Glaciarismo
En el dominio de los hielos perpetuos: Glaciares de Casquete y sus Outlets


Jökulsárlón, el lago proglaciar del glaciar Breiðamerkurjökull, a su vez un glaciar oulet de piedemonte del gran casquete de hielo Vatnajökull.
Jökulsárlón, el lago proglaciar del glaciar Breiðamerkurjökull, a su vez un glaciar outlet de piedemonte del gran casquete de hielo Vatnajökull.


Guðmunsson, A. T. & Kjartansson, H. (1996): "Earth in Action. An Outline of the Geology of Iceland". Vaka-Helgafell, Reykjavík, Islandia.

Thordarson, T. & Hoskuldsson, A. (2002): "Iceland. Classic Geology in Europe 3". Terra Publishing,  Hertfordshire, Inglaterra.


 

Introducción

A finales de la Era Terciaria -hace unos 7 Ma- el clima global empezaba a deteriorarse y ya estaba en marcha la tendencia al enfriamiento que conduciría a la Era Glacial del Cuaternario. Hace unos 3.3 Ma, en el Plio-Pleistoceno, esta tendencia ya estaba bien establecida en Islandia. Comenzaron a crecer los glaciares en las tierras altas mientras que el caudal de los grandes ríos aumentaba conforme el clima se hacía más húmedo. El casquete de hielo cuaternario fue creciendo hacia el N y el W desde su núcleo meridional. Hace 2.5 Ma, este casquete cubría la mitad de la isla y, 300.000 años después, toda Islandia se encontraba bajo el hielo por primera vez en su historia.

Sin embargo, este enfriamiento no fue uniforme, sino que se caracterizó por frecuentes fluctuaciones con intervalos cálidos y fríos. Hace unos 2.2 Ma, estas fluctuaciones se manifestaban como la alternancia de periodos glaciales -caracterizados porque el hielo cubría toda la isla- y periodos interglaciales, en los que los glaciares quedaban restringidos a determinadas zonas. En la Formación Plio-Pleistocena se han identificado nueve periodos glaciales e interglaciales, cada uno con una duración media de unos 180.000 años.

Estos cambios climáticos ejercieron una importante acción sobre el paisaje. Aunque los fenómenos de rifting y vulcanismo prosiguieron con las mismas características que habían presentado en el Terciario, las erupciones subglaciares se hicieron cada vez más frecuentes, apareciendo cada vez más dorsales móberg y table mountains. Por otro lado, fue creciendo la actividad erosiva de ríos y glaciares, con lo que se formaron valles más anchos y profundos. Por consiguiente, el paisaje del Plio-Pleistoceno se caracterizó por una topografía muy irregular.

Durante los periodos interglaciales, la actividad volcánica permaneció similar a como se había desarrollado en el Terciario, con extensas coladas de lava y depósitos de tefra. Pero, durante las etapas frías, los glaciares depositaron grandes cantidades de till, al tiempo que las erupciones subglaciares arrojaban enormes volúmenes de pillow lavas, brechas volcanoclásticas y tobas. En la Formación Plio-Pleistocena se asiste a un notable incremento de la sedimentación detrítica y vulcanoclástica. A muro, estos depósitos representan el 15-30% de la serie, aumentando al 50-60% hacia techo.

Al enfriarse el clima se hicieron menos frecuentes las capas rojas de origen edáfico, mientras que los sistemas fluviales arrastraban mucho más derrubios, que eran depositados en las tierras bajas y en la costa, zonas en las que se producía una creciente sedimentación de tipo fluvial, lacustre y litoral.

En el Pleistoceno Superior se forman rocas cuya edad es inferior a los 700.000 años y que se confinan casi exclusivamente a los sistemas volcánicos. El clima continuó como en la etapa anterior, con frecuentes fluctuaciones.Por esta razón, la serie del Pleistoceno Superior se caracteriza por secuencias dobles: una formada en época de glaciares y la siguiente depositada en un periodo interglacial. Las estructuras volcánicas más recientes se originaron en el último periodo glacial, el Weichsel. En los últimos 700.000 años se han identificado cinco periodos glaciales, lo que indica que cada ciclo glacial/interglacial duró unos 120.000-140.000 años. Los glaciares llegaron al máximo en el periodo Weichsel, que se extendió desde hace 120.000 años hasta hace 10.000 años. El paisaje de origen glaciar que hoy podemos ver se debe principalmente a este periodo.

En el clímax del periodo Weichsel, hace unos 25.000-30.000 años, había una capa de hielo de más de un kilómetro de espesor que cubría gran parte de Norteamérica y Eurasia. El nivel del mar era 100-150 m más bajo que en la actualidad. En Islandia, el hielo se extendía bastante más allá de las costas actuales, cubriendo la plataforma costera hasta una distancia de 130 km. Hace unos 18.000 años, el clima comenzó a dulcificarse, por lo que el glaciar del Weichsel empezó a retirarse. Con esto, el nivel del mar subió, siguiendo al glaciar en su retirada. Pero esta mejoría climática no se desarrolló sin altibajos y se conocen al menos dos periodos en los que los hielos volvieron: El Dryas Antiguo (Older Dryas) y el Dryas Reciente (Younger Dryas), de hace unos 12.000 y 11.000 años. Entre ellos, un corto periodo cálido: el Allerød, en el que gran parte de las tierras bajas islandesas se encontraban bajo el mar.

El Holoceno comienza en Islandia hace unos 9700 años, momento en el que el glaciar del Dryas Reciente se retira definitivamente, abandonando sus morrenas frontales. Esta retirada fue bastante rápida, durando unos pocos cientos de años. La corteza respondió elevándose isostáticamente a una velocidad relativamente rápida. Al comienzo del Holoceno el paisaje islandés ya estaba prácticamente configurado, con excepción de los grandes ríos y cañones, y de algunos sistemas volcánicos. Gran parte de los sandar (plural del término islandés sandur), que hoy cubren el 5% del territorio (unos 5000 km2), se originaron un poco antes de la retirada total, por ríos que emergían del gran glaciar que retrocedía. Desde entonces, los sandar han sido retrabajados y ampliados por los ríos de deshielo de los actuales casquetes, incluyendo los ocasionales jökulhlaups.

El desaparecido glaciar del Weichsel dejó tras de sí terrenos arrasados y cubiertos por derrubios. El viento dispersó la fracción limo y arena, lo que proporcionó la materia prima para la formación del suelo. Al mejorar el clima, la vegetación del N y NW islandés colonizó el resto de la isla, tras haber sobrevivido al Weichsel en áreas desprovistas de hielo. Asímismo, llegaron nuevas especies por medio de aves y corrientes marinas que transportaron semillas.

Crecimiento del Casquete Glaciar y del Rift de Islandia y durante los últimos 5 Ma.
Crecimiento del Casquete Glaciar y del Rift de Islandia durante los últimos 5 Ma.
 

Glaciares islandeses

La mayoría de los glaciares de Islandia pertenecen al tipo de los Casquetes de Hielo de Meseta. Cada uno con al menos 150 km2 de extensión, presentan una superficie suave y ondulada, de la que sobresalen algunas elevaciones llamadas nunataks. Los nunataks se elevan 100-400 m sobre el hielo, que a su vez tiene un espesor de varios cientos de metros. La superficie de uno de estos casquetes está cubierta de neviza y aparecen algunas crevasses en las partes más altas. En Islandia hay cinco grandes Casquetes de Meseta: Vatnajökull (8300 km2, espesor de 100-200 a 900 m, es mayor que todos los otros glaciares europeos juntos), Langjökull (953 km2), Hofsjökull (925 km2), Mýrdalsjökull (596 km2) y Drangjökull (160 km2). Existen otros muchos de menor tamaño, como Eyjafjallajökull (80 km2), Óraefajökull, Eiríksjökull (23 km2) o Þórisjökull (32 km2) y Snæfellsjökull (11 km2).

El casquete de hielo del Vatnajökull con algunos de sus glaciares outlet (Fjallsjökull y Breiðamerkurjökull).
El casquete de hielo del Vatnajökull con algunos de sus glaciares outlet (Fjallsjökull y Breiðamerkurjökull).

Un nunatak emerge del glaciar Breiðamerkurjökull.
Un nunatak emerge del glaciar Breiðamerkurjökull.

De los casquetes se derraman Glaciares de Outlet (un tipo de glaciares de valle de salida o escape)  -a veces doce o más desde un solo casquete- hasta bien por debajo de la línea de nieves. Estos glaciares forman, por lo general, grandes lóbulos de gran anchura y suave pendiente, como se ve, por ejemplo, en el margen N y W del Vatnajökull: los glaciares de Dynjujökull, Brúarjökull o Síðujökull. Cuando el casquete está bordeado por macizos montañosos o elevaciones aisladas, los glaciares de outlet tienden a parecerse a los glaciares de valle alpinos, siendo de gran longitud y fuerte pendiente. Esto es lo que ocurre en los márgenes meridionales del Vatnajökull (con los glaciares oulet de Svínafellsjökull y Skaftafellsjökull) y del Mýrdalsjökull (glaciar Sólhedimajökull). Los glaciares oulet constituyen la mayor parte de la zona de ablación de los casquetes de hielo. Se desplazan con bastante rapidez, están comunmente surcados por multitud de crevasses y en su parte superior el hielo presenta un aspecto limpio, pero valle abajo la velocidad es menor y la ablación más intensa, por lo que el hielo aparece cubierto por derrubios que le dan un aspecto sucio y oscuro.

Dos glaciares outlet del Vatnajökull:  Hrútárjökull (a la izquierda) y Fjallsjökull, con su lago proglaciar, el Fjallsárlón. La imagen está tomada desde un arco morrénico frontal del Fjallsjökull que retiene las aguas del lago.
Dos glaciares outlet del Vatnajökull:  Hrútárjökull (a la izquierda) y Fjallsjökull, con su lago proglaciar, el Fjallsárlón. La imagen está tomada desde un arco morrénico frontal del Fjallsjökull que retiene las aguas del lago. Versión de 3875 x 592 px y 350 kB.

Un glaciar outlet del Vatnajökull: Svínafellsjökull.
Un glaciar outlet del Vatnajökull: Svínafellsjökull.

Posiblemente el outlet más famoso del Vatnajökull: el glaciar Skaftafellsjökull.
Frente glaciar del, posiblemente, el outlet más famoso del Vatnajökull: el glaciar Skaftafellsjökull.
Versión panorámica de 1984 x 504 px y 153 kB.

Otro aspecto del glaciar Skaftafellsjökull.
Otro aspecto del glaciar Skaftafellsjökull. Versión panorámica de 1956 x 465 px y 200 kB.


El glaciar Svínafellsjökull. Versión panorámica de 2228 x 493 px y 890 kB.

Frente glaciar del Breiðamerkurjökull.
Frente
glaciar del Breiðamerkurjökull. Versión panorámica de 2296 x 398 px y 745 kB.

Morrena lateral y morrena de fondo del glaciar Kvíárjökull.
Morrena lateral y morrena de fondo del glaciar Kvíárjökull. Versión panorámica de 2732 x 592 px y 344 kB.

Terrazas costeras del lago proglacial del Breiðamerkurjökull.
Terrazas costeras del lago proglacial del Breiðamerkurjökull.

Terrazas costeras del lago proglacial del Breiðamerkurjökull.
Terrazas costeras del lago proglacial del Breiðamerkurjökull.

Terrazas costeras del lago proglacial del Breiðamerkurjökull.
Anaglifo que muestra las terrazas costeras del lago proglacial del Breiðamerkurjökull.

Bloques erráticos del glaciar Svínafellsjökull.
Bloques erráticos del glaciar Svínafellsjökull.

"Kettle lakes" en el sandur del glaciar Skaftafellsjökull.
"Kettle lakes" en el sandur del glaciar Skaftafellsjökull.

Algunos de estos glaciares forman, bien por sí solos o coalesciendo con otros, grandes masas de hielo semicirculares al pie de las montañas. Glaciares de Piedemonte, como el Breiðamerkurjökull (producto de la unión de tres glaciares outlet) y el Skeiðarárjökull (un glaciar individual).

Aunque en Islandia no predominan los glaciares alpinos, sí que existen en determinadas elevaciones, si bien la mayoría  podrían clasificarse mejor como Glaciares de Flanco, ya que las crestas y cumbres montañosas junto a las que se asientan no tienen hielo. Algunos de estos glaciares se encuentran en el Snaefells (NE), Jökulgilstindur (SE), Hrútfjallstindar y Tindfjallajökull (S), Kerlingarfjöll (tierras altas centrales) y Tröllaskagi (N).

Por último, cabe mencionar los Glaciares de Circo, que van desde aquéllos situados en circos a una altitud de 900-1500 m hasta los que no pasan de ser campos de neviza casi inmóviles.

 

Estructuras de los glaciares

La deformación que experimentan las masas de hielo como consecuencia de su movimiento da origen a distintos tipos de estructuras, similares a las que se observan en las rocas deformadas. El análisis de la deformación en los glaciares es más simple que el de las rocas, ya que únicamente están afectados por la acción de la gravedad (Menzies, 1995a).

En las áreas de acumulación predomina la estratificación, que viene marcada por la alternancia de capas de hielo invernal con otras que contienen lodo formadas en el deshielo de verano. Durante el flujo glaciar se origina la foliación, que es una estructura planar, que se reconoce por un veteado del hielo con bandas alternantes de hielo de color azul claro y de hielo blanco con burbujas de aire, siendo estas últimas las más abundantes (Sharp, 1988). Estas bandas varían en sus dimensiones desde milímetros a varios metros. La foliación tiene un desarrollo mayor próximo a las paredes de los valles, donde discurre paralela a los afloramientos rocosos. Lejos de los márgenes y cerca de la lengua glaciar se dispone transversalmente a la dirección del flujo del hielo (Rutter, 1965). A veces es difícil distinguir la estratificación de la foliación cuando ésta es paralela a las capas sedimentarias.

Con frecuencia el glaciar aparece plegado y fallado (Hambrey, 1977), pudiendo observarse estas estructuras en la superficie del glaciar y en acantilados marginales. Los pliegues tienen diferentes tamaños y orientaciones y son muy evidentes en glaciares con flujos espasmódicos y en algunos glaciares de piedemonte, como el de Malaspina, donde se observan grandes pliegues similares que afectan a las morrenas y bandas de hielo.

Pliegues en el glaciar de Tour  (Macizo del Mont-Blanc, Alpes, Francia)
Pliegues en el glaciar de Tour  (Macizo del Mont-Blanc, Alpes, Francia).

En las zonas de gran pendiente del glaciar se desarrollan fallas de gravedad y deslizamientos rotacionales. En la lengua del glaciar y cuando el avance del hielo es impedido por morrenas se producen planos de cabalgamiento.

Las ogivas o bandas de Forbes son capas alternantes que se extienden por la superficie de los glaciares de valle templados (Paterson, 1994). Presentan una disposición arqueada con su convexidad apuntando a la dirección del flujo y esta curvatura es debida a la mayor velocidad del hielo en sus partes centrales. Están espaciadas entre 50 y 200 m. Las bandas de estas ogivas están constituidas por hielo claro y oscuro. Las bandas oscuras están formadas por hielo y lodo con una foliación intensa, originadas por hielo roto mezclado con lodo y nieve y posteriormente comprimido. Las bandas claras tienen menos foliación y contienen hielo blanco rico en burbujas de aire. Algunos autores estiman que cada par de bandas tiene un origen anual. En zonas de gradiente abrupto del glaciar el hielo avanza durante el invierno desde la zona de gran pendiente, de extensión longitudinal, al área inferior de intensa compresión, cuando las grietas estaban rellenas de nieve, originándose la banda clara. En el verano, las grietas estaban abiertas y se rellenan de fragmentos de hielo y detritos y al comprimirse se forma la banda oscura (Nye, 1958; Sharp, 1988).

Bandas de Forbes en el Mer de Glace (Macizo del Mont-Blanc, Alpes, Francia)
Bandas de Forbes en el Mer de Glace (Macizo del Mont-Blanc, Alpes, Francia).

Las grietas o crevasses son las estructuras más abundantes de los glaciares y obedecen a esfuerzos tensionales (Menzies, 1995a). Por lo general, son rectas o débilmente arqueadas y subverticales. Su longitud es de decenas a varios miles de metros y su anchura fluctúa desde el milímetro a varios metros. La profundidad máxima es del orden de unos 35 m, ya que por debajo el hielo presenta un comportamiento plástico. Constituyen excelentes vías para la penetración del agua de fusión. Cuando los sistemas de grietas se entrecruzan, la superficie del glaciar se convierte en una masa quebradiza de pináculos dentados denominados séracs.

Seracs en el frente glaciar del fiordo de Qaleraliq (SW Groenlandia)
Seracs en el frente glaciar del fiordo de Qaleraliq (SW Groenlandia).

Las grietas glaciares se agrupan en sistemas (Sharp, 1960), pudiendo diferenciarse las grietas marginales o en chevron que se forman por esfuerzos extensivos generados por la mayor velocidad del flujo glaciar en el centro que en el margen, como consecuencia de la fricción con las paredes rocosas. Intersectan con el borde del glaciar con ángulos de unos 45°. Las grietas transversas se localizan en zonas de mayor velocidad, aún perpendiculares al flujo y convexas aguas arriba del glaciar. Las grietas de extensión se producen cuando el valle glaciar se ensancha o en zonas de umbrales del lecho. Estas grietas se incurvan aguas arriba y forman ángulos menores de 45° con los bordes. En el final de la lengua glaciar se desarrollan las grietas de extensión radial. Una vez formados los sistemas de grietas se modifican por el flujo glaciar. Las grietas marginales pueden sufrir una rotación y las grietas transversas y de extensión se van estrechando hasta que finalmente llegan a cerrarse, reconociéndose entonces por una vena de hielo azul.

La rimaya (bergschrund) (Lliboutry et al., 1976) es la grieta que separa el hielo de la roca en la parte superior de la cabecera del glaciar. El hielo se adhiere a la pared y el resto del glaciar avanza dando origen a estas rimayas. Se sitúan próximas a paredes muy escarpadas  y se prolongan a veces cientos de metros. Con frecuencia, en vez de una única grieta se desarrolla un sistema de grietas.

 

Sedimentación glaciar

Aproximadamente un 10% de la superficie terrestre continental está cubierta por depósitos ligados a la actividad de las masas de hielo (Price, 1973). Pueden alcanzar potencias considerables de hasta 400 m en Spokane Valley (Estados Unidos) (Flint, 1971) o constituyen simplemente una delgada película de depósitos que fosilizan el sustrato. Las morrenas están constituidas por till o una mezcla de till y depósitos fluvioglaciares. Todas estas acumulaciones presentan distintos tipos de modelados, que dependen de la dinámica glaciar, de su posición respecto al hielo y de los procesos que los han elaborado.

En función de la situación que ocupan respecto al glaciar, se pueden clasificar como morrenas terminales, laterales y centrales. Las dos primeras indican posiciones de avance o retirada del glaciar y las morrenas centrales se originan en la unión de dos glaciares de valle. Estas últimas morrenas suelen ser superficiales y de poca potencia. Las morrenas laterales pueden presentarse adosadas a la pared rocosa del glaciar o, a veces, formar cordones separados de la misma. En ambos casos, su alimentación procede fundamentalmente de detritos generados en las paredes. En algunos casos, las morrenas laterales se unen con las terminales dando origen a cordones o arcos morrénicos, que pueden represar las aguas de deshielo generando lagos de barrera o de obturación. Estos cordones morrénicos suelen erosionarse rápidamente por aguas fluviales y fluvioglaciares, quedando un conjunto de pequeños cordones en los que, con frecuencia, es posible diferenciar las diferentes etapas de retirada del glaciar a partir de estos restos de arcos morrénicos terminales.

La diferenciación de los distintos tipos de morrenas se puede basar también en el estado de actividad de las masas de hielo y en los ambientes de su formación, subglaciares y marginales (Chorley et al., 1984). Las formas subglaciares se originan bajo un glaciar activo templado debido al suministro de partículas resultantes del deshielo de la base del glaciar. Una de las morfologías de mayor extensión son los mantos de till (till sheets), también conocidos como morrenas de fondo (ground moraines). Se trata de amplias llanuras cubiertas de till, cuya potencia oscila entre el medio metro y decenas de metros, pudiendo alcanzar miles de km2 de superficie (Kemmis, 1981). Cubren amplias áreas de las llanuras de Europa y Norteamérica que estuvieron ocupadas por casquetes de hielo. En detalle, su topografía es irregular con afloramientos de sustrato rocoso, pequeñas colinas y lagos, y también se reconocen formas lobadas en las morrenas. Algunas secciones de till presentan intercalaciones de gravas y arenas, que indican ambientes alternantes glaciares y fluvioglaciares. Los espesores son variables y la existencia de una potencia importante se interpreta como que el glaciar ha sido estacionario, mientras que la presencia de una película delgada puede ser indicadora de una rápida retirada del hielo. En la actualidad estos mantos de till están siendo destruidos  por la erosión hídrica y la incisión fluvial permite reconocer buenas secciones de estas secuencias. Estas acumulaciones son el resultado de los distintos avances y retrocesos de los casquetes de hielo pleistocenos y, por consiguiente, el estudio sedimentológico y cronológico de estos depósitos proporciona datos muy valiosos sobre la geología del Cuaternario de estas regiones.

Otras formas subglaciares presentan una alineación paralela al flujo del hielo. Las morrenas acanaladas o en flauta(fluted moraines) son una alternancia de cordones y surcos rectilíneos elaborados sobre till, que afloran en los márgenes de glaciares en recesión. La longitud de los mismos es de decenas o centenas de metros y su altura no suele superar los 5 m. Se originan al abrigo de bloques depositados en el lecho glaciar que crean una zona de bajas presiones aguas abajo (Boulton, 1976; Gordon et al., 1992).

Otro tipo de morrenas generadas en hielo activo y en ambientes subglaciares son las morrenas transversales de valle o morrenas Rogen, que tienen este nombre por el lago de Suecia donde fueron descritas. Se trata de cordones morrénicos transversales al flujo del hielo, asimétricos, con la ladera de menor pendiente situada aguas arriba. Su forma es arqueada y ligeramente cóncava hacia arriba del movimiento del hielo. Sus longitudes oscilan entre 100 y 3000 m y sus alturas entre 5 y 20 m. El till glaciar presenta una intensa deformación con estructuras imbricadas vergentes aguas abajo (Lundquist, 1989). También pueden presentar esquirlas de roca con esta fábrica (Moran, 1971). Todo ello indica un intenso flujo compresivo bajo el hielo y en estas condiciones se produce una opresión hacia el margen que deforma fuertemente el till basal y origina los cordones transversales (Price, 1970). Otra posibilidad que se baraja es que la opresión del till construye la morrena transversal bajo una columna de agua de un lago marginal (Andrews y Smithson, 1966).

Las morrenas de descarga  proceden de la acumulación de material resultante de la fusión del hielo, que ha sido transportado por el glaciar en sus distintos ambientes. Por lo tanto, se trata de un conjunto de depósitos que reflejan la combinación de muchos procesos. El material es supraglaciar o de origen endoglaciar; alcanza la superficie a lo largo de planos de cizalla y se desliza por la superficie del hielo o es depositado por el hielo en su fusión (Sugden y John, 1976). Tiene forma de cordón y se sitúa en las zonas marginales de los glaciares. Estas morrenas marginales incluyen los depósitos transportados como morrenas centrales y las morrenas laterales, que se unen con las morrenas frontales para generar amplios cordones morrénicos. En estas morrenas no suele haber orientación preferente de los fragmentos rocosos, aunque puede reconocerse alguna fábrica heredada.

En los medios marginales los glaciares que acaban en tierra firme descargan importantes volúmenes de material en sus bordes. La cantidad de partículas depositadas depende del volumen de material sólido transportado por el glaciar y el tamaño de las acumulaciones morrénicas también es función del tiempo que el glaciar permanece en el mismo lugar. Así, los cordones morrénicos del glaciar Franz Josef (Nueva Zelanda), situado en la llanura costera al pie de las montañas, han alcanzado en un estado estacionario alturas de hasta 430 m.

Las morrenas de empuje son el resultado de avances de los márgenes frontales de las masas de hielo que arrastran al material de origen glaciar previamente depositado. Este efecto de bulldozer trae consigo la generación de pequeños cordones morrénicos asimétricos que no suelen superar los 2 m de altura, cuyas laderas que dan cara al hielo son las que presentan una mayor inclinación. Los depósitos están constituidos por till glaciar y con frecuencia material fluvioglaciar. Como consecuencia del empuje del hielo se reconocen pliegues y fallas inversas en disposición imbricada (Sharp, 1982; Van der Wateren, 1992). Es bien sabido que los glaciares tienden a avanzar en invierno, que es cuando la ablación es mínima, y estos avances anuales, en un glaciar en continua recesión, dan lugar a pequeños cordones cuyo espaciado está en relación con el balance de la ablación (Hewitt, 1967; Worsley, 1974); a estos cordones se les denomina morrenas anuales o De Geer (Hoppe, 1959). Por otra parte, los glaciares de flujo espasmódico producen en sus avances grandes morrenas de empuje, con cordones morrénicos de mucho mayor tamaño y una deformación interna más acusada.

Finalmente, cuando el hielo inactivo se funde se originan las morrenas de desintegración. Si todavía existe hielo en estos glaciares inactivos las zonas elevadas están coronadas por detritos, que protegen al hielo infrayacente de la fusión y las partículas fluyen o se deslizan hacia las depresiones. Al desaparecer el hielo se produce una inversión del relieve y las acumulaciones más antiguas en las depresiones de hielo forman pequeñas elevaciones (Boulton, 1972). El conjunto constituye una morrena hummocky, que caracteriza a un terreno ondulado formado por pequeñas colinas y depresiones cerradas.

 

Aguas de deshielo

Las aguas resultantes de la fusión del hielo forman parte del sistema glaciar y son el producto principal de la ablación de los glaciares. Es grande la importancia que tiene el agua de deshielo en la velocidad del movimiento del glaciar y en el flujo de partículas en el medio subglaciar. A esto hay que añadir el importante papel erosivo y deposicional, sobre todo más allá de las masas de hielo, que se manifiesta, entre otras cosas, por los rápidos cambios que experimenta la red de drenaje (Price, 1980). El deshielo se incrementa desde la línea de equilibrio y es máximo en las partes más distales del glaciar, lo que indica una superposición del subsistema fluvioglaciar al glaciar en el que la intensidad de la acción geomorfológica de este último pierde su predominio a favor del trabajo fluvioglaciar en las partes finales de la masa de hielo (Sugden y John, 1976).

El agua de deshielo puede ser superficial o interna, siendo mucho más importante la primera. El deshielo superficial disminuye al ser menor la altitud. Pueden existir otros agentes derivados de las aguas de lluvia estivales, de aguas procedentes de otros valles adyacentes y de aguas subterráneas (Benn y Evans, 1998). El agua basal e interna deriva del calor geotérmico, que, como media, es capaz de fundir anualmente una lámina de hielo de 6 mm de grosor, y del deslizamiento basal y deformación interna que producen calor y pueden ocasionar el deshielo de una capa de 10-15 mm (Walder, 1982). La cantidad de deshielo es máxima en ambientes marítimos templados y disminuye hacia las altas latitudes y hacia el interior de los continentes.

El deshielo en estas áreas de ablación trae como consecuencia la formación de canales), que ocupan posiciones muy diversas dentro y fuera de las masas de hielo e incluso pueden recorrer ambientes muy diversos (Brodzikowki y Van Loon, 1987). Según el régimen térmico el agua puede fluir sobre la superficie o en el interior del glaciar. El tamaño de los canales puede variar desde dimensiones métricas hasta kilométricas. En los canales marginales y submarginales el agua de deshielo discurre por el contacto entre el hielo y la ladera rocosa y pueden ocupar una posición lateral o frontal respecto al glaciar. Raramente exceden los 2 km de longitud. Los canales supraglaciares alcanzan un gran desarrollo sobre los casquetes de hielo formando, por lo general, redes dendríticas (Ferguson, 1973). Los canales son rectos o meandriformes, con profundidades que varían entre pocos centímetros y escasos metros. Sus aguas pueden perderse puntualmente en grietas, que se ensanchan paulatinamente convirtiéndose en pozos cilíndricos llamados moulins, que generan una topografía kárstica glaciar (Stenborg, 1970).

El sistema de canales intraglaciares y subglaciares refleja un drenaje interno, similar al de las rocas solubles, con grandes galerías y lagos en su interior. Aquí, este conjunto de conductos internos se originan por deshielo a través de las grietas glaciares, mientras que en el karst se producen por disolución. Las secciones de las galerías son circulares si se forman por flujo forzado o freático y alargadas en la vertical si el flujo es vadoso o libre. El ensanchamiento de la red de conductos internos se produce fundamentalmente en verano, como consecuencia del aumento de temperatura y del mayor aporte de agua al sistema (Pohjola, 1994). Los estudios con trazadores llevados a cabo en Storglaciären (Suecia) revelan que el drenaje intraglaciar es de tipo trenzado (braided) (Hooke et al., 1988). A veces se reconocen cavidades subglaciares donde se almacena el agua a favor de cuencas rocosas y algunas, como en la Antártida, estudiadas por métodos geofísicos, alcanzan espectaculares dimensiones (180 x 45 km) (Robin et al., 1977). Finalmente, se denominan canales proglaciares a los resultantes del agua de fusión, que discurren fuera de la masa de hielo.

La descarga en estos ambientes fluvioglaciares varía enormemente tanto en cortos como en largos periodos de tiempo. Las fluctuaciones diurnas se reflejan por un bajo caudal por la mañana y por un aumento brusco al final de la tarde. Las variaciones estacionales presentan mínimos en invierno y máximos en verano (Menzies, 1995b). Los caudales en el glaciar de Argentiére, en el macizo del Mont Blanc, son de 0,1-1,5 m3/s en invierno y de l0-11 m3/s en verano (Boulton y Vivian, 1973). En ocasiones se producen descargas espectaculares en glaciares espasmódicos o por drenajes súbitos de lagos subglaciares o lagos marginales represados (Benn y Evans, 1998). Estos grandes caudales producen importantes inundaciones y se les llama jókulhlaup en Islandia, que se caracterizan por elevadas descargas en pocas horas, seguidas de un descenso rápido.

 

Formas de la Erosión Fluvioglaciar

Las aguas de los canales de deshielo son capaces de transportar una gran carga de sedimentos y pueden producir una importante labor erosiva. Las velocidades de estas aguas suelen ser elevadas, siendo frecuentes valores de 8-15 m/s. Cuando están sometidas a grandes presiones hidrostáticas pueden producir erosión por cavitación en el lecho rocoso (Drewry, 1986). Estas aguas de deshielo transportan gran cantidad de carga en suspensión y de fondo. La primera alcanza en los glaciares de Noruega valores de 3800 mg/l y la carga de fondo puede ser un 25% de la carga total en caudales punta de verano. También moviliza una pequeña carga en disolución, que en el glaciar de Argentière supera a la carga en suspensión durante el invierno (Sugden y John, 1976).

Diversas microformas han sido atribuidas a la actividad de las aguas de deshielo. Se las conoce como formas P o superficies esculpidas plásticamente. Han sido descritas en el apartado de modelado de erosión glaciar, ya que existe una controversia en su interpretación como formas glaciares o fluvioglaciares, aunque parece que esta última hipótesis es la más aceptada (Allen, 1971). También son características las marmitas gigantes desarrolladas en el lecho de estos canales de deshielo, que pueden alcanzar profundidades de hasta 20 m y anchuras de 15 m. Generalmente son más profundas que anchas y presentan acanaladuras en espiral producidas por cantos en movimiento turbillonar (Kor et al., 1991).

Los rasgos geomorfológicos más fehacientes de la erosión fluvioglaciar son los canales que se encajan bien sobre el sustrato rocoso o sobre material suelto procedente de la actividad de los glaciares. Los canales marginales, laterales o frontales, pueden incidir en el hielo o encajarse en el sustrato, que por lo general suele ser till glaciar. Suelen ser cortos y raramente exceden los 2 km. Se interpretan como de posible origen marginal aquellos canales que son subparalelos a las curvas de nivel, aunque esto es problemático ya que puede tratarse de canales subglaciares que discurren cerca del margen del glaciar (Price, 1973). Los canales subglaciares pueden encajarse hasta 100 m, alcanzar 1-2 km de anchura y 75 km de longitud (Selby, 1985). Suelen ser de paredes abruptas y sus fondos son aplanados con irregularidades. Generalmente acaban bruscamente y se supone que su final corresponde con la salida del hielo, donde se genera un abanico aluvial. Se interpretan como subglaciares cuando tienen posiciones anómalas dentro del sistema de drenaje. Cuando el margen del hielo tiene pendientes adecuadas para la evacuación de las aguas de deshielo, los canales se alejan del borde glaciar. Estos canales proglaciares vierten sus aguas a colectores de mayor orden o a lagos  y mares, efectuando en su recorrido una considerable labor erosiva. Los canales de desbordamiento, que drenan el exceso de las aguas lacustres, se distinguen por estar en relación con depósitos glaciolacustres de playa o delta.

 

Modelados derivados de la sedimentación fluvioglaciar

 Ya hemos señalado que una de las características del medio fluvioglaciar son las grandes fluctuaciones de la descarga y, por consiguiente, de su capacidad de transporte. Estas modificaciones se reflejan en cambios bruscos en el tamaño de las partículas y en variaciones rápidas de las estructuras sedimentarias, tanto lateral como verticalmente. Además, estas fluctuaciones traen consigo que muchos de los modelados fluvioglaciares tengan un carácter discontinuo. Esto se enfatiza por la continua erosión a la que están sometidas estas formas en áreas de glaciares en retroceso (Menzies, 1995b). Por otra parte, los materiales fluvioglaciares suelen estar mezclados en ocasiones con depósitos de till glaciar y con frecuencia, los sedimentos fluvioglaciares se generan a partir del retrabajamiento de till glaciar (Flint, 1971). Todo ello nos habla de un medio con constantes y profundos cambios, donde la erosión y sedimentación modifican sustancialmente la morfología de estas áreas.

Los mecanismos de transporte y sedimentación son prácticamente idénticos a los existentes en otros medios fluviales, lacustres y marinos. En los canales fluvioglaciares son frecuentes los ripples, dunas y estratificación cruzada en depósitos de tamaño arena. Éstas alternan con gravas generadas cuando el poder de la corriente es mayor. La clasificación de los depósitos se produce sobre todo por las variaciones estacionales y anuales y en menor grado por las diurnas. Las partículas de tamaño limo y arcilla se transportan a mayores distancias, depositándose generalmente en ambientes glaciolacustres y glaciomarinos (Price, 1973).

La sedimentación lacustre se realiza en lagos subglaciares, marginales y proglaciares. En ella pueden reconocerse las capas de fondo, que representan la sedimentación distal de partículas finas, y las capas frontales y de techo, que señalan aportes de material proximal más grueso.

Los depósitos de canales fluvioglaciares suelen ser más redondeados que los clastos de till, pero esta diferenciación no constituye un criterio concluyente, ya que algunos depósitos de till han podido sufrir un pequeño transporte. Por otra parte, la distribución de tamaño de las partículas es muy diferente de la que presentan los till. No es bimodal, ya que las partículas de limo y arcilla han sido exportadas, a diferencia de los till.

Los sedimentos fluvioglaciares presentan, con cierta frecuencia, deformaciones de su fábrica primitiva, que se denominan glaciotectónicas. Estas estructuras secundarias están en relación con colapsos y subsidencias debidos a la fusión de hielo enterrado bajo los depósitos, que dan lugar a estratificaciones verticalizadas, pliegues y fallas. También se reconocen estructuras diapíricas, inyecciones en dique, convoluciones, etc., en relación con sedimentos finos saturados afectados por sobrecarga (Van der Wateren, 1995).

Los depósitos fluvioglaciares pueden diferenciarse (Price, 1973) en función del medio de sedimentación, distinguiéndose los depósitos debidos a canales de agua de deshielo y aquellos originados en aguas confinadas, tales como lagos y mares. También se puede establecer una subdivisión en función de su situación respecto a la masa de hielo. Los depósitos proglaciares se sedimentan a cierta distancia del margen del hielo, generando morfologías suavizadas, y las estructuras sedimentarias no están deformadas. Aquellos que se depositan en contacto con el hielo presentan sus estructuras distorsionadas y sus formas son producidas por la masa de hielo o por asentamientos posteriores en relación con la fusión de hielo enterrado. Se clasifican además por el tipo de sedimento dominante y por la forma de la acumulación.

Los eskers (osar en Escandinavia) son cordones formados por depósitos estratificados de gravas y arenas redondeadas con algunos bloques. Su dirección es fundamentalmente paralela al rumbo regional del movimiento del hielo. Son sinuosos o rectos, con crestas afiladas o aplanadas, a veces discontinuos, con longitudes desde unos pocos metros a 400 km con hiatos (Ayiswoth y Shilts, 1989; Punkari, 1997). Su altura puede alcanzar los 200 m y su anchura 3 km. Estas dos últimas dimensiones son función de la longitud total, de tal modo que los eskers más largos suelen ser más anchos y más altos.

Los kames son pequeñas colinas constituidas por depósitos de arenas y gravas estratificadas. Su tamaño varía desde unos pocos metros a colinas cónicas de hasta 50 m de altura y 400 m de base. Se generan por sedimentación en cubetas de hielo y en cavidades supraglaciares y endoglaciares (Johnson y Menzies, 1996). El término de kame también se utiliza para describir formas elaboradas en una posición particular dentro del glaciar o a lo largo del mismo. Cuando un canal desemboca en un lago situado en la masa de hielo se forman depósitos en sus márgenes, que con el deshielo dan lugar a un delta de kame. Por acumulación de depósitos de canales que discurren entre la pared del valle y el borde lateral del hielo se originan las terrazas de kame. En éstas, el lado del depósito cerca del hielo presenta un borde escarpado por la fusión del mismo. El complejo de kames se produce por acumulación de sedimentos en depresiones supraglaciares (topografía kárstica glaciar) y posterior asentamiento por fusión del hielo. Los kames se modifican por subsidencia si tienen hielo infrayacente y se pueden generar depresiones subcirculares denominadas kettle holes (ejemplos de Islandia y de Alaska). Cuando se tiene un conjunto de pequeñas colinas asociadas a depresiones, se utiliza el término de topografía de kame y kettle, que es equivalente al complejo de kame (Gray, 1991).

La descarga de grandes volúmenes de agua desde los márgenes de las masas de hielo da lugar al transporte y sedimentación de partículas lejos de los límites del hielo en diferentes medios, generando depósitos proglaciares. En estas zonas la sedimentación fluvioglaciar es dominante, como consecuencia del descenso de la capacidad de transporte de las aguas de deshielo. La descarga va asociada a una red de canales trenzados de gran movilidad lateral que depositan gravas y arenas, constituyendo extensas llanuras deposicionales llamadas outwash o sandur (en plural, sandar) (Maizeis, 1995). Son análogos a los abanicos aluviales, pero con un gran influjo de las fuertes variaciones estacionales. El tamaño de las partículas en los sandar disminuye desde las áreas próximas al glaciar hasta las zonas distales (Boothroyd y Nummedal, 1978)). Los perfiles longitudinales son cóncavos, mientras que los transversales son, por lo general, convexos. Los valles de sandar se forman cuando están confinados por artesas glaciares, mientras que los que se desarrollan en los márgenes de los casquetes de hielo se denominan llanuras de sandar. La zona proximal de un sandur tiene pocos canales de deshielo y se caracteriza por una superficie de gravas con numerosas depresiones cerradas, resultantes de la fusión de hielo enterrado, que se conoce por los términos kettled sandar o pitted outwash (Price, 1969)). Lejos de las masas de hielo aumenta el número de canales trenzados, que son poco profundos (1-2 m), muy cambiantes y que suelen inundarse durante descargas importantes. Finalmente, la zona distal se caracteriza por la presencia de lagos proglaciares. Durante las fases de retirada del glaciar las zonas proximales de los sandar se erosionan y se desarrollan nuevos sandar a partir de los anteriores.

La presencia de lagos es muy frecuente en los medios fluvioglaciares, sobre todo en posiciones marginales y proglaciares. La descarga de materiales en los mismos da origen a playas y deltas glaciolacustres. Si el lago se drena con posterioridad, los depósitos de fondo constituyen llanuras de origen lacustre. Estos depósitos son de carácter rítmico y reflejan variaciones estacionales. Se los denomina varvas y se han utilizado en cronología absoluta con resultados muy diversos. Cada varva consta de un par formado por arena que se sedimenta en verano y limo que se deposita el resto del año. Se ha criticado el valor del método, ya que puede formarse más de un par en un solo año y en otros no depositarse ninguno por variaciones en la descarga o desviaciones de los canales que alimentan al lago (Smith et al., 1982).

Debido a que los valles tributarios quedan represados con frecuencia por el valle glaciar principal, los depósitos de morrena se interdigitan con depósitos marginales fluviales y lacustres (Bordonau, 1993).

En glaciares próximos al mar, la descarga de aguas de deshielo en estuarios, fiordos y bahías produce la acumulación de gran cantidad de sedimentos glaciares y fluvioglaciares. Si estos sedimentos emergen como resultado del levantamiento glacioisostático, que tiene lugar con posterioridad a una glaciación, dan lugar a playas y deltas levantados y lodos de fondo emergidos glaciomarinos de morfología similar a los glaciolacustres. El reconocimiento de estos depósitos como marinos se realiza por su contenido faunístico.


Aunque el curso del río está controlado por fallas, Gullfoss y su cañón deben su existencia al contraste litológico que muestra la serie estratigráfica de la zona. Esta serie se caracteriza por presentar potentes unidades sedimentarias, cada una de ellas cubierta por coladas de lava de MUESTRA algo menor.

Glosario

Arenisca

Roca sedimentaria detrítica con granos de tamaño de 2 a 1/16 mm.

Argilita

Roca sedimentaria detrítica, de grano inferior a 1/16 mm, compacta y no pizarrosa.

Conglomerado

Roca sedimentaria detrítica con granos (cantos) redondeados de tamaño superior a 2 mm.

Contraste litológico

Diferencia de dureza y resistencia a la erosión de dos capas o rocas.

Crioturbación

Deformación producida en un sedimento o suelo por la acción del hielo y el deshielo.

Disyunción columnar

Fracturación prismática de las lavas debida a la contracción térmica de la roca al enfriarse rápidamente.

Erupción subglacial

Erupción volcánica producida bajo un glaciar.

Estratificación cruzada

Conjunto de estratos cuyas superficies de contacto (planos de estratificación)están inclinados respecto a la horizontal al haberse formado por un flujo de agua o aire.

Morrena terminal

Acumulación de sedimentos depositados por un glaciar en su frente

Muro

Parte inferior de un estrato o serie sedimentaria.

Paraconglomerado

Conglomerado en los que los cantos están completamente rodeados por la matriz  (partículas más finas).

Potencia

Espesor de un estrato o serie sedimentaria.

Ripple mark

Ondulaciones en la superficie de un sedimento producidas por una corriente de agua o aire.

Serie estratigráfica

Conjunto de estratos depositados en un lugar durante un tiempo determinado.

Techo

Parte superior de un estrato o serie sedimentaria.

Tillitas

Depósitos detríticos glaciares cementados caracterizados porque las partículas están muy mal clasificadas (de tamaño arcilla hasta grandes bloques) y no poseen redondeamiento.