Glaciar

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Glaciar Perito Moreno
Glaciar Perito Moreno

Un glaciar es un cuerpo persistente de hielo denso que se mueve constantemente por su propio peso. Un glaciar se forma donde la acumulación de nieve supera su ablación durante muchos años, a menudo siglos. Los glaciares se deforman y fluyen lentamente bajo las tensiones inducidas por su peso, creando grietas, seracs y otras características distintivas. También desgastan rocas y escombros de su sustrato para crear accidentes geográficos como circos, morrenas o fiordos. Los glaciares se forman solo en tierra y son distintos del hielo marino mucho más delgado y del hielo lacustre que se forma en la superficie de las masas de agua.

En la Tierra, el 99 % del hielo glacial está contenido en vastas capas de hielo (también conocidas como "glaciares continentales") en las regiones polares, pero los glaciares se pueden encontrar en cadenas montañosas en todos los continentes excepto en el continente australiano, incluida la latitud alta de Oceanía. países insulares oceánicos como Nueva Zelanda. Entre las latitudes 35°N y 35°S, los glaciares ocurren solo en el Himalaya, los Andes y algunas montañas altas en África Oriental, México, Nueva Guinea y en Zard Kuh en Irán. Con más de 7000 glaciares conocidos, Pakistán tiene más hielo glacial que cualquier otro país fuera de las regiones polares. Los glaciares cubren alrededor del 10% de la superficie terrestre de la Tierra. Los glaciares continentales cubren casi 13 millones de km (5 millones de millas cuadradas) o alrededor del 98% de los 13,2 millones de km de la Antártida.(5,1 millones de millas cuadradas), con un espesor promedio de 2100 m (7000 pies). Groenlandia y la Patagonia también tienen enormes extensiones de glaciares continentales. El volumen de los glaciares, sin incluir las capas de hielo de la Antártida y Groenlandia, se ha estimado en 170.000 km .

El hielo glacial es la reserva de agua dulce más grande de la Tierra, y contiene capas de hielo alrededor del 69 por ciento del agua dulce del mundo. Muchos glaciares de climas templados, alpinos y polares estacionales almacenan agua en forma de hielo durante las estaciones más 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 que es especialmente importante para plantas, animales y usos humanos cuando otras fuentes pueden ser escasas. Sin embargo, en ambientes antárticos y de gran altitud, la diferencia de temperatura estacional a menudo no es suficiente para liberar el agua de deshielo.

Dado que la masa glacial se ve afectada por los cambios climáticos a largo plazo, por ejemplo, la precipitación, la temperatura media y la nubosidad, los cambios en la masa glacial se consideran entre los indicadores más sensibles del cambio climático y son una fuente importante de variaciones en el nivel del mar.

Un gran trozo de hielo comprimido, o un glaciar, aparece azul, como grandes cantidades de agua aparecen azules. Esto se debe a que las moléculas de agua absorben otros colores de manera más eficiente que el azul. La otra razón del 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 expulsadas por la presión que aumenta la densidad del hielo creado.

Etimología y términos relacionados

Arranque glaciar, proceso de creación y movimiento de los glaciares
Arranque glaciar, proceso de creación y movimiento de los glaciares

La palabra glaciar es un préstamo del francés y se remonta, vía franco-provenzal, al latín vulgar glaciārium , derivado del latín tardío glacia , y finalmente al latín glaciēs , que significa "hielo". Los procesos y características causados ​​por los glaciares o relacionados con ellos se denominan 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 alpinos se forman en las crestas y laderas de las montañas. Un glaciar que llena un valle se llama glaciar de valle o, alternativamente, glaciar alpino o glaciar de montaña . Un gran cuerpo de hielo glacial a horcajadas sobre una montaña, una cadena montañosa o un volcán se denomina capa de hielo o campo de hielo . Los casquetes polares tienen un área de menos de 50.000 km (19.000 millas cuadradas) por definición.

Los cuerpos glaciares de más de 50 000 km (19 000 millas cuadradas) se denominan capas de hielo o glaciares continentales . Varios kilómetros de profundidad, oscurecen la topografía subyacente. Solo los 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 ambos se derritieran, los niveles globales del mar aumentarían más de 70 m (230 pies). Las porciones de una capa o capa de hielo que se extienden hacia el agua se denominan plataformas 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 denominan corrientes de hielo .En la Antártida, muchas corrientes de hielo desembocan en grandes plataformas de hielo. Algunos desembocan directamente en el mar, a menudo con una lengua de hielo, como el glaciar Mertz.

Los glaciares de marea son glaciares que terminan en el mar, incluidos la mayoría de los glaciares que fluyen desde Groenlandia, la Antártida, las islas Baffin, Devon y Ellesmere en Canadá, el sureste de Alaska y los campos de hielo patagónicos del norte y del sur. A medida que el hielo llega al mar, los pedazos se rompen o parten, formando icebergs. La mayoría de los glaciares de marea se desprenden por encima del nivel del mar, lo que a menudo resulta en un tremendo impacto cuando el iceberg golpea el agua. Los glaciares de marea experimentan ciclos de avance y retroceso de siglos de duración que se ven mucho menos afectados por el cambio climático que otros glaciares.

Clasificación por estado térmico

Térmicamente, un glaciar templado se encuentra en un punto de fusión durante todo el año, desde su superficie hasta su base. El hielo de un glaciar polar siempre está por debajo del umbral de congelación desde la superficie hasta su base, aunque la capa de nieve de la superficie puede experimentar un derretimiento estacional. Un glaciar subpolar incluye tanto hielo templado como polar, según la profundidad debajo de la superficie y la posición a lo largo del glaciar. De manera similar, el régimen térmico de un glaciar a menudo se describe por su temperatura basal. Un glaciar de base fría está por debajo del punto de congelación en la interfaz hielo-suelo y, por lo tanto, está congelado en el sustrato subyacente. Un glaciar de base cálidaestá arriba o congelada en la interfaz y puede deslizarse en este contacto. Se cree que este contraste rige en gran medida la capacidad de un glaciar para erosionar efectivamente su lecho, ya que el deslizamiento de hielo promueve el arranque de rocas de la superficie. Los glaciares que son en parte de base fría y en parte de base cálida se conocen como politérmicos .

Formación

Los glaciares se forman donde la acumulación de nieve y hielo supera la ablación. Un glaciar generalmente se origina a partir de una forma de relieve de circo (también conocida como "corrie" o "cwm"), una característica geológica típica en forma de sillón (como una depresión entre montañas encerrada por arêtes), que recoge y comprime por gravedad el nieve que cae en ella. Esta nieve se acumula y el peso de la nieve que cae encima la compacta, formando névé (nieve granular). La trituración adicional de los copos de nieve individuales y la extracción del aire de la nieve la convierten en "hielo glacial". Este hielo glacial llenará el circo hasta que se "desborde" a través de una debilidad geológica o vacante, como una brecha entre dos montañas. Cuando la masa de nieve y hielo alcanza un espesor suficiente, comienza a moverse por una combinación de pendiente superficial, gravedad y presión. En pendientes más empinadas, esto puede ocurrir con tan solo 15 m (50 pies) de nieve helada.

En los glaciares templados, la nieve se congela y se derrite repetidamente, transformándose en hielo granular llamado firn. Bajo la presión de las capas de hielo y nieve que lo recubren, este hielo granular se funde en una capa más densa. Durante un período de años, las capas de firn sufren una mayor compactación y se convierten en hielo glacial. El hielo de los glaciares es un poco más denso que el hielo formado a partir del agua congelada porque el hielo de los glaciares contiene menos 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 aparece azul por la misma razón. El azul del hielo de los glaciares a veces se atribuye erróneamente a la dispersión de burbujas de Rayleigh en el hielo).

Estructura

Un glaciar se origina en un lugar llamado cabeza del glaciar y termina en el pie, la boca o el extremo del glaciar.

Los glaciares se dividen en zonas según la capa de nieve superficial y las condiciones de deshielo. La zona de ablación es la región donde hay una pérdida neta de masa glaciar. La parte superior de un glaciar, donde la acumulación supera la ablación, se denomina zona de acumulación. La línea de equilibrio separa la zona de ablación y la zona de acumulación; es el contorno donde la cantidad de nieve nueva ganada por acumulación es igual a la cantidad de hielo perdido por ablación. En general, la zona de acumulación representa entre el 60% y el 70% de la superficie del glaciar, más si el glaciar desprende icebergs. El hielo en la zona de acumulación es lo suficientemente profundo como para ejercer una fuerza descendente que erosiona la roca subyacente. Después de que un glaciar se derrite, a menudo deja una depresión en forma de cuenco o anfiteatro que varía en tamaño desde grandes cuencas como los Grandes Lagos hasta depresiones montañosas más pequeñas conocidas como circos.

La zona de acumulación se puede subdividir en función de sus condiciones de fusión.

  1. La zona de nieve seca es una región donde no se derrite, ni siquiera en verano, y la capa de nieve permanece seca.
  2. La zona de percolación es un área con cierto derretimiento superficial, lo que hace que el agua de deshielo se filtre en la capa de nieve. Esta zona a menudo está marcada por lentes, glándulas y capas de hielo recongelado. La capa de nieve tampoco llega nunca al punto de fusión.
  3. Cerca de la línea de equilibrio en algunos glaciares, se desarrolla una zona de hielo superpuesta. Esta zona es donde el agua de deshielo se vuelve a congelar como una capa fría en el glaciar, formando una masa continua de hielo.
  4. La zona de nieve húmeda es la región donde toda la nieve depositada desde finales del verano anterior se ha elevado a 0 °C.

La salud de un glaciar generalmente se evalúa determinando el balance de masa del glaciar u observando el comportamiento terminal. Los glaciares sanos tienen grandes zonas de acumulación, más del 60% de su superficie está cubierta de nieve al final de la temporada de deshielo y tienen un término con un flujo vigoroso.

Después del final de la Pequeña Edad de Hielo alrededor de 1850, los glaciares alrededor de la Tierra se han retirado sustancialmente. Un ligero enfriamiento condujo al avance de muchos glaciares alpinos entre 1950 y 1985, pero desde 1985 el retroceso y la pérdida de masa de los glaciares se ha vuelto más grande y cada vez más omnipresente.

Movimiento

Los glaciares se mueven, o fluyen, cuesta abajo por la fuerza de la gravedad y la deformación interna del hielo. El hielo se comporta como un sólido quebradizo hasta que su espesor supera los 50 m (160 pies). La presión sobre el hielo a más de 50 m provoca un flujo plástico. A nivel molecular, el hielo consiste en capas apiladas de moléculas con enlaces relativamente débiles entre capas. Cuando la tensión en la capa de arriba excede la fuerza de unión entre capas, se mueve más rápido que la capa de abajo.

Los glaciares también se mueven por 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 de hielo que se derrite a alta presión por calentamiento por fricción. El deslizamiento basal es dominante en los glaciares templados o de base cálida.

Aunque la evidencia a favor del flujo glacial se conocía a principios del siglo XIX, se propusieron otras teorías del movimiento glacial, como la idea de que el agua de deshielo, al volver a congelarse dentro de los glaciares, hizo que el glaciar se dilatara y extendiera su longitud. Cuando quedó claro que los glaciares se comportaban hasta cierto punto como si el hielo fuera un fluido viscoso, se argumentó que la "regelación", o el derretimiento y recongelamiento del hielo a una temperatura más baja por la presión sobre el hielo dentro del glaciar, era lo que permitió que el hielo se deformara y fluyera. A James Forbes se le ocurrió la explicación esencialmente correcta en la década de 1840, aunque pasaron varias décadas antes de que se aceptara por completo.

Zona de fractura y grietas

Glaciar Geikie Plateau y los picos de las montañas en el este de Groenlandia vistos desde el P-3B de la NASA
Glaciar Geikie Plateau y los picos de las montañas en el este de Groenlandia vistos desde el P-3B de la NASA

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 de flujo de plástico. Cuando un glaciar se mueve a través de un terreno irregular, se desarrollan grietas llamadas hendiduras en la zona de fractura. Las grietas se forman debido a las diferencias en la velocidad de los glaciares. Si dos secciones rígidas de un glaciar se mueven a diferentes velocidades o direcciones, las fuerzas de cizallamiento hacen que se rompan y abran una grieta. Las grietas rara vez tienen más de 46 m (150 pies) de profundidad pero, en algunos casos, pueden tener al menos 300 m (1000 pies) de profundidad. Por debajo de este punto, la plasticidad del hielo impide la formación de grietas. Las grietas que se cruzan pueden crear picos aislados en el hielo, llamados seracs.

Las grietas se pueden formar de varias maneras diferentes. Las grietas transversales son transversales al flujo y se forman donde las pendientes más pronunciadas hacen que un glaciar se acelere. Las grietas longitudinales se forman semiparalelas al flujo donde un glaciar se expande lateralmente. Se forman grietas marginales cerca del borde del glaciar, causadas por la reducción de la velocidad causada por la fricción de las paredes del valle. Las grietas marginales son en gran parte transversales al flujo. El hielo glaciar en movimiento a veces puede separarse del hielo estancado de arriba, formando un bergschrund. Bergschrunds se asemejan a las grietas, pero son características singulares en los márgenes de un glaciar. Las grietas hacen que viajar sobre los glaciares sea peligroso, especialmente cuando están ocultos por frágiles puentes de nieve.

Por debajo de la línea de equilibrio, el agua de deshielo de los glaciares se concentra en los canales de los arroyos. El agua de deshielo puede acumularse en lagos proglaciales en la parte superior de un glaciar o descender a las profundidades de un glaciar a través de moulins. Los arroyos dentro o debajo de un glaciar fluyen en túneles englaciales o subglaciales. Estos túneles a veces vuelven a emerger en la superficie del glaciar.

Velocidad

La velocidad del desplazamiento glacial está determinada en parte 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, también se genera fricción en las paredes laterales del valle, lo que ralentiza los bordes en relación con el centro.

La velocidad glacial media varía mucho, pero normalmente es de alrededor de 1 m (3 pies) por día. Puede que no haya 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 a 30 m (70 a 100 pies) por día, como en Jakobshavn Isbræ de Groenlandia. La velocidad glacial se ve afectada por factores como la pendiente, el espesor del hielo, las nevadas, el confinamiento longitudinal, la temperatura basal, la producción de agua de deshielo y la dureza del lecho.

Algunos glaciares tienen períodos de avance muy rápido llamados oleadas. Estos glaciares exhiben un movimiento normal hasta que repentinamente se aceleran y luego regresan a su estado de movimiento anterior. Estas oleadas pueden ser causadas por la falla del lecho rocoso subyacente, la acumulación de agua de deshielo en la base del glaciar  , tal vez proveniente de un lago supraglacial, o la simple acumulación de masa más allá de un "punto de inflexión" crítico. Se han producido tasas temporales de hasta 90 m (300 pies) por día cuando el aumento de la temperatura o la presión suprayacente provocaron que el hielo del fondo se derritiera y el agua se acumulara debajo de un glaciar.

En áreas glaciadas donde el glaciar se mueve más rápido que un kilómetro por año, ocurren terremotos glaciales. Estos son terremotos de gran escala que tienen magnitudes sísmicas de hasta 6,1. La cantidad de terremotos glaciares en Groenlandia alcanza su punto máximo cada año en julio, agosto y septiembre y aumentó rápidamente en las décadas de 1990 y 2000. En un estudio que utilizó datos desde enero de 1993 hasta octubre de 2005, se detectaron más eventos cada año desde 2002, y en 2005 se registraron el doble de eventos que en cualquier otro año.

Ojivas

Las ojivas (o bandas de Forbes ) son crestas y valles de olas alternas 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 clara 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 superficie de ablación durante el verano. Esto crea un cenagal y un espacio para la acumulación de nieve en el invierno, lo que a su vez crea una cresta. A veces, las ojivas consisten solo en ondulaciones o bandas de color y se describen como ojivas onduladas o ojivas de banda.

Geografía

Los glaciares están presentes en todos los continentes y en aproximadamente cincuenta países, excluyendo aquellos (Australia, Sudáfrica) que tienen glaciares solo en territorios insulares subantárticos distantes. Extensos glaciares se encuentran en la Antártida, Argentina, 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. El glaciar Snezhnika en la montaña Pirin, Bulgaria, con una latitud de 41°46′09″ N, es la masa glacial más austral de Europa. Australia continental actualmente no contiene glaciares, aunque un pequeño glaciar en el Monte Kosciuszko estuvo presente en el último período glacial. En Nueva Guinea, pequeños glaciares que disminuyen rápidamente se encuentran en 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 frente a la costa de Noruega, incluidas Svalbard y Jan Mayen en el extremo norte, Nueva Zelanda y las islas subantárticas de Marion, Heard, Grande Terre (Kerguelen) y Bouvet. Durante los períodos glaciales del Cuaternario, Taiwán, Hawái en Mauna Kea y Tenerife también tenían grandes glaciares alpinos, mientras que las islas Feroe y Crozet estaban completamente glaciadas.

La capa de nieve permanente necesaria para la formación de glaciares se ve afectada por factores como el grado de pendiente del terreno, la cantidad de nieve que cae y los vientos. Los glaciares se pueden encontrar en todas las latitudes, excepto de 20 ° a 27 ° al norte y al sur del ecuador, donde la presencia de la rama descendente de la circulación de Hadley reduce tanto la precipitación que, con alta insolación, las líneas de nieve superan los 6.500 m (21.330 pies). Sin embargo, entre 19˚N y 19˚S, la precipitación es mayor y las montañas por encima de los 5000 m (16 400 pies) suelen tener nieve permanente.

Incluso en latitudes altas, la formación de glaciares no es inevitable. Las áreas del Ártico, como la isla Banks y los valles secos de McMurdo en la Antártida, se consideran desiertos polares donde los glaciares no pueden formarse porque reciben poca nieve a pesar del frío intenso. 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 y norte de Alaska, aunque extraordinariamente fríos, tuvieron una nevada tan ligera que no se pudieron formar glaciares.

Además de las regiones polares secas y sin glaciares, algunas montañas y volcanes en Bolivia, Chile y Argentina son altos (4.500 a 6.900 mo 14.800 a 22.600 pies) y fríos, pero la relativa falta de precipitaciones evita que la nieve se acumule en los glaciares. Esto se debe a que estos picos se encuentran cerca o en el desierto hiperárido de Atacama.

Geología glacial

Los glaciares erosionan el terreno a través de dos procesos principales: abrasión y arranque.

A medida que los glaciares fluyen sobre el lecho rocoso, se ablandan y levantan bloques de roca hacia el hielo. Este proceso, llamado desprendimiento, es causado por el agua subglacial que penetra en las fracturas del lecho rocoso y posteriormente se congela y se expande. Esta expansión hace que el hielo actúe como una palanca que suelta la roca levantándola. Así, sedimentos de todos los tamaños pasan a formar parte de la carga del glaciar. Si un glaciar en retirada acumula suficientes escombros, 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 el lecho rocoso y funcionan como papel de lija, alisando y puliendo el lecho rocoso que se encuentra debajo. La roca pulverizada que produce este proceso se denomina harina de roca y está formada por granos de roca de entre 0,002 y 0,00625 mm de tamaño. La abrasión conduce a paredes de valles más empinadas y laderas de montañas en entornos alpinos, lo que puede causar avalanchas y deslizamientos de rocas, que agregan aún más material al glaciar. La abrasión glacial se caracteriza comúnmente por estrías glaciales. Los glaciares los producen cuando contienen grandes rocas que tallan largos rasguños en el lecho rocoso. Al mapear la dirección de las estrías, los investigadores pueden determinar la dirección del movimiento del glaciar. Similares a las estrías son las marcas de vibración, líneas de depresiones en forma de media luna en la roca que subyace a un glaciar.

La tasa de erosión de los glaciares varía. Seis factores controlan la tasa de erosión:

Cuando el lecho rocoso tiene fracturas frecuentes en la superficie, las tasas de erosión glacial tienden a aumentar, ya que el desprendimiento es la principal fuerza erosiva en la superficie; Sin embargo, cuando el lecho rocoso tiene amplios espacios entre 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 llega a la base del glaciar y facilitan la producción y el transporte de sedimentos con la misma velocidad de movimiento y la misma cantidad de hielo.

El material que se incorpora a un glaciar suele transportarse hasta la zona de ablación antes de depositarse. Los depósitos glaciares son de dos tipos distintos:

Las piezas de roca más grandes que están incrustadas o depositadas en la superficie se denominan "erráticas glaciales". Varían en tamaño desde guijarros hasta 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 glaciares insinúan movimientos glaciares pasados.

Morrenas

Las morrenas glaciares se forman por la deposición de material de un glaciar y quedan expuestas después de que el glaciar se ha retirado. Por lo general, aparecen como montículos lineales de labranza, una mezcla no clasificada de roca, grava y cantos rodados dentro de una matriz de material en polvo fino. Las morrenas terminales o finales se forman al pie o al final terminal de un glaciar. Las morrenas laterales se forman a los lados del glaciar. Las morrenas mediales se forman cuando dos glaciares diferentes se fusionan y las morrenas laterales de cada uno se unen para formar una morrena en el medio del glaciar combinado. Menos evidentes son las morrenas terrestres, también llamadas deriva glacial , que a menudo cubren la superficie debajo del glaciar pendiente abajo desde la línea de equilibrio. El término morrenaes de origen francés. Fue acuñado por campesinos para describir los terraplenes y bordes aluviales que se encuentran cerca de los márgenes de los glaciares en los Alpes franceses. En la geología moderna, el término se usa de manera más amplia y se aplica a una serie de formaciones, todas las cuales están compuestas por till. Las morrenas también pueden crear lagos represados ​​por morrenas.

Tambores

Drumlins son colinas asimétricas 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 que avanzó el hielo ( stoss ), mientras que queda una pendiente más larga en la dirección del movimiento del hielo ( sotavento ). Los drumlins se encuentran en grupos llamados campos de drumlins o campamentos de drumlins.. 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 los drumlins no se comprende 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 montañosos tenían una característica forma de "V", producida por la erosión del agua. Durante la glaciación, estos valles a menudo se ensanchan, profundizan y alisan para formar un valle glacial en forma de "U" o una depresión glacial, como a veces se le llama. La erosión que crea los valles glaciares trunca cualquier espolón de roca o tierra que pudiera haberse extendido anteriormente por el valle, creando acantilados de forma triangular en general llamados espolones truncados. Dentro de los valles glaciares, las depresiones creadas por el arranque y la abrasión pueden llenarse con lagos, llamados lagos paternóster. Si un valle glaciar desemboca en una gran masa 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 quedan por encima de la depresión del glaciar principal y se denominan valles colgantes.

Al comienzo de un glaciar de valle clásico hay 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 lugares donde el hielo comienza a acumularse en un glaciar. Se pueden formar dos circos glaciares espalda con espalda y erosionar sus paredes traseras hasta que solo quede una cresta estrecha, llamada arête. Esta estructura puede resultar en un paso de montaña. Si varios circos rodean una sola montaña, crean picos piramidales puntiagudos; los ejemplos particularmente empinados se llaman cuernos.

Roches Moutonnées

El paso del hielo glacial sobre un área de lecho rocoso puede hacer que la roca se esculpe en un montículo llamado roche moutonnée, o roca "espalda de oveja". Las Roches Moutonnées pueden tener forma alargada, redondeada y asimétrica. Varían en longitud desde menos de un metro hasta varios cientos de metros de largo. Las Roches Moutonnées tienen una pendiente suave en los lados del glaciar superior y una cara empinada a vertical en los lados del glaciar inferior. El glaciar erosiona la pendiente suave en el lado corriente arriba a medida que fluye, pero suelta fragmentos de roca y los arrastra lejos del lado corriente abajo al arrancarlos.

Estratificación aluvial

A medida que el agua que sube de la zona de ablación se aleja del glaciar, lleva consigo finos sedimentos erosionados. A medida que disminuye la velocidad del agua, también disminuye su capacidad para transportar objetos en suspensión. El agua deposita así gradualmente el sedimento a medida que corre, creando una llanura aluvial. Cuando este fenómeno ocurre en un valle, se le llama tren de valle .. Cuando la deposición es en un estuario, los sedimentos se conocen como lodo de bahía. Las llanuras aluviales y los trenes de valles suelen ir acompañados de cuencas conocidas como "hervidores". Estos son pequeños lagos que se forman cuando grandes bloques de hielo atrapados en el aluvión se derriten y producen depresiones llenas de agua. Los diámetros de las calderas van desde los 5 ma los 13 km, con profundidades de hasta 45 metros. La mayoría tienen forma circular porque los bloques de hielo que los formaron se redondearon al derretirse.

Depósitos glaciares

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 del derretimiento del glaciar y se conocen como "depósitos glaciares". Los depósitos glaciares que toman la forma de colinas o montículos se llaman kames . Algunos kames se forman cuando el agua de deshielo deposita sedimentos a través de aberturas en el interior del hielo. Otros son producidos por abanicos o deltas creados por agua de deshielo. Cuando el hielo glacial ocupa un valle, puede formar terrazas o kames a lo largo de los lados del valle. Los depósitos glaciares largos y sinuosos se llaman eskers.. Los eskers están compuestos de arena y grava que fue depositada por corrientes de agua de deshielo que fluían a través de túneles de hielo dentro o debajo de un glaciar. Permanecen después de que el hielo se derrite, con alturas que superan 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 de depósito fluvial original. 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. Los vientos catabáticos pueden ser importantes en este proceso.

Cambio climático

Los glaciares son un recurso valioso para rastrear el cambio climático durante largos períodos de tiempo porque pueden tener cientos de miles de años. Para estudiar los patrones a lo largo del tiempo a través de los glaciares, se toman núcleos de hielo, que proporcionan información continua, incluida la evidencia del cambio climático, atrapados en el hielo para que los científicos los descompongan y estudien. Los glaciares se estudian para dar información sobre la historia del cambio climático debido a causas naturales o humanas. La actividad humana ha provocado un aumento de los gases de efecto invernadero creando una tendencia al calentamiento global, provocando el derretimiento de estos valiosos glaciares. Los glaciares tienen un efecto de albedo y el derretimiento de los glaciares significa menos albedo. En los Alpes se comparó el verano de 2003 con el verano de 1988. Entre 1998 y 2003 el valor del albedo es 0,2 inferior al de 2003.Cuando los glaciares comienzan a derretirse, también provocan un aumento en el nivel del mar, "lo que a su vez aumenta la erosión costera y eleva las marejadas ciclónicas a medida que el calentamiento del aire y las temperaturas del océano crean tormentas costeras más frecuentes e intensas, como huracanes y tifones " . el cambio climático crea un ciclo de retroalimentación positiva con los glaciares: el aumento de la temperatura hace que se derrita más glaciar, lo que conduce a menos albedo, niveles del mar más altos y muchos otros problemas climáticos a continuación. Desde 1972 hasta 2019, la NASA ha utilizado un satélite Landsat que se ha utilizado para registrar glaciares en Alaska, Groenlandia y la Antártida. Este proyecto Landsat ha encontrado que desde alrededor de 2000, el retroceso de los glaciares ha aumentado sustancialmente.

South Cascade Glacier en Washington documentado desde 1928 hasta 2003 que muestra el reciente y rápido retroceso del glaciar. Al mirar esta foto, es claro ver qué tan rápido se están retirando los glaciares en el mundo moderno. Este tipo de retirada es el resultado del cambio climático que ha aumentado significativamente debido a los impactos humanos. Esta foto fue tomada de la investigación del Departamento del Interior de EE. UU. del USGS que analiza los últimos 50 años de cambios en los glaciares.

Rebote isostático

Grandes masas, como capas de hielo o glaciares, pueden hundir la corteza de la Tierra en el manto. La depresión suele representar un tercio del espesor de la capa de hielo o del glaciar. Después de que la capa de hielo o el glaciar se derrite, el manto comienza a fluir de regreso a su posición original, empujando la corteza hacia arriba. Este rebote posglacial, que procede muy lentamente después del derretimiento de la capa de hielo o del glaciar, está ocurriendo 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 falla por dilatación . Ocurre donde se permite que la roca previamente comprimida regrese a su forma original más rápidamente de lo que se puede mantener sin fallar. Esto conduce a un efecto similar al que se vería si la roca fuera golpeada por un gran martillo. Se pueden observar fallas por dilatación en partes recientemente desglaciadas 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 de la Tierra. Las características topográficas y los modelos informáticos 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 Mars Reconnaissance Orbiter encontró hielo debajo de una fina capa de rocas en formaciones llamadas delantales de escombros lobulados (LDA).

Las siguientes imágenes ilustran cómo las características del paisaje en Marte se parecen mucho a las de la Tierra.