Glaciar local

Planteaminento

Los glaciares son gruesas masas de hielo que se origina en la superficie terrestre por compactación y recristalización de la nieve mostrando evidencias de flujo en el pasado o en la actualidad.

Los glaciares locales son mucho más modestos que los inlandsis, 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.

Se distinguimos tres tipos de glaciares locales: de plataforma, de valle y de circo.

Formación de glaciares

Los glaciares se forman en regiones donde cae más nieve de la que se derrite. 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 los decenas de metros, el peso es tal que la neviza empieza a desarrollar cristales de hielo más grandes.

En los glaciares, donde el derretimiento se da en la zona de acumulación de nieve, la nieve puede convertirse en hielo rápidamente a través del derretimiento y recongelamiento (en períodos de varios años).
En la Antártida, donde el derretimiento es muy lento o no existe (incluso en verano), la compactación que convierte la nieve en hielo tarda cientos 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.

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 respecto a lo que se derrite en la parte inferior, o término, recibe el nombre de balance glaciar. La acumulación sucede en la parte superior del glaciar y esta zona se la conoce como zona de acumulación. El material acumulado se desplaza sobre el glaciar y puede llegar hasta el borde del glaciar donde se derrite; esta parte se la conoce como zona de ablación. La línea que separa estas dos zonas se llama límite de las nieves perpetuas. La elevación de esta línea varía de acuerdo a las temperaturas y la cantidad de nieve caída. El avance o retroceso de un glaciar está determinado por el aumento de la acumulación o la ablación respectivamente.

Clasificación de glaciares

Los glaciares se clasifican de acuerdo a su tamaño y la relación que mantienen con la topografía.

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.

Estas enormes capas de hielo pueden cubrir una cadena montañosa o un volcán, también se los conoce como glaciares de casquete. Los glaciares de casquete alimentan glaciares de desbordamiento, lenguas de hielo extendiéndose valle abajo lejos de los márgenes de esas masas de hielo más grandes. Aunque por lo general, los glaciares de desbordamiento son glaciares de valle, que se forman por el movimiento del hielo desde un casquete polar o un glaciar de casquete desde regiones montañosas hasta el mar.

Otros glaciares de menor tamaño son los glaciares de meseta. Se parecen a los glaciares de plataforma, 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.

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 serac. 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.

Los glaciares de piedemonte ocupan tierras bajas, amplias en las bases de montañas escarpadas y se forman cuando uno o más glaciares alpinos surgen de las paredes de confinamiento de los valles de montañas. El tamaño de los glaciares 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.

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.

Características de los glaciares

Para comprender bien un glaciar local es necesario estudiar las características del flujo glaciar, y el relieve glaciar.

El período glacial cuaternario

En 1821, un ingeniero suizo, Ignaz Venetz, presentó un artículo en el que sugería la presencia de rasgos de paisaje glaciar a distancias considerables de los Alpes. Esta idea fue refutada por otro científico suizo, Louis Agassiz, pero cuando se encaminó a demostrar su invalidez, en realidad terminó acreditando las presunciones de su colega. En efecto, un año más tarde, Agassiz planteó la hipótesis de un gran período glacial que habría tenido efectos generales y de largo alcance. Esta idea le valdría la fama internacional.

Con el tiempo, y gracias al refinamiento de la geología, se comprobó que hubo varios períodos de avance y retroceso de los glaciares y que las temperaturas reinantes en la Tierra eran muy diferentes de las actuales.

Se ha establecido una división cuádruple del período glacial cuaternario para Norteamérica y Europa. Estas divisiones se basaron principalmente en el estudio de los depósitos glaciares. En América del Norte, cada una de estas cuatro etapas fue nombrada con el estado en los que los depósitos de esas etapas estaban bien expuestos. En orden de aparición son los siguientes: Nebrasquiense, Kansaniense, Illinoiense, y Wisconsiense. Esta clasificación fue refinada gracias al estudio detallado de los sedimentos del suelo oceánico. Gracias a que los sedimentos del suelo oceánico, a diferencia de la superficie terrestre, no están afectados por discontinuidades estratigráficas, son útiles para determinar los ciclos climáticos del planeta.
De esta manera, las divisiones identificadas han pasado a ser unas veinte y la duración de cada una de estas es de aproximadamente 100.000 años. Todos estos ciclos ubicados en lo que se conoce como el período glacial cuaternario.

Durante su auge, el hielo dejó su marca en casi el 30% de la superficie terrestre abarcando unos 10 millones de kilómetros cuadrados de América del Norte, 5 millones de km² de Europa y 4 millones de km² de Siberia. La cantidad de hielo glaciar en el hemisferio norte fue el doble de la del sur. Esto se justifica porque en el polo sur, el hielo no tendría para avanzar más allá del casquete antártico.

En la actualidad se considera que el período glaciar empezó entre 2 y 3 millones de años, en lo que se conoce como Pleistoceno.

Algunos efectos del período glacial cuaternario

Los efectos del período glacial cuaternario todavía se evidencian. Se sabe que especies de animales y plantas se vieron obligados a migrar mientras que otros no pudieron adaptarse. No obstante, la evidencia más importante es el actual levantamiento que experimentan Escandinavia y Norteamérica. Por ejemplo, la bahía de Hudson en los últimos miles de años se sabe que se elevó unos 300 metros. El motivo de este ascenso de la corteza se debe a un ajuste isostático: teoría que sostiene que cuando una masa, como un glaciar, pandea la corteza terrestre, la cual se hunde por la presión; después de que el glaciar se derrite, la corteza empieza a elevarse hasta su posición original, es decir, a su nivel de equilibrio.

Causas de las glaciaciones

A pesar del conocimiento adquirido durante los últimos años, poco se sabe acerca de las causas de las glaciaciones.

Las glaciaciones generalizadas han sido raras en la historia de la Tierra. Sin embargo, la Edad de Hielo en el pleistoceno no fue el único evento de glaciación ya que se han identificado depósitos denominados tilitas, una roca sedimentaria formada cuando se litifica el till glacial.

Estos depósitos encontrados en estratos de edades diferentes presentan características similares como fragmentos de roca estriada, algunas superpuestas a superficies de lecho de roca pulida y acanalada o asociadas con areniscas y conglomerados que muestran rasgos de depósitos de llanura aluvial.

Se han identificado dos episodios glaciares Precámbricos, el primero hace aproximadamente 2.000 millones de años y el segundo hace unos 600 millones de años. Además, en rocas del Paleozoico tardío, de una antigüedad de unos 250 millones de años se encontró un registro bien documentado de una época glacial anterior.

Aunque existen diferentes ideas científicas acerca de los factores determinantes de las glaciaciones las hipótesis más importantes son dos: la tectónica de placas y las variaciones de la órbita terrestre.

Tectónica de placas

Debido a que los glaciares se pueden formar sólo sobre tierra firme, la idea de la tectónica de placas sugiere que la evidencia de glaciaciones anteriores se encuentra presente en latitudes tropicales debido a que las placas tectónicas a la deriva han transportado a los continentes desde latitudes tropicales hasta regiones cercanas a los polos. La evidencia de estructuras glaciares en Sudamérica, África, Australia y la India avalan esta idea, debido a que se sabe que experimentaron un período glacial cerca del final del Paleozoico, hace unos 250 millones de años.

La idea de que las evidencias de glaciaciones encontradas en las latitudes medias está estrechamente relacionada al desplazamiento de las placas tectónicas y fue confirmada con la ausencia de rasgos glaciares en el mismo período para las latitudes más altas de Norteamérica y Eurasia, lo que indica, como es obvio, que sus ubicaciones eran muy diferentes de las actuales.

Los cambios climáticos también están relacionados a las posiciones de los continentes, por lo que han variado en conjunto con el desplazamiento de placas que, además, afectó los patrones de corrientes oceánicas lo que a su vez llevó a cambios en la transmisión del calor y la humedad. Debido a que los continentes se desplazan muy despacio (cerca de 2 centímetros al año), semejantes cambios probablemente ocurren en períodos de millones de años.

Variaciones en la órbita terrestre

Debido a que el desplazamiento de las placas tectónicas es muy lento, esta explicación no puede utilizarse para explicar la alternancia entre climas glacial e interglacial que se produjo durante el Pleistoceno. Por tal motivo, los científicos creen que tales oscilaciones climáticas del Pleistoceno deben estar ligadas a variaciones de la órbita terrestre. Esta hipótesis fue formulada por el yugoslavo Milutin Milankovitch y se basa en la premisa de que las variaciones de la radicación solar entrante son un factor fundamental en el control del clima terrestre.

El modelo está basado en tres elementos:

1. Variaciones en excentricidad de la órbita de la Tierra alrededor del Sol;
2. cambios en la oblicuidad, es decir, los cambios en el ángulo que forma el eje con el plano de la órbita terrestre, y
3. La fluctuación del eje de la Tierra, conocido como precesión.

A pesar de que las condiciones de Milankovitch no parecen justificar grandes cambios en la radiación incidente, el cambio se hace sentir porque cambia el grado de contraste de las estaciones.

Un estudio de sedimentos marinos que contenían ciertos microorganismos climáticamente sensibles hasta hace cerca de medio millón de años atrás fueron comparados con estudios de la geometría de la órbita terrestre, el resultado fue contundente: los cambios climáticos están estrechamente relacionados a los períodos de oblicuidad, precesión y excentricidad de la órbita de la Tierra.

En general, con los datos recogidos se puede afirmar que la tectónica de placas es sólo aplicable para períodos de tiempo muy largos, mientras que la propuesta de Milankovitch apoyada por otros trabajos, se ajusta a las alternancias periódicas de los episodios glaciales e interglaciales del Pleistoceno. Debe tenerse en cuenta que estas proposiciones, están sujetas a críticas. Todavía no se sabe con certeza si hay otros factores involucrados.

Referencias

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Geografía Geomorfología Grandes agentes de transporte del material meteorizado Glaciar

Otras fuentes de información

• Páginas didácticas sobre Geografía
• Primera versión Autor: Luis María Benítez

Notas