Glaciar
Definición
Un glaciar ( EEUU: / ɡ l eɪ ʃ ər / o UK: / ɡ l æ s i ə /) es un cuerpo persistente de hielo denso que se mueve constantemente por su propio peso; se forma donde la acumulación de nieve excede su ablación (fusión y sublimación) durante muchos años, a menudo siglos. Los glaciares se deforman y fluyen lentamente debido a las tensiones inducidas por su peso, creando grietas, seracs y otras características distintivas. También erosionan rocas y escombros de su sustrato para crear accidentes geográficos como circos y morrenas. Los glaciares se forman solo en la tierra y son distintos del hielo marino mucho más delgado y del hielo del lago que se forman en la superficie de los cuerpos de agua.
En la Tierra, el 99% del hielo glacial está contenido dentro de vastas capas de hielo (también conocidas como "glaciares continentales") en las regiones polares, pero se pueden encontrar glaciares en las montañas en todos los continentes, incluidas las islas oceánicas de alta latitud de Oceanía como Nueva Zelanda y Papúa Nueva Guinea. Entre 35 ° N y 35 ° S, los glaciares se producen solo en el Himalaya, los Andes, las Montañas Rocosas, algunas montañas altas en el este de África, México, Nueva Guinea y en Zard Kuh en Irán. Los glaciares cubren aproximadamente el 10 por ciento de la superficie terrestre de la Tierra. Los glaciares continentales cubren casi 13,000,000 km (5 × 10 millas cuadradas) o aproximadamente el 98 por ciento de los 13,200,000 km (5.1 × 10 millas cuadradas) de la Antártida , con un espesor promedio de 2.100 m (7.000 pies). Groenlandia y la Patagonia también tienen grandes extensiones de glaciares continentales.
El hielo glacial es la mayor reserva de agua dulce en la Tierra. Muchos glaciares de climas polares templados, alpinos y estacionales almacenan agua como hielo durante las estaciones frías y la liberan más tarde en forma de agua de deshielo cuando las temperaturas más cálidas del verano hacen que el glaciar se derrita, creando una fuente de agua especialmente importante para plantas, animales y los usos humanos cuando otras fuentes pueden ser escasas. En entornos de gran altitud y antárticos, la diferencia de temperatura estacional a menudo no es suficiente para liberar agua de deshielo.
Debido a que la masa glacial se ve afectada por cambios climáticos a largo plazo, como la precipitación, la temperatura media y la nubosidad, los cambios en la masa glacial se consideran los indicadores más sensibles del cambio climático y son una importante fuente de variaciones en el nivel del mar.
Una gran pieza de hielo comprimido, o un glaciar, aparece azul, ya que grandes cantidades de agua aparecen azules. Esto se debe a que las moléculas de agua absorben otros colores más eficientemente que el azul. La otra razón para el color azul de los glaciares es la falta de burbujas de aire. Las burbujas de aire, que le dan un color blanco al hielo, son exprimidas por la presión aumentando la densidad del hielo creado.
La palabra glaciar es una palabra de préstamo del francés y se remonta, a través del franco-provenzal, al glaciārium latino vulgar , derivado de la glaciación latina tardía , y finalmente a los glaciēs latinos , que significan "hielo". Los procesos y características causados por glaciares o relacionados con ellos se conocen como glaciales. El proceso de establecimiento, crecimiento y flujo de los glaciares se llama glaciación. El área de estudio correspondiente se llama glaciología. Los glaciares son componentes importantes de la criosfera global.
Tipos
Clasificación por tamaño, forma y comportamiento
Los glaciares se clasifican por su morfología, características térmicas y comportamiento. Los glaciares del Cirque se forman en las cimas y las laderas de las montañas. Un glaciar que llena un valle se llama glaciar del valle o, alternativamente, glaciar alpino o glaciar de montaña . Un gran cuerpo de hielo glacial a horcajadas sobre una montaña, cordillera o volcán se denomina capa de hielo o campo de hielo . Los casquetes de hielo tienen un área menor a 50,000 km (19,000 millas cuadradas) por definición.
Los cuerpos glaciales de más de 50,000 km (19,000 millas cuadradas) se llaman capas de hielo o glaciares continentales . Varios kilómetros de profundidad oscurecen la topografía subyacente. Solo nunataks sobresalen de sus superficies. Las únicas capas de hielo existentes son las dos que cubren la mayor parte de la Antártida y Groenlandia. Contienen grandes cantidades de agua dulce, suficiente para que si ambas se derriten, los niveles globales del mar suban en más de 70 m (230 pies). Las porciones de una capa de hielo o tapa que se extienden en el agua se llaman estanterías de hielo; tienden a ser delgados con pendientes limitadas y velocidades reducidas. Las secciones estrechas y de movimiento rápido de una capa de hielo se llaman corrientes de hielo. En la Antártida, muchas corrientes de hielo desembocan en grandes plataformas de hielo. Algunos drenan directamente en el mar, a menudo con una lengua de hielo, como el Glaciar Mertz.
Los glaciares de mareas son glaciares que terminan en el mar, incluidos la mayoría de los glaciares que fluyen desde Groenlandia, la Antártida, Baffin y las islas Ellesmere en Canadá, el sudeste de Alaska y los campos de hielo patagónicos norte y sur. A medida que el hielo llega al mar, las piezas se desprenden, o parir, formando icebergs. La mayoría de los glaciares de marea se levantan sobre el nivel del mar, lo que a menudo resulta en un tremendo impacto cuando el iceberg golpea el agua. Los glaciares de marea se someten a ciclos de avance y retroceso de siglos de duración que son mucho menos afectados por el cambio climático que los de otros glaciares.
Clasificación por estado térmico
Térmicamente, un glaciar templado está en punto de fusión durante todo el año, desde su superficie hasta su base. El hielo de un glaciar polar siempre está por debajo del punto de congelación desde la superficie hasta su base, aunque el manto de nieve de la superficie puede experimentar una fusión estacional. Un glaciar subpolar incluye hielo templado y polar, dependiendo de la profundidad debajo de la superficie y la posición a lo largo del glaciar. De manera similar, el régimen térmico de un glaciar se describe a menudo por su temperatura basal. Un glaciar de base fría se encuentra por debajo del punto de congelación en la interfase hielo-suelo y, por lo tanto, se congela al sustrato subyacente. Un glaciar de base cálida está por encima o en el punto de congelación en la interfaz, y puede deslizarse en este contacto. Se piensa que este contraste en gran medida gobierna la capacidad de un glaciar para erosionar efectivamente su lecho, ya que el hielo deslizante promueve el desplumado de la roca desde la superficie de abajo. Los glaciares que son parcialmente a base de frío y parcialmente cálidos se conocen como politermales .
Formación
Los glaciares se forman donde la acumulación de nieve y hielo excede la ablación. Un glaciar generalmente se origina de un relieve llamado "cirque" (o corrie o cwm), una característica geológica típicamente en forma de butaca (como una depresión entre montañas rodeada por arêtes) que recoge y comprime por gravedad la nieve que cae en él. Esta nieve se acumula y se compacta por el peso de la nieve que cae sobre ella, formando névé. El aplastamiento adicional de los copos de nieve individuales y la compresión del aire de la nieve lo convierten en "hielo glacial". Este hielo glacial llenará el circo hasta que se "desborde" a través de una debilidad geológica o una vacante, como la brecha entre dos montañas. Cuando la masa de nieve y hielo es suficientemente gruesa, comienza a moverse debido a una combinación de la pendiente de la superficie, la gravedad y la presión.
En los glaciares templados, la nieve se congela y se descongela repetidamente, transformándose en hielo granular llamado firn. Bajo la presión de las capas de hielo y nieve que se encuentran encima, este hielo granular se funde en más denso y denso. Durante un período de años, las capas de firn se compactan más y se convierten en hielo glacial. El hielo de los glaciares es un poco menos denso que el hielo formado a partir de agua congelada porque contiene pequeñas burbujas de aire atrapadas.
El hielo glacial tiene un tinte azul distintivo porque absorbe algo de luz roja debido a un sobretono del modo de estiramiento OH infrarrojo de la molécula de agua. El agua líquida es azul por la misma razón. El azul del hielo de los glaciares a veces se atribuye erróneamente a la dispersión de Rayleigh debido a las burbujas en el hielo.
Estructura
Un glaciar se origina en un lugar llamado glaciar y termina en su pie, hocico o extremo glaciar.
Los glaciares se dividen en zonas según la capa de nieve y las condiciones de fusión. La zona de ablación es la región donde hay una pérdida neta en la masa glaciar. La línea de equilibrio separa la zona de ablación y la zona de acumulación; es la altitud donde la cantidad de nieve acumulada por la acumulación es igual a la cantidad de hielo que se pierde por ablación. La parte superior de un glaciar, donde la acumulación excede la ablación, se llama zona de acumulación. En general, la zona de acumulación representa el 60-70% de la superficie del glaciar, más si el glaciar separa icebergs. El hielo en la zona de acumulación es lo suficientemente profundo como para ejercer una fuerza hacia abajo que erosiona la roca subyacente. Después de que un glaciar se derrita,
La zona de acumulación se puede subdividir en función de sus condiciones de fusión.
- La zona de nieve seca es una región donde no se derrite, incluso en el verano, y la capa de nieve permanece seca.
- La zona de percolación es un área con algo de derretimiento de la superficie, lo que hace que el agua de fusión se filtre en el manto de nieve. Esta zona a menudo está marcada por lentes de hielo, glándulas y capas reencolados. El manto de nieve tampoco alcanza el punto de fusión.
- Cerca de la línea de equilibrio en algunos glaciares, se desarrolla una zona de hielo superpuesta. Esta zona es donde el agua de fusión se vuelve a congelar como una capa fría en el glaciar, formando una masa continua de hielo.
- La zona de nieve húmeda es la región donde toda la nieve depositada desde el final del verano anterior se elevó a 0 ° C.
La salud de un glaciar generalmente se evalúa determinando el balance de masa del glaciar o observando el comportamiento del término. Los glaciares sanos tienen grandes zonas de acumulación, más del 60% de su área cubierta de nieve al final de la temporada de deshielo, y un término con un flujo vigoroso.
Después del fin de la Pequeña Edad de Hielo alrededor de 1850, los glaciares alrededor de la Tierra se han retirado sustancialmente. Un ligero enfriamiento llevó al avance de muchos glaciares alpinos entre 1950 y 1985, pero desde 1985 la retirada de los glaciares y la pérdida de masa se ha hecho más grande y cada vez más omnipresente.
Movimiento
Los glaciares se mueven, o fluyen, cuesta abajo debido a la gravedad y la deformación interna del hielo. El hielo se comporta como un sólido quebradizo hasta que su espesor excede los 50 m (160 pies). La presión en el hielo a más de 50 m causa un flujo de plástico. A nivel molecular, el hielo consiste en capas apiladas de moléculas con enlaces relativamente débiles entre las capas. Cuando la tensión en la capa superior excede la fuerza de unión entre capas, se mueve más rápido que la capa de abajo.
Los glaciares también se mueven a través del deslizamiento basal. En este proceso, un glaciar se desliza sobre el terreno sobre el que se asienta, lubricado por la presencia de agua líquida. El agua se crea a partir del hielo que se derrite a alta presión debido al calentamiento por fricción. El deslizamiento basal es dominante en los glaciares templados o de base cálida.
Aunque a comienzos del siglo XIX se conocía la evidencia a favor del flujo glacial, se avanzaron otras teorías sobre el movimiento glacial, como la idea de que el agua derretida, que se congelaba dentro de los glaciares, causaba que el glaciar se dilatara y extendiera su longitud. Como se puso de manifiesto que los glaciares se comportaron en cierto grado como si el hielo fuera un fluido viscoso, se argumentó que "regelation", o la fusión y volver a congelar de hielo a una temperatura reducida por la presión sobre el hielo dentro del glaciar, era lo permitió que el hielo se deforme y fluya. James Forbes propuso la explicación esencialmente correcta en la década de 1840, aunque pasaron varias décadas antes de que fuera aceptada por completo.
Zona de fractura y grietas
Los 50 m superiores (160 pies) de un glaciar son rígidos porque están bajo presión baja. Esta sección superior se conoce como la zona de fractura y se mueve principalmente como una sola unidad sobre la sección inferior que fluye plásticamente. Cuando un glaciar se mueve a través de un terreno irregular, se forman grietas llamadas grietas en la zona de fractura. Las grietas se forman debido a las diferencias en la velocidad del glaciar. Si dos secciones rígidas de un glaciar se mueven a diferentes velocidades y direcciones, las fuerzas de cizalla hacen que se separen, abriendo una grieta. Las grietas son raramente más de 46 m (150 pies) de profundidad, pero en algunos casos pueden ser de 300 m (1,000 pies) o incluso más profundas. Debajo de este punto, la plasticidad del hielo es demasiado grande para que se formen grietas. Las grietas que se cruzan pueden crear picos aislados en el hielo, llamados seracs.
Las grietas se pueden formar de diferentes maneras. Las grietas transversales son transversales al flujo y se forman donde las pendientes más pronunciadas causan la aceleración de un glaciar. Las grietas longitudinales se forman semi-paralelas al flujo donde un glaciar se expande lateralmente. Se forman grietas marginales desde el borde del glaciar, debido a la reducción de velocidad causada por la fricción de las paredes del valle. Las grietas marginales generalmente son en gran parte transversales al flujo. El hielo en movimiento del glaciar a veces puede separarse del hielo estancado que se encuentra arriba, formando un bergschrund. Bergschrunds se asemejan a las grietas, pero son características singulares en los márgenes de un glaciar.
Las grietas hacen que los viajes sobre glaciares sean peligrosos, especialmente cuando están ocultos por frágiles puentes de nieve.
Debajo de la línea de equilibrio, el agua de deshielo glacial se concentra en los canales de la corriente. Meltwater puede agruparse en lagos proglaciales en la cima de un glaciar o descender a las profundidades de un glaciar a través de moulins. Corrientes dentro o debajo del flujo de un glaciar en túneles englacial o subglaciares. Estos túneles a veces resurgen en la superficie del glaciar.
Velocidad
La velocidad del desplazamiento glacial está parcialmente determinada por la fricción. La fricción hace que el hielo en el fondo del glaciar se mueva más lentamente que el hielo en la parte superior. En los glaciares alpinos, la fricción también se genera en las paredes laterales del valle, lo que ralentiza los bordes con respecto al centro.
Las velocidades medias varían mucho, pero generalmente es de alrededor de 1 m (3 pies) por día. No puede haber movimiento en áreas estancadas; por ejemplo, en partes de Alaska, los árboles pueden establecerse en depósitos de sedimentos superficiales. En otros casos, los glaciares pueden moverse tan rápido como 20-30 m (70-100 pies) por día, como en el Jakobshavn Isbræ de Groenlandia (Groenlandia: Sermeq Kujalleq ). La velocidad aumenta al aumentar la pendiente, aumentar el espesor, aumentar las nevadas, aumentar el confinamiento longitudinal, aumentar la temperatura basal, aumentar la producción de agua de deshielo y reducir la dureza del lecho.
Algunos glaciares tienen períodos de avance muy rápido llamados oleadas. Estos glaciares muestran un movimiento normal hasta que de repente aceleran y luego vuelven a su estado anterior. Durante estas oleadas, el glaciar puede alcanzar velocidades mucho mayores que la velocidad normal. Estas sobrecargas pueden ser causadas por la falla del lecho de roca subyacente, la acumulación de agua de deshielo en la base del glaciar -quizás liberada desde un lago supraglacial- o la simple acumulación de masa más allá de un "punto de inflexión" crítico. Las tasas temporales de hasta 90 m (300 pies) por día se han producido cuando el aumento de la temperatura o la presión suprayacente provocaron la fusión del hielo del fondo y la acumulación de agua debajo de un glaciar.
En las áreas glaciares donde el glaciar se mueve más rápido que un km por año, ocurren terremotos glaciares. Estos son terremotos a gran escala que tienen magnitudes sísmicas tan altas como 6.1. El número de terremotos glaciares en Groenlandia alcanza su pico cada año en julio, agosto y septiembre y está aumentando con el tiempo. En un estudio que utilizó datos desde enero de 1993 hasta octubre de 2005, se detectaron más eventos cada año desde 2002, y se registraron el doble de eventos en 2005 que en cualquier otro año. Este aumento en el número de terremotos glaciares en Groenlandia puede ser una respuesta al calentamiento global.
Ogives
Ogives (o bandas de Forbes ) son crestas y valles de ondas alternados que aparecen como bandas oscuras y claras de hielo en las superficies de los glaciares. Están vinculados al movimiento estacional de los glaciares; el ancho de una banda oscura y una ligera generalmente es igual al movimiento anual del glaciar. Las ojivas se forman cuando el hielo de una cascada de hielo se rompe severamente, lo que aumenta el área de la superficie de ablación durante el verano. Esto crea una depresión y espacio para la acumulación de nieve en el invierno, que a su vez crea una cresta. A veces, los ogives consisten solo en ondulaciones o bandas de color y se describen como wave ogives o band ogives.
Geografía
Los glaciares están presentes en todos los continentes y en aproximadamente cincuenta países, con excepción de aquellos (Australia, Sudáfrica) que tienen glaciares solo en territorios insulares subantárticos distantes. Extensos glaciares se encuentran en la Antártida, Chile, Canadá, Alaska, Groenlandia e Islandia. Los glaciares de montaña están muy extendidos, especialmente en los Andes, el Himalaya, las Montañas Rocosas, el Cáucaso, las montañas escandinavas y los Alpes. La parte continental de Australia actualmente no contiene glaciares, aunque un pequeño glaciar en el Monte Kosciuszko estuvo presente en el último período glacial. En Nueva Guinea, los glaciares pequeños, que disminuyen rápidamente, se encuentran en su macizo montañoso más alto de Puncak Jaya. África tiene glaciares en el Monte Kilimanjaro en Tanzania, en el Monte Kenia y en las Montañas Rwenzori. Las islas oceánicas con glaciares incluyen Islandia, varias de las islas de la costa de Noruega, incluyendo Svalbard y Jan Mayen al extremo norte, Nueva Zelanda y las islas subantárticas de Marion, Heard, Grande Terre (Kerguelen) y Bouvet. Durante los períodos glaciales del Cuaternario, Taiwán, Hawai en Mauna Kea y Tenerife también tenían grandes glaciares alpinos, mientras que las Islas Feroe y Crozet estaban completamente glaciares.
La capa de nieve permanente necesaria para la formación de glaciares se ve afectada por factores como el grado de pendiente en la tierra, la cantidad de nieve y los vientos. Los glaciares se pueden encontrar en todas las latitudes, excepto desde 20 ° a 27 ° norte y sur del ecuador, donde la presencia de la rama descendente de la circulación de Hadley reduce la precipitación tanto que con alta insolación las líneas de nieve alcanzan más de 6.500 m (21.330 pies). Entre 19˚N y 19˚S, sin embargo, la precipitación es más alta y las montañas que superan los 5.000 m (16.400 pies) suelen tener nieve permanente.
Incluso en latitudes altas, la formación de glaciares no es inevitable. Las áreas del Ártico, como Banks Island, y los valles secos de McMurdo en la Antártida se consideran desiertos polares donde los glaciares no pueden formarse porque reciben poca nevada a pesar del frío. El aire frío, a diferencia del aire caliente, no puede transportar mucho vapor de agua. Incluso durante los períodos glaciales del Cuaternario, Manchuria, las tierras bajas de Siberia y el centro del norte de Alaska, aunque extraordinariamente fríos, tenían una nevada tan ligera que los glaciares no podían formarse.
Además de las regiones polares secas y no glaciares, algunas montañas y volcanes en Bolivia, Chile y Argentina son altos (de 4.500 a 6.900 m) y fríos, pero la relativa falta de precipitación impide que la nieve se acumule en los glaciares. Esto se debe a que estos picos se encuentran cerca o en el desierto hiperártico de Atacama.
Geología glacial
Los glaciares erosionan el terreno a través de dos procesos principales: abrasión y desplume.
A medida que los glaciares fluyen sobre el lecho de roca, ablandan y levantan bloques de roca en el hielo. Este proceso, llamado desplumado, es causado por agua subglacial que penetra fracturas en el lecho de roca y posteriormente se congela y se expande. Esta expansión hace que el hielo actúe como una palanca que afloja la roca levantándola. Por lo tanto, los sedimentos de todos los tamaños se convierten en parte de la carga del glaciar. Si un glaciar en retirada gana suficientes restos, puede convertirse en un glaciar de roca, como el glaciar Timpanogos en Utah.
La abrasión ocurre cuando el hielo y su carga de fragmentos de roca se deslizan sobre la roca madre y funcionan como papel de lija, alisando y puliendo la roca de fondo a continuación. La roca pulverizada que produce este proceso se llama harina de roca y está compuesta de granos de roca de entre 0.002 y 0.00625 mm de tamaño. La abrasión conduce a las paredes más escarpadas del valle y las laderas de las montañas en los entornos alpinos, lo que puede causar avalanchas y deslizamientos de rocas, que añaden aún más material al glaciar.
La abrasión glacial se caracteriza comúnmente por estriaciones glaciales. Los glaciares producen esto cuando contienen grandes rocas que tallan largos arañazos en la roca madre. Al mapear la dirección de las estrías, los investigadores pueden determinar la dirección del movimiento del glaciar. De forma similar a las estriaciones, hay marcas de vibración, líneas de depresiones en forma de media luna en la roca subyacente a un glaciar. Están formados por la abrasión cuando los cantos rodados en el glaciar se atrapan y liberan repetidamente a medida que se arrastran a lo largo del lecho de roca.
La tasa de erosión de los glaciares varía. Seis factores controlan la tasa de erosión:
- Velocidad del movimiento glacial
- Espesor del hielo
- Forma, abundancia y dureza de los fragmentos de roca contenidos en el hielo en el fondo del glaciar
- Relativa facilidad de erosión de la superficie bajo el glaciar
- Condiciones térmicas en la base del glaciar
- Permeabilidad y presión del agua en la base del glaciar
Cuando el lecho de roca tiene fracturas frecuentes en la superficie, las tasas de erosión glacial tienden a aumentar ya que el desplume es la principal fuerza erosiva en la superficie; sin embargo, cuando el lecho de roca tiene grandes diferencias entre las fracturas esporádicas, la abrasión tiende a ser la forma erosiva dominante y las tasas de erosión glacial se vuelven lentas.
Los glaciares en latitudes más bajas tienden a ser mucho más erosivos que los glaciares en latitudes más altas, porque tienen más agua de deshielo que alcanza la base glacial y facilitan la producción y el transporte de sedimentos con la misma velocidad de movimiento y cantidad de hielo.
El material que se incorpora en un glaciar normalmente se transporta hasta la zona de ablación antes de depositarse. Los depósitos glaciales son de dos tipos distintos:
- Glacial till : material directamente depositado del hielo glacial. Hasta que incluya una mezcla de material indiferenciado que varía desde el tamaño de la arcilla hasta las rocas, la composición habitual de una morrena.
- Sedimentos fluviales y turbulentos : sedimentos depositados por el agua. Estos depósitos están estratificados por tamaño.
Las piezas de roca más grandes que se incrustan en hasta o se depositan en la superficie se llaman "irregularidades glaciales". Su tamaño varía de guijarros a cantos rodados, pero como a menudo se mueven grandes distancias, pueden ser drásticamente diferentes del material sobre el que se encuentran. Los patrones de erráticos glaciales apuntan a movimientos glaciales del pasado.
Moraines
Las morrenas glaciales se forman por la deposición de material de un glaciar y se exponen después de que el glaciar se haya retirado. Por lo general, aparecen como montículos lineales de labranza, una mezcla no clasificada de roca, grava y rocas dentro de una matriz de un material fino en polvo. Las morrenas terminales o terminales se forman al pie o en el extremo terminal de un glaciar. Las morrenas laterales se forman a los lados del glaciar. Las morrenas medial se forman cuando dos glaciares diferentes se fusionan y las morrenas laterales de cada uno se fusionan para formar una morrena en el medio del glaciar combinado. Menos evidentes son las morrenas molidas, también llamadas deriva glacial , que a menudo cubren la superficie debajo de la pendiente descendente del glaciar desde la línea de equilibrio.
El término morrena es de origen francés. Fue acuñado por los campesinos para describir los terraplenes de aluvión y las llantas que se encuentran cerca de los márgenes de los glaciares en los Alpes franceses. En la geología moderna, el término se usa más ampliamente, y se aplica a una serie de formaciones, todas las cuales están compuestas por till. Las morrenas también pueden crear lagos represados morrena.
Drumlins
Drumlins son asimétricas, colinas en forma de canoa hechas principalmente de labranza. Sus alturas varían de 15 a 50 metros y pueden alcanzar un kilómetro de longitud. El lado más empinado de la colina mira hacia la dirección desde la cual avanzó el hielo ( stoss ), mientras que una pendiente más larga queda en la dirección de movimiento del hielo ( sotavento ).
Los drumlins se encuentran en grupos llamados drumlin fields o drumlin camps . Uno de estos campos se encuentra al este de Rochester, Nueva York; se estima que contiene alrededor de 10,000 drumlins.
Aunque el proceso que forma drumlins no se entiende completamente, su forma implica que son productos de la zona de deformación plástica de los antiguos glaciares. Se cree que muchos drumlins se formaron cuando los glaciares avanzaron y alteraron los depósitos de glaciares anteriores.
Valles glaciares, circos, arêtes y picos piramidales
Antes de la glaciación, los valles de las montañas tienen una característica forma de "V", producida por la erosión del agua. Durante la glaciación, estos valles a menudo se ensanchan, se profundizan y se suavizan para formar un valle glaciar en forma de "U" o un valle glacial, como a veces se lo denomina. La erosión que crea valles glaciales trunca cualquier espolón de roca o tierra que se haya extendido anteriormente a través del valle, creando acantilados de forma triangular llamados espolones truncados. Dentro de los valles glaciares, las depresiones creadas por el desplume y la abrasión pueden llenarse con lagos, llamados lagos paternoster. Si un valle glacial se encuentra con un gran cuerpo de agua, forma un fiordo.
Por lo general, los glaciares profundizan sus valles más que sus afluentes más pequeños. Por lo tanto, cuando los glaciares retroceden, los valles de los glaciares tributarios permanecen por encima de la depresión del glaciar principal y se llaman valles colgantes.
Al comienzo de un valle clásico, el glaciar es un circo en forma de cuenco, que tiene paredes escarpadas en tres lados pero está abierto en el lado que desciende hacia el valle. Los circos son donde el hielo comienza a acumularse en un glaciar. Dos circos glaciares pueden formarse espalda contra espalda y erosionar sus paredes posteriores hasta que solo quede una cresta angosta, llamada arista. Esta estructura puede resultar en un pase de montaña. Si múltiples circos rodean una sola montaña, crean picos piramidales puntiagudos; particularmente los ejemplos empinados se llaman cuernos.
Roches moutonnées
El paso de hielo glacial sobre un área de roca de fondo puede hacer que la roca se esculpe en una loma llamada roche moutonnée, o roca "de espalda de oveja". Las moutonnées Roches pueden ser alargadas, redondeadas y de forma asimétrica. Varían en longitud desde menos de un metro hasta varios cientos de metros de largo. Las moutonnées Roches tienen una pendiente suave en sus lados del glaciar superior y una cara empinada a vertical en sus lados del glaciar. El glaciar erosiona la suave pendiente en el lado aguas arriba a medida que fluye, pero rompe los fragmentos de roca sueltos y los arrastra desde el lado corriente abajo a través del desplume.
Estratificación aluvial
A medida que el agua que se eleva desde la zona de ablación se aleja del glaciar, lleva consigo sedimentos erosionados. A medida que disminuye la velocidad del agua, también lo hace su capacidad para transportar objetos en suspensión. El agua deposita gradualmente el sedimento a medida que corre, creando una llanura aluvial. Cuando este fenómeno ocurre en un valle, se llama tren del valle . Cuando la deposición se encuentra en un estuario, los sedimentos se conocen como fango de la bahía.
Las llanuras de salida y los trenes de valle suelen ir acompañados de cuencas conocidas como "calderos". Estos son pequeños lagos formados cuando grandes bloques de hielo atrapados en aluvión se derriten y producen depresiones llenas de agua. Los diámetros de la caldera van desde 5 m hasta 13 km, con profundidades de hasta 45 metros. La mayoría tiene forma circular porque los bloques de hielo que los formaron se redondearon a medida que se derritieron.
Depósitos glaciales
Cuando el tamaño de un glaciar se reduce por debajo de un punto crítico, su flujo se detiene y se vuelve estacionario. Mientras tanto, el agua de deshielo dentro y debajo del hielo deja depósitos aluviales estratificados. Estos depósitos, en forma de columnas, terrazas y cúmulos, permanecen después de que el glaciar se derrita y se conocen como "depósitos glaciales".
Los depósitos glaciales que toman la forma de colinas o montículos se llaman kames . Algunos kames se forman cuando el agua de fusión deposita sedimentos a través de las aberturas en el interior del hielo. Otros son producidos por fanáticos o deltas creados por Meltwater. Cuando el hielo glacial ocupa un valle, puede formar terrazas o kames a lo largo de los lados del valle.
Los depósitos glaciales largos y sinuosos se llaman eskers . Eskers están compuestos de arena y grava que fue depositada por las corrientes de agua de deshielo que fluyeron a través de túneles de hielo dentro o debajo de un glaciar. Permanecen después de que el hielo se derrita, con alturas que exceden los 100 metros y longitudes de hasta 100 km.
Depósitos de Loess
Los sedimentos glaciales muy finos o la harina de roca a menudo son recogidos por el viento que sopla sobre la superficie desnuda y pueden depositarse a grandes distancias del sitio original de deposición fluvial. Estos depósitos de loess eólicos pueden ser muy profundos, incluso cientos de metros, como en áreas de China y el medio oeste de los Estados Unidos de América. Los vientos catabáticos pueden ser importantes en este proceso.
Rebote isostático
Las masas grandes, como las capas de hielo o los glaciares, pueden hacer que la corteza de la Tierra se reduzca al manto. La depresión generalmente suma un tercio de la capa de hielo o el espesor del glaciar. Después de que la capa de hielo o el glaciar se derrita, el manto comienza a fluir nuevamente a su posición original, empujando la corteza hacia arriba. Este rebote postglacial, que avanza muy lentamente después del derretimiento de la capa de hielo o del glaciar, se está produciendo actualmente en cantidades mensurables en Escandinavia y la región de los Grandes Lagos de América del Norte.
Una característica geomorfológica creada por el mismo proceso en una escala más pequeña se conoce como dilatación-fallamiento . Se produce cuando se permite que la roca previamente comprimida regrese a su forma original más rápidamente de lo que se puede mantener sin fallas. Esto conduce a un efecto similar al que se vería si la roca fuera golpeada por un martillo grande. La falla por dilatación se puede observar en partes recientemente desgelacionadas de Islandia y Cumbria.
En Marte
Los casquetes polares de Marte muestran evidencia geológica de depósitos glaciales. El casquete polar sur es especialmente comparable a los glaciares en la Tierra. Las características topográficas y los modelos de computadora indican la existencia de más glaciares en el pasado de Marte.
En latitudes medias, entre 35 ° y 65 ° norte o sur, los glaciares marcianos se ven afectados por la delgada atmósfera marciana. Debido a la baja presión atmosférica, la ablación cerca de la superficie se debe únicamente a la sublimación, no a la fusión. Como en la Tierra, muchos glaciares están cubiertos por una capa de rocas que aísla el hielo. Un instrumento de radar a bordo del Orbitador de Reconocimiento de Marte encontró hielo debajo de una delgada capa de rocas en formaciones llamadas delantales de restos lobulados (LDA).
Las siguientes imágenes ilustran cómo las características del paisaje en Marte se parecen mucho a las de la Tierra.
El glaciar Elephant Foot de Romer Lake en el Ártico de la Tierra, según lo visto por Landsat 8. Esta imagen muestra varios glaciares que tienen la misma forma que muchas características en Marte que se cree que también son glaciares. Las siguientes tres imágenes de Marte muestran formas similares al Elephant Foot Glacier.
Mesa en el cuadrilátero Ismenius Lacus, visto por CTX. Mesa tiene varios glaciares que lo erosionan. Uno de los glaciares se ve con mayor detalle en las siguientes dos imágenes de HiRISE. Imagen del cuadrilátero Ismenius Lacus.
Glaciar visto por HiRISE en el marco del programa HiWish. El área en rectángulo se amplía en la siguiente foto. Zona de acumulación de nieve en la parte superior. El glaciar se mueve por el valle y luego se extiende por la llanura. La evidencia del flujo proviene de las muchas líneas en la superficie. La ubicación está en Protonilus Mensae en Ismenius Lacus quadrangle.
Ampliación del área en el rectángulo de la imagen anterior. En la Tierra, la cresta se llamaría la morrena terminal de un glaciar alpino. Fotografía tomada con HiRISE en virtud del programa HiWish. Imagen del cuadrilátero Ismenius Lacus.