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Los Glaciares: una parte de dos ciclos basicos. - Tipos de Glaciares: Glaciares de Valle (Alpinos) - Glaciares de Casquete - Otros tipos de Glaciares. Formacion del Hielo Glaciar - Movimiento de un Glaciar: Velocidad de Movimiento de un Glaciar - Balance de Un Glaciar. Erosion Glaciar. Formaciones Geologicas x Glaciar: Valles Glaciares - Aristas y Horns - Rocas Aborregadas.

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Depositos Glaciares. Formas Constituidas por Tills: Morrenas Laterales y Centrales - Morrenas terminales y laterales - Drumlins. Formas Constituidas por Derrubios Glaciares: Llanuras Aluviales y Valley Trains - Depositos en contacto con el Hielo. Teoria Glaciar y El Periodo Glaciar Cuaternario.- Causas de Las Glaciaciones: Tectonica de placas - Variaciones en la Orbita de la Tierra.

RUTAS GEOLOGICAS ARAUCANIA

GEOLOGIA GENERAL

GLACIARES Y GLACIACIONES


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Los Glaciares y Glaciaciones

En la actualidad, los Glaciares cubren casi el 10% de la superficie terrestre; sin embargo, en el pasado geológico reciente los casquetes polares cubrían enormes áreas con hielo de miles de metros de espesor. Muchas regiones todavía tienen la marca de esos glaciares. El carácter fundamental de lugares tan diversos como los Alpes, Cape Cod, y el valle Yosemite fue labrado por masas de hielo glaciar ahora desaparecidas. Además. Regiones como long Island, los grandes lagos y los fiordos de noruega y Alaska deben su existencia a los glaciares. Los Glaciares por supuesto , no son simplemente un fenómeno del pasado geológico. Como veremos, siguen esculpiendo y depositando derrubios en muchas regiones en la actualidad.

Los Glaciares: una parte de dos ciclos básicos

Los glaciares forman parte de dos ciclos fundamentales del sistema tierra: el ciclo hidrológico y el ciclo de las rocas. Antes hemos aprendido que el agua de la hidrosfera está en un ciclo constante por la atmósfera, la biosfera y la tierra sólida. Una y otra vez el agua se evapora de los océanos a la atmósfera, precipita sobre la superficie terrestre y fluye por los ríos y bajo la tierra de vuelta al mar. Sin embargo, cuando las precipitaciones caen a grandes altitudes o latitudes elevadas, el agua quizá no pueda abrirse camino inmediatamente hacia el mar. En cambio, puede convertirse en parte de un glaciar durante muchos decenios, centenares o incluso miles de años. Durante el tiempo en el que le agua permanece en un glaciar, puede constituir una fuerza erosiva potente, los procesos erosivos son una parte importante del ciclo de las rocas. Como los ríos y otros procesos erosivos, el hielo en movimiento modifica el paisaje a medida que acumula, transporta y deposita sedimentos.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

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.

Glaciares de Valle (Alpinos)

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.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Glaciares de Casquete.

Al contrario que los glaciares de valle, los glaciares de casquete existen en una escala mucho mayor. La poca radiación solar anual total que alcanza los polos hace que estas regiones sean idóneas para grandes acumulaciones de hielo. Aunque en el pasado han existido muchos glaciares de casquete, sólo dos alcanzan este estatus en la actualidad (figura 18.1). En la zona del polo Norte, Groenlandia está cubierta por un glaciar de casquete imponente que ocupa 1,7 millones de kilómetros cuadrados, o alrededor del 80 por ciento de esta gran isla. Con un promedio de casi 1500 metros de espesor, en algunos lugares el hielo se extiende 3000 metros por encima del sustrato rocoso de la isla.

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.

Figura GLACIA-01. Los únicos glaciares continentales de casquete actuales son los que cubren Groenlandia y La Antártida. sus áreas combinadas representan casi el 10 por ciento del área de su superficie de la Tierra. El Casquete Polar de Groenlandia ocupa 1,7 millones de kilometros cuadrados, alrededor del 80 por ciento de la isla. El área del casquete polar antártico abarca casi 14 millones de kilómetros cuadrados. Las plataformas glaciares ocupan los 1,4 millones de kilómetros cuadrados más adyacentes al glaciar de casquete antártico.

A lo largo de porciones de la costa antártica, el hielo glaciar fluye al interior de las bahías, creando las denominadas plataformas glaciares. Son masas grandes, relativamente planas, de hielo flotante que se extienden mar adentro desde la costa, pero permanecen ligadas a la tierra por uno más lados. Las plataformas son mas gruesas en los lados situados tierra adentro y se adelgazan hacia el mar. Están sostenidas por el hielo del glaciar de casquete adyacente , además de ser eliminadas por la nieve y la congelación del agua del mar en sus bases. Las plataformas glaciares de la antártida se extienden a lo largo de casi 1,4 millones cuadrados de kilómetros cuadrados. Las plataformas glaciares Ross y Filchner

Son las mayores; la plataformas glaciar Ross abarca ella sola un área de un tamaño próximo al de Texas (Figura GLACIA-01). En los últimos años, el control por satélite ha mostrado que algunas plataformas glaciares se están separando. En el recuadro 18.1 se analiza este tema.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Otros tipos de Glaciares.

Además de los glaciares de Valle y glaciares de casquete, se han identificado también otros tipos de glaciares. Cubren algunas tierras elevadas y algunas mesetas con más de hielo glaciar denominadas Glaciares de meseta. 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. (Figura GLACIA-02).

Los únicos glaciares continentales de casquete actuales son los que cubren Groenlandia y la Antártida, sus áreas combinadas representan casi el diez por ciento del área de superficie de la tierra. El casquete polar de Groenlandia ocupa , 1,7 millones de kilómetros cuadrados, o alrededor del 80 porciento de la isla. El área del casquete polar antártico abarca casi 14 millones de kilómetros cuadrados. Las plataformas glaciares ocupan los 1,4 millones de kilómetros cuadrados más adyacentes al glaciar de casquete antártico.

Figura GLACIA-02. El casquete polar de esta imagen captada por satélite es el Vantnajükull, al sureste de Islandia (jükull significa casquete en Danés) en 1996 el volcán Grimsvötn entro en erupción por debajo del casquete y produjo grandes cantidades de agua glaciar de fusión que creo inundaciones( imagen LandSat de la Nasa).

Entender la Tierra

El derrumbamiento de los Casquetes polares del Antártico

En estudios en los que se han utilizado imágenes recientes captadas por satélite se muestra que partes de alguras plataformas glaciares se están separando. Por ejemplo. durante un intervalo de l5 días de febrero y marzo de 2002, urra plataforma glaciar del lado oriental de la península Antártica, conocida como la plataforma glaciar Larsen B, se fracturó y se separó del continente (Figura 18.A). El acontecimiento envió miles de icebergs a la deriva en el mar Weddell adyacente (véase Figua 18.1). En total, se separaron unos 3.250 Kilómetros cuadrados de plataforma glaciar. (Como referencia, todo el estado de Rhode lsland cubre 2.71 7 kilómetros cuadrados.) Éste no fue un acontecimiento aislado, sino parte de urla tendencia. Durante cinco años, la plataforma glaciar Larseo B se redujo en unos 5.700 Kilómetros. Además, desde 1974, la extensión de siete plataformas glaciares que rodean la península Antártica disminuyó en unos 11.500 kilómetros cuadrados.

¿Por qué se separaron estas masas de hielo flotante? ¿Podrían producirse con- secuencias graves?

Los científicos atribuyen la separación de los casquetes polares al fuerte calentamiento climático nregional. Desde aproximadamente 1950, las temperaturas en el Antártico han aumentado en 2,5 ºC. El

ritmo aproximado de calentamiento ha sido de 0,5 ºC por década. Si las temperaturas continúan aumentando, una plataforma glaciar adyacente a Larsen B puede empezar a retroceder en las próximas

décadas. Además, el calentamiento regional de sólo unos pocos grados puede ser suficiente para hacer que partes de la enorme plataforma glaciar Ross se desestabilice y empiece a separarse (véase Figura 18.1).

¿Cuáles serían las consecuencias ? Los científicos del National Snow. and Ice Data Center (NSlDC) sugieren lo siguiente:

Si bien la separación de los casquetes polares de la península tiene pocas consecuencias en el aumento del nivel del mar, la separación de otras plataformas del Antártico podría tener un gran efecto sobre el ritmo al que el hielo se separa del continente. Los casquetes polares actúan como un sisremá de contrafuerte o freno para lo: glaciares. Además, Ios casquetes mantienen el aire marino más caliente alejado de los glaciares; por consiguiente moderan la cantidad de fusión que se produce en las superficies de los glaciares. Una vez que sus plataformas glaciares se retiran, la velocidad de Ios glaciares aumenta debido a la percolación del agua de fusión o la reducción de las fuerzas de freno, o ambas cosa.. y pueden empezar a liberar más hielo en el océano. Ya se observan aumentos de la velocidad del hielo glaciar en zonas de la Península de las que los casquetes polares se desintegraron en años anteriores*..

La adición de grandes cantidades dehielo glaciar al océano podría, de hecho, provocar un aumento significativo del nivel del mar.

Recordemos que lo que se sugiere aquí es todavía una especulación, ya que nuestro conocimiento de la dinámica de los casquetes polares y los glaciares de la Antártida es incompleto. Será preciso realizar más controles por satélite y más estudios en este ámbito para predecir con mayor precisión los posibles aumentos del nivel mundial del mar provocados por el mecanismo aquí descrito.

" National Snow and Ice Data Center << Antartic IÉ- Shelf Collapss", 21 de marzo de 2002, http://nside.org/iceshelves/larsenb2002.

A menudo, los casquetes polares y los glaciares de casquete alimentan a glaciares de desbordamiento. Estas lenguas de hielo fluyen valle abajo extendiéndose hacia fuera de los márgenes de esas masas de hielo más grandes. Las lenguas son esencialmente glaciares de valle que se producen por el movimiento del hielo desde un casquete polar o un glaciar de casquete a través de terrenomontañoso, hasta el mar. Cuando encuentran el mar, algunos glaciares de desbordamiento se expanden comoplataformas glaciares flotantes. A menudo se producen muchos icebergs.

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 montaña. En este caso, el hielo que avanza se expande formando una amplia cobertura de hielo. El tamaño de los glaciares de piedemonte varía mucho. Entre los mayores se encuentran el glaciar Malaspina situado a lo largo de la costa del sur de Alaska. Abarca más de 5.000 kilómetros cuadrados de la llanura costera plana situada al pie de la elevada cordillera San Elías(Figura 18.3).

 

F¡gura GLACIA-A Esta imagen de satélite muestra el casquete polar Larsen B durante

su hundimiento a principios de 2002. (lmagen cortesía de la NASA.)

Figura GLACIA-03 El glaciar Malaspina, al sureste de Alaska, es considerado un ejemplo clásico de un glaciar de piedemonte. Los glaciares de piedemonte se producen cuando los glaciares de valle salen de una cordillera montañosa y eñtran en tierras bajas extensas, ya no están confinados por los laterales y se expanden hasta convertirse en amplios lóbulos. El glaciar Malaspina es en realidad un glaciar compuesto, formado por la unión de varios glaciares de valle; entre ellos, los glaciares prominentes que aparecen aquí son el glaciar Agassiz (¡zquierda) y el glaciar Seward (derecha). En total, el glaciar Malaspina mide hasta 65 kilómetros de ancho y se extiende a lo largo de 45 kilómetros, desde El frente montañoso casi hasta el mar. Esta vista perspectiva hacia el norte cubre un área aproximada de 55 kilómetros x 55 kilómetros. Se creó a partir de una imagen del satélite Landsat y un modelo de elevación generado por la Shuttle Radar Topography Mission (SRTM). Estas imágenes son excelentes herramientas para cartografiar la extensión geográfica de los glaciares y para determinar si estos glaciares están adelgazando o engrosando. (lmagen de NASA,/IPL.)

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

¿Qué pasaría si se fundiera el hielo?

¿Qué cantidad de agua se almacena en el hielo de un glaciar?

Los cálculos realizados por el U. S. Geological Survey indican que sólo algo más del 2 por ciento del agua mundial se encuentra en los glaciares. Pero incluso un 2 por ciento de una cantidad enorme es mucho. El volumen total aproximado de sólo los glaciares de valle es 210.000 kilómetros cúbicos, comparable a la combinación del volumen de los lagos de agua salina y de agua dulce más grandes del mundo.

En cuanto a los glaciares de casquete, la de la Antártida está compuesta por el 80 por ciento del hielo mundial y casi dos tercios del agua dulce de la Tierra, y cubre casi 1,5 veces el área de Estados Unidos. Si este hielo se fundiera, el nivel del mar se elevaría alrededor de ó0 a 70 metros y el océano inundaría muchas zonas costeras densamente pobladas (Figura 18.4).

La importancia hidrológica del hielo de la Antártida puede ilustrarse de ot¡a manera. Si los glaciares de casquete se fundiera a un ritmo uniforme, podría alimentar (1) el río Mississippi durante más de 50.000

años, (2) todos los ríos de Estados Unidos durante unos 17.000 años, (3) el río Amazonas durante aproximadamente 5.000 años o (4) todos los ríos del mundo du rante unos 750 años.

¿Pueden formarse glaciares en zonos tropicales?

Por supuesto. Los glaciares suelen formarse allí donde hay temperaturas bajas y aportaciones adecuadas de nieve. Dado que las temperaturas descienden al aumentar la altitud, puede haber glaciares en los trópicos a grandes alturas. Incluso cerca del ecuador pueden formarse glaciares a altitudes de más de 5.000 metros. El monte Kilimanjaro de Tanzania, situado prácticamente sobre el ecuador a una altitud de 5.895 metros, es ur ejemplo. Su nombre (..Kilima" en swahili signrñca montaña, y "Njaro' signifrca brillante) es una referencia a la cima blanca de hielo que, cuando está iluminada, puede verse desde grandes distancias. El cambio climático está provocando la disminución de los glaciares del Kilimanjaro, de modo que en l5 o 20 años el hielo desaparecerá por completo.

figura GLACIA-04 En este mapa de una parte de Norteamérica se muestra la línea de costa actual en comparación con la línea de costa existente durante el último período glacial (hace 18.000 años) y la línea de costa que habría si se fundieran los glaciares de casquete actuales de Croenland¡a y la Antártida. (Tomado de R. H. Dott, Jr, y R. L. Batlan, Evolution of the Herat , Nueva york:

Mccraw Hill, 19l1 . Reimpreso con el permiso del editor)

figura 18.5 Conversión de la nieve recién caída en hielo glaciar cristalino y denso.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Formación del Hielo Glaciar

I,a nieve es la materia prima a partir de la cual se origina el hielo glaciar; por consiguiente, los glaciares se forman en áreas donde cae más nieve en invierno de la que se derrite durante el verano. Antes de que se cree un glaciar la nieve debe convertirse en hielo glaciar. Esta transformación se muestra Ia Figura 18.5.

Cuando las temperaturas permanecen por debajo del punto de congelación después de una nevada, la acumulación esponjosa de los delicados cristales hexagonales pronto empieza a cambiar. A medida que el aire se infiltra por los espacios que quedan entre los cristales, los extremos de los cristales se evaporan y el vapor de agua se condensa cerca de su centro. De esta manera los copos de nieve se hacen más pequeños, más gruesos y más esféricos, y desaparecen los espacios porosos grandes. Median-

te este proceso el aire es expulsado y, lo que en una ocasión fue nieve esponjosa y ligera, recristaliza en una masa mucho más densa de pequeños granos que tienen la consistencia cle una aren¡ gruesa. Esta nieve recristalizada granular se denomina neviza 1. sueles encontrarse corno componente de antiguos bancos de nieve cerca del final del invierno. A medida que se añade más nieve, aumenta la presión en las capas inferiores, compactando con ello los granos de hielo situados en profundidad. Cuando el es-

pesor del hielo y de la nieve supera los 50 metros, el peso es suficiente para fusionar la neviza en una masa sólida de cristales de hielo trabados. Se acaba de formar el hielo glaciar.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Movimiento de un glaciar

Glaciares y Glaciaciones: Balance de un glaciar

El movimiento del hielo glaciar se suele denominar flujo. El hecho de que el movimiento glaciar se describa de esta manera parece paradójico: ¿cómo puede fluir un sólido?

La forma mediante la cual fluye el hielo es compleja y básicamente de dos tipos. El primero de ellos, el flujo plástico, implica el movimiento dentro del hielo. El hielo se comporta como un sólido quebradizo hasta que la presión que tiene encima es equivalente al peso de unos 50 metros de hielo. Una vez sobrepasada esta carga, el hielo se com porta como un material plástico y empieza a fluir. Este flujo se produce debido a la estructura molecular del hielo.

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 consiguiente, cuando un esfuerzo sobrepasa la fuerza de los enlaces que mantienen unidas las capas, éstas permanecen intactas y se deslizan unas sobre otras.

Un segundo mecanismo, y a menudo igual de importante, del movimiento glaciar consiste en el desplazamiento de toda la masa de hielo a lo largo del terreno. Con la excepción de algunos glaciares localizados en las regiones polares, donde el hielo está probablemente congelado hasta el lecho de roca sólida, se piensa que la mayoría de los glaciares se mueve mediante este proceso denominado deslizamiento basal. En este proceso, el agua de fusión actúa probablemente como un gato hidráulico y quizá como un lubricante que ayuda al desplazamiento del hielo sobre la roca. El origen del agua líquida esá relacionado en parte con el hecho de que el punto de fusión del hielo disminuye a medida que aumenta la presión. Por consiguiente, en las zonas profundas del interior de un glaciar, el hielo puede estar en el punto de fusión, aun cuando su temperatura sea inferior a 0 oC. Además, otros factores pueden contribuir a la presencia de agua de fusión dentro de las zonas profundas del glaciar. Las temperaturas pueden incrementarse mediante el flujo plástico (un efecto similar al calentamiento por

fricción), el calor añadido desde el interior de la Tierra y la recongelación del agua de fusión que se ha escurrido desde arriba. El último proceso depende de la propiedad, según la cual, a medida que el agua cambia de estado de líquido a sólido, se libera calor (denominado calor latente de fusión).

En la Figura 18.ó se ilustran los efectos de estos dos tipos básicos de movimiento glaciar. Este perfil vertical a través de un glaciar también demuestra que no todo el hielo fluye hacia delante a la misma velocidad. La fricción por arrastre con el fondo del sustrato rocoso hace que las partes inferiores del glaciar se muevan mucho más despacio.

Al contrario que en la parte inferior del glaciar, los 50 metros superiores, más o menos, no están sometidos a la suficiente presión como para exhibir flujo plástico. Antes bien, el hielo de esta zona superior es frágil y se le suele denominar, con propiedad, zona de fractura, El hielo de la zona de fractura es transportado .<> por el hielo inferior. Cuando el glaciar se mueve sobre un terreno irregular, la zona de fractura está sujeta a tensión, lo que provoca hendiduras denominadas grietas. Estas hendiduras abismales pueden hacer que sea peligroso viajar a través de los glaciares y pueden extenderse hasta profundidades de 50 metros. Por debajo de esta profundidad, el flujo plástico las sella.

Figura GLACIA-06 Corte vertical a través de un glaciar que ilustra el movimiento del hielo. EI movimiento del glaciar se divide en dos componentes. Por debajo de los 50 metros, el hielo 5e comporta plásticamente y fluye. Además, toda la masa de hielo puede deslizarse a Io largo del terreno. El hielo de la zona de fractura es transportado "a cuestas". Obsérvese que la velocidad de movimiento es la más lenta en la base del glaciar donde la fricción por arrastre es mayor.

 

He oído que los icebergs podrían utilizarse como una fuente de agua en los desíertos. ¿Es eso posible?

Es cieto que las personas que viven en zonas áridas han estudiado seriamente la posibilidad de remolcar icebergs desde la Antártida para que sirvan de fuente de agua dulce. Seguro que hay un gran abastecimiento. Cada año, en Ias aguas que rodean la Antártida, unos 1.000 kilómetros cúbicos de hielo glaciar se separan y crean icebergs. Sin embargo, hay problemas tecnológicos significativos que difícilmente se superarán pronto. Por ejemplo, todavía no se han desarrollado buques capaces de remolcar grandes icebergs (de 1 a 2 kilómetros de diámetro). Además, habría una pérdida sustancial

de hielo por la fusión y la evaporación que tendrían lugar a medida que el iceberg se arrastrara lentamente (durante un año) a través de las aguas cálidas del océano.

Velocidades de movimiento de un glaciar

A diferencia del flujo de las corrientes de agua, el movimiento de los glaciares no es evidente. Si pudiéramos observar a glaciar alpino moverse, veríamos que, como el agua de un río, todo el hielo del valle no se mueve valle abajo a una velocidad igual. De la misma manera que la fricción con el fondo del lecho de roca hace más lento el movimiento del hielo en el fondo del glaciar, la fricción creada por las paredes del valle hace que el flujo sea mayor en el centro del glaciar. Esto se demostró por primera vez por experimentos realizados durante el siglo XIX, en los cuales se colocaron unos marcadores en una línea recta que atravesaba la parte superior de un glaciar de valle.

Periódicamente se fueron controlando las posiciones de las estacas, que revelaron el tipo de movimiento que se acaba de describir. En el Recuadro 1.2, se amplía la información sobre estos experimentos.

¿Con qué velocidad se mueve el hielo glaciar? Las velocidades medias varían considerablemente de un glaciar a otro. Algunos se mueven tan despacio que los árboles y otro tipo de vegetación pueden establecerse bien en los derrubios que se han acumulado en la superficie del glaciar, mientras que otros se mueven a velocidades de hasta varios metros al día. Por ejemplo, el glaciar Byrd, un glaciar de desbordamiento de la Antártida que fue estudiado durante 10 años utilizando imágenes de satélite, se movía a una velocidad de 750 a 800 metos al año (unos 2 metros al día). Otros glaciares del estudio avanzaban a una cuarta parte de esa velocidad.

El avance de algunos glaciares se caracteriza por períodos de movimientos extremadamente rápidos denominados oleadas. Los glaciares que exhiben dicho movimiento pueden fluir de una manera aparentemente normal y luego acelerar durante un dempo relativamente corto antes de volver de nuevo a la velocidad normal Las velocidades de flujo durante las oleadas son de hasta 100 veces la velocidad normal. Las pr-uebas indican que muchos glaciares pueden ser de este tipo.

Todavía no está claro si el mecanismo que provoca estos movimientos rápidos es el mismo para todos los glaciares de tipo oleada. Sin embargo, los investigadores que estudiaron el glaciar Variegated que aparece en la Figura GLACIA-07 han determinado que las oleadas de esta masa glaciar toman la forma de un aumento rápido del deslizamiento basal causado por aumentos de la piesión del agua por debajo del hielo. El incremento de la presión del agua en la base del glaciar actúa para reducir la fricción ente el lecho de roca subyacente y el hielo en movimiento. El aumento de la presión, a su vez, está relacionada con los cambios en el sistema de pasajes que conducen el agua a lo largo del lecho del glaciar y la liberan como un desagüe al final.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Balance de un glaciar

La nieve es la materia prima a partir de la cual se origina el hielo glaciar; por consiguiente, los glaciares se forman en áreas donde cae más nieve en invierno de la que se derrite durante el verano. Los glaciares están constantemente ganando y perdiendo hielo. La acumulación de la nieve y la formación de hielo se producen en la zona de acumulación. Sus límites externos se definen como el límite de las nieves perpetuas. La altitud del límite de las nieves perpetuas varía mucho. En las regiones polares, puede estar al nivel del mar mientras que en las áreas tropicales, los límites de nieves perpetuas existen sólo en áreas montañosas elevadas, a menudo a altitudes que superan los 4.500 metros. Por encima del límite de las nieves perpetuas, en la zona de acumulación, la adición de nieve aumenta el espesor del glaciar y propicia su movimiento.

Más allá del límite de las nieves perpetuas se encuentra la zona de ablación. En esta zona se produce una pérdida neta del glaciar, ya que se derrite toda la nieve del invierno anterior, así como algo del hielo glaciar (Figura GLACIA-08).

Figura GLACIA-07 La oleada del glaciar Variegated, un glaciar de valle cerca de Yakutat, Alaska, al noroeste de Juneau, es captada en estas dos fotografías aéreas tomadas con un año de diferencia. Durante una oleada, las velocidades del hielo del glaciai Variegated son de 20 a 50 veces mayores que durante una fase inactiva. (Fotos de Austin Post, U. S. Geological Survey.)

Además de la fusión, los glaciares también se desgastan cuando se rompen grandes fragmentos de hielo del frente del glaciar en un proceso denominado desmembramiento. El desmembramiento glaciar crea icebergs en lugares donde el glaciar ha alcanzado el mar o un lago. Ya que los icebergs son ligeramente menos densos que el agua de mar, flotan muy hundidos en el agua, con más del 80 por ciento de su masa sumergida. A lo largo de los márgenes de los glaciares de plataforma de la Antártida, el desmembramiento glaciar es la principal manera por medio de la cual esas masas pierden hielo. Los icebergs relativamente planos producidos aquí pueden tener un diámetro de varios kilómetros y un espesor de 600 metros. Por comparación, miles de icebergs de forma irregular son producidos por los glaciares de desbordamiento que fluyen desde los márgenes del glaciar de casquete de Groenlandia. Muchos derivan hacia el sur y se abren camino hacia el Atlántico Norte, donde pueden constituir graves peligros para la navegación.

Que el frente de un glaciar avance, retroceda o permanezca estacionario depende del balance del glaciar. El balance glaciar es el equilibrio, o desequilibrio, entre la acumulación en el extremo superior del glaciar y la pérdida en el extremo inferior. Esta pérdida se denomina

ablación. Si la acumulación de hielo supera la ablación, el frente glaciar avanza hasta que los dos factores se equilibran. Cuando esto ocurre, el final del glaciar permanece estacionario.

Si una tendencia al calentamiento aumenta la ablación o si una reducción de las nevadas disminuye la acumulación, o ambas cosas, el frente de hielo retrocederá. A medida que el final del glaciar se retrae, disminuye la extensión de la zona de desgaste. Por consiguiente, con el tiempo se alcanzará un nuevo equilibrio entre acumulación y desgaste, y el frente de hielo volverá a ser estacionario.

Figura GLACIA-08 La línea de las nieves perpetuas separa la zona de acumulación y la zona de ablación. Por encima de esta línea, cae más nieve cada invierno de la que se derrite cada verano. Por debajo de esta línea, la nieve del invierno anterior se derrite completamente al igual que algo del hielo subyacente. Que el margen del glaciar avance, retroceda o permanezca estacionario depende del equilibrio entre la acumulación y el desgaste (ablación). Cuando un glaciar atraviesa un terreno irregular, se forman grietas en la parte frágil.

Ya esté avanzando, retrocediendo o en estado estacionario el margen de un glaciar, el hielo dentro del glaciar sigue fluyendo hacia delante. En el caso de un glaciar en recesión, el hielo todavía fluye hacia delante, pero no con suficiente rapidez como para contrarrestar la ablación. Esta cuestión se ilustra bien en la Figura 1.B. Mientras la línea de estacas colocadas en el glaciar Rhone siguió moviéndose valle abajo, el final del glaciar iba retrocediendo lentamente valle arriba.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Erosión glaciar

Los glaciares son capaces de una gran erosión. Para cualquiera que haya observado el fi¡ral de un glaciar alpino, las pruebas de su fuerza erosiva son claras. Se puede ser testigo de primera mano de la liberación de material rocoso de varios tamaños, por el hielo, cuando se funde. Todos los signos llevan a la conclusión de que el hielo ha arañado, restregado y roto la roca del fondo y las paredes del valle y las ha transportado valle abajo. De hecho, como medio de transporte de sedimentos, el hielo no tiene parangón,

Una vez que un derrubio rocoso es recogido por el glaciar la enorme competencia del hielo no permitirá que los derrubios se sedimenten como la carga transportada por una corriente de agua o por el viento. Por consiguiente, los glaciares pueden transportar enormes bloques que ningún otro agente erosivo podría posiblemente mover. Aunque los glaciares actuales son de importancia limitada como agente erosivos. muchos paisajes que fueron modificados por los glaciares que dominaban el planeta durante el período glacial más reciente reflejan todavía un elevado grado de trabajo del hielo.

Los glaciares erosionan el terreno fundamentalmente de dos maneras: arranque y abrasión. En primer lugar, a medida que un glaciar fluye sobre una superficie fracturada del lecho de roca, ablanda y levanta bloques de roca y los 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 del fondo del glaciar y se congela. Conforme el agua se expande, actúa como una enorme palanca que suelta la roca levantándola. De esta manera, sedimentos de todos los tamaños entran a formar parte de la carga del glaciar.

El segundo proceso erosivo importante es la abrasión. A medida que el hielo y su carga de fragmentos rocosos se deslizan sobre el lecho de roca. funcionan como papel de lija que alisa y pule la superficie situada debajo. La roca pulverizada producida por la , glaciar se denomina con propiedad harina de roca. Se puede producir tanta harina de roca que las corrientes de agua de fusión que fluyen fuera de un glaciar a menudo tienen el aspecto grisáceo de la leche desnatada y ofrecen pruebas visibles del poder de molienda del hielo.

Cuando el hielo del fondo de un glaciar contiene grandes framentos de roca, pueden incluso excavarse arañazos y surcos en el lecho de roca denominados estrías glaciares. Esos surcos lineales proporcionan pistas sobre la dirección del flujo de hielo. Cartografiando las estrías a lo largo de grandes áreas, pueden a menudo reconstruirse los modelos de flujo glaciar. Por otro lado, no toda la acción abrasiva produce estrías. El hielo y su carga de partículas más finas también pueden llegar a pulir mucho las superficies rocosas sobre las cuales se desplaza el glaciar.

Las grandes superficies de granito suavemente pulido del Parque Nacional Yosemite proporcionan un ejemplo excelente.

Como ocurre con otros agentes de erosión, la velocidad de erosión de un glaciar es muy variable. Esta erosión diferencial llevada a cabo por el hielo está muy controlada por cuatro factores: (1) velocidad de 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 y (4) erosionabilidad de la superficie por debajo del glaciar. Variaciones en uno o en todos esos factores de un momento a otro o de un lugar a otro significan que los rasgos, efectos y grado de modificación del paisaje en las regiones glaciares pueden variar enormemente.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Formas creadas por la erosión glaciar

Los efectos erosivos de los glaciares de valle y de los glaciares de casquete son bastante diferentes. Es probable que un visitante a una región montañosa llena de glaciares vea una topografía afilada y angulosa. La razón es que, a medida que los glaciares alpinos se desplazan valle abajo, tiendan a acentuar las irregularidades del paisaje montañoso creando paredes más escarpadas y haciendo incluso

más dentados los marcados picos. Por el contrario, los glaciares de casquete continental generalmente pasan por encima del terreno y, por tanto, suavizan, más que acentúan, las irregularidades que encuentran. Aunque la potencia erosiva de los glaciares de casquete es enorme, las formas esculpidas por esas enormes masas de hielo no suelen inspirar la misma admiración y temor reverente que los rasgos erosivos creados por los glaciares de valle.

Gran parte del escarpado escenario montañoso tan celebrado por su majestuosa belleza es el producto de la erosión de los glaciares alpinos. En la Figura GLACIA-09 se muestra un área montañosa antes, durante y después de una glaciación.

Figura GLACIA-09 En estos diagramas de un área hipotética se muestra el desarrollo de formas erosivas creadas por glaciares alpinos. El paisaje no glaciar de la parte A está modificado por glaciares de valle en la parte B. Después del retroceso del hielo, en la parte C, el terreno tiene un aspecto muy diferente al anterior a la glaciación

Valles glaciares

 

Una excursión por un valle glaciar revela u¡a serie de rasgos notables creados por el hielo. El valle, en sí mismo, es a menudo una visión extraordinaria. A diferencia de las corrientes de agua, que crean sus propios valles, los glaciares toman el camino de menor resistencia siguiendo el curso de los valles de corriente existentes. Antes de la glaciación, los valles de montaña son característicamente estrechos y en forma de V, porque las corrientes de agua están muy por encima del nivel de base y, por consiguiente, están ejerciendo erosión en la vertical. Sin embargo, durante la glaciación esos valles estrechos experimentan una transformación conforme el glaciar los ensancha y profundiza, creando un valle glaciar en forma de U (Figura GLACIA-09 y Figura GLACIA-10). Además de producir un valle más ancho y más profundo, el glaciar también endereza el valle. A medida que el hielo fluye alrededor de las pronunciadas curvas, su gran fuerza erosiva elimina los espolones de tierra que se extienden en el valle. Los resultados de esta actividad son acantilados de forma triangular denominados espolones truncados

(Figura GLACIA-09).

 

La intensidad de la erosión glaciar depende en parte del espesor del hielo. Por consiguiente, muchos glaciares profundizan sus valles más de lo que lo hacen sus afluentes más pequeños. Por tanto, cuando los glaciares acaban retrocediendo, los valles de los glaciares afluentes quedan por encima de la depresión glaciar principal, y se denominan valles colgados (Figura GLACIA-09). Los ríos que fluyen a través de valles colgados pueden producir cascadas espectaculares, como las del Parque Nacional Yosemite (Figura 18.9).

 

Mientras ascienden por un valle glaciar los excursionistas pueden pasar por una serie de depresiones de lecho de roca en el suelo del valle que fueron creadas probablemente por arranque y luego pulidas por la fuerza abrasiva del hielo. Si esas depresiones se llenan de agua, se denominan lagos en rosario (Figura GLACIA-10).

Figura GLACIA-10. Antes de la glaciación, un valle de montaña es normalmente estrecho y en forma de V Durante la glaciación, un glaciar alpino se ensancha, se profundiza y endereza el valle, creando el valle glaciar en forma de U que se ve aquí. La hilera de lagos se denomina lagos en rosario. Este valle se encuentra en el Parque Nacional Glacier, Montana. (Foto de John Montagne.)

En la cabecera de un valle glaciar hay una estructura muy característica y a menudo imponente denominada circo. Estas depresiones en forma de tazón tienen paredes escarpadas en tres lados, pero están abiertas por el lado que desciende al valle. El circo es el punto focal de crecimiento del glaciar, porque es la zona de acumulación de nieve y de formación de hielo. Los circos empiezan como irregularidades en el lado de la montaña que luego van siendo aumentadas de tamaño por el acuñamiento de hielo y el arranque producido en los lados y en el fondo del glaciar. Después de la desaparición del glaciar, la cuenca del circo suele ser ocupada por un pequeño lago de montaña denominado tarn (Figura GLACIA-09).

A veces, cuando hay dos glaciares en los lados opuestos de una divisoria, que se alejan uno del otro, la cresta divisoria que queda ent¡e sus circos va siendo eliminada a medida que el arranque y la acción del hielo aumentan el tamaño de cada uno de ellos. Cuando esto ocurre, las dos depresiones glaciares llegan a cruzarse, creando una garganta o paso de un valle al otro. A esta estructura se la denomina puerto de montaña. Algunos pasos de montaña importantes y bien conocidos son: el paso de St. Gotthard en los Alpes suizos, el de Tioga en Sierra Nevada, California, y el de Berthoud en las Rocosas, Colorado.

Antes de dejar el tema de los valles glaciares y sus rasgos asociados, deben comentarse unas estructuras bastante bien conocidas: los fiordos. Los fiordos son ensenadas profundas, a menudo espectaculares, de laderas escarpadas, presentes en zonas de latitudes altas, donde las montañas están al lado del océano. Se trata de valles glaciares inundados que quedaron sumergidos cuando el hielo abandonaba el valle y el nivel del mar se elevó después del período glacial cuaternario. Las profundidades de los fiordos pueden superar los 1.000 metros. Sin embargo, las grandes profundidades de estos valles inundados se explican sólo parcialmente por la elevación postglaciar del nivel del mar. A diferencia de la situación que gobierna el trabajo erosivo descendente de los úos, el nivel del mar no actúa como un nivel de base para los glaciares. Por consiguiente, los glaciares son capaces de erosionar sus lechos bastante por debajo de la superficie del mar. Por ejemplo, un glaciar de 300 metros de espesor puede excavar el fondo de su valle más de 250 metros por debajo del nivel del mar antes de que cese la erosión descendente y el hielo empiece a flotar. Noruega, Columbia británica, Groenlandia, Nueva Zelanda, Chile y Alaska tienen líneas de costa caracterizadas por fiordos.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Aristas y horns

Una visita a los Alpes y a las Rocosas del norte, o a muchos otros paisajes montañosos extraordinarios, esculpidos por los glaciares de valle, revelan no sólo valles glaciares, circos, lagos en rosario y los otros rasgos relacionados que acabamos de comentar. También es probable que muestren crestas sinuosas de bordes agudos denominados aristas y picos piramidales agudos denominados horns que se proyectan por encima de los alrededores. Los dos rasgos pueden originarse a partir del mismo proceso básico: el aumento de tamaño de los circos producido por arranque y por la acción del hielo (Figura 18.9). En el caso de las cúspides rocosas denominadas horns, los responsables son grupos de circos situados alrededor de una sola montaña elevada. A medida que los circos aumentan de tamaño y convergen, se produce un horn aislado. El ejemplo más famoso es el Matterhorn de los Alpes suizos (Figura GLACIA-09).

Las aristas pueden formarse de una manera similar a excepción de que los circos no se agrupan alrededor de un punto, sino que existen a los lados opuestos de una divisoria. A medida que crecen los circos, la divisoria que los separa se reduce a una estrecha partición en forma de filo de cuchillo. Una arista, sin embargo, también puede formarse de una manera. En el caso de que dos glaciares ocupen valles paralelos, puede formarse una arista cuando la divisoria que separa las lenguas de hielo en movimiento se va estrechando progresivamente a medida que los glaciares pulen y ensanchan sus valles adyacentes.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Rocas aborregadas

En muchos paisajes glaciares, pero con más frecuencia allí donde los glaciares continentales de casquete han modificado el terreno, el hielo esculpe pequeñas colinas orientadas aerodinámicamente a partir de protuberancias del lecho de roca. Una protuberancia asimétrica del lecho de roca de este tipo se denomina roca aborregada. Las rocas aborregadas se forman cuando la abrasión glaciar alisa la suave pendiente que está en frente del hielo glaciar que se aproxima y el arranque aumenta la inclinación del

lado opuesto a medida que el hielo pasa por encima de la protuberancia (Figura GLACIA-11). Las rocas aborregadas indican la dirección del flujo glaciar, porque la pendiente más suave se encuentra generalmente en el lado desde el cual avanzó el hielo.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Depósitos glaciares

Los glaciares recogen y transportan una enorme carga de derrubios a medida que avanzan lentamente a través del terreno. Por fin, esos materiales se depositan cuando se funde el bielo. En las regiones donde se deposita, el sedimento glaciar puede desempeñar un papel verdaderamente significativo en 1a formación del paisaje físico. Por ejemplo, muchas áreas, durante el reciente período glacial, estuvieron cubiertas por los glaciares continentales, siendo raro que el sustrato rocoso quede expuesto, porque el terreno está completamente cubierto por depósitos glaciares cuyo espesor es de decenas o incluso centenares de metros. El efecto general de esos depósitos es el de reducir el relieve local y, por tanto, nivelar la topografía. De hecho, las escenas rurales que son familiares para muchos son el resultado directo de la sedimentación glaciar.

Mucho antes de que se propusiera incluso la teoría de una edad del Hielo generalizada, se reconocía que gran parte del suelo y los derrubios rocosos que cubren diversas zonas de Europea procedían de algún otro lugar. En aquella época ,se creía que esos materiales habían sido a sus posiciones actuales por hielo flotante durante una inundación antigua. Por consiguiente, en inglés se dio el nombre de drift (que significa arrastre ) a este sedimento. En castellano se denominan derrubios glaciares, término que abarca todos los sedimentos de origen glaciar sin importar cómo, dónde o de que forma fueron depositados.

Figura GLACIA-11. Roca aborregada en el Parque Nacional Yosemite, California. La pendiente suave experimentó abrasión y el lado más empinado experimentó arranque. El hielo se movió de derecha a izquierda (Foto de E.J Tarbuck).

Una de las características que distinguen los derrubios glaciares de los sedimentos dejados por otros agentes erosivos es que los depósitos glaciares consisten fundamentalmente en derrubios de roca mecánicamente meteorizada que experimentaron poco o ninguna meteorización química antes de su deposición. Por tanto, los minerales que tienen una notable propensión a la descomposición química, como la hornblenda o las plagioclasas, a menudo son componentes abundantes de los sedimentos glaciares.

 

Los geólogos dividen los derrubios glaciares en dos tipos distintos: (1) los materiales depositados directamente por el glaciar, que se conocen como tills, y (2) los sedimentos dejados por el agua de fusión del glaciar, denominados derrubios estratificados. Consideraremos ahora las formas creadas por cada uno de estos tipos.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Formas constituidas por tills

 

Un till se deposita a medida que el hielo glacial se funde y deja su carga de fragmentos rocosos. A diferencia de las corrientes de agua y viento, el hielo no puede seleccionar el sedimento que transporta; por consiguiente, los depósitos de till son mezclas característicamente no seleccionadas de granos de muchos tamaños (Figura GLACIA-12).Un examen de cerca de este sedimento demuestra que muchos

de sus fragmentos están arañados y pulidos como consecuencia de haber sido arrastrados por el glaciar. Estos fragmentos ayudan a distinguir el till de otros depósitos que son una mezcla de tamaños diferentes de sedimento, como los materiales procedentes de un flujo de derrubios o un deslizamiento de rocas.

Los grandes bloques encontrados en el till o libres sobre la superficie se denominan erráticos glaciares, si son diferentes del lecho de roca sobre el que se encuentran. Por supuesto, esto significa que deben haber sido desviados de su lugar de origen, fuera del área donde se encuentran. Aunque se desconoce la localidad de donde proceden muchos bloques erráticos, puede determinarse el origen de algunos. En muchos casos, los enormes bloques fueron transportados hasta 500 kilómetros de su área original y, en unos pocos casos, más de 1.000 kilómetros.

Por consiguiente, estudiando los bloques erráticos glaciares, así como la composición mineral del till que queda, los geólogos son a veces capaces de seguir la pista a un lóbulo de hielo.

 

En zonas de Nueva Inglaterra y otras áreas, los bloques erráticos salpican los pastos y los campos de labranza. De hecho, en algunos lugares estas grandes rocas fueron recogidas de los campos y apiladas para construir vallas y muros. Mantener limpios los campos, sin embargo, es una tarea que nunca se acaba porque cada primavera aparecen bloques erráticos nuevos. El levantamiento del suelo por congelación durante el invierno 1os saca a la superficie.

 

Figura GLACIA-12 El till glaciar es uña mezcla no seleccionada de muchos tamaños de sedimento diferentes. un examen más próximo revela a menudo grandes cantos que han sido arañados a medida que fueron arrastrados por el glaciar. (Foto de E J. Tarbuck.)

Morrenas laterales y centrales

El término más común para las formas constituidas por los depósitos glaciares es el de morrena. Originalmente, este término lo utilizaron los campesinos franceses para referirse a los rebordes y los terraplenes de derrubios encontrados cerca de los márgenes de los glaciares en los Alpes franceses. En la actualidad, sin embargo, morrena tiene un significado más amplio, porque se aplica a una serie de formas, todas ellas compuestas fundamentalmente por till.

Los glaciares alpinos producen dos tipos de morrenas que aparecen exclusivamente en los valles de montaña. El primero de ellos se denomina morrena lateral. Como vimos antes, cuando un glaciar alpino se desplaza valle abajo, el hielo erosiona las laderas del valle con gran eficacia. Además, se añaden grandes cantidades de derrubios a la superficie del glaciar a medida que el material cae, o se desliza, desde una posición más elevada en los muros del valle y se acumula en los bordes del hielo en movimiento. Cuando el hielo acaba por derretirse, esta acumulación de derrubios se deja caer cerca de las paredes del valle. Estas acumulaciones de till que corren paralelas a los laterales del valle constituyen las morrenas laterales.

El segundo tipo de morrena que es exclusivo de los glaciares alpinos es la morrena central. Las morrenas

centrales se crean cuando dos glaciares alpinos se unen para formar una sola corriente de hielo. El till que antes era transportado a lo largo de los laterales de cada glaciar se junta para formar una única banda oscura de derrubios dentro del recién ensanchado glaciar, La creación de estas bandas oscuras dentro de la corriente de hielo es una prueba obvia de que el hielo glaciar se mueve, porque la morrena no podría formarse si el hielo no fluyera valle abajo. Es bastante común ver varias morrenas centrales dentro de un solo glaciar alpino grande, porque se formará una línea cuando un glaciar afluente se una al valle principal.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Morrenas terminales y de fondo

Una morrena terminal es un montículo de till que se forma al final de un glaciar. Estas formas relativamente comunes se depositan cuando se alcanza el estado de equilibrio entre la ablación y la acumulación de hielo. Es decir, la morrena terminal se forma cuando el hielo se está fundiendo y evaporando cerca del extremo del glaciar a una velocidad igual a la del avance del glaciar desde su área de alimentación. Aunque el extremo del glaciar es ahora estacionario, el hielo continúa fluyendo hacia delante, liberando un suministro continuo de sedimento, de la misma manera que una cinta transportadora libera los productos al final de una línea de producción. A medida que el hielo se funde, el till se deposita y la morrena terminal crece. Cuanto más tiempo permanezca estable el frente de hielo, mayor tamaño adquirirá el montículo de till.

Por fin, llegará el momento en que la ablación supere la alimentación. En este punto, el frente del glaciar empieza a retroceder en la dirección desde la cual avanzaba en un principio. Sin embargo, a medida que el frente de hielo retrocede, la acción de la cinta transportadora del glaciar continúa proporcionando suministros frescos de sedimento al extremo del glaciar. De esta manera, se deposita una gran cantidad de till a medida que el hielo se funde, creando una llanura ondulante de roca diseminada. Esta capa de till suavemente ondulada depositada conforme retrocede el frente de hielo se denomina morrena de fondo. La morrena de fondo tiene un efecto nivelador, rellenando los puntos bajos y obturando los viejos cauces de corrientes de agua, induciendo a menudo un desarreglo del sistema de drenaje existente.

En áreas donde esta capa de till está todavía relativamente fresca, como en el no¡te de la región de los Grandes Lagos, son bastante comunes terrenos pantanosos poco drenados.

Periódicamente el glaciar retrocederá hasta un punto donde la ablación y la alimentación se equilibrarán una vez más. Cuando esto ocurra, el frente de hielo se estabilizará y se formará una nueva morrena terminal.

El modelo de formación de morrenas terminales y de deposición de morrenas de fondo puede repetirse muchas veces antes de que el glaciar se haya desvanecido por completo. Dicho modelo se ilustra en la Figura GLACIA-13.

Debe señalarse que la morrena terminal más exterior marca el límite de avance del glaciar. Las morrenas terminales que se depositaron durante las estabilizaciones ocasionales del frente de hielo durante los retrocesos se denominan morrenas de retroceso. Obsérvese que las morrenas terminales y las morenas de retroceso son esencialmente iguales; la rínica diferencia entre ellas es su posición relativa.

Las morrenas terminales depositadas durante la mayor etapa de glaciación del período glacial más reciente son estructuras prominentes en muchas partes del medio oeste y del noroeste norteamericano. En Wisconsin, el terreno montañoso y boscoso de la morrena Kettle, cerca de Milwaukee, es un ejemplo particularmente pintoresco. Un ejemplo bien conocido del noroeste es Long Island.

Esta tira de sedimento glaciar que se extiende en dirección noreste desde la ciudad de Nueva York forma parte de un complejo de morrenas terminales que se prolonga desde el este de Pensilvania hasta Cape Cod, Massachusetts (Figura GLACIA-14). Las morrenas terminales que constituyen Long Island representan materiales que fueron depositados por un glaciar de casquete continental en las aguas relativamente someras de la costa y que se acumularon muchos metros por encima del nivel del mar. Long Island Sound, el estrecho cuerpo de agua que separa la isla de tierra firme, no acumuló la misma cantidad de depósitos glaciares y, por consiguiente, se inundó durante la elevación del mar que siguió al período glacial.

En la Figura GLACIA-15 se representa un área hipotética durante la glaciación y el ulterior retroceso de las plataformes glaciares. Se muestran las morrenas descritas en esta sección, así como las estructuras deposicionales tratadas en las secciones siguientes. En esta figura se reproducen las estructuras del paisaje parecidas a las que encontraríamos al viajar por la parte superior del oeste medio o Nueva Inglaterra. A medida que lea las siguientes secciones que tratan otros depósitos glaciares, será remitido a esta figura varias veces.

Figura GLACIA-13 Morrenas terminales de la región de los Grandes Lagos. Las depositadas durante la etapa más reciente (Wisconsiense) son las más relevantes.

Figura GLACIA-14 Las morrenas terminales constituyen partes sustanciales de Long lsland, Cape Cod,

Martha's Vineyard y Nantucket. Aunque algunas porciones están sumergidas, la morrena Ronkonkoma (una morrena terminal) se extiende a través de Lonq lsland central, Martha's Vineyard y Nantucket. Se depositó hace unos 20.000 años. La morrena de retroceso Harbor Hill, que se formó hace unos 14.000 años, se extiende a lo largo de la costa norte de Long lsland, a través del sur de Rhode lsland y Cape Cod.

 


 

Drumlins

Las morrenas no son las únicas formas depositadas por los glaciares. En determinadas áreas que estuvieron estuvieron en alguna ocasión cubiertas por glaciares continentales de casquete existe una variedad especial de paisaje glacial caracterizado por colinas lisas, alargadas y paralelas denominadas drumlins (figura GLACIA-15). Por supuesto, uno de los drumlins mejor conocidos es el Bunker Hill de Boston.

Figura GLACIA-15. Esta área hipotética ilustra muchas formas deposicionales comunes.

 

 

Un examen del Bunker Hill u otros drumlins menos famosos revelaría que los drumlins son colinas asimétricas de perfil aerodinámico compuestas fundamentalmente por till. Su altura oscila entre 15 y 50 metros v pueden llegar a medir un kilómetro de longitud. El lado empinado de la colina mira en la dirección desde la cual avanzó el hielo, mientras que la pendiente más larga y suave sigue la misma dirección de novimiento del hielo. Los drumlins no se encuentran como formas aisladas; muy al contrario, aparecen en grupos denominados campos de Drumlins (Figura GLACIA-16). Uno de esos grupos, al oeste de Rochester, Nueva York, se calcula que contiene unos 10.000 drumlins. Aunque la formación de los drumlins no se conoce del todo, su forma aerodinámica indica que fueron modelados en la zona de flujo plástico dentro de un glaciar activo. Se cree que muchos drumlins se originan cuando los glaciares avanzan sobre derrubios glaciares previamente depositados, remodelando el material.

 

Figura GLACIA-16 Porción de un campo de drumlins mostrada en el mapa topográfico de Palmyra, Nueva York. El norte está arriba. Los drumlins son más empinados en la ladera norte, lo que indica que el hielo avanzó desde esa dirección.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Formas constituidas por derrubios glaciales estratificados

Como su nombre indica, los derrubios glaciares estratificados están seleccionados de acuerdo con el peso y el tamaño de los granos. Dado que el hielo no es capaz de esta actividad de selección, esos materiales no son depositados directamente por el glaciar, como ocurre con los tills; en cambio, reflejan la acción de selección del agua de fusión del glaciar. Las acumulaciones de derrubios glaciares estratificados suelen estar constituidos fundamentalmente de arena y grava (es decir, material de carga de fondo) porque la harina de roca más fina permanece suspendida y, por consiguiente, es normalmente transportada bastante más allá del glaciar por las corrientes de agua de fusión.

Llanuras aluviales y

Al mismo tiempo que se forma una mor¡ena terminal, el agua del glaciar que se funde cae en cascada por encima del till, arrastrando algo de este último hacia fuera por delante de la cresta en crecimiento de derrubios no seleccionados. El agua de fusión surge generalmente del hielo en corrientes de movimiento rápido que, a menudo, son obstruidas por material suspendido y que transportan además una sustancial carga de fondo. A medida que el agua abandona el glaciar, se desplaza sobre la superficie relativamente plana del frente del glaciar y pierde rápidamente velocidad. Por consiguiente, mucha de su carga de fondo se deja caer y el agua de fusión empieza a entretejer un modelo complejo de canales anastomosados (Figura GLACIA-15). De esta manera, se crea una amplia superficie en forma de rampa, compuesta por derrubios glaciares estratificados, adyacente al borde corriente abato de la mayoría de las morrenas terminales. Cuando esta estructura se forma en asociación con un glaciar de casquete, se denomina llanura aluvial y cuando está fundamentalmente confinada a un valle de montaña. se la suele denominar tren de valle.

 

Las llanuras de aluvión y los trenes de valle suelen estar salpicados de cuencas conocidas como kettles (Figura GLACIA-15). Las depresiones glaciares se producen también en depósitos de till. Se forman cuando bloques de hielo estancado resultan completa o parcialmente enterrados en el derrubio glaciar y acaban por derretirse, dejando hoyos en el sedimento glaciar. Aunque la mayoría de las depresiones glaciares no superan los 2 kilómetros de diámetro, en Minesota hay algunas cuyo diámetro es superior a los 10 kilómetros. De igual manera, la profundidad normal de la mayoría de las depresiones glaciares es inferior a 10 metros, aunque las dimensiones verticales de algunas se aproximan a los 50 metros. En muchos casos, el agua acaba rellenando la depresión y forma un lago o una laguna.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Depósitos en contacto con el hielo

Cuando el final de un glaciar que se está derritiendo se encoge hasta un punto crítico, el flujo se detiene prácticamente y el hielo se estanca. El agua de fusión que fluye por encima, en el interior y en la base del hielo inmóvil deja depósitos de derrubios estratificados. Entonces, a medida que el hielo sustentador se va derritiendo, se va dejando atrás sedimento estratificado en forma de colinas, terrazas y cúmulos. Dichas acumulaciones se denominan colectivamente depósitos en contacto con el hielo y se clasifican en función de su forma.

Cuando el derrubio estratificado en contacto con el hielo tiene la forma de una colir.ra de laderas empinadas o montículos, se denomina kame (Figura GLACIA-15). Algunos kames representan cuerpos de sedimento depositados por el agua de fusión en aperturas del interior del hielo o en depresiones de su superficie. Otros se originan cuando se van formando deltas o abanicos hacia el exterior del hielo por las corrientes de agua de fusión. Por último, cuando el hielo estancado se funde. las diversas acumulaciones de sedimento se unen para formar montículos aislados e irregulares.

Cuando el hielo glaciar ocupa rn valle, pueden formarse terrazas de kame, a lo largo de los lados del valle. Estas estructuras suelen ser masas estrechas de derrubios estratificados depositados entre el glaciar y la ladera del valle por corrientes que dejan los derrubios a lo largo de los márgenes de la masa de hielo que se va encogiendo.

Un tercer tipo de depósito en contacto con el hielo es una cresta larga, estrecha y sinuosa, compuesta fundamentalmente por arena y grava. Algunos tienen una altura superior a los 100 metros y longitudes que superan los 100 kilómetros. Las dimensiones de muchos otros son bastante menos espectaculares. Conocidas como eskers, estas crestas son depositadas por ríos de agua de fusión que fluyen dentro, encima y debajo de una masa de hielo glaciar estancada inmóvil (Figura GLACIA-15). Los torrentes de

agua de fusión transportan sedimentos de muchos tamaños en los canales con riberas de hielo, pero sólo el material más grueso puede depositarse por la corriente turbulenta.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

La teoría glaciar y el período glacial cuaternario

En las páginas precedentes mencionamos el período glacial, una época en la que los glaciares de casquete y los glaciares alpinos eran mucho más extensos que en la actualidad. Como se observó, hubo un tiempo en el que la explicación más popular para lo que ahora conocemos como depósitos glaciares era que el material había sido arrastrado allí por medio de icebergs o, quizá, simplemente arrastrado a través del paisaje por una inundación catastrófica. ¿Qué convenció a los geólogos de que un período glacial generalizado fue el responsable de esos depósitos y muchas otras estructuras glaciares?

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 glaciares existentes en los Alpes. Esto implicaba que los glaciares habían sido alguna vez mayores y ocupado posiciones más distantes valle abajo. Otro científico suizo, Louis Agassiz, dudó de la actividad glaciar generalizada Propuesta por Venetz. Se propuso demostrar que la idea no era válida. Irónicamente, su trabajo de campo de 183ó en los Alpes le convenció de los méritos de la hiPótesis de su colega. De hecho, un año más tarde Agassiz planteó la hipótesis de un gran período glacial que había tenido efectos generales y de largo alcance: una idea que iba a proporcionar a Agassiz fama mundial.

La prueba de la teoría glaciar propuesta por Agassiz y otros constituye un ejemplo clásico de la aplicación del principio del uniformismo. Al darse cuenta de que ciertas estructuras no pueden formarse por procesos conocidos distintos de la acción glaciar, los investigadores fueron capaces de empezar a reconstruir la extensión de los glaciares de casquete ahora desaparecidos en función de la presencia de rasgos y depósitos encontrados bastante más allá de los márgenes de los glaciares actuales. De esta manera, el desarrollo y la verificación de la teoría glaciar continuó durante el siglo XIX, a través de los esfuerzos de muchos científicos, se aclaró el conocirniento sobre la naturaleza y la extensión de los antiguos glaciares de casquete.

Al comenzar el siglo XX, los geólogos habían determinado en gran medida la extensión que había alcanzado la glaciación durante el período glacial cuaternario. Además, durante sus investigaciones habían descubierto que muchas regiones glaciares no tenían solamente una capa de derrubios glaciares, sino varias. Por otro lado, un examen de cerca de esos antiguos depósitos demostró zonas bien desarrolladas de meteorización química y formaciones de suelo, así como los restos de plantas que precisan temperaturas cálidas. Las pruebas eran claras: no había habido sólo un avance glaciar sino muchos, separados cada uno por períodos extensos cuyos climas habían sido tan cálidos o más que el actual. El período glacial no había sido simplemente una época en la que el hielo avanzó sobre la Tierra, la cubrió durante ula época y luego retrocedió. Más bien fue un acontecimiento muy complejo, caracterizado por una serie de avances y retrocesos del hielo glaciar.

 

A principios del siglo XX se había establecido una división cuádruple del período glacial cuaternario para Norteamérica y Europa. Las divisiones se basaron sobre todo en estudios de los depósitos glaciares. En América del Norte, cada una de las cuatro etapas principales fue nombrado con el estado donde los depósitos de esa etapa estaban bien expuestos o fueron estudiados por primera vez.

Se trata, en orden de aparición, del Nebrasquiense, Kansaaiense, Illinoiense y Wisconsiense. Estas divisiones tradicionales permanecieron hasta hace relativamente poco, cuando se supo que testigos de sondeos de sedimentos procedentes del suelo oceánico contienen un registro mucho más completo del cambio climático ocurriáo durante el período glacial cuaternario*. A diferencia del registro glaciar de la Tierra, que está interrumpido por muchas discontinuidades estratigráficas, los sedimentos del suelo

oceánico proporcionan un regisúo iniriterrumpido de los ciclos climáticos durante este período. Los estudios de esos sedimentos del fondo oceánico demostraron que se habían producido ciclos glaciares-interglaciares aproximadamente cada 100.000 años. Se identificaron alrededor de veinte de esos ciclos de enfriamiento y calentamiento para el intervalo que denominamos período glacial cuaternario.

Durante la época glaciar, el hielo dejó su impronta sobre casi el 30 por ciento del área de superficie de la Tierra, abarcando unos l0 millones de kilómetros cuadrados de América del Norte, 5 millones de kilómetros cuadrados de Europa y 4 millones de kilómetros cuadrados de Siberia (Figura GLACIA-17). La cantidad de hielo glaciar del hemisferio norte era alrededor del doble que la del hemisferio sur. La razón fundamental es que el hielo polar meridional no pudo expandirse más allá de los márgenes de la Antártida. Por el contrario, Norteamérica y Eurasia proporcionaron grandes espacios de tierra para la expansión de los glaciares de casquete.

 

En la actualidad, sabemos que el período glacial empezó hace entre 2 y 3 millones de años. Esto significa que la mayoría de las principales etapas glaciares se produjo durante una división de la escala de tiempo geológico denominada Pleistoceno. Aunque el pleistoceno se utiliza normalmente como sinónimo de período glacial, observaremos que esta época no abarca todo el último período glacial. El glaciar de casquete de la Antártida, por ejemplo, se formó probablemente hace al menos 14 millones de años y, de hecho, podría ser mucho más antiguo.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Algunos efectos indirectos de los glaciares del período glacial cuaternario

Además del trabajo erosivo y deposicional masivo llevado a cabo por los glaciares del Pleistoceno, los glaciares de casquete tuvieron otros efectos, a veces profundos, sobre el paisaje. Por ejemplo, a medida que el hielo avanzaba y retrocedía, los animales y las plantas se vieron obligados a migrar. Esto indujo a esfuerzos que algunos organismos no pudieron tolerar. Por consiguiente, se extinguió una serie de plantas y animales. Además, muchos de los cursos de corrientes de agua actuales no tienen nada que ver con sus rutas preglaciares, En el Recuadro 18.2 se describe este

efecto. Otros íos, que en Ia actualidad llevan poco agua pero ocupan cauces amplios, son testimonio del hecho de que en alguna ocasión transportaron torrentes de agua de fusión glaciar.

 

En zonas que fueron centros de acumulación glaciar como Escandinavia y el escudo canadiense, la tierra

se ha ido levantando lentamente en los últimos miles de años. En la región de la bahía de Hudson se ha producido un levantamiento de casi 300 metros. Esto es también consecuencia de los glaciares continentales de casquete. Pero, ¿cómo el hielo glaciar puede producir esos movimientos verticales de la corteza¡ Ahora sabemos que la tierra se está levantando porque el peso añadido de la masa de hielo de 3 kilómetros de espesor produjo un pandeo hacia abajo de la corteza de la Tierra. Después de la eliminación de esta inmensa carga, la corteza se ha ido ajustando desde entonces mediante reajuste gradual hacia arriba (Figura GLACIA-18)..

Por supuesto, uno de los efectos más interesantes y quizá dramáticos del período glacial fue el descenso y la elevación del nivel del mar que acompañó al avance y retroceso de los glaciares. En secciones anterio¡es de este capítulo se ha señalado que el nivel del mar se elevaría unos 60 o 70 metros si el agua ahora atrapada en el glaciar del casquete de la Antártida se derritiera por completo. Dicho suceso inundaría muchas áreas costeras densamente pobladas.

Figura GLACIA-17 Extensión máxima de los glaciares de casquete en el hemisferio septentrional durante el período glaciar cuaternario.

 

Aunque el volumen total de hielo glaciar es grande, superior a 25 millones de kilómetros cúbicos, durante el período glacial cuaternario el volumen de hielo glaciar ascendía a unos 70 millones de kilómetros cúbicos, o 45 millones más que en la actualidad. Dado que sabemos que la nieve a partir de la cual se forman los glaciares procede en último término de la evaporación del agua de los océanos, el crecimiento de los glaciares de casquete debe haber causado un descenso mundial del nivel del mar (Figura GLACIA-19). De hecho, los cálculos sugieren que el nivel del mar estuvo hasa 100 metross por debajo del actual. Por tanto, tierra que en la actualidad está inundada por los océanos estaba seca. La cosa atlántica de Estados Unidos se encontraba a más de 100 kilómetros al este de la ciudad de Nueva York; Francia y Gran Bretaña estaban unidas donde en la actualidad está el canal de la Mancha; Alaska y Siberia estaban conectadas a través del estrecho de Bering; y el sureste asiático estaba conectado con las islas de Indonesia por tierra.

Si bien la formación y crecimiento de los glaciares de casquete fue una respuesta obvia a cambios significativos del clima, la existencia de los propios glaciares desencadenó importantes cambios climáticos en las regiones situadas más allá de sus márgenes. En las zonas áridas y semiáridas de todos los continentes, las temperaturas eran inferiores y, por tanto, la evaporación era menor; pero. al mismo tiempo.se experimentaron precipitaciones totales moderadas. Este clima más húmedo y más frío formó muchos lagos pluviales (del latín pluvia, que significa lluvia). En Norteamérica, la mayor concentración

de lagos pluviales se produjo en la enorme región Basin and Range de los estados de Nevada y Utah (Figura GLACIA-20). Con mucho, el mayor de los lagos de esta región fue el lago Bonneville. Con profundidades máximas que superan los 300 metros y un área de 5.000 kilómetros cuadrados, el lago Bonneville tenía casi el mismo tamaño que el actual lago Michigan. A medida que los glaciares de casquete iban menguando, el clima se volvió de nuevo más árido y los niveles de los lagos, como respuesta, disminuyeron. Aunque la mayoría de los lagos desapareció por completo, quedan unos pequeños restos del lago Bon-neville, enfte ellos el más grande y el más conocido, el Gran Lago Salado.

Figura GLACIA-18 Ilustración simplificada que muestra la subsidencia de la corteza y el rebote consecutivo a la adición y la eliminación de lo. glaciares continentales de casquete. A. En el norte de Canadá y Escandinavia, donde se produjo la mayor acumulación de hielo glaciar, el peso añadido causó abombamiento descendente de la corteza. B. Desde que se fundió el hielo, ha habido un levantamiento gradual, o reajuste, de la corteza.

Figura GLACIA-19 Modificación del nivel del mar durante los últimos 20.000 años. El nivel más bajo mostrado en la gráfica representa una época de hace unos 18.000 años, cuando el avance de hielo más reciente estaba en su apogeo.

Figura GLACIA-20 Lagos pluviales de Estados Unidos occidental. (Tomado de R. F. Fint, Glacial and Quaternary Gealogy, Nueva York: John Willey & Sons.)

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Causas de Las Glaciaciones

Se sabe mucho sobre los glaciares y las glaciaciones (véase Recuadro GLACIA-03). Se ha aprendido mucho sobre la formación y el movimiento de los glaciares, la extensión de los glaciares en el pasado y en la actualidad, y las formas creadas por los glaciares. tanto erosiva., como deposicionales. Sin embargo, todavía no se ha establecido una teoría generalmente aceptada para explicar las causas de los períodos glaciales. Aunque han transcurrido más de l60 años desde que Louis Agassiz propuso su teoría de una gran. , no existe acuerdo completo con respecto a las causas de esos acontecimientos.

Aunque la glaciación generalizada ha sido rara en la historia de la Tierra, esa Edad del Hielo que abarcó el Pleistoceno no es el único período glacial del que existen datos. Depósitos denominados tillitas, una roca sedimentaria formada cuando se litifica el till glaciar, indican la existencia de glaciaciones anteriores. Esos depósitos, encontrados en estratos de edades diferentes, contienen normalmente fragmentos de roca estriada, y algunas están superpuestas a superficies de lecho de roca pulida y acanalada o están asociadas con areniscas y conglomerados que muestran rasgos de depósitos de llanura aluvial. Se han identificado dos episodios glaciares Precámbricos en el registro geológico, el primero hace aproximadamente 2.000 millones de años y el segundo hace unos 600 millones de años. También, en rocas del Paleozoico tardío, que tienen una antigüedad de unos 250 millones de años y que existen en varias masas continentales, se encontró un registro bien documentado de una época glacial anterior.

Cualquier teoría que intente explicar las causas de las épocas glaciales debe responder satisfactoriamente a dos preguntas básicas- (1) ¿Qué causa el comimzo de las condiciones glaciares? Para que se formen glaciares continentales de casquete, la temperatura media debe haber sido algo inferior a la actual y quizá sustancialmente inferior a la reinante durante gran parte del tiempo geológico. Por tanto, una teoría satisfactoria tendría que explicar el enfriamiento que condujo finalmente a las condiciones glaciares; (2) ¿Qué causó la altetnancia de etapas glaciales e interglaciales que han sido documentadas para el Pleistoceno? La primera pregunta se enfrenta a las tendencias a largo plazo de la temperatura en una escala de millones de años, pero esta segunda cuestión se refiere a cambios a un plazo mucho más corto.

Aunque la literatura científica contiene una gran cantidad de hipótesis relativas a las posibles causas de los períodos glaciales, discutiremos sólo unas pocas ideas principales que resumen el pensamiento actual.

Tectónica de placas

Probablemente la propuesta más atractiva para explicar el hecho de que hubo glaciaciones extensas tan sólo unas pocas veces en el pasado geológico procede de la teoría de la tectónica de placas. Dado que los glaciares se pueden formar sólo sobre tierra firme, sabemos que debían existir masas continentales en algún lugar de las latitudes más altas antes de que pudiera comenzar un período glacial. Muchos científicos sugieren que los períodos glaciales se han producido sólo cuando las placas de corteza terrestre a la deriva han transportado los continentes de las latitudes tropicales a posiciones más próximas a los polos.

Estructuras glaciares en los continentes africano, australiano, suramericano e indio actuales indican que esas regiones, que son ahora tropicales o subtropicales, experimentaron un período glacial cerca del final del Paleozoico, hace unos 250 millones de años. Sin embargo, no hay pruebas de que existieran glaciares de casquete durante ese mismo período en lo que en la actualidad son latitudes más altas de Norteamérica y Eurasia. Durante muchos años, esto desconcertó a los científicos. ¿Fue el clima en esas latitudes relativamente Tropicales semejante en alguna ocasión al clima actual de Groenlandia y la Antártida? ¿Por qué no se formaron glaciares en Norteamérica y Eurasia? Hasta que no se formuló la teoría de la tectónica de placas, no hubo una explicación razonable.

En la actualidad, los científicos saben que las áreas que contienen esos rasgos glaciares antiguos estuvieron juntas en un supercontinente localizado en latitudes lejanas a sus posiciones meridionales actuales. Más tarde, esta masa de tierra se separó y sus fragmentos, cada uno desplazándose en una placa diferente, derivaron hacia sus posiciones actuales (Figura GLACIA-21). Ahora sabemos que durante el pasado geológico, los movimientos de placa fueron responsables de muchos cambios climáticos extraordinarios a medida que los continentes se desplazaban unos en relación con otros y se dirigían a posiciones latitudinales diferentes. También debieron ocurrir cambios en la circulación oceánica, que alteraron el transporte del calor y la humedad, y, por consiguiente, también el clima. Debido a que la velocidad de movimiento de las placas es muy lenta (unos pocos centímetros al año), sólo se producen cambios apreciables en las posiciones de los continentes a lo largo de grandes períodos de tiempo geológico. Por tanto, los cambios climáticos desencadenados por el desplazamiento de las placas son extremadamente graduales y ocurren a una escala de millones de años.

Figura GLACIA-21 A. Supercontinente Pangea que muestra el área cubierta por el hielo glaciar hace 300 millones de años. B. Los continentes como se encuentran en la actualidad. Las áreas blancas indican dónde existen pruebas de los antiguos glaciares de casquete.

 


Extracto : "Ciencias de la Tierra 8 EdicionUna Introducción a la Geología FísicaEdward J. Tarbuck, Frederick K. Lutgens".

Variaciones en la órbita de la Tierra

Dado que los cambios climáticos producidos por el movimiento de las placas son extremadamente graduales, la teoría de la tectónica de placas no puede utilizarse para explicar la alternancia entre los climas glacial e interglacial que se produjo durante el Pleistoceno. Por consiguiente, debemos considerar algún otro mecanismo desencadenante que pueda causar cambios climáticos a una escala de millares, antes que de millones, de años. Muchos científicos creen en la actualidad que las oscilaciones climáticas

que caracterizaron al Pleistoceno pueden estar vinculadas a variaciones de la órbita terrestre. Esta hipótesis fue desarrollada por primera vez y defendida con intensidad por el científico serbio Milutin Milankovitch y se basa en la premisa de que las variaciones de la radiación solar entrante son un factor principal en el control del clima terrestre.

Milankovitch formuló un modelo matemático exhaustivo basándose en los siguientes elementos (Figura GLACIA-22):

 

1. Variaciones en la forma (excentricidad de la órbita de la Tierra alrededor del Sol;

2. Cambios en la oblicuidad., es decir. cambios en el ángulo que forma el eje con el plano de la órbita terrestre, y

3. El bamboleo (fluctuación) del eje de la Tierra. denominado precesión.

Utilizando estos factores, Milankovitch calculó variaciones en la recepción de energía solar y la correspondiente temperatura superficial de la Tierra en épocas pretéritas en un intento de correlacionar esos cambios con las fluctuaciones climáticas del Pleistoceno. Al explicar los cambios climáticos que resultan de estas tres variables, obsérvese que causan poca o ninguna variación en el total de la energía solar que alcanza el suelo. En cambio, su efecto se deja sentir porque cambia el grado de contraste entre las estaciones. Inviernos algo más suaves en las latitudes medias a altas significan mayores nevadas totales, mientras que veranos más fríos producirían una reducción de la fusión de la nieve.

 

 

Figura 18.22 Variaciones orbitales. A. La forma de la órbita de la Tierra cambia durante un ciclo que dura unos 100.000 años. Cambia gradualmente de una órbita casi circular a una más elíptica y luego al revés otra vez. Este diagrama exagera mucho la magnitud del cambio.

B. En la actualidad el eje de rotación está inclinado unos 23,5º con respecto al plano de la órbita terrestre. Durante un c¡clo de 41.000 años, este ángulo oscila entre 21,5º y 24,5º. C. Procesión. El eje de la Tierra se tambalea como el de una peonza. Por consiguiente, el eje apunta a diferentes puntos del cielo durante un ciclo de unos 26.000 años.

 

Entre los estudios que han añadido credibilidad a la teoría astronómica de Milankovitch se cuenta uno en el que se analizaron sedimentos marinos profundos que contenían ciertos microorganismos climáticamente sensibles para establecer una cronología de los cambios de temperatura mirando hacia atrás casi medio millón de años*. Esta escala temporal de cambio climático se comparó entonces con los cálculos astronómicos de excentricidad, oblicuidad y precesión para determinar si existía de hecho una correlación. Aunque el estudio era muy complicado y matemáticamente complejo, las conclusiones fueron contundentes. Los investigadores observaron que las variaciones principales del clima durante los últimos centenares de miles de años estaban asociadas de manera muy directa con los cambios de la geometría de la órbita terrestre, es decir, se demostró que los ciclos de cambio climático se corresponden estrechamente con los períodos de oblicuidad, precesión y excentricidad orbital. De manera más específica, los autores afirmaron: *.

 

Resumamos brevemente las ideas que se acaban de describir. La teoría de la tectónica de placas nos proporciona una explicación para lapsos ampliamente espaciados y no periódicos de las condiciones glaciares en diversos momentos del pasado geológico, mientras que la teoría propuesta por Milankoütch y apoyada por el trabajo de J. D. Hays y sus colaboradores proporciona una explicación para la alternancia de episodios glaciales e interglaciales del Pleistoceno.

En conclusión, destacamos que las ideas que se acaban de discutir no representan las únicas explicaciones posibles de los períodos glaciales. Aunque interesantes y atractivas, esas proposiciones no están desde luego exentas de críticas; ni son tampoco las únicas posibilidades actualmente en estudio. Quizá intervengan, y probablemente sea así, otros factores.

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