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Relieve glaciar

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

Accionamiento

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

Diagrama del arranque glaciar y la abrasión: Abrasión y arranque

La labor erosiva de los hielos es muy efectiva. Se trata de un trabajo llevado a cabo por la presión del hielo y los materiales de transporta. 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, se produce cuando el agua de fusión penetra en las grietas y las diaclasas del lecho de roca y del fondo del glaciar y se congela. Conforme el agua se expande, actúa como una palanca que suelta la roca levantándola. De esta manera, 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.

Otra de las características visibles de la erosión glaciar son las estrías glaciares. Éstas se producen cuando el hielo de fondo contiene grandes trozos de roca que marcan surcos en el lecho de roca. Cartografiando la dirección de las estrías se puede determinar el desplazamiento del flujo glaciar.

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. La capacidad de erosión de la superficie por debajo del glaciar.

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

Una vez que el material es incorporado al glaciar, puede ser transportado varios kilómetros antes de ser depositado. Todos los depósitos dejados por los glaciares reciben el nombre de derrubio glaciar. Los derrubios glaciares se dividen por los geólogos en dos tipos distintos:

  • Materiales depositados directamente por el glaciar, que se conocen como tills o barro glaciar.
  • Los sedimentos dejados por el agua de fusión del glaciar, denominados derrubios estratificados.

Morrenas

Morrenas

El nombre más común para los sedimentos de los glaciares es el de morrena. 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.

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.

Una morrena terminal es un montículo de till que se forma al final de una 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. Las morrenas terminales que se depositaron durante las estabilizaciones ocasionales del frente de hielo durante los retrocesos se denominan morrenas de retroceso, pero esta es, ya, una forma de acumulación.

La morrena lateral es exclusiva de los glaciares alpinos. 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 viajan en forma paralela a los laterales del valle.

Cuando se produce una confluencia de dos lenguas la unión de sus respectivas morrenas laterales forma una morrena mediana o central. Este tipo de morrenas es exclusiva de los glaciares alpinos. En realidad se trata de las morrenas laterales, que se unen para formar una franja central oscura. 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. Aparece cuando 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 till en forma de llanuras onduladas. Se ve, entonces, una capa de till suavemente.

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

Depósitos morrénicos

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 vallums, 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.

Drumlins

Drumlins

En determinadas áreas que en alguna ocasión estuvieron cubiertas por glaciares de casquete continentales existe una variedad especial de paisaje glacial caracterizado por colinas lisas, alargadas y paralelas llamadas drumlins.

Los drumlins son colinas asimétricas de perfil aerodinámico compuestas principalmente por till. Su altura oscila entre 15 a 50 metros y pueden llegar a medir hasta 1 km de longitud. El lado empinado de la colina mira la dirección desde la cual avanzó el hielo, mientras que la pendiente más larga sigue la dirección de desplazamiento del hielo.

Los drumlins no aparecen en forma aislada, por el contrario, se encuentran agrupados en lo que se denomina campos de drumlins. Uno de ellos se encuentra en Rochester (Nueva York), y se calcula que contiene unos 10.000 drumlins.

Si bien no se sabe con certeza cómo se forman, si se observa el aspecto aerodinámico, se puede inferir que fueron moldeados en la zona de flujo plástico de un glaciar antiguo. Se cree que muchos drumlins se originan cuando los glaciares avanzan sobre derrubios glaciares previamente depositados, remodelando el material.

Es una forma típica del dominio morfoclimático periglaciar.

Derrubios glaciares estratificados

El agua que surge de la zona de ablación se aleja del glaciar en una capa laminar que transporta fino sedimento; al medida que disminuye la velocidad, los sedimentos contenidos empiezan a depositarse y entonces el agua de fusión empieza a desarrollar canales anastomosados. Cuando esta estructura se forma en asociación de un glaciar de plataforma, forma una llanura aluvial y cuando está fundamentalmente confinada en un valle de montaña, se la suele denominar tren de valle.

Paisaje producido por un glaciar en retroceso

Las llanuras de aluvión y los trenes de valle suelen estar acompañados de cuencas conocidas como kettles. Las depresiones de glaciar se producen también en depósitos de till. Estas depresiones se producen cuando enormes bloques de hielo quedan estacados en el derrubio glaciar y después de derretirse dejan huecos en el sedimento.

Los diámetros de estas depresiones, por lo general, no superan los 2 km., salvo en Minnesota, donde algunos tienen hasta 50 km. de diámetro. Las profundidades oscilan entre los 10 y 50 metros.

Es una forma típica del dominio morfoclimático periglaciar.

Depósitos en contacto con el hielo

Cuando un glaciar disminuye su tamaño hasta un punto crítico, el flujo se detiene y el hielo se estanca. Mientras tanto, las aguas de fusión que corren por encima, en el interior y por debajo del hielo deja depósitos de derrubios estratificados. Por ello, a medida que el hielo va derritiéndose, va dejando depósitos estratificados en forma de colinas, terrazas y cúmulos. Este tipo de depósitos se los conoce como depósitos en contacto con el hielo.

Cuando estos depósitos tienen la forma de colinas de laderas empinadas o montículos se los llama kames. Algunos kames se forman cuando el agua de fusión deposita sedimentos a través de aberturas en el interior del hielo. En otros casos, sólo es el resultado de abanicos o deltas hacia el exterior del hielo producidos por el agua de fusión.

Cuando el hielo glaciar ocupa un valle pueden formarse terrazas de kame a lo largo de los lados del valle.

Un tercer tipo de depósito en contacto con el hielo está caracterizado por sinuosas crestas largas y estrechas compuestas fundamentalmente de arena y grava. Algunas de estas crestas tienen alturas que superan los 100 metros y sus longitudes sobrepasan los 100 km. se trata de los eskers, crestas depositadas por los ríos de aguas de fusión que fluyen encima, dentro y por debajo de una masa de hielo glaciar estancada.

Todas estas formas son propias del dominio morfoclimático periglaciar.

Valles glaciares y formas asociadas

Paisaje de un glaciar activo

Los valles de montaña tienen una característica forma de V, producido por la erosión del agua en la vertical. Sin embargo, durante la glaciación esos valles se ensanchan y profundizan lo que da lugar a la creación de un valle glaciar en forma de U. Además de su profundización y ensanchamiento del valle, el glaciar también alisa a 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, 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.

En las partes del suelo que fueron afectadas por el arranque y la abrasión, pueden ser rellenados por los denominados lagos pater noster, 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 va siendo aumentadas 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 creando 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 los 1.000 metros provocadas por la elevación postglacial del nivel del mar y por lo tanto, a medida que este aumentaba los glaciares cambiaban su nivel de erosión.

Además de las características que los glaciares locales crean en un terreno montañoso, también es probable encontrar crestas sinuosas de bordes agudos que reciben el nombre de aristas y picos piramidales y agudos llamados horns.

Ambos rasgos pueden tener el mismo proceso desencadenante: el aumento de tamaño de los circos producidos por arranque y por la acción del hielo. En el caso de los horns, el motivo de su formación son los circos que rodean a una sola montaña.

Las aristas surgen de manera similar; la única diferencia se encuentra que en los circos no están ubicados en círculo, sino más bien en lados opuestos a lo largo de una divisoria. Las aristas también pueden producirse con el encuentro de dos glaciares paralelos. En este caso, las lenguas glaciares van estrechando las divisorias a medida que se erosionan y pulen los valles adyacentes.

Todas estas formas son propias del dominio morfoclimático periglaciar.

Referencias

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Otras fuentes de información

Notas