Glaciar I

Bolivia, glaciar de Sorata

Un glaciar es una gruesa masa de hielo que se origina en la superficie terrestre por acumulación, compactación y recristalización de la nieve, 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 montañosas. El proceso del crecimiento y establecimiento del glaciar se llama glaciación. Consta de tres partes: cabecera o circo, lengua y valle o zona de ablación.

Un 10% de la Tierra está cubierto de glaciares, que almacenan unos 33 millones de km3 de agua dulce, mientras que durante las glaciaciones se extendían por zonas de baja altitud y en todas latitudes.

Formación

Formación del hielo glaciar.Los glaciares se forman en áreas donde se acumula más nieve en invierno que la que se funde en verano. Cuando las temperaturas se mantienen por debajo del punto de congelación, la nieve caída cambia su estructura ya que la evaporación y recondensación del agua causan la recristalización para formar granos de hielo más pequeños, espesos y de forma esférica. A este tipo de nieve recristalizada se la conoce como neviza. A medida que la nieve se va depositando y se convierte en neviza, las capas inferiores son sometidas a presiones cada vez más intensas. Cuando las capas de hielo y nieve tienen espesores que alcanzan varias decenas de metros, el peso es tal que la neviza empieza a desarrollar cristales de hielo más grandes.

Noruega, glaciar de Briksdal

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

El tamaño de los glaciares depende del clima de la región en que se encuentren. El balance entre la diferencia de lo que se acumula en la parte superior con respecto a lo que se derrite en la parte inferior recibe el nombre de balance glaciar. En los glaciares de montaña, el hielo se va compactando en los circos, que vendrían a ser la zona de acumulación equivalente a lo que sería la cuenca de recepción de los torrentes. En el caso de los glaciares continentales, la acumulación sucede también en la parte superior del glaciar pero es un resultado más de la formación de escarcha, es decir, del paso directo del vapor de agua del aire al estado sólido por las bajas temperaturas de los glaciares, que por las precipitaciones de nieve. El hielo acumulado se comprime y ejerce una presión considerable sobre el hielo más profundo. A su vez, el peso del glaciar ejerce una presión centrífuga que provoca el empuje del hielo hacia el borde exterior del mismo donde se derrite; a esta parte se la conoce como zona de ablación. Cuando llegan al mar, forman los icebergs al fragmentarse sobre el agua oceánica, como puede verse en una imagen de satélite de la WikiMapia correspondiente a la Bahía de Melville, al noroeste de Groenlandia ([1]. En los glaciares de valle, la línea que separa estas dos zonas (la de acumulación y la de ablación) se llama línea de nieve o línea de equilibrio. La elevación de esta línea varía de acuerdo con las temperaturas y la cantidad de nieve caída y es mucho mayor en las vertientes o laderas de solana que en las de umbría. También es mucho mayor en las de sotavento que en las de barlovento.

Este mapa del balance de cambios de los glaciares de montaña desde el año de 1970 muestra la disminución del grosor en amarillo y rojo, y el aumento en azul.El avance o retroceso de un glaciar está determinado por el aumento de la acumulación o de la ablación respectivamente. Los motivos de este avance o retroceso de los glaciares pueden ser, obviamente, naturales o humanos, siendo estos últimos los más evidentes desde 1850, por el desarrollo de la industrialización ya que el efecto más notorio de la misma es la enorme producción de anhídrido carbónico o dióxido de carbono (CO²) el cual absorbe grandes cantidades de agua (directamente de los glaciares cercanos) para formar el ácido carbónico, con lo que los glaciares de valle van retrocediendo. Es el caso de los glaciares alpinos europeos, en cuyas proximidades se asientan grandes factorías y ciudades turísticas que consumen ingentes cantidades de combustibles que generan ese dióxido de carbono, además de aumentar la temperatura ambiente. Por el contrario, algunos glaciares escandinavos han avanzado en los últimos cuarenta años, lo que no parece tan sencillo de explicar, aunque es probable que el crecimiento de la energía hidroeléctrica a expensas del consumo de carbón y combustibles derivados del petróleo haya venido a reducir la producción de termoelectricidad tanto en Suecia como en Finlandia y, sobre todo, en Noruega: tengamos en cuenta que es la energía termoeléctrica la que da origen a un calentamiento atmosférico a escala local que podría afectar los glaciares (brisas de valle) pero la energía hidroeléctrica sólo sirve para generar calor en el interior de las viviendas y no en la atmósfera, ni siquiera a nivel local.

Glaciar de Ossoue, en el Pirineo francés

Los glaciares de Groenlandia y de la Antártida resultan mucho más difíciles de medir, ya que los avances y retrocesos del frente pueden estar compensados por una mayor o menor acumulación de hielo en la parte superior, presentándose una especie de ciclos de avance y retroceso que se retroalimentan mutuamente dando origen a una compensación dinámica en las dimensiones del glaciar. En otras palabras: un descenso de la altura del glaciar de la Antártida, por ejemplo, podría generar un mayor empuje hacia afuera, y al mismo tiempo, un mayor margen para que se acumule de nuevo una cantidad de hielo similar a la que existía previamente: recordemos que esta altura (unos 3 km) está determinada por el balance glaciar, que tiene una especie de techo determinado sobre el cual no se puede acumular más hielo por la escasa cantidad de vapor de agua que tiene el aire a más de 3000 m.

Clasificación

Los glaciares se clasifican de acuerdo a su tamaño y a la relación que mantienen con la geografía.
Glaciar alpino: Esta clase incluye a los glaciares más pequeños, los cuales se caracterizan por estar confinados en los valles montañosos: razón por la que se los denomina glaciares de valle o alpinos o de montaña, la tasa de alimentación de nieve es elevada y su velocidad también: 60m/mes.
Casquete glaciar: Consiste en enormes capas de hielo que pueden cubrir una cadena montañosa o un volcán; su masa es menor que la presente en los glaciares continentales. Estas formaciones cubren gran parte del archipiélago de las islas noruegas de Svalbard, en el Océano Glacial Ártico.
Glaciar de desbordamiento: Los casquetes glaciares alimentan glaciares de desbordamiento, lenguas de hielo que se extienden valle abajo lejos de los márgenes de esas masas de hielo más grandes. Por lo general, los glaciares de desbordamiento son glaciares de valle, que se forman por el movimiento del hielo de un casquete glaciar desde regiones montañosas hasta el mar.
Glaciar continental de casquete: Los glaciares más grandes son los glaciares continentales de casquete: enormes masas de hielo que no son afectadas por el paisaje y se extienden por toda la superficie, excepto en los márgenes, donde su espesor es más delgado. La Antártida y Groenlandia son actualmente los únicos glaciares continentales en existencia. Estas regiones contienen vastas cantidades de agua dulce. El volumen de hielo es tan grande que si Groenlandia se fundiera causaría que el nivel de mar aumentase unos 21 m a nivel mundial, mientras que si la Antártida lo hiciera, los niveles subirían hasta 108 m. La fusión combinada resultaría en una elevación de cerca de 130 m.
Glaciar de meseta: Los glaciares de meseta son glaciares de menor tamaño. Se parecen a los glaciares de casquete, pero en este caso su tamaño es inferior. Cubren algunas zonas elevadas y mesetas. Este tipo de glaciares aparecen en muchos lugares, sobre todo en Islandia y algunas de las grandes islas del Océano Ártico (Baffin, Ellesmere, Devon, etc.).
Glaciar de piedemonte: Los glaciares de piedemonte (o de pie de monte) ocupan tierras bajas, amplias en las bases de montañas escarpadas y se forman cuando dos o más glaciares alpinos surgen de las paredes de confinamiento de los valles de montañas y sus lenguas se unen. El tamaño de los glaciares de piedemonte varía mucho: entre los más grandes se encuentra el glaciar Malaspina, que se extiende a lo largo de la costa sur de Alaska. Abarca más de 5.000 km² de la llanura costera plana situada al pie de la elevada cordillera San Elías.
Glaciar de Exhutorio (outlet glacier): Morfológicamente, los glaciares efluentes ocupan depresiones del lecho glacial y valles encajonados, labrando la base rocosa por efectos de la acción del hielo en las márgenes de los campos de hielo y son limitados por terrenos libres de hielo o ice-free ground. Su flujo adopta características de corriente o colada de alta velocidad y rápidos movimientos, provocando acanaladuras y deformaciones en el hielo.
El drenaje de los campos de hielo considera la existencia de glaciares emisarios, los cuales se originan desde el interior de grandes masas de hielo (campos de hielo o hielos continentales), adoptando la forma de corrientes de hielo. Las cuencas por las cuales fluyen estos glaciares emisarios son depresiones de la superficie del sistema mayor que los alberga. Su cuenca de alimentación puede ser identificada por la presencia de grietas transversales. Brüggen (1928), considera a los glaciares emisarios como glaciares marginales, pertenecientes a la zona de ablación de un sistema, que involucra la existencia de un campo de hielo correspondiente a la zona de acumulación o alimentación. La función principal de estos glaciares marginales es entregar el exceso de hielo a canales en forma de témpanos, es decir, descargar el hielo desde zonas centrales (o grandes acumulaciones) a zonas periféricas.

La producción de témpanos, se relaciona con la tasa de descarga y de flujos que permiten la eliminación del exceso de carga proveniente de las partes altas y por ende, son uno de los mecanismos de pérdida de masa del glaciar. Otra característica es la velocidad del flujo, la cual puede ser más rápida y no seguir la dirección de la totalidad de la masa de hielo. Uno de los principales factores internos que provoca el desprendimiento de témpanos en los márgenes frontales de un glaciar es la sustentación que otorga la base en que se está desplazando o reptando ese cuerpo.

Huges (2002), ha demostrado que los desprendimientos se deben a la pérdida de fuerza del hielo que se presenta agrietado, y a la tensión provocada por su propio peso. La prolongación de las rupturas en las grietas hasta la base del hielo produce quebraduras de bloques completos provocando la caída de la pared de hielo. Los procesos de desprendimiento se ven acelerados si el lecho glaciar se encuentra en flotación, debido a la disminución de estabilidad que provoca el agua.

En ambientes de alta montaña, los glaciares pueden presentar una cobertura detrítica superficial continua, conocida con el nombre de debris 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 la conductividad 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.

Fuente: http://es.wikipedia.org
Por: M.Marques
milton@mxb.com.br