¡Hola amigos! Hoy consideraremos la pregunta: "¿qué son los glaciares?". Son tan fríos, grandes y misteriosos, ¿qué esconden en sí mismos?

es la masa de hielo que se mueve sobre la superficie terrestre. Se forma como resultado de muchos años de acumulación, recristalización y compactación de la nieve.

La superficie total de los glaciares modernos es de unos 16,3 millones de km2. El volumen total de los glaciares es de 30 millones de km 3, ocupan alrededor del 10,5% de la superficie terrestre.

Los glaciares contienen el 69% de las reservas de agua dulce del planeta. Naturalmente, los glaciares pueden existir solo en aquellos lugares donde se observan constantemente bajas temperaturas del aire y cae una cantidad suficiente de nieve.

Estas son predominantemente regiones polares o de gran altitud. Los glaciares pueden tener la forma de un arroyo, una cúpula (escudo) o una placa flotante (en el caso de que se deslicen hacia un reservorio). Esas partes de los glaciares que se desprendieron y partieron en un viaje por mar, se llaman icebergs.

tipos de glaciares.

Los glaciares son de tres tipos: cubierta , costa afuera y montaña-valle (este tipo de glaciares está asociado a terrenos montañosos y ocupa valles con un característico perfil transversal en forma de artesa, las denominadas artesas).

A cubierta glaciar m se puede atribuir a la capa de hielo de la Antártida (más sobre la Antártida), si se considera como una capa glaciar completa. Dentro de los límites de toda la cubierta, se distinguen flujos de hielo separados, que se dirigen desde el centro del continente hacia la periferia.

Entre ellos, el más grande es el glaciar Beardmore (su ancho es de hasta 40 km y su longitud es de 200 km). Los casquetes polares del Ártico son mucho más pequeños.

estantes de hielo es una continuación flotante de los casquetes polares continentales. El más grande de ellos es la plataforma de hielo de Ross. Su superficie es de unos 487.000 km². La longitud de oeste a este es de unos 800 km, y de norte a sur, unos 850 km.

Prevaleciente en casi todas partes glaciares de montaña-valle, desde las crestas de los Andes y el Kilimanjaro en África (más sobre este continente) hasta los picos del Hindu Kush, el Himalaya, el Tien Shan y el Pamir. El glaciar Fedchenko es el más grande de los glaciares de montaña. Su superficie es de unos 700 km².

"¿Qué son los glaciares?" — Ahora bien, creo que esta cuestión se ha aclarado desde el punto de vista de la ciencia.

glaciares

glaciares

acumulaciones de hielo que se desplazan lentamente por la superficie terrestre. En algunos casos, el movimiento del hielo se detiene y se forma hielo muerto. Muchos glaciares avanzan cierta distancia hacia los océanos o grandes lagos y luego forman un frente de desprendimiento donde los icebergs se desprenden. Hay cuatro tipos principales de glaciares: capas de hielo continentales, casquetes polares, glaciares de valle (alpinos) y glaciares de estribaciones (glaciares de pie).
Los más conocidos son los glaciares laminares, que pueden cubrir completamente mesetas y cadenas montañosas. El más grande es el manto de hielo antártico con una superficie de más de 13 millones de km2, que ocupa casi todo el continente. Otro glaciar laminar se encuentra en Groenlandia, donde incluso cubre montañas y mesetas. La superficie total de esta isla es de 2,23 millones de km 2 , de los cuales aprox. 1,68 millones de km 2 están cubiertos de hielo. Esta estimación tiene en cuenta no solo el área de la capa de hielo en sí, sino también numerosos glaciares de salida.
El término "casquete de hielo" se usa a veces para referirse a una pequeña capa de hielo, pero es más correcto referirse a una masa de hielo relativamente pequeña que cubre una meseta alta o una cadena montañosa, desde la cual los glaciares del valle irradian en diferentes direcciones. Un buen ejemplo de una capa de hielo es el llamado. La meseta de Columbian Firn, ubicada en Canadá en la frontera de las provincias de Alberta y Columbia Británica (52 ° 30 "N). Su superficie supera los 466 km 2, y de ella parten grandes glaciares de valle hacia el este, sur y oeste. Uno de ellos: el glaciar Athabasca es de fácil acceso, ya que su extremo inferior está a solo 15 km de la autopista Banff-Jasper, y en verano los turistas pueden conducir un vehículo todo terreno alrededor de todo el glaciar. Los casquetes polares se encuentran en Alaska al norte del Monte St. Elijah y al este de Russell Fjord.
Los glaciares de valle, o alpinos, parten de glaciares laminares, casquetes polares y campos de abetos. La gran mayoría de los glaciares de valle modernos se originan en cuencas de firn y ocupan valles en canal, en cuya formación también podría participar la erosión preglacial. Bajo ciertas condiciones climáticas, los glaciares de valle están muy extendidos en muchas regiones montañosas del mundo: en los Andes, los Alpes, Alaska, las montañas Rocosas y Escandinavas, el Himalaya y otras montañas de Asia Central y Nueva Zelanda. Incluso en África, en Uganda y Tanzania, hay varios glaciares de este tipo. Muchos glaciares de valle tienen glaciares afluentes. Entonces, en el glaciar Barnard en Alaska, hay al menos ocho de ellos.
Otras variedades de glaciares de montaña, de circo y colgantes, en la mayoría de los casos son reliquias de una glaciación más extensa. Se encuentran principalmente en los tramos superiores de las depresiones, pero a veces se ubican directamente en las laderas de las montañas y no están conectados con los valles subyacentes, y las dimensiones de muchos son ligeramente mayores que los campos de nieve que los alimentan. Estos glaciares son comunes en California, las montañas Cascade (estado de Washington) y en parque Nacional Glacier (pc. Montana) hay unos cincuenta de ellos. Los 15 glaciares Los Colorados se clasifican como karts o colgantes, y el más grande de ellos, el glaciar Arapaho kar en el condado de Boulder, ocupa completamente el kar. La longitud del glaciar es de solo 1,2 km (y una vez tuvo una longitud de unos 8 km), aproximadamente del mismo ancho, y poder maximo estimado en 90 m.
Los glaciares del Piamonte están ubicados al pie de las laderas de montañas empinadas en amplios valles o en llanuras. Dicho glaciar puede formarse debido a la expansión de un glaciar de valle (un ejemplo es el glaciar Columbia en Alaska), pero más a menudo, como resultado de la confluencia al pie de una montaña de dos o más glaciares que descienden a lo largo de los valles. . Grand Plateau y Malaspina en Alaska son ejemplos clásicos de este tipo de glaciar. Los glaciares de Piamonte también se encuentran en la costa noreste de Groenlandia.
Características de los glaciares modernos. Los glaciares varían mucho en tamaño y forma. Se cree que la capa de hielo cubre aprox. 75% del área de Groenlandia y casi toda la Antártida. El área de los casquetes polares varía de varios a muchos miles de kilómetros cuadrados (por ejemplo, el área del casquete polar Penny en la isla de Baffin en Canadá alcanza los 60 mil km 2). El glaciar de valle más grande de América del Norte es la rama occidental de 116 km de largo del glaciar Hubbard en Alaska, mientras que cientos de glaciares colgantes y circulares tienen menos de 1,5 km de largo. Las áreas de los glaciares de pie oscilan entre 1 y 2 km 2 y 4,4 mil km 2 (el glaciar Malaspina que desciende hacia la bahía de Yakutat en Alaska). Se cree que los glaciares cubren el 10% de toda la superficie terrestre de la Tierra, pero probablemente esta cifra sea demasiado baja.
El mayor espesor de los glaciares - 4330 m - se estableció cerca de la estación de Baird (Antártida). En el centro de Groenlandia, el espesor del hielo alcanza los 3200 m. A juzgar por el relieve asociado, se puede suponer que el espesor de algunos casquetes polares y glaciares de valle es mucho más de 300 m, mientras que otros miden solo decenas de metros.
La velocidad de movimiento de los glaciares suele ser muy pequeña, unos pocos metros por año, pero aquí también hay fluctuaciones significativas. Después de varios años de fuertes nevadas, en 1937 la punta del glaciar Black Rapids en Alaska se movió a una velocidad de 32 metros por día durante 150 días. Sin embargo, un movimiento tan rápido no es típico de los glaciares. En contraste, el glaciar Taku en Alaska ha estado avanzando a una tasa promedio de 106 m/año durante 52 años. Muchos pequeños circos y glaciares colgantes se mueven aún más lentamente (por ejemplo, el glaciar Arapahoe mencionado anteriormente se mueve solo 6,3 m al año).
El hielo en el cuerpo de un glaciar de valle se mueve de manera desigual: más rápido en la superficie y en la parte axial, y mucho más lento a lo largo de los lados y cerca del lecho, aparentemente debido al aumento de la fricción y la alta saturación de material clástico en el fondo y las partes marginales del hielo. el glaciar
Todos los grandes glaciares están salpicados de numerosas grietas, incluidas las abiertas. Sus dimensiones dependen de los parámetros del propio glaciar. Hay grietas de hasta 60 m de profundidad y decenas de metros de largo. Pueden ser longitudinales, es decir, paralela a la dirección del movimiento, y transversal, cruzando esta dirección. Las grietas transversales son mucho más numerosas. Menos comunes son las fisuras radiales que se encuentran en la expansión de los glaciares de piedemonte y las fisuras marginales confinadas a los extremos de los glaciares de valle. Aparentemente, las grietas longitudinales, radiales y de borde se formaron debido a las tensiones resultantes de la fricción o la expansión del hielo. Las grietas transversales son probablemente el resultado del movimiento del hielo sobre un lecho irregular. Un tipo especial de fisuras, el bergschrund, es típico de los kars confinados a los tramos superiores de los glaciares de los valles. Estas son grandes grietas que se producen cuando un glaciar sale de una cuenca firme.
Si los glaciares descienden a grandes lagos o mares, se produce el desprendimiento de icebergs a lo largo de las grietas. Las fisuras también contribuyen al derretimiento y evaporación del hielo glacial y juegan un papel importante en la formación de kams, cuencas y otros accidentes geográficos en las zonas marginales de los grandes glaciares.
El hielo de los glaciares laminares y los casquetes polares suele ser limpio, de grano grueso y de color azul. Esto también es válido para los grandes glaciares de valle, a excepción de sus extremos, que suelen contener capas saturadas de fragmentos de roca y alternando con capas hielo puro. Tal estratificación se debe a que en invierno la nieve cae sobre el polvo y escombros acumulados en verano que caían sobre el hielo de las laderas del valle.
En los lados de muchos glaciares de valle hay morrenas laterales, crestas alargadas de forma irregular, compuestas de arena, grava y cantos rodados. Bajo la influencia de los procesos de erosión y el derrumbe de las laderas en verano y las avalanchas en invierno, una gran cantidad de diversos materiales detríticos ingresan al glaciar desde los lados empinados del valle, y se forma una morrena a partir de estas piedras y tierra fina. En los grandes glaciares de valle que reciben glaciares afluentes, se forma una morrena mediana, moviéndose cerca de la parte axial del glaciar. Estas crestas alargadas y estrechas, compuestas de material clástico, solían ser morrenas laterales de glaciares tributarios. El glaciar Coronation en la isla de Baffin tiene al menos siete morrenas medianas.
En invierno, la superficie de los glaciares es relativamente plana, ya que la nieve allana todas las irregularidades, pero en verano diversifican notablemente el relieve. Además de las fisuras y morrenas descritas anteriormente, los glaciares de los valles a menudo se diseccionan profundamente por los flujos de aguas glaciales derretidas. Los fuertes vientos que transportan cristales de hielo rompen y surcan la superficie de los casquetes polares y los casquetes polares. Si grandes rocas protegen el hielo subyacente para que no se derrita, mientras que el hielo alrededor ya se ha derretido, se forman hongos (o pedestales) de hielo. Tales formas, coronadas con grandes cantos rodados y piedras, a veces alcanzan una altura de varios metros.
Los glaciares del Piamonte se caracterizan por el carácter desigual y peculiar de la superficie. Sus afluentes pueden depositar una mezcla desordenada de morrenas laterales, medianas y terminales, entre las que se encuentran bloques hielo muerto. En los lugares donde se derriten grandes bloques de hielo, aparecen profundas depresiones de forma irregular, muchas de las cuales están ocupadas por lagos. Sobre la potente morrena del glaciar Malaspina ha crecido un bosque que cubre un bloque de hielo muerto de 300 m de espesor. Hace unos años, dentro de este macizo, el hielo comenzó a moverse nuevamente, por lo que secciones del bosque comenzaron a moverse.
En los afloramientos a lo largo de los bordes de los glaciares, a menudo se ven grandes zonas de cizallamiento, donde algunos bloques de hielo son empujados sobre otros. Estas zonas son empujes, y hay varias formas de su formación. Primero, si una de las secciones de la capa inferior del glaciar está sobresaturada con material clástico, entonces su movimiento se detiene y el hielo recién entrante se mueve hacia ella. En segundo lugar, las capas superior e interior del glaciar del valle se mueven hacia las capas inferior y lateral, ya que se mueven más rápido. Además, cuando dos glaciares se fusionan, uno puede moverse más rápido que el otro y luego también se produce un derrumbe. El glaciar Balduino en el norte de Groenlandia y muchos de los glaciares de Svalbard tienen espectaculares afloramientos de empuje.
En los extremos o bordes de muchos glaciares, a menudo se observan túneles, cortados por flujos subglaciales e intraglaciales. agua derretida(a veces con la participación de agua de lluvia) que corren por los túneles durante la temporada de ablación. Cuando baja el nivel del agua, los túneles quedan disponibles para la exploración y presentan una oportunidad única para la exploración. estructura interna glaciares Se han desarrollado túneles significativos en los glaciares Mendenhall en Alaska, Asulcan en Columbia Británica (Canadá) y Rhone (Suiza).
Formación de glaciares. Los glaciares existen dondequiera que la tasa de acumulación de nieve sea mucho más alta que la tasa de ablación (derretimiento y evaporación). La clave para comprender el mecanismo de formación de los glaciares es el estudio de los campos de nieve de alta montaña. La nieve recién caída consiste en finos cristales tabulares hexagonales, muchos de los cuales tienen una elegante forma de encaje o celosía. Los copos de nieve esponjosos que caen sobre campos de nieve perennes, como resultado del derretimiento y la congelación secundaria, se convierten en cristales granulares de roca de hielo llamados firn. Estos granos pueden alcanzar 3 mm o más de diámetro. La capa firme se parece a la grava congelada. Con el tiempo, a medida que se acumulan la nieve y el nevado, las capas inferiores de este último se compactan y se transforman en hielo cristalino sólido. Gradualmente, el espesor del hielo aumenta hasta que el hielo comienza a moverse y se forma un glaciar. La tasa de tal transformación de la nieve en un glaciar depende principalmente de cuánto excede la tasa de acumulación de nieve a la tasa de su ablación.
movimiento de glaciares observado en la naturaleza, difiere notablemente del flujo de sustancias líquidas o viscosas (por ejemplo, resinas). En realidad, se parece más a la fluidez de los metales o rocas a lo largo de numerosos pequeños planos de deslizamiento a lo largo de los planos red cristalina o a lo largo de la escisión (planos de tacos) paralelos a la base de los cristales de hielo hexagonales ( ver también CRISTALES Y CRISTALOGRAFÍA;MINERALES Y MINERALOGÍA). Las razones del movimiento de los glaciares no están completamente establecidas. Se han propuesto muchas teorías al respecto, pero los glaciólogos no aceptan ninguna de ellas como la única verdadera, y probablemente haya varias razones interrelacionadas. La gravedad es un factor importante, pero de ninguna manera el único. De lo contrario, los glaciares se moverían más rápido en invierno cuando llevan una carga adicional en forma de nieve. Sin embargo, en realidad se mueven más rápido en el verano. El derretimiento y recongelamiento de los cristales de hielo en un glaciar también puede contribuir al movimiento debido a las fuerzas de expansión resultantes de estos procesos. El agua derretida, que cae profundamente en las grietas y se congela allí, se expande, lo que puede acelerar el movimiento del glaciar en verano. Además, el agua de deshielo cerca del lecho y los lados del glaciar reduce la fricción y, por lo tanto, promueve el movimiento.
Independientemente de las causas que impulsan los glaciares, su naturaleza y resultados tienen algunas implicaciones interesantes. En muchas morrenas, hay cantos rodados glaciales bien pulidos solo en un lado, y a veces se ven sombreados profundos en la superficie pulida, orientados solo en una dirección. Todo esto indica que cuando el glaciar se movió a lo largo del lecho rocoso, los cantos rodados quedaron firmemente sujetos en una posición. Sucede que los glaciares transportan rocas cuesta arriba. A lo largo de la cornisa oriental de las Montañas Rocosas en Prov. Alberta (Canadá) tiene cantos rodados que se han movido más de 1000 km hacia el oeste y actualmente se encuentran a 1250 m por encima del punto de separación. Aún no está claro si las capas inferiores del glaciar, que se desplazan hacia el oeste y hasta el pie de las Montañas Rocosas, se congelaron hasta el lecho. Es más probable que se produjeran cizallamientos repetidos, complicados por cabalgamientos excesivos. Según la mayoría de los glaciólogos, en la zona frontal, la superficie del glaciar siempre tiene una pendiente en la dirección del movimiento del hielo. Si esto es cierto, entonces, en este ejemplo, el espesor de la capa de hielo superó los 1250 m durante 1100 km hacia el este, cuando su borde llegó al pie de las Montañas Rocosas. Es posible que alcanzara los 3000 m.
Derretimiento y retroceso de los glaciares. El espesor de los glaciares aumenta debido a la acumulación de nieve y disminuye bajo la influencia de varios procesos que los glaciólogos unen bajo el término general de "ablación". Esto incluye el derretimiento, la evaporación, la sublimación (sublimación) y la deflación (erosión eólica) del hielo, así como el desprendimiento de icebergs. Tanto la acumulación como la ablación requieren condiciones climáticas muy específicas. Las fuertes nevadas en invierno y los veranos fríos y nublados contribuyen al crecimiento de los glaciares, mientras que los inviernos con poca nieve y los veranos cálidos y soleados tienen el efecto contrario.
Con la excepción del parto del iceberg, el derretimiento es el componente más significativo de la ablación. El retroceso del final del glaciar se produce tanto como resultado de su derretimiento como, lo que es más importante, de una disminución general del espesor del hielo. El derretimiento de las partes marginales de los glaciares de valle bajo la influencia de la radiación solar directa y el calor irradiado por los lados del valle también contribuye significativamente a la degradación del glaciar. Paradójicamente, incluso durante el retroceso, los glaciares siguen avanzando. Así, un glaciar puede moverse 30 m en un año y retroceder 60 m, por lo que la longitud del glaciar disminuye, aunque sigue avanzando. La acumulación y la ablación casi nunca están en perfecto equilibrio, por lo que hay constantes fluctuaciones en el tamaño de los glaciares.
El parto en iceberg es un tipo especial de ablación. En verano, se pueden ver pequeños icebergs flotando pacíficamente en los lagos de montaña ubicados en los extremos de los glaciares de los valles, y los enormes icebergs que se han desprendido de los glaciares de Groenlandia, Svalbard, Alaska y la Antártida son impresionantes. El Glaciar Columbia en Alaska ingresa al Océano Pacífico con un frente de 1,6 km de ancho y 110 m de altura, se desliza lentamente hacia el océano. Bajo la acción de la fuerza de elevación del agua, en presencia de grandes grietas, enormes bloques de hielo se rompen y flotan, al menos dos tercios sumergidos en agua. En la Antártida, el borde de la famosa plataforma de hielo de Ross bordea el océano a lo largo de 240 km, formando una cornisa de 45 m de altura, donde se forman enormes icebergs. En Groenlandia, los glaciares de salida también producen muchos icebergs muy grandes, que son arrastrados por las corrientes frías hacia océano Atlántico donde se convierten en una amenaza para los barcos.
Edad de Hielo del Pleistoceno. La época del Pleistoceno del período Cuaternario de la era Cenozoica comenzó hace aproximadamente 1 millón de años. Al comienzo de esta era, comenzaron a crecer grandes glaciares en Labrador y Quebec (la capa de hielo de Laurentian), en Groenlandia, en las Islas Británicas, en Escandinavia, Siberia, Patagonia y la Antártida. Según algunos glaciólogos, también se ubicó un gran centro de glaciación al oeste de la Bahía de Hudson. El tercer centro de glaciación, llamado Cordillera, estaba ubicado en el centro de la Columbia Británica. Islandia estaba completamente cubierta de hielo. Los Alpes, el Cáucaso y las montañas de Nueva Zelanda también fueron importantes centros de glaciación. Se han formado numerosos glaciares de valle en las montañas de Alaska, las Cascadas (Washington y Oregón), Sierra Nevada (California) y las Montañas Rocosas de Canadá y Estados Unidos. Una glaciación similar de montaña-valle se extendió en los Andes y en las altas montañas de Asia Central. El glaciar laminar, que comenzó a formarse en Labrador, luego se movió hacia el sur hasta el estado de Nueva Jersey, a más de 2400 km de su lugar de origen, cubriendo completamente las montañas de Nueva Inglaterra y el estado de Nueva York. El crecimiento glacial también ocurrió en Europa y Siberia, pero las Islas Británicas nunca estuvieron completamente cubiertas de hielo. Se desconoce la duración de la primera glaciación del Pleistoceno. Probablemente, tenía al menos 50 mil años, y tal vez el doble. Luego vino un largo período, durante el cual la mayor parte de la tierra cubierta por glaciares se liberó del hielo.
Hubo otras tres glaciaciones similares durante el Pleistoceno en América del Norte, Europa y el norte de Asia. El más reciente de ellos en América del Norte y Europa ocurrió durante los últimos 30 mil años, donde finalmente el hielo se derritió aprox. Hace 10 mil años. A en términos generales se ha establecido el sincronismo de cuatro glaciaciones del Pleistoceno de América del Norte y Europa.
ESTRATIGRAFÍA DEL PLEISTOCENO
América del norte :: Europa Oriental
glaciación :: interglacial :: glaciación :: interglacial
Wisconsin :: :: Sierpe ::
:: Sangamon :: :: Risswürm
Illinois:: :: Riss::
:: Yarmouth :: :: Mindelriss
Kansas :: :: Mindel ::
:: Afton :: :: Gunzmindel
Nebraska:: :: Gunz::
La expansión de la glaciación en el Pleistoceno. En América del Norte, durante la máxima glaciación, las capas de hielo cubrieron un área de más de 12,5 millones de metros cuadrados. km, es decir más de la mitad de toda la superficie del continente. En Europa, la capa de hielo escandinava se extendía sobre un área superior a los 4 millones de km2. Bloqueó el Mar del Norte y se conectó con la capa de hielo de las Islas Británicas. Glaciares formados en Montes Urales, también creció y salió a las zonas de piedemonte. Se supone que durante la glaciación del Pleistoceno medio se conectaron con la capa de hielo escandinava. Las capas de hielo ocuparon vastas áreas en las regiones montañosas de Siberia. En el Pleistoceno, las capas de hielo de Groenlandia y la Antártida probablemente tenían un área y un espesor mucho mayores (principalmente en la Antártida) que las modernas.
Además de estos grandes centros de glaciación, hubo muchos pequeños centros locales, por ejemplo, en los Pirineos y Vosgos, los Apeninos, las montañas de Córcega, Patagonia (al este de los Andes del sur).
Durante el máximo desarrollo de la glaciación del Pleistoceno, más de la mitad del área de América del Norte estaba cubierta de hielo. En el territorio de los Estados Unidos, el límite sur de la capa de hielo sigue aproximadamente desde Long Island (Nueva York) hasta el centro norte de Nueva Jersey y el noreste de Pensilvania casi hasta el límite suroeste del estado. Nueva York. Desde aquí se dirige a la frontera suroeste del estado de Ohio, luego a lo largo del río Ohio hacia el sur de Indiana, luego gira hacia el norte hacia el centro sur de Indiana y luego hacia el suroeste hasta el río Mississippi, mientras que la parte sur de Illinois permanece fuera de las áreas de glaciación. El límite de la glaciación corre cerca de los ríos Mississippi y Missouri hasta la ciudad de Kansas City, luego a través de la parte este de Kansas, la parte este de Nebraska, la parte central de Dakota del Sur, la parte suroeste de Dakota del Norte hasta Montana, un poco al sur de el río Misuri. Desde aquí, el límite sur de la capa de hielo gira hacia el oeste hasta las estribaciones de las Montañas Rocosas en el norte de Montana.
Un área de 26.000 km 2 , que abarca el noroeste de Illinois, el noreste de Iowa y el suroeste de Wisconsin, se ha distinguido durante mucho tiempo como "sin rocas". Se asumió que nunca estuvo cubierto por glaciares del Pleistoceno. De hecho, la capa de hielo de Wisconsin no se extendía allí. Es posible que el hielo haya entrado allí durante glaciaciones anteriores, pero las huellas de su presencia fueron borradas bajo la influencia de los procesos de erosión.
Al norte de los Estados Unidos, la capa de hielo se extendía hacia Canadá hasta el Océano Ártico. Groenlandia, Terranova y Nueva Escocia estaban cubiertas de hielo en el noreste. En la Cordillera, los casquetes polares ocuparon el sur de Alaska, las mesetas y cadenas costeras de la Columbia Británica y el tercio norte del estado de Washington. En resumen, a excepción de las regiones occidentales del centro de Alaska y su extremo norte, toda América del Norte al norte de la línea descrita anteriormente estuvo ocupada por hielo en el Pleistoceno.
Consecuencias de la glaciación del Pleistoceno. Bajo la influencia de una enorme carga glacial, la corteza terrestre resultó estar doblada. Después de la degradación de la última glaciación, el área que estaba cubierta con la capa más gruesa de hielo al oeste de la Bahía de Hudson y el noreste de Quebec creció más rápido que la ubicada en el borde sur de la capa de hielo. Se estima que el área de la orilla norte del lago Superior está aumentando actualmente a un ritmo de 49,8 cm por siglo, y el área ubicada al oeste de la bahía de Hudson aumentará otros 240 m antes del final de la isostasia compensatoria. un levantamiento similar ocurre en la región del Báltico en Europa.
El hielo del Pleistoceno se formó a expensas del agua del océano, y por tanto, durante el máximo desarrollo de la glaciación, también se produjo el mayor descenso del nivel del Océano Mundial. La magnitud de esta disminución es un tema controvertido, pero los geólogos y oceanólogos admiten unánimemente que el nivel del Océano Mundial ha descendido más de 90 m. 90 metros
Las fluctuaciones en el nivel del Océano Mundial influyeron en el desarrollo de los ríos que desembocan en él. En condiciones normales, los ríos no pueden profundizar sus valles muy por debajo del nivel del mar, pero cuando éste disminuye, los valles de los ríos se alargan y profundizan. Probablemente, el valle inundado del río Hudson, que se extiende sobre la plataforma por más de 130 km y termina a profundidades de aprox. 70 m, formado durante una o más glaciaciones importantes.
La glaciación ha afectado el cambio en la dirección del flujo de muchos ríos. En tiempos preglaciales, el río Missouri fluía desde el este de Montana hacia el norte hasta Canadá. El río North Saskatchewan una vez fluyó hacia el este a través de Alberta, pero luego giró bruscamente hacia el norte. A raíz de la glaciación del Pleistoceno se formaron mares y lagos interiores, y aumentó la superficie de los que ya existían. Debido a la afluencia de aguas glaciales derretidas y fuertes lluvias, el lago. Bonneville, Utah, de los cuales el Big Lago salado. El área máxima del lago. Bonneville superó los 50 mil km2 y la profundidad alcanzó los 300 m Los mares Caspio y Aral (esencialmente grandes lagos) tenían áreas mucho más grandes en el Pleistoceno. Aparentemente, en Würm (Wisconsin), el nivel del agua en el Mar Muerto era más de 430 m más alto que el actual.
Los glaciares de valle en el Pleistoceno eran mucho más numerosos y más grandes de lo que son ahora. Había cientos de glaciares en Colorado (ahora 15). El glaciar moderno más grande de Colorado, el Arapahoe, tiene 1,2 km de largo, y en el Pleistoceno, el glaciar Durango en las montañas de San Juan en el suroeste de Colorado tenía 64 km de largo. La glaciación también se desarrolló en los Alpes, los Andes, el Himalaya, Sierra Nevada y otros grandes sistemas montañosos del globo. Junto con los glaciares del valle, también había muchos casquetes polares. Esto se ha demostrado, en particular, para las cadenas costeras de la Columbia Británica y los Estados Unidos. En el sur de Montana, en las montañas Bartus, había una gran capa de hielo. Además, en el Pleistoceno existieron glaciares en las Islas Aleutianas y Hawái (Mauna Kea), en las Montañas Hidaka (Japón), en la Isla Sur de Nueva Zelanda, en Tasmania, en Marruecos y las regiones montañosas de Uganda y Kenia. en Turquía, Irán, Svalbard y Franz Josef Land. En algunas de estas áreas, los glaciares todavía son comunes en la actualidad, pero, como en el oeste de los Estados Unidos, eran mucho más grandes en el Pleistoceno.
ALIVIO GLACIAR
Relieve de exaración creado por glaciares laminares. Poseyendo considerable espesor y peso, los glaciares producían un poderoso trabajo de exasperación. En muchas localidades, destruyeron toda la cubierta del suelo y parcialmente los depósitos sueltos subyacentes y abrieron profundos huecos y surcos en el lecho rocoso. En el centro de Quebec, estos huecos están ocupados por numerosos lagos poco profundos alargados. Se pueden rastrear surcos glaciales a lo largo de la Carretera Transcontinental Canadiense y cerca de la ciudad de Sudbury (provincia de Ontario). Las montañas de Nueva York y Nueva Inglaterra fueron aplanadas y preparadas, y los valles preglaciales que existían allí fueron ensanchados y profundizados por los flujos de hielo. Los glaciares también han expandido las cuencas de los cinco Grandes Lagos de los Estados Unidos y Canadá, y las superficies rocosas se han pulido y rayado.
Relieve glacial-acumulativo creado por glaciares laminares. Las capas de hielo, incluidas las laurentinas y escandinavas, cubrían un área de al menos 16 millones de km 2 y, además, miles de kilómetros cuadrados estaban cubiertos de glaciares de montaña. Durante la degradación de la glaciación, todo el material detrítico erosionado y desplazado en el cuerpo del glaciar se depositó donde se derritió el hielo. Por lo tanto, vastas áreas resultaron estar llenas de rocas y escombros y cubiertas con depósitos glaciares de grano más fino. Hace mucho tiempo, se encontraron rocas de composición inusual esparcidas por la superficie de las Islas Británicas. Al principio se asumió que fueron traídos por las corrientes oceánicas. Sin embargo, más tarde se reconoció su origen glacial. Los depósitos glaciares comenzaron a subdividirse en morrena y sedimentos clasificados. Las morrenas depositadas (a veces denominadas labranzas) incluyen cantos rodados, escombros, arena, marga arenosa, marga y arcilla. Quizás el predominio de uno de estos componentes, pero la mayoría de las veces la morrena es una mezcla no clasificada de dos o más componentes y, a veces, se encuentran todas las fracciones. Los sedimentos ordenados se forman bajo la influencia de las aguas glaciales derretidas y componen llanuras glaciales de agua de lavado, arenas de valle, kams y ozes ( vea abajo), y también llenan las cuencas de los lagos de origen glaciar. A continuación se consideran algunos accidentes geográficos característicos de las áreas de glaciación.
morrenas principales. La palabra "morena" se aplicó por primera vez a las crestas y colinas, compuestas de cantos rodados y tierra fina, y que se encuentran en los extremos de los glaciares de los Alpes franceses. La composición de las morrenas principales está dominada por el material de las morrenas depositadas, y su superficie es una llanura accidentada con pequeñas colinas y crestas. diferentes formas y tamaño y con numerosas cuencas pequeñas llenas de lagos y pantanos. El espesor de las morrenas principales varía mucho según la cantidad de material que trae el hielo.
Las principales morrenas ocupan vastas áreas en los EE. UU., Canadá, las Islas Británicas, Polonia, Finlandia, el norte de Alemania y Rusia. Los alrededores de Pontiac (Michigan) y Waterloo (Wisconsin) se caracterizan por paisajes de la morrena principal. Miles de pequeños lagos salpican la superficie de las principales morrenas de Manitoba y Ontario (Canadá), Minnesota (EE. UU.), Finlandia y Polonia.
morrenas terminales forman poderosos cinturones anchos a lo largo del borde de la lámina glaciar. Están representados por crestas o colinas más o menos aisladas de hasta varias decenas de metros de espesor, hasta varios kilómetros de ancho y, en la mayoría de los casos, de muchos kilómetros de largo. A menudo, el borde de la lámina del glaciar no era uniforme, sino que estaba dividido en lóbulos claramente distintos. La posición del borde del glaciar se reconstruye a partir de morrenas terminales. Probablemente, durante la deposición de estas morrenas, el borde del glaciar estuvo casi en estado estacionario (estacionario) durante mucho tiempo. Al mismo tiempo, no se formó una cresta, sino todo un complejo de crestas, colinas y cuencas, que se eleva notablemente sobre la superficie de las morrenas principales adyacentes. En la mayoría de los casos, las morrenas terminales, que forman parte del complejo, dan testimonio de pequeños movimientos repetidos del borde del glaciar. El agua derretida de los glaciares en retirada ha erosionado estas morrenas en muchos lugares, como lo demuestran las observaciones en el centro de Alberta y el norte de Regina en las montañas Hart de Saskatchewan. En los Estados Unidos, tales ejemplos se encuentran a lo largo del límite sur de la capa de hielo.
Tambores- Colinas alargadas, con forma de cuchara, volteadas con el lado convexo hacia arriba. Estas formas están compuestas de material de morrena depositado y en algunos casos (pero no en todos) tienen un núcleo de lecho rocoso. Drumlins generalmente se encuentran en grandes grupos, varias docenas o incluso cientos. La mayoría de estos accidentes geográficos tienen entre 900 y 2000 m de largo, entre 180 y 460 m de ancho y entre 15 y 45 m de alto. Los cantos rodados en su superficie a menudo se orientan con ejes largos en la dirección del movimiento del hielo, que se llevó a cabo desde una pendiente pronunciada a una pendiente suave. Aparentemente, los drumlins se formaron cuando las capas inferiores de hielo perdieron su movilidad debido a la sobrecarga con material clástico y fueron superpuestas por el movimiento de las capas superiores, que procesaron el material de la morrena depositada y crearon las formas características de los drumlins. Tales formas están muy extendidas en los paisajes de las principales morrenas en las regiones de la cubierta de hielo.
llanuras aluviales compuesto de material traído por flujos de aguas glaciales derretidas, y por lo general se unen al borde exterior de las morrenas terminales. Estos depósitos de granulometría gruesa consisten en arena, guijarros, arcilla y cantos rodados (cuyo tamaño máximo dependía de la capacidad de transporte de los flujos). Los campos de lavado hacia afuera suelen estar muy extendidos a lo largo del borde exterior de las morrenas terminales, pero hay excepciones. ejemplos ilustrativos Las lijadoras se encuentran al oeste de la morrena de Altmont en el centro de Alberta, cerca de las ciudades de Barrington (Illinois) y Plainfield (Nueva Jersey), así como en Long Island y la península de Cape Cod. Las llanuras aluviales en el centro de los Estados Unidos, especialmente a lo largo de los ríos Illinois y Mississippi, contenían una gran cantidad de material limoso, que posteriormente se recogió y transportó. vientos fuertes y eventualmente redepositado como loess.
Onz- Estas son crestas sinuosas, largas y estrechas, compuestas principalmente de sedimentos clasificados, que varían en longitud desde varios metros hasta varios kilómetros y hasta 45 m de altura. Los ozes se formaron como resultado de la actividad de los flujos de agua de deshielo subglacial que abrieron túneles en el hielo. y depositó sedimentos allí. Los osses se encuentran dondequiera que existieran capas de hielo. Cientos de estas formas se encuentran tanto al este como al oeste de la Bahía de Hudson.
Kama- son pequeñas colinas escarpadas y crestas cortas de forma irregular, compuestas de sedimentos ordenados. Probablemente formaron diferentes caminos. Algunos fueron depositados cerca de morrenas terminales por corrientes que fluyen de fisuras intraglaciales o túneles subglaciales. Estos kames a menudo se fusionan en amplios campos de sedimentos mal clasificados llamados terrazas kame. Otros parecen haberse formado por el derretimiento de grandes bloques de hielo muerto al final del glaciar. Las cuencas resultantes se llenaron con depósitos de flujos de agua derretida, y después del derretimiento completo del hielo, se formaron kames allí, que se elevaban ligeramente por encima de la superficie de la morrena principal. Kamas se encuentran en todas las áreas de la cubierta de hielo.
depresiones a menudo se encuentra en la superficie de la morrena principal. Este es el resultado de derretir bloques de hielo. En la actualidad, en las zonas húmedas pueden estar ocupadas por lagos o pantanos, mientras que en las zonas semiáridas e incluso en muchas húmedas son secas. Tales depresiones se encuentran en combinación con pequeñas colinas empinadas. Los huecos y las colinas son formas de relieve típicas de la morrena principal. Cientos de estas formas se encuentran en el norte de Illinois, Wisconsin, Minnesota y Manitoba.
Llanuras lacustres-glaciales ocupan los fondos de antiguos lagos. En el Pleistoceno surgieron numerosos lagos de origen glaciar, que luego fueron drenados. Las corrientes de aguas glaciales derretidas trajeron material detrítico a estos lagos, que se clasificó allí. El antiguo lago casi glacial Agassiz con un área de 285 mil metros cuadrados. km, ubicado en Saskatchewan y Manitoba, Dakota del Norte y Minnesota, fue alimentado por numerosos arroyos que partían del borde de la capa de hielo. En la actualidad, el vasto fondo del lago, que cubre un área de varios miles de kilómetros cuadrados, es una superficie seca compuesta de arenas y arcillas intercaladas.
Exaration relieve creado por los glaciares del valle. A diferencia de las capas de hielo, que desarrollan formas aerodinámicas y alisan las superficies a través de las cuales se mueven, los glaciares de montaña, por el contrario, transforman la topografía de las montañas y mesetas de tal manera que la hacen más contrastante y crean las formas características que se analizan a continuación.
Valles en forma de U (depresiones). Los grandes glaciares, que transportan grandes cantos rodados y arena en sus bases y partes marginales, son poderosos agentes de exasperación. Ensanchan los fondos y empinan las laderas de los valles por donde se mueven. Esto forma un perfil transversal en forma de U de los valles.
Valles colgantes. En muchas áreas, los grandes glaciares de los valles recibieron pequeños glaciares tributarios. Los primeros de ellos profundizaron sus valles mucho más que los glaciares poco profundos. Después del derretimiento del hielo, los extremos de los valles de los glaciares tributarios quedaron, por así decirlo, suspendidos sobre el fondo de los valles principales. Surgieron así los valles colgantes. Tales valles típicos y cascadas pintorescas se formaron en el Valle de Yosemite (Estado de California) y el Parque Nacional Glacier (Estado de Montana) en la unión de los valles laterales con los principales.
Circos y castigos. Los circos son nichos o anfiteatros en forma de cuenco que se ubican en las partes altas de las depresiones en todas las montañas donde alguna vez existieron grandes glaciares de valle. Se formaron como resultado de la acción expansiva del agua congelada en las grietas de las rocas y la remoción del gran material detrítico formado por los glaciares que se mueven bajo la influencia de la gravedad. Los circos aparecen debajo de la línea de los firn, especialmente cerca de los bergschrunds, cuando el glaciar abandona el campo de firn. Durante los procesos de expansión de las grietas durante la congelación del agua y el desbaste, estas formas crecen en profundidad y anchura. Sus tramos superiores cortan la ladera de la montaña en la que se encuentran. Muchos circos tienen paredes empinadas de varias decenas de metros de altura. Los fondos de los circos también se caracterizan por baños lacustres elaborados por glaciares.
En los casos en que dichas formas no tienen una conexión directa con los canales subyacentes, se denominan kars. Exteriormente, parece que los castigos están suspendidos en las laderas de las montañas.
Escaleras Karovy. Al menos dos caravanas ubicadas en el mismo valle se denominan escaleras de caravana. Por lo general, los carros están separados por repisas empinadas que, articuladas con los fondos aplanados de los carros, como escalones, forman escaleras ciclópeas (anidadas). En las laderas de Front Range en Colorado, hay muchas escaleras de caravanas distintas.
carlos- formas puntiagudas, formadas durante el desarrollo de tres o más circos a lo largo lados diferentes de una montaña. Carlings a menudo tienen una forma piramidal regular. Un ejemplo clásico es el Matterhorn en la frontera entre Suiza e Italia. Sin embargo, se encuentran carlings pintorescos en casi todas las montañas altas donde existieron glaciares de valle.
Aretas- Estas son crestas irregulares que se asemejan a una hoja de sierra o una hoja de cuchillo. Se forman donde dos kara, que crecen en laderas opuestas de una cresta, se acercan entre sí. Aretes también aparecen donde dos glaciares paralelos han destruido la barrera montañosa de separación hasta tal punto que solo queda una estrecha cresta.
pasa- estos son saltadores en las crestas de las cadenas montañosas, formados durante la retirada paredes traseras dos coches que se desarrollaron en pendientes opuestas.
Nunataks- Son afloramientos rocosos rodeados de hielo glacial. Separan los glaciares de los valles y los lóbulos de los casquetes o capas de hielo. Hay nunataks bien definidos en el glaciar Franz Josef y en algunos otros glaciares de Nueva Zelanda, así como en las partes periféricas de la capa de hielo de Groenlandia.
fiordos se encuentran en todas las costas de los países montañosos, donde los glaciares de los valles alguna vez descendieron al océano. Los fiordos típicos son valles parcialmente sumergidos por el mar con un perfil transversal en forma de U. Glaciar aprox. 900 m puede adentrarse en el mar y seguir profundizando su valle hasta alcanzar una profundidad de aprox. 800 m Los fiordos más profundos incluyen la bahía de Sognefjord (1308 m) en Noruega y los estrechos de Messier (1287 m) y Baker (1244) en el sur de Chile.
Si bien es bastante seguro que la mayoría de los fiordos son depresiones profundas que se inundaron después del derretimiento de los glaciares, el origen de cada fiordo solo puede determinarse teniendo en cuenta la historia de la glaciación en el valle, las condiciones del lecho rocoso, la presencia de fallas y la extensión del hundimiento costero. Así, mientras que la mayoría de los fiordos son valles profundos, muchas áreas costeras, como la costa de la Columbia Británica, como resultado de los movimientos la corteza terrestre hundimientos experimentados, que en algunos casos contribuyeron a su inundación. Los fiordos pintorescos son típicos de la Columbia Británica, Noruega, el sur de Chile y la Isla Sur de Nueva Zelanda.
Baños de exploración (baños de excavación) desarrollado por glaciares de valle en lecho rocoso en la base de pendientes empinadas en lugares donde los fondos de los valles están compuestos de rocas altamente fracturadas. Por lo general, el área de estos baños es de aprox. 2,5 metros cuadrados km, y la profundidad es de aprox. 15 m, aunque muchos de ellos son más pequeños. Los baños de examen a menudo se limitan a los fondos de los automóviles.
frentes de cordero- Se trata de pequeñas colinas redondeadas y tierras altas, compuestas por densos lechos rocosos, que han sido bien pulidos por los glaciares. Sus pendientes son asimétricas: la pendiente aguas abajo del glaciar es ligeramente más pronunciada. A menudo, en la superficie de estas formas hay una raya glacial, y las rayas están orientadas en la dirección del movimiento del hielo.
Relieve acumulativo creado por glaciares de valle.
Morrenas terminales y laterales- las formas glaciares-acumulativas más características. Por lo general se ubican en las bocas de las vaguadas, pero también se pueden encontrar en cualquier lugar que haya ocupado el glaciar, tanto dentro como fuera del valle. Ambos tipos de morrenas se formaron como resultado del derretimiento del hielo, seguido de la descarga de material detrítico transportado tanto en la superficie del glaciar como en su interior. Las morrenas laterales generalmente representan crestas largas y estrechas. Las morrenas finales también pueden tener forma de cresta, a menudo acumulaciones gruesas de grandes fragmentos de lecho rocoso, escombros, arena y arcilla, depositados al final del glaciar durante mucho tiempo, cuando las tasas de avance y derretimiento estaban aproximadamente equilibradas. La altura de la morrena atestigua el espesor del glaciar que la formó. A menudo, las dos morrenas laterales se unen para formar una morrena terminal en forma de herradura, cuyos lados se extienden valle arriba. Donde el glaciar no ocupaba todo el fondo del valle, la morrena lateral podía formarse a cierta distancia de sus lados, pero aproximadamente paralela a ellos, dejando un segundo valle largo y angosto entre la cresta de la morrena y la pendiente del lecho rocoso del valle. Tanto las morrenas laterales como las terminales tienen inclusiones de enormes cantos rodados (o bloques) que pesan varias toneladas, que se desprenden de los lados del valle como resultado del agua congelada en las grietas de las rocas.
morrenas recesivas se formó cuando la tasa de derretimiento del glaciar superó la tasa de su avance. Forman un pequeño relieve montañoso con muchas pequeñas depresiones de forma irregular.
lijadoras de valle Son formaciones acumulativas compuestas de material detrítico de clasificación gruesa del lecho rocoso. Son similares a las llanuras aluviales de las regiones de la capa de hielo, ya que fueron creadas por flujos de aguas de deshielo glacial, pero están ubicadas dentro de los valles debajo de la morrena terminal o recesiva. Las lijadoras de valle se pueden observar cerca de los extremos de los glaciares Norris en Alaska y los glaciares Athabasca en Alberta.
Lagos de origen glaciar a veces ocupan baños de exploración (por ejemplo, lagos kar ubicados en kars), pero con mucha más frecuencia estos lagos se encuentran detrás de las cordilleras de morrena. Lagos similares abundan en todas las áreas de glaciación de montaña y valle; muchos de ellos otorgan un encanto especial a los paisajes montañosos fuertemente accidentados que los rodean. Se utilizan para la construcción de centrales hidroeléctricas, riego y abastecimiento de agua urbana. Sin embargo, también son valorados por su belleza escénica y valor recreativo. Muchos de los lagos más bellos del mundo son de este tipo.
EL PROBLEMA DE LAS EDADES DE HIELO
En la historia de la Tierra, se han producido repetidamente grandes glaciaciones. En el Precámbrico (hace más de 570 millones de años), probablemente en el Proterozoico (la más joven de las dos divisiones del Precámbrico), parte de Utah, el norte de Michigan y Massachusetts, y parte de China estaban glaciados. No se sabe si la glaciación de todas estas áreas se desarrolló simultáneamente, aunque hay evidencia clara en las rocas del Proterozoico de que la glaciación fue sincrónica en Utah y Michigan. En las rocas del Proterozoico Superior de Michigan y en las rocas de la Serie Cottonwood de Utah se encontraron horizontes de tillitas (morrena compactada o litificada). Durante la última época del Pensilvania y el Pérmico, quizás hace entre 290 y 225 millones de años, grandes áreas de Brasil, África, India y Australia estaban cubiertas por casquetes o capas de hielo. Por extraño que parezca, todas estas áreas están ubicadas en latitudes bajas, desde 40 ° N.S. hasta 40°S La glaciación sincrónica también ocurrió en México. Evidencia menos confiable de la glaciación de América del Norte en las épocas del Devónico y del Misisipi (hace aproximadamente 395 millones a 305 millones de años). En las montañas de San Juan (Colorado) se encontraron evidencias de glaciación en el Eoceno (desde hace 65 millones hasta 38 millones de años). Si a esta lista le sumamos la glaciación del Pleistoceno y la glaciación moderna, que ocupa casi el 10% de la tierra, se hace evidente que las glaciaciones en la historia de la Tierra fueron fenómenos normales.
Causas de las edades de hielo. La causa o causas de las edades de hielo están indisolublemente ligadas a los problemas más amplios del cambio climático global que han tenido lugar a lo largo de la historia de la tierra. Ocurrieron cambios significativos en los escenarios geológicos y biológicos de vez en cuando. Los restos vegetales que componen los gruesos mantos de carbón de la Antártida, por supuesto, acumulados en condiciones climáticas distintas a las actuales. Ahora bien, las magnolias no crecen en Groenlandia, pero se encuentran en estado fósil. Se conocen restos fósiles del zorro ártico en Francia, muy al sur del área de distribución actual de este animal. Durante uno de los interglaciares del Pleistoceno, los mamuts se trasladaron tan al norte como Alaska. La provincia de Alberta y los Territorios del Noroeste de Canadá estaban cubiertos por mares en el Devónico, en los que había muchos grandes arrecifes de coral. Los pólipos de coral se desarrollan bien solo a temperaturas del agua superiores a 21 ° C, es decir. significativamente más alta que la temperatura anual promedio actual en el norte de Alberta.
Hay que tener en cuenta que el comienzo de todas las grandes glaciaciones viene determinado por dos factores importantes. En primer lugar, durante miles de años, el curso anual de las precipitaciones debería estar dominado por fuertes y prolongadas nevadas. En segundo lugar, en áreas con un régimen de precipitaciones de este tipo, las temperaturas deberían ser tan bajas que se minimice el deshielo de verano y los campos firmes aumenten de año en año hasta que comiencen a formarse los glaciares. En el equilibrio de los glaciares debe prevalecer una abundante acumulación de nieve a lo largo de toda la época de glaciación, ya que si la ablación supera a la acumulación, la glaciación decaerá. Obviamente, para cada edad de hielo es necesario averiguar las razones de su comienzo y final.
Hipótesis de la migración de los polos. Muchos científicos creían que el eje de rotación de la Tierra cambia de posición de vez en cuando, lo que conduce a un cambio correspondiente en las zonas climáticas. Entonces, por ejemplo, si el Polo Norte estuviera en la península de Labrador, allí prevalecerían las condiciones árticas. Sin embargo, las fuerzas que podrían provocar tal cambio no se conocen ni dentro ni fuera de la Tierra. Según los datos astronómicos, los polos pueden migrar tan solo 21" de latitud (que son unos 37 km) desde la posición central.
La hipótesis del dióxido de carbono. El dióxido de carbono CO 2 en la atmósfera actúa como una manta caliente para atrapar el calor radiado por la Tierra cerca de la superficie terrestre, y cualquier reducción significativa del CO 2 en el aire hará que la temperatura de la Tierra baje. Esta reducción puede ser causada, por ejemplo, por una meteorización de rocas inusualmente activa. El CO 2 se combina con el agua de la atmósfera y el suelo para formar dióxido de carbono, que es un compuesto químico muy reactivo. Reacciona fácilmente con los elementos más comunes en las rocas, como sodio, potasio, calcio, magnesio y hierro. Si se produce un levantamiento significativo de la tierra, las superficies de roca fresca están sujetas a erosión y denudación. Durante la meteorización de estas rocas, se extraerá una gran cantidad de dióxido de carbono de la atmósfera. Como resultado, la temperatura de la tierra bajará y comenzará la edad de hielo. Cuando, después de mucho tiempo, el dióxido de carbono absorbido por los océanos regrese a la atmósfera, la edad de hielo llegará a su fin. La hipótesis del dióxido de carbono es aplicable, en particular, para explicar el desarrollo de las glaciaciones del Paleozoico tardío y del Pleistoceno, que fueron precedidas por el levantamiento de tierras y la formación de montañas. Esta hipótesis ha sido objetada sobre la base de que el aire contiene mucho más CO2 del necesario para la formación de una cubierta termoaislante. Además, no explicaba la recurrencia de las glaciaciones en el Pleistoceno.
Hipótesis del diastrofismo (movimientos de la corteza terrestre). Levantamientos significativos de la tierra han ocurrido repetidamente en la historia de la Tierra. En general, la temperatura del aire sobre la tierra disminuye alrededor de 1,8 °C por cada 90 m de aumento, por lo que si el área ubicada al oeste de la bahía de Hudson aumentara solo 300 m, comenzarían a formarse campos de nieve. En realidad, las montañas se elevaron muchos cientos de metros, lo que resultó ser suficiente para la formación de glaciares de valle allí. Además, el crecimiento de las montañas cambia la circulación de las masas de aire que contienen humedad. Las Montañas Cascade en el oeste de América del Norte interceptan las masas de aire entrantes del Océano Pacífico, lo que provoca fuertes precipitaciones en la ladera de barlovento, y mucha menos precipitación líquida y sólida cae al este de ellas. El levantamiento de los fondos oceánicos puede, a su vez, cambiar la circulación de las aguas oceánicas y también provocar el cambio climático. Por ejemplo, se cree que una vez hubo un puente terrestre entre América del Sur y África, lo que podría evitar la penetración de agua caliente en el Atlántico Sur, y el hielo antártico podría tener un efecto de enfriamiento en esta área de agua y las áreas terrestres adyacentes. Tales condiciones se presentan como causa posible glaciación de Brasil y África central en el Paleozoico tardío. No se sabe si sólo los movimientos tectónicos podrían ser la causa de la glaciación, en cualquier caso, podrían contribuir en gran medida a su desarrollo.
Hipótesis del polvo volcánico. Las erupciones volcánicas van acompañadas de la liberación de una gran cantidad de polvo a la atmósfera. Por ejemplo, como resultado de la erupción del volcán Krakatau en 1883, aprox. 1,5 km 3 de las partículas más pequeñas de productos volcanogénicos. Todo este polvo se transportó por todo el mundo y, por lo tanto, durante tres años, los habitantes de Nueva Inglaterra observaron puestas de sol inusualmente brillantes. Después de violentas erupciones volcánicas en Alaska, la Tierra recibió durante algún tiempo menos calor del Sol de lo habitual. El polvo volcánico absorbió, reflejó y devolvió a la atmósfera más calor solar de lo habitual. Obviamente, la actividad volcánica, extendida en la Tierra durante milenios, podría reducir significativamente la temperatura del aire y provocar el inicio de la glaciación. Tales brotes de actividad volcánica han ocurrido en el pasado. Durante la formación de las Montañas Rocosas, Nuevo México, Colorado, Wyoming y el sur de Montana experimentaron muchas erupciones volcánicas muy violentas. La actividad volcánica comenzó en el Cretácico Superior y fue muy intensa hasta hace unos 10 millones de años. La influencia del vulcanismo en la glaciación del Pleistoceno es problemática, pero es posible que haya jugado un papel importante. Además, volcanes de las Cascadas jóvenes como Hood, Rainier, St. Helens, Shasta, emitieron una gran cantidad de polvo a la atmósfera. Junto con los movimientos de la corteza terrestre, estas eyecciones también podrían contribuir significativamente al inicio de la glaciación.
Hipótesis de la deriva continental. Según esta hipótesis, todos los continentes modernos y las islas más grandes alguna vez fueron parte de la única Pangea continental, bañada por los océanos. La consolidación de los continentes en una sola masa de tierra podría explicar el desarrollo de la glaciación del Paleozoico tardío. Sudamerica, África, India y Australia. Los territorios cubiertos por esta glaciación probablemente estaban mucho más al norte o al sur de su posición actual. Los continentes comenzaron a separarse en el Cretácico y alcanzaron su posición actual hace unos 10 mil años. Si esta hipótesis es correcta, entonces ayuda en gran medida a explicar la antigua glaciación de áreas actualmente ubicadas en latitudes bajas. Durante la glaciación, estas regiones debieron estar ubicadas en latitudes altas, y posteriormente tomaron sus posiciones actuales. Sin embargo, la hipótesis de la deriva continental no proporciona una explicación para las múltiples glaciaciones del Pleistoceno.
La hipótesis de Ewing-Donne. Uno de los intentos por explicar las causas de la Edad de Hielo del Pleistoceno pertenece a M. Ewing y W. Donn, geofísicos que han realizado una importante contribución al estudio de la topografía del fondo oceánico. Creen que en tiempos anteriores al Pleistoceno, el Océano Pacífico ocupaba las regiones polares del norte y, por lo tanto, era mucho más cálido allí de lo que es ahora. Las áreas terrestres del Ártico se ubicaron entonces en la parte norte del Océano Pacífico. Luego, como resultado de la deriva de los continentes, América del Norte, Siberia y el Océano Ártico tomaron su posición actual. Gracias a la Corriente del Golfo, que venía del Atlántico, las aguas del Océano Ártico en ese momento eran cálidas y se evaporaban intensamente, lo que contribuyó a las fuertes nevadas en América del Norte, Europa y Siberia. Por lo tanto, la glaciación del Pleistoceno comenzó en estas áreas. Se detuvo debido al hecho de que, como resultado del crecimiento de los glaciares, el nivel del Océano Mundial descendió unos 90 m, y la Corriente del Golfo finalmente no pudo superar las altas cordilleras submarinas que separan las cuencas del Ártico y el Atlántico. océanos Privado de la afluencia de las cálidas aguas del Atlántico, el Océano Ártico se congeló y la fuente de humedad que alimenta a los glaciares se secó. Según la hipótesis de Ewing y Donn, nos espera una nueva glaciación. De hecho, entre 1850 y 1950 la mayoría de los glaciares del mundo retrocedieron. Esto significa que el nivel del Océano Mundial ha subido. El hielo en el Ártico también se ha estado derritiendo en los últimos 60 años. Si algún día el hielo del Ártico se derrite por completo y las aguas del Océano Ártico vuelven a experimentar el efecto de calentamiento de la Corriente del Golfo, que puede superar las dorsales submarinas, habrá una fuente de humedad para la evaporación, lo que provocará fuertes nevadas y la formación de la glaciación a lo largo de la periferia del Océano Ártico.
Hipótesis de la circulación de las aguas oceánicas. Hay muchas corrientes en los océanos, tanto cálidas como frías, que tienen un impacto significativo en el clima de los continentes. La Corriente del Golfo es una de las maravillosas corrientes cálidas que baña la costa norte de América del Sur, pasa por el Mar Caribe y el Golfo de México y cruza el Atlántico Norte, teniendo un efecto de calentamiento en Europa Occidental. La corriente cálida de Brasil se mueve hacia el sur a lo largo de la costa de Brasil, y la corriente de Kuroshio, que se origina en los trópicos, sigue hacia el norte a lo largo de las islas japonesas, pasa a la corriente latitudinal del Pacífico Norte y, a unos cientos de kilómetros de la costa de América del Norte, se divide en las corrientes de Alaska y California. También hay corrientes cálidas en el Pacífico Sur y océano Indio. Las corrientes frías más poderosas se envían desde el Océano Ártico al Pacífico a través del Estrecho de Bering y al Océano Atlántico a través de los estrechos a lo largo de las costas oriental y occidental de Groenlandia. Uno de ellos, la corriente de Labrador, enfría la costa de Nueva Inglaterra y trae niebla allí. Las aguas frías también ingresan a los océanos del sur desde la Antártida en forma de corrientes particularmente poderosas que se desplazan hacia el norte casi hasta el ecuador a lo largo de las costas occidentales de Chile y Perú. La fuerte contracorriente del subsuelo de la Corriente del Golfo lleva sus aguas frías hacia el sur hasta el Atlántico Norte.
Actualmente se cree que el Istmo de Panamá se hundió varias decenas de metros. En este caso, no habría Corriente del Golfo y las cálidas aguas del Atlántico serían enviadas por los vientos alisios al Océano Pacífico. Las aguas del Atlántico Norte serían mucho más frías, ya que, de hecho, el clima de los países Europa Oriental, que en el pasado recibió calor de la Corriente del Golfo. Había muchas leyendas sobre la "tierra continental perdida" de la Atlántida, una vez ubicada entre Europa y América del Norte. Estudios de la dorsal mesoatlántica en el área desde Islandia hasta 20°N. Los métodos geofísicos y con la selección y análisis de muestras del fondo demostraron que una vez realmente hubo tierra. Si esto es cierto, entonces el clima de toda Europa occidental era mucho más frío que en la actualidad. Todos estos ejemplos muestran la dirección en la que ha cambiado la circulación de las aguas oceánicas.
Hipótesis de cambios en la radiación solar. Como resultado de un largo estudio de las manchas solares, que son fuertes eyecciones de plasma en la atmósfera solar, se encontró que hay ciclos anuales y más largos de cambios en la radiación solar muy significativos. La actividad solar alcanza su punto máximo aproximadamente cada 11, 33 y 99 años, cuando el Sol irradia más calor, lo que da como resultado una circulación más potente de la atmósfera terrestre, acompañada de más nubes y precipitaciones más abundantes. Debido a la alta capa de nubes que bloquea los rayos del sol, la superficie terrestre recibe menos calor de lo habitual. Estos ciclos cortos no podían estimular el desarrollo de la glaciación, pero en base al análisis de sus consecuencias, se sugirió que puede haber ciclos muy largos, quizás del orden de miles de años, cuando la radiación era mayor o menor de lo habitual.
A partir de estas ideas, el meteorólogo inglés J. Simpson planteó una hipótesis que explicaba la multiplicidad de las glaciaciones del Pleistoceno. Ilustró con curvas el desarrollo de dos ciclos completos de radiación solar por encima de lo normal. Una vez que la radiación alcanzó la mitad de su primer ciclo (como en los ciclos cortos de actividad de las manchas solares), el aumento del calor ayudó a activar los procesos atmosféricos, incluido el aumento de la evaporación, el aumento de la precipitación sólida y el inicio de la primera glaciación. Durante el pico de radiación, la Tierra se calentó hasta tal punto que los glaciares se derritieron y comenzó el interglaciar. Tan pronto como la radiación disminuyó, surgieron condiciones similares a las de la primera glaciación. Así comenzó la segunda glaciación. Terminó con el inicio de tal fase del ciclo de radiación, durante la cual hubo un debilitamiento de la circulación atmosférica. Al mismo tiempo, disminuyó la evaporación y la cantidad de precipitación sólida, y los glaciares retrocedieron debido a una disminución en la acumulación de nieve. Así comenzó el segundo interglaciar. La repetición del ciclo de radiación permitió distinguir dos glaciaciones más y el período interglaciar que las separa.
Debe tenerse en cuenta que dos ciclos sucesivos de radiación solar pueden durar 500 mil años o más. El régimen interglacial no significa en modo alguno la ausencia total de glaciares en la Tierra, aunque sí se asocia a una importante reducción de su número. Si la hipótesis de Simpson es correcta, entonces explica perfectamente la historia de las glaciaciones del Pleistoceno, pero no hay evidencia de tal periodicidad para las glaciaciones pre-Pleistocenas. Por tanto, o se debe suponer que el régimen de actividad solar ha cambiado a lo largo de la historia geológica de la Tierra, o es necesario continuar la búsqueda de las causas de la ocurrencia de las glaciaciones. Es probable que esto ocurra debido a la acción combinada de varios factores.
LITERATURA
Kalesnik S.V. Ensayos sobre glaciología. m., 1963
Dyson D. L. En un mundo de hielo. L., 1966
Tronov M. V.

La base de la vida en nuestro planeta - el agua, como saben, puede estar en tres estados de agregación: en forma líquida - en los océanos, mares y ríos, en forma de vapor - en la atmósfera, y - en los polos y picos de las montañas.


Los científicos no lograron descubrir de inmediato qué son los glaciares y cómo se forman. Para ello, tuvieron que estudiar durante años el hielo del Ártico y la Antártida, subir a las cimas de las montañas más altas y tomar muestras de hielo por todas partes. Hoy en día, muchos misterios de los glaciares han sido resueltos, pero hielo eterno guarda muchos más secretos en sus heladas profundidades.

¿Qué es un glaciar?

Pocas personas logran ver un verdadero glaciar perenne con sus propios ojos: los lugares donde se encuentran los hielos eternos son de muy difícil acceso, y para llegar allí se requiere una preparación minuciosa y costosa. Los glaciares se llaman acumulaciones. hielo perenne y nieve comprimida, que, bajo la influencia de su propio peso gigantesco de cientos de miles o incluso millones de toneladas, se desliza lentamente a lo largo de los casquetes polares y los picos de las montañas, desplazándose hacia abajo.

A pesar de que el tamaño de los glaciares no parece impresionante, todavía ocupan alrededor del 11% de toda la superficie terrestre, concentrándose en los casquetes de los polos y en las cimas de las montañas más altas. Según los glaciólogos (científicos que estudian los glaciares), el volumen total de hielo es de aproximadamente 30 millones de kilómetros cúbicos, y el área que ocupan es de aproximadamente 16,3 millones de kilómetros cuadrados. Almacenan dos tercios de toda el agua dulce de la Tierra.

La forma de los glaciares son:

- en forma de chorro de hielo;

- en forma de cúpula o escudo;

- en forma de placa flotante.

Los pedazos de un glaciar que se desprenden del cuerpo principal de hielo y flotan en el océano se llaman icebergs. Como regla general, solo una décima parte del iceberg se eleva sobre el agua, el resto del bloque se hunde profundamente en el agua por su propio peso. Un iceberg, arrastrado por la corriente oceánica, se desplaza hacia el ecuador, derritiéndose gradualmente y perdiendo su gigantesca masa hasta desaparecer entre las olas.

tipos de glaciares

Hay tres tipos principales de glaciares en nuestro planeta.

1. Tipo de cobertura de los glaciares característico de la tierra, este tipo incluye toda la capa de hielo de la Antártida. Más detalladamente, el glaciar antártico se divide en varias corrientes, deslizándose desde el punto más alto del continente hasta sus bordes.


El más impresionante de ellos es el glaciar Beardmore, que tiene unos 200 kilómetros de largo y hasta 40 kilómetros de ancho. Los casquetes polares del Ártico no son tan impresionantes en tamaño.

2. Plataforma tipo de glaciar se basa en la plataforma costera y flota sobre una capa de agua, donde se ha deslizado, separándose de la masa de tierra que la cubre. La plataforma de hielo más grande es el glaciar Ross, que se extiende por 800 kilómetros de este a oeste y por 850 kilómetros de sur a norte.

3. Tipo de glaciar montaña-valle Se encuentra en todos los continentes donde hay montañas lo suficientemente altas. Estos son los hielos eternos del Kilimanjaro, las crestas de los Andes, el Tien Shan, el Himalaya, etc. El más grande de ellos es el glaciar Fedchenko, cuya superficie es de aproximadamente 700 kilómetros cuadrados.

¿Cómo se forman los glaciares?

La formación de un glaciar requiere una combinación de altas precipitaciones y temperaturas del aire persistentemente bajas. Estas condiciones corresponden idealmente a los casquetes de los polos y las cimas de las altas montañas. La nieve que ha caído al suelo permanece durante algún tiempo en una cubierta esponjosa, pero después de un tiempo comienza a descongelarse bajo los rayos del sol.

Por la noche, cuando no hay sol, la nieve derretida se congela en una masa que consta de muchas bolas de hielo: este es el llamado firn, que es la base del glaciar. Al acumularse, las capas de nieve se comprimen por su propio peso y se convierten en un glaciar.

Los glaciólogos distinguen tres zonas principales en el glaciar:

- la zona de alimentación situada en la parte superior, donde se acumula la capa de nieve;

- límite de alimento ubicado en el medio del glaciar;

- la zona de ablación, o fusión, situada en la parte inferior.

Idealmente, la precipitación debería coincidir con el derretimiento, pero en la práctica estas áreas están sujetas a fluctuaciones, tanto estacionales como de acuerdo con los ciclos climáticos a largo plazo. De acuerdo con estas fluctuaciones, la zona de ablación sube con un mayor derretimiento o desciende en años fríos. El glaciar avanza campo abierto y agua, luego da un paso atrás.


Si consideramos un período suficientemente largo de tales fluctuaciones, resulta que, en general, se mantiene el equilibrio de descongelación y nutrición. Mantener el equilibrio de la "vida" de los glaciares es uno de los factores más importantes para mantener el equilibrio climático en todo el mundo.

El contenido del artículo

glaciares, acumulaciones de hielo que se desplazan lentamente por la superficie terrestre. En algunos casos, el movimiento del hielo se detiene y se forma hielo muerto. Muchos glaciares avanzan cierta distancia hacia los océanos o grandes lagos y luego forman un frente de desprendimiento donde los icebergs se desprenden. Hay cuatro tipos principales de glaciares: capas de hielo continentales, casquetes polares, glaciares de valle (alpinos) y glaciares de estribaciones (glaciares de pie).

Los más conocidos son los glaciares laminares, que pueden cubrir completamente mesetas y cadenas montañosas. El más grande es el manto de hielo antártico con una superficie de más de 13 millones de km2, que ocupa casi todo el continente. Otro glaciar laminar se encuentra en Groenlandia, donde incluso cubre montañas y mesetas. La superficie total de esta isla es de 2,23 millones de km 2 , de los cuales aprox. 1,68 millones de km 2 están cubiertos de hielo. Esta estimación tiene en cuenta no solo el área de la capa de hielo en sí, sino también numerosos glaciares de salida.

El término "casquete de hielo" se usa a veces para referirse a una pequeña capa de hielo, pero es más correcto referirse a una masa de hielo relativamente pequeña que cubre una meseta alta o una cadena montañosa, desde la cual los glaciares del valle irradian en diferentes direcciones. Un buen ejemplo de una capa de hielo es el llamado. La meseta de Columbian Firn, ubicada en Canadá en la frontera de las provincias de Alberta y Columbia Británica (52° 30º N). Su superficie supera los 466 km2, y de ella irradian grandes glaciares de valle hacia el este, el sur y el oeste. Uno de ellos, el Glaciar Athabasca, es de fácil acceso, ya que su extremo inferior está a solo 15 km de la autopista Banff-Jasper, y en verano los turistas pueden conducir un vehículo todo terreno por todo el glaciar. Los casquetes polares se encuentran en Alaska al norte del monte St. Elias y al este del fiordo Russell.

Los glaciares de valle, o alpinos, parten de glaciares laminares, casquetes polares y campos de abetos. La gran mayoría de los glaciares de valle modernos se originan en cuencas de firn y ocupan valles en canal, en cuya formación también podría participar la erosión preglacial. Bajo ciertas condiciones climáticas, los glaciares de valle están muy extendidos en muchas regiones montañosas del mundo: en los Andes, los Alpes, Alaska, las montañas Rocosas y Escandinavas, el Himalaya y otras montañas de Asia Central y Nueva Zelanda. Incluso en África, en Uganda y Tanzania, hay varios glaciares de este tipo. Muchos glaciares de valle tienen glaciares afluentes. Entonces, en el glaciar Barnard en Alaska, hay al menos ocho de ellos.

Otras variedades de glaciares de montaña, de circo y colgantes, en la mayoría de los casos son reliquias de una glaciación más extensa. Se encuentran principalmente en los tramos superiores de las depresiones, pero a veces se ubican directamente en las laderas de las montañas y no están conectados con los valles subyacentes, y las dimensiones de muchos son ligeramente mayores que los campos de nieve que los alimentan. Tales glaciares son comunes en California, las Montañas Cascade (estado de Washington), y hay alrededor de cincuenta de ellos en el Parque Nacional Glacier (estado de Montana). Los 15 glaciares Los Colorados se clasifican como karts o colgantes, y el más grande de ellos, el glaciar Arapaho kar en el condado de Boulder, ocupa completamente el kar. La longitud del glaciar es de solo 1,2 km (y una vez tuvo unos 8 km de largo), aproximadamente del mismo ancho, y el espesor máximo se estima en 90 m.

Los glaciares del Piamonte están ubicados al pie de las laderas de montañas empinadas en amplios valles o en llanuras. Dicho glaciar puede formarse debido a la expansión de un glaciar de valle (un ejemplo es el glaciar Columbia en Alaska), pero más a menudo, como resultado de la confluencia al pie de una montaña de dos o más glaciares que descienden a lo largo de los valles. . Grand Plateau y Malaspina en Alaska son ejemplos clásicos de este tipo de glaciar. Los glaciares de Piamonte también se encuentran en la costa noreste de Groenlandia.

Características de los glaciares modernos.

Los glaciares varían mucho en tamaño y forma. Se cree que la capa de hielo cubre aprox. 75% del área de Groenlandia y casi toda la Antártida. El área de los casquetes polares varía de varios a muchos miles de kilómetros cuadrados (por ejemplo, el área del casquete polar Penny en la isla de Baffin en Canadá alcanza los 60 mil km 2). El glaciar de valle más grande de América del Norte es la rama occidental de 116 km de largo del glaciar Hubbard en Alaska, mientras que cientos de glaciares colgantes y circulares tienen menos de 1,5 km de largo. Las áreas de los glaciares de pie oscilan entre 1 y 2 km 2 y 4,4 mil km 2 (el glaciar Malaspina que desciende hacia la bahía de Yakutat en Alaska). Se cree que los glaciares cubren el 10% de toda la superficie terrestre de la Tierra, pero probablemente esta cifra sea demasiado baja.

El mayor espesor de los glaciares - 4330 m - se estableció cerca de la estación de Baird (Antártida). En el centro de Groenlandia, el espesor del hielo alcanza los 3200 m. A juzgar por el relieve asociado, se puede suponer que el espesor de algunos casquetes polares y glaciares de valle es mucho más de 300 m, mientras que otros miden solo decenas de metros.

La velocidad de movimiento de los glaciares suele ser muy pequeña, unos pocos metros por año, pero aquí también hay fluctuaciones significativas. Después de varios años de fuertes nevadas, en 1937 la punta del glaciar Black Rapids en Alaska se movió a una velocidad de 32 metros por día durante 150 días. Sin embargo, un movimiento tan rápido no es típico de los glaciares. En contraste, el glaciar Taku en Alaska ha estado avanzando a una tasa promedio de 106 m/año durante 52 años. Muchos pequeños circos y glaciares colgantes se mueven aún más lentamente (por ejemplo, el glaciar Arapahoe mencionado anteriormente se mueve solo 6,3 m al año).

El hielo en el cuerpo de un glaciar de valle se mueve de manera desigual: más rápido en la superficie y en la parte axial, y mucho más lento a lo largo de los lados y cerca del lecho, aparentemente debido al aumento de la fricción y la alta saturación de material clástico en el fondo y las partes marginales del hielo. el glaciar

Todos los grandes glaciares están salpicados de numerosas grietas, incluidas las abiertas. Sus dimensiones dependen de los parámetros del propio glaciar. Hay grietas de hasta 60 m de profundidad y decenas de metros de largo. Pueden ser longitudinales, es decir, paralela a la dirección del movimiento, y transversal, cruzando esta dirección. Las grietas transversales son mucho más numerosas. Menos comunes son las fisuras radiales que se encuentran en la expansión de los glaciares de piedemonte y las fisuras marginales confinadas a los extremos de los glaciares de valle. Aparentemente, las grietas longitudinales, radiales y de borde se formaron debido a las tensiones resultantes de la fricción o la expansión del hielo. Las grietas transversales son probablemente el resultado del movimiento del hielo sobre un lecho irregular. Un tipo especial de fisuras, el bergschrund, es típico de los kars confinados a los tramos superiores de los glaciares de los valles. Estas son grandes grietas que se producen cuando un glaciar sale de una cuenca firme.

Si los glaciares descienden a grandes lagos o mares, se produce el desprendimiento de icebergs a lo largo de las grietas. Las fisuras también contribuyen al derretimiento y evaporación del hielo glacial y juegan un papel importante en la formación de kams, cuencas y otros accidentes geográficos en las zonas marginales de los grandes glaciares.

El hielo de los glaciares laminares y los casquetes polares suele ser limpio, de grano grueso y de color azul. Esto también es válido para los grandes glaciares de valle, a excepción de sus extremos, que suelen contener capas saturadas de fragmentos de roca y alternadas con capas de hielo puro. Tal estratificación se debe a que en invierno la nieve cae sobre el polvo y escombros acumulados en verano que caían sobre el hielo de las laderas del valle.

En los lados de muchos glaciares de valle hay morrenas laterales, crestas alargadas de forma irregular, compuestas de arena, grava y cantos rodados. Bajo la influencia de los procesos de erosión y el derrumbe de las laderas en verano y las avalanchas en invierno, una gran cantidad de diversos materiales detríticos ingresan al glaciar desde los lados empinados del valle, y se forma una morrena a partir de estas piedras y tierra fina. En los grandes glaciares de valle que reciben glaciares afluentes, se forma una morrena mediana, moviéndose cerca de la parte axial del glaciar. Estas crestas alargadas y estrechas, compuestas de material clástico, solían ser morrenas laterales de glaciares tributarios. El glaciar Coronation en la isla de Baffin tiene al menos siete morrenas medianas.

En invierno, la superficie de los glaciares es relativamente plana, ya que la nieve allana todas las irregularidades, pero en verano diversifican notablemente el relieve. Además de las fisuras y morrenas descritas anteriormente, los glaciares de los valles a menudo se diseccionan profundamente por los flujos de aguas glaciales derretidas. Los fuertes vientos que transportan cristales de hielo rompen y surcan la superficie de los casquetes polares y los casquetes polares. Si grandes rocas protegen el hielo subyacente para que no se derrita, mientras que el hielo alrededor ya se ha derretido, se forman hongos (o pedestales) de hielo. Tales formas, coronadas con grandes cantos rodados y piedras, a veces alcanzan una altura de varios metros.

Los glaciares del Piamonte se caracterizan por el carácter desigual y peculiar de la superficie. Sus afluentes pueden depositar una mezcla indiscriminada de morrenas laterales, medianas y terminales, entre las que se encuentran bloques de hielo muerto. En los lugares donde se derriten grandes bloques de hielo, aparecen profundas depresiones de forma irregular, muchas de las cuales están ocupadas por lagos. Sobre la potente morrena del glaciar Malaspina ha crecido un bosque que cubre un bloque de hielo muerto de 300 m de espesor. Hace unos años, dentro de este macizo, el hielo comenzó a moverse nuevamente, por lo que secciones del bosque comenzaron a moverse.

En los afloramientos a lo largo de los bordes de los glaciares, a menudo se ven grandes zonas de cizallamiento, donde algunos bloques de hielo son empujados sobre otros. Estas zonas son empujes, y hay varias formas de su formación. Primero, si una de las secciones de la capa inferior del glaciar está sobresaturada con material clástico, entonces su movimiento se detiene y el hielo recién entrante se mueve hacia ella. En segundo lugar, las capas superior e interior del glaciar del valle se mueven hacia las capas inferior y lateral, ya que se mueven más rápido. Además, cuando dos glaciares se fusionan, uno puede moverse más rápido que el otro y luego también se produce un derrumbe. El glaciar Balduino en el norte de Groenlandia y muchos de los glaciares de Svalbard tienen espectaculares afloramientos de empuje.

En los extremos o bordes de muchos glaciares, a menudo se observan túneles, cortados por flujos de agua de deshielo subglacial e intraglacial (a veces con la participación de agua de lluvia) que se precipitan a través de los túneles durante la temporada de ablación. Cuando baja el nivel del agua, los túneles quedan disponibles para la exploración y brindan una oportunidad única para estudiar la estructura interna de los glaciares. Se han desarrollado túneles significativos en los glaciares Mendenhall en Alaska, Asulcan en Columbia Británica (Canadá) y Rhone (Suiza).

Formación de glaciares.

Los glaciares existen dondequiera que la tasa de acumulación de nieve sea mucho más alta que la tasa de ablación (derretimiento y evaporación). La clave para comprender el mecanismo de formación de los glaciares es el estudio de los campos de nieve de alta montaña. La nieve recién caída consiste en finos cristales tabulares hexagonales, muchos de los cuales tienen una elegante forma de encaje o celosía. Los copos de nieve esponjosos que caen sobre campos de nieve perennes, como resultado del derretimiento y la congelación secundaria, se convierten en cristales granulares de roca de hielo llamados firn. Estos granos pueden alcanzar 3 mm o más de diámetro. La capa firme se parece a la grava congelada. Con el tiempo, a medida que se acumulan la nieve y el nevado, las capas inferiores de este último se compactan y se transforman en hielo cristalino sólido. Gradualmente, el espesor del hielo aumenta hasta que el hielo comienza a moverse y se forma un glaciar. La tasa de tal transformación de la nieve en un glaciar depende principalmente de cuánto excede la tasa de acumulación de nieve a la tasa de su ablación.

movimiento de glaciares

observado en la naturaleza, difiere notablemente del flujo de sustancias líquidas o viscosas (por ejemplo, resinas). En realidad, se parece más a la fluidez de metales o rocas a lo largo de numerosos y diminutos planos de deslizamiento a lo largo de los planos de la red cristalina o a lo largo de la división (planos de división) paralelos a la base de los cristales de hielo hexagonales (MINERALS Y MINERALOGÍA). Las razones del movimiento de los glaciares no están completamente establecidas. Se han propuesto muchas teorías al respecto, pero los glaciólogos no aceptan ninguna de ellas como la única verdadera, y probablemente haya varias razones interrelacionadas. La gravedad es un factor importante, pero de ninguna manera el único. De lo contrario, los glaciares se moverían más rápido en invierno cuando llevan una carga adicional en forma de nieve. Sin embargo, en realidad se mueven más rápido en el verano. El derretimiento y recongelamiento de los cristales de hielo en un glaciar también puede contribuir al movimiento debido a las fuerzas de expansión resultantes de estos procesos. El agua derretida, que cae profundamente en las grietas y se congela allí, se expande, lo que puede acelerar el movimiento del glaciar en verano. Además, el agua de deshielo cerca del lecho y los lados del glaciar reduce la fricción y, por lo tanto, promueve el movimiento.

Independientemente de las causas que impulsan los glaciares, su naturaleza y resultados tienen algunas implicaciones interesantes. En muchas morrenas, hay cantos rodados glaciales bien pulidos solo en un lado, y a veces se ven sombreados profundos en la superficie pulida, orientados solo en una dirección. Todo esto indica que cuando el glaciar se movió a lo largo del lecho rocoso, los cantos rodados quedaron firmemente sujetos en una posición. Sucede que los glaciares transportan rocas cuesta arriba. A lo largo de la cornisa oriental de las Montañas Rocosas en Prov. Alberta (Canadá) tiene cantos rodados que se han movido más de 1000 km hacia el oeste y actualmente se encuentran a 1250 m por encima del punto de separación. Aún no está claro si las capas inferiores del glaciar, que se desplazan hacia el oeste y hasta el pie de las Montañas Rocosas, se congelaron hasta el lecho. Es más probable que se produjeran cizallamientos repetidos, complicados por cabalgamientos excesivos. Según la mayoría de los glaciólogos, en la zona frontal, la superficie del glaciar siempre tiene una pendiente en la dirección del movimiento del hielo. Si esto es cierto, entonces, en este ejemplo, el espesor de la capa de hielo superó los 1250 m durante 1100 km hacia el este, cuando su borde llegó al pie de las Montañas Rocosas. Es posible que alcanzara los 3000 m.

Derretimiento y retroceso de los glaciares.

El espesor de los glaciares aumenta debido a la acumulación de nieve y disminuye bajo la influencia de varios procesos que los glaciólogos unen bajo el término general de "ablación". Esto incluye el derretimiento, la evaporación, la sublimación (sublimación) y la deflación (erosión eólica) del hielo, así como el desprendimiento de icebergs. Tanto la acumulación como la ablación requieren condiciones climáticas muy específicas. Las fuertes nevadas en invierno y los veranos fríos y nublados contribuyen al crecimiento de los glaciares, mientras que los inviernos con poca nieve y los veranos cálidos y soleados tienen el efecto contrario.

Con la excepción del parto del iceberg, el derretimiento es el componente más significativo de la ablación. El retroceso del final del glaciar se produce tanto como resultado de su derretimiento como, lo que es más importante, de una disminución general del espesor del hielo. El derretimiento de las partes marginales de los glaciares de valle bajo la influencia de la radiación solar directa y el calor irradiado por los lados del valle también contribuye significativamente a la degradación del glaciar. Paradójicamente, incluso durante el retroceso, los glaciares siguen avanzando. Así, un glaciar puede moverse 30 m en un año y retroceder 60 m, por lo que la longitud del glaciar disminuye, aunque sigue avanzando. La acumulación y la ablación casi nunca están en perfecto equilibrio, por lo que hay constantes fluctuaciones en el tamaño de los glaciares.

El parto en iceberg es un tipo especial de ablación. En verano, se pueden ver pequeños icebergs flotando pacíficamente en los lagos de montaña ubicados en los extremos de los glaciares de los valles, y los enormes icebergs que se han desprendido de los glaciares de Groenlandia, Svalbard, Alaska y la Antártida son impresionantes. El Glaciar Columbia en Alaska ingresa al Océano Pacífico con un frente de 1,6 km de ancho y 110 m de altura, se desliza lentamente hacia el océano. Bajo la acción de la fuerza de elevación del agua, en presencia de grandes grietas, enormes bloques de hielo se rompen y flotan, al menos dos tercios sumergidos en agua. En la Antártida, el borde de la famosa plataforma de hielo de Ross bordea el océano a lo largo de 240 km, formando una cornisa de 45 m de altura, donde se forman enormes icebergs. En Groenlandia, los glaciares de salida también producen muchos icebergs muy grandes, que son arrastrados por las corrientes frías hacia el Océano Atlántico, donde se convierten en una amenaza para los barcos.

Edad de Hielo del Pleistoceno.

La época del Pleistoceno del período Cuaternario de la era Cenozoica comenzó hace aproximadamente 1 millón de años. Al comienzo de esta era, comenzaron a crecer grandes glaciares en Labrador y Quebec (la capa de hielo de Laurentian), en Groenlandia, en las Islas Británicas, en Escandinavia, Siberia, Patagonia y la Antártida. Según algunos glaciólogos, también se ubicó un gran centro de glaciación al oeste de la Bahía de Hudson. El tercer centro de glaciación, llamado Cordillera, estaba ubicado en el centro de la Columbia Británica. Islandia estaba completamente cubierta de hielo. Los Alpes, el Cáucaso y las montañas de Nueva Zelanda también fueron importantes centros de glaciación. Se han formado numerosos glaciares de valle en las montañas de Alaska, las Cascadas (Washington y Oregón), Sierra Nevada (California) y las Montañas Rocosas de Canadá y Estados Unidos. Una glaciación similar de montaña-valle se extendió en los Andes y en las altas montañas de Asia Central. El glaciar laminar, que comenzó a formarse en Labrador, luego se movió hacia el sur hasta el estado de Nueva Jersey, a más de 2400 km de su lugar de origen, cubriendo completamente las montañas de Nueva Inglaterra y el estado de Nueva York. El crecimiento glacial también ocurrió en Europa y Siberia, pero las Islas Británicas nunca estuvieron completamente cubiertas de hielo. Se desconoce la duración de la primera glaciación del Pleistoceno. Probablemente, tenía al menos 50 mil años, y tal vez el doble. Luego vino un largo período, durante el cual la mayor parte de la tierra cubierta por glaciares se liberó del hielo.

Hubo otras tres glaciaciones similares durante el Pleistoceno en América del Norte, Europa y el norte de Asia. El más reciente de ellos en América del Norte y Europa ocurrió durante los últimos 30 mil años, donde finalmente el hielo se derritió aprox. Hace 10 mil años. En términos generales, se ha establecido el sincronismo de las cuatro glaciaciones del Pleistoceno de América del Norte y Europa.

La expansión de la glaciación en el Pleistoceno.

En América del Norte, durante la máxima glaciación, las capas de hielo cubrieron un área de más de 12,5 millones de metros cuadrados. km, es decir más de la mitad de toda la superficie del continente. En Europa, la capa de hielo escandinava se extendía sobre un área superior a los 4 millones de km2. Bloqueó el Mar del Norte y se conectó con la capa de hielo de las Islas Británicas. Los glaciares que se formaron en los Montes Urales también crecieron y se extendieron hacia las regiones de las estribaciones. Se supone que durante la glaciación del Pleistoceno medio se conectaron con la capa de hielo escandinava. Las capas de hielo ocuparon vastas áreas en las regiones montañosas de Siberia. En el Pleistoceno, las capas de hielo de Groenlandia y la Antártida probablemente tenían un área y un espesor mucho mayores (principalmente en la Antártida) que las modernas.

Además de estos grandes centros de glaciación, hubo muchos pequeños centros locales, por ejemplo, en los Pirineos y Vosgos, los Apeninos, las montañas de Córcega, Patagonia (al este de los Andes del sur).

Durante el máximo desarrollo de la glaciación del Pleistoceno, más de la mitad del área de América del Norte estaba cubierta de hielo. En el territorio de los Estados Unidos, el límite sur de la capa de hielo sigue aproximadamente desde Long Island (Nueva York) hasta el centro norte de Nueva Jersey y el noreste de Pensilvania casi hasta el límite suroeste del estado. Nueva York. Desde aquí se dirige a la frontera suroeste del estado de Ohio, luego a lo largo del río Ohio hacia el sur de Indiana, luego gira hacia el norte hacia el centro sur de Indiana y luego hacia el suroeste hasta el río Mississippi, mientras que la parte sur de Illinois permanece fuera de las áreas de glaciación. El límite de la glaciación corre cerca de los ríos Mississippi y Missouri hasta la ciudad de Kansas City, luego a través de la parte este de Kansas, la parte este de Nebraska, la parte central de Dakota del Sur, la parte suroeste de Dakota del Norte hasta Montana, un poco al sur de el río Misuri. Desde aquí, el límite sur de la capa de hielo gira hacia el oeste hasta las estribaciones de las Montañas Rocosas en el norte de Montana.

Un área de 26.000 km 2 , que abarca el noroeste de Illinois, el noreste de Iowa y el suroeste de Wisconsin, se ha distinguido durante mucho tiempo como "sin rocas". Se asumió que nunca estuvo cubierto por glaciares del Pleistoceno. De hecho, la capa de hielo de Wisconsin no se extendía allí. Es posible que el hielo haya entrado allí durante glaciaciones anteriores, pero las huellas de su presencia fueron borradas bajo la influencia de los procesos de erosión.

Al norte de los Estados Unidos, la capa de hielo se extendía hacia Canadá hasta el Océano Ártico. Groenlandia, Terranova y Nueva Escocia estaban cubiertas de hielo en el noreste. En la Cordillera, los casquetes polares ocuparon el sur de Alaska, las mesetas y cadenas costeras de la Columbia Británica y el tercio norte del estado de Washington. En resumen, a excepción de las regiones occidentales del centro de Alaska y su extremo norte, toda América del Norte al norte de la línea descrita anteriormente estuvo ocupada por hielo en el Pleistoceno.

Consecuencias de la glaciación del Pleistoceno.

Bajo la influencia de una enorme carga glacial, la corteza terrestre resultó estar doblada. Después de la degradación de la última glaciación, el área que estaba cubierta con la capa más gruesa de hielo al oeste de la Bahía de Hudson y el noreste de Quebec creció más rápido que la ubicada en el borde sur de la capa de hielo. Se estima que el área de la orilla norte del lago Superior está aumentando actualmente a un ritmo de 49,8 cm por siglo, y el área ubicada al oeste de la bahía de Hudson aumentará otros 240 m antes del final de la isostasia compensatoria. un levantamiento similar ocurre en la región del Báltico en Europa.

El hielo del Pleistoceno se formó a expensas del agua del océano, y por tanto, durante el máximo desarrollo de la glaciación, también se produjo el mayor descenso del nivel del Océano Mundial. La magnitud de esta disminución es un tema controvertido, pero los geólogos y oceanólogos admiten unánimemente que el nivel del Océano Mundial ha descendido más de 90 m. 90 metros

Las fluctuaciones en el nivel del Océano Mundial influyeron en el desarrollo de los ríos que desembocan en él. En condiciones normales, los ríos no pueden profundizar sus valles muy por debajo del nivel del mar, pero cuando éste disminuye, los valles de los ríos se alargan y profundizan. Probablemente, el valle inundado del río Hudson, que se extiende sobre la plataforma por más de 130 km y termina a profundidades de aprox. 70 m, formado durante una o más glaciaciones importantes.

La glaciación ha afectado el cambio en la dirección del flujo de muchos ríos. En tiempos preglaciales, el río Missouri fluía desde el este de Montana hacia el norte hasta Canadá. El río North Saskatchewan una vez fluyó hacia el este a través de Alberta, pero luego giró bruscamente hacia el norte. A raíz de la glaciación del Pleistoceno se formaron mares y lagos interiores, y aumentó la superficie de los que ya existían. Debido a la afluencia de aguas glaciales derretidas y fuertes lluvias, el lago. Bonneville en Utah, del cual el Gran Lago Salado es una reliquia. El área máxima del lago. Bonneville superó los 50 mil km2 y la profundidad alcanzó los 300 m Los mares Caspio y Aral (esencialmente grandes lagos) tenían áreas mucho más grandes en el Pleistoceno. Aparentemente, en Würm (Wisconsin), el nivel del agua en el Mar Muerto era más de 430 m más alto que el actual.

Los glaciares de valle en el Pleistoceno eran mucho más numerosos y más grandes de lo que son ahora. Había cientos de glaciares en Colorado (ahora 15). El glaciar moderno más grande de Colorado, el Arapahoe, tiene 1,2 km de largo, y en el Pleistoceno, el glaciar Durango en las montañas de San Juan en el suroeste de Colorado tenía 64 km de largo. La glaciación también se desarrolló en los Alpes, los Andes, el Himalaya, Sierra Nevada y otros grandes sistemas montañosos del globo. Junto con los glaciares del valle, también había muchos casquetes polares. Esto se ha demostrado, en particular, para las cadenas costeras de la Columbia Británica y los Estados Unidos. En el sur de Montana, en las montañas Bartus, había una gran capa de hielo. Además, en el Pleistoceno existieron glaciares en las Islas Aleutianas y Hawái (Mauna Kea), en las Montañas Hidaka (Japón), en la Isla Sur de Nueva Zelanda, en Tasmania, en Marruecos y las regiones montañosas de Uganda y Kenia. en Turquía, Irán, Svalbard y Franz Josef Land. En algunas de estas áreas, los glaciares todavía son comunes en la actualidad, pero, como en el oeste de los Estados Unidos, eran mucho más grandes en el Pleistoceno.

ALIVIO GLACIAR

Relieve de exaración creado por glaciares laminares.

Poseyendo considerable espesor y peso, los glaciares producían un poderoso trabajo de exasperación. En muchas localidades, destruyeron toda la cubierta del suelo y parcialmente los depósitos sueltos subyacentes y abrieron profundos huecos y surcos en el lecho rocoso. En el centro de Quebec, estos huecos están ocupados por numerosos lagos poco profundos alargados. Se pueden rastrear surcos glaciales a lo largo de la Carretera Transcontinental Canadiense y cerca de la ciudad de Sudbury (provincia de Ontario). Las montañas de Nueva York y Nueva Inglaterra fueron aplanadas y preparadas, y los valles preglaciales que existían allí fueron ensanchados y profundizados por los flujos de hielo. Los glaciares también han expandido las cuencas de los cinco Grandes Lagos de los Estados Unidos y Canadá, y las superficies rocosas se han pulido y rayado.

Relieve glacial-acumulativo creado por glaciares laminares.

Las capas de hielo, incluidas las laurentinas y escandinavas, cubrían un área de al menos 16 millones de km 2 y, además, miles de kilómetros cuadrados estaban cubiertos de glaciares de montaña. Durante la degradación de la glaciación, todo el material detrítico erosionado y desplazado en el cuerpo del glaciar se depositó donde se derritió el hielo. Por lo tanto, vastas áreas resultaron estar llenas de rocas y escombros y cubiertas con depósitos glaciares de grano más fino. Hace mucho tiempo, se encontraron rocas de composición inusual esparcidas por la superficie de las Islas Británicas. Al principio se asumió que fueron traídos por las corrientes oceánicas. Sin embargo, más tarde se reconoció su origen glacial. Los depósitos glaciares comenzaron a subdividirse en morrena y sedimentos clasificados. Las morrenas depositadas (a veces denominadas labranzas) incluyen cantos rodados, escombros, arena, marga arenosa, marga y arcilla. Quizás el predominio de uno de estos componentes, pero la mayoría de las veces la morrena es una mezcla no clasificada de dos o más componentes y, a veces, se encuentran todas las fracciones. Los sedimentos ordenados se forman bajo la influencia de las aguas glaciales derretidas y componen llanuras glaciales de agua de lavado, arenas de valle, kams y ozes ( vea abajo), y también llenan las cuencas de los lagos de origen glaciar. A continuación se consideran algunos accidentes geográficos característicos de las áreas de glaciación.

morrenas principales.

La palabra "morena" se aplicó por primera vez a las crestas y colinas, compuestas de cantos rodados y tierra fina, y que se encuentran en los extremos de los glaciares de los Alpes franceses. La composición de las morrenas principales está dominada por el material de las morrenas depositadas, y su superficie es una llanura accidentada con pequeñas colinas y crestas de varias formas y tamaños, y con numerosas cuencas pequeñas llenas de lagos y pantanos. El espesor de las morrenas principales varía mucho según la cantidad de material que trae el hielo.

Las principales morrenas ocupan vastas áreas en los EE. UU., Canadá, las Islas Británicas, Polonia, Finlandia, el norte de Alemania y Rusia. Los alrededores de Pontiac (Michigan) y Waterloo (Wisconsin) se caracterizan por paisajes de la morrena principal. Miles de pequeños lagos salpican la superficie de las principales morrenas de Manitoba y Ontario (Canadá), Minnesota (EE. UU.), Finlandia y Polonia.

morrenas terminales

forman poderosos cinturones anchos a lo largo del borde de la lámina glaciar. Están representados por crestas o colinas más o menos aisladas de hasta varias decenas de metros de espesor, hasta varios kilómetros de ancho y, en la mayoría de los casos, de muchos kilómetros de largo. A menudo, el borde de la lámina del glaciar no era uniforme, sino que estaba dividido en lóbulos claramente distintos. La posición del borde del glaciar se reconstruye a partir de morrenas terminales. Probablemente, durante la deposición de estas morrenas, el borde del glaciar estuvo casi en estado estacionario (estacionario) durante mucho tiempo. Al mismo tiempo, no se formó una cresta, sino todo un complejo de crestas, colinas y cuencas, que se eleva notablemente sobre la superficie de las morrenas principales adyacentes. En la mayoría de los casos, las morrenas terminales, que forman parte del complejo, dan testimonio de pequeños movimientos repetidos del borde del glaciar. El agua derretida de los glaciares en retirada ha erosionado estas morrenas en muchos lugares, como lo demuestran las observaciones en el centro de Alberta y el norte de Regina en las montañas Hart de Saskatchewan. En los Estados Unidos, tales ejemplos se encuentran a lo largo del límite sur de la capa de hielo.

Tambores

- Colinas alargadas, con forma de cuchara, volteadas con el lado convexo hacia arriba. Estas formas están compuestas de material de morrena depositado y en algunos casos (pero no en todos) tienen un núcleo de lecho rocoso. Drumlins generalmente se encuentran en grandes grupos, varias docenas o incluso cientos. La mayoría de estos accidentes geográficos tienen entre 900 y 2000 m de largo, entre 180 y 460 m de ancho y entre 15 y 45 m de alto. Los cantos rodados en su superficie a menudo se orientan con ejes largos en la dirección del movimiento del hielo, que se llevó a cabo desde una pendiente pronunciada a una pendiente suave. Aparentemente, los drumlins se formaron cuando las capas inferiores de hielo perdieron su movilidad debido a la sobrecarga con material clástico y fueron superpuestas por el movimiento de las capas superiores, que procesaron el material de la morrena depositada y crearon las formas características de los drumlins. Tales formas están muy extendidas en los paisajes de las principales morrenas en las regiones de la cubierta de hielo.

llanuras aluviales

compuesto de material traído por flujos de aguas glaciales derretidas, y por lo general se unen al borde exterior de las morrenas terminales. Estos depósitos de granulometría gruesa consisten en arena, guijarros, arcilla y cantos rodados (cuyo tamaño máximo dependía de la capacidad de transporte de los flujos). Los campos de lavado hacia afuera suelen estar muy extendidos a lo largo del borde exterior de las morrenas terminales, pero hay excepciones. Se encuentran ejemplos ilustrativos de lijadoras al oeste de Altmont Moraine en el centro de Alberta, cerca de las ciudades de Barrington (Illinois) y Plainfield (Nueva Jersey), así como en Long Island y la península de Cape Cod. Las llanuras aluviales del centro de los Estados Unidos, especialmente a lo largo de los ríos Illinois y Mississippi, contenían grandes cantidades de material limoso, que posteriormente fue recogido y transportado por fuertes vientos y finalmente redepositado como loess.

Onz

- Estas son crestas sinuosas, largas y estrechas, compuestas principalmente de sedimentos clasificados, que varían en longitud desde varios metros hasta varios kilómetros y hasta 45 m de altura. Los ozes se formaron como resultado de la actividad de los flujos de agua de deshielo subglacial que abrieron túneles en el hielo. y depositó sedimentos allí. Los osses se encuentran dondequiera que existieran capas de hielo. Cientos de estas formas se encuentran tanto al este como al oeste de la Bahía de Hudson.

Kama

- son pequeñas colinas escarpadas y crestas cortas de forma irregular, compuestas de sedimentos ordenados. Probablemente se formaron de diferentes maneras. Algunos fueron depositados cerca de morrenas terminales por corrientes que fluyen de fisuras intraglaciales o túneles subglaciales. Estos kames a menudo se fusionan en amplios campos de sedimentos mal clasificados llamados terrazas de piedra. Otros parecen haberse formado por el derretimiento de grandes bloques de hielo muerto al final del glaciar. Las cuencas resultantes se llenaron con depósitos de flujos de agua derretida, y después del derretimiento completo del hielo, se formaron kames allí, que se elevaban ligeramente por encima de la superficie de la morrena principal. Kamas se encuentran en todas las áreas de la cubierta de hielo.

depresiones

a menudo se encuentra en la superficie de la morrena principal. Este es el resultado de derretir bloques de hielo. En la actualidad, en las zonas húmedas pueden estar ocupadas por lagos o pantanos, mientras que en las zonas semiáridas e incluso en muchas húmedas son secas. Tales depresiones se encuentran en combinación con pequeñas colinas empinadas. Los huecos y las colinas son formas de relieve típicas de la morrena principal. Cientos de estas formas se encuentran en el norte de Illinois, Wisconsin, Minnesota y Manitoba.

Llanuras lacustres-glaciales

ocupan los fondos de antiguos lagos. En el Pleistoceno surgieron numerosos lagos de origen glaciar, que luego fueron drenados. Las corrientes de aguas glaciales derretidas trajeron material detrítico a estos lagos, que se clasificó allí. El antiguo lago casi glacial Agassiz con un área de 285 mil metros cuadrados. km, ubicado en Saskatchewan y Manitoba, Dakota del Norte y Minnesota, fue alimentado por numerosos arroyos que partían del borde de la capa de hielo. En la actualidad, el vasto fondo del lago, que cubre un área de varios miles de kilómetros cuadrados, es una superficie seca compuesta de arenas y arcillas intercaladas.

Exaration relieve creado por los glaciares del valle.

A diferencia de las capas de hielo, que desarrollan formas aerodinámicas y alisan las superficies a través de las cuales se mueven, los glaciares de montaña, por el contrario, transforman la topografía de las montañas y mesetas de tal manera que la hacen más contrastante y crean las formas características que se analizan a continuación.

Valles en forma de U (depresiones).

Los grandes glaciares, que transportan grandes cantos rodados y arena en sus bases y partes marginales, son poderosos agentes de exasperación. Ensanchan los fondos y empinan las laderas de los valles por donde se mueven. Esto forma un perfil transversal en forma de U de los valles.

Valles colgantes.

En muchas áreas, los grandes glaciares de los valles recibieron pequeños glaciares tributarios. Los primeros de ellos profundizaron sus valles mucho más que los glaciares poco profundos. Después del derretimiento del hielo, los extremos de los valles de los glaciares tributarios quedaron, por así decirlo, suspendidos sobre el fondo de los valles principales. Surgieron así los valles colgantes. Tales valles típicos y cascadas pintorescas se formaron en el Valle de Yosemite (Estado de California) y el Parque Nacional Glacier (Estado de Montana) en la unión de los valles laterales con los principales.

Circos y karts.

Los circos son nichos o anfiteatros en forma de cuenco que se ubican en las partes altas de las depresiones en todas las montañas donde alguna vez existieron grandes glaciares de valle. Se formaron como resultado de la acción expansiva del agua congelada en las grietas de las rocas y la remoción del gran material detrítico formado por los glaciares que se mueven bajo la influencia de la gravedad. Los circos aparecen debajo de la línea de los firn, especialmente cerca de los bergschrunds, cuando el glaciar abandona el campo de firn. Durante los procesos de expansión de las grietas durante la congelación del agua y el desbaste, estas formas crecen en profundidad y anchura. Sus tramos superiores cortan la ladera de la montaña en la que se encuentran. Muchos circos tienen paredes empinadas de varias decenas de metros de altura. Los fondos de los circos también se caracterizan por baños lacustres elaborados por glaciares.

En los casos en que dichas formas no tienen una conexión directa con los canales subyacentes, se denominan kars. Exteriormente, parece que los castigos están suspendidos en las laderas de las montañas.

Escaleras Karovy.

Al menos dos caravanas ubicadas en el mismo valle se denominan escaleras de caravana. Por lo general, los carros están separados por repisas empinadas que, articuladas con los fondos aplanados de los carros, como escalones, forman escaleras ciclópeas (anidadas). En las laderas de Front Range en Colorado, hay muchas escaleras de caravanas distintas.

carlos

- formas puntiagudas, formadas durante el desarrollo de tres o más kars en lados opuestos de una montaña. Carlings a menudo tienen una forma piramidal regular. Un ejemplo clásico es el Matterhorn en la frontera entre Suiza e Italia. Sin embargo, se encuentran carlings pintorescos en casi todas las montañas altas donde existieron glaciares de valle.

Aretas

- Estas son crestas irregulares que se asemejan a una hoja de sierra o una hoja de cuchillo. Se forman donde dos kara, que crecen en laderas opuestas de una cresta, se acercan entre sí. Aretes también aparecen donde dos glaciares paralelos han destruido la barrera montañosa de separación hasta tal punto que solo queda una estrecha cresta.

pasa

- estos son saltadores en las crestas de las cadenas montañosas, formados durante la retirada de las paredes traseras de dos caravanas que se desarrollaron en laderas opuestas.

Nunataks

- Son afloramientos rocosos rodeados de hielo glacial. Separan los glaciares de los valles y los lóbulos de los casquetes o capas de hielo. Hay nunataks bien definidos en el glaciar Franz Josef y en algunos otros glaciares de Nueva Zelanda, así como en las partes periféricas de la capa de hielo de Groenlandia.

fiordos

se encuentran en todas las costas de los países montañosos, donde los glaciares de los valles alguna vez descendieron al océano. Los fiordos típicos son valles parcialmente sumergidos por el mar con un perfil transversal en forma de U. Glaciar aprox. 900 m puede adentrarse en el mar y seguir profundizando su valle hasta alcanzar una profundidad de aprox. 800 m Los fiordos más profundos incluyen la bahía de Sognefjord (1308 m) en Noruega y los estrechos de Messier (1287 m) y Baker (1244) en el sur de Chile.

Si bien es bastante seguro que la mayoría de los fiordos son depresiones profundas que se inundaron después del derretimiento de los glaciares, el origen de cada fiordo solo puede determinarse teniendo en cuenta la historia de la glaciación en el valle, las condiciones del lecho rocoso, la presencia de fallas y la extensión del hundimiento costero. Por lo tanto, mientras que la mayoría de los fiordos son depresiones profundas, muchas áreas costeras, como la costa de la Columbia Británica, han experimentado hundimientos como resultado de los movimientos de la corteza, lo que en algunos casos contribuyó a su inundación. Los fiordos pintorescos son típicos de la Columbia Británica, Noruega, el sur de Chile y la Isla Sur de Nueva Zelanda.

Baños de exploración (baños de excavación)

Los baños de exaración (baños de arado) son desarrollados por glaciares de valle en lecho rocoso en la base de pendientes empinadas en lugares donde los fondos de valle están compuestos de rocas altamente fracturadas. Por lo general, el área de estos baños es de aprox. 2,5 metros cuadrados km, y la profundidad es de aprox. 15 m, aunque muchos de ellos son más pequeños. Los baños de examen a menudo se limitan a los fondos de los automóviles.

frentes de cordero

- Se trata de pequeñas colinas redondeadas y tierras altas, compuestas por densos lechos rocosos, que han sido bien pulidos por los glaciares. Sus pendientes son asimétricas: la pendiente aguas abajo del glaciar es ligeramente más pronunciada. A menudo, en la superficie de estas formas hay una raya glacial, y las rayas están orientadas en la dirección del movimiento del hielo.

Relieve acumulativo creado por glaciares de valle.

Morrenas terminales y laterales

- las formas glaciares-acumulativas más características. Por lo general se ubican en las bocas de las vaguadas, pero también se pueden encontrar en cualquier lugar que haya ocupado el glaciar, tanto dentro como fuera del valle. Ambos tipos de morrenas se formaron como resultado del derretimiento del hielo, seguido de la descarga de material detrítico transportado tanto en la superficie del glaciar como en su interior. Las morrenas laterales generalmente representan crestas largas y estrechas. Las morrenas finales también pueden tener forma de cresta, a menudo acumulaciones gruesas de grandes fragmentos de lecho rocoso, escombros, arena y arcilla, depositados al final del glaciar durante mucho tiempo, cuando las tasas de avance y derretimiento estaban aproximadamente equilibradas. La altura de la morrena atestigua el espesor del glaciar que la formó. A menudo, las dos morrenas laterales se unen para formar una morrena terminal en forma de herradura, cuyos lados se extienden valle arriba. Donde el glaciar no ocupaba todo el fondo del valle, la morrena lateral podía formarse a cierta distancia de sus lados, pero aproximadamente paralela a ellos, dejando un segundo valle largo y angosto entre la cresta de la morrena y la pendiente del lecho rocoso del valle. Tanto las morrenas laterales como las terminales tienen inclusiones de enormes cantos rodados (o bloques) que pesan varias toneladas, que se desprenden de los lados del valle como resultado del agua congelada en las grietas de las rocas.

morrenas recesivas

se formó cuando la tasa de derretimiento del glaciar superó la tasa de su avance. Forman un pequeño relieve montañoso con muchas pequeñas depresiones de forma irregular.

lijadoras de valle

Son formaciones acumulativas compuestas de material detrítico de clasificación gruesa del lecho rocoso. Son similares a las llanuras aluviales de las regiones de la capa de hielo, ya que fueron creadas por flujos de aguas de deshielo glacial, pero están ubicadas dentro de los valles debajo de la morrena terminal o recesiva. Las lijadoras de valle se pueden observar cerca de los extremos de los glaciares Norris en Alaska y los glaciares Athabasca en Alberta.

Lagos de origen glaciar

a veces ocupan baños de exploración (por ejemplo, lagos kar ubicados en kars), pero con mucha más frecuencia estos lagos se encuentran detrás de las cordilleras de morrena. Lagos similares abundan en todas las áreas de glaciación de montaña y valle; muchos de ellos otorgan un encanto especial a los paisajes montañosos fuertemente accidentados que los rodean. Se utilizan para la construcción de centrales hidroeléctricas, riego y abastecimiento de agua urbana. Sin embargo, también son valorados por su belleza escénica y valor recreativo. Muchos de los lagos más bellos del mundo son de este tipo.

EL PROBLEMA DE LAS EDADES DE HIELO

En la historia de la Tierra, se han producido repetidamente grandes glaciaciones. En el Precámbrico (hace más de 570 millones de años), probablemente en el Proterozoico (la más joven de las dos divisiones del Precámbrico), parte de Utah, el norte de Michigan y Massachusetts, y parte de China estaban glaciados. No se sabe si la glaciación de todas estas áreas se desarrolló simultáneamente, aunque hay evidencia clara en las rocas del Proterozoico de que la glaciación fue sincrónica en Utah y Michigan. En las rocas del Proterozoico Superior de Michigan y en las rocas de la Serie Cottonwood de Utah se encontraron horizontes de tillitas (morrena compactada o litificada). Durante la última época del Pensilvania y el Pérmico, quizás hace entre 290 y 225 millones de años, grandes áreas de Brasil, África, India y Australia estaban cubiertas por casquetes o capas de hielo. Por extraño que parezca, todas estas áreas están ubicadas en latitudes bajas, desde 40 ° N.S. hasta 40°S La glaciación sincrónica también ocurrió en México. Evidencia menos confiable de la glaciación de América del Norte en las épocas del Devónico y del Misisipi (hace aproximadamente 395 millones a 305 millones de años). En las montañas de San Juan (Colorado) se encontraron evidencias de glaciación en el Eoceno (desde hace 65 millones hasta 38 millones de años). Si a esta lista le sumamos la glaciación del Pleistoceno y la glaciación moderna, que ocupa casi el 10% de la tierra, se hace evidente que las glaciaciones en la historia de la Tierra fueron fenómenos normales.

Causas de las edades de hielo.

La causa o causas de las edades de hielo están indisolublemente ligadas a los problemas más amplios del cambio climático global que han tenido lugar a lo largo de la historia de la tierra. Ocurrieron cambios significativos en los escenarios geológicos y biológicos de vez en cuando. Los restos vegetales que componen los gruesos mantos de carbón de la Antártida, por supuesto, acumulados en condiciones climáticas distintas a las actuales. Ahora bien, las magnolias no crecen en Groenlandia, pero se encuentran en estado fósil. Se conocen restos fósiles del zorro ártico en Francia, muy al sur del área de distribución actual de este animal. Durante uno de los interglaciares del Pleistoceno, los mamuts se trasladaron tan al norte como Alaska. La provincia de Alberta y los Territorios del Noroeste de Canadá estaban cubiertos por mares en el Devónico, en los que había muchos grandes arrecifes de coral. Los pólipos de coral se desarrollan bien solo a temperaturas del agua superiores a 21 ° C, es decir. significativamente más alta que la temperatura anual promedio actual en el norte de Alberta.

Hay que tener en cuenta que el comienzo de todas las grandes glaciaciones viene determinado por dos factores importantes. En primer lugar, durante miles de años, el curso anual de las precipitaciones debería estar dominado por fuertes y prolongadas nevadas. En segundo lugar, en áreas con un régimen de precipitaciones de este tipo, las temperaturas deberían ser tan bajas que se minimice el deshielo de verano y los campos firmes aumenten de año en año hasta que comiencen a formarse los glaciares. En el equilibrio de los glaciares debe prevalecer una abundante acumulación de nieve a lo largo de toda la época de glaciación, ya que si la ablación supera a la acumulación, la glaciación decaerá. Obviamente, para cada edad de hielo es necesario averiguar las razones de su comienzo y final.

Hipótesis de la migración de los polos.

Muchos científicos creían que el eje de rotación de la Tierra cambia de posición de vez en cuando, lo que conduce a un cambio correspondiente en las zonas climáticas. Entonces, por ejemplo, si el Polo Norte estuviera en la península de Labrador, allí prevalecerían las condiciones árticas. Sin embargo, las fuerzas que podrían provocar tal cambio no se conocen ni dentro ni fuera de la Tierra. Según datos astronómicos, los polos pueden migrar tan solo 21º de latitud (que son unos 37 km) desde la posición central.

La hipótesis del dióxido de carbono.

El dióxido de carbono CO 2 en la atmósfera actúa como una manta caliente para atrapar el calor radiado por la Tierra cerca de la superficie terrestre, y cualquier reducción significativa del CO 2 en el aire hará que la temperatura de la Tierra baje. Esta reducción puede ser causada, por ejemplo, por una meteorización de rocas inusualmente activa. El CO 2 se combina con el agua de la atmósfera y el suelo para formar dióxido de carbono, que es un compuesto químico muy reactivo. Reacciona fácilmente con los elementos más comunes en las rocas, como sodio, potasio, calcio, magnesio y hierro. Si se produce un levantamiento significativo de la tierra, las superficies de roca fresca están sujetas a erosión y denudación. Durante la meteorización de estas rocas, se extraerá una gran cantidad de dióxido de carbono de la atmósfera. Como resultado, la temperatura de la tierra bajará y comenzará la edad de hielo. Cuando, después de mucho tiempo, el dióxido de carbono absorbido por los océanos regrese a la atmósfera, la edad de hielo llegará a su fin. La hipótesis del dióxido de carbono es aplicable, en particular, para explicar el desarrollo de las glaciaciones del Paleozoico tardío y del Pleistoceno, que fueron precedidas por el levantamiento de tierras y la formación de montañas. Esta hipótesis ha sido objetada sobre la base de que el aire contiene mucho más CO2 del necesario para la formación de una cubierta termoaislante. Además, no explicaba la recurrencia de las glaciaciones en el Pleistoceno.

Hipótesis del diastrofismo (movimientos de la corteza terrestre).

Levantamientos significativos de la tierra han ocurrido repetidamente en la historia de la Tierra. En general, la temperatura del aire sobre la tierra disminuye alrededor de 1,8 °C por cada 90 m de aumento, por lo que si el área ubicada al oeste de la bahía de Hudson aumentara solo 300 m, comenzarían a formarse campos de nieve. En realidad, las montañas se elevaron muchos cientos de metros, lo que resultó ser suficiente para la formación de glaciares de valle allí. Además, el crecimiento de las montañas cambia la circulación de las masas de aire que contienen humedad. Las Montañas Cascade en el oeste de América del Norte interceptan las masas de aire entrantes del Océano Pacífico, lo que provoca fuertes precipitaciones en la ladera de barlovento, y mucha menos precipitación líquida y sólida cae al este de ellas. El levantamiento de los fondos oceánicos puede, a su vez, cambiar la circulación de las aguas oceánicas y también provocar el cambio climático. Por ejemplo, se cree que una vez hubo un puente terrestre entre América del Sur y África, lo que podría evitar la penetración de agua caliente en el Atlántico Sur, y el hielo antártico podría tener un efecto de enfriamiento en esta área de agua y las áreas terrestres adyacentes. Tales condiciones se presentan como una posible causa de la glaciación de Brasil y África Central en el Paleozoico Tardío. No se sabe si sólo los movimientos tectónicos podrían ser la causa de la glaciación, en cualquier caso, podrían contribuir en gran medida a su desarrollo.

Hipótesis del polvo volcánico.

Las erupciones volcánicas van acompañadas de la liberación de una gran cantidad de polvo a la atmósfera. Por ejemplo, como resultado de la erupción del volcán Krakatau en 1883, aprox. 1,5 km 3 de las partículas más pequeñas de productos volcanogénicos. Todo este polvo se transportó por todo el mundo y, por lo tanto, durante tres años, los habitantes de Nueva Inglaterra observaron puestas de sol inusualmente brillantes. Después de violentas erupciones volcánicas en Alaska, la Tierra recibió durante algún tiempo menos calor del Sol de lo habitual. El polvo volcánico absorbió, reflejó y devolvió a la atmósfera más calor solar de lo habitual. Obviamente, la actividad volcánica, extendida en la Tierra durante milenios, podría reducir significativamente la temperatura del aire y provocar el inicio de la glaciación. Tales brotes de actividad volcánica han ocurrido en el pasado. Durante la formación de las Montañas Rocosas, Nuevo México, Colorado, Wyoming y el sur de Montana experimentaron muchas erupciones volcánicas muy violentas. La actividad volcánica comenzó en el Cretácico Superior y fue muy intensa hasta hace unos 10 millones de años. La influencia del vulcanismo en la glaciación del Pleistoceno es problemática, pero es posible que haya jugado un papel importante. Además, volcanes de las Cascadas jóvenes como Hood, Rainier, St. Helens, Shasta, emitieron una gran cantidad de polvo a la atmósfera. Junto con los movimientos de la corteza terrestre, estas eyecciones también podrían contribuir significativamente al inicio de la glaciación.

Hipótesis de la deriva continental.

Según esta hipótesis, todos los continentes modernos y las islas más grandes alguna vez fueron parte de la única Pangea continental, bañada por los océanos. La consolidación de los continentes en una sola masa de tierra podría explicar el desarrollo de la glaciación del Paleozoico tardío de América del Sur, África, India y Australia. Los territorios cubiertos por esta glaciación probablemente estaban mucho más al norte o al sur de su posición actual. Los continentes comenzaron a separarse en el Cretácico y alcanzaron su posición actual hace unos 10 mil años. Si esta hipótesis es correcta, entonces ayuda en gran medida a explicar la antigua glaciación de áreas actualmente ubicadas en latitudes bajas. Durante la glaciación, estas regiones debieron estar ubicadas en latitudes altas, y posteriormente tomaron sus posiciones actuales. Sin embargo, la hipótesis de la deriva continental no proporciona una explicación para las múltiples glaciaciones del Pleistoceno.

La hipótesis de Ewing-Donne.

Uno de los intentos por explicar las causas de la Edad de Hielo del Pleistoceno pertenece a M. Ewing y W. Donn, geofísicos que han realizado una importante contribución al estudio de la topografía del fondo oceánico. Creen que en tiempos anteriores al Pleistoceno, el Océano Pacífico ocupaba las regiones polares del norte y, por lo tanto, era mucho más cálido allí de lo que es ahora. Las áreas terrestres del Ártico se ubicaron entonces en la parte norte del Océano Pacífico. Luego, como resultado de la deriva de los continentes, América del Norte, Siberia y el Océano Ártico tomaron su posición actual. Gracias a la Corriente del Golfo, que venía del Atlántico, las aguas del Océano Ártico en ese momento eran cálidas y se evaporaban intensamente, lo que contribuyó a las fuertes nevadas en América del Norte, Europa y Siberia. Por lo tanto, la glaciación del Pleistoceno comenzó en estas áreas. Se detuvo debido al hecho de que, como resultado del crecimiento de los glaciares, el nivel del Océano Mundial descendió unos 90 m, y la Corriente del Golfo finalmente no pudo superar las altas cordilleras submarinas que separan las cuencas del Ártico y el Atlántico. océanos Privado de la afluencia de las cálidas aguas del Atlántico, el Océano Ártico se congeló y la fuente de humedad que alimenta a los glaciares se secó. Según la hipótesis de Ewing y Donn, nos espera una nueva glaciación. De hecho, entre 1850 y 1950 la mayoría de los glaciares del mundo retrocedieron. Esto significa que el nivel del Océano Mundial ha subido. El hielo en el Ártico también se ha estado derritiendo en los últimos 60 años. Si algún día el hielo del Ártico se derrite por completo y las aguas del Océano Ártico vuelven a experimentar el efecto de calentamiento de la Corriente del Golfo, que puede superar las dorsales submarinas, habrá una fuente de humedad para la evaporación, lo que provocará fuertes nevadas y la formación de la glaciación a lo largo de la periferia del Océano Ártico.

Hipótesis de la circulación de las aguas oceánicas.

Hay muchas corrientes en los océanos, tanto cálidas como frías, que tienen un impacto significativo en el clima de los continentes. La Corriente del Golfo es una de las maravillosas corrientes cálidas que baña la costa norte de América del Sur, pasa por el Mar Caribe y el Golfo de México y cruza el Atlántico Norte, teniendo un efecto de calentamiento en Europa Occidental. La corriente cálida de Brasil se mueve hacia el sur a lo largo de la costa de Brasil, y la corriente de Kuroshio, que se origina en los trópicos, sigue hacia el norte a lo largo de las islas japonesas, pasa a la corriente latitudinal del Pacífico Norte y, a unos cientos de kilómetros de la costa de América del Norte, se divide en las corrientes de Alaska y California. También hay corrientes cálidas en el Pacífico Sur y el Océano Índico. Las corrientes frías más poderosas se envían desde el Océano Ártico al Pacífico a través del Estrecho de Bering y al Océano Atlántico a través de los estrechos a lo largo de las costas oriental y occidental de Groenlandia. Uno de ellos, la corriente de Labrador, enfría la costa de Nueva Inglaterra y trae niebla allí. Las aguas frías también ingresan a los océanos del sur desde la Antártida en forma de corrientes particularmente poderosas que se desplazan hacia el norte casi hasta el ecuador a lo largo de las costas occidentales de Chile y Perú. La fuerte contracorriente del subsuelo de la Corriente del Golfo lleva sus aguas frías hacia el sur hasta el Atlántico Norte.

Actualmente se cree que el Istmo de Panamá se hundió varias decenas de metros. En este caso, no habría Corriente del Golfo y las cálidas aguas del Atlántico serían enviadas por los vientos alisios al Océano Pacífico. Las aguas del Atlántico Norte serían mucho más frías, como, de hecho, el clima de los países de Europa Occidental, que en el pasado recibían el calor de la Corriente del Golfo. Había muchas leyendas sobre la "tierra continental perdida" de la Atlántida, una vez ubicada entre Europa y América del Norte. Estudios de la dorsal mesoatlántica en el área desde Islandia hasta 20°N. Los métodos geofísicos y con la selección y análisis de muestras del fondo demostraron que una vez realmente hubo tierra. Si esto es cierto, entonces el clima de toda Europa occidental era mucho más frío que en la actualidad. Todos estos ejemplos muestran la dirección en la que ha cambiado la circulación de las aguas oceánicas.

Hipótesis de cambios en la radiación solar.

Como resultado de un largo estudio de las manchas solares, que son fuertes eyecciones de plasma en la atmósfera solar, se encontró que hay ciclos anuales y más largos de cambios en la radiación solar muy significativos. La actividad solar alcanza su punto máximo aproximadamente cada 11, 33 y 99 años, cuando el Sol irradia más calor, lo que da como resultado una circulación más potente de la atmósfera terrestre, acompañada de más nubes y precipitaciones más abundantes. Debido a la alta capa de nubes que bloquea los rayos del sol, la superficie terrestre recibe menos calor de lo habitual. Estos ciclos cortos no podían estimular el desarrollo de la glaciación, pero en base al análisis de sus consecuencias, se sugirió que puede haber ciclos muy largos, quizás del orden de miles de años, cuando la radiación era mayor o menor de lo habitual.

A partir de estas ideas, el meteorólogo inglés J. Simpson planteó una hipótesis que explicaba la multiplicidad de las glaciaciones del Pleistoceno. Ilustró con curvas el desarrollo de dos ciclos completos de radiación solar por encima de lo normal. Una vez que la radiación alcanzó la mitad de su primer ciclo (como en los ciclos cortos de actividad de las manchas solares), el aumento del calor ayudó a activar los procesos atmosféricos, incluido el aumento de la evaporación, el aumento de la precipitación sólida y el inicio de la primera glaciación. Durante el pico de radiación, la Tierra se calentó hasta tal punto que los glaciares se derritieron y comenzó el interglaciar. Tan pronto como la radiación disminuyó, surgieron condiciones similares a las de la primera glaciación. Así comenzó la segunda glaciación. Terminó con el inicio de tal fase del ciclo de radiación, durante la cual hubo un debilitamiento de la circulación atmosférica. Al mismo tiempo, disminuyó la evaporación y la cantidad de precipitación sólida, y los glaciares retrocedieron debido a una disminución en la acumulación de nieve. Así comenzó el segundo interglaciar. La repetición del ciclo de radiación permitió distinguir dos glaciaciones más y el período interglaciar que las separa.

Debe tenerse en cuenta que dos ciclos sucesivos de radiación solar pueden durar 500 mil años o más. El régimen interglacial no significa en modo alguno la ausencia total de glaciares en la Tierra, aunque sí se asocia a una importante reducción de su número. Si la hipótesis de Simpson es correcta, entonces explica perfectamente la historia de las glaciaciones del Pleistoceno, pero no hay evidencia de tal periodicidad para las glaciaciones pre-Pleistocenas. Por tanto, o se debe suponer que el régimen de actividad solar ha cambiado a lo largo de la historia geológica de la Tierra, o es necesario continuar la búsqueda de las causas de la ocurrencia de las glaciaciones. Es probable que esto ocurra debido a la acción combinada de varios factores.

Literatura:

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Dyson D. L. En un mundo de hielo. L., 1966
Tronov M. V. Glaciares y clima. L., 1966
Diccionario glaciológico. M., 1984
Dolgushin L.D., Osipova G.B. glaciares. M, 1989
Kotliakov V.M. mundo de nieve y hielo. M., 1994



Qué es un glaciar, cómo se forma y qué son los glaciares

Existir diferentes tipos superficies de nuestro planeta: suelo sólido, superficies de agua... Pero también existen grandiosos glaciares que cubren 16,3 millones de km 2 de nuestra madre Tierra.

¿Qué es un glaciar?

Un glaciar es una enorme masa de hielo que se formó a partir de la precipitación (nieve) bajo la acción de temperaturas bajas y compactación de estos sedimentos. Los glaciares crecen a lo largo de los años, y también, bajo la influencia del calor, se derriten, y pequeños o grandes pedazos se desprenden de ellos y flotan en el mar o el océano. Tales fragmentos se llaman icebergs.

(Foto del glaciar No. 1)

¿Qué es un glaciar, se puede mover?

Los glaciares se mueven bajo la influencia de la gravedad, algunos se mueven muy lentamente o dejan de moverse por completo, pero algunos se mueven sorprendentemente rápido, tomando la forma de una corriente o un sistema de corrientes, porque el hielo, hasta que se solidifica en un bloque denso, fluye como lava viscosa. , el movimiento de los glaciares ya formados se debe a la fuerza de la gravedad, al movimiento de las placas litosféricas ya los cambios atmosféricos.

(Foto del glaciar No. 2)

Qué es un glaciar, formas de un glaciar

Los glaciares pueden tener la forma de un arroyo o un sistema de arroyos, un escudo o una cúpula y una placa flotante si cuelgan sobre extensiones de agua. Por ejemplo, los sistemas de glaciares gigantes de Groenlandia y la Antártida tienen una apariencia aplanada, gruesa en el medio y más delgada hacia los bordes.

(Foto del glaciar No. 3)

Qué es un glaciar, lugares de formación.

Como habrás adivinado, los glaciares generalmente se forman en lugares donde hay mucha agua y temperaturas bajo cero. Cuanto más baja es la temperatura y más tiempo persiste, más posibilidades tiene el glaciar de vivir más tiempo. Los glaciares se pueden encontrar en latitudes medias y altas. Donde la temperatura es negativa todo el año y hay muchas nevadas, los glaciares acumulan su masa durante muchos años, por ejemplo, el hielo en el Océano Ártico o alrededor de la Antártida, así como los glaciares subterráneos en la zona de permafrost, donde las entrañas de la tierra están siempre a temperaturas negativas o glaciares en las montañas en los mismos picos y en los polos de la tierra.

(Foto del glaciar No. 4)

¿Qué es un glaciar y cómo se forma?

Tomemos por ejemplo la situación en las montañas, hay mucha nieve, esta nieve se compacta y no tiene tiempo de derretirse durante el período de verano, se convierte en hielo, llenando una pequeña depresión en las montañas. Un glaciar recién nacido crece año tras año durante olas de frío prolongadas y comienza a moverse lentamente por la ladera de la montaña, tirando hacia abajo como una lengua helada. En verano, esta "lengua" se derrite y forma una corriente de agua: este es el comienzo de un río glacial. La región superior del glaciar se denomina región de nutrición, es decir, la acumulación de hielo, y la parte inferior se denomina región de consumo (ablación - remoción). Y entre ellos hay una zona tan estrecha, que se llama límite de nutrición o equilibrio, ya que cuanta nieve se acumula aquí, tanto se gasta en el verano cuando se calienta. Este borde es muy claramente visible en el verano, debajo de la lengua sin nieve y arriba, con nieve. Si la frontera sube año tras año, entonces el clima cambia a calentamiento, y luego el glaciar se vuelve más delgado y retrocede hacia arriba. Si la zona de equilibrio se mueve hacia abajo, esto significa que se enfría, entonces el glaciar gana masa, engorda y estira su “lengua” más abajo en la pendiente. Resulta que el glaciar es un indicador del cambio climático en la tierra. Glaciólogos: científicos que estudian y observan glaciares, publican sus observaciones de diferentes regiones montañosas del mundo.

¿Qué es un glaciar y qué tipos de glaciares existen?

Los glaciares son diferentes: terrestre, que presionan su masa sobre la superficie del suelo sobre el nivel del mar y marítimo glaciares que se encuentran bajo el nivel del mar, estos glaciares submarinos por dentro son escudos marinos con flujos de hielo que se apoyan sobre un lecho de piedra, por fuera están flotando costa afuera

(Foto del glaciar No. 5)

Distinguir montaña y cubreobjetos. Sus tamaños son diferentes, desde varios cientos metros cuadrados hasta un millón de kilómetros cuadrados o más.

(Foto del glaciar No. 6)

Qué es un glaciar, el impacto de los glaciares en el clima

La mayor parte del acumulado en los glaciares hielo fresco en la Tierra (98,95%) cubren el 10,9% del territorio. Con su movimiento y crecimiento, los glaciares afectan significativamente los cambios en el relieve y la altura de la superficie, las fluctuaciones en el nivel del Océano Mundial, que alcanza cientos de metros. Los científicos creen que tal influencia de los glaciares cambió tanto el clima de la tierra que hubo períodos de enfriamiento global, que se llaman edades de hielo. Cuántos de estos períodos fueron, las opiniones diferían. Los evolucionistas que creen en una historia de un millón de años de la Tierra afirman que ha habido varias glaciaciones. Los creacionistas que creen en la creación de la Tierra por Diseño Inteligente creen que solo hubo una Edad de Hielo después del Diluvio Global. Dónde está la verdad y dónde las conjeturas, descúbrelo por ti mismo.