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Glaciar Saltar a navegación, búsqueda

Glaciar de Ossoue, en el Pirineo francés

Noruega, glaciar de Briksdal

Bolivia, glaciar de Sorata El glaciar es una gruesa masa de hielo que se origina en la superficie terrestre por acumulación, compactación y recristalización de la nieve, mostrando evidencias de flujo en el pasado o en la actualidad. Su existencia es posible cuando la precipitación anual de nieve supera la evaporada en verano, por lo cual la mayoría se encuentra en zonas cercanas a los polos, aunque existen en otras zonas montañosas. El proceso del crecimiento y establecimiento del glaciar se llama glaciación. Consta de tres partes: cabecera o circo, lengua y valle o zona de ablación. 3 Un 10% de la Tierra está cubierto de glaciares, que almacenan unos 33 millones de km de agua dulce, mientras que durante las glaciaciones se extendían por zonas de baja altitud y en todas latitudes.


formación

Formación del hielo glaciar Los glaciares se forman en áreas donde se acumula más nieve en invierno que la que se funde en verano. Cuando las temperaturas se mantienen por debajo del punto de congelación, la nieve caída cambia su estructura ya que la evaporación y recondensación del agua causan la recristalización para formar granos de hielo más pequeños, espesos y de forma esférica. A este tipo de nieve recristalizada se la conoce como neviza. A medida que la nieve se va depositando y se convierte en neviza, las capas inferiores son sometidas a presiones cada vez más intensas. Cuando las capas de hielo y nieve tienen espesores que alcanzan varias decenas de metros, el peso es tal que la neviza empieza a desarrollar cristales de hielo más grandes. En los glaciares, donde la fusión se da en la zona de acumulación de nieve, la nieve puede convertirse en hielo a través de la fusión y el recongelamiento (en períodos de varios años). En la Antártida, donde la fusión es muy lenta o no existe (incluso en verano), la compactación que convierte la nieve en hielo puede tardar miles de años. La enorme presión sobre los cristales de hielo hace que éstos tengan una deformación plástica, cuyo comportamiento hace que los glaciares se muevan lentamente bajo la fuerza de la gravedad como si se tratase de un enorme flujo de tierra.

Fotografías con bajo y alto contraste del Glaciar Byrd. La versión de bajo contraste es similar en nivel de detalle a lo que el ojo vería—suave y casi sin rasgos característicos. La fotografía inferior utiliza un contraste aumentado para destacar las líneas de flujo en la capa de hielo y en las grietas inferiores. El tamaño de los glaciares depende del clima de la región en que se encuentren. El balance entre la diferencia de lo que se acumula en la parte superior con respecto a lo que se derrite en la parte inferior recibe el nombre de balance glaciar. En los glaciares de


montaña, el hielo se va compactando en los circos, que vendrían a ser la zona de acumulación equivalente a lo que sería la cuenca de recepción de los torrentes. En el caso de los glaciares continentales, la acumulación sucede también en la parte superior del glaciar pero es un resultado más de la formación de escarcha, es decir, del paso directo del vapor de agua del aire al estado sólido por las bajas temperaturas de los glaciares, que por las precipitaciones de nieve. El hielo acumulado se comprime y ejerce una presión considerable sobre el hielo más profundo. A su vez, el peso del glaciar ejerce una presión centrífuga que provoca el empuje del hielo hacia el borde exterior del mismo donde se derrite; a esta parte se la conoce como zona de ablación. Cuando llegan al mar, forman los icebergs al fragmentarse sobre el agua oceánica, como puede verse en una imagen de satélite de la WikiMapia correspondiente a la Bahía de Melville, al noroeste de Groenlandia ([1]. En los glaciares de valle, la línea que separa estas dos zonas (la de acumulación y la de ablación) se llama línea de nieve o línea de equilibrio. La elevación de esta línea varía de acuerdo con las temperaturas y la cantidad de nieve caída y es mucho mayor en las vertientes o laderas de solana que en las de umbría. También es mucho mayor en las de sotavento que en las de barlovento.

Este mapa del balance de cambios de los glaciares de montaña desde el año de 1970 muestra la disminución del grosor en amarillo y rojo, y el aumento en azul. El avance o retroceso de un glaciar está determinado por el aumento de la acumulación o de la ablación respectivamente. Los motivos de este avance o retroceso de los glaciares pueden ser, obviamente, naturales o humanos, siendo estos últimos los más evidentes desde 1850, por el desarrollo de la industrialización ya que el efecto más notorio de la misma es la enorme producción de anhídrido carbónico o dióxido de carbono (CO²) el cual absorbe grandes cantidades de agua (directamente de los glaciares cercanos) para formar el ácido carbónico, con lo que los glaciares de valle van retrocediendo. Es el caso de los glaciares alpinos europeos, en cuyas proximidades se asientan grandes factorías y ciudades turísticas que consumen ingentes cantidades de combustibles que generan ese dióxido de carbono, además de aumentar la temperatura ambiente. Por el contrario, algunos glaciares escandinavos han avanzado en los últimos cuarenta años, lo que no parece tan sencillo de explicar, aunque es probable que el crecimiento de la energía hidroeléctrica a expensas del consumo de carbón y combustibles derivados del petróleo haya venido a reducir la producción de termoelectricidad tanto en Suecia como en Finlandia y, sobre todo, en Noruega: tengamos en cuenta que es la energía termoeléctrica la que da origen a un calentamiento atmosférico a escala local que podría afectar los glaciares (brisas de valle) pero la energía hidroeléctrica sólo sirve para generar calor en el interior de las viviendas y no en la atmósfera, ni siquiera a nivel local. Los glaciares de Groenlandia y de la Antártida resultan mucho más difíciles de medir, ya que los avances y retrocesos del frente pueden estar compensados por una mayor o menor acumulación de hielo en la parte superior, presentándose una especie de ciclos de avance y retroceso que se retroalimentan mutuamente dando origen a una compensación dinámica en las dimensiones del glaciar. En otras palabras: un descenso de la altura del glaciar de la Antártida, por ejemplo, podría generar un mayor empuje hacia afuera, y al mismo tiempo, un mayor margen para que se acumule de nuevo una


cantidad de hielo similar a la que existía previamente: recordemos que esta altura (unos 3 km) está determinada por el balance glaciar, que tiene una especie de techo determinado sobre el cual no se puede acumular más hielo por la escasa cantidad de vapor de agua que tiene el aire a más de 3000 m.

Clasificación Los glaciares se clasifican de acuerdo a su tamaño y a la relación que mantienen con la geografía. • Glaciar alpino: Esta clase incluye a los glaciares más pequeños, los cuales se caracterizan por estar confinados en los valles montañosos: razón por la que se los denomina glaciares de valle o alpinos o de montaña, la tasa de alimentación de nieve es elevada y su velocidad también: 60m/mes. • Casquete glaciar: Consiste en enormes capas de hielo que pueden cubrir una cadena montañosa o un volcán; su masa es menor que la presente en los glaciares continentales. Estas formaciones cubren gran parte del archipiélago de las islas noruegas de Svalbard, en el Océano Glacial Ártico. • Glaciar de desbordamiento: Los casquetes glaciares alimentan glaciares de desbordamiento, lenguas de hielo que se extienden valle abajo lejos de los márgenes de esas masas de hielo más grandes. Por lo general, los glaciares de desbordamiento son glaciares de valle, que se forman por el movimiento del hielo de un casquete glaciar desde regiones montañosas hasta el mar. • Glaciar continental de casquete: Los glaciares más grandes son los glaciares continentales de casquete: enormes masas de hielo que no son afectadas por el paisaje y se extienden por toda la superficie, excepto en los márgenes, donde su espesor es más delgado. La Antártida y Groenlandia son actualmente los únicos glaciares continentales en existencia. Estas regiones contienen vastas cantidades de agua dulce. El volumen de hielo es tan grande que si Groenlandia se fundiera causaría que el nivel de mar aumentase unos 21 m a nivel mundial, mientras que si la Antártida lo hiciera, los niveles subirían hasta 108 m. La fusión combinada resultaría en una elevación de cerca de 130 m. • Glaciar de meseta: Los glaciares de meseta son glaciares de menor tamaño. Se parecen a los glaciares de casquete, pero en este caso su tamaño es inferior. Cubren algunas zonas elevadas y mesetas. Este tipo de glaciares aparecen en muchos lugares, sobre todo en Islandia y algunas de las grandes islas del Océano Ártico (Baffin, Ellesmere, Devon, etc.). • Glaciar de piedemonte: Los glaciares de piedemonte (o de pie de monte) ocupan tierras bajas, amplias en las bases de montañas escarpadas y se forman cuando dos o más glaciares alpinos surgen de las paredes de confinamiento de los valles de montañas y sus lenguas se unen. El tamaño de los glaciares de piedemonte varía mucho: entre los más grandes se encuentra el glaciar Malaspina, que se extiende a lo largo de la costa sur de Alaska. Abarca más de 5.000 km² de la llanura costera plana situada al pie de la elevada cordillera San Elías. • Glaciar de Exhutorio (outlet glacier): Morfológicamente, los glaciares efluentes ocupan depresiones del lecho glacial y valles encajonados, labrando la base rocosa por efectos de la acción del hielo en las márgenes de los campos de [1] hielo y son limitados por terrenos libres de hielo o ice-free ground. Su flujo adopta características de corriente o colada de alta velocidad y rápidos movimientos, provocando acanaladuras y deformaciones en el hielo. [2] El drenaje de los campos de hielo considera la existencia de glaciares emisarios, los cuales se originan desde el interior de grandes masas de hielo (campos de hielo o hielos continentales), adoptando la forma de corrientes de hielo. Las cuencas por las cuales fluyen estos glaciares emisarios son depresiones de la superficie del sistema mayor que los alberga. Su cuenca de alimentación puede ser identificada por la presencia de grietas transversales. Brüggen (1928), considera a los glaciares emisarios como glaciares marginales, pertenecientes a la zona de ablación de un sistema, que involucra la


existencia de un campo de hielo correspondiente a la zona de acumulación o alimentación. La función principal de estos glaciares marginales es entregar el exceso de hielo a canales en forma de témpanos, es decir, descargar el hielo desde zonas centrales (o grandes acumulaciones) a zonas periféricas. La producción de témpanos, se relaciona con la tasa de descarga y de flujos que permiten la eliminación del exceso de carga proveniente de las partes altas y por ende, son uno de los mecanismos de pérdida de masa del glaciar. Otra característica es la velocidad del flujo, la cual puede ser más rápida y no seguir la dirección de la totalidad de la masa de hielo. Uno de los principales factores internos que provoca el desprendimiento de témpanos en los márgenes frontales de un glaciar es la sustentación que otorga la base en que se está desplazando o reptando ese cuerpo. Huges (2002), ha demostrado que los desprendimientos se deben a la pérdida de fuerza del hielo que se presenta agrietado, y a la tensión provocada por su propio peso. La prolongación de las rupturas en las grietas hasta la base del hielo produce quebraduras de bloques completos provocando la caída de la pared de hielo. Los procesos de desprendimiento se ven acelerados si el lecho glaciar se encuentra en flotación, debido a [3] la disminución de estabilidad que provoca el agua. En ambientes de alta montaña, los glaciares pueden presentar una cobertura detrítica superficial continua, conocida con el nombre de debris covered glacier. Esta capa produce, tanto en la zona de acumulación, como en la zona de ablación, un proceso progresivo de adelgazamiento de masa que genera una importante acumulación de [4] detritos en ambientes supraglaciales. Este tipo de glaciares recubiertos representan la fase intermedia dentro del continuum de los sistemas glaciales (dependientes del flujo de detritos y del hielo dentro del sistema), desde glaciares descubiertos a glaciares [5] rocosos. El origen de los detritos supraglaciales se asocia a la existencia de una secuencia: cara libre, talud en laderas con escarpes rocosos, que presentan alta sensibilidad a la [6] meteorización y descargan detritos en forma directa sobre la superficie glacial. La acumulación de detritos supraglaciales influye directamente sobre los procesos de ablación y de flujo de hielo, debido a alteraciones en el albedo y en la conductividad térmica del glaciar. En este sentido, Strem (1959), NAakawo & Yonng (1981, 1982) (en Ferrando, 2003) y Benn & Evans (1998) definen un umbral inferior a 1 cm en la capa de detritos como el espesor que favorece la fusión del hielo y una capa de detritos de 1 cm o más como aislante del hielo subyacente. Los procesos de fusión del hielo pueden favorecer el aumento en la capa detrítica supraglacial, debido a la incorporación de material intraglaciar al manto del debris covered glacier o cobertura detrítica glaciar. Esta situación, puede generar fenómenos de ablación diferencial, generando procesos de inversión del relieve, caracterizados por la fusión «in situ» del hielo intersticial de la cobertura detrítica en las zonas recubiertas del glaciar; este proceso es conocido con el nombre de Karst glacial o Criokarst. El incremento de detritos sobre la superficie glacial, puede provocar en casos extremos, procesos de ablación con tasas que tienden a cero, generando, en consecuencia, una ineficiente evacuación de los detritos y un proceso cada vez mayor de control topográfico en la dinámica del sistema, además de un mayor desarrollo de morrenas mediales y centrales.

Movimiento

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El hielo se comporta como un sólido quebradizo hasta que la presión que tiene encima alcanza los 50 metros de espesor. Una vez sobrepasado este límite , el hielo se comporta como un material plástico y empieza a fluir. El hielo glaciar consiste en capas de moléculas empaquetadas unas sobre otras. Las uniones entre las capas son más débiles que las existentes dentro de cada capa, por lo que cuando el esfuerzo sobrepasa las fuerzas de los enlaces que mantienen a las capas unidas, éstas se desplazan unas sobre otras. Otro tipo de movimiento es el deslizamiento basal. Éste se produce cuando el glaciar entero se desplaza sobre el terreno en el que se encuentra. En este proceso, el agua de


fusión contribuye al desplazamiento del hielo mediante la lubricación. El agua líquida se origina como consecuencia de que el punto de fusión disminuye a medida que aumenta la presión. Otras fuentes para el origen del agua de fusión pueden ser la fricción del hielo contra la roca, lo que aumenta la temperatura y por último, el calor proveniente de la Tierra. El desplazamiento de un glaciar no es uniforme ya que está condicionado por la fricción y la fuerza de gravedad. Debido a la fricción, el hielo glaciar inferior se mueve más lento que las partes superiores. A diferencia de las zonas inferiores, el hielo ubicado en los 50 metros superiores, no están sujetos a la fricción y por lo tanto son más rígidos. A esta sección se la conoce como zona de fractura. El hielo de la zona de fractura viaja encima del hielo inferior y cuando éste pasa a través de terrenos irregulares, la zona de fractura crea grietas que pueden tener hasta 50 metros de profundidad, donde el flujo plástico las sella. La rimaya es un tipo especial de grieta que suele formarse en los glaciares de circo y tiene una dirección transversal al movimiento por gravedad del glaciar. Podría decirse que es una grieta que se forma en los puntos donde se separa la nieve del fondo del circo del hielo que todavía está bien adherido en la parte superior.

Velocidad La velocidad de desplazamiento de los glaciares está determinada por la fricción. Como se sabe, la fricción hace que el hielo de fondo se desplace a una velocidad menor que las partes superiores. En el caso de los glaciares alpinos, esto también se aplica para la fricción de las paredes de los valles, por lo que las regiones centrales son las que presentan un mayor desplazamiento. Esto fue confirmado en experimentos realizados en el siglo XIX en los que se utilizaron estacas alineadas en glaciares alpinos y se analizó su evolución. Posteriormente se confirmó que las regiones centrales se habían desplazado mayores distancias. Sucede exactamente lo mismo, aunque a menor velocidad, que el agua de los ríos moviéndose en sus cauces. Las velocidades medias varían. Algunos presentan velocidades tan lentas que los árboles pueden establecerse entre los derrubios depositados. En otros casos, sin embargo, se desplazan varios metros por día. Tal es el caso del glaciar Byrd , un glaciar de desbordamiento en la Antártida que, de acuerdo a estudios satelitales, se desplazaba de 750 a 800 metros por año (unos 2 metros por día). El avance de muchos glaciares puede estar caracterizado por períodos de avance extremadamente rápidos llamados oleadas. Los glaciares que exhiben oleadas, se comportan de una manera normal hasta que repentinamente aceleran su movimiento para después volver a su estado anterior. Durante las oleadas, la velocidad de desplazamiento es hasta 100 veces mayor que bajo condiciones normales.

Erosión Las rocas y los sedimentos son incorporados al glaciar por varios procesos. Los glaciares erosionan el terreno principalmente de dos maneras: abrasión y arranque.

Abrasión y arranque [editar]

Diagrama del arranque glaciar y la abrasión


A medida que el glaciar fluye sobre la superficie fracturada del lecho de roca, ablanda y levanta bloques de roca que incorpora al hielo. Este proceso conocido como arranque glaciar, se produce cuando el agua de deshielo penetra en las grietas y las diaclasas del lecho de roca y del fondo del glaciar y se hiela recristalizándose. Conforme el agua se expande, actúa como una palanca que suelta la roca levantándola. De esta manera, [7] sedimentos de todos los tamaños entran a formar parte de la carga del glaciar. La abrasión ocurre cuando el hielo y la carga de fragmentos rocosos se deslizan sobre el lecho de roca y funcionan como un papel de lija que alisa y pule la superficie situada debajo. La roca pulverizada por la abrasión recibe el nombre de harina de roca. Esta harina está formada por granos de roca de un tamaño del orden de los 0,002 a 0,00625 mm. A veces, la cantidad de harina de roca producida es tan elevada que las corrientes de agua de fusión adquieren un color grisáceo. Una de las características visibles de la erosión y abrasión glaciar son las estrías glaciares producidas sobre las superficies rocosas del lecho; fragmentos de roca con afilados bordes contenidos en el hielo marcan surcos a modo de arañazos finos. Cartografiando la dirección de las estrías se puede determinar el desplazamiento del flujo [8] glaciar, lo cual es una información de interés en el caso de antiguos glaciares.

Velocidad de erosión La velocidad de erosión de un glaciar es muy variable. Esta erosión diferencial llevada a cabo por el hielo está controlada por cuatro factores importantes: 1. Velocidad del movimiento del glaciar. 2. Espesor del hielo. 3. Forma, abundancia y dureza de los fragmentos de roca contenidos en el hielo en la base del glaciar. 4. Erosionabilidad de la superficie por debajo del glaciar.

Derrubios [editar]

Bloque errático Una vez que el material es incorporado al glaciar, puede ser transportado varios kilómetros antes de ser depositado en la zona de ablación. Todos los depósitos dejados por los glaciares reciben el nombre de derrubios glaciares. Los derrubios glaciares se dividen por los geólogos en dos tipos distintos: • Materiales depositados directamente por el glaciar, que se conocen como tiles o barro glaciar. • Los sedimentos dejados por el agua de fusión del glaciar, denominados derrubios estratificados. Los grandes bloques que se encuentran en el til o libres sobre la superficie se denominan erráticos glaciares si son diferentes al lecho de roca en el que se encuentran (esto es, su litología no es la misma que la roca encajada subyacente). Los bloques erráticos de un glaciar son rocas acarreadas y luego abandonadas por la corriente de hielo. Su estudio litológico permite averiguar la trayectoria del glaciar que los depositó.


Morrenas [editar]

Morrenas Morrena es el nombre más común para los sedimentos de los glaciares. El término tiene origen francés y fue acuñado por los campesinos para referirse a los rebordes y terraplenes de derrubios encontrados cerca de los márgenes de glaciares en los Alpes franceses. Actualmente, el término es más amplio, porque se aplica a una serie de formas, todas ellas compuestas por till. Morrena terminalUna morrena terminal es un montículo de material removido previamente y que se deposita al final de un glaciar. Este tipo de morrena se forma cuando el hielo se está fundiendo y evaporando cerca del hielo del extremo del glaciar a una velocidad igual a la de avance hacia delante del glaciar desde su región de alimentación. Aunque el extremo glaciar está estacionario, el hielo sigue fluyendo depositando sedimento como una cinta transportadora.Morrena de fondoCuando la ablación supera a la acumulación, el glaciar empieza a retroceder; a medida que lo hace, el proceso de sedimentación de la cinta transportadora continúa dejando un depósito de til en forma de llanuras onduladas. Esta capa de til suavemente ondulada se llama morrena de fondo. Las morrenas terminales que se depositaron durante las estabilizaciones ocasionales del frente de hielo durante los retrocesos se denominan morrenas de retroceso'.Morrena lateralLos glaciares alpinos producen dos tipos de morrenas que aparecen exclusivamente en los valles de montaña. El primero de ellos se llama morrena lateral. Este tipo de morrena se produce por el deslizamiento del glaciar respecto a las paredes del valle en el que está confinado; de esta manera los sedimentos se acumulan en forma paralela a los laterales del valle.Morrena centralEl otro tipo son las morrenas centrales. Este tipo de morrenas es exclusivo de los glaciares alpinos y se forma cuando dos glaciares se unen para formar una sola corriente de hielo. En este caso las morrenas laterales se unen para formar una franja central oscura.Morrena superficialestán situadas en la superficie del glaciar.Morrena de frentese sitúan en la parte delantera del glaciar-


Transformación del terreno Valles glaciares [editar]

Paisaje de un glaciar activo Antes de la glaciación los valles de montaña tienen una característica forma de V, producida por la erosión del agua en la vertical. Sin embargo, durante la glaciación esos valles se ensanchan y ahondan, lo que da lugar a la creación de un valle glaciar en forma de U. Además de su profundización y ensanchamiento, el glaciar también alisa este valle gracias a la erosión. De esta manera va eliminando los espolones de tierra que se extienden en el valle. Como resultado de esta interacción se crean acantilados triangulares llamados espolones truncados, debido a que muchos glaciares profundizan sus valles más de lo que hacen sus afluentes pequeños. Por consiguiente, cuando los glaciares acaban retrocediendo, los valles de los glaciares afluentes quedan por encima de la depresión glacial principal, y se los denomina valles colgados. Las partes del suelo que fueron afectadas por el arranque y la abrasión, pueden ser rellenadas por los denominados lagos paternoster, nombre del latín (Padre nuestro) que hace referencia a una estación de las cuentas del rosario. En la cabecera de un glaciar hay una estructura muy importante, se llama circo glaciar y tiene una forma de tazón con paredes escarpadas en tres lados, pero abiertas por el lado que desciende al valle. En el circo se da la acumulación del hielo. Éstos empiezan como irregularidades en el lado de la montaña que luego van aumentando de tamaño por el acuñamiento del hielo. Después de que el glaciar se derrite, estos circos suelen ser ocupados por un pequeño lago de montaña denominado tarn. A veces cuando hay dos glaciares separados por una divisoria, y ésta, ubicada entre los circos, es erosionada se crea una garganta o paso. A esta estructura se la denomina puerto de montaña. Los glaciares también son responsables de la creación de fiordos, ensenadas profundas y escarpadas que se encuentran en las altas latitudes. Con profundidades que pueden superar el km, son provocados por la elevación postglacial del nivel del mar y, por lo tanto, a medida que éste aumentaba, las aguas marinas iban penetrando hacia el interior del valle glaciar. El fiordo escandinavo más largo es el de Sogne, con más de 200 km tierra adentro. En latitudes más bajas, el aumento postglacial del nivel del mar produjo también un fenómeno similar que se denomina ría: un valle, en este caso fluvial, ocupado por las aguas marinas después de las glaciaciones del Pleistoceno por el propio aumento del nivel del mar al haberse derretido los grandes glaciares continentales de Eurasia y América del Norte.


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