a los valles alpinos una “madurez sorprendente” en comparación con los valles extremos. juventud del macizo.

Sección transversal

Los valles glaciares cruz fue escrito mucho desde el comienzo del XX °  siglo . Muchas malas interpretaciones se originan por la generalización abusiva de la forma de la sección transversal del canal.

La depresión glaciar

Por tanto, la forma más característica parece ser la de "U", vaguada o vaguada glacial, con lados empinados y fondo plano, especialmente cuando se trata del fondo de un antiguo lago. Sin embargo, como señala J. Tricart (1981), “el hielo artesa es, en realidad, un lecho formado por un concentrado de flujo de hielo ”. Además, la forma de la artesa no aparece como una constante y podemos hacer las siguientes observaciones:

• No todos los valles glaciares son valles: los ríos Maurienne y Tarentaise tienen un perfil más en “V”, otros tienen un perfil asimétrico como las gargantas del Manival, en Oisans  ;
• La depresión glaciar se puede reducir a ciertas secciones de un valle. El perfil puede ensancharse o, por el contrario, estrecharse en gargantas estrechas y no solo en esclusas, como las gargantas del Guil ( Queyras ) o las gargantas del Servoz aguas abajo del valle de Chamonix .
• Cualquier valle en forma de U no tiene por qué ser de origen glaciar. Existen valles muy hermosos con este perfil en el macizo del Sinaí , en Egipto .

Así, los valles glaciares exhiben muchos tipos de secciones transversales a lo largo de su desarrollo longitudinal; las depresiones existen principalmente aguas arriba de los grandes valles glaciares, aunque la apariencia de las depresiones es más aparente que real. Además, ciertas depresiones glaciares que aparecen así según un determinado perfil en el suelo, ya no lo son de otro sitio o no resisten cuando este perfil se dibuja en papel. En las vaguadas glaciares “perfectas”, el fondo plano está vinculado a la acumulación de aluviones finitos o posglaciares en el fondo del valle, rellenando por completo el lecho del antiguo torrente subglacial que puede ser muy profundo. Hay hombros y valles colgantes. Las interpretaciones tradicionales de estas formas dependen de las posiciones de los autores.

• Para los antiglacialistas: La existencia de estas formas estaría ligada al mantenimiento del perfil de los viejos valles "maduros" preglaciales que se habrían conservado. La vaguada, por su parte, resultaría del paso del glaciar en un valle "más joven", anidado en el anterior. Cada saliente correspondería entonces al fondo de un canal excavado por una glaciación anterior.

• Para los ultraglacialistas: "La depresión glaciar a menudo parece corresponder no a una corriente medida por el glaciar , sino a la parte profunda de la corriente glacial" (Blache, 1960). De hecho, en un glaciar alpino, la capa superficial, que circula al nivel de las repisas, fluye sin grandes efectos sobre el lecho rocoso, mientras que las capas profundas, sometidas a altas presiones, provocan una fuerte erosión.

Observaciones teóricas

Según cálculos teóricos, la forma de teja romana sería la forma ideal, correspondiendo a un compromiso entre la sección ideal para permitir el flujo de hielo y la sección ensanchada por erosión lateral. Según Embleton y King (1975), el perfil transversal de un canal corresponde a una parábola de ecuación . Según R. Vivian (1975), la base de las laderas son los sitios donde la erosión es mayor por tres razones principales: y=0,000402X2,046{\ Displaystyle y = 0,000402x ^ {2,046}}

• La presencia de grandes cantidades de escombros de las laderas permite que se produzca la abrasión, especialmente al inicio y al final de la glaciación , cuando las laderas están desnudas;
• El hielo fino promueve la penetración de olas heladas dentro del glaciar , lo que permite el desgaste y la congelación . El desalojo y el desgarro de los escombros son, por tanto, muy poderosos;
• En este sector del glaciar también se encuentran torrentes yuxtaglaciales o subglaciares. Estos cavan canales, incluso desfiladeros, y acentúan los valores de deslizamiento del glaciar sobre el lecho rocoso.

Estos tipos de modelado ensanchan el talud del valle glaciar en la base y ahuecan secciones de depresiones. De hecho, "el tamaño y la forma de la sección transversal del valle se debe fundamentalmente a las formas de acumulación glaciar" (Vivian, 1975), es decir que el enchapado de morrenas laterales y depósitos yuxtaglaciales adquieren un perfil cóncavo durante el paso del glaciar, mientras que las desigualdades del lecho rocoso están enmascaradas por acumulaciones fluvio-glaciales y / o fluvio-lacustres.

Espalda

Convencionalmente, los hombros se definen como repisas laterales continuas y simétricas ubicadas a los lados de un valle glaciar.

Los valles colgantes

La mayoría de los valles tributarios de un valle glaciar emergen sobre el fondo del valle principal: se dice que son valles suspendidos: el curso de los ríos posglaciales cruza esta confluencia por un desfiladero llamado desfiladero de conexión o por una cascada (valle de Lauterbrunnen , en el Oberland bernés ), cuando la litología es homogénea. Incluso es posible que el valle que hoy aparece como valle principal fuera un valle secundario durante las glaciaciones del Pleistoceno , como el Romanche y el Vénéon , el Arc y el Doron de Termignon o el Durance. Y el Gyronde . Estos valles colgantes están mucho menos ahuecados que los valles principales y, a menudo, tienen un perfil en "V". También es posible que un gran valle termine en un conjunto de valles suspendidos como el valle de Arve aguas arriba de Passy donde se suspenden los valles de Bon Nant y el valle de Arve superior. Primero notaremos que los valles colgantes están vinculados a glaciares menos poderosos que el glaciar principal. Sin embargo, hay varios casos de valles colgantes:

• Valles suspendidos con capa de hielo inexistente o reducida: En este caso, no surge el problema de la diferencia en la excavación. El paso de confluencia está vinculado a la ausencia de excavación durante la edad de hielo del valle suspendido. En algunos casos, puede haber habido una diferencia entre el glaciar principal y el valle secundario. Este fue particularmente el caso del glaciar Romanche en Matheysine o el glaciar Isère en el valle de Lans.
• Los valles suspendidos asimétricos: En el caso de que haya habido glaciares en ambos valles, es posible apelar a las condiciones estructurales y la orientación de los valles.

En material homogéneo, los glaciares más potentes se encuentran en orientación norte y los valles suspendidos son, por tanto, más numerosos; este es particularmente el caso en el valle de Vénéon ( Oisans ). En material heterogéneo, las condiciones estructurales toman ventaja sobre la orientación. Así, en el valle de Romanche , los glaciares ubicados en la margen derecha tienen valles más profundos, excavados en las rocas sedimentarias. Eran más numerosos que en la margen izquierda, excavados en las rocas cristalinas (Montjuvent, 1978).

• Los escalones de confluencia: La diferencia de nivel del escalón de confluencia suele depender de la superficie del valle suspendido: cuanto más baja es esta superficie, mayor es la diferencia de nivel del escalón de confluencia.

• Ranuras de conexión: La conexión entre los dos ríos afluentes se puede realizar mediante una ranura de conexión. Este desfiladero fue excavado tanto por el arroyo subglacial como por el arroyo, heredero del valle glaciar. Cuando las rocas son particularmente resistentes, no hay ranura de conexión y la conexión se realiza mediante una cascada. Los valles colgantes han sido durante mucho tiempo lugares propicios para el desarrollo de plantas hidroeléctricas y represas .

El problema de los comederos anidados.

En algunos valles glaciares, hay varios hombros que se extienden hasta la superficie del hielo y por lo tanto parecen estar anidados. El origen de estas formas se plantea de la siguiente manera: ¿se trata de una diferencia en la intensidad y duración de los procesos glaciares con un espesor de hielo más limitado en los bordes o de una diferencia de orden estructural, los "hombros" están cortados en rocas donde la densidad de fractura es menor. Así, los valles actuales del glaciar Argentière y el Mer de Glace están delimitados por fracturas. Sin embargo, incluso si el hielo no puede transmitir presiones superiores a 20.000  Pa (2 bares), solo podemos preguntarnos sobre este problema si consideramos las siguientes observaciones (Bozonnet, 1981):

• Los hombros no existen en las cuencas de suministro de los glaciares y aparecen progresivamente río abajo;
• En la margen izquierda del glaciar Brouillard (Val Veny) hay una vaguada entrelazada que es difícil de explicar por motivos estructurales.

Obturación glacial

El proceso de llenado de los glaciares está vinculado a una diferencia moderada de una lengua de hielo dentro de un valle no vidriado. Las formas y formaciones asociadas a este proceso son:

• Uno o más arcos morénicos frontales, con convexidad hacia arriba y no hacia abajo como en los valles "normales";
• Relleno fluvio-glacial o glacio-lacustre, ligado a la presa formada por el glaciar . Luego forma un banco o una llanura aluvial.

En la mayoría de los casos, este valle es drenado por un barranco paralelo al glaciar y que marca los materiales yuxtaglaciales. En el caso de una región kárstica, puede evolucionar hacia una depresión cerrada de karst cubierto, es decir, en pseudopolje cuya agua se pierde en las laderas calizas .

El perfil longitudinal: cerraduras y umbilicos glaciares

El perfil longitudinal del valle glaciar es más característico que el perfil transversal: presenta formas de profundización o umbilicales, es decir formas de excavación, correspondientes topográficamente a cuencas lacustres, pequeñas cuencas, incluso pequeñas llanuras aluviales, limitadas aguas abajo por una joroba. , una contra pendiente, un simple estrechamiento del valle o esclusa, desviado por los principales ríos. La primera sucesión de modelos de este tipo es el circo glaciar , lugar de nacimiento del glaciar .

Definición de bloqueo y entorno

Llamamos cerradura a una cresta rocosa que golpea el perfil longitudinal de un valle glacial y que se encuentra más a menudo aguas abajo de un ombligo.

• Las esclusas debajo del hielo  : Durante el congelamiento, el glaciar cruza las esclusas por un desprendimiento del hielo río arriba y río abajo. La ruptura de la pendiente está atravesada por una serie de grietas y seracs. Las aguas subglaciales se extendieron río arriba, dando forma al ombligo y cavando ranuras de esclusas a los lados.

• Aspecto y génesis de las cerraduras de barra: En áreas deshielo, se puede notar que las cerraduras de barra son de tamaños variables, pero su característica es estar en la escala del relieve circundante. Pero, solo pueden corresponder a un simple estrechamiento del valle asociado a una ruptura de pendiente como las gargantas del Poya en el valle de Chamonix o el estrechamiento entre Ville-Vieille y Aiguilles o entre Aiguilles y Abriès en Queyras). Entonces debemos imaginar que los umbilicos se ahuecaron mucho más profundamente debajo del glaciar que en el Holoceno después de atrapar varios sedimentos detríticos glaciares , glacio-lacustres, fluvio-glaciales, lacustres y fluviales. Cuando son monolíticos, es decir formados por una sola roca, el origen del perfil asimétrico de los pernos es claramente aparente, debido a la doble acción de abrasión aguas arriba y canteras aguas arriba.
  • La aparición de rocas con forma de oveja que se pueden ver aguas arriba de la esclusa está ligada a la abrasión provocada por la compresión del hielo  : luego la roca se alisa y estría, es decir, oveja.
  • El aspecto demacrado aguas abajo de la esclusa - perfil de “escalera” - se debe a la extracción , proceso que está relacionado con la alternancia de congelación / deshielo debajo del glaciar desprendido de la esclusa.
  • Algunas esclusas de hielo pueden inundarse parcialmente y formar islas en el mar, frente a los fiordos, por ejemplo, o en un lago como las islas Borromeas en el lago Maggiore frente a Stresa ( norte de Italia ). En otros casos, forman penínsulas como la roca de Chères en el lago de Annecy .

• Cerraduras de nivel: son discontinuidades en un lecho o antiguo lecho glacial sin contra pendiente aguas arriba y sin profundización del ombligo. Generalmente se encuentran aguas arriba de valles glaciares, entre circos y anfiteatros glaciares o aguas abajo de valles suspendidos que luego pueden calificarse como pasos de confluencia.

Umbilicos

El ombligo designa una cuenca topográfica ubicada con mayor frecuencia río arriba de una esclusa en un valle glacial. Los umbilicos están vinculados a la expansión de las aguas subglaciales y a una menor velocidad del glaciar aguas arriba de la esclusa. Estos dos fenómenos se ven acentuados por el posible estancamiento de una pastilla de hielo muerto durante los períodos de deshielo de los glaciares .

La relación entre pernos y umbilicales.

En la gran mayoría de los casos, las cerraduras van precedidas de un ombligo. Las cerraduras se forman si no en rocas duras, al menos en rocas más resistentes que los umbilicales. Esto se debe al aumento de la presión hidrostática aguas arriba de un obstáculo que permite bajar el punto de congelación y permite la fusión. Los materiales sólidos presentes en la base del glaciar podrán penetrar en el interior debido a la sobrecarga de hielo .

• En rocas sedimentarias heterogéneas: Cuando la litología es heterogénea, son las capas más resistentes a la erosión glacial las que se destacan ( areniscas duras, calizas ) y las capas blandas que se excavan.

• Cuando la litología aparece homogénea, es decir, las rocas son iguales en el fondo del ombligo y en la esclusa, la erosión diferencial se basó en otros factores:
  • Condiciones tectónicas alternando áreas de roca triturada y áreas de roca sana;
  • La dirección del flujo glaciar en relación al buzamiento de las capas, o incluso a la foliación de las rocas.

Admitimos que un candado no está necesariamente precedido por un ombligo. Así, la esclusa de Séchilienne o Portes de l'Oisans (valle de Romanche ), no está precedida por ningún ombligo. Corresponde a una gran banda de anfibolitas muy resistentes. El ombligo de Vizille tiene un terraplén considerable (135  m aguas arriba de la ciudad). Tiene dos cuencas ( Vizille y Séchilienne ), separadas por el estrechamiento de La Bathie. Está ahuecado en el contacto entre el macizo cristalino de Belledonne y el surco subalpino, en posición monoclinal.

La génesis de las cerraduras y los umbilicos.

La preservación de las cerraduras y la profundización del ombligo es, por tanto, un hecho, pero hay que volver a las condiciones de su existencia y su conformación.

• En los valles glaciares altos con estructura y litología homogénea: al igual que el valle superior del Vénéon, no hay ombligo, bloqueo o ensanchamiento del perfil en las muchas confluencias. Por tanto, no existe relación entre la génesis de estas formas y el poder de los antiguos glaciares .

• En otros valles glaciares, más pequeños, con una estructura heterogénea: como en los valles del Eau d'Olle o del Bonne ( Oisans ), encontramos umbilicos (Grand'Maison, Valbonnais) en afloramientos de rocas blandas, cerrados por pernos (Maupas , Pas du Prêtre). En Gap , la esclusa es roca muy resistente ( marga y piedra caliza ) pero es un topo de fuerza relativa en una depresión excavada en el REMOLLON calloviano-oxfordiano negro marga alrededor del domo. Sin embargo, los glaciares se profundizan en lugares donde su flujo es lento y erosionan muy poco donde el flujo es rápido, porque el hielo es un fluido muy viscoso, de acuerdo con las leyes físicas generales que rigen este estado de la materia. Los experimentos realizados muestran así que un fluido que circula por un conducto con un supuesto caudal constante ejerce sobre sus paredes una presión inversamente proporcional a su velocidad. Por tanto, existe una sobrepresión en la sección ancha en comparación con la sección estrecha:
  • Aguas arriba de las esclusas, el hielo está sometido a una fuerte presión y tiende a derretirse. Estas alternancias de hielo / deshielo permiten así la formación de los umbilicales;
  • Aguas abajo de las esclusas, el hielo se somete a presiones más bajas y el agua liberada corriente arriba tiende a volver a congelarse, lo que permite extraer bloques de las esclusas.

Por tanto, un estrechamiento transversal, heredado del relieve preglacial, es suficiente para que se inicie la profundización aguas arriba como consecuencia de las diferencias de presión dinámica que ejerce el glaciar sobre su lecho. Por lo tanto, no es posible una profundización excesiva sin un estrechamiento río abajo, como en Dombes , al noreste de Lyon , pero compuesto por formaciones tiernas - "Alluvium Jaunes" o formación lacustre del Plioceno Inferior - invadidas por los glaciares durante el "  Riss  ".

Síntesis

Por tanto, el perfil longitudinal de un valle glaciar parece ser el resultado de un doble trabajo de erosión y acumulación:

• La evolución de los valles durante la Edad de Hielo: La excavación de los fondos de los valles así como los bordes inferiores de las laderas se realiza principalmente durante la Edad de Hielo. Se acompaña de un relleno de morrena de magnitud variable, que consta de lajas de fondo y luego lajas de ablación durante la desglaciación . Durante los períodos de desglaciación, este relieve característico permite cortar el icestrœm: las cerraduras generalmente se desglasan antes que los umbilicales.

• La evolución de los valles en el período interglacial: El relleno postglacial de los fondos de los valles se realiza en particular por procesos fluviales y lacustres. Los procesos que afectan a los taludes son muy variables, dependiendo del sitio: algunos sitios tienden a ensancharse, por colapso de secciones de taludes, mientras que otros tienden a regularizarse, por acciones periglaciares o por escorrentías.

Los umbilicos a menudo se rellenan con depósitos de morrena (labranza inferior), coronados por aluviones fluvio-glaciales finitos-glaciales, luego fluviatiles lacustres y / o postglaciales. Estos materiales provienen de aguas arriba del valle o de valles y laderas perpendiculares al ombligo, cuya frecuencia e intensidad de insumos están vinculados a las fluctuaciones climáticas. El control de la sedimentación dentro del ombligo lo proporcionan varios elementos:

• • Control río abajo, representado por presas temporales, sujeto al proceso de atascos y debacles de hielo, siendo estos últimos posiblemente brutales o no;
  • El control litoestructural que regula la presencia y altura de la cerradura así como la profundidad del ombligo.

Además, este control del relleno de la sedimentación a nivel local condiciona el nivel de base, la pendiente del ombligo e indirectamente, la geometría de las formaciones contenidas, por las posibles roturas de presas que permitan la puesta en escena o la superposición de depósitos.

El problema de la profundización del ombligo.

La profundización se puede definir como la excavación profunda de una porción del valle limitada aguas abajo por una contra pendiente, resultado característico de las acciones de los glaciares. Las cuencas dejadas por los grandes glaciares cuaternarios suelen tener un tamaño y una profundidad impresionantes. Por ejemplo, el lago de Ginebra está limitado aguas abajo por un umbral de 310  m, de los cuales 255  m están vinculados al hacinamiento y 55  m a la presa morrena frontal de Laconnex-Bardonnex, aguas abajo de Ginebra (Charollais & al., 1990).

Localización teórica de áreas sobretaladradas

La ubicación de las zonas sobreexcavadas depende de dos factores: la posición relativa a la inlansdsis y las influencias litoestructurales.

• La posición en relación con la capa de hielo o el inlandsis: bajo las lenguas glaciares y especialmente bajo los casquetes y el inlandsis, los sobrecortes son profundos. Estos organismos glaciares han tenido varios tipos de impactos en la evolución geomorfológica regional:
• Protegieron el relieve de las regiones centrales, habiendo tenido solo glaciares que eran poco móviles y por lo tanto no susceptibles a la erosión;
• El icestrœm que diverge del casquete central se ha alisado, profundizado la periferia de las regiones centrales;
• Ellos depositaron varios tipos de morrena y material fluvio-glacial a lo largo del hielo y en las estribaciones.

Sin embargo, las zonas zurcreusées no corresponden necesariamente a las zonas de fuertes acumulaciones de masas de hielo  : este fenómeno, si bien hoy es claramente visible, aparece más como consecuencia de la profundización que de una causa real. De hecho, “las variaciones de presión no son proporcionales a la variación en el espesor del hielo que supera los puntos de medición. El hielo no puede transmitir ningún estrés superior a 200 Pa o 2 bar ”(Vivian, 1975).

• Las influencias litoestructurales: Los datos litoestructurales influyen no solo por la naturaleza de la roca, sino también por la orientación de juntas estratigráficas, fracturas, fallas , juntas y zonas de aplastamiento. Los glaciares tienden a extenderse en áreas particulares donde se notan las siguientes condiciones:
• El flujo de hielo es lento;
• El flujo de hielo se extiende sobre una gran parte del lecho;
• Las aguas subglaciales están muy extendidas;
• Estos tres fenómenos están asociados con la erosión diferencial en rocas más frágiles.

Estos factores permiten que los umbilicales se moldeen mediante la multiplicación de ciclos alternos de congelación / descongelación consecutivos a variaciones de presión porque aguas arriba de los obstáculos, el hielo está sometido a alta presión y tiende a derretirse. Por el contrario, cuando la velocidad es rápida, la erosión es limitada.

Así, la cuenca del Bajo Grésivaudan se profundiza particularmente, ya que pasamos de un valle ancho a un valle más estrecho - el cluse de Grenoble -, donde la velocidad tuvo que acelerarse, mientras que el caudal se incrementó por las aportaciones de Romanche (Monjuvent, 1978). La Haute Maurienne aguas arriba de la esclusa de Esseillon es un ejemplo interesante con cerraduras alternas y umbilicales vinculados a condiciones litoestructurales:

• El ombligo de Bramans-Termignon, de 10  km de longitud , excavado en la base de yeso de la mesa de esquisto brillante. También está inspirado en un gran accidente formado por la falla Modane-Ruisseau de la Chavrière;
• El ombligo de Lanslebourg, de 6  km de longitud , que pertenece a la misma unidad morfoestructural;
• Finalmente, el ombligo de Bessans, también de 6 km de longitud  , se profundiza en la propia capa de esquisto lustroso.

Interpretación dinámica de la profundización

Podemos distinguir dos tipos principales de profundización: profundización subglacial y profundización proglacial.

• Profundización subglacial: Es el residuo de bloques aguas abajo de las protuberancias del lecho, ligado a la recongelación y cavitación que allí se producen y no depende de la aparición de un fuerte deslizamiento por coalescencia de las cavidades. Por tanto, la erosión subglacial puede continuar incluso si el lecho se hace más profundo y si, correlativamente, a medida que aumenta el espesor del hielo , la velocidad de deslizamiento disminuye. El pulido, en cambio, es función de la velocidad de deslizamiento: es máxima por encima de los tornillos, donde el glaciar es delgado y la velocidad es muy alta.

En la Antártida, los sondeos y radioecosondeos muestran que el icestroem estudiado se localiza en áreas huecas del lecho rocoso que son valles cuna anchos y ensanchados que se alternan con umbilicos profundos y estrechos. En la superficie, el hielo tiene un perfil longitudinal más o menos cóncavo, estando la concavidad más clara marcada por la convergencia de los flujos de hielo (Godard & André, 1999).

• El proglaciar cada vez más profundo  : cuando un glaciar está en un período de declive, el lecho rocoso aparece primero en las esclusas y el glaciar finalmente se fragmenta, aislando gránulos de hielo que aún se estancan en los umbilicos. En estas etapas intermedias, ya no hay ningún avance o retroceso del frente, debido a la falta de abastecimiento desde aguas arriba, lo que provoca una alternancia de frecuentes congelamientos, asociados a períodos de evacuación de los escombros previamente arrancados.

La tipología de los valles glaciares

El papel de la estructura en el desarrollo de los valles glaciares es obvio: los valles glaciares abiertos en varias formaciones geológicas han formado pendientes de pendiente y regularidad variables. Así, en Queyras , el valle de Guil se opone claramente a dos áreas:

• Aguas arriba, un valle en forma de “V”, muy ensanchado, en los lustrosos esquistos piamonteses. Las tensiones en la estructura se pueden leer en la asimetría de los valles perpendiculares;
• Aguas abajo, un valle muy estrecho, las gargantas de Guil, en las calizas de las capas de Briançonnaise.

En rocas resistentes

Los tres tipos principales de rocas resistentes reaccionan de manera diferente a las tensiones tectónicas que tendrán un efecto en la erosión glacial posterior.

• Los macizos de piedra caliza : los macizos de piedra caliza tienen direcciones de fracturas obvias y muchas veces dan valles glaciares bien calibrados. Lauterbrunnental ( Oberland bernés ), excavada en las resistentes calizas del acuífero Wildhorn, muestra hombros (Wengen, Mürren), correspondientes al techo de calizas , cascadas (Staubach y Trümmelbach) y corredores de avalanchas fósiles en los flancos. Los valles glacio-kársticos corresponden a antiguos valles glaciares excavados en las calizas y más o menos sobrecavados aguas arriba de las esclusas. El lago Flaine (macizo de Giffre), situado a 84  m bajo el Col du Cou , es un buen ejemplo de lago glacio-kárstico, que se ha convertido en un polje dentro de un valle de este tipo. Sus aguas se pierden en el suelo de Hauterivien.

• Rocas cristalinas homogéneas: En este tipo de rocas, la red de fracturas es muy densa y, con mayor frecuencia, las fracturas muy localizadas (líneas de falla) se expresan por paredes escarpadas o subverticales (valle de Vénéon). Sin embargo, los verdaderos valles son bastante raros.

• Rocas con un plano de esquistosidad muy marcado: En los gneises o esquistos cristalinos, los valles glaciares generalmente muestran formas de valles que suelen ser más acampanados, excepto cuando la foliación es vertical o subvertical (valle de Chamonix ). En el caso de los valles glaciares ahuecados en rocas resistentes, ahuecados principalmente por abrasión, la evolución postglacial del modelado de taludes se produce bajo la doble restricción litológica (rocas resistentes) y topográfica (rigidez extrema de las paredes):
• La descompresión posglacial de los taludes permitió la existencia de derrumbes de todos los tamaños;
• La torrencialidad sólo se expresa realmente en zonas muy fracturadas o en contacto con dos unidades litológicas (cuenca del Bourg-d'Oisans );
• Los pasillos de avalanchas representan el relieve más característico. Así, los conos de avalancha se encuentran a altitudes relativamente bajas en los macizos cristalinos de los Alpes (Oisans, Mont-Blanc).

En rocas relativamente sueltas

En estos tipos de rocas (flyschs, margas , esquistos , esquistos de mica ), los valles son anchos, acampanados y los interfluvios son suaves relieves con formas muy contundentes, donde el fondo no es mucho mejor que en cavado rocas resistentes. Cuando el buzamiento general es perpendicular al eje del valle, las dos vertientes son claramente asimétricas, como el valle del Aigue Agnelle ( Queyras schisteux). La amplia gama de formas y formaciones que se pueden vincular a la evolución posglacial del relieve de las laderas es solo un reflejo de la variedad de condiciones litoestructurales.

En rocas sedimentarias con facies contrastantes

Los taludes registran estas variaciones de dureza en forma de escarpes y llanos estructurales, más o menos claros durante el paso del glaciar . La vertiente occidental de Grésivaudan , en la parte oriental de Grande-Chartreuse , muestra así una llanura estructural muy clara al nivel de la meseta de Petites Roches (entre 900 y 1.050  m de altitud), correspondiente al afloramiento de calizas tithónicas. Como en el caso anterior, la evolución posglacial del contorno de las laderas es variada, debido al mosaico litoestructural.

Interpretación de valles glaciares

Los valles glaciares corresponden a antiguos valles fluviales cuyas corrientes de agua se habían aprovechado de las debilidades estructurales. La mayoría de estos valles antiguos podrían haber sido excavados ya en el Oligoceno (Monjuvent, 1978).

Valles fluviales antiguos

Los valles glaciares han sido rectificados o reorganizados por el paso de los glaciares y, a menudo, son más anchos, rectos y lisos. Así, el valle de Chamonix es una “depresión estructural guiada por la erosión”, donde los terrenos sedimentarios del sinclinal liasico, pellizcados entre las dos escamas cristalinas del Mont Blanc y Aiguilles Rouges , podrían limpiarse fácilmente (Veyret, 1959).

El papel de las áreas de debilidad estructural

Los valles glaciares se ubican en áreas de debilidad estructural. Este es particularmente el caso en la mayoría de los valles del macizo del Mont-Blanc o de los fiordos noruegos, que son solo valles glaciares invadidos por el mar. Las condiciones tectónicas también están involucradas en el diseño de los valles tributarios, como hemos visto, así como en el trazado de los principales valles. Explican las líneas rectas y los codos, como el valle del Alto Ródano desde Gletsch hasta el lago Lemán , o la curva de Martigny .

Notas y referencias

1. (fr) Claude Beaudevin, "  Los valles glaciares: sección transversal  " , en geoglaciaire.net , Los paisajes glaciares, 7 de enero de 2013
2. Los aluviones glaciares finitos son depósitos de morrenas abandonados por los glaciares cuaternarios.
3. Louis Lliboutry , Tratado de glaciología , Masson et Cie,1965, p.  685.
4. (fr) Claude Beaudevin, "  Los hombros  " , en geoglaciaire.net , Los paisajes glaciares,7 de enero de 2013
5. (fr) Claude Beaudevin, "  Gradins de confluence  " , en geoglaciaire.net , Paisajes glaciares,7 de enero de 2013

Apéndices

Bibliografía

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• R. Vivian (1975), Les glaciers des Alpes occidentales , Grenoble, Imp. Allier, 513 p.

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