MODELADO DEL PAISAJE GLACIAL

ÍNDICE

Tipos de Glaciares ·····························································3

El modelado en los climas fríos ·····························································5

Como van y vienen los glaciares ·····························································6

Erosión glaciar ·····························································8

Los glaciares como agentes de transporte························································10

Aguas de fusión ···························································12

Grandes lagos y mares interiores ···························································14

Efectos de la última glaciación ···························································17

Bibliografía ···························································19

TIPOS DE GLACIARES

Para entender el texto antes explico los tipos de glaciares:

GLACIAR ALPINO: Son los glaciares confinados a los valles en las regiones montañosas. También se denominan de valle porque son muy abundantes y activos en los Alpes, aunque también se localizan en otras cordilleras. Cuando varios glaciares unen sus lenguas forman el Glaciar compuesto.

GLACIAR DE PIE DE MONTE: o escandinavo; se forman al pie de las cordilleras de la que parten varios glaciares de valle. Estos glaciares los encontramos en Escandinavia, Islandia, Groenlandia, Alaska...

ISLANDIS: o casquetes polares; son enormes masas de hielo que recubren la tierra completamente. El inlandsis avanza hacia el mar, pudiendo alcanzar un frente de 110 Km. La fusión de estos glaciares en contacto con el agua provoca su rotura, originando los icebergs q son gigantescos témpanos de hielo que van a la deriva, flotando en el mar. poco a poco de deshacen y desaparecen.

EL MODELADO EN LOS CLIMAS FRÍOS

No es lo mismo el modelado en un paisaje ártico, con islandsis en una meseta a 1000 metros de altitud, desde el q se derraman lenguas q alcanzan al mar, que el del Himalaya del Nepal, donde el circo del Everest tiene su fondo a 7000 metros de altura

Por otro lado, los glaciares son ya de por sí formas. La geomorfología glaciar no se ocupa solo del modelado ejercido por estos agentes, sino de su geografía, de sus modalidades, de sus elementos morfológicos y su dinámica.

El modelado del paisaje glaciar depende de las modalidades climáticas zonales y regionales de los macizos montañosos en q se dan, variando su carácter, su altitud y su disposición.

El periglaciarismo se caracteriza por la acción del hielo y deshielo en la superficie terrestre, su intensidad, duración y frecuencia. El permafost o suelo permanente helado es propio exclusivamente de áreas de frío constante, cuyo modelado está determinado por el periglaciarismo.

COMO VAN Y VIENEN LOS GLACIARES

Prescindiendo de su forma o movimiento todas las masas de hielo glacial tienen muchos puntos en común. En primer lugar el hielo glacial se origina a partir de la nieve; no se trata de agua que ha congelado, aunque una pequeña fracción del hielo en la parte inferior de la mayoría de los glaciares es agua de fusión congelada. La transformación de la nieve en hielo glacial empieza en cuanto la nieve se compacta. Esto puede ser consecuencia simplemente de la compresión de la parte inferior de una capa de nieve bajo el peso de la nieve acumulada encima o por su amontonamiento por el viento.

A bajas temperaturas y bajo ligeras presiones, el hielo glacial es quebradizo, pero cuando está cerca de su punto de fusión se deforma plásticamente sin romperse.

La forma de los glaciares de tipo alpino y su relación con la topografía q los rodea sugiere inmediatamente q los glaciares fluyen valle abajo; pero nos referimos a un “flujo sólido”. El flujo sólido tiene lugar en la parte interior más profunda del glaciar, en la q la presión convierte el hielo en plástico. El hielo de la superficie del glaciar permanece quebradizo.

El hielo quebradizo en los bordes y frente de los glaciares se encuentran bloques de roca q actúanraspando y cincelando su lecho. Aun cuando estas rocas están englobadas en el hielo potencialmente plástico cerca del fondo de la parte más gruesa del glaciar, están sostenidas con suficiente rigidez para q erosionen el lecho a medida q son empijadas a lo largo del glaciar.Esta acción ayuda a explicar las diferencias q existen entre la erosión de los glaciares y de los ríos. Allí donde los glaciares están bien alimentados por abundantes nevadas en sus áreas de acumulación, gran parte del movimiento por debajo del límite de las nieves es consecuencia del deslizamiento sobre el lecho rocoso y no del flujo plástico. Este tipo de glaciares son agentes muy eficaces de erosión.

La velocidad y naturaleza del movimiento de los glaciares varian mucho y las condiciones q las determinan son complejas. La relación entre acumulación y ablación (=perdida de hielo), la pendiente y forma del lecho glaciar y la temperatura del hielo son los factores principales q d minan su movimiento.

En algunos glaciares se encuentran bandas curvadas de hielo sucio q alternan con bandas de hielo más limpio. La suciedad del hielo es el polvo llevado por el viento, q cayó sobre la nieve durante el verano cuando las laderas y picos estaban cubiertos; el hielo limpio se formó durante el invierno cuando la cordillera estaba cubierta de nieve

EROSIÓN GLACIAR

Aunque los glaciares difieren profundamente de los ríos en su movimiento y en su acción como agentes geológicos, ambos se asemejan en el hecho de q tienen regiones de erosión, transporte y depósito. La erosión es especialmente activa en las cuencas altas de los glaciares de tipo alpino, que cuando éstas estan bordeadas de por una pared abrupta semicircular se las conoce como circos.

En las herramientas de erosión se encuentran los fragmentos de rocas liberados por la meteorización de las paredes que se levantan por encima del glaciar. Estos fragmentos caen o son arrastrados por avalanchas de nieve sobre el glaciar y grietas. La composición de los fragmentos arrastrados y depositados por los glaciares es extraordinariamente variable -granito, caliza, cuarcita y gneis, todo ello mezclado; estos fragmentos son denominados con propiedad “erráticos”.

En los glaciares no hay perfil de equilibrio como en los ríos; el hielo en movimiento puede abrir grandes cubetas en los lugares en q las rocas son débiles o donde las herramientas de abrasión son particularmente abundantes o son utilizadas con un vigor especial. Cuando estas cubetas abiertas en la roca de los fondos de los valles se llenan de agua, una vez q se ha retirado el hielo, se denominan “lagos glaciares” Estos lagos se encuentran generalmente en el fondo de los circos o a lo largo de las arestas glaciales menores.

El concepto del ciclo de erosión, con su jueventud, madurez y senilidad se aplica a los glaciares igualmente q a los ríos. En las montañas en la q los glaciares nunca fueron de gran tamaño, los flancos de las cumbres redondeadas por la acción de las aguas pueden estar marcadas por pequeños circos, todos ellos con sus cabeceras características. En los lugares en q persisten extensas cumbres sin los efectos de la glaciación, es evidente q la erosión glacial se detuvo en el estadio juvenil de su ciclo. Es fácil imaginarse lo que hubiera sucedido si la erosión glacial hubiera sido más vigorosa o se hubiera prolongado por más tiempo. Las cabeceras de algunos circos habrían retrocedido hasta q sólo hubiera quedado un pico agudo emplazado en el lugar que ocupaba antes la cumbre redondeada. Un pico moldeado de esta forma, por la erosión de las cabeceras de los glaciares de tipo alpino, puede denominarse “horn”.

LOS GLACIARES COMO AGENTES DE TRANSPORTE

Dondequiera q un glaciar esté en movimiento, ya sea por flujo plástico o por deslizamiento, es un agente de transporte. La carga de fragmentos de roca puede ser llevada en la base del hielo, en su interior o en la superfície del glaciar. Gran parte de ella está oculta a la vista pero queda visible una parte suficiente, especialmente en verano, para poner de manifiesto el gran poder hielo glacial como agente tanto de erosión como de transporte.

La fusión y evaporación del hielo glacial, por debajo del nivel de las nieves perpetuas depende principal de la temperatuara del aire y de la insolación. Por tanto la velocidad de ablación varia de una estación a otra. Los fragmentos de rocas sobre el hielo afectan también a la velocidad de fusión y son responsables de muchas de las estructuras superficiales propias de los glaciares. Las partículas de polvos, granos de arena y cantos pequeños calentados por el sol funden el hielo adyacente; la superfície del hielo sucio es así rebajada mucho más rápidamente q la del hielo limpio.

Los pequeños fragmentos de roca, de 7 a 10 cm de diámetro y 2 o 3 cm de grosor, transmite el calor del sol desde su cara superior a la inferior y se habren camino hacia abajo fundiendo el hielo y formando hoyos o pozos.

Los fragmentos mayores, demasiado grueso para conducir el calor desde su cara superior a la inferior, protegen el hielo sobre el q se apoyan y pieden quedar aveces sobre pedestales, cuando el hieloque los rodea se ha fundido. Enormes lacas de roca apoyadas sobre pedestales de 1 o 2 metros de altura pueden verse en algunos ghlaciares. Estos glaciares se denominan “mesas glaciares” y son indicadores vivos del valor de la fusión del glaciar en los últimos años.

AGUAS DE FUSIÓN

Innumerables regatos de aguas de fusiónTodos los glaciares, pero particularmente los que están compuestos de hielo cálido y los que se encuentran en rápido retroceso, producen una gran cantidad de agua de fusión. Si el hielo es cálido, el agua de fusión a menudo se vierte hacia el interior del glaciar, llegando incluso hasta su base, a través de unos estrechos canales verticales o muy inclinados llamados moulins o molinos glaciares. La descarga de agua de fusión de un glaciar varía según las estaciones, siendo mayor en verano, y también diariamente, con el máximo a primera hora de la tarde. Algunos glaciares causan esporádicamente desbordamientos e inundaciones catastróficas debido al agua de fusión. Estas avenidas, llamadas explosiones glaciares, se deben al drenaje repentino de una presa de hielo o un lago endoglaciar.

El agua de fusión, normalmente con una importante carga de sedimentos, es capaz de erosionar el lecho rocoso, crear canales y provocar el estancamiento de las aguas de fusión y del drenaje natural, dando origen a la aparición de los llamados lagos proglaciares. Las arenas y gravas que el agua de fusión ha arrancado desde el fondo del glaciar son a menudo depositadas en los canales subglaciares y endoglaciares. Cuando el hielo se derrite, estos depósitos quedan expuestos formando largas, sinuosas y a veces discontinuas crestas denominadas eskers. Otros montículos de materiales, depositados de manera similar por el agua de fusión a partir del relleno de los crevasses (grietas glaciares), son los kames.

Una vez que las corrientes de fusión abandonan el frente de un glaciar, su capacidad para transportar material se ve rápidamente reducida. Depositan su carga formando una llanura, más o menos extensa, conocida como sandur o llanura de deposición fluvioglaciar. En ocasiones, los bloques de hielo se incorporan a este paisaje, y cuando se derriten dejan cavidades llamadas kettles, o depresiones glaciares, normalmente ocupadas por pequeños lagos. Las terrazas de muchos ríos de Europa septentrional reflejan su origen glaciar, ya q están compuestas por gravas y son el resultado de la presencia de glaciares en las cabeceras, q siempre incrementan la descarga de agua y sedimentos de los ríos. Estos cursos fluviales crecidos también atravesaron amplios y profundos valles durante los periodos glaciales, por lo que el tamaño y el caudal de muchos ríos no guardan relación con el medio por el que discurren, pues son demasiado pequeños en la actualidad para ser responsables de los valles que ocupan.

GRANDES LAGOS Y MARES INTERIORES

La historia de los cinco grandes Lagos de Norteamérica está íntimamente asociada con el retroceso del último casquete glacial. En ésta época, la región Noreste de Norteámerica se encontraba a menor altura con respecto al nivel del mar de lo q esté hoy en día y una amplia bahía se extendía desde el océano Atlántico hasta la cuenca del lago Ontario. Al retroceder y finalmente desaparecer el casquete de hielo continental la región se elevó hasta su altitud actual, problabemente como resultado del reajuste isotáticoal desaparecer el peso del hielo. De este modo, los lagos llegaron a tener sus actuales relaciones geográficas.

De un modo análogo los cambios geológicos de la región del Báltico, en Europa, durante la última época glacial y postglacial, están asociados con el retroceso del casquete de hielo escandinavo. Durante la retirada de este hielo desde sus posiciones más alejadas, en Dinamarca y Alemania, las aguas dulces del Lago Glacial Báltico” ocuparon la parte más meridional de la cuenca del báltico. Como consecuencia de nuevos retrocesos del frente glacial, el mar del norte lo invadió por el sur de Suecia y se originó el “Mar de Yoldia”, llamado así por los moluscos fósiles encontrados en los depósitos de playa q señalan sus primitibas costas. Al continuar el retroceso el abombamiento de la corteza terrestre dio lugar a q el agua salada del Mar de Yodia fuera sustituida por el agua dulce del “Lago de Ancycus”; dicho lago dio lugar a su vez al “Mar de Littorina” q, finalmente pasó a ser el Mar Báltico con su prolongación hacia el norte.

Estas líneas de costa, al igual q las de los primitivos lagos en la región de los Grandes Lagos de Norteamérica, están señaladas casi en todas partes por acantilados, crestas de playa y deltas.

EFECTOS DE LA ÚLTIMA GLACIACIÓN

A lo largo del último millónm de años -aproximadamente lo que se conoce por Cuaternaria- el clima ha estado oscilando de una forma casi permanente. Los períodos fríos pueden agruparse en cuatro grandes bloques o épocas glaciares. Pero los abundantes datos que se están obteniendo en la actualidad, procedentes de todo el mundo, probablemente proporcionen una visión distinta muchos más complicada al detalle, en un futuro próximo.

El último período frío, dominado por la presencia de glaciares, debió comenzar hace unos 70.000 años, y ha durado hasta unos 10.000.En nuestro país, los glaciares ocupaban los fondos de muchos valles pirenaicos. La vegetación era de un carácter más estepario y adaptada al frío.

Si pudiésemos ver una fotografía de nuestros paisajes de hoy realizada en aquellos momentos, sería imposible reconocerlos. Las variaciones más dramáticas las encontraríamos en las costas. Hace unos 20.000 años el nivel del mar estaba unos 120 metros más abajo q el actual. Por tanto, grandes extensiones de terreno q hoy están bajo las aguas estaban ocupadas por vegetación y animales. Los pocos humanos del momento habitarían cerca o junto a la orilla del mar, huyendo del frío de la zona interior.

Con un nivel del mar más bajo, algunas islas actuales estaban unidas entre si o al continente. El relieve actual de una gran parte de las costas españolas varía bruscamente al llegar al mar. En vez de continuar hacia las profundidades con la misma tónica de inclinación que lo hace en tierra firme, cambia de inclinación y de textura, haciéndose más suave. Ese modelado se ha venido formando durante cientos de miles de años, reforzando la idea de que, durante los períodos interglaciares, el mar ha vuelto a ocupar una posición cercana a la actual. Es decir, el paisaje q aparece al retirarse el mar es cualitativamente diferente del que estamos habituados a ver.

Estas modificaciones han efectuado a los sistemas a los sistemas fluviales, que están constantemente forzados a ajustar sus niveles de referencia para desaguar el mar. Los ajustes se realizan cambiando de morfología, con lo q tienen lugares de erosión y sedimentación en los cauces. Toda la red tiende a ajustarse entre sí, y el efecto de las variaciones de nivel del mar se traslada progresivamente tierra adentro

Según las circunstancias, estas modificaciones son rápidas, sobre todo en los ríos q desembocan directamente a la costa, pero muchas zonas del interior pueden permanecer ajenas a las variaciones de nivel en las desembocaduras, especialmente cuando los terrenos están constituidos por rocas duras, en las que el río no puede encajarse con facilidad.

La transición de la última época glaciar a la situación actual ha sido relativamente rápida. Hace 12.000 años, el mar estaba ya a 40 metros por debajo del nivel presente. Los casquetes glaciares se fundían con rapidez y hasta hace unos 8000 añosel mar ascendía a una velocidad media de metro y medio por siglo. Desde entonces, el ritmo de ascenso disminuyó y unos mil años antes del comienzo de nuestra era, estaba estabilizado alrededor de la posición actual. En este momento sigue variando, ascendiendo unos 15 cm por siglo.

BIBLIOGRAFÍA

- F. Mather, Kitley, “La Tierra”, Editorial Seix Barral, S.A, 1966

- Eraso, Adolfo / Pulina, Marian, “Cuevas en hielo y ríos bajo los glaciares”, Editorial Mc Grawn Hill.

- Pou Royo, Antonio, “La erosión”, Ministerio de Obras Públicas y Urbanismo. Madrid

- Martínez de Pisón, Eduardo, “El relieve de la Tierra”, Editorial Aula Abierta Salvat.

-Natioal Geográfic, “El mundo glaciar”

Internet: http://iris.cnice.mecd.es/biosfera/alumno/2ESO/agentes_2/contenidos4.htm