Casquetes de hielo continental o Indlandsis (Ice sheets). Es una gran masa de hielo que cubre un continente, como Antártica o grandes extensiones como Groenlandia, las cuales no están totalmente controladas por la topografía de la corteza que subyace al hielo. Este tipo se caracteriza por ser más activo en sus bordes y a lo largo de corrientes de hielo (Ice Streams). Las partes más altas y abombadas se denominan “Domos”, que se caracterizan por su muy escasa pendiente, gran altura y flujo de hielo muy limitado; desde estos Domos nacen los principales glaciares que drenan el casquete de hielo. Se trata de glaciares fríos que en general presentan escasa alimentación aunque en sus condiciones basales pueden darse temperaturas de hielo cercanas al punto de fusión. En términos genéticos obedecen al fenómeno de autocatálisis, que implica la generación de condiciones climáticas, caracterizadas por la presencia semipermanente de un centro de altas presiones con bajísimas temperaturas, que permitió su formación y actual mantención.

Figura 1: Casquete de hielo antártico visto desde el Cordón Centinela.

Plataformas de hielo flotantes (Ice shelves). Es la porción flotante de un glaciar cuyo frente termina en aguas oceánicas profundas. Las principales plataformas se encuentran en Antártica (Ross, Ronne-Filchner y Amery), pero también se encuentran en Groenlandia y el Ártico canadiense, donde el hielo puede alcanzar el punto de flotación en algunos glaciares que presentan dimensiones muy inferiores a los de Antártica.

Figura 2: Plataforma de hielo flotante Wordie, en Península Antártica.

El borde externo de las plataformas de hielo flotantes presenta una pared vertical de decenas de metros de altura, lo que llevó a los primeros exploradores a denominarlas como Gran barrera de hielo (Great Barrier).

El espesor de las plataformas que puede alcanzar hasta 200 m en el frente, va incrementándose hacia zonas superiores del glaciar alcanzando máximos de hasta 700 m de espesor en la zona donde la base del hielo deja de flotar y empieza a posarse sobre roca (grounding line). Esta zona, que marca la transición entre hielo flotante y posado sobre rocas-sedimentos, se evidencia en la superficie de la plataforma por una serie de grietas producidas por la flexión que afecta al hielo flotante producto de las mareas oceánicas. El Hinge line es conocido como el fin de la zona afectada por la flexura del hielo, siendo muy difícil de detectar, a menos que se empleen técnicas interferométricas.

Las plataformas de hielo flotante son alimentadas por hielo meteórico proveniente de glaciares o corrientes de hielo fluyendo  desde el interior de Antártica o Groenlandia. En la base de las plataformas flotante producto de las mareas oceánicas. El Hinge line es conocido como el fin de la zona afectada por la flexura del hielo, siendo muy difícil de detectar, a menos que se empleen técnicas interferométricas.

Las plataformas de hielo flotante son alimentadas por hielo meteórico proveniente de glaciares o corrientes de hielo fluyendo  desde el interior de Antártica o Groenlandia. En la base de las plataformas flotantes puede haber acreción de hielo marino, que se genera por congelación de agua de mar y/o congelación de agua de fusión de origen glaciar.

Corrientes de hielo (Ice Streams). Se refiere a glaciares que drenan un casquete de hielo continental mediante altas tasas de flujo con velocidades muy superiores a las del entorno glacial. Estas corrientes de hielo no exhiben una delimitación precisa en todos sus márgenes, sin embargo en algunas zonas son más visibles por grietas laterales que separan las zonas de máximo flujo de aquellas zonas menos activas. Las corrientes de hielo se caracterizan por numerosas líneas de flujo u ondulaciones longitudinales que denotan las fuentes del hielo que las alimentan. Estas corrientes de hielo, son las principales abastecedoras de hielo de las plataformas de hielo flotantes.

Ejemplos de este tipo de glaciares se encuentran en Antártica, estando totalmente ausentes en Chile continental.

Figura 3: Corriente de hielo, Glaciar Shirase, en Antártica oriental.

Glaciares de Piedmonte (Piedmont glaciers). Son glaciares enclavados en la Cordillera pero cuya alimentación es suficientemente abundante como para permitir que una lengua penetre el Ante País o Piedemonte, derramando su caudal de hielo, en forma de abanico divergente.

Se distinguen las siguientes partes:

1. La parte superior con cuencas compuestas, las que desembocan en una cuenca o circo.

2. La lengua propiamente dicha, encauzada en un valle, con distintas longitudes.

3. El Lóbulo (Pie expandido), que es su elemento característico, el cual sale de la montaña y forma un semiarco similar a un gran cono de deyección.

Esta categoría no se presenta en Chile central, sin embargo fue la forma típica de los glaciares Cuaternarios que inundaron la depresión central, arrastrando sedimentos y socavando el fondo generando las cuencas lacustres. En Patagonia aún existe un ejemplo en el glaciar San Quintín del Campo de Hielo Norte, que sin embargo, debido a su retroceso reciente, está perdiendo casi todo su lóbulo frontal.

Figura 4: Glaciar de Piedmonte, San Quintín, Campo de Hielo Norte.

Glaciares de valle (Valley glaciers). Se caracterizan por tener una o más zonas de acumulación, ubicadas en subcuencas o circos, las cuales confluyen en un valle, más largo que ancho, el cual permite el flujo de hielo aguas abajo. No posee lóbulo de derrame y su frente queda circunscrito al valle. Recibe el nombre de glaciar Alpino, por ser la forma típica de varios glaciares de los Alpes, a partir de los cuales se conceptualizó. En literatura inglesa existe una categoría especial llamada “Transection glacier“, que puede ser asociado a uno de valle pero más complejo, con varias zonas de acumulación que están interconectadas para confluir en un valle donde se ubica la lengua efluente (Benn & Evans, 1998).

Casos típicos en Chile central son el Juncal Norte y Juncal Sur.

Figura 5: Glaciar de Valle: Glaciar Universidad.

Glaciares en Calota (Ice caps). Estos tienen importancia puesto que ocupan la cúspide de un centro montañoso. Estos glaciares tienen un abombamiento en la parte central tipo “domo”, fruto de la acumulación y la topografía subyacente. La ablación se produce por los bordes, ya sea por el contorno en su conjunto o por medio de lenguas que penetran en valles. En este último caso se habla de glaciares compuestos. Estas lenguas divergentes por lo general obedecen a un flujo radial con eje en la cúspide de la topografía dominante.

Los más característicos en Chile son las calotas del Volcán Osorno.

Figura 6: Glaciar en Calota en el Volcán Osorno.

Campos de Hielo (Icefields). Son grandes superficies de hielo que exhiben una zona de acumulación compleja compuesta por una planicie en altura o “plateau” y zonas escarpadas que la rodean. Todo el hielo de estas zonas de alimentación, es evacuado por medio de varias lenguas efluentes las cuales son controladas por la topografía subyacente. Dichas lenguas pueden presentar cuencas medianamente definidas, pero sus zonas de alimentación presentan divisorias de hielo difíciles de delimitar cuando se ubican en los “plateaus”, a menos que se hagan estudios interferométricos o mediciones con GPS de calidad geodésica, que incluyan estimaciones de velocidades y direcciones predominantes de flujo.

Ejemplos típicos de este tipo de glaciares están en los Campos de Hielo Patagónicos Norte y Sur.

Figura 7: Campo de Hielo Norte, Patagonia.

Glaciares de cráter (Crater glaciers). Son aquellos que ocupan una depresión topográfica, rodeada de un cordón montañoso, que impide la evacuación superficial del hielo acumulado, el cual fluye hacia el centro de la depresión y pierde masa por ablación superficial y también gracias al calor geotermal en los conos y cráteres que los contienen.

Caso típico es el glaciar del cráter del Volcán Lonquimay.

Figura 8: Glaciar de Cráter en la caldera del Volcán Nevados de Sollipulli.

Glaciares de montaña (Mountain glaciers). Definidos como glaciares localizados en las partes altas de la cordillera, con formas variables, y donde la evacuación desde las zonas de acumulación (más anchas que largas), se da por medio de una lengua glaciar pequeña (en comparación con un glaciar de valle), como la del glaciar Olivares Alfa. Su zona de acumulación es bien definida. Esta categoría es empleada por el TTS/WGI como concepto universal para inventarios (Müller et al., 1977).

Figura 9: Glaciar de montaña en el Canal Beagle.

Glaciares de Circo (Cirque glaciers). Son aquellos que ocupan una depresión de carácter semicircular generada por erosión glaciar (Circo), la cual es rodeada por flancos montañosos con mucha pendiente que culminan en cumbres o cordones tipo “aretes”. Una vez que los glaciares de circo han retrocedido (o desaparecen), estas depresiones son usualmente ocupadas por un lago, el cual es embalsado por un umbral rocoso o quiebre de pendiente por donde salía la lengua glaciar en forma de cascada de hielo.

Figura 10: Glaciar de circo en el Valle del Francés, Parque Nacional Torres del Paine.

Glaciaretes (Niche, wall-sided, glaciarets, ice aprons o cliff glaciers). Esta categoría corresponde a las más pequeñas masas de hielo, sin existir una definición exacta de sus dimensiones. Estos pueden encontrarse en laderas de montañas, depresiones, sectores en sombras, sectores receptores de avalanchas de nieve, etc. Estas masas de hielo pequeñas, pueden no evidenciar flujo y pueden deberse a nieve que perdura por al menos dos años consecutivos, pero que es prácticamente inactiva. En años muy secos estas masas tienden a desaparecer, cubrirse de materiales o reducirse significativamente.

Figura 11: Glaciarete en las laderas del Cerro Brujo, en el Valle del Río San Andrés, Cuenca del Tinguiririca.

Glaciares rocosos (rock glaciers). Glaciares rocosos, de roca o de escombros, son cuerpos de hielo y rocas, que evidencian flujo, a tasas muy inferiores en comparación con glaciares descubiertos, debido a que la proporción de hielo, versus volumen total, puede ser inferior al 50%. Estos cuerpos de hielo/roca pueden ser glaciogénicos, vale decir que se generan a partir de un glaciar descubierto que después de un proceso evolutivo, se va recubriendo por material morrénico o de avalanchas de rocas laterales y cuya alimentación nivosa disminuye, resultando en un flujo decreciente, hasta que su morfología cambia completamente, predominando el material rocoso por encima del volumen equivalente de agua (eq. a. de ahora en adelante) en estado sólido; o puede ser pedogenético, vale decir con origen en la evolución de una forma del relieve, a partir del permafrost de montaña o suelo congelado, cuyo flujo (solifluxión), puede acrecentarse con mayores proporciones de agua en estado sólido intraglaciar, o hielo intersticial, hasta generar una morfología ondulante típica, con taludes verticales frontales y otros rasgos característicos. Los glaciares rocosos poseen una geometría en forma de lengua o lóbulo, cuya estructura interna está constituida por una mezcla de hielo (40-60%), roca y sedimentos finos, que se desplazan lentamente ladera o valle abajo, a velocidades que varían entre los 10-100 cm a^-1 (Azócar & Brenning, 2008 & 2009).

Figura 12: Glaciar rocoso al interior del Valle de Navarro, Cuenca del Río Juncal.

Referencia

DGA (2009) : «Estrategia nacional de glaciares. Fundamentos» S.I.T. 205, DGA/MOP, Santiago, 289 pp.