7.10: Erosión Glacial

Introducción

Los glaciares son muy efectivos para erosionar, transportar y depositar el lecho rocoso. ¿Cómo sabemos eso? Hay tres líneas principales de evidencia:

• Podemos ver material en transporte por los glaciares modernos. De la manera más general, ¿de dónde podría haber venido ese material? Material suelto preexistente (regolito; piedras centrales; bloques articulados); roca rocosa sólida erosionada por el glaciar; y material que cayó sobre el glaciar por la intemperie del lecho rocoso. Y vemos glaciares haciendo depósitos.
• Se observan depósitos que por excelente evidencia fueron depositados por los glaciares.
• Observamos accidentes geográficos que son el resultado de la erosión glacial.

El tema de la erosión glacial es difícil. Sabemos que sucede, pero es difícil observar cómo sucede. Muy pocos túneles han sido conducidos a la base de un glaciar para observar la erosión, y esos no han sido representativos de todos modos, en términos de profundidades y tiempos involucrados. Además, se han realizado muy pocos experimentos. Entonces hay mucha deducción y especulación, y esto puede ser muy peligroso. Y este no es un tema muy gráfico ni fotogénico.

En general se concuerda que existen dos tipos de actividad erosiva de los glaciares: la abrasión y el desplume (también llamado canteras). Estos afectan el lecho rocoso en diferentes escalas (aunque hay intergradaciones). Para cada uno, discutiré evidencias y posibles mecanismos.

Abrasión Glacial

Las herramientas (partículas de roca y minerales, grandes y pequeñas, sostenidas en la base del hielo en movimiento) pueden erosionar la superficie de la roca subyacente. Básicamente, esto implica desgastar partícula por partícula.

¿Cuál es la evidencia de que esto sucede? Principalmente estrías glaciales y harina de roca.

Las estrías glaciales, o estrías glaciales, son estrías subparalelas o surcos cortados en la base del lecho rocoso del glaciar por herramientas congeladas en el hielo basal. Son una característica muy común (aunque de ninguna manera ubicua) de las áreas glaciadas. Se encuentran comúnmente en superficies onduladas redondeadas de roca rocosa desgastada glacialmente. Hay un amplio y continuo rango de tamaño, desde microscópicos, en el extremo pequeño, hasta metros de profundidad, metros de ancho y cientos de metros de largo. (Las ranuras más grandes probablemente no fueron hechas por herramientas individuales sino por grupos de herramientas). Las estrías también están en las herramientas más grandes. A menudo, la superficie del lecho de roca muestra dos o más direcciones de intersección, lo que indica que la dirección del flujo de hielo cambió o que las herramientas se rotaron en relación con la dirección del movimiento. Las estrías más finas y delicadas se cortan en rocas suaves de grano fino pero no fracturadas como los carbonatos. Son más gruesas en rocas de grano medio a grano grueso como el granito o la arenisca. Las estrías se desgastan con bastante facilidad, por lo que es mejor que se vean poco después de que se hagan o después de que estén recién descubiertas de sedimentos superpuestos. Las estrías se conocen tanto de glaciaciones antiguas como de glaciaciones del Pleistoceno.

Si ocurre abrasión, debe haber un producto de grano fino. ¿Cuál es la naturaleza de este producto y qué le sucede? La mayor parte de lo que se produce por abrasión son fragmentos minerales, evidentemente en su mayoría menos de 100 micrómetros, y predominantemente frescos. Este material, llamado expresivamente harina de roca, se realiza en gran parte del glaciar por agua de deshielo; los arroyos glaciales tienen concentraciones de sedimentos suspendidos muy altas de gramos a decenas de gramos por litro, e incluso hasta unos pocos cientos de gramos por litro, lo que convierte a los arroyos en característico color blanquecino de leche diluida.

Se puede hacer un caso para la necesidad de la eliminación continua de los productos de abrasión de grano fino para que la abrasión continúe; de lo contrario, la interfaz hielo-roca se obstruiría con estas cosas, como papel de lija usado en exceso.
Hay dos formas de que esto suceda: se puede llevar oblicuamente hacia arriba por el flujo de hielo, en circunstancias especiales de flujo compresivo, o lo que es más importante, puede ser arrastrado por el agua de deshielo. Recuerde que en un glaciar de base cálida, aunque no se suministre agua de deshielo desde arriba, habrá una fina capa de agua que fluye, debido al calor geotérmico y la fricción, a lo largo de la base desde el derretimiento.

Las observaciones directas sobre la producción de harina de roca han sido pocas y simples. Una cosa que podrías intentar hacer es hacer marcas o agujeros en el lecho de roca cerca de la terminal y esperar la readvance y luego volver a retirarte dentro de tu vida. Esto apunta a la evidente dificultad de hacer observaciones sistemáticas. Otra dificultad más sutil es la posibilidad de meteorización del lecho rocoso antes del readvance. La observación más frecuentemente citada es un trabajo reciente que involucró hacer túneles bajo un glaciar y plantar dos losas de roca, una de mármol y otra de basalto, en la base de un glaciar activo, recuperadas después de 9.5 m de paso de hielo tachonado de herramientas sobre ellas. Ambas losas se volvieron estriadas; el mármol perdió 3 mm de espesor y el basalto perdió 1 mm.

¿Qué tal el mecanismo o mecanismos de abrasión? Probablemente muchos de ustedes hayan visto estrías, pero ¿cómo se hacen? Por el hielo arrastrando herramientas a través del lecho rocoso, dirías; sí, pero ¿en qué condiciones sucede esto?

La primera y más importante condición para la abrasión es que el hielo del glaciar tiene que estar moviéndose en la base. Eso parece significar que la abrasión es importante solo bajo hielo cálido, para lo cual hay deslizamiento basal. El hielo a base de frío se “pega” (se congela rápidamente) al lecho rocoso, por lo que no arrastra las herramientas a través del lecho rocoso. Solo si hay herramientas muy grandes que se pegan en el hielo que se mueve más rápido y se giran y empujan hacia abajo contra el lecho rocoso, puede haber abrasión en este caso. Generalmente se reconoce que la abrasión es mínima en los glaciares a base de frío, especialmente cuando están relativamente limpios.

Pero incluso en los glaciares de base cálida hay un problema considerable en mantener las herramientas en contacto con el lecho rocoso. Considera una herramienta aislada en la base del glaciar. A medida que cabalga a lo largo del lecho rocoso y ejerce una fuerza normal sobre el lecho rocoso, el lecho rocoso ejerce una fuerza normal igual y opuesta sobre la herramienta (Figura 5-34). Si hay deslizamiento basal en primer lugar, entonces el hielo en la base está en su punto de fusión de presión, y esto significa que la herramienta se retraerá lentamente en el hielo, ¡y por lo tanto deja de raspar el lecho rocoso!

Figura 7-34. Fuerzas y movimientos asociados al movimiento de una herramienta en contacto con la suela de un glaciar.

Pero invariablemente hay muchas herramientas, presumiblemente de todos los tamaños, empacadas cerca de la base del glaciar. Las herramientas más altas tienden a sujetar herramientas más bajas a la base. Recuerde que el hielo también está ejerciendo fuerzas de tracción sobre las herramientas para mantenerlas avanzando contra la resistencia tangencial de la suela del lecho rocoso. Imagine una herramienta grande, siendo empujada hacia adelante por el hielo, y a su vez empujando una herramienta más pequeña hacia abajo sobre el lecho rocoso (Figura 5-35): esto produce una fuerza abrasiva muy grande en un área pequeña durante mucho tiempo, porque la herramienta grande se retrae solo muy lentamente, dada su área grande y relativamente pequeño contacto hielo—roca fuerza.

Figura 7-35. Una gran herramienta presionando sobre una pequeña herramienta en contacto con la suela de un glaciar.

Pero, ¿por qué no se alcanzaría finalmente una condición en la que todas las herramientas hayan alcanzado un estado de retracción? Parece que esto tiene que suceder, eventualmente. Por lo que para continuar con la abrasión se necesita un mecanismo de reposición de herramientas en la base del glaciar.

Otra cosa para recordar es que las propias herramientas se desgastan aproximadamente tan rápido como el lecho rocoso, si las dos son de aproximadamente la misma resistencia a la abrasión. (Si la herramienta es más blanda que el lecho rocoso, el lecho rocoso tiende a desgastar las herramientas, mientras que si el lecho de roca es más suave que la toma, entonces la herramienta tiende a desgastar el lecho rocoso).

Así que las herramientas se agotan progresivamente, y hay que abastecer de alguna parte otras nuevas. Probablemente la abrasión más eficaz ocurre en una situación en la que los fragmentos se incorporan a la base de hielo extrayendo en algún lugar y luego llevados hacia abajo del glaciar para desgastar rocas más blandas.

Todo el campo de la micromecánica de abrasión se encuentra (como se puede ver) en un estado muy especulativo. Está maduro para una mayor observación, experimentación y trabajo teórico. (Pero hay dificultades con los tres).

Las estrías te indican la orientación del movimiento del hielo en el momento en que fueron cortadas. Desafortunadamente no te dan la dirección así como la orientación del movimiento: algunos son asimétricos de una manera, otros asimétricos en la otra dirección. Una cosa obvia es mapear las orientaciones de las estrías sobre grandes áreas para tener una idea de los patrones de movimiento de los glaciares. Esto se ha hecho muchas veces (la Figura 5-36 es un buen ejemplo), y los resultados son valiosos.

Figura 7-36. Mapa de estrías glaciares en Nueva Inglaterra, compilado a partir de muchas fuentes. (De Flint, 1971.)

Pero hay algunos problemas y limitaciones graves:

• Comúnmente hay variaciones locales muy fuertes en la orientación debido a la topografía local. Entonces, o tienes que hacer mapas muy detallados o hacer algún promedio. Las estrías indican que el flujo puede estar localmente a 90° con respecto al flujo principal en pequeños canales orientados a través del movimiento del hielo, o incluso “remolinos” en cavidades.
• Las direcciones del movimiento del hielo pueden cambiar con el tiempo a medida que la geometría de las capas de hielo y los casquetes de hielo cambia a medida que se enceran En particular, puede haber una inversión casi completa si se desarrolla una capa de hielo alejada en un área localmente más alta durante el retroceso general de una capa de hielo (Figura 7-37). Esto parece haber ocurrido en Norteamérica justo al sur de la depresión de San Lorenzo.

Figura 7-37. Reversión de las direcciones del flujo de hielo a medida que una capa de hielo se retira más allá de una superficie terrestre alta.

Un punto relacionado a recordar es que las estrías registran solo la última abrasión, y esto podría ser radicalmente diferente en orientación a la abrasión anterior, y quizás más importante, a la abrasión. Probablemente sea típico que el último movimiento de hielo no sea representativo del movimiento principal de hielo.

Por último, otro punto importante es que se han observado estrías en superficies rocosas producidas por varios otros mecanismos:

• hielo a la deriva (témpanos o témpanos de hielo)
• flujos de escombros
• deslizamientos de nieve y avalanchas

Y desafortunadamente no se puede decir qué mecanismo con solo mirar las estrías. Sin embargo, generalmente se dispone de otras pruebas.

Otra característica abrasional menor a menudo discutida en la literatura son las grietas por fricción. Estos son de varios tipos característicos, todos ellos aparentemente producidos por las fuerzas normales y tangenciales ejercidas cíclicamente por las herramientas sobre el lecho rocoso en puntos regularmente espaciados en la dirección aguas abajo. Estas grietas se producen en trenes análogos a las marcas de chatter producidas en ciertas operaciones de mecanizado, y probablemente sean una manifestación de fricción de deslizamiento.

Algunas de estas grietas por fricción muestran la eliminación de material de la superficie del lecho rocoso; si son cóncavas ascendentes se llaman gubias de media luna, y si son convexas hacia arriba glaciares se llaman fracturas lunadas. Otras, llamadas fracturas de media luna, no muestran extracción de material de la superficie del lecho rocoso; estas son casi siempre (¿o incluso siempre?) Glaciar convexo.

Los controles sobre la geometría y el espaciado de las grietas por fricción no están claros. Se han realizado algunos experimentos de rayado de vidrio óptico con bolas de acero para simular, crudamente, las condiciones en las que se realizan las grietas por fricción. A partir de estos experimentos se sabe de manera general que las fracturas de media luna se producen cuando no hay rodadura, y las gubias de media luna se producen cuando hay rodadura. En cualquier caso, es claro que las grietas por fricción no son indicadores confiables de la dirección del movimiento del hielo.

Canteras Glaciales

La extracción glacial, el desplume glacial y la eliminación de bloques conjuntos son términos aproximadamente equivalentes para un proceso que implica la incorporación de bloques discretos relativamente grandes delimitados por fractura en el hielo móvil en la base del glaciar. Por lo general, este proceso se ve como operando en fragmentos que son decímetros a varios metros de ancho.

La extracción glacial debe ser un modo muy importante de erosión glacial, porque ¿de qué otra manera se puede conseguir que todos los grandes fragmentos observados sean transportados en los glaciares y en los depósitos glaciares (suponiendo que hay un límite definido para el material inicialmente disponible antes de que el glaciar cubriera la zona)?

La evidencia de canteras glaciales quizás se resume mejor discutiendo lo que generalmente se considera la forma más característica de erosión glacial: la topografía de estoss-and-lee.

Tan común como las superficies simplemente desgastadas es una forma de relieve que involucra montículos o perillas de lecho rocoso en escalas de metros a decenas de metros hasta incluso algunos cientos de metros en vista en planta. Estos cerros tienen una fuerte tendencia a ser asimétricos, con lados aguas arriba suaves y moldeados en líneas de corriente y lados aguas abajo pronunciados. Los lados aguas arriba son suavemente redondeados en los grandes y estriados en los pequeños. Los lados aguas abajo son ásperos, en bloques y escarpados.

La interpretación habitual de la topografía de estoss-and-lee es que se desarrolló por erosión por hielo en movimiento, involucrando abrasión (menor) en el lado aguas arriba y (mayor) extracción en el lado aguas abajo. Por lo tanto, los patrones de unión en el lecho rocoso son importantes para controlar la forma de la topografía de los estoss-and-lee.

La topografía de STOSS-YLEE es menos buena para dar la orientación del movimiento del hielo (hasta quizás 10—20°) pero es evidencia definitiva de dirección y es menos probable que se produzca solo por la última fase de glaciación.

Existe desacuerdo en la literatura sobre si la topografía de estoss-and-lee es un aspecto transitorio o de estado estacionario de la erosión glacial.

El mecanismo para el desplume glacial en general es muy poco conocido. Un requisito obvio es la existencia de fracturas y articulaciones en el lecho rocoso. (El lecho rocoso con juntas estrechas y ampliamente espaciadas no es probable que se extraigan).

Las articulaciones y fracturas obviamente pueden ser anteriores al glaciar, ya sea porque la roca se articuló mucho antes o se fracturó justo antes. Una popular escuela de pensamiento europea sostiene que la mayoría de las canteras glaciares son el resultado de la fractura que se produce justo antes de la llegada del glaciar; la acuñación activa de heladas en un clima periglacial (es decir, cerca del glaciar) antes del glaciar en expansión prepara el camino.

Otra posibilidad interesante es que la producción de juntas es ocasionada por la presencia del propio glaciar. Las juntas de dilatación se producen a lo largo de superficies congruentes con la superficie del lecho rocoso mediante la descarga de roca suprayacente, por erosión o por medios artificiales en canteras. En canteras, a veces una cara rocosa estalla hacia afuera, produciendo tal junta de dilatación, porque la roca tiene tendencia a expandirse al descargarse. Algunos trabajadores piensan que tales juntas de dilatación se pueden producir debajo de un glaciar: como un glaciar erosiona la roca y llena una depresión cada vez más profunda, la presión hidrostática en la base del glaciar, aunque mayor que si el glaciar no estuviera allí, es mucho menor de lo que era antes de que la roca fuera erosionada, debido a que la densidad del hielo es mucho menor que la de la roca.

Lo que podría interpretarse como buena evidencia de ello es la existencia de juntas dilatacionales prominentes congruentes con las paredes de los principales valles glaciados profundos. (Recuerda que los valles deben haber sido producidos por el glaciar, y no solo ahí desde antes). Además, se puede hacer una comparación de las tensiones necesarias: dado un valle glaciado normalmente profundo, la descarga efectiva es de más de unos pocos cientos de metros, y se sabe que las ráfagas de roca que dan como resultado juntas dilatacionales en canteras se producen para descarga de menos de 10 m.

Todavía se necesita tener juntas perpendiculares a la superficie de la roca. Hay alguna sugerencia de estudios recientes de que el hielo glaciar en movimiento puede producir sus propias juntas de inmersión abrupta: Los datos que sustentan tal idea provienen de la medición de orientaciones conjuntas en un gran número de localidades glaciares, junto con la dirección del flujo de hielo de las estrías. Se encuentran conjuntos de juntas de cizallamiento y juntas de extensión orientadas simétricamente con respecto a la dirección de movimiento. Esto es muy sugerente, porque ¿cómo podría ser una coincidencia?

Un asunto relacionado es el de los procesos de movilización de material en el sotajo de la topografía de estoss-and-lee. ¿Qué causa la explotación de canteras ahí? Por un lado, existe la posibilidad de procesos de congelación-descongelación en la base del glaciar mismo. Observe un típico montículo de stoss-and-lee en un glaciar de base cálida (Figura 5-38). La presión local en la base es considerablemente mayor en el lado stoss que sobre el lado sotajo. (Esta diferencia de presión en realidad se ha medido). Entonces, debido a que el punto de fusión de presión del hielo disminuye con el aumento de la presión, el hielo tiende a derretirse en el lado aguas arriba, y el agua de deshielo producida fluye alrededor al lado de sotí, donde se vuelve a congelar en la región de menor presión. Si esto sucede a mayor escala, podría cortar bloques en el lado empinado de sotajo del montículo, dada la preexistencia de fracturas.

Figura 7-38. Un posible mecanismo de desplume, basado en la fusión y recongelación en respuesta al cambio en la presión sobre una perilla de roca madre en la base de un glaciar de base cálida.

¿Cuál es lo más importante cuantitativamente, la abrasión o el desplume? En general se acepta que el desplume es más importante que la abrasión. Pero la base para esta visión no es extensa.

El estudio clásico fue realizado cerca de casa por Jahns en 1943 en colinas de granito glaciadas del este de Massachusetts. Las juntas de revestimiento bien desarrolladas presumiblemente son anteriores a la glaciación y muestran la forma original de las colinas. La forma actual de cerros en relación con la forma original muestra que ha habido mucha más erosión glacial en los lados de sotajo, por desplume, que en los lados stoss, por abrasión (Figura 7-39).

Otra línea importante de evidencia radica en los perfiles largos de valles glaciados. Característicamente tales perfiles muestran escalones a gran escala, e incluso excavación de cuencas de roca profunda con hasta varios cientos de metros de cierre, ahora llenas de escombros glaciares o lagos (Figura 7-40). En el supuesto de perfiles regulares de río-valle preglaciales (una muy buena suposición), esto muestra que la tasa de erosión varía mucho de un lugar a otro. Además, los lugares donde se excavan las cuencas rocosas tienden a tener material bien articulado y, por lo tanto, se extraen fácilmente, mientras que los altos del lecho rocoso no, y por lo tanto solo están sujetos a abrasión.

Figura 7-39. Sección transversal fluvial a través de un cerro rocoso glaciado, mostrando la relación entre las juntas laminares y la topografía de la superficie terrestre.

Figura 7-40. Escalones y cuencas a lo largo del perfil longitudinal de un valle glaciado típico.

Tasas de Erosión Glacial

Sería bueno poder hacer una estimación de las tasas de erosión glacial, y luego compararlas con las tasas de erosión fluvial. Se ha hecho mucho esfuerzo en esta dirección.

Ha habido cuatro enfoques principales para este problema: 335

• Erosión de marcadores artificiales colocados debajo de un glaciar (ya mencionado). Problemas con este enfoque:

— Las escalas de tiempo son demasiado cortas.

— ¿Qué pasa con la pre-meteorización? (Pero esto es un problema sólo si el marcador se coloca en un túnel de hielo).

— ¿Qué pasa con la no uniformidad espacial? (La rejilla de muestreo tendría que cubrir un área grande.)

— Esto mide solo la abrasión, y por la naturaleza de la abrasión esto implica un área de medición demasiado pequeña.

• Medir el transporte de sedimentos en corrientes subglaciales que emergen de debajo de un glaciar de base cálida Problemas con este enfoque:

— Se necesita acumular registros de muy largo plazo y hacer observaciones muy espaciadas, ya que tales arroyos son notoriamente muy variables.

— Es difícil (o imposible) medir la carga de la cama.

— También hay que mirar las morrenas; no todos los escombros salen en arroyos (pero probablemente generalmente la mayoría, excepto en glaciares fríos).

• Reconstruir la superficie preglacial. Problemas con este enfoque:

— ¿Cómo sabes cuál era la superficie preglacial? Hay mucho desacuerdo sobre los criterios a utilizar. (Este enfoque funciona mejor en valles glaciados, pero hay problemas incluso allí).

— Los efectos de la erosión glacial son difíciles de diferenciar de la erosión fluvioglacial concurrente y la erosión fluvial durante los períodos interglaciales.

• Calcula volúmenes de deriva glacial. Problemas con este enfoque:

— Se necesita trabajar en un área muy grande.

— La deriva glacial califica hacia depósitos fluviales y marinos; ¿cómo se separa el componente glacial en esos depósitos?

— No siempre es fácil identificar la forma y profundidad de la base de la deriva.

— Se debe tomar en cuenta la erosión posterior de los yacimientos de deriva.

El método 2 es probablemente el mejor, pero solo funciona para glaciares templados (cálidos).

Algunas conclusiones muy generales:

• Los glaciares activos de los valles templados se erosionan a tasas mucho mayores que los ríos en áreas no laciadas.
• Las capas de hielo (cálidas o frías) que se movían lentamente sobre áreas de bajo relieve produjeron una erosión relativamente baja incluso en todo el Pleistoceno.

Ejemplo: la capa de hielo antártica parece ahora estar erosionándose muy lentamente. La erosión probablemente alcanzó un pico temprano, mucho antes del Pleistoceno, cuando los glaciares estaban más activos y había más material disponible, y ahora es lenta, debido a la falta de material fácilmente erosionable, régimen inactivo y base fría.

Aquí hay una discusión sobre dos temas específicos adicionales en la erosión glacial: valles glaciados y circos.

Valles glaciados. En montañas que no son principalmente obra de glaciares, los valles preexistentes se modifican durante la glaciación. En regiones de bajo relieve cubiertas por capas de hielo, a menudo valles prominentes (ahora parcialmente llenos de sedimentos o lagos) tienen una relación menos obvia con el drenaje preexistente; su posición está determinada por el drenaje preexistente, pero los valles se diferencian más a medida que el glaciar explota roca débil. Los Finger Lakes del estado de Nueva York son un excelente ejemplo de este último efecto.

El perfil transversal de los valles glaciados es comúnmente en forma de U: paredes laterales muy empinadas o casi verticales, y fondo suavemente redondeado. En algunos casos incluso hay un buen ajuste parabólico. Los valles nonglaciados (arroyos) en regiones montañosas, por otro lado, suelen tener forma de V. Los valles glaciados tienen paredes laterales mucho más pronunciadas. Ver Figura 7-41.

Figura 7-41. Secciones transversales a través de A) un valle no glaciado (en forma de V) y B) un valle glaciado (en forma de U).

El cambio de un valle de arroyo en forma de V a un valle de arroyo en forma de U podría ser simplemente por ensanchamiento, o por ensanchamiento y profundización. Por lo general, parece haber tanto ensanchamiento como profundización. Evidencia:

• Valles tributarios colgantes (Figura 7-42), que aunque glaciados tuvieran mucha menos erosión glacial. Muy común.
• El perfil largo muestra escalones y cuencas de roca, ya ilustradas.

Figura 7-42. Dibujos animados de un callejón colgante.

¿Por qué un glaciar desarrolla un valle en forma de U? Esto es difícil de responder. En la literatura se mencionan comúnmente dos posibilidades:

• Concentración de nivación (ver abajo) en las partes bajas de los valles, ya que el glaciar que se aproxima debilita las rocas para su remoción

• Desarrollo de articulaciones de dilatación, especialmente en partes inferiores del valle, donde el hielo es más grueso.

Ambos efectos tenderían a actuar más en partes inferiores del perfil del valle.

Cirques. Un circo es una cuenca redondeada, parcialmente encerrada por acantilados empinados, cortada en una ladera de montaña. Los circos son sobre circulares, o al menos bastante equidimensionales, en planta. Su tamaño va desde decenas de metros hasta varios kilómetros de ancho. Se pueden ubicar ya sea en las cabezas de los valles glaciales o de manera independiente como indentaciones en pendientes lisas. Los circos pueden tener o no (o haber tenido) un glaciar en ellos.

Se pueden formar pequeños circos sin la presencia de un glaciar (Figura 7-43). Piensa en un primer banco que ocupa una ligera depresión preexistente o una mancha sombreada. Los ciclos de congelación-descongelación en la estación cálida dan como resultado el acuñamiento de las heladas, y luego este material se mueve cuesta abajo mediante una combinación de desperdicio de masa y escorrentía superficial (Esta combinación de congelación-descongelación y desperdicio masivo se llama nivación). Esto da como resultado un pequeño cirque. En un circo tan pequeño, un firn banco actúa como fuente pasiva de agua.

Figura 7-43. Etapa temprana en el desarrollo de un cirque.

Si el primer banco se hace lo suficientemente grande, se forma un pequeño glaciar (llamado glaciar circo). Entonces el hielo en movimiento puede agrandar el cirque a un tamaño mucho mayor. Los circos más grandes tienden a tener una cuenca de roca (a menudo ocupada por un lago después de que el hielo se derrite, llamado Tarn, y un alféizar en el borde de la pendiente descendente (en parte roca, en parte morrena). Por supuesto, los grandes circos se adentran en las empinadas cabezas de anfiteatro de los principales valles glaciados. Los glaciares circos suelen tener forma de media luna, y se mueven de manera característicamente rotacional (ver Figura 7-44, que muestra los resultados del estudio detallado de un glaciar cirque convenientemente pequeño y bastante regular en Noruega). Observe la base de arco casi circular, la superficie casi plana y el movimiento fuertemente rotacional. El glaciar consiste en una serie de capas de hielo separadas por discontinuidades (texturas de ablación y recubrimientos de polvo mineral-orgánico). La mayor parte del movimiento se explica por el deslizamiento rotacional alrededor de un eje horizontal, pero también hay cierta deformación de las capas anuales.

Figura 7-44. Sección transversal vertical que muestra líneas de flujo y perfiles de velocidad en un pequeño glaciar circo.

Escultura alpina

La glaciación en las zonas montañosas tiende a producir características formas de relieve esculpidas glacialmente. El ensamblaje de tales accidentes geográficos se suele denominar escultura alpina.

A medida que el clima en una zona montañosa escarpada cambia gradualmente para volverse más favorable al desarrollo de los glaciares, primero se forman pequeños glaciares circos y luego se expanden para convertirse en glaciares de valle. Las cabezas de los glaciares del valle pueden expandirse y fusionarse para formar extensos campos de nieve. Finalmente, una capa de hielo cubre la mayor parte o toda la zona montañosa, extendiéndose hacia las tierras bajas más allá. Entonces, a medida que el clima vuelve a mejorar, el proceso opera a la inversa, y los glaciares se contraen de nuevo a glaciares de valle, luego a glaciares circos, y finalmente desaparecen por completo.

La Figura 5-45 muestra la secuencia de formas de relieve esculpidas glacialmente asociadas con el ciclo de glaciación descrito anteriormente. Durante la expansión de los glaciares, los valles se profundizan y ensanchan, dejando valles en forma de U a menudo separados por columnas y áreas afiladas. Tres o más grandes circos en las cabezas de los valles glaciados pueden reunirse para picos piramidales facetados conocidos tiene cuernos.

Figura 7-45. Secuencia de formas de relieve esculpidas glacialmente asociadas al ciclo de glaciación y desglaciación de una zona montañosa.

En el momento de la máxima glaciación, gran parte o la totalidad de la antigua topografía esculpida glacialmente afilada se suaviza ya que toda el área es desgastada por el hielo en movimiento de la capa de hielo. Luego, a medida que los casquetes de hielo se vuelven a reducir a glaciares de valle y luego glaciares circos, las montañas se esculpen una vez más en los movimientos geográficos señalados anteriormente.