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Introducción

Glaciación, término que alude a un periodo geológico caracterizado por el enfriamiento de la Tierra, durante el cual los hielos glaciares cubrieron grandes extensiones de la superficie terrestre, más allá de las regiones alpinas y polares. También se aplica a los procesos y resultados asociados a la actividad glaciar. Se tiene constancia de glaciaciones en Europa desde el precámbrico, aunque fue durante el cuaternario cuando cobraron una mayor importancia, distinguiéndose cuatro glaciaciones que responden a los nombres de Günz, Mindel, Riss y Würm. Estos periodos se intercalaron con otros más cálidos, conocidos como interglaciales. El impacto de la glaciación sobre un paisaje hoy libre de hielos, ha dependido de varios factores, como la clase de glaciar, su modo de desplazamiento, la naturaleza de los terrenos que cubrió, el número de veces que el área ha sido objeto de la glaciación y el tiempo que ha pasado desde la fusión de los hielos.

2.

La glaciación en el pasado

Estos periodos han afectado a la Tierra en numerosas ocasiones. Las mayores glaciaciones tuvieron lugar hace unos 950, 750 y 600 millones de años, durante el precámbrico; hace 450 millones de años, en el ordovícico; hace 280-290 millones de años, durante el pérmico; y hace unos 15 millones de años, en el mioceno. Sin embargo, la impronta de la glaciación en relación con los paisajes actuales está fundamentalmente asociada a los últimos 2 millones de años, durante el periodo geológico conocido como cuaternario.

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Periodos glaciales e interglaciales

Durante el pleistoceno (cuaternario), el clima mundial experimentó unos 20 ciclos en los que se alternaban periodos fríos o glaciales, caracterizados por la expansión de los mantos de hielo, con otros más cálidos o interglaciales, que provocaban su retroceso. El conocimiento de los ciclos glaciales e interglaciales es amplio y está basado en las mediciones de dos isótopos de oxígeno, el oxígeno 18 y el oxígeno 16, en los caparazones de antiguos foraminíferos, principalmente marinos, acumulados en el fondo oceánico, donde la sedimentación ha sido continua durante millones de años.

El último periodo glacial comenzó hace unos 120.000 años y terminó hace unos 10.000, cuando se inicia el holoceno, que llega hasta nuestros días y es considerado por los científicos como interglacial. El clima de los periodos interglaciales ha sido muy similar o, quizás, un poco más cálido que el de hoy. Es probable que los dos mayores cuerpos de hielo existentes en la Tierra, el antártico y el de Groenlandia, persistieran durante los periodos interglaciales. La principal característica de los periodos glaciales es la expansión de grandes mantos de hielo, como el laurentiano, centrado en el norte de Canadá, y el escandinavo, que cubrieron muchas áreas libres de hielos en la actualidad, como las islas Británicas.

Los glaciares cubren hoy día unos 14,9 millones de km², casi un 10% de la superficie de la tierra. Esta proporción aumentó hasta 44,4 millones de km², un 30% de la superficie terrestre, durante los periodos glaciales. El manto de hielo laurentiano, por ejemplo, se estima que cubrió más de 13,3 millones de km², mientras que en el presente la cobertura glaciar ocupa 147.248 km² en el norte de Canadá; algo parecido ocurre con el de escandinavia, con 6,7 millones de km² y 3.810 km², respectivamente. Además, las regiones de la tierra ocupadas por glaciares en el pasado muestran unas determinadas formas de relieve y sedimentos asociados. Los glaciares también tienen efectos indirectos sobre el paisaje; uno de los más comunes es la desviación de las corrientes fluviales en sistemas de drenaje preexistentes, como se constata en el tramo alto del río Severn, en Gran Bretaña, que una vez fue cabecera del río Trent.

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Masa glaciar, equilibrio y movimiento

Un glaciar es una masa de hielo de anchura limitada y longitud variable, que se desplaza hacia abajo por acción de la gravedad desde un área de acumulación. Estas masas pueden estar confinadas por rasgos topográficos, distinguiéndose glaciares de montaña, de piedemonte y alpinos, o no estarlo, como las masas más extensas que constituyen la llamada capa de hielo continental y el casquete glaciar (véase Glaciar).

La formación de un glaciar viene determinada por los procesos de precipitación, sublimación ( véase Calor) y condensación. La pérdida de masa de los glaciares se debe fundamentalmente a la fusión y a la evaporación. Estos procesos afectan al glaciar en su totalidad, pero en los tramos más altos, en la llamada área de acumulación, el aumento por precipitación en forma de nieve es mayor que la pérdida por fusión, y en la parte más baja del glaciar, en la zona de ablación, la fusión es elevada. El equilibrio de masa (o balance de la masa) de un glaciar, es decir, la diferencia entre las cantidades de acumulación y ablación en un año determinado, es crucial para explicar el comportamiento de un glaciar; si el balance es positivo, el glaciar aumentará su espesor y avanzará, y si es negativo tenderá a adelgazar y a retraerse. Donde los valores de acumulación y ablación son altos, el glaciar se desplazará relativamente rápido, como ocurre en Vatnajökull, en el sureste de Islandia. La temperatura del hielo es otro factor que determina el tipo de desplazamiento de un glaciar y su velocidad. Cuando la temperatura está en casi todas partes por debajo del punto de fusión se habla de hielo frío; por el contrario, cuando se encuentra en torno al punto de fusión y contiene agua líquida, el hielo es calificado de cálido. En los hielos cálidos el movimiento del glaciar se produce fundamentalmente por deslizamiento basal, donde el agua libre actúa como lubricante y tienen una notable fuerza erosiva. Sin embargo, en los glaciares fríos el movimiento basal es prácticamente nulo y forman una cubierta sobre los paisajes preexistentes.

4.

La erosión glaciar

Los glaciares pueden erosionar las rocas por tres mecanismos diferentes. La abrasión es realizada por las partículas rocosas transportadas en la base de un glaciar, que desgastan el lecho sobre el que se desplaza produciendo pequeñas hendiduras o estrías, así como unos finos sedimentos conocidos como harina de roca. Este material da a los ríos que fluyen desde los glaciares una característica coloración verdosa. En segundo lugar, las esquinas afiladas o bordes de las grandes rocas transportadas por el hielo pueden causar el aplastamiento o destrucción del lecho rocoso. Por último, el hielo del glaciar puede también arrancar o extraer bloques de rocas liberadas a lo largo de las juntas o grietas, normalmente por la acción hielo-deshielo.

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Formas de relieve originadas por la erosión glaciar

La corriente de hielo puede estar confinada o acanalada, como es el caso de varios tipos de glaciares de montaña, valle y circo, o no estarlo, como ocurre en los casquetes y mantos glaciares. Por otro lado, cuando un área de importante relieve topográfico es enterrada bajo un manto de hielo, es posible que dentro del lento movimiento de la masa de hielo exista una corriente más rápida en los valles. El flujo, confinado o no, da como resultado diferentes formas de relieve.

El flujo confinado modifica los valles fluviales, en forma de V, y los modela dando lugar a valles glaciares, con forma de U. Una sobreexcavación del valle principal por la acción glaciar origina los llamados valles colgados o suspendidos, situados a una cota más elevada y que enlazan con el valle principal a través de un escarpe o fuerte desnivel. Los ríos que fluyen por un valle colgado desembocarán en el principal a través de una cascada. Cuando estas depresiones tienen lugar en los tramos más bajos de un valle fluvial pueden ser parcialmente inundadas por la elevación del nivel del mar y convertirse en fiordos, como los de Noruega. El perfil de las depresiones glaciares es irregular, con alternancia de barras y cuencas rocosas, frecuentemente ocupadas por lagos. Estos rasgos se relacionan con las diferencias en la resistencia o potencia del lecho rocoso, así como con la velocidad de circulación del hielo. La cabecera de una depresión glaciar a menudo está ocupada por un circo, cuenca rocosa de perfil circular y paredes escarpadas erosionada por un glaciar. Cuando está bien desarrollado el circo toma la apariencia de un anfiteatro, que se extiende a partir de una pared de rimaya (grieta estrecha y profunda en la cabecera de un circo glaciar, a partir de la cual el hielo se desprende y comienza a separarse de la pared del circo) con una barrera rocosa en su boca, que a menudo retiene un lago después de la fusión del hielo. Dos circos en desarrollo situados en una misma montaña pueden acercarse hasta llegar a estar separados sólo por una angosta cresta o arista. Donde tres o más circos crecen unos hacia otros, la montaña puede quedar reducida a un pico que recibe el nombre de nunatak, el cual, cuando el hielo se derrite, muestra una forma piramidal que constituye el llamado horn, como el famoso Matterhorn, o monte Cervino, de Suiza.

La circulación o flujo no confinado está asociado a los mantos de hielo, que cubren áreas de topografía relativamente baja y suavizan la superficie rocosa expuesta. Donde la roca subyacente es resistente da lugar a la formación de dorsos de ballena (afloramientos rocosos de forma alargada y suavizados por un glaciar) y drumlins (montículos alargados, normalmente más grandes que los dorsos de ballena, formados por un núcleo de roca recubierto por arcillas de origen glaciar que constituyen el denominado acarreo glaciar o till). Donde la roca es relativamente blanda, las formas de relieve resultantes son menos notables.

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Sedimentación glaciar

Hay que distinguir entre los procesos de sedimentación que ocurren en la base del glaciar (subglaciares) y los que tienen lugar en la superficie (supraglaciares). El depósito resultante de estos procesos es conocido como till, que constituye una mezcla amorfa de diferentes clases de sedimentos y tamaños, desde limos y arcillas hasta rocas. A menudo contiene partículas que no tienen origen local, conocidas como erráticas; esto es lo que se observa en East Anglia (Inglaterra), donde se han encontrado rocas de la región noruega que se extiende en torno a la ciudad de Oslo. Aunque posteriormente el till puede estar sometido a un flujo inducido por el glaciar (till de flujo), no se descompone. Existe una clasificación de estos depósitos en función de los procesos que llevaron a su formación y de la situación de la deposición; se habla así de till de sublimación, till de fusión o till de fondo de glaciar, entre otros tipos.

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Formas de relieve originadas por la sedimentación glaciar

Las formas de relieve características de la sedimentación glaciar son conocidas como morrenas, acumulaciones de material heterogéneo transportado y depositado por un glaciar. Existen muchos tipos de morrenas. En áreas de flujo no confinado, asociadas con los antiguos mantos de hielo, el till a menudo se dispone formando una superficie ondulada sobre el paisaje, que constituye lo que se conoce como una morrena de fondo. Se deposita cuando los derrubios, transportados en la base del glaciar, son liberados durante un proceso de fusión. Ocasionalmente, el till está dispuesto en forma de montículo alargado, con un eje paralelo a la dirección del glaciar o manto de hielo y un perfil que presenta una mayor pendiente corriente arriba que corriente abajo; son los drumlins. Su forma recuerda a la de una mitad de huevo y, a menudo, aparecen formando enjambres o campos de drumlins, los cuales dan origen a una topografía conocida popularmente como “cesta de huevos”.

Los glaciares confinados en valles también presentan montículos o crestas alargadas de till, que, dependiendo de su localización respecto al glaciar, reciben el nombre de morrenas laterales, morrenas medianas y morrenas finales o terminales. Cuando las partículas rocosas liberadas por procesos de erosión flanquean un glaciar, o se disponen a lo largo de las laderas de un antiguo valle glaciar, forman lo que se llama una morrena lateral. Donde dos glaciares confluyen y se juntan sus morrenas laterales se crea una morrena mediana, dando lugar a una cresta de derrubios que se extiende por debajo del centro del glaciar resultante. Una morrena terminal se forma en el frente de un glaciar y representa la máxima extensión o avance de un glaciar, o la paralización en un periodo de retroceso general.

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Depósitos fluvioglaciares

Todos 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, como el Vatnajökull de Islandia, causan esporádicamente desbordamientos e inundaciones catastróficas debido al agua de fusión. Estas avenidas, llamadas explosiones glaciares o jökulhlaups, 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 que están compuestas por gravas y son el resultado de la presencia de glaciares en las cabeceras, que 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.

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Periglaciación

En las áreas de las latitudes altas no cubiertas por los glaciares y otras adyacentes a los antiguos mantos de hielo, sujetas a condiciones muy frías, se desarrollan toda una serie de procesos agrupados bajo el término de periglaciación, que también describe un clima y una morfología determinada. Estos rasgos están ligados a la acción hielo-deshielo. El permafrost, suelo permanentemente helado en profundidad, es propio de muchas de estas áreas. Su capa superficial normalmente se funde durante los meses de verano, pero el agua resultante es incapaz de filtrarse hacia abajo debido a las condiciones heladas que se dan a mayor profundidad, lo que genera una capa de suelo saturado, llamada capa activa, que puede deslizarse ladera abajo por acción de la gravedad (gelifluxión). Cuando el agua comienza a helarse en el otoño desencadena un proceso de frost heaving, o elevación del suelo; contenida entre la superficie recién congelada y el subyacente permafrost, la presión hidrostática que se origina de la expansión del agua al congelarse produce una burbuja o montículo de tierra, con un núcleo de hielo, que se denomina pingo.

Los ciclos repetidos de hielo-deshielo también causan el ensanchamiento de las grietas rocosas ocupadas por el agua, que cuando se congela aumenta de volumen y termina por fragmentar las rocas; es el denominado proceso de gelivación. El suelo geométrico es otra característica del ámbito periglacial, ya que para su desarrollo óptimo requiere una humedad moderada y ciclos frecuentes de hielo-deshielo. Debido a que la vegetación es normalmente baja y escasa en estas áreas, así como a la existencia de harina rocosa producida por los hielos en altas latitudes, la actividad eólica es importante. El fino sedimento es transportado en suspensión por el viento. Cuando se deposita, tras haber recorrido a menudo largas distancias, da lugar a los llamados loes (depósito amarillento de grano fino, homogéneo y no estratificado, originado por la acción del viento), que en muchas regiones de Europa central, Rusia o China constituye un componente muy importante del suelo.