GLACIACIÓN
I. DEFINICIÓN:
Una glaciación es un periodo de
larga duración en el cual baja la temperatura global del clima de la Tierra,
dando como resultado una expansión del hielo continental de los casquetes
polares y los glaciares. Las glaciaciones se subdividen en periodos glaciales,
siendo el wisconsiense el último hasta nuestros días.
De acuerdo a la definición dada
por la glaciología, el término glaciación se refiere a un periodo con casquetes
glaciares tanto en el hemisferio norte como en el sur; según esta definición,
aún nos encontramos en una glaciación porque todavía hay casquetes polares en
Groenlandia1 y la Antártida.
I.II. GLACIAR (Definición):
Es una masa de hielo que se
origina en la superficie terrestre por acumulación, compactación y
recritalización de la nieve mostrando evidencias de flujo en el pasado o en la
actualidad. Al igual que los ríos los glaciares también erosionan aunque no son
tan rápidos ya que los glaciares son sólido y no liquido como los ríos, y
suelen dejar una huella importante en el relieve
I.III. PARTES DE UN GLACIAR:
En un glaciar están compuestas
por diversas partes que son:
- HORN: Son los puntos más alto de la montaña que son piramidales que no está cubierta por hielo.
- ARISTAS: Igual que los horn son puntos altos de la montaña, pero sus bordes son agudos.
- CIRCOS: Son las zonas altas donde se acumula la nieve y se transforma en hielo.
- MORRENAS: Son por donde se desliza los sedimentos erosionados.
- GLACIAR PRINCIPAL O LENGUA: Es la masa de hielo que se desliza y erosiona al relieve.
- ESPOLONES TRUNCADOS: Morfología dejada por el paso de un glaciar de acantilado triangular.
II. FORMACIÓN DE LOS GLACIARES:
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
causa 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.
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. 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.
III. TIPOS DE GLACIARES:
Un glaciar es una gruesa masa de
hielo que se origina sobre la superficie terrestre por la acumulación,
compactación y recristalización de la la nieve. Dado que los glaciares son
agentes de erosión, también deben fluir. Aunque se encuentran glaciares en muchas
partes actuales del mundo, la mayoría está localizada en zonas remotas.
III.I. GLACIARES DE VALLE (Alpinos) :
Son los que están en zonas altas
de la montaña.
Existen literalmente miles de
glaciares relativamente pequeños en zonas montañosas elevadas, donde suelen
seguir los valles que en un principio fueron ocupados por corrientes de aguas.
A diferencia de los ríos que previamente fluyeron por esos valles, los
glaciares avanzan con lentitud , quizá unos pocos centímetros al día. Debido a
su localización, estas masas de hielo en movimiento se denominan glaciares de
valle o glaciares alpinos. Cada glaciar es en realidad una corriente de hielo,
confinada por paredes rocosas escarpadas, que fluyen valle abajo desde un
centro de acumulación cerca de su cabecera. Como los ríos, los glaciares de
valle pueden ser largos o cortos, anchos o estrechos, únicos o con afluentes
que se bifurcan. En general, la anchura de los glaciares alpinos es pequeña en
comparación con sus longitudes. Algunos se extienden tan solo una fracción de
kilómetro, mientras que otros continúan durante muchas decenas de kilómetros.
La rama occidental del glaciar Hubbard, por ejemplo, transcurre a lo largo de
112 kilómetros de terreno montañoso en Alaska y el territorio Yukon.
III.II. GLACIARES DE CASQUETE:
III.II. GLACIARES DE CASQUETE:
Es la gran masa de hielo que
cubre terrenos, islas y mares en altas latitudes.
Son los que están en regiones
polares.
III.III. GLACIARES CONTINENTALES DE CASQUETE:
Es la gran masa de hielo que cubre terrenos, islas y mares
en altas latitudes.
Son los más grandes, los que no
les afecta el paisaje y son muy extensos tanto que ocupan toda la superficie
posible, aunque en algunas zonas son delgadas.
En el dominio del polo Sur, el
enorme glaciar de casquete de la antártica alcanza un espesor máximo de casi
4300 metros y abarca un área de más de 13,9 millones de kilómetros cuadrados.
Debido a las proporciones de esas enormes estructuras, a menudo se les denomina
glaciares continentales de casquete. De hecho, el conjunto de todas las áreas
de glaciares continentales de casquete constituye en la actualidad casi el diez
por ciento de la superficie terrestre.
Estas enormes masas fluyen en
todas direcciones desde uno o más centros de acumulación de la nieve y ocultan
por completo todo, excepto las zonas más elevadas del terreno subyacente.
Incluso las fuertes variaciones de la topografía que hay debajo del glaciar
suelen aparecer como ondulaciones relativamente suavizadas en la superficie del
hielo. Esas diferencias topográficas, sin embargo afectan el comportamiento de
los glaciares de casquete, en especial cerca de sus márgenes, al guiar el flujo
en ciertas direcciones y crear zonas de movimiento más rápido y más lento.
III.IV. GLACIARES DE MESETA.
Son los más pequeños y ocupan
mesetas o zonas elevadas.
Como las plataformas glaciares,
los glaciares de meseta entierran por completo el paisaje subyacente, pero son
mucho más pequeños que las estructuras de escala continental. Los glaciares de
meseta aparecen en muchos lugares, entre ellos Islandia y alguna de las grandes
islas del océano Ártico.
III.V. GLACIAR DE DESBORDAMIENTO:
III.VI. GLACIAR DE PIEDEMONTE:
III.VII. GLACIAR DE EXUTORIO:
Son los que van desde las
montañas y se van deslizando hasta que desembocan en el mar.
Como su nombre indica son los que
ocupan zonas bajas de la montaña y su tamaño es muy diferente según en cada
lugar.
Es un glaciar que se forma cuando
uno o más glaciares de valle abandonan una zona montañosa y se desparrama por
una tierra.
Son los que ocupan las
depresiones de lechos glaciares y valles encajonados.
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 hielo.
IV. MOVIMIENTO:
El hielo se comporta como un
sólido quebradizo hasta que su acumulación 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.
V. EROSIÓN:
Las rocas y los sedimentos son
incorporados al glaciar por varios procesos. Los glaciares erosionan el terreno
principalmente de dos maneras: La abrasión y arranque.
V.I. ABRASIÓN Y ARRANQUE:
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, 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
glaciar, lo cual es una información de interés en el caso de antiguos
glaciares.
VI. TRANSPORTE DE GLACIARES:
Los glaciares son los agentes de
transporte de mayor competencia, ya que son capaces de arrastrar bloques de
gran tamaño. Los materiales que viajan sobre la superficie o el interior de la
masa de hielo constituyen las morrenas, que son depósitos móviles. El
transporte glaciar es lento(entre menos de 1 cm y algunos metros al día).
VII. DEPOSITOS DE GLACIARES:
Los depósitos glaciares están
formados por materiales que pueden haber sido erosionados o no por el glaciar,
pero que han sido transportados y posteriormente abandonados por el hielo.
Dependiendo del lugar en el que
hayan viajado en el glaciar, los clastos pueden presentar algunas
características que permiten su identificación cuando se encuentran formando
parte de un depósito, aunque no siempre es así.
Los cantos y bloques que viajan
en el contacto hielo-roca son modificados por el transporte en cuanto a su
"forma", "redondeamiento" y "textura". Con el
tiempo, se van redondeando y adquieren formas en bala o en plancha con las
superficies pulidas. También pueden presentar estrías originadas durante el
desplazamiento por el rozamiento con el sustrato o con otros materiales. Estos
clastos en bala (forma más o menos cilíndrica con un extremo en punta) y
plancha (forma pentagonal) oponen menos resistencia al movimiento del hielo que
los clastos con formas más irregulares. Durante el transporte, el extremo en
punta se orienta hacia la parte alta del glaciar, ya que el hielo se desplaza
más rápidamente que el clasto, por el rozamiento que se genera entre éste y el
sustrato.
Los materiales depositados por el
hielo glaciar reciben el nombre de till.
VII.I.I. RECUBRIMIENTO DE TILL: Vista parcial de una dolina
(depresión kárstica) recubierta de till situada en una zona elevada. La
litología de los clastos ha servido para reconstruir la trayectoria seguida por
el hielo.
VII.I.II. TILL: Recubrimiento continuo de
till situado por encima de la localidad de Piedrafita de Babia. Los clastos son
angulosos, pero la variedad de litologías y su posición topográfica permiten
deducir que se trata de un depósito glaciar.
VII.I.III. BLOQUES CON FORMAS SUBGLACIARES:
Varios clastos, todos de litología calcárea, con formas características de
transporte subglaciar. Alguno de ellos aún conserva las estrías, mientas que
otros las han perdido por meteorización.
VII.I.IV. TILL CON BLOQUES SUBGLACIARES: La
existencia de clastos con formas en plancha pulidas y con estrías (en este caso
una arenisca ferruginosa) facilita el reconocimiento del till, especialmente en
los casos en que éste constituye un recubrimiento discontinuo.
VII.I.V. BLOQUE ERRÁTICO: Bloque de
cuarcita sobre un afloramiento calcáreo. La presencia de un bloque de litología
diferente a la del sustrato puede indicar el espesor alcanzado por el hielo en
la zona y, en ocasiones, ayudar a reconstruir la trayectoria seguida por el
hielo. El tono verde del errático se debe al líquen Rhizocarpum que no crece
sobre las calizas.
En algunos casos, el till puede
presentar morfologías características, así se habla de morrenas laterales,
frontales y terminales.
En el caso de las morrenas
laterales, éstas pueden indicar el espesor que tenía la masa de hielo en esa
zona en el momento en que se formaron.
Las morrenas terminales indican
la posición máxima alcanzada por el frente del glaciar. En muchos casos, como
la Cordillera Cantábrica, estas morrenas terminales no se conservan, ya que
cuando una zona lleva un tiempo deglaciada han podido ser erosionadas por
procesos posteriores.
Las morrenas frontales indican
una detención en la posición del frente y pueden presentarse formando arcos
paralelos, más o menos próximos entre sí, o bien de forma aislada.
VII.II.I. MORRENA DE CIRCO: Pequeña morrena formada durante las
últimas fases de retroceso, cuando el hielo formaba un "glaciar de
circo".
VII.II.II. MORRENA FRONTAL: Esta morrena, con el frente a 1.370 m,
presenta una forma asimétrica. El punto más alto de este pequeño circo,
orientado al norte, está a 1.700 m.
VII.II.III. MORRENAS FRONTALES Y ESPOLONES
TRUNCADOS: En este valle lateral, ademas de dos morrenas frontales con forma de
arco se observa el frente de un valle tributario truncado por la erosión
glaciar. Las terrazas que se ven en primer plano son antrópicas.
VII.II.IV. MORRENAS FRONTALES: En los alrededores de la localidad de
Piedrafita de Babia, existe un elevado número de morrenas frontales formadas
por el hielo que procedía de la zona de Somiedo. Se distingue un conjunto de
pequeños arcos paralelos (cóncavos hacia la izquierda) que indicarían
detenciones sucesivas del frente glaciar durante una etapa de retroceso.
VII.II.V. MORRENAS FRONTALES: Zona situada al oeste de Piedrafita de
Babia. Una de las morrenas frontales produjo la obturación de un valle lateral
(Campo de la Mora) y un cambio posterior en la red fluvial.
VII.II.VI. LAGUNA CERRADA POR MORRENAS LATERO-FRONTALES: Algunas
lagunas pueden encontrarse ocupando zonas planas relacionadas con las
irregularidades en los perfiles longitudinales de los valles.
VII.II.VII. MORRENA LATERAL: Esta morrena produce la obturación de un
pequeño valle lateral. En el caso de que se hubieran formado depósitos de
obturación, éstos podrían ser utilizados para datar el momento de formación de
la morrena.
VII.II.VIII. MORRENAS LATERALES: Las morrenas laterales de un valle pueden
tener un desarrollo asimétrio, con en este caso, controlado por diversos factores
(orientación del valle, litologías, procedencia del hielo, volumen de aportes
supraglaciares...). Entre las crestas de las dos morrenas hay una diferencia de
altura aproximada de 15 m.
VIII. BLOQUES ERRÁTICOS:
Un bloque errático, en geología y
en geomorfología, es un fragmento de roca relativamente grande que difiere por
su tamaño y tipo de la roca nativa de la zona en la que se apoya. Los
«erráticos» toman su nombre de la palabra latina errare, y fueron transportados
por el hielo de los glaciares, a menudo a distancias de cientos de kilómetros,
quedando depositados cuando se fundió el hielo. Los bloques erráticos pueden
variar en tamaño desde guijarros hasta piedras de gran tamaño, como los bloques
de Okotoks o la Big Rock (16.500 toneladas), en Alberta. Se han encontrado
bloques erráticos por todas partes donde hubo glaciares, en Alemania, en
Londres, en Lyon, en Estados Unidos o en Canadá.
Los geólogos identifican los
bloques erráticos estudiando su composición y la de las rocas que los rodean y
son importantes porque:
al ser transportados por los
glaciares, son un indicador de la probable trayectoria del movimiento del
glaciar prehistórico. Su origen litográfico puede remontarse a la roca madre,
lo que permite la confirmación de la ruta del flujo de hielo.
pueden ser transportados por
hielo flotante (ice-rafting). Esto permite la cuantificación de la extensión de
las inundaciones glaciales resultantes del colapso de los diques de hielo, que
liberaron las aguas almacenadas en los lagos proglaciales como el lago
Missoula. Los bloques erráticos llevados por las balsas de hielo se quedaron
varados y, posteriormente, se derritieron, dejando caer su carga, muestran la
caracterización de las marcas de agua alta en caso de inundaciones transitorias
en áreas como el estacional lago Lewis.
los bloques erráticos caídos en
icebergs fundidos en el océano pueden ser usado para rastrear los movimientos
de los glaciares en la regiones de la Antártida y el Ártico para períodos
anteriores al registro de retención. Estos pueden ser correlacionadas con la
temperatura del océano y los niveles para entender mejor y calibrar los modelos
climáticos globales.
La Desglaciación, o reducción de la masa de hielo, es un fenómeno producido por la contaminación y los cambios climáticos mundiales y constituye una grave amenaza para Perú, pues los nevados andinos son su reserva acuífera. Este proceso es estudiado y evaluado científicamente desde 1896.
IX.I. CAUSAS DE LAS DESGLACIACIONES:
IX.I.I. VERANOS MÁS CÁLIDOS: Durante la
época de verano, la radiación solar en las latitudes altas del hemisferio
norte, que según los ciclos de Milankovitch, empezó a incrementarse hace 22.000
años, aumento la fusión de los hielos. Y durante los inviernos, al permanecer
todavía frío el Atlántico Norte, empezó a generarse un suministro insuficiente
de agua evaporada, con lo que la acumulación de nieve invernal en los mantos
continentales (Laurentino y Fino escandinavo) comenzó a ser cada vez menor en
relación a lo que se perdía por fusión en los veranos.
IX.I.II. DISMINUCIÓN DEL ALBEDO: Una vez iniciado el retroceso de los hielos en
los bordes meridionales de los mantos, se provoco un punto decisivo: en las
altas latitudes de Norteamérica y de Eurasia, el bosque boreal, que iba
recuperando terreno a la tundra, hizo disminuir el albedo del ambiente sobre
todo durante la época de primavera y del verano, con lo que aumentó la temperatura
media durante todo el año.
IX.I.III. CAMBIOS EN LA CIRCULACIÓN DE
VIENTOS: La disminución de altura del gran manto Laurentino modificó las
corrientes de vientos, especialmente los de las latitudes medias. El flujo que
se generaba desde el Pacífico hacia Norteamérica, al toparse con un obstáculo
menor, aumentó su componente zonal oeste-este. También en la parte norte de
Europa, el descenso durante el invierno de los anticiclones de bloqueo que
antes provocaba el manto Fino escandinavo contribuyó a una penetración de
manera mas cómoda en el continente de las masas de aire templadas llegadas del
Atlántico
IX.I.IV. AUMENTO DE LOS GASES INVERNADERO:
Otro factor que probablemente aceleró la
descongelación y talvez aporto a que esta fuese global y que no se centrase
exclusivamente en el hemisferio norte fue el incremento de los gases
invernadero.
IX.II.I. VARIACIONES EN EL NIVEL DE
OCÉANOS Y MARES: Durante una glaciación
el agua se congela quedando retenida de esta forma en el continente,
produciéndose un descenso general en el nivel de agua de los océanos, incluso
puede ocurrir la formación de puentes de hielos entre continentes que se
encontraban separados por los océanos.
IX.II.II. MODIFICACIONES EN LA RED
HIDROGRÁFICA: Numerosos glaciares originan
cursos de agua que persisten aun
cuando haya cesado la actividad glaciar. Los cambios en el nivel de los océanos
y mares provocan variaciones en el nivel base de los ríos, lo que determina
cambios importantes a nivel longitudinal
del mismo.
IX.II.III. GRANDES MIGRACIONES DE FLORA Y
FAUNA: Estas no están adaptadas a las nuevas condiciones y emigran hacia zonas más templadas. En los
periodos de ínter-glaciación también tiene lugar dichas migraciones, siendo en
este caso en sentido contrario.
Localización de los Principales
Glaciares Peruano.
X.I. EN LA CORDILLERA BLANCA(Ancash):
- Huascarán (el más alto del Perú con 6 768 m)
- Huandoy
- Huancarhuas
- Alpamayo
- Las Gaviotas y Pasto Rumi
X.II. CORDILLERA DE HUAYHUASH (límite entre ancash, huánuco y
lima):
- Yerupajá
- Siluá
X.III. CORDILLERA CHILA – HUANZO (Arequipa):
- Coropuna
- Solimana
- Ampato – Sabancaya
- Firura y Choquecorao
X.IV. CORDILLERA VILCABAMBA (Cuzco):
- Sacsarayoc
- Salkantay
X.V. CORDILLERA AUSANGATE:
- Ausangate
X.VI. CORDILLERA DE CARABAYA (PUNO):
- Quelcayo
- Quenamari
- Culijón
- Ananea
- Palomani
X.VII. CORDILLERA DE MARCAVALLE (Junín):
- Huaytapallana.
