Periglaciarismo
Formas, estructuras y materiales de un clima extremo


Suelo escalonado periglaciar en las laderas del volcán Krafla, Islandia.
Suelo escalonado periglaciar en las laderas del volcán Krafla, Islandia.


Gutiérrez Elorza, M., (2001): "Geomorfología Climática". Ed. Omega, Barcelona.


 

Introducción

El término periglaciar fue utilizado por primera vez en 1909 por el polaco Lozinski para referirse a las condiciones climáticas y geomorfológicas de las zonas periféricas de los casquetes de hielo pleistocenos. Con posterioridad, este término se ha extendido para designar procesos y características de climas fríos, sin tener en cuenta su proximidad temporal o espacial con los glaciares. De este modo, existen extensas zonas, como Siberia oriental (Jahn, 1975), sin ninguna conexión con las áreas glaciares, en las que la actividad periglaciar es dominante. Como consecuencia, este término ha tenido usos muy diversos debido a lo impreciso de su definición, incluso se ha propuesto una alternativa al mismo introduciendo el vocablo Geocriología, muy utilizado por los investigadores rusos (Washburn, 1979). Esta ciencia se puede definir como aquella que se preocupa del estudio de los materiales terrestres que tienen temperaturas por debajo de 0°C, es decir, terrenos permanente o estacionalmente helados (Washburn, 1979; French, 1996).

Los ambientes periglaciares se caracterizan por un predominio de los ciclos de hielo y deshielo del terreno y por la existencia de un permafrost o terreno perennemente helado. Ambos o uno de ellos son comunes a todo el dominio periglaciar. Así, algunas de las formas periglaciares no están asociadas con la presencia de permafrost. El dominio periglaciar se desarrolla en las zonas polares y en áreas alpinas de latitudes medias y bajas de muchas cordilleras del mundo (Harris, 1988). Este dominio periglaciar ocupa en la actualidad una quinta parte de la superficie del globo y, en periodos fríos pleistocenos, se estima que otro 20% adicional ha experimentado condiciones periglaciares (French y Karte, 1988).

Los ambientes periglaciares presentan una amplia variedad climática, con temperaturas medias anuales próximas o muy por debajo del punto de congelación y, por lo general, con una amplitud térmica anual importante. Las precipitaciones totales anuales oscilan considerablemente de unos ambientes a otros, con valores que fluctúan entre 130 y 1400 mm para Peltier (1950) y entre 50 y 1250 mm para Wilson (1969). Tricart (1967) establece las diferenciaciones climáticas de los medios periglaciares teniendo en cuenta la combinación de la temperatura, precipitación, viento y distribución estacional. Se distinguen tres grandes tipos de climas periglaciares:

A) Climas secos con inviernos rigurosos. Se localizan en la zona subpolar del hemisferio Norte. Tienen temperaturas muy bajas en invierno, veranos muy cortos, precipitaciones débiles y vientos muy violentos. Estos climas son los que poseen un pergelisuelo actual. Por lo tanto, este tipo climático se caracteriza por un sistema morfogenético en el que existe una influencia fundamental de la helada, un papel muy reducido de las aguas de escorrentía y una importante acción del viento.

B) Climas húmedos fríos con inviernos pronunciados. Se diferencian dos tipos: ártico y de montafia. El tipo ártico tiene una influencia oceánica que se traduce en grandes irregularidades climáticas. Las temperaturas son similares al clima A pero con una menor amplitud anual, precipitaciones superiores a los 300 mm, vientos muy fuertes y existencia de permafrost. Como consecuencia, la helada es menos intensa y duradera que en A, la acción eólica se reduce por la cobertera de nieve y la arroyada es relativamente importante. El tipo de montaña se desarrolla en áreas de pradera alpina de las zonas templadas. Las temperaturas son similares al tipo ártico, pero con medias anuales más elevadas y amplitudes más pequeñas. Las precipitaciones son más importantes que en la variedad ártica. En este tipo de montaña es muy significativo el papel de la pendiente y de la exposición. Por consiguiente, en estas áreas la acción de la helada es importante, pero por lo general carecen de permafrost, la acción del viento es débil y la actividad de la escorrentía es muy manifiesta.

C) Climas con débil amplitud anual de temperaturas. Tienen una temperatura media anual próxima a los 0°C y con una amplitud térmica en torno a los 10°C. Se distinguen dos tipos: el correspondiente a islas de altas latitudes posee una marcada inestabilidad del tiempo, débil amplitud térmica y precipitaciones nivales por encima de los 400 mm que inhiben los efectos del viento. Estas características climáticas conducen a la existencia de muchos ciclos de hielo y deshielo con débil penetración en el terreno. El tipo de montañas de bajas latitudes carece de variaciones estacionales de temperatura y la amplitud diurna es muy marcada y superior a la amplitud anual. Las precipitaciones son elevadas, excepto en montañas áridas. Estos rasgos traen consigo la inexistencia de permafrost, el desarrollo de numerosos ciclos de hielo-deshielo, escasa penetración de la helada y acción del viento nula excepto en montañas áridas.

Por otra parte, el dominio periglaciar se localiza sobre dos tipos principales de vegetación, el correspondiente a los bosques subárticos o septentrionales y el relativo a la tundra ártica, lo que permite distinguir ambientes periglaciares forestales de los carentes de vegetación arbórea (French, 1996).


 

Suelos ordenados

Se trata de microformas muy llamativas de aspecto circular, poligonal y bandeado, a las que se dedicó una gran atención durante las primeras exploraciones de las áreas periglaciares, en detrimento de otro tipo de morfologías de mayor desarrollo areal (French, 1996). No son específicas de estos medios y formas similares pueden desarrollarse en otros ambientes, sobre todo en las zonas desérticas cálidas (Hunt y Washburn, 1966). Tenemos, por consiguiente, un problema de convergencia de formas o de equifinalidad, ya que distintos procesos pueden generar las mismas morfologías como respuesta a variaciones de humedad del suelo. Esto es muy importante de cara a una adecuada interpretación ambiental de formas relictas. Así, en el medio semidesértico de la depresión del Ebro y en los alrededores de Zaragoza (unos 200-300 m de altura), varios investigadores (Johnson, 1960; Brosche, 1971, 1972) interpretaron diversas estructuras en depósitos de terraza como cuñas de hielo y crioturbaciones, aunque realmente se originaron por disolución de yesos infrayacentes e hinchamiento de formaciones arcillosas, entre otros procesos (Zuidam, 1976). Las únicas morfologías que son específicas de ambientes periglaciares son las generadas por agrietamiento térmico de suelos helados, puesto que indican permafrost o frío intenso.

Los suelos ordenados periglaciares se generan en la capa activa y se clasifican, según la clásica diferenciación de Washburn (1956), por su forma geométrica en círculos, polígonos, redes, escalones y bandas. Para cada una de estas microformas se tiene en cuenta la presencia o ausencia de clasificación de las partículas del suelo. Los círculos, polígonos y redes se desarrollan fundamentalmente sobre superficies horizontales. Sus celdillas tienden a alargarse con pendientes de 20 a 7° y las formas cerradas se convierten en bandas (Sharpe, 1938; Büdel, 1960).

Los círculos tienen dimensiones comprendidas entre 0,5 y 3 m. Los carentes de clasificación presentan su parte central abombada, agrietada y desprovista de vegetación. Suelen tener un alto contenido en material fino y en sección transversal presentan estructuras que indican empuje en sus áreas centrales. Los círculos clasificados tienen un borde de piedras rodeando material más fino. Las piedras tabulares tienden a presentar el eje mayor en la vertical y paralelo al borde (Furrer, 1968). Al igual que los anteriores pueden estar solos o agrupados. Los procesos más importantes que se aducen para la génesis de los círculos son los de levantamiento diferencial y desplazamiento de masas, junto con los de clasificación (Jahn, 1975). Otras formas:

1. Suelos poligonales

Conviene diferenciar dos tipos de polígonos, los que tienen dimensiones inferiores al metro y los superiores a esta medida, ya que suelen tener un origen distinto (Washburn, 1979). Los polígonos pequeños no clasificados pueden tener como mínimo hasta 5 cm de diámetro y los grandes alcanzan dimensiones que pueden superar los 100 m. Se desarrollan sobre partículas de muy diverso tamaño y la vegetación se concentra en los bordes, enfatizando la forma poligonal. Los polígonos de cuña de hielo tienen la cuña coincidente con sus límites y su celda está levantada en periodo de crecimiento y deprimida, junto con charcas de agua, en época de extenuación (Jahn, 1972). Los bordes reflejan un comportamiento contrario. Algunos polígonos pueden presentar pequeños pingos y formas poligonales de menor tamaño en el interior de la célula principal. En los polígonos clasificados el borde está constituido por piedras que engloban material más fino. El tamaño mínimo de las formas menores es de 10 cm y el máximo de los polígonos grandes no supera los 10 m. Los clastos disminuyen de tamaño con la profundidad y, o bien se estrechan hacia abajo o, por el contrario, se ensanchan paulatinamente perdiéndose en una capa continua de clastos (Jahn, 1975). Para la génesis de un polígono el agrietamiento es fundamental. Los de mayor tamaño parece ser que se producen por agrietamiento por helada y en las formas menores el agrietamiento es por desecación o dilatación (Washburn, 1979).

Suelo poligonal junto al lago  Grenavatn, península de Reykjanes. Escala = 10 cm.
Suelo poligonal junto al lago  Grenavatn, península de Reykjanes. Escala = 10 cm.
 
Suelo poligonal junto al lago  Grenavatn, península de Reykjanes. Escala = 10 cm.

Suelo poligonal junto al lago  Grenavatn, península de Reykjanes. Escala = 10 cm.

Suelo poligonal junto al lago  Grenavatn, península de Reykjanes. Escala = 10 cm.

Lago  Grenavatn, península de Reykjanes.

 

2. Suelos almohadillados

Las redes se refieren a formas intermedias entre polígonos y círculos, pudiendo estar o no clasificados. Una forma que se engloba en este grupo es el césped almohadillado. Son formas alomadas provistas de vegetación, con diámetros máximos de 1-2 m y alturas en torno a los 50 cm. En su interior se reconocen crioturbaciones. Se desarrollan por encima del límite de crecimiento de los árboles y su origen parece estar en relación con el desplazamiento de masas (Schunke y Zoltai, 1988).

Campo termal de Leirhnjúkur, Krafla.
Campo termal de Leirhnjúkur, Krafla.
 
Campo termal de Leirhnjúkur, Krafla. Campo termal de Leirhnjúkur, Krafla. Prox. glaciar Kvíárjökull.
Campo termal de Leirhnjúkur, Krafla. Prox. glaciar Kvíárjökull.

 

3. Suelos escalonados

Otro tipo de suelo ordenado son los escalones, que se localizan en laderas de 3-20° de inclinación formando bancos en las mismas. Los escalones carentes de clasificación presentan un borde con vegetación, mientras que en los clasificados su frente es de clastos con disposición imbricada (Sharp, 1942a). Los escalones no clasificados derivan muy posiblemente de césped almohadillado y los clasificados de círculos y polígonos clasificados (Washburn, 1979). Su origen parece estar relacionado fundamentalmente con el movimiento diferencial de masas.
 

Suelo escalonado periglaciar en las laderas del volcán Krafla, Islandia.
 
Suelo escalonado periglaciar en las laderas del volcán Krafla, Islandia.

Suelo escalonado periglaciar en las laderas del volcán Krafla, Islandia.

Suelo escalonado periglaciar en las laderas del volcán Krafla, Islandia.

Diversos aspectos de suelos escalonados en la zona de Krafla.

 

4. Suelos estriados

Las bandas o suelos estriados están constituidos por un conjunto de franjas paralelas a la línea de máxima pendiente de la ladera. Los suelos estriados no clasificados están formados por bandas con vegetación que alternan con otras en las que la cubierta vegetal es escasa o inexistente. En las bandas clasificadas la alternancia se produce entre franjas de clastos y otras de material fino. Por lo general suelen ser rectas y alcanzan hasta los 120 m de longitud (Washburn, 1969). Los ejes mayores de los clastos están en el plano vertical y paralelos a la banda. El tamaño de los clastos diminuye con la profundidad y la clasificación penetra como máximo hasta un metro. Los polígonos clasificados, a partir de 2° de pendiente (Collard, 1973), se convierten paulatinamente en bandas clasificadas como consecuencia del sellado de las caras del polígono, perpendiculares a la pendiente, por movimiento de masas (Furrer, 1968).

 

  Lago  Grenavatn, península de Reykjanes.  

Aunque se han llevado a cabo consideraciones sobre la génesis de los suelos ordenados periglaciares, su origen es problemático. No hay duda de que los suelos ordenados son poligenéticos, por lo que formas similares pueden deberse a diferentes procesos genéticos. Además, la actividad de algunos procesos puede producir formas distintas (Washburn, 1979). Todo ello indica que, a pesar de la gran literatura existente sobre esta temática, el origen de los suelos ordenados periglaciares permanece lleno de interrogantes.

 

Acción de la helada

Levantamiento

Durante la helada se producen en el suelo presiones en todas las direcciones, pero los movimientos en el mismo se manifiestan por una componente vertical, denominada levantamiento, y otra horizontal, conocida por traslación (Eakin, 1916). La acción de la primera es más importante que la segunda. La magnitud del levantamiento se ha medido en campo introduciendo estacas y varillas a diferentes profundidades. El máximo levantamiento tiene lugar en zonas con abundante humedad y durante el otoño, después del aumento de humedad resultante de la fusión estival. Las estacas insertadas han experimentado diferentes grados de levantamiento e incluso han podido ser expulsadas. Son normales valores de 1-5 cm/año, aunque se han obtenido cifras mucho mayores (French, 1996). Por otro lado, el levantamiento aumenta con la profundidad hasta unos 30 cm y se produce fundamentalmente en la parte superior de la capa activa, ya que la inferior se comporta pasivamente con respecto a la actividad de la helada.  El levantamiento de cantos rodeados de partículas más finas es muy frecuente en las áreas períglaciares y los experimentos indican que las piedras de mayor tamaño se mueven más rápidamente hacia arriba que las pequeñas (Corte, 1969; 1971). Además, las piedras de forma tabular se disponen en posición de canto, ya que tienden a situar su eje mayor perpendicular a la superficie de enfriamiento (Schunke, 1974), tal como se ha demostrado en experiencias de laboratorio (Kaplar, 1965). Estos levantamientos de los cantos traen consigo una clasificación vertical granocreciente del suelo, fenómeno muy frecuente en muchas de las acumulaciones periglaciares.

El levantamiento por helada se explica de dos formas. La primera propone que tanto las piedras como las partículas finas del suelo se levantan a medida que se expande el suelo. Con posterioridad, en el deshielo el material fino se asienta, mientras que la base de los cantos todavía tiene hielo. Luego se funde el lenjetón de hielo y el hueco resultante de la fusión se rellena por partículas finas (hipótesis del frost-pull). Este mecanismo parece ser el más frecuente. La segunda se aplica mejor cuando los cantos están cerca de la superficie. El agua que fluye alrededor de los cantos se recoge bajo los mismos y al helarse empuja al canto hacia arriba. Los cantos tienen una conductividad térmica mayor que las partículas finas que los contienen, por lo que la base del canto alcanza antes el punto de congelación. En el deshielo el canto no vuelve a su posición inicial, debido a la componente de traslación por helada que comprime el hueco originalmente ocupado por el canto y a que durante el deshielo el material fino se desliza hacia la posición del hielo basal (hipótesis del frost-push) (Bowley y Burghardt, 1971).

Otro mecanismo de levantamiento por helada es el producido por las agujas de hielo o pipkrake, que son cristales de hielo desarrollados cerca de la superficie y perpendiculares a ella, con dimensiones que varían desde unos pocos milímetros hasta 40 cm. Son frecuentes en ambientes alpinos. En su crecimiento levantan cantos que se colapsan durante el deshielo, ejerciendo una labor de clasificación del suelo. Los nubbins son hinchamientos del terreno, de dimensiones centimétricas y de forma oval o alargada. Se cree que se originan por agujas de hielo. Los huecos alrededor de los cantos son el resultado de levantamiento por helada y posterior asentamiento durante el deshielo (Washburn, 1979).

Huecos alrededor de los cantos en un suelo arcilloso cerca de la ciudad de Húsavík.
Huecos alrededor de los cantos en un suelo arcilloso cerca de la ciudad de Húsavík.

Huecos alrededor de cantos de obsidiana y otras rocas volcánica en Krafla.
Huecos alrededor de cantos de obsidiana y otras rocas volcánica en Krafla.

Desplazamiento de masas

Consiste en la transferencia de material dentro del suelo como consecuencia de la acción de la helada. Los movimientos de las partículas tienen lugar fundamentalmente en la vertical, aunque también existen desplazamientos laterales. Se aducen numerosos mecanismos para estas movilizaciones de material en el suelo, pero la causa principal parece ser la presión criostática (Washburn, 1956). Ésta se debe a la propagación de presiones resultantes de la congelación a partes de suelo no helado, que están situadas entre el frente de congelación y el techo del permafrost. Durante el otoño comienza la congelación de la superficie del suelo y a medida que el invierno se aproxima el frente de congelación va penetrando en el suelo infrayacente. Como el contenido en humedad del mismo es variable, la congelación se produce desigualmente y como consecuencia se generan diferentes expansiones volumétricas en el paso de agua a hielo. Las presiones originadas son elevadas y se transmiten al agua atrapada en los poros del suelo no helado, que puede alcanzar la licuefacción, y hacia la superficie donde se producen elevaciones domáticas en el terreno. Las experiencias de laboratorio confirman la generación de estas altas presiones (Corte, 1969; Pissart, 1970).

Se considera que estas presiones criostáticas son la causa fundamental del origen de las crioturbaciones o involuciones periglaciares (Sharp, 1942b), aunque se contemplan también otras causas para su origen. Éstas son estructuras caóticas reflejadas en sección por pliegues disarmónicos, inyecciones diapíricas y fallas, desarrolladas durante la congelación del suelo en zonas estacionalmente heladas. Conviene señalar que las involuciones se reconocen en otras zonas morfoclimáticas, fundamentalmente áridas, pero los mecanismos que dan lugar a expansiones diferenciales del suelo son evidentemente distintos de los invocados en el dominio periglaciar (French, 1996).

Crioturbación en un suelo junto a la crta. N1, próximo al río Ysta-Rjúkandi, Islandia NE.
Crioturbación en un suelo junto a la crta. N1, próximo al río Ysta-Rjúkandi, Islandia NE.

 

Agrietamiento por helada

Se produce por contracción térmica al disminuir la temperatura de los suelos helados. Éstos se comportan como un sólido rígido y con el descenso de temperatura se generan fisuras o grietas de helada, que suelen agruparse en sistemas poligonales de cuatro, cinco o seis lados (Lachenbruch, 1962).

Se diferencian dos tipos fundamentales de grietas de helada. Las rellenas de hielo o cuñas de hielo que crecen por adición de nieve, agua percolante, agua subterránea y vapor de agua al interior de las grietas. Son típicas de ambientes húmedos y requieren ciertas condiciones de temperatura para su conservación y crecimiento. En Alaska el límite meridional de las cuñas de hielo activas corresponde a  una temperatura media del aire de -6 a -8°C (Péwé, 1966). Cuando desaparecen por deshielo se rellenan de detritos y estos moldes de cuñas de hielo son gran valor como indicadores paleoclimáticos. En ambientes secos y con precipitaciones inferiores a 100 mm, la carencia de humedad imposibilita el relleno de hielo de las cuñas y, en estas circustancias, pueden rellenarse por arena de procedencia eólica y otros detritos. Tenemos entonces cuñas de arenas (Péwé, 1959; Jahn, 1975). El significado paleoclimático es similar al de las cuñas de hielo puesto que son iguales genéticamente.

Grietas de helada en un suelo arcilloso de Krafla.
Grietas de helada en un suelo arcilloso de Krafla.

 

Gelifracción

La Gelifracción es el proceso de meteorización más importante de las zonas periglaciares. También se denomina gelivación y crioclastia. El agua al congelarse aumenta aproximadamente su volumen en un 9% y la roca se rompe cuando se supera la resistencia a la tensión. Si el agua se hiela en un espacio confinado se ejercerán grandes presiones sobre la roca encajante. Sin embargo, la acción de la helada nunca es totalmente confinada, ya que el agua al helarse en una grieta puede extruir y sólo parte de la expansión se utiliza en disgregar la roca (Ollier, 1975). La rotura produce clastos angulosos o gelifractos, pero también tiene lugar una desintegración granular. Esta rotura mecánica de las rocas es un importante agente geomorfológico, como lo indican los campos de bloques existentes sobre superficies aplanadas y las potentes y extensas acumulaciones de gelifractos en laderas de áreas montañosas. El máximo efecto de la crioclastia se produce en primavera, cuando el agua resultante de la fusión nival penetra en las grietas y se congela con posterioridad. La continua producción de gelifractos trae consigo el retroceso de las paredes rocosas, que según experiencias de campo varía entre 0,3 mmlaño en Spitsbergen (Jahn, 1976) y 2,5 mm/año en los Alpes suizos (Barsch, 1977a).

La efectividad de la gelifracción depende del contenido de agua y del tipo de roca. Las rocas ígneas experimentan una menor desintegración que las pizarras. Esto está en relación con las caracteríticas estructurales, fundamentalmente con la densidad de planos de fisibilidad del macizo rocoso. En el caso de sedimentos la gelifracción depende de la porosidad (French, 1996).

Se han llevado a cabo numerosas experiencias sobre meteorización criogénica para distintos tipos de rocas sometidas a diferentes condiciones. Las realizadas sobre esquistos (Lautridou, 1988) señalan que tiene lugar una mayor fragmentación del material cuando aumenta la intensidad de la helada, que trae consigo un efecto de fatiga de la roca por el intenso enfriamiento. Igualmente, se produce un incremento en la desintegración por crioclastia cuando aumenta el número de ciclos de hielo-deshielo, al igual que una disminución de la mediana con el tiempo.

Acumulación de gelifractos en las proximidades del lago Fjallsárlón, junto al glaciar Fjallsjökull. Escala = 10 cm.
Acumulación de gelifractos en las proximidades del lago Fjallsárlón, junto al glaciar Fjallsjökull. Escala = 10 cm.
 
Prox. lago Fjallsárlón, junto al glaciar Fjallsjökull. Prox. lago Fjallsárlón, junto al glaciar Fjallsjökull. Canto gelifractado en las prox. del glaciar Breiðamerkurjökull.
Prox. lago Fjallsárlón, junto al glaciar Fjallsjökull. Canto gelifractado en las prox. del glaciar Breiðamerkurjökull.

 

Canchales y conos de derrubios

Son acumulaciones de ladera más o menos continuas de clastos angulosos, que aun siendo muy frecuentes en ambientes periglaciares, sobre todo de áreas alpinas, también se localizan en otros medios climáticos, en especial en desiertos cálidos. Los canchales son mantos de derrubios que recubren las laderas, principalmente en sus partes medias y bajas, y estos clastos proceden de las áreas escarpadas superiores constituidas por rocas resistentes. Su potencia puede ser pelicular aunque en ocasiones alcanzan 30 m de espesor (Brunner y Scheidegger, 1974). Los perfiles de estas acumulaciones son por lo general cóncavos y tienen una mayor inclinación en la parte superior. La pendiente del canchal corresponde a la del ángulo de reposo del material más grueso depositado y oscila entre 25° y 40º (French, 1996). Si el canchal tiene una gran longitud se puede observar una clasificación de los clastos, estando los de menor tamaño en la parte superior y los mayor en la zona más baja, como consecuencia de su mayor energía cinética (Washburn, 1979). Los clastos alargados tienden a presentar su eje mayor paralelo a la pendiente de la ladera.

La rotura de las rocas situadas en el escarpe superior puede producirse por varios mecanismos, aunque en los ambientes periglaciares la crioclastia es el proceso dominante. Los gelifractos resultantes se movilizan ladera abajo y esta continua exportación lleva consigo la retirada del escarpe. La velocidad de retroceso depende del tipo de roca y de su estructura y es del orden de 1 mm/año en Laponia y Spitsbergen (Rapp, 1957) o 1-3 mm/año en Gran Bretaña (Ballantyne y Kirkbride, 1987). Los clastos se movilizan en el canchal por rodadura, creep y en ocasiones por pequeños deslizamientos. El movimiento se localiza en el medio metro superior del canchal y su velocidad es muy variable y fluctúa entre 1 y 500 cm/año (Washburn, 1979).

Cuando los fragmentos rocosos resultantes de la gelivación se canalizan, van produciendo en su transporte una hendidura en el sustrato, que a veces utilizan las avalanchas de nieve y/o roca. El material movilizado se deposita finalmente dando origen a conos de derrubios de perfil manifiestamente convexo. Estos conos frecuentemente coalescen con otros laterales, adquiriendo en ocasiones morfologías similares a los canchales.

 

Canchales y conos aluviales en Hornafjörður.
 
Canchal en Hvalnes.

Cono de derrubios en Skarðsfjörður.

Conos de derrubios en Álftafjörður.

Canchal en Hvalnes. Cono de derrubios en Skarðsfjörður. Conos de derrubios en Álftafjörður.

 

Solifluxión

La solifluxión es uno de los procesos más generalizados de las zonas periglaciares. Se trata de un flujo lento de detritos empapados de agua, pero este flujo no es específico de estos ambientes y para diferenciarlo se utiliza el término gelifluxión para las áreas de suelo helado (Baulig, 1957). Asociado a la misma está el creep de helada que resulta del desplazamiento del suelo al dilatarse perpendicularmente durante la helada y asentarse en el deshielo (Washburn, 1967). Se distinguen tres tipos de movimientos. El primero, el creep de helada potencial que está en relación con el levantamiento por helada del suelo. El suelo se expande perpendicularmente a la ladera, ya que ésta es la superficie de enfriamiento (Taber, 1929). La gelifluxión es otro componente y el movimiento retrógradose opone a los anteriores y se debe a la cohesión e interferencia de unas partículas con otras (Davison, 1889). Estos movimientos actúan conjuntamente, pero la gelifluxión suele ser el proceso dominante, por lo que a los modelados resultado de esta actividad se les llama de gelifluxión.

Los movimientos diferenciales que experimentan los depósitos de ladera en su desplazamiento hacia el valle, como consecuencia de la acción conjunta de los procesos de creep de helada y gelifluxión, dan lugar a diversas morfologías que se diferencian por su geometría (Washburn, 1979). Las hojas de gelifluxión son láminas con un borde frontal generalmente festoneado. Pueden comenzar a formarse sobre pendientes muy bajas, en torno a 1-3°. Los bancos de gelifluxión se caracterizan por su forma de terraza y la dimensión mayor de los mismos tiende a ser paralela a las curvas de nivel. Los lóbulos de gelifluxión presentan morfología linguoide con anchuras de 30-50 m y junto con los bancos se localizan hasta inclinaciones de 20-25°. La velocidad de movimiento en el centro del lóbulo es superior a la de los márgenes. Si los depósitos de gelifluxión se alargan considerablemente en el sentido de la máxima pendiente, se utiliza el término de regueros de solifluxión para diferenciarlos. En ocasiones, en verano estas masas (con características de debris fiow) se deslizan sobre el hielo glaciar que se encuentra en superficie en el punto de fusión, lo que favorece el deslizamiento basal.

Todas estas formas se desarrollan mejor en zonas de escasa vegetación y también, por lo general, en laderas orientadas al sol, en las que una mayor radiación solar acelera el deshielo. Los depósitos de gelifluxión suelen ser heterométricos y algunos presentan una burda estratificación. Los clastos son angulosos y su fábrica se caracteriza por presentar los ejes mayores de los fragmentos orientados en la dirección del movimiento. Estas características de los depósitos de gelifluxión pueden tenerlas también otros materiales solifluidales, originados en otras regiones morfoclimáticas, aunque los resultantes de los procesos de clima frío son más angulosos y están poco afectados por la meteorización química.

Lóbulos de solifluxión en el valle de Norðurárdalur, N Islandia.
Lóbulos de gelifluxión en el valle de Norðurárdalur, N Islandia.

Valle de Norðurárdalur.

Valle de Norðurárdalur. Prox. de Örlygshöfn, Patreksfjörður.
Valle de Norðurárdalur. Prox. de Örlygshöfn, Patreksfjörður.

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