Valle glaciale

Una valle glaciale , una valle o una valle a forma di U è un tipo di valle caratteristica delle regioni montuose che sono state interessate dalla glaciazione regionale. Esse derivano dal lavoro di blocco del flusso dei ghiacciai , riempiendo l'intero fondovalle ed erodendolo approfondendolo. Le valli glaciali sono definite dal loro profilo trasversale (più precisamente parabolico), ma soprattutto da un profilo longitudinale costituito da un susseguirsi di livelli e salti. Nella maggior parte dei casi, le valli glaciali corrispondono a eredità delle glaciazioni del Pleistocene dove potenti gelate (correnti di ghiaccio) dagli alti massicci usavano questi assi preesistenti per spostarsi verso le colline pedemontane . Si sono incontrati spesso in valli longitudinali molto grandi come le valli di Isère , Haut Rhône , Haut Rhin , Inn , Enns , Drave , dove era concentrato il ghiaccio . Come sottolineato da P. & G. Veyret (1967), è proprio questa eccezionale forza di trasporto e riqualificazione che ha consentito l'ampliamento, lo scavo e l'approfondimento di queste valli e che conferisce alle valli alpine una “maturità sorprendente” rispetto all'estremo gioventù del massiccio.

Sezione trasversale

Le valli glaciali croce era scritto molto fin dall'inizio del XX °  secolo . Molte interpretazioni errate derivano dalla generalizzazione abusiva della forma della sezione trasversale della depressione.

La depressione glaciale

La forma più caratteristica risulta quindi essere quella a forma di “U”, abbeveratoio o abbeveratoio glaciale, con fianchi scoscesi e fondo piatto, soprattutto quando si tratta del fondo di un vecchio lago. Tuttavia, come sottolinea J. Tricart (1981), "la depressione del ghiaccio è in realtà un letto formato da un flusso concentrato di ghiaccio ". Inoltre, la forma del trogolo non appare come una costante e possiamo fare le seguenti osservazioni:

• Non tutte le valli glaciali sono depressioni: i fiumi Maurienne e Tarentaise hanno un profilo più a “V”, altri hanno un profilo asimmetrico come le gole di Manival, a Oisans  ;
• La depressione glaciale può essere ridotta a determinati tratti di una valle. Il profilo può allargarsi o, al contrario, restringersi in strette gole e non solo in chiuse, come le gole del Guil ( Queyras ) o le gole del Servoz a valle della valle di Chamonix .
• Qualsiasi valle a forma di U non deve essere di origine glaciale. Valli molto belle con questo profilo esistono nel massiccio del Sinai , in Egitto .

Pertanto, le valli glaciali mostrano molti tipi di sezioni trasversali durante il loro sviluppo longitudinale; gli abbeveratoi esistono principalmente a monte delle grandi valli glaciali, sebbene l'aspetto sia più apparente che reale. Inoltre, alcuni avvallamenti glaciali che appaiono così secondo un certo profilo sul terreno, non lo sono più da un altro sito o non resistono quando questo profilo è disegnato su carta. Nelle depressioni glaciali “perfette” il fondo piatto è legato all'accumulo di alluvioni fini o postglaciali a fondovalle, riempiendo completamente l'alveo dell'ex torrente subglaciale che può essere molto profondo. Ci sono spalle e valli sospese. Le interpretazioni tradizionali di queste forme dipendono dalle posizioni degli autori.

• Per gli antiglaciali: l'esistenza di queste forme sarebbe legata al mantenimento del profilo delle vecchie valli preglaciali "mature" che sarebbero state preservate. La depressione, dal canto suo, risulterebbe dal passaggio del ghiacciaio in una valle "più giovane", annidata nella precedente. Ciascuna sporgenza corrisponderebbe quindi al fondo di un abbeveratoio scavato da una precedente glaciazione .

• Per gli ultra-glaciali: "La depressione glaciale spesso sembra non corrispondere a una corrente misurata dal ghiacciaio , ma alla parte profonda della corrente glaciale" (Blache, 1960). Infatti, in un ghiacciaio alpino, lo strato superficiale, circolando a livello delle cenge, scorre senza grandi effetti sul substrato roccioso, mentre gli strati profondi, sottoposti ad alta pressione, provocano una forte erosione.

Osservazioni teoriche

Secondo calcoli teorici, la forma della tegola romana sarebbe la forma ideale, corrispondente ad un compromesso tra la sezione ideale per consentire lo scorrimento del ghiaccio e la sezione allargata dall'erosione laterale. Secondo Embleton & King (1975), il profilo trasversale di una depressione corrisponde a una parabola di equazione . Secondo R. Vivian (1975), la base dei pendii sono i siti in cui l'erosione è maggiore per tre ragioni principali: y=0,000402X2,046{\ displaystyle y = 0,000402x ^ {2,046}}

• La presenza di grandi quantità di detriti dai pendii consente il verificarsi di abrasioni, soprattutto all'inizio e alla fine della glaciazione , quando i pendii sono spogli;
• Il piccolo spessore del ghiaccio favorisce la penetrazione delle onde gelide all'interno del ghiacciaio , permettendo debitage e congelamento . Lo spostamento e lo strappo dei detriti sono quindi molto potenti;
• In questo settore del ghiacciaio sono presenti anche torrenti juxtaglaciali o subglaciali. Questi scavano canali, persino gole, e accentuano i valori di scivolamento del ghiacciaio sul substrato roccioso.

Questi tipi di modellazione ampliano il thalweg della valle glaciale alla base e svuotano sezioni di abbeveratoi. Infatti, "le dimensioni e la forma della sezione trasversale della valle sono essenzialmente dovute alle forme di accumulo glaciale" (Vivian, 1975), vale a dire che la placcatura delle morene laterali e dei depositi juxtaglaciali acquisiscono un profilo concavo durante il passaggio del ghiacciaio, mentre le disuguaglianze del substrato roccioso sono mascherate da accumuli fluvio-glaciali e / o fluvio-lacustri.

Le spalle

Convenzionalmente, le spalle sono definite come sporgenze laterali continue e simmetriche situate ai lati di una valle glaciale.

Le valli sospese

La maggior parte delle valli tributarie di una valle glaciale emerge sopra il fondo della valle principale: si dice che siano valli sospese: il corso dei fiumi postglaciali attraversa questo passo di confluenza da una gola chiamata gola di collegamento o da una cascata (valle di Lauterbrunnen , nel bernese ), quando la litologia è omogenea. È anche possibile che la valle che appare oggi come valle principale fosse una valle secondaria durante le glaciazioni del Pleistocene , come la Romanche e il Vénéon , l' Arco e il Doron de Termignon o la Durance e la Gyronde . Queste valli sospese sono molto meno scavate rispetto alle valli principali e spesso hanno un profilo a "V". È anche possibile che una grande valle termini in un insieme di valli sospese come la valle dell'Arve a monte di Passy dove sono sospese le valli del Bon Nant e l'alta valle dell'Arve. Noteremo innanzitutto che le valli sospese sono collegate a ghiacciai meno potenti del ghiacciaio principale. Tuttavia, ci sono diversi casi di valli sospese:

• Valli sospese con copertura di ghiaccio assente o ridotta: in questo caso non si pone il problema della differenza di scavo. Il gradino di confluenza è legato all'assenza di scavi durante l'era glaciale della valle sospesa. In alcuni casi potrebbe esserci stata una diffluenza dal ghiacciaio principale nella valle secondaria. Questo è stato in particolare il caso del ghiacciaio Romanche a Matheysine o del ghiacciaio Isère nella valle di Lans.
• Le valli sospese asimmetriche: Nel caso in cui ci sono stati ghiacciai in entrambe le valli, è possibile fare appello alle condizioni strutturali e all'orientamento delle valli.

In materiale omogeneo i ghiacciai più potenti sono orientati a nord e le valli sospese sono quindi più numerose; questo è particolarmente vero nella valle del Vénéon ( Oisans ). In materiale eterogeneo, le condizioni strutturali prendono il vantaggio sull'orientamento. Così, nella valle della Romanche , i ghiacciai situati sulla sponda destra presentano valli più profonde, scavate nelle rocce sedimentarie. Erano più numerosi che sulla riva sinistra, scavati nelle rocce cristalline (Montjuvent, 1978).

• I gradini di confluenza: La differenza di livello del gradino di confluenza dipende molto spesso dalla superficie della valle sospesa: più bassa è questa superficie, maggiore è la differenza di livello del gradino di confluenza.

• Scanalature di collegamento: La connessione tra i due fiumi affluenti può essere realizzata mediante una scanalatura di collegamento. Questa gola è stata scavata sia dal torrente subglaciale che dal torrente, erede della valle glaciale. Quando le rocce sono particolarmente resistenti, non c'è scanalatura di collegamento e il collegamento è fatto da una cascata. Le valli sospese sono state a lungo siti favorevoli per lo sviluppo di impianti idroelettrici e dighe .

Il problema degli abbeveratoi annidati

In alcune valli glaciali ci sono diverse banchine che si estendono fino alla superficie del ghiaccio e quindi sembrano nidificate. L'origine di queste forme è ipotizzata come segue: si tratta di una differenza di intensità e durata dei processi glaciali con uno spessore di ghiaccio più limitato sui bordi o di una differenza di ordine strutturale, le "spalle" vengono tagliate in rocce dove la densità di frattura è inferiore. Pertanto, le attuali depressioni del ghiacciaio dell'Argentière e della Mer de Glace sono delimitate da fratture. Tuttavia, anche se il ghiaccio non può trasmettere pressioni superiori a 20.000  Pa (2 bar), possiamo solo interrogarci su questo problema considerando le seguenti osservazioni (Bozonnet, 1981):

• Le spalle non esistono nei bacini di approvvigionamento glaciali e appaiono progressivamente a valle;
• Sulla sponda sinistra del ghiacciaio Brouillard (Val Veny) è presente un avvallamento ad incastro difficilmente spiegabile per motivi strutturali.

Otturazione glaciale

Il processo di riempimento glaciale è legato a una moderata diffusione di una lingua di ghiaccio all'interno di una valle non smaltata. Le forme e le formazioni associate a questo processo sono:

• Uno o più archi morenici frontali, con convessità rivolti a monte e non a valle come nelle valli “normali”;
• Rinterro fluvio-glaciale o glacio-lacustre, collegato alla diga formata dal ghiacciaio . Quindi forma una panchina o una pianura alluvionale.

Nella maggior parte dei casi, questa valle è drenata da un burrone parallelo al ghiacciaio e intagliato i materiali juxtaglaciali. Nel caso di una regione carsica, può evolversi in una depressione chiusa di carso coperto, cioè in pseudo- polje la cui acqua si perde nei pendii calcarei .

Il profilo longitudinale: serrature e ombelici glaciali

Il profilo longitudinale della valle glaciale è più caratteristico del profilo trasversale: presenta forme di approfondimento o ombelicali, cioè forme di scavo, corrispondenti topograficamente a bacini lacustri, piccoli bacini, anche piccole pianure alluvionali, limitate a valle da una gobba , una contropendenza, un semplice restringimento della valle o chiusa, aggirata dai fiumi principali. La prima successione di modelli di questo tipo è il circo glaciale , luogo di nascita del ghiacciaio .

Definizione di blocco e ambiente

Chiamiamo chiusa un costone roccioso che colpisce il profilo longitudinale di una valle glaciale e solitamente situato a valle di un ombelico.

• Le chiuse sotto il ghiaccio  : Durante la gelata, il ghiacciaio attraversa le chiuse con un distacco di ghiaccio a monte ea valle. L'interruzione di pendenza è attraversata da una serie di crepacci e seracchi. Le acque subglaciali si diffondono a monte, modellando l'ombelico e scavando solchi ai lati.

• Aspetto e genesi delle serrature a sbarra: Nelle aree antighiaccio, si può notare che le serrature a sbarre sono di dimensioni variabili, ma la loro caratteristica è quella di essere sulla scala del rilievo circostante. Ma possono corrispondere solo a un semplice restringimento della valle associato a un'interruzione di pendenza come le gole della Poya nella valle di Chamonix o la stretta tra Ville-Vieille e Aiguilles o tra Aiguilles e Abriès in Queyras). Dobbiamo quindi immaginare gli ombelichi scavati molto più in profondità sotto il ghiacciaio di quanto non fossero nell'Olocene dopo aver intrappolato vari sedimenti detritici glaciali , glacio-lacustri, fluvio-glaciali, lacustri e fluviali. Quando sono monolitici, cioè costituiti da un'unica roccia, l'origine del profilo asimmetrico degli spit è chiaramente evidente, per la doppia azione di abrasione a monte e di cava a monte. A valle:
  • L'aspetto delle rocce ovine che si possono scorgere a monte della chiusa è legato all'abrasione causata dalla compressione del ghiaccio  : la roccia viene quindi levigata e striata, cioè pecora.
  • L'aspetto scarno a valle della chiusa - profilo “scala” - è dovuto all'estrazione , un processo da mettere in relazione con l'alternanza di gelo / disgelo sotto il ghiacciaio staccato dalla chiusa.
  • Alcune chiuse di ghiaccio possono essere parzialmente allagate e formare isole nel mare - al largo dei fiordi, per esempio - o in un lago come le Isole Borromee sul Lago Maggiore al largo di Stresa ( Italia settentrionale). In altri casi, formano penisole come la roccia di Chères sul lago di Annecy .

• Chiuse di livello: sono discontinuità in un letto o ex letto glaciale senza contro-pendenza a monte e senza approfondimento dell'ombelico. Si trovano generalmente a monte di valli glaciali, tra circhi e anfiteatri glaciali oa valle di valli sospese che possono poi essere qualificate come gradini di confluenza.

Ombelicali

L'ombelico designa un bacino topografico situato il più delle volte a monte di una chiusa in una valle glaciale. Gli ombelichi sono legati allo spandersi delle acque subglaciali e ad una minore velocità del ghiacciaio a monte della chiusa. Questi due fenomeni sono accentuati dal possibile ristagno di un pellet di ghiaccio morto durante i periodi di scioglimento dei ghiacciai .

Il rapporto tra bulloni e ombelici

Nella stragrande maggioranza dei casi, le serrature sono precedute da un ombelico. Le ciocche sono modellate se non in rocce dure, almeno in rocce più resistenti degli ombelici. Ciò è dovuto all'aumento della pressione idrostatica a monte di un ostacolo che permette l'abbassamento del punto di congelamento e permette la fusione. I materiali solidi presenti alla base del ghiacciaio potranno penetrare all'interno a causa del sovraccarico di ghiaccio .

• In rocce sedimentarie eterogenee: Quando la litologia è eterogenea, si evidenziano gli strati più resistenti all'erosione glaciale ( arenarie dure, calcari ) e gli strati molli che vengono scavati.

• Quando la litologia appare omogenea, cioè le rocce sono le stesse sul fondo dell'ombelico e sulla chiusa, l' erosione differenziale si è basata su altri fattori:
  • Le condizioni tettoniche alternano zone di roccia frantumata e zone di roccia sonora;
  • La direzione del flusso di ghiaccio in relazione alla caduta degli strati, o anche alla foliazione delle rocce.

Ammettiamo che una serratura non sia necessariamente preceduta da un ombelico. Pertanto, la chiusa di Séchilienne o Portes de l'Oisans (valle della Romanche ), non è preceduta da alcun ombelico. Corrisponde a un'ampia fascia di anfiboliti molto resistenti. Il Vizille umbilicus ha un notevole terrapieno (135  m a monte della città). Ha due bacini ( Vizille e Séchilienne ), separati dal restringimento di La Bathie. È scavato al contatto tra il massiccio cristallino di Belledonne e il solco subalpino, in posizione monoclinale.

La genesi di serrature e ombelichi

La conservazione delle ciocche e l'approfondimento dei cordoni ombelicali è quindi un dato di fatto, ma bisogna tornare alle condizioni della loro esistenza e della loro conformazione.

• Nelle alte valli glaciali con struttura e litologia omogenea: Come l'alta valle del Vénéon, non c'è ombelico, chiusa o allargamento del profilo alle numerose confluenze. Non c'è quindi alcuna relazione tra la genesi di queste forme e la potenza degli antichi ghiacciai .

• In altre valli glaciali, più piccole, con una struttura eterogenea: Come nelle valli dell'Eau d'Olle o della Bonne ( Oisans ), troviamo ombelichi (Grand'Maison, Valbonnais) su affioramenti di rocce molli, chiusi da spit (Maupas , Pas du Prêtre). A Gap , la chiusa è una roccia molto resistente ( marna e calcare ) ma è una talpa di forza relativa in una depressione scavata nel REMOLLON calloviano-oxfordiano nero marna attorno alla cupola. Tuttavia, i ghiacciai si approfondiscono nei luoghi in cui il loro flusso è lento ed erodono molto poco dove il flusso è rapido, perché il ghiaccio è un fluido molto viscoso, secondo le leggi fisiche generali che governano questo stato della materia. Gli esperimenti condotti mostrano così che un fluido circolante in un condotto con una portata presunta costante esercita sulle sue pareti una pressione inversamente proporzionale alla sua velocità. Si ha quindi una sovrapressione nella sezione larga rispetto alla sezione stretta:
  • A monte delle chiuse, il ghiaccio è sottoposto a forti pressioni e tende a sciogliersi. Queste alternanze gelo / disgelo consentono quindi la sagomatura dei cordoni ombelicali;
  • A valle delle chiuse, il ghiaccio è sottoposto a pressioni più basse e l'acqua rilasciata a monte tende a ricongelare, il che consente l'estrazione di blocchi dalle chiuse.

È quindi sufficiente un restringimento trasversale, ereditato dal rilievo preglaciale, perché inizi l'approfondimento a monte per effetto delle differenze di pressione dinamica che il ghiacciaio esercita sul suo letto. Pertanto, non è possibile un approfondimento eccessivo senza restringersi a valle, come nelle Dombes , a nord-est di Lione , tuttavia composte da formazioni tenere - "Alluvium Jaunes" o formazione lacustre del Pliocene inferiore - invase dai ghiacciai durante il "  Riss  ".

Sintesi

Il profilo longitudinale di una valle glaciale risulta quindi essere il risultato di una doppia opera di erosione e accumulo:

• L'evoluzione delle valli durante l'era glaciale: lo scavo dei fondovalle e dei bordi inferiori dei pendii viene effettuato principalmente durante l'era glaciale. È accompagnato da un rinterro morenico di entità variabile, costituito da lavorazioni di fondo e poi da fresature di ablazione durante la deglaciazione . Durante i periodi di deglaciazione, questo caratteristico contorno consente di tagliare l'icestrœm: le ciocche sono generalmente smerigliate prima degli ombelici.

• L'evoluzione delle valli nel periodo interglaciale: Il riempimento postglaciale dei fondovalle è svolto in particolare da processi fluviali e lacustri. I processi che interessano i versanti sono molto variabili, a seconda del sito: alcuni siti tendono ad allargarsi, per crollo di tratti di versante, mentre altri tendono a regolarizzarsi, per azioni periglaciali o per ruscellamento.

Gli ombelici sono spesso riempiti da depositi morenici (frese di fondo), sormontati da alluvioni fluvio-glaciali finite-glaciali, quindi fluviatili lacustri e / o postglaciali. Questi materiali provengono da monte valle o da valli e pendii perpendicolari all'ombelico, la cui frequenza e intensità di input sono legate alle fluttuazioni climatiche. Il controllo della sedimentazione all'interno dell'ombelico è fornito da vari elementi:

• • Controllo a valle, rappresentato da dighe temporanee, soggette al processo di marmellate di ghiaccio e debacles, queste ultime possibilmente brutali o meno;
  • Il controllo litostrutturale che regola la presenza e l'altezza della serratura nonché la profondità dell'ombelico.

Inoltre, questo controllo del riempimento della sedimentazione a livello locale condiziona il livello di base, la pendenza dell'ombelico oltre che indirettamente, la geometria delle formazioni contenute, a causa delle possibili rotture di dighe che ne consentono la messa in scena o la sovrapposizione di depositi.

Il problema dell'approfondimento dell'ombelico

L'approfondimento può essere definito come lo scavo profondo di una porzione di valle delimitata a valle da una contropendenza, caratteristica conseguenza delle azioni glaciali. I bacini lasciati dai grandi ghiacciai quaternari sono spesso di dimensioni e profondità impressionanti. Ad esempio, il Lago di Ginevra è limitato a valle da una soglia di 310  m, di cui 255  m legati al sovraffollamento e 55  m alla diga morenica frontale di Laconnex-Bardonnex, a valle di Ginevra (Charollais & al., 1990).

Localizzazione teorica di aree sovraforate

L'ubicazione delle zone sovra-scavate dipende da due fattori: la posizione rispetto all'Inlansdsis e le influenze litostrutturali.

• La posizione rispetto alla calotta glaciale o all'entroterra: Sotto le lingue glaciali e specialmente sotto le calotte e le interne, i sovratagli sono profondi. Questi organismi glaciali hanno avuto diversi tipi di impatti sull'evoluzione geomorfologica regionale:
• Proteggevano i rilievi delle regioni centrali, avendo avuto solo ghiacciai poco mobili e quindi poco suscettibili all'erosione;
• Gli icestrœm divergenti dalla calotta centrale hanno piallato, approfondito la periferia delle regioni centrali;
• Hanno depositato vari tipi di materiale morenico e fluvio-glaciale lungo il ghiacciaio e sulle colline pedemontane.

Tuttavia, le zone zurcreusées non corrispondono necessariamente alle zone di forti accumuli di masse di ghiaccio  : questo fenomeno, anche se oggi è chiaramente visibile, appare più come conseguenza dell'approfondimento che di una causa reale. Infatti “le variazioni di pressione non sono proporzionali alla variazione dello spessore del ghiaccio che supera i punti di misura. Il ghiaccio non può trasmettere alcuno stress superiore a 200 Pa o 2 bar "(Vivian, 1975).

• Influenze litostrutturali: I dati litostrutturali influenzano non solo la natura della roccia, ma anche l'orientamento di giunti stratigrafici, fratture, faglie , giunti e zone di frantumazione. I ghiacciai tendono a surriscaldarsi in particolari zone dove si notano le seguenti condizioni:
• Il flusso di ghiaccio è lento;
• Il flusso di ghiaccio si sviluppa su un'ampia porzione del letto;
• Le acque subglaciali sono ampiamente diffuse;
• Questi tre fenomeni sono associati all'erosione differenziale nelle rocce più fragili.

Questi fattori consentono di plasmare gli ombelicali moltiplicando cicli di gelo / disgelo alternati consecutivi a variazioni di pressione perché a monte degli ostacoli il ghiaccio è sottoposto ad alta pressione e tende a sciogliersi. Al contrario, quando la velocità è elevata, l'erosione è limitata.

Così, il bacino del basso Grésivaudan è particolarmente approfondito, dal momento che si passa da una vasta valle a valle più stretta - il Grenoble Cluse -, dove la velocità doveva essere accelerato, mentre il flusso è stato aumentato di contributi di romancio (Monjuvent, 1978). La Haute Maurienne a monte della chiusa dell'Esseillon è un interessante esempio con l'alternanza di chiuse e ombelichi legati a condizioni litostrutturali:

• L'ombelico di Bramans-Termignon, lungo 10  km , scavato nella base in gesso del tavolo di scisto lucido. È anche modellato su un grave incidente formato dalla faglia Modane-Ruisseau de la Chavrière;
• Il Lanslebourg umbilicus, lungo 6  km , che appartiene alla stessa unità morfostrutturale;
• Infine, il Bessans umbilicus, lungo anche 6  km , è approfondito nel lucente strato scistoso stesso.

Interpretazione dinamica dell'approfondimento

Possiamo distinguere due principali tipi di approfondimento: approfondimento subglaciale e approfondimento proglaciale.

• Approfondimento subglaciale: è il debitage di blocchi a valle delle protuberanze del letto, legato al rigelo e alla cavitazione che vi si verificano e non dipende dalla comparsa di un forte scorrimento per coalescenza delle cavità. L'erosione subglaciale può quindi continuare anche se il letto diventa più profondo e se, correlativamente, all'aumentare dello spessore del ghiaccio , la velocità di scorrimento diminuisce. La lucidatura, invece, è funzione della velocità di scorrimento: è massima sopra gli spit, dove il ghiacciaio è sottile e la velocità è molto alta.

In Antartide, sondaggi e radio-ecoscandagli mostrano che gli icestroem studiati si trovano in aree cave del substrato roccioso che sono ampie valli a culla svasate alternate a ombelici profondi e stretti. In superficie, il ghiaccio ha un profilo longitudinale più o meno concavo, la concavità più netta è segnata dalla convergenza dei flussi di ghiaccio (Godard & André, 1999).

• L' approfondimento proglaciale  : quando un ghiacciaio è in un periodo di declino, il substrato roccioso appare prima sulle chiuse e il ghiacciaio alla fine si frammenta, isolando le palline di ghiaccio ancora stagnanti negli ombelichi. In queste fasi intermedie non si ha più alcun avanzamento o arretramento del fronte, per mancanza di alimentazione da monte, che provoca un'alternanza di frequenti periodi di congelamento, associati a periodi di evacuazione dei detriti precedentemente strappati.

La tipologia delle valli glaciali

Il ruolo della struttura nello sviluppo delle valli glaciali è evidente: le valli glaciali aperte in varie formazioni geologiche hanno pendii sagomati di varia pendenza e regolarità. Così, in Queyras , la valle del Guil si oppone chiaramente a due aree:

• A monte, una valle a “V”, molto svasata, nei lucenti scisti piemontesi. Le sollecitazioni sulla struttura si leggono nell'asimmetria delle valli perpendicolari;
• A valle, una valle molto stretta - le Gorges du Guil - nei calcari degli strati di Briançonnaise.

In rocce resistenti

I tre principali tipi di rocce resistenti reagiscono in modo diverso alle sollecitazioni tettoniche che avranno un effetto sulla successiva erosione glaciale.

• I massicci calcarei : i massicci calcarei hanno direzioni evidenti fratture e quindi spesso danno valli glaciali ben calibrate. Il Lauterbrunnental ( Oberland bernese ), scavato nei calcari resistenti della falda acquifera del Wildhorn, presenta banchine (Wengen, Mürren), corrispondenti al tetto di calcari , cascate (Staubach e Trümmelbach) e corridoi di valanghe fossili sui fianchi. Le valli glacio-carsiche corrispondono ad antiche valli glaciali scavate nel calcare e più o meno scavate a monte delle chiuse. Il lago Flaine (massiccio del Giffre), situato a 84  m sotto il Col du Cou , è un bell'esempio di lago glacio-carsico, essendosi evoluto in una polje all'interno di una valle di questo tipo. Le sue acque si perdono nel pavimento dell'Hauterivien.

• Rocce cristalline omogenee: In questi tipi di rocce, la rete di frattura è molto fitta e molto spesso fratture molto localizzate (linee di faglia) sono espresse da pareti ripide o subverticali (valle del Vénéon). Tuttavia, i veri avvallamenti sono piuttosto rari.

• Rocce con un piano di scistosità molto marcato: Negli gneiss o negli scisti cristallini, le valli glaciali mostrano generalmente forme di valle che sono spesso più svasate, tranne quando la foliazione è verticale o subverticale (valle di Chamonix ). Nel caso di valli glaciali scavate da rocce resistenti, scavate principalmente per abrasione, l'evoluzione postglaciale della conformazione dei versanti avviene sotto il doppio vincolo litologico (rocce resistenti) e topografico (estrema rigidità delle pareti):
• La decompressione postglaciale dei versanti ha consentito l'esistenza di crolli di ogni dimensione;
• La torrenzialità è realmente espressa solo in zone molto fratturate oa contatto con due unità litologiche (bacino di Bourg-d'Oisans );
• I corridoi delle valanghe rappresentano il rilievo più caratteristico. I coni da valanga si trovano quindi ad altitudini relativamente basse nei massicci cristallini delle Alpi (Oisans, Mont-Blanc).

In rocce relativamente sciolte

In questi tipi di rocce (flysch, marne , scisti , micascisti ) le valli sono ampie, svasate e gli interfluvi sono rilievi molli con forme molto smussate, dove il fondo è appena scavato meglio che in rocce resistenti. Quando il dislivello generale è perpendicolare all'asse della valle, i due versanti sono chiaramente asimmetrici, come la valle dell'Aigue Agnelle ( Queyras schisteux). L'ampia gamma di forme e formazioni riconducibili all'evoluzione postglaciale del rilievo dei versanti è solo un riflesso della varietà delle condizioni litostrutturali.

In rocce sedimentarie con facies contrastanti

I pendii registrano queste variazioni di durezza sotto forma di scarpate e piane strutturali, più o meno evidenti durante il passaggio del ghiacciaio . Il versante occidentale del Grésivaudan , nella parte orientale della Grande-Chartreuse mostra quindi una planarità strutturale molto evidente a livello dell'altopiano di Petites Roches (tra 900 e 1.050  m di altitudine), corrispondente all'affioramento di calcari titonici. Come nel caso precedente, l'evoluzione postglaciale del modello dei versanti è varia, a causa del mosaico litostrutturale.

Interpretazione delle valli glaciali

Le valli glaciali corrispondono alle antiche valli fluviali le cui acque correnti avevano sfruttato le debolezze strutturali. La maggior parte di queste antiche valli potrebbero essere state scavate già nell'Oligocene (Monjuvent, 1978).

Antiche valli fluviali

Le valli glaciali sono state rettificate o riorganizzate dal passaggio dei ghiacciai e sono spesso più ampie, diritte e levigate. La valle di Chamonix è quindi una “depressione strutturale guidata dall'erosione”, dove le terre sedimentarie della sinclinale liasica, pizzicate tra le due scaglie cristalline del Monte Bianco e delle Aiguilles Rouges , potevano essere facilmente sgombrate (Veyret, 1959).

Il ruolo delle aree di debolezza strutturale

Le valli glaciali si trovano in zone di debolezza strutturale. Ciò è particolarmente vero nella maggior parte delle valli del massiccio del Monte Bianco o dei fiordi norvegesi, che sono solo valli glaciali invase dal mare. Le condizioni tettoniche sono anche coinvolte nel tracciato delle valli tributarie, abbiamo visto, come così come nel tracciato delle valli principali. Spiegano le linee rette e i gomiti, come la valle dell'alto Rodano da Gletsch al Lago di Ginevra , o la curva a Martigny .

Note e riferimenti

1. (fr) Claude Beaudevin, "  Le valli glaciali: sezione trasversale  " , su geoglaciaire.net , I paesaggi glaciali, 7 gennaio 2013
2. Le alluvioni glaciali finite sono depositi morenici abbandonati dai ghiacciai quaternari.
3. Louis Lliboutry , Trattato di glaciologia , Masson et Cie,1965, p.  685.
4. (fr) Claude Beaudevin, "  Le spalle  " , su geoglaciaire.net , I paesaggi glaciali,7 gennaio 2013
5. (fr) Claude Beaudevin, "  Gradins de confluence  " , su geoglaciaire.net , paesaggi glaciali,7 gennaio 2013

Appendici

Bibliografia

• J. Blache (1960), I risultati dell'erosione glaciale . Mediterraneo, 1, 5-31.
• Bozonnet (1981), Contributo allo studio geomorfologico dell'alta montagna temperata: l'esempio del massiccio del Monte Bianco , Thesis, Grenoble, 139 p.
• Charollais e al. (1990), Lago di Ginevra. Pays de Genève e Chablais , Parigi, Masson, coll. “Guide geologiche regionali”, 573 p.
• Godard & André (1999), Les milieu polaires , Parigi, A. Colin, coll. U, 453 p.
• E. de Martonne (1951), Trattato di geografia fisica . t. 2: Il rilievo del terreno . Armand Colin, Parigi, 9a ed., 563 p.
• G. Monjuvent (1978), Le Drac. Morfologia, stratigrafia e cronologia quaternaria di un bacino alpino . Grenoble, Inst. Dolomieu-CNRS ed., 431 p.
• F. Taillefer (1966), Paesaggi glaciali e periglaciali . In “  Encyclopédie de la Pléiade  ”, pubblicata sotto la direzione di R. Queneau, Géographie générale, NRF, Paris, Gallimard, 509-608.
• J. Tricart (1981), Geomorfologia climatica. In "  Précis de Géomorphologie  ", t. 3, 313 p.
• P. & G. Veyret (1967), Nel cuore dell'Europa, le Alpi , Parigi, Flammarion, 546 p.
• P. Veyret (1968), La spalla della valle glaciale. Rev. Geog. Alpine , LVI, 1, 43-64.
• P. Veyret (1969), La depressione di Chamonix: una valle glaciale di un tipo particolare . Rev. Geog. Alpino , t. LVIII (4), 559-570.
• R. Vivian (1975), Les glaciers des Alpes occidentales , Grenoble, Imp. Allier, 513 p.

Articoli Correlati

• Valle
• Erosione glaciale
• Fjord
• Circo naturale