GLACIARES

 

 Glaciar Perito Moreno. Parque Nacional de Los Glaciares (Argentina). Probablemente uno de los glaciares más bellos de la Tierra, donde al espectáculo visual se suma el del sonido producido por los bloques de hielo que, al desprenderse del frente, caen al Lago Argentino.

¿Qué es un glaciar y cómo se forma?

Los glaciares son masas de hielo que, bajo la acción de la gravedad, se mueven desde la zona de acumulación a la zona de ablación (donde el hielo abandona el sistema por fusión, evaporación o por formación de icebergs) y que pueden transportar derrubios tanto en la superficie como en su interior. Se forman en regiones donde la precipitación anual de nieve supera la cantidad que se funde y evapora en el verano. Se asocian con más frecuencia a las zonas cercanas a los polos, pero pueden encontrarse en muchas áreas montañosas, incluso próximas al Ecuador, como en las montañas de África y Sudamérica. La nieve acumulada año tras año se transforma gradualmente en hielo. Los cristales de nieve caídos el año anterior recristalizan dando granos redondeados que se denominan neviza. Con el tiempo, la neviza queda enterrada por la nieve caída posteriormente y se hace cada vez más densa, a la vez que los huecos ocupados por el aire disminuyen. En unos pocos años se forma hielo blanco. Esta transformación, en zonas con poca fusión superficial, como Groenlandia y la Antártida, puede llevar cientos de años. Cuando la acumulación de hielo es importante, los cristales continúan creciendo y el aire es expulsado casi por completo, obteniéndose así el hielo azul característico de los glaciares. Sin embargo no siempre es posible apreciar este color azul, porque a menudo el hielo se encuentra bajo una capa de nieve o de neviza.

Glaciar Perito Moreno. Parque (Argentina).
Frente del glaciar en el que se aprecia el color azul del hielo y dos "niveles sucios" (en el extremo inferior derecho del hielo) ricos en detritos. Los materiales finos, transportados por el glaciar y liberados por la fusión del hielo, son los causantes del aspecto lechoso del agua del lago.

En la actualidad, los glaciares cubren aproximadamente un 10% de la superficie de la Tierra y almacenan unos 33 millones de kilómetros cúbicos de agua dulce, contribuyendo a regular el nivel medio de los océanos. En las épocas glaciares baja el nivel del mar, mientras que en los periodos más cálidos los hielos continentales se funden, subiendo el nivel del mar en todo el mundo (cambios eustáticos). Por otro lado, ejercen una influencia local y global sobre el clima, controlando los cambios de presión y las direcciones en las que sopla el viento. Podrían ser considerados como sistemas abiertos, con entradas y salidas, que interaccionan con otros sistemas como atmósfera, océanos, ríos y paisaje.

Tipos de glaciares

La clasificación más general se hace atendiendo a su tamaño y a la relación con la topografía que cubren y que los rodea. Se distinguen cuatro tipos principales:

Existe otra clasificación basada en la temperatura interior del glaciar:

Los estudios científicos muestran que los glaciares responden rápidamente a los cambios climáticos, pudiendo ser utilizados como indicadores locales o globales.

Dinámica y relieve glaciar

Los glaciares son agentes geomorfológicos muy importantes. El hielo se desplaza lentamente sobre el relieve, comportándose como un material plástico, erosionando en unas zonas y transportando y abandonando materiales (sedimentos) en otras. El hielo se mueve por dos procesos diferentes:

La erosión glaciar comprende diferentes mecanismos: 1. arranque de fragmentos y 2. desgaste y abrasión. Los materiales, una vez incorporados al hielo, pueden ser transportados grandes distancias hasta que son abandonados en la zona de ablación. Si se encuentran en la superficie o en el interior del glaciar no experimentan grandes cambios durante el transporte. Pero los materiales que viajan en el contacto hielo-roca se van desgastando y redondeado, adquiriendo formas características, como los bloques "en plancha" (clastos con formas pentagonales, que tienen la superficie pulida y estriada). En esta zona, el desgaste tanto de los detritos en transporte como del sustrato sobre el que se deslizan produce gran cantidad de materiales finos (arcillas) que se denominan harina glaciar. En la zona de ablación, cuando el hielo se funde, es donde los glaciares depositan la mayor parte de su carga. Estos materiales, en general con formas angulosas, tamaños variados y sin clasificar, se denominan till. En ocasiones el till se presenta dando formas de relieve características que se conocen con el nombre de morrena. Dependiendo de la posición que ocupen, se distinguen: morrenas laterales, centrales, de fondo y frontales.

Glaciaciones

Mediante el estudio de las rocas, se puede reconocer que hubo glaciaciones desde finales del Precámbrico, aunque parece que los periodos cálidos (interglaciares) han sido más importantes que los periodos fríos (glaciares). Se cree que esta alternancia de periodos glaciares e interglaciares está provocada por cambios en la cantidad de radiación solar que alcanza la Tierra:

Además de estos cambios climáticos a escala global, existen otros que pueden afectar a una masa continental de forma individual: el desplazamiento de las placas litosféricas hace que las posiciones de los continentes cambien con el tiempo. Por ejemplo, la India, que en el Pérmico se encontraba próxima al Polo Sur, al moverse hacia el norte, alcanzó una posición ecuatorial en el Terciario. También debe considerarse la relación entre el clima y la topografía a escala regional, ya que la forma del relieve puede determinar la formación y morfología de los glaciares. Así, la elevación tectónica de los Andes durante el Cuaternario hizo que algunas montañas alcanzaran su altura actual a mediados de este periodo, por lo que sólo fueron afectadas por las últimas glaciaciones del Pleistoceno, cuando las cumbres sobrepasaron el "nivel de glaciación" para esa zona. El último máximo glaciar se calcula que tuvo lugar entre hace 22.000 y 10.000 años (estas edades pueden variar ligeramente, e incluso presentar un marcado diacronismo, de unos lugares a otros), aunque en el Pleistoceno (entre 3 millones de años y 10.000 años) se sucedieron varios periodos glaciares e integlaciares. Recientemente, del s. XVI al s. XIX, se produjo un enfriamiento que provocó un avance importante de los glaciares. Los efectos de este periodo, que se conoce como Pequeña Edad del Hielo, fueron observados directamente por muchos habitantes de Europa.
Sobre la evolución de los glaciares, resulta difícil hacer predicciones futuras. Los cambios en los parámetros orbitales de la Tierra conducen a un enfriamiento gradual que alcanzará el máximo dentro de unos 100.000 años. Pero a esta tendencia natural se deben superponer los efectos antropogénicos. Así, en la actualidad se observa un retroceso de los frentes en la mayor parte de la Tierra, lo que indica un calentamiento para el planeta que, de seguir como hasta ahora, podría tener consecuencias catastróficas. La fusión completa de los casquetes de Groenlandia y de la Antártida provocaría un ascenso en el nivel del mar de unos 70 m y la desaparición de muchas ciudades costeras. Otro aspecto a tener en cuenta es la importancia de las corrientes proglaciares en el abastecimiento de algunas áreas, como por ejemplo los Andes tropicales. La fusión de los glaciares haría que estas corrientes dependieran únicamente de las precipitaciones anuales, con la consiguiente pérdida de volumen de agua y regulación de los caudales. Pero cada glaciar da una respuesta particular a los cambios climáticos. Según algunos autores, aún con un calentamiento global generalizado, los glaciares de zonas próximas a los polos en medios áridos podrían avanzar debido a un aumento de las precipitaciones totales en un escenario más cálido. De momento, lo que sabemos con seguridad es que nos encontramos en un periodo interglaciar en el que los glaciares aún no han llegado a retroceder tanto como lo hicieron en interglaciares anteriores.

Glaciares Onelli y Bolado. Parque Nacional de Los Glaciares (Argentina).
Glaciar tributario y valle colgados. El retroceso generalizado experimentado por los glaciares en los últimos años hace que algunos tributarios queden desconectados del glaciar principal. En la lengua del Bolado, se puede observar el perfil transversal en U característico de los valles glaciares. La ausencia de vegetación en las laderas marca un nivel anterior alcanzado por el hielo del glaciar Onelli.

Fuente: http://www.alerce.cnice.mecd.es/~mala0017/

Dominio glaciar

En el dominio morfogenético glaciar el hielo está permanentemente presente. Él es el auténtico agente modelador del relieve. El elemento esencial que define este dominio es la presencia de glaciares, tanto inlandsis como glaciares locales. Está circunscrito al límite de las nieves perpetuas, y por lo tanto podemos relacionarlo con el clima del casquete polar. Suponen el 10 % de las tierras emergidas, de las cuales la mayor parte de ellas corresponden a los inlandsis antártico y groenlandés. Las precipitaciones son siempre en forma de nieve, por lo que el proceso de formación de neviza y hielo glaciar es continuo. La neviza o firn es la nieve caída sobre la zona de acumulación de un glaciar y ligeramente prensada. La neviza se convierte en hielo glaciar gracias a un proceso de nevización o firnificación, que consiste en la compactación y la recongelación: pérdida de aire y cambio de la estructura cristalina.

Sistema morfogenético

La preparación del material está ligada a los procesos mecánicos en los que intervienen el frío, que se ven atenuados por el hecho de que la mayor parte del tiempo las temperaturas están por debajo de lo cero grados y no hay alternancia hielo-deshielo. La huella de la gelifracción es limitada, ya que sólo actúa en las márgenes donde es posible un corto verano y en las vertientes más empinadas de los nunataks. El transporte está relacionado con la existencia de grandes glaciares capaces de transportar materiales morrénicos, pulir y formar estrías y acanaladuras en las rocas aborregadas y las paredes del glaciar. La acción de transporte está complementada con las aguas de fusión, tanto superficiales como internas. Bien entendido que esta agua tiene un brevísimo período de acción, durante el verano, en el mejor de los casos. Su acción fundamental se centra en el transporte de parte de los materiales de menor tamaño proporcionados por la abrasión y el lavado de las morrenas. La eficacia del transporte glaciar depende de las características del flujo o las icestroms. En los glaciares se dan fuertes vientos superficiales que arrastran importantes cantidades de cristales de hielo y arenas si las hay.

Llamamos glaciar a una extensa masa de hielo continental que muestra evidencia de movimiento pendiente abajo por la influencia de la gravedad, arrastrando los fragmentos de roca preparados por la meteorización. Para que exista un glaciar es necesario, pues, que haya precipitaciones en forma de nieve que pueda convertirse en neviza y en hielo glaciar. Los glaciares sólo se pueden localizar en las altas latitudes y en las montañas más altas; tanto más altas cuanto más cerca del ecuador estén. El hielo formado sobre el mar se llama banquisa, o simplemente banco de hielo. Está unido a la costa y su topografía es extraordinariamente plana. En la banquisa pueden aparecer canales abiertos en el hielo (durante la época de deshielo). En los márgenes de estos canales se acumulan fragmentos de hielo ordenados caóticamente. La banquisa tiene gran importancia en el clima.

Modelados del relieve

En el dominio glaciar sólo los relieves relacionados con la acumulación son directamente observables, ya que el resto está cubierto por el hielo. Estos conjuntos están localizados en las zonas marginales, costas y frentes de glaciar, y se asocian en construcciones fluvioglaciares y eólicas. El depósito glaciar típico es la morrena. En la zona marginal de fusión aparecen colinas de grava llamadas kames. El kame, y las terrazas de kame, señala el límite del hielo en estado de recesión. Si la corriente de agua glaciar desemboca en un lago la carga depositada forma un delta de kame. Estas gravas pueden colmatar las cubetas y los canales en formaciones que pueden quedar resaltadas, llamadas esker u oesar. El material aportado por el glaciar en estas formaciones aparece rodado y clasificado debido a la acción de las aguas corrientes.

Por delante se desarrolla la zona proglaciar o fluvioglaciar. La zona fluvioglaciar es aquella en la que encontramos la actividad de las aguas de fusión del glaciar. Los procesos de accionamiento, transporte y acumulación son los propios de las aguas corrientes, sobre todo los relativos a la arroyada elemental. Esta agua deposita lechos de cantos rodados y menudos llamados sandur. El sandur se presenta en grandes acumulaciones de grava, arena y limo, cruzadas por cursos de agua anastomosados que dependen del aporte del caudal de agua. Estas superficies aparecen paralelamente al frente del glaciar, y pueden presentarse con forma de lomas o escalones. En la zona fluvioglaciar se instalan lagos de aguas clamas que provocan una deposición de arenas más finas, por decantación, llamadas varvas. La deposición que tiene lugar durante el verano tiene derrubios más gruesos que la de invierno. Esto nos permite conocer la edad de las varvas. Cuando se desecan estas superficies se ven sometidas a procesos de accionamiento eólico, creando extensiones pedregosas semejantes a los ergs, y a sotavento regiones de modestas dunas en las que se encuentran mezcladas la arena y el hielo. Las morrenas de ablación configuran colinas elípticas con vertientes convexas llamadas drumlins. Los drumlins son montículos alargados orientados en la dirección de la corriente. Normalmente la pendiente es más acusada aguas arriba que aguas abajo.

Desde la última glaciación (Wiurm) hace unos 18.000 años, los hielos no han hecho más que retroceder dejando al descubierto relieves heredados. Los relieves típicos que ha quedado exhumados son: rocas aborregadas, circos, artesas, cubetas, zonas pantanosas, lagos y turberas y todas las formas creadas por los glaciares. Cuando estas aparecen en plataformas elevadas se llaman fjell. Estos relieves, en la actualidad, no sólo aparecen en las zonas de glaciares activos, sino que se encuentra en toda la extensión que fue ocupada por los hielos durante las últimas glaciaciones. Distinguimos dos tipos de glaciares: los glaciares regionales o inlandsis y los glaciares locales, y veremos las características del flujo glaciar y su actividad morfogenética. En las zonas marginales de los glaciares aparecen formas mixtas, que pueden ser heredadas. Son muy visibles en los lugares de donde los glaciares se han retirado.

Glaciares Regionales O Inlandsis

Los glaciares regionales o inlandsis (hielo del interior) se caracteriza por su forma de casquete, con un perfil ligeramente convexo. Se sitúan sobre grandes superficies continentales. Actualmente existe uno sobre la Antártida que cubre todo el continente (13,5 millones de km2) y otro sobre Groenlandia (1,7 millones de km2), que sirve de modelo para este tipo de glaciares. El espesor del hielo es muy grande, puede alcanzar hasta 4000 metros, por lo que su peso es muy grande y ejerce una presión extraordinaria sobre la roca subyacente. Al retirarse esta roca tiende a ganar altitud por movimientos epirogénicos.

La uniformidad topográfica en forma de domo refleja claramente su independencia con respecto a la estructura subyacente. No obstante, en ocasiones no recubren todo el continente y algunos picos sobresalen del hielo. A estos picos se les llama nunataks y pueden ser tanto agujas montañosas como volcanes, incluso activos.
El casquete glaciar llega al mar en casi todos los puntos. La masa congelada se desplaza lentamente y sin turbulencias. En los inlandsis existe un movimiento centrífugo muy lento y difuso que se va acelerando a medida que se acerca al exterior. Dentro de él se produce cierta diferenciación de las líneas de escorrentía, conocidas como corrientes de hielo o icestrom. Al alcanzar el mar se desprenden de ellos icebergs, tanto por llegar a una zona más cálida como por el empuje que reciben del interior. También encontramos plataformas flotantes que presentan enormes acantilados de los que se desprenden enormes icebergs. Los inlandsis se sitúan en regiones cuya temperatura media del mes más cálido es siempre muy inferior a cero grados. La temperatura del hielo disminuye con la profundidad. Son regiones áridas, con escasas precipitaciones, pero siempre en forma de nieve y nunca se licua o evapora. Tienen una espesa capa de neviza que es barrida por violentos vientos superficiales.

Glaciares Locales

Los glaciares locales son mucho más modestos, y de menor espesor. Se adaptan al relieve de las montañas de todos los continentes. Son producto más de la abundancia de los aportes en forma de nieve que de las bajas temperaturas. La temperatura del hielo aumenta en profundidad, hasta llegar a licuarse en el contacto con el lecho rocoso. Se forma así una escorrentía intraglaciar y subglaciar. La alimentación del glaciar local tiene lugar en una zona de acumulación concreta, donde la neviza se acumula a causa de la altura, la orientación y la topografía. Dentro de un glaciar local distinguimos entre, el órgano colector o de alimentación (circo), y el órgano difusor o de flujo (lengua). Los glaciares locales tienen temperaturas en torno a los cero grados, por lo que se llaman, también, glaciares templados. En ellos se pueden observar fenómenos de fusión y recongelación del agua. La superficie suele estar acribillada por oquedades llamadas crioconitas, ligadas al polvo atmosférico. Los mantos de grava generan conos de hielo y las losas rocosas colgadas configuran mesas glaciares. Distinguimos tres tipos de glaciares locales: de plataforma, de valle y de circo.

Glaciares de plataforma o escandinavos: Los glaciares de plataforma, escandinavos o fjell recuerdan a los inlandsis, salvando las distancias, ya que los mayores no superan la decena de kilómetros cuadrados. Presentan un perfil cupulado, con cierta independencia del sustrato rocoso. También pueden estar atravesados por nunataks. Se concentran en las cumbres de las montañas, y a veces presentan cortas lenguas de emisión. Las regiones que cubre tienden a presentar cumbres arrasadas y una innivación abundante y regular.

Glaciares de valle o alpinos: Los glaciares de valle son el modelo básico de glaciar, sobre todo el tipo alpino, por lo que estos glaciares también se llaman alpinos, son los típicos ríos de hielo. Constan de dos partes el circo y la lengua y precisan de la existencia de surcos en las laderas por donde canalizar los hielos. El circo glaciar es el área de cabecera, que desempeña la función de acumulación de la neviza. Presenta una topografía cóncava, enmarcada por altas alienaciones o cordales notablemente verticales. Entre la roca y el hielo se encuentra una grieta profunda llamada rimaya, resultante del calor desprendido de la roca. El aire dentro de la rimaya se encuentra en torno al punto de congelación, pero sin grandes diferencias. Es a lo largo de la rimaya donde el hielo glaciar inicia su proceso de descenso por la pendiente, y la excavación de la roca. El hielo del circo está cubierto de neviza y nieve, por lo que no llega a verse el hielo glaciar.

La lengua glaciar es el curso por donde se desplaza en hielo valle abajo. Es el órgano difusor que asegura la evacuación del hielo y constituye la zona de ablación. La pendiente sobre la que se desliza es bastante fuerte, hasta llegar al frente de la lengua, donde termina, en forma de lóbulo. Parte de la lengua puede descender por debajo del límite de las nieves perpetuas, por lo que se ve afectada en mayor o menor grado por la fusión. El perfil transversal adopta una forma convexa en U o de artesa, con fondo plano, fruto de la intensificación de la abrasión provocada por las rocas de las laderas. Las aguas de fusión se canalizan a través de surcos, o bedieres, y penetran a través de sumideros, o molinos, hasta llegar al frente de la lengua. Al pie del frente normalmente se desarrolla un lago, ya que es donde desembocan las aguas de fusión. En la parte superior, donde la pendiente se atenúa, aparecen las hombreras. Cuando una artesa es inundada por el mar se llama fiordo.

La lengua está surcada numerosas grietas, fruto de las tensiones de compresión y distensión que el hielo sufre por la irregularidad del lecho. Las grietas longitudinales se encuentran en los estrechamientos de los valles, como consecuencia del abombamiento del hielo en el paso. Las grietas transversales son provocadas por las rupturas de pendiente. Estas grietas se expresan en una ruptura ortogonal del hielo que recibe el nombre de sérac. Las grietas oblicuas se forman en los bordes de un ángulo agudo abierto hacia la parte superior y dan lugar a formas dentadas. Además de las grietas también encontramos crestas, producidas por comprensión en el interior de las curvas de los valles.

El glaciar alpino puede ser simple, con una sola lengua, o compuesto, cuando varias lenguas confluyen en una principal, a manera de «afluentes». Estos pueden estar suspendidos sobre la lengua principal, glaciares colgados, y caen sobre ella en una cascada de hielo, o cascada de séracs. Hay diversas variantes de glaciares alpinos. Los glaciares hipertrofiados presentan colectores que se sueldan unos con otros, rebasando los collados. A este fenómeno se le llama transfluencia. Sin embargo, si el glaciar emite una lengua hacia un valle adyacente, libre del glaciar, decimos que es una difluencia. Cuando diversas lenguas desembocan en el piedemonte o en una cuenca intramontañosa los lóbulos coalescentes forman un tipo alaskasiano.

El nivel de excavación glaciar suele ser disimétrica, más activa en los glaciares situados en las laderas de sotavento. En los sistemas más complejos las paredes entre sendas lenguas glaciares se estrechan hasta formar paredes muy delgadas incluso pueden presentarse de manera coalescente y formar circos compuestos.

Glaciares de circo o pirenaicos: Un glaciar de circo es aquel que se circunscribe al órgano de alimentación, aunque puede tener una pequeña lengua. Se caracteriza por el movimiento de rotación del hielo, lo que provoca la sobreexcavación de la depresión que lo acoge. El más característico es el tipo pirenaico, que queda colgado sobre las estructuras glaciares. Terminan en un escarpe, por donde cae una cascada de séracs. Los más pequeños se reducen a lentejones glaciares albergados en las cavidades protegidas de la pared. En último extremo se reducen a simples revestimientos de espesas capas de hielo que tapizan las vertientes, conocidos como glaciares de pared o en van. Puede que tenga un umbral o cerrojo de salida, por lo que se llaman circos de sillón. Cuando los hielos desaparecen aquí se instala un lago o una turbera. Son formas residuales de los glaciares. Los glaciares de circo son producto de la escasa alimentación, bien porque en el glaciar se están formando, bien porque se está retirando: relictos. Se encuentran cerca del límite de las nieves perpetuas; los que están a gran altura son valles secundarios de glaciares compuestos.

El flujo glaciar

Los glaciares son móviles. El flujo glaciar se caracteriza, principalmente, por su velocidad. La velocidad se determina por la instalación de balizas en la lengua glaciar. Esto nos permite conocer la velocidad superficial; la velocidad del fondo es más difícil de determinar. Se supone que disminuye por el roce con la roca, a semejanza de lo que ocurre con el flujo de las aguas corrientes, aunque no está claro, ya que en el fondo hay corrientes de agua en fusión. En los glaciares locales los datos obtenidos demuestran que la velocidad media no supera la decena de metros, anualmente, aunque existen tramos que superan los 100 metros anuales. Se observa una disminución de la velocidad del flujo a medida que nos acercamos al frente de la lengua, producto de la ablación. También se observa una velocidad menor en las orillas de la lengua, fruto del roce con la roca y de un espesor menor. Estas diferencias de velocidad provocan ondulaciones transversales llamadas ojivas de flujo, orientadas hacia la parte inferior. En los inlandsis las corrientes circulan entre unos decímetros y unos metros en el centro y a una velocidad de unos 30 a 500 metros anuales en los márgenes. El flujo se acelera a medida que nos acercamos a la costa, ya que la caída de icebergs provoca un vacío en el frente que tiene a ser ocupado por nuevo hielo. A partir de las medidas de velocidad y del espesor de los glaciares se calcula el caudal sólido, el volumen de hielo que atraviesa por una sección en un año; en metros cúbicos. También se puede establecer el balance de masa, la relación entre los aportes de la alimentación y las pérdidas de la ablación por deshielo. Debido a la dificultad de establece el balance de masa se emplea, más comúnmente, el balance específico, diferencia entre la alimentación y la ablación y que se calcula según las diferencias de la altura del hielo en un año. Un balance positivo es propio de un glaciar acumulador, que actúa como depósito; y un balance negativo es propio de un glaciar evacuador. La mayor parte de los glaciares son mixtos, con acumulación en la parte alta (por encima de las nieves perpetuas) y evacuación en el frente de la lengua. Entre estas áreas se sitúa una línea de equilibrio donde el caudal sólido es máximo.

Existen, pues, varios tipos de aparatos glaciares desde el punto de vista dinámico: activos, bien alimentados y con capacidad de evacuación; pasivos, suficientemente alimentados pero poco voluminosos y con escaso poder de evacuación; o moribundos, mal alimentados y en retroceso, sin capacidad de evacuación.

Interpretación del flujo glaciar

El que una masa helada comience a descender por una pendiente depende más de su plasticidad que de su viscosidad. Cuando las tensiones superan cierta intensidad crítica el hielo comienza a descender.
En los glaciares de valle se diferencian dos zonas: la más superficial está formada por hielo quebradizo, roto por grietas de distensión; también está el frente de la lengua, donde la masa de hielo se adelgaza y se fragmenta en láminas y bloques separados por superficies de cizalladura y cabalgamiento. En esta zona, cuando el glaciar es grueso, el hielo se ve sometido a tensiones de compresión, que forma incurvaciones (ojivas) ligados a obstáculos orográficos. La circulación laminar favorece la alternancia de bandas de hielo azul, compacto y transparente; y hielo blanco y esponjoso.

El hielo del fondo tiene su propia dinámica, a causa de la proximidad del sustrato rocoso. En los glaciares templados existe una película de agua de deshielo que facilita el desplazamiento del hielo. Esto explica el aumento de velocidad en verano y la disminución en invierno, cuando se recongela el agua. En los glaciares muy gruesos y los inlandsis la temperatura de fusión se alcanza antes del zócalo rocoso, lo que no es óbice para que junto al sustrato también se encuentre agua.

No obstante, dos son los factores que controlan el flujo glaciar: su grosor y la pendiente. Existe un grosor mínimo para que se desencadenen los procesos de descenso. Este punto depende de la resistencia de la roca y de la atracción de la gravedad, a través de la pendiente. La disminución de la velocidad en el frente de la lengua de los glaciares locales se debe a la reducción de la pendiente, aunque continúa fluyendo a causa del aumento del caudal sólido. La pendiente del glaciar traduce la del lecho, aunque la masa glaciar puede anular las contrapendientes. Las características del flujo: espesor, pendiente y velocidad; terminan por determinar un estado teórico de equilibrio, según el cual, el régimen glaciar asegura la evacuación de todo el excedente anual de las precipitaciones.

Causas de las grandes glaciaciones

Una glaciación es un período de tiempo geológico en el que las temperaturas medias de la Tierra permite la extensión de un gran inlandsis hasta las latitudes más bajas de la actual zona templada, extendiendo a ellas los dominios morfogenéticos fríos. El período entre dos glaciaciones se denomina interglacial y se supone que en su fase más cálida desaparece el hielo permanente de las regiones polares, aunque este extremo no es necesario. Durante los interglaciales los dominios morfogenéticos templados alcanzan las altas latitudes.

Las glaciaciones que podemos identificar en el relieve se desarrollan todas ellas durante el Cuaternario, aunque hay glaciaciones más antiguas que podemos conocer gracias a los niveles de CO2 y los isótopos de oxígeno 16 (épocas interglaciales) y oxígeno 18 (épocas glaciales) que se encuentran en los restos orgánicos fosilizados y la atmósfera atrapada en los hielos de los grandes inlandsis. Además, el carbono 14 es absorbido por los organismos vivos y queda almacenado en los anillos de los árboles y el berilio 10 es almacenado en las capas de hielo. Para acceder a ellos es necesario hacer perforaciones. Las grandes glaciaciones tienen lugar en el Pleistoceno. El término Pleistoceno fue inventado por Charles Lyell para definir el período en el que se encuentra un registro fósil de organismos biológicos modernos.

Durante una glaciación la temperatura media de la Tierra es más de 10 ºC mas baja que la del clima actual. Los casquetes de hielo se extienden miles de kilómetros y cubren gran parte de Europa, Asia, Norte América y Suramérica formando un gran inlandsis. Estas condiciones han imperado durante el 80% de los últimos 2,5 millones de años. Se podría decir que el clima de la Tierra tiende a ser glacial. Porqué se producen las épocas glaciales. Nadie está seguro de cómo se produce una glaciación. Para descubrir lo que provoca que una edad de hielo empiece o termine, tenemos que reconstruir el clima de la Tierra en diferentes lugares y en diferentes momentos, y reconstruir los hechos. La teoría más aceptada en la actualidad fue formulada por Mílutin Milánkovitch, y se basa en fenómenos astronómicos.

Causas astronómicas: Los Ciclos De Milánkovitch

El astrónomo yugoslavo Mílutin Milánkovitch, en las décadas de 1920 y 1930, calculó las variaciones de insolación en la Tierra resultantes de cambios en los movimientos de traslación y de rotación de la Tierra y propuso un mecanismo astronómico para explicar los ciclos glaciales que constaba de tres factores: la inclinación del eje de rotación terrestre, la forma de la órbita terrestre y la precesión. La inclinación del eje de rotación terrestre, fluctúa desde los 21,5º hasta los 24,5º en períodos de 41.000 años. Al aumentar la inclinación resultan más extremas las estaciones en ambos hemisferios.
La forma de la órbita terrestre, con menor intensidad, también afecta a las variaciones estacionales. En períodos de, aproximadamente, 100.000 años, la órbita se alarga y se acorta. La excentricidad de la órbita terrestre varía desde el 0,5%, correspondiente a una órbita prácticamente circular, al 6% en su máxima elongación. Cuando la elipse alcanza su excentricidad máxima se intensifican las estaciones en un hemisferio y se moderan en el otro. Se considera que la variación de la excentricidad de la órbita terrestre ejerce un efecto mucho más débil sobre la intensidad de radiación solar por que su contribución directa al cambio de irradiación sobre la Tierra es menor que el 0,1%. Sin embargo la frecuencia de las últimas glaciaciones es cercana a los 100.000 años.

La precesión del eje de rotación de la Tierra describe una circunferencia completa cada 25.790 años. La precesión es responsable de que el verano de un hemisferio caiga en un punto de la órbita cercano o lejano al Sol. Se produce es un refuerzo de las estaciones cuando la máxima inclinación del eje terrestre coincide con la máxima distancia al Sol. Apoyándose en esta teoría, Vladimir Koeppen sugería que lo que conduce a una glaciación no se una sucesión de inviernos rigurosos, si no la reducción de la insolación en verano, que dificultaría la fusión de los hielos formados en el invierno.

Los ciclos de actividad solar

La temperatura media de la Tierra depende, en buena medida, del brillo del Sol. Y de la cantidad de radiación que llega a la Tierra. Esta cantidad de radiación depende de las manchas solares. Las manchas solares son zonas oscuras sobre la superficie del Sol, cuyos tamaños pueden superar varias veces al de la Tierra. Se trata de zonas relativamente más frías. Hay registros chinos de observación de manchas solares desde hace más de dos mil años, aunque se atribuían a objetos interpuestos, como pájaros o a algún planeta interior, como Mercurio o Venus. Las primeras observaciones telescópicas de las manchas solares se realizaron alrededor del año 1610 y se produjeron casi simultáneamente en distintos países europeos.

En 1908 George Ellery Hale demostró que las manchas solares se hallan asociadas a fuertes campos magnéticos. Las manchas solares aparecen en parejas que poseen polaridad opuesta, una norte y otra sur, como si fueran los polos de un gigantesco imán. Los altísimos campos magnéticos entre un par de manchas solares se visualizan por la luz que emite la materia altamente ionizada que arrastran. La actividad del Sol también se manifiesta en las fulguraciones y el viento solar, que proyectan partículas subatómicas hacia el espacio interplanetario. Este flujo de partículas es responsable de buena parte de la radiación cósmica que bombardea a nuestro planeta. En 1843 Heinrich Schwabe, advirtió de que el número de manchas registradas no era constante a lo largo del tiempo, sino que aumentaba y disminuía en ciclos de, aproximadamente, once años. Últimamente se ha descubierto que el máximo es doble es decir, pasado el máximo absoluto y comenzado el descenso al año siguiente hay un máximo secundario.

Pero los ciclos de once años son muy cortos para reflejar un cambio en la atmósfera, debido a la inercia a mantener el clima de esta. Además, las variaciones que tienen lugar en este ciclo son muy débiles. La actividad del sol tiene otro ciclo de 80 años, ciclo de Gleissberg. La variación es más o menos de la magnitud que los ciclos de once años, pero al ser un período más largo la atmósfera sí puede mostrar su influencia. A este fenómeno de atribuye el mínimo de Maunder.

Los factores terrestres

Las variaciones climáticas están determinadas, también, por fluctuaciones de la concentración en el aire de gases responsables del efecto invernadero, la actividad volcánica, los cambios en las corrientes oceánicas, las inversiones magnéticas y en la tectónica de placas. Estos cambios de los climas produjeron modificaciones en las poblaciones animales y vegetales, a través de la extinción, adaptación y migración de especies. En el estudio de estas modificaciones se basan los métodos biológicos de estimación de las condiciones climáticas y ambientales del pasado. Las erupciones volcánicas lanzan a la atmósfera grandes cantidades de cenizas que permanecen en suspensión durante años, reduciendo el brillo del Sol y bajando la temperatura media de la atmósfera. Este mecanismo también puede funcionar tras el impacto de un gran meteorito, pero estos episodios son más esporádicos. Para que el polvo volcánico origine una era glacial sería necesario un ciclo volcánico muy violento y sostenido a lo largo de años y en todo el mundo. Las erupciones volcánicas también hace aumentar las concentraciones de CO2 en la atmósfera.

Las inversiones magnéticas se consideran como posible un factor que desencadena una glaciación porque en el proceso de inversión se debilita el campo magnético (y se orienta en dirección este-oeste). La mayor presencia de rayos cósmicos provocan, en la troposfera la formación de nubes, lo que comporta un enfriamiento de la Tierra. Un campo magnético fuerte canaliza las radiaciones hacia los polos, fenómeno observable en las auroras boreales, calentando las capas altas de la atmósfera. Claro que lo normal es suponer que una mayor incidencia de la radiación favorece el calentamiento de la atmósfera. También la disposición de los continentes, y la tectónica de placas, tiene influencia en el clima global. Si las tierras emergidas se concentran en las latitudes bajas el clima tiende a ser más cálido, ya que los mares (en las latitudes altas) conservan mejor el calor dificultando la aparición de hielo permanente; mientras que cuando los continentes se concentran en las latitudes altas las temperaturas bajan, ya que las aguas cálidas tropicales no dulcifican el clima polar y aparecen los grandes inlandsis. Además, cuando chocan los continentes aumenta la actividad volcánica. La expansión de los bosques también tiende a enfriar el clima de la Tierra, ya que las plantas ya que aumenta la nubosidad, y por lo tanto e reduce el brillo del sol, pero lo fundamental es que fijan el carbono.

El ciclo del carbono

Las prospecciones en la estación antártica de Vostok demuestran que el aumento de la proporción en la atmósfera del CO2 y el aumento de la temperatura coinciden en el tiempo. También las concentraciones de metano son menores durante los períodos fríos. La concentración de CO2 en la atmósfera disminuye gracias al océano, ya que los seres vivos de superficie fijan el carbono para formar sus esqueletos. Al morir son arrastrados, con el carbono, hacia el fondo del océano. En aguas poco profundas forman calizas y dolomías, con lo que entran a formar parte de la corteza terrestre. La disolución de las calizas, y la respiración de los seres vivos, devuelve el carbono a la atmósfera. Sin el CO2 no sería posible la fotosíntesis, y por lo tanto la vida como la conocemos. La velocidad con que el océano es capaz de fijar carbono depende de la cantidad de nutrientes, al comenzar el deshielo e inundan las plataformas continentales y se pierde el carbono orgánico de ellas, reduciéndose la capacidad de fijar carbono y aumentando su concentración en la atmósfera.
No obstante, se considera que tanto los ciclos de actividad solar, como los factores terrestres pueden ser responsables de las variaciones intermedias del clima, no de las grandes glaciaciones.

Fuente: http://club.telepolis.com/geografo/geomorfologia/glaciar.htm

Formación de un glaciar

La acumulación de precipitación sólidas a lo largo del tiempo resulta en la formación de hielo glaciar. La nieve es la principal fuente para la formación de hielo glaciar, sin embargo el granizo, escarcha o lluvia helada puede también aportar masa a un glaciar.

Transformación de nieve en cristales de hielo glaciar, este proceso puede durar desde pocas horas hasta varios años, dependiendo de las condiciones físicas del lugar.

Zonas principales de un glaciar

Movimientos De Un Glaciar

El movimiento de los glaciares se debe a la fuerza de gravedad que puede ocurrir principalmente de dos formas:

Importancia De Los Glaciares

Aparentemente las variaciones de las masas de hielo han traído significantes cambios en el estado físico de todos los componentes que cubren la superficie de la tierra. Entre estos cambios se puede mencionar:

Diagrama de una sección de una capa aproximada de hielo donde la escala vertical esta exagerada

Fuente: http://www.glaciologia.cl/presentacion.htm

La Actividad Morfogenética De Los Glaciares

Para comprender la actvidad morfogenética del flujo glaciar distinguiremos los procesos de accionamiento, transporte y acumulación, que dan diferentes tipos de modelado glaciar.

Accionamiento: La labor erosiva de los hielos es muy efectiva. Se trata de una abrasión llevada a cabo por la presión del hielo y los materiales de transporta. En las rocas cristalinas y calizas compactas la acción abrasiva produce un pulido que crea superficies lisas y brillantes, así como rocas aborregadas con múltiples convexidades. Las rocas aborregadas son montículos rocosos con forma asimétrica, más tendidos en la cara opuesta al sentido del glaciar y más abrupto hielos abajo. La cara más suave presenta estrías. Cuando el hielo arrastra bloques angulosos su deslizamiento provoca estrías rectilíneas orientadas en el sentido del flujo, a menudo paralelas. Si las incisiones tienen varios centímetros de ancho se llaman acanaladuras.

Estas acciones alcanzan su máxima intensidad en los desniveles y las contrapendientes del lecho (umbrales). En estos casos la ablación resulta del desalojo y el arranque de grandes bloques. Tras la retirada de los hielos estas formas son un testigo muy importante de su presencia. El perfil longitudinal de la artesa glaciar se traduce en una sucesión de umbrales de pendiente más o menos acusada. Los umbrales pueden presentarse en escalón o rosario, separados por rocas aborregadas. Los primeros generan cubetas en las que se instalan lagos cuando desaparecen los hielos. La contra pendiente de los segundos pueden obturar localmente la salida del flujo, formando umbrales cerrojo. Cuando una artesa aparece colgada sobre otra lengua glaciar se llama umbral de confluencia. La sobreexcavación es la acción de movilización y desalojo de fragmentos del lecho, que tienden a profundizarlo, incluso por debajo del nivel de base. No tiende, pues, a atenuar las irregularidades, sino a aumentarlas. La sobreexcavación crea profundas cubetas en los lugares más favorables, pero apenas actúa en lugares donde se ve dificultada. El lecho glaciar presenta una sucesión de cubetas y umbrales o cerrojos escalonados a lo largo de su trayectoria. Tras la retirada de los hielos en las cubetas se alojan o lagos o turberas.

Está en discusión cual es la génesis de la sobreexcavación y la formación de cubetas. La interpretación clásica lo atribuye a un aumento de la competencia erosiva del hielo, debido a su grosor y la presencia de derrubios en el fondo. Pero la glaciología moderna opina que es necesaria la previa preparación del material o una debilidad estructural. Serán, pues, en las zonas de roca más débil, las discontinuidades estructurales, las fracturas de la roca o la meteorización de la zona, lo que desencadene el proceso de sobreexcavación. La sobreexcavación alcanzará su mayor competencia en las épocas de avance de la lengua glaciar.

Transporte: Los glaciares transportan fragmentos de rocas que se acumulan en morrenas. Una morrena es una acumulación de fragmentos heterogéneos de roca transportados y depositados por el hielo glaciar. El material que está siendo transportado se le llama, específicamente, till (morrena de acarreo). En función de su posición, con respecto al flujo glaciar en el que son transportadas, distinguimos tres tipos de morrenas: externas, internas y de fondo. Las morrenas externas, o superficiales, están compuesta por los fragmentos que caen sobre el hielo glaciar desde las laderas. Para su formación es necesario, pues, que exista sobre el glaciar roca viva. En un inlandsis se reducen a las proximidades de los nunataks. Los fragmentos se suelen acumular en los márgenes de la lengua glaciar, formando una morrena lateral. También se concentran en el frente de la lengua, según la geometría de las ojivas de flujo, formado una morrena frontal o terminal, que marca el límite de los hielos. En este caso se suman los materiales de la morrena interna, que aparecen en superficie tras la ablación del hielo, cerrando la distancia entre las morrenas laterales. Cuando se produce una confluencia de dos lenguas la unión de sus respectivas morrenas laterales forma una morrena mediana o central. Si la confluencia se hace por superposición aparece una morrena transversal. Las morrenas internas están compuestas por los materiales transportados dentro de la masa de hielo. Estos fragmentos proceden del exterior y han caído en la zona de alimentación, donde han sido recubiertos por la neviza y se han hundido con ella. También pueden proceder de la morrena superficial. Los fragmentos pesados absorben más calor que el hielo, creando a su alrededor un área de fusión y hundiéndose progresivamente. Aparecen dispuestas en capas de fragmentos, intercaladas entre capas «limpias», y se dispersan en los tramos finales de la lengua. La fusión del hielo en el frente de la lengua hace que afloren a la superficie.

La morrena de fondo se sitúa bajo el hielo, en contacto con el lecho. Los fragmentos proceden tanto del exterior como del propio lecho, al haber sido arrancados por la acción de los hielos. Dependiendo de la cantidad de derrubios distinguimos: glaciares blancos, con pocos derrubios, glaciares negros, con gran cantidad de derrubios y glaciares rocosos, cubiertos totalmente por derrubios. Este último tipo responde, normalmente, a un glaciar en retroceso.

Acumulación: Los depósitos morrénicos proceden de la fusión del hielo, es decir cuando cede la acción transportadora del glaciar. Se acumulan en morrenas de retroceso, que marcan diferentes estadios en el retroceso del hielo glaciar. Las morrenas externas e internas se superponen a la de fondo, formando un solo depósito. Los elementos que componen la morrena están poco desgastados, y presentan estrías fruto de los roces entre sí. La morrena se caracteriza por la heterogeneidad de calibres: bloques angulosos, cantos, gravilla y arcilla. Las morrenas no se encuentran aisladas, sino que se forman sistemas de morrenas, los más importantes son: los arcos morrénicos frontales, los cordones morrénicos laterales y las morrenas de ablación.

Los arcos morrénicos frontales se sitúan en el frente y en el borde externo de la lengua glaciar. La morrena frontal tiene forma de media luna, es decir un arco más ancho en el centro que en los laterales, donde suele enlazar con las morrenas laterales. La vertiente interna es más escarpada que la externa. Actúan como un dique de contención para las aguas de fusión que se escapan por el frente del glaciar, formando lagos. Debido a diversos episodios de avance y retroceso del glaciar aparecen sucesivos arcos morrénicos frontales más o menos separados, e incluso yuxtapuestos o superpuestos. Aunque hay que tener en cuenta que durante un avance, o un retroceso, del glaciar hay momentos de estabilización e inversión de la tendencia. La proximidad crea arcos morrénicos complejos o vállums, suavemente ondulados, entre los aparecen surcos intramorrénicos. Si, en lugar de retirarse, el glaciar crece aparece una morrena de empuje o avance, enriquecida con fragmentos del sustrato rocoso. Los cordones morrénicos laterales aparecen en los bordes de las lenguas glaciares. Consisten en acumulaciones lineales desarrolladas a lo largo del límite superior de sendas vertientes, y que pueden ir desde el área de alimentación hasta el frente. Los cordones pueden aparecer a distintas alturas dentro del valle glaciar, marcando distintas fases de retroceso, aunque suelen ser desmantelados por la dinámica de vertientes. Cuando el cordón lateral se encuentra en el límite de las nieves perpetuas adopta una planta arqueada que recibe el nombre de morrena de obturación. Estas morrenas actúan como muro de contención del agua de escorrentía formando lagos llamados barcos o barquillos.

Las morrenas de ablación son aquellas que han sido sedimentadas sobre el lecho del glaciar. Presentan materiales heterogéneos, pero lo más característico es la presencia de grandes bloques dispersos a lo largo del trayecto, llamados bloques erráticos. Los glaciares negros, con gran cantidad de fragmentos, logran rellenar las cubetas de sobreexcavación. En los glaciares rocosos los fragmentos ocultan totalmente el lecho del glaciar y conservan las formas propias de los hielos: ojivas de flujo, cordones internos, morrenas intermedias, etc. Las morrenas que alojan lagos tienden a ser desmanteladas por la acción de las aguas. En ellas es frecuente ver boquetes de evacuación por donde sale el agua.

Fuente: http://club.telepolis.com/geografo/geomorfologia/activigla

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