過度に深化する
世界で2番目に長いフィヨルドであるノルウェーのソグネフィヨルドは、特徴的な過度な深化を示しています。

過深化は、氷河によって侵食された盆地や谷の特徴である。過深化した谷の断面は、谷や水路に沿った最も低い連続地表線（谷底）から数百メートル下の深さまで侵食されることが多い。この現象は、現代の氷河の下、氷河が溶けた後に残った塩水フィヨルドや淡水湖、および堆積物で部分的または完全に埋まったトンネル谷で見られる。氷河によって作られた溝が堆積物で満たされると、地下の地形構造が侵食によって岩盤に切り込まれ、その後堆積物で満たされることがわかる。これらの岩盤構造への過深化は、谷底から数百メートル下の深さまで達することがある。[ 1 ]

過度に深くなったフィヨルドや湖は、港湾や漁場として大きな経済的価値を持っています。堆積物で満たされた過度に深くなった盆地や谷（トンネル谷）は、エンジニア、石油地質学者、水文学者にとって特に興味深いものです。エンジニアは基礎開発やトンネル建設にこの情報を活用し、石油地質学者はトンネル谷の位置から潜在的な油田を特定し、水文学者はこの知識を地下水資源管理に活用しています。[ 1 ]

主な種類

氷河侵食を受けた地質学的特徴の範囲全体で、過深化が見られます。これは、山岳地形に制約された氷河によって形成されたフィヨルド、フィヨルド湖、圏谷、そして氷河期を特徴付ける大陸氷河の周辺に形成されたトンネル状の谷によく見られます。

フィヨルド

深くなりすぎたフィヨルドの典型的な水深プロファイル

フィヨルドは、氷河が周囲の岩盤を侵食してU字型の谷を削り取ることで形成されます。ほとんどのフィヨルドは、隣接する海よりも深くなっています。フィヨルドの河口には、一般的にシル（丘）または隆起があります。これは、河口に向かって侵食が弱まり、以前の氷河の末端モレーンによって隆起が加わったためです。場合によっては、激しい潮流とそれに伴う塩水の急流が発生します。

ノルウェーのソグネフィヨルドは、内陸205キロメートル（127マイル）にわたって伸びています。最大深度は海面下1,308メートル（4,291フィート）に達し、過深化の特徴として、フィヨルドの内陸部で最大深度となっています。河口付近では、海底が急激に隆起し、海面下約100メートル（330フィート）の岩床に達します。ソグネフィヨルドの主支流の平均幅は約4.5キロメートル（2.8マイル）です。フィヨルドを取り囲む断崖は、水面からほぼ垂直にそびえ立ち、高さ1,000メートル（3,300フィート）以上に達します。南極のスケルトン入江は1,933メートル（6,342フィート）まで同様に深くなっており、チリの メシエ海峡も1,288メートル（4,226フィート）まで深くなっています。

ノルウェーのガイランゲルフィヨルドは海面下600メートル（2,000フィート）まで下がっています。

ネスジェは次のように記している。「…氷河はフィヨルドの形成に不可欠である。氷河侵食の最も強力な兆候は、フィヨルド底が現在および過去の海面、そしてその外側の岩盤境界よりはるかに深くなっていることである。限られた時間内に侵食された量で測ると、明確に定義された独自の排水路（フィヨルド）を形成する氷流は、地球上で作用する最も重要な侵食要因の一つであると思われる。」[ 2 ]

フィヨルドの湖

コニストン湖は、長さが幅の 10 倍を超える典型的なフィヨルド湖のプロファイルを示しています。

氷河によって削られた長い谷に形成された淡水湖の中には、広範囲にわたって深くなり過ぎ、末端モレーンによって出口が塞がれているものもあり、これらはフィヨルドまたは「フィヨルド湖」（ノルウェーのフィヨルド命名規則に準じる）と呼ばれています。[ 3 ] フィヨルド湖は、一般的に山岳地帯で形成され、狭い谷を通って氷河が流れます。

フィヨルド湖は多くの国に存在するが、カナダのブリティッシュコロンビア州にあるものがその典型である。ここでは内陸の高原が、氷河によって深くなった無数の細長い湖によって分断されている。そのような湖の一つがオカナガン湖で、幅3.5km、長さ120kmあり、氷河の浸食によって周囲の高原より2,000m（6,562フィート）以上（海面下600m（1,969フィート））まで削り取られている。しかし、その深さの大部分は氷河堆積物で埋められているため、現在の湖の最大深度は232m（761フィート）である。ブリティッシュコロンビア州の他の場所にも、長さ100km（62マイル）を超える同様のフィヨルド湖がある。[ 4 ]ブリティッシュコロンビア州クートニー地域のセルカーク山脈とパーセル山脈の間に位置するクートニー湖は、長さおよそ100km（62マイル）、幅3～5kmで、かつてはパーセル海溝を通ってモンタナ州のミズーラ湖に流れ込んでいた。同様に、フラットヘッド湖の下にあるフラットヘッド渓谷のトンネル水路は、渓谷の北西（ロッキー山脈海溝）、渓谷の北（ホワイトフィッシュ山脈）、渓谷の北東（フラットヘッド川の中支流と北支流）などの複数の水源からの氷河下排水によって形成され、渓谷に流れ込み、南に流れて最終的にミッション渓谷とミズーラ氷河湖に流れ込んだ。トンネル水路の底はフラットヘッド湖の標高よりはるかに下で切り開かれており、ブリティッシュコロンビア州の氷の下、静水圧がかかった氷河下トンネル水路で侵食が起こったことを示している。[ 5 ]

トンネルの谷

ニューヨーク州のフィンガーレイクス。オンタリオ湖の南に位置するフィンガーレイクスは、トンネル状の谷間に形成されました。

トンネル谷は、元々は大陸氷床の縁近くの氷河の下に削られた大きく長いU字型の谷であり、現在の南極大陸を覆っており、かつては過去の氷河期にはすべての大陸の一部を覆っていた。[ 6 ]トンネル谷 の大きさは様々である（長さ最大100 km、幅最大4 km）。トンネル谷は古典的な過剰深化を示し、最大深度は50～400 mの間で変化する。長軸に沿って深さが変化する。その断面は、フィヨルドの壁と同様の急峻な側面と、氷河浸食の典型的な平底を示す。トンネル谷は水による氷河下浸食によって形成され、大量の融解水を運ぶ氷河下の排水路として機能した。現在では乾燥した谷、湖、海底の窪地、堆積物で満たされた地域として現れている。堆積物で満たされている場合、下層は主に氷河、氷河河川、氷河湖沼の堆積物で満たされ、上層は温帯の堆積物で補完されています。[ 7 ]アフリカ、アジア、北アメリカ、ヨーロッパ、オーストラリア、北海、大西洋、南極付近の海域など、かつて氷河の氷床で覆われていた地域で見られます。

トンネル谷は、技術文献では、トンネルチャネル、氷河下谷、線状切込みなど、さまざまな用語で使用されています。

サーカス

圏谷の形成

急速な氷河下浸食によって生じた過剰深化では、氷河床が氷の流れの方向に向かって上昇し、氷河頭部近くの圏谷に形成されることがある。凹状の円形劇場型は、舞台のより平坦な部分に対応する下り坂側が開いているが、カップ状の座席部分は一般に、氷と氷河化した岩屑が3つ以上の高い側面から集まり、下る急峻な崖のような斜面となっている。圏谷の底は、複数方向からの氷の流れとそれに伴う岩石の堆積が複雑に重なる収束地帯であるため、やや大きな浸食力を受け、最終的に椀型になり、圏谷の低い側の出口（舞台）と下り斜面（舞台裏）の谷の高さよりやや下ってえぐられていることが多い。[ 8 ]氷河が溶けると、過剰深化地域にターンが形成さ れる。

地形学

南極のガンブルツェフ山脈の過度に深くなった盆地

氷河侵食は、氷とそれに伴う岩屑が基盤岩を移動する際の摩耗、水による侵食と堆積物の運搬、そして基盤岩を風化させる凍結融解サイクルによって進行します。これらのプロセスは氷河氷の底部で最も効率的に作用するため、氷河は氷底部で侵食されます。氷河の隙間に氷が存在すると、側壁の風化速度が低下し、急峻な側壁が形成されます。氷河の氷流の経路が周囲の地形によって制限される場合、流れの最も狭い領域は最も急速に摩耗し、最も深く削られ、海面下1,000メートルを超える深さにまで達します。結果として生じる断面は、レーダーで氷を通して観測された場合、または氷が融解した後に明らかになった場合、「過深化」と呼ばれます。関連するプロセスを完全に理解するための研究はまだ続いていますが、20世紀後半から21世紀初頭にかけて大きな進歩が見られました。本セクションでは、過深化を生み出すプロセスに関する新たな理解における主要な要素について詳しく説明します。

氷河学者たちは国際極年中に南極のガンブルツェフ山脈の詳細なレーダー調査を実施し、その上にある氷河の厚さとその下の岩盤の標高を明らかにした。調査では、谷底が最大432メートル（1,417フィート）も深くなり、谷の側面は急峻になっていることが明らかになった。左の図は、長さ3キロメートル（2マイル）、6キロメートル（4マイル）、16キロメートル（10マイル）の3つの主要な深くなっている領域を示している。[ 9 ] この断面図の一部は、深くなった谷の形成を説明するために使用される。

ヘッドウォールゾーン

氷河の過度に深くなった部分に関連する主要なゾーン

過度な深化の上流側はヘッドウォール、下流側は逆斜面と呼ばれます。ヘッドウォールを流れ下る水はエネルギーを得て周囲の氷を溶かし、水路を形成します。水が底を通過するにつれて温度は低下し続けます。この部分では水圧が高いため、融解温度は抑えられ、水は過冷却状態となり周囲の氷を溶かします。流水は堆積物を運び、局所的に岩盤を侵食します。[ 10 ]

地表水は氷河底の導管系（ムーラン）を経て氷河底の空洞に流れ込む。流量が増加すると導管における水頭損失が増加し、水位が上昇し、それに応じて氷河の頭壁の水圧も上昇する。導管が加圧すると、空洞と多孔質の基底氷泥も加圧される。加圧によって氷河内の水が逆流し、氷床の圧力上昇によって氷が氷床に及ぼす圧力（有効圧力）が低下する。氷床との摩擦は有効圧力に比例するため、この加圧は氷河の基底運動を促進する。[ 11 ] [ 12 ] [ 13 ]

侵食はヘッドウォール沿いで最も顕著です。これは、季節的に水がムーラン（水路）を経由してこれらの地域に流入し、変動はあるものの周期的に高い水圧、高い流量、そして大きな温度変化が生じることに起因しています。この変動は、流水に巻き込まれた高速で移動する土石流の侵食力と相まって、ヘッドウォールからの岩塊の採石に寄与していると考えられています。[ 10 ]

チャネルゾーン

氷河表面の融解水は氷床の底部へ移動する傾向がある。氷床に到達すると、水は氷と岩盤の界面を潤滑する。水の水圧は重要となり、これは上にある氷の表面傾斜と氷床の地形によって駆動される。水圧は氷河の重量の一部を相殺する（密度の低い氷は水に押しのけられる傾向がある）。これらの効果はいずれも氷床の底部の動きを強める。氷の動きに関するデータは、融解水が存在する期間（すなわち夏季）に、冬の基準値と比較して氷の速度が大幅に上昇することを示している。氷河は均一に動くのではなく、季節の経過とともに動きのパターンが変化し、これは氷河下排水システムの季節的な変化に起因する。最も大きな氷河の動きは、氷河への水放出量が増加した移行期に観測された。[ 14 ] [ 15 ]

変動する流入水は氷の流速を増加させます。観測結果によると、氷河下の水は低圧の溝、または高圧の相互接続された空洞を通って排出されます。水流の臨界速度を超えると、水路化と氷河の減速が生じます。安定した水流速度が高いほど、実際には氷河の動きが抑制されます。強い日周融解サイクルによって生じるような一時的な流入水量の増加は、一時的な水圧の変動を引き起こします。このような急上昇は氷の加速を引き起こします。同様に、降雨や湖面からの排水も氷の移動を引き起こします。[ 13 ]

解析的な氷河侵食モデルは、峠などの限られた空間を通過する氷流が、より厚く速い氷流の下で侵食を促進し、上流・下流両地域の水路を深くすることを示唆している。根底にある物理現象は、氷の流出速度に伴って侵食が増加するというものである。これは、時間とともに変化する気候、氷床の挙動、および氷床特性間の複雑な関係を単純化しているが、氷の流出速度の増加は典型的に侵食速度を増加させるという一般的な認識に基づいている。これは、基底滑り速度と侵食速度が相互に関連しており、同じ変数、すなわち氷の厚さ、基底の傾斜、上部の氷河の傾斜、および基底温度によって駆動されるためである。その結果、モデル化されたフィヨルドは、最も狭い水路（つまり、周囲の地形が最も高い地域）を通る部分で最も深くなる。これは、実際のフィヨルドの物理的観測結果と一致している。[ 16 ]

逆勾配地帯

水が流れ続け、温帯（または「温帯ベース」）氷河の下の逆斜面を上昇し始めると、圧力が低下し、脆化した氷が基底氷に堆積します。水が運ぶ堆積物は、堆積した氷に巻き込まれます。[ 17 ]氷河末端付近の逆斜面で氷が堆積している地点では、 （最近観測された氷河の場合）上面氷の融解速度が氷底の融解速度を上回ります。その結果、全体的な形状を維持している氷河の場合、氷河の質量は、水の流れによって新たな氷が堆積し、堆積帯で観測される数メートルの厚さの層に堆積物が輸送され、そして氷全体の質量が融解によって失われた氷を回復するために移動されます。[ 10 ]

水が過冷却していない氷河底流氷河と、過冷却域に深く入り込んだ氷河における堆積物輸送能力と堆積負荷は、大きく異なる。モレーンまたはモレーン浅瀬（基盤岩）が発達すると、過深化は堆積物で覆われた地形の発達で終わる。逆斜面の標高が大幅に上昇すると、モレーン浅瀬の急峻な斜面を遡上する河川の過冷却によって氷が成長し、輸送能力が運搬負荷を下回り、過深化の逆斜面を埋めるように堆積が生じる。流れが運搬した堆積物をすべて除去できるものの、上流の氷河が過深化域の基盤岩を侵食する速度と同じ速さで基盤岩を侵食できない場合、基盤岩上に氷が形成され、氷河底侵食によって過深化域の氷河床が低下し、基盤岩のシルが残る。[ 8 ]

氷河下氷レンズの形成

氷河堆積物内および氷河氷の下の岩盤内で成長するアイスレンズ

氷河下の侵食は氷河下の氷レンズの形成によって加速され、それが過深化プロセスに寄与します。

南極の氷床の下には、堆積物または氷河堆積物の帯が観測されています。これらは、氷床の残骸と岩盤に形成されたアイスレンズによって生じたものと考えられています。氷河の流れが速い地域では、氷床は水で飽和した堆積物（氷河堆積物）の上を滑っているか、実際には水層の上に浮かんでいます。堆積物と水は、氷床の底部と岩盤の間の摩擦を軽減する役割を果たしていました。これらの氷河下水は、季節的に地表で融解して流れ出る表層水と、氷床底部の融解によって流れ出る水に由来しています。[ 18 ]

氷河の基底に十分な水がある夏季には、氷河下の岩盤内でアイスレンズの成長が予測されます。アイスレンズは岩盤内に形成され、堆積して岩​​盤が十分に弱くなり、せん断または剥離するまで続きます。氷河と岩盤の境界面にある岩石層が解放され、氷河の基底部に堆積する堆積物の多くが生成されます。氷河の移動速度はこの基底氷の特性に依存するため、この現象をより正確に定量化するための研究が進行中です。[ 19 ]

過剰深化の例

ノルウェーのフィヨルド湖

ノルウェーのフィヨルド湖は、湖底が過度に深くなっていることをよく示している。ノルウェーで最も深い9つのフィヨルド湖のリストにある湖はすべて淡水湖であるにもかかわらず、海面より下に位置している。[ 20 ]

いいえ。 名前 深さ（メートル） 海抜高度（m） 海面下の深さ（m）
1ホルニンダルスヴァトネット514メートル（1,686フィート）53メートル（174フィート）−460メートル（−1,510フィート）
2サルスヴァトネット482メートル（1,581フィート）16メートル（52フィート）−466メートル（−1,529フィート）
3ティン湖460メートル（1,510フィート）190メートル（620フィート）−270メートル（−890フィート）
4ミョサ444メートル（1,457フィート）121メートル（397フィート）−323メートル（−1,060フィート）
5フィレスヴァトン377メートル（1,237フィート）279メートル（915フィート）−98メートル（−322フィート）
6スルダルスヴァトネット376メートル（1,234フィート）68メートル（223フィート）−308メートル（−1,010フィート）
7バンダック325メートル（1,066フィート）72メートル（236フィート）−253メートル（−830フィート）
8ルンデヴァトン314メートル（1,030フィート）49メートル（161フィート）−265メートル（−869フィート）
9Storsjøen（レンダーレン）309メートル（1,014フィート）259メートル（850フィート）−50メートル（−160フィート）

「過剰深化」という用語の別の用法

地質学者は、氷河による過深化以外の現象、すなわち、川が流れ込む海が干上がったときに起こりうる、川の谷が劇的に削られる現象に過深化という用語を用いる。メッシニアン塩分危機と呼ばれる現象では、地中海盆地は地質学的に大西洋とは分離していた。蒸発によってローヌ川河口では海面が1000メートル以上、ナイル川河口では2500メートル低下し、これらの谷が過深化した。[ 21 ]ナイル川は、はるか上流のアスワンでは川床を海面下数百フィートまで削り、カイロのすぐ北では海面下8000フィート (2500メートル) まで削った。[ 22 ]

参考文献と注釈

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