SEMANA XII

GLACIACIÓN

Una glaciación es un periodo de larga duración en el cual baja la temperatura global del clima de la Tierra, dando como resultado una expansión del hielo continental de los casquetes polares y los glaciares. Las glaciaciones se subdividen en periodos glaciales, siendo el wisconsiense el último hasta nuestros días.
De acuerdo a la definición dada por la glaciología, el término glaciación se refiere a un periodo con casquetes glaciares tanto en el hemisferio norte como en el sur; según esta definición, aún nos encontramos en una glaciación porque todavía hay casquetes polares en Groenlandiay la Antártida.

Más coloquialmente, cuando se habla de los últimos millones de años, se utiliza «glaciación» para referirse a periodos más fríos con extensos casquetes glaciares en Norteamérica y Eurasia: según esta definición, la glaciación más reciente acabó hace 10.000 años. Este artículo usará el término glaciación en el primer sentido, el glaciológico; el término glaciales por los periodos más fríos de las glaciaciones; e interglaciares para los periodos más cálidos.

 GLACIAR:

Un glaciar es una gruesa masa de hielo que se origina en la superficie terrestre por acumulación, compactación y recristalización de lanieve, mostrando evidencias de flujo en el pasado o en la actualidad. Su existencia es posible cuando la precipitación anual de nieve supera la evaporada en verano, por lo cual la mayoría se encuentra en zonas cercanas a los polos, aunque existen en otras zonas, en montañas. El proceso del crecimiento y establecimiento del glaciar se llama glaciación. Los glaciares del mundo son variados y pueden clasificarse según su forma (de valle, de nicho, campo de hielo, etc.), régimen climático (tropical, temperado o polar) o condiciones térmicas (base fría, base caliente o politermal). 

Un 10 % de la Tierra está cubierta de glaciares, y en tiempos geológicos recientes ese porcentaje llegó al 30 %.1 Los glaciares del mundo acumulan más del 75 % del agua dulce del mundo.1 En la actualidad 91 % del volumen y 84 % del área total de glaciares esta en la Antártida, 8 % del volumen y 14 % del área en Groenlandia sumando el resto de los glaciares 4 % del área y menos del 1 % del volumen.

 FORMACIÓN :

Los glaciares son producto del clima y están permanentemente intercambiando masa con otras partes del sistema hidrológico. Los glaciares crecen con la adición de nieve y otros tipos de hielo y pierden masa por fusión de hielo en agua y el desmembramiento detémpanos de hielo. La diferencia entre ganancias y pérdidas de masa de un glaciar se llama balance de masa. Cuando el balance de masa da negativo el glaciar pierde masa y cuando es positivo gana masa creciendo. A la adición de masa de un glaciar se le llama acumulación y a la pérdida ablación.

La ablación o la acumulación de hielo en un glaciar no son constantes ni el el tiempo (pueden ser mayores en una época del año y menores en otras, y también pueden variar a lo largo de décadas y aún siglos de observación) ni en el espacio ya que mientras que en una parte del glaciar puede predominar la ablación en otras partes, al mismo tiempo, puede predominar la acumulación, tal como puede verse en el gráfico del glaciar de Groenlandia. Esta característica del balance de la masa glaciar (discontinuidad en el tiempo y en el espacio) resulta un hecho largamente comprobado y estudiado y su origen es fácil de explicar: la parte superior del glaciar crece por escarcha hasta que alcanza un nivel en donde la proporción de vapor de agua es demasiado escasa para condensarse. Pero el peso de esta enorme masa de hielo empuja el frente del glaciar hacia la periferia, por lo que en dicho frente predomina, en consecuencia, la ablación o pérdida de la masa de hielo, lo cual da origen al descenso del nivel en la parte central, con lo que nuevamente puede comenzar la ganancia de la masa helada. No se sabe con certeza la velocidad del balance glaciar pero, evidentemente, de acuerdo con lo que se ha dicho, no es una velocidad homogénea ni en el tiempo ni en el espacio. Por ello es que muchas investigaciones acerca del tema han venido especulando sobre el derretimiento de los glaciares y el supuesto aumento del nivel del mar con base a la mayor velocidad de esa fusión en las costas de Groenlandia o en la Antártida y en los glaciares de valle de Europa y de otros continentes, pero no lo han contrastado con la ganancia de hielo en la parte central de los glaciares: el derrumbe del hielo en el frente de un glaciar al llegar al mar o a un lago es siempre espectacular y lugar de atractivo turístico mientras que el lugar donde se va acumulando hielo es imperceptible e imposible de ver pero ello no significa que no exista y que se vaya a derretir por completo ocasionando así el aumento del nivel del mar.
Las principales formas de acumulación son la precipitación directa de nieve, la escarcha, el congelamiento de agua líquida, nieve transportada por vientos, nieve y hielo traídos por avalanchas, cencelladas y el congelamiento de agua en las capas basales. En los glaciares se suele trazar una línea imaginaria llamada línea de equilibrio la cual divide al glaciar en cuestión en dos zonas, una de acumulación y una de ablación en términos netos.

Formación de hielo glaciar

En los lugares de un glaciar donde la acumulación de nieve es mayor a la ablación se va acumulando nieve de año a año y las capas más profundas de la nieve se van transformando en hielo glaciar. La transformación en hielo glaciar se debe a dos procesos uno de compactación y otro de metamorfismo. La velocidad de la transformación depende de la humedad y la temperatura. Los cristales de nieve que precipitan sobre un glaciar tienen formas que van desde hexágonos y agujas a otras más complicadas, pero estas formas son inestables al acumularse ya sea en un glaciar o en otra parte y se evaporan en áreas de alta exposición y reciben condensación en lugares más protegidos, lo que termina por darles un aspecto más redondo. Antes de convertirse en hielo glaciar la nieve se torna en neviza, que esencialmente es nieve que ha sobrevivido un año por lo menos. 

En los glaciares, donde la fusión se da en la zona de acumulación de nieve, la nieve puede convertirse en hielo a través de la fusión y el recongelamiento (en períodos de varios años). En la Antártida, donde la fusión es muy lenta o no existe (incluso en verano), la compactación que convierte la nieve en hielo puede tardar miles de años. La enorme presión sobre los cristales de hielo hace que éstos tengan una deformación plástica, cuyo comportamiento hace que los glaciares se muevan lentamente bajo la fuerza de la gravedad como si se tratase de un enorme flujo de tierra.

Efectos de las glaciaciones

Hay tres tipos principales de efectos de las glaciaciones que han sido empleadas como pruebas de su pasada existencia: geológicas, químicas y paleontológicas.

*Geología. Las pruebas geológicas se encuentran en varias formas, como las rocas erosionadas (ya por arranque, en fases iniciales, ya por abrasión y generación de estrías glaciares, ya por pulverización y formación de harina de roca), valles glaciares, aristas glaciares y horst, rocas aborregadas, morrenas glaciares, drumlins, depósito de tills o bloques erráticos, factura de llanuras aluviales, trenes de valle, lagos en las llanuras y fiordos en las costas. Es decir, las condiciones del clima propio como de una época glacial provocan la aparición de las fisonomías antes descritas en la orografía. Las glaciaciones sucesivas tienden a distorsionar y eliminar las pruebas geológicas, haciendo que sean difíciles de interpretar.

*Química. Las pruebas químicas consisten principalmente en variaciones en la proporción de isótopos en rocas sedimentarias, núcleos sedimentarios oceánicos y, para los periodos glaciales más recientes, núcleos de hielo (comúnmente situados en las llamadas nieves perpetuas). Puesto que el agua con isótopos más pesados tiene unatemperatura de evaporación más alta, su cantidad se reduce cuando las condiciones son más frías; esto permitió la elaboración de un registro térmico. Aún así, estas pruebas pueden estar adulteradas por otros factores que cambian la proporción de isótopos. Por ejemplo, una extinción en masa incrementa la proporción de isótopos ligeros en los sedimentos y en el hielo porque los procesos biológicos tienden a preferir estos últimos, por lo tanto, una reducción en los procesos biológicos libera más isótopos ligeros, que pueden depositarse a los sedimentos.

*Paleontología. Las pruebas paleontológicas se basan en los cambios en la distribución geográfica de los fósiles; durante un periodo de glaciación, los organismos adaptados al frío migran hacia latitudes más bajas, y los organismos que prefieren un clima más cálido se extinguen o viven en zonas más ecuatoriales. Esto da lugar a la aparición derefugios glaciales y movimientos biogeográficos de retorno.También es difícil interpretar estos indicios puesto que precisan de: secuencias de sedimentos que representen un largo período, diferentes latitudes y que se puedan correlacionar fácilmente; organismos primitivos presentes durante amplios periodos con caracteres lo suficientemente homogéneos como para poder atribuirlos a un mismo taxón, y de los cuales se conozca el clima ideal (es decir, que puedan emplearse como marcadores); y descubrimientos de fósiles adecuados, cosa que depende mucho del azar.

Pese a las dificultades, los análisis de núcleos de hielo y de sedimentos oceánicos muestran claramente la alternancia de períodos glaciales e interglaciares durante los últimos millones de años. También confirman la relación entre las glaciaciones y fenómenos de la corteza continental como por ejemplo las morrenas glaciales, los drumlins y los bloques erráticos. Por esto se suelen aceptar los fenómenos de la corteza continental como prueba válida de edades glaciales anteriores, cuando se encuentran en capas creadas mucho antes que el abanico de tiempo que permiten estudiar los núcleos de hielo y los sedimentos marinos.

Movimiento

El hielo se comporta como un sólido quebradizo hasta que su acumulación alcanza los 50 metros de espesor. Una vez sobrepasado este límite, el hielo se comporta como un material plástico y empieza a fluir. El hielo glaciar consiste en capas de moléculas empaquetadas unas sobre otras. Las uniones entre las capas son más débiles que las existentes dentro de cada capa, por lo que cuando el esfuerzo sobrepasa las fuerzas de los enlaces que mantienen a las capas unidas, éstas se desplazan unas sobre otras. 

Otro tipo de movimiento es el deslizamiento basal. Éste se produce cuando el glaciar entero se desplaza sobre el terreno en el que se encuentra. En este proceso, el agua de fusión contribuye al desplazamiento del hielo mediante la lubricación. El agua líquida se origina como consecuencia de que el punto de fusión disminuye a medida que aumenta la presión. Otras fuentes para el origen del agua de fusión pueden ser la fricción del hielo contra la roca, lo que aumenta la temperatura y por último, el calor proveniente de la Tierra. 

El desplazamiento de un glaciar no es uniforme ya que está condicionado por la fricción y la fuerza de gravedad. Debido a la fricción, el hielo glaciar inferior se mueve más lento que las partes superiores. A diferencia de las zonas inferiores, el hielo ubicado en los 50 metros superiores, no están sujetos a la fricción y por lo tanto son más rígidos. A esta sección se la conoce como zona de fractura. El hielo de la zona de fractura viaja encima del hielo inferior y cuando éste pasa a través de terrenos irregulares, la zona de fractura crea grietas que pueden tener hasta 50 metros de profundidad, donde el flujo plástico las sella. La rimaya es un tipo especial de grieta que suele formarse en los glaciares de circo y tiene una dirección transversal al movimiento por gravedad del glaciar. Podría decirse que es una grieta que se forma en los puntos donde se separa la nieve del fondo del circo del hielo que todavía está bien adherido en la parte superior.

Erosión

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

Abrasión y arranque

A medida que el glaciar fluye sobre la superficie fracturada del lecho de roca, ablanda y levanta bloques de roca que incorpora al hielo. Este proceso conocido como arranque glaciar, se produce cuando el agua de deshielo penetra en las grietas y las diaclasas del lecho de roca y del fondo del glaciar y se hiela recristalizándose. Conforme el agua se expande, actúa como una palanca que suelta la roca levantándola. De esta manera, sedimentos de todos los tamaños entran a formar parte de la carga del glaciar. 

La abrasión ocurre cuando el hielo y la carga de fragmentos rocosos se deslizan sobre el lecho de roca y funcionan como un papel de lija que alisa y pule la superficie situada debajo. La roca pulverizada por la abrasión recibe el nombre de harina de roca. Esta harina está formada por granos de roca de un tamaño del orden de los 0,002 a 0,00625 mm. A veces, la cantidad de harina de roca producida es tan elevada que las corrientes de agua de fusión adquieren un color grisáceo. 

Una de las características visibles de la erosión y abrasión glaciar son las estrías glaciares producidas sobre las superficies rocosas del lecho; fragmentos de roca con afilados bordes contenidos en el hielo marcan surcos a modo de arañazos finos. Cartografiando la dirección de las estrías se puede determinar el desplazamiento del flujo glaciar, lo cual es una información de interés en el caso de antiguos glaciares.

Velocidad de erosión

La velocidad de erosión de un glaciar es muy variable. Esta erosión diferencial llevada a cabo por el hielo está controlada por cuatro factores importantes: 

-Velocidad del movimiento del glaciar.
-Espesor del hielo.
-Forma, abundancia y dureza de los fragmentos de roca contenidos en el hielo en la base del glaciar.
-Erosionabilidad de la superficie por debajo del glaciar.

Derrubios y detritos

En ambientes de alta montaña, los glaciares pueden presentar una cobertura detrítica superficial continua, conocida con el nombre dedebris covered glacier. Esta capa produce, tanto en la zona de acumulación, como en la zona de ablación, un proceso progresivo de adelgazamiento de masa que genera una importante acumulación de detritos en ambientes supraglaciales. Este tipo de glaciares recubiertos representan la fase intermedia dentro del continuum de los sistemas glaciales (dependientes del flujo de detritos y del hielo dentro del sistema), desde glaciares descubiertos a glaciares rocosos.
El origen de los detritos supraglaciales se asocia a la existencia de una secuencia: cara libre, talud en laderas con escarpes rocosos, que presentan alta sensibilidad a la meteorización y descargan detritos en forma directa sobre la superficie glacial. La acumulación de detritos supraglaciales influye directamente sobre los procesos de ablación y de flujo de hielo, debido a alteraciones en el albedo y en laconductividad térmica del glaciar. En este sentido, Strem (1959), NAakawo & Yonng (1981, 1982) (en Ferrando, 2003) y Benn & Evans (1998) definen un umbral inferior a 1 cm en la capa de detritos como el espesor que favorece la fusión del hielo y una capa de detritos de 1 cm o más como aislante del hielo subyacente. Los procesos de fusión del hielo pueden favorecer el aumento en la capa detrítica supraglacial, debido a la incorporación de material intraglaciar al manto del debris covered glacier o cobertura detrítica glaciar. Esta situación, puede generar fenómenos de ablación diferencial, generando procesos de inversión del relieve, caracterizados por la fusión «in situ» del hielo intersticial de la cobertura detrítica en las zonas recubiertas del glaciar; este proceso es conocido con el nombre de Karst glacial o Criokarst.
El incremento de detritos sobre la superficie glacial, puede provocar en casos extremos, procesos de ablación con tasas que tienden a cero, generando, en consecuencia, una ineficiente evacuación de los detritos y un proceso cada vez mayor de control topográfico en la dinámica del sistema, además de un mayor desarrollo de morrenas mediales y centrales. 

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

Materiales depositados directamente por el glaciar, que se conocen como tilles o barro glaciar.
Los sedimentos dejados por el agua de fusión del glaciar, denominados derrubios estratificados.
Los grandes bloques que se encuentran en el till o libres sobre la superficie se denominan erráticos glaciares si son diferentes al lecho de roca en el que se encuentran (esto es, su litología no es la misma que la roca encajada subyacente). Los bloques erráticos de un glaciar son rocas acarreadas y luego abandonadas por la corriente de hielo. Su estudio litológico permite averiguar la trayectoria del glaciar que los depositó.

Morrenas

Morrena es el nombre más común para los sedimentos descabalados de los glaciares. 

El término tiene origen francés y fue acuñado por los campesinos para referirse a los rebordes y terraplenes de derrubios encontrados cerca de los márgenes de glaciares en los Alpesfranceses. Actualmente, el término es más amplio, porque se aplica a una serie de formas, todas ellas compuestas por till. En muchos glaciares de valle se pueden distinguir los siguientes tipos de morrenas:

Morrena terminal

Una morrena terminal es un montículo de material removido previamente y que se deposita al final de un glaciar. Este tipo de morrena se forma cuando el hielo se está fundiendo y evaporando cerca del hielo del extremo del glaciar a una velocidad igual a la de avance hacia delante del glaciar desde su región de alimentación. Aunque el extremo glaciar está estacionario, el hielo sigue fluyendo depositando sedimento como una cinta transportadora.

Morrena de fondo

Cuando la ablación supera a la acumulación, el glaciar empieza a retroceder; a medida que lo hace, el proceso de sedimentación de la cinta transportadora continúa dejando un depósito de til en forma de llanuras onduladas. Esta capa de til suavemente ondulada se llama morrena de fondo. Las morrenas terminales que se depositaron durante las estabilizaciones ocasionales del frente de hielo durante los retrocesos se denominan morrenas de retroceso'.

Morrena lateral

Los glaciares alpinos producen dos tipos de morrenas que aparecen exclusivamente en los valles de montaña. El primero de ellos se llama morrena lateral. Este tipo de morrena se produce por el deslizamiento del glaciar respecto a las paredes del valle en el que está confinado; de esta manera los sedimentos se acumulan en forma paralela a los laterales del valle.

Morrena central

El otro tipo son las morrenas centrales. Este tipo de morrenas es exclusivo de los glaciares alpinos y se forma cuando dos glaciares se unen para formar una sola corriente de hielo. En este caso las morrenas laterales se unen para formar una franja central oscura.

Morrena superficial

están situadas en la superficie del glaciar.

Morrena de frente

se sitúan en la parte delantera del glaciar-

MORRENICOS:

Un lago morrénico o lago de morrena (en inglés: Moraine-dammed lake)? es un tipo de lago que se forma cuando unamorrena terminal evita que el agua del deshielo abandone el valle. El más común tiene forma de una larga cinta y por eso se llaman lagos cintiformes (ribbon lakes).
Algunos ejemplos de lagos de morrena son los siguientes: 

Argentina-Chile: lago Buenos Aires;
Chile: lago Calafquén y lago Panguipulli;
Nueva Zelanda: lago Hawea, lago Ohau, lago Pukaki, lago Tekapo, lago Wakatipu y lago Wanaka (es decir, casi todos los grandes lagos de la isla Sur);
Suiza: Lago de Zurich;
Estados Unidos: lago Donner, en California; lago Flathead, en Montana; lago Mille Lacs en Minnesota; y lago Wallowa, enOregón
Gales: Llyn Peris y su gemelo Llyn Padarn
España: Lago de Sanabria. 

En el siglo XIX, el explorador argentino Francisco Perito Moreno sugirió que en muchos de los lagos de la Patagonia el flujo de las aguas discurría hacia el Pacífico a pesar de que forman parte de la cuenca del Atlántico, pero que la obstrucción causada por las morrenas durante la glaciación delCuaternario había cambiado el flujo hacia el oeste. Por tanto, serían originalmente lagos de la cuenca del Atlántico que debería haber sido asignados a la Argentina.
La mayoría de los lagos situados en el Himalaya del Nepal también son lagos de tipo morena, con la posibilidad de revertir sus aguas al valle, haciendo que la zona tenga un alto riesgo de inundación.

BLOQUES ERRÁTICOS: 

Un bloque errático, en geología y en geomorfología, es un fragmento de roca relativamente grande que difiere por su tamaño y tipo de la roca nativa de la zona en la que se apoya. Los «erráticos» toman su nombre de la palabra latina errare, y fueron transportados por el hielo de los glaciares, a menudo a distancias de cientos de kilómetros, quedando depositados cuando se fundió el hielo. Los bloques erráticos pueden variar en tamaño desde guijarros hasta piedras de gran tamaño, como los bloques de Okotoks o la Big Rock (16.500 toneladas), en Alberta. Se han encontrado bloques erráticos por todas partes donde hubo glaciares, en Alemania, en Londres, en Lyon, en Estados Unidos o en Canadá.
Los geólogos identifican los bloques erráticos estudiando su composición y la de las rocas que los rodean y son importantes porque:
al ser transportados por los glaciares, son un indicador de la probable trayectoria del movimiento del glaciar prehistórico. Su origen litográfico puede remontarse a la roca madre, lo que permite la confirmación de la ruta del flujo de hielo.
pueden ser transportados por hielo flotante (ice-rafting). Esto permite la cuantificación de la extensión de las inundaciones glaciales resultantes del colapso de los diques de hielo, que liberaron las aguas almacenadas en los lagos proglaciales como ellago Missoula. Los bloques erráticos llevados por las balsas de hielo se quedaron varados y, posteriormente, se derritieron, dejando caer su carga, muestran la caracterización de las marcas de agua alta en caso de inundaciones transitorias en áreas como el estacional lago Lewis.
los bloques erráticos caídos en icebergs fundidos en el océano pueden ser usado para rastrear los movimientos de los glaciares en la regiones de la Antártida y el Ártico para períodos anteriores al registro de retención. Estos pueden ser correlacionadas con la temperatura del océano y los niveles para entender mejor y calibrar los modelos climáticos globales.

DESGLACIACION:

La Desglaciación, o reducción de la masa de hielo, es un fenómeno producido por la contaminación y los cambios climáticos mundiales y constituye una grave amenaza para Perú, pues los nevados andinos son su reserva acuífera.Este proceso es estudiado y evaluado científicamente desde 1896.

 La Cordillera Blanca  

es una cadena de montañas nevadas ubicadas en el departamento de Áncash, al norte del Perú, que corre paralela a la costa occidental, se extiende por casi 180 kilómetros y se ubica enteramente dentro del Parque Nacional Huascarán. Tiene un total de 663 glaciares, 16 picos nevados por encima de lo 6.000 msnm y otros 17 por encima de los 5.000 msnm. Asimismo cuenta con más de 269 lagunas y 41 ríos que avenan a los ríos Santa y Marañón. El pico más alto es el Huascarán, con 6768 m.
La cordillera se formó durante la orogénesis mesozoica que formó a los Andes y constituido por un núcleo batolítico de rocas cristalinas rodeado de formaciones laterales de rocas sedimentarias; el sistema ha sido marcado profundamente por la glaciación cuaternaria, la erosión atmosférica y presenta ejemplos de fenómenos volcánicos. Tienen importantes reservas de minerales, como oro, plata, plomo, cinc, cobre y carbón.
Posee profundos valles donde se desarrolla la ganadería ovina por parte de las comunidades campesinas. Atravesada por tres carreteras que dan valor a sus belleza natural que constituye también un notable elemento de atracción turística con varias localidades de vacaciones y de deportes de aventura.