Glaciología

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Glaciares Rocosos

Los glaciares rocosos pertenecen a un fenómeno periglacial de amplia distribución alrededor del mundo. Según Capps (1910), quien estableció la primera definición vigente hasta el día de hoy, un glaciar rocoso es una «lengua o cuerpo lobular, normalmente de rocas angulares que se asemeja a un pequeño glaciar. Generalmente están en terrenos de alta montaña (o polar seco) y zonas polares, y usualmente tienen cadenas, surcos y lóbulos sobre su superficie, y así como un frente empinado en la parte delantera». A partir de esta definición, han surgido numerosas otras relacionadas con la geometría, posición geomorfológica y origen del material, intentando describir de mejor forma un glaciar rocoso (Clark et al., 1998).

La estructura interna de los glaciares rocosos está constituida por una mezcla de hielo (que se estima puede llegar hasta un 50-60%) y material detrítico predominante (Barsch, 1996; Hoelzle et al., 1998; Arenson et al., 2002), convirtiéndolos en reservorios de agua congelada acumulada durante el período postglacial. Su longitud va desde unos pocos metros a varios kilómetros, pero típicamente varía entre 200 m y 800 m. Las tasas de desplazamiento horizontal generalmente varían entre los 10 cm y 100 cm por año (Burger, Degenhardt & Giardino, 1999; Roer, Kääb & Dikau, 2005).

La velocidad superficial de un glaciar rocoso es muy baja (muy pocos metros por año) la que puede variar de acuerdo a la proporción de hielo existente, la curva de la pendiente superficial, espesor, temperatura y factores asociados con estos parámetros (Paterson, 1994; Barsch, 1996).

La importancia hidrológica de los glaciares rocosos está primeramente relacionada con la capacidad de almacenamiento de hielo a largo plazo, el almacenamiento estacional y la liberación de agua, y la interacción con el flujo de agua que fluye a través o debajo de estos (Burger et al., 1999). Los glaciares rocosos además de ser indicadores de permafrost en zonas montañosa, constituyen indicadores de la presencia de áreas con almacenamiento permanente o estacional de agua en el suelo (Barsch, 1996).

El problema es que existen pocos datos de espesor de este tipo de glaciares, lo que impide determinar con precisión los volúmenes equivalentes de agua allí existente y el rol hídrico que pueden cumplir. Sólo es posible hacer estimaciones generales que tiene una importante incertidumbre.

Los glaciares rocosos pueden clasificarse según:

a) Origen

Según el origen de los glaciares rocosos se distinguen dos grandes corrientes de pensamiento una que plantea un origen periglacial y otra glacial (Whalley & Azizi, 2003; Mahaney et al., 2007). Ambas corrientes argumentan aspectos relacionados con el origen del hielo y el contexto ambiental de la localización de los glaciares rocosos.

La primera corriente de pensamiento establece que los glaciares rocosos son fenómenos exclusivos del ambiente periglacial y el permafrost, siendo genéticamente distintos de los glaciares verdaderos o cubiertos (Wahrhaftig & Cox, 1959; Barsch, 1996). En este modelo se plantea que el origen interno del hielo dentro de los glaciares rocosos es no-glacial y se ha formado a partir de la percolación y congelamiento de agua proveniente de la precipitación o fusión de nieve en depósitos no consolidados (hielo intersticial; Clark et al., 1998). Este modelo puede ser aplicado especialmente en pequeños glaciares rocosos de talud donde es probable que el hielo interno del glaciar rocoso se haya originado a partir de procesos de acumulación periglacial (i.e. avalanchas).

La segunda corriente de pensamiento ampliamente aceptada, considera que los glaciares rocosos son parte de un continuum geomorfológico relacionado a un ambiente glacial (Wahrhaftig & Cox, 1959; Clark et al., 1998; Burger et al., 1999). Bajo este último concepto los glaciares rocosos pueden ser vistos como formas transicionales o temporales de procesos glaciares o periglaciales (Figura1). En este continuo, el glaciar rocoso se localizaría en la parte terminal, al centro estaría el glaciar cubierto y en el extremo superior encontraríamos un glaciar descubierto o blanco. Este último modelo ha sido analizado y discutido sobre glaciares rocosos de origen morrénico (debris rockglaciers) en Los Andes semiáridos chilenos por Brenning et al. (2005) y Milana & Güell (2008). Cabe señalar que los glaciares rocosos además pueden formarse por la mezcla de procesos tanto glaciares como no glaciares (periglacial).

Figura1. Esquema que muestra la transición de un glaciar rocoso cubierto a glaciar rocoso activo y finalmente a glaciar rocoso fósil (en Brenning et al., 2005).

Por otro lado, algunos autores plantean que algunos glaciares rocosos pueden originarse a partir de movimientos en masa tales como la caída de rocas, deslizamientos de tierra y avalanchas que afectan a taludes poco consolidados o laderas con depósitos glaciares inestables (Johnson, 1984; Barsch, 1996).

b) Tipo

De acuerdo a Barsch (1996), la mayoría de las clasificaciones de glaciares rocosos están sobrecargadas de complejas definiciones relacionadas con el origen y el tipo de material. En consecuencia, carecen de valor descriptivo y no son fáciles de aplicar. Por lo tanto, propone dos tipos de glaciares rocosos a partir de parámetros netamente descriptivos que pueden ser fácilmente observados a través interpretación visual de imágenes y trabajo de campo. Estos son:

  •   Glaciares rocosos de talud (talud rock glaciers): Se forman por la acumulación continua de suelo congelado que repta progresivamente hasta el pie del talud del borde de un valle.
  • Glaciares rocosos morrénicos (debris rock glaciers): Ocurren al final de morrenas terminales de pequeños glaciares y transportan principalmente material morrénico y sedimentos glaciares (till).

En caso que el material haya sido depositado por otros procesos relacionados, como un flujo de detritos o depósitos mineros, Barsch (1996) propone clasificarlos como glaciares rocosos especiales o de tipo incierto (special rock glaciers).

c) Dinámica

Autores como Warhaftig & Cox (1959), Arenson et al. (2002) y Haeberli et al. (2006) han determinado que la mayor parte del movimiento de un glaciar rocoso se produce por la deformación del hielo intersticial y de planos de corte (shear planes), lo que genera el flujo característico de estas formas. La deformación se presenta en virtud de la fuerza que aplica el hielo contenido, el grosor del hielo contenido, la temperatura, el tamaño y forma de los granos y cristales de hielo, y su densidad (Barsch, 1996), siendo los dos últimos factores los más dificultosos de determinar y probablemente los de menor importancia.

Las primeras mediciones del movimiento que experimenta un glaciar rocoso fueron realizadas en los Alpes suizos por Chaix (1919; en Barsch, 1996), donde la velocidad superficial fue estimada entre 1.68 m/año y 1.27 m/año. En promedio, se estima que un glaciar rocoso puede experimentar una variación de la velocidad superficial entre 0.1 y 1 m/año, aunque desplazamientos mayores a 1 m han sido observados en la cordillera de Alaska, Los Alpes Europeos y recientemente en Los Andes de Chile semiárido (Wahrhaftig & Cox, 1959; Roer & Nyenhuis, 2007; Delaloye et al., 2008; DGA, 2010).

Los glaciares rocosos según su dinámica pueden clasificarse como activos, inactivos y relictos (Vitek & Giardino, 1987; Barsch, 1996). Los glaciares rocosos activos son considerados como la expresión geomorfológica del permafrost reptante de montaña (Barsch, 1996). Comúnmente son descritos como cuerpos rocosos en forma de lengua o lóbulo compuestos de material no consolidado, sobresaturado con hielo intersticial y lentes de hielo, que se mueven pendiente abajo, como consecuencia de la deformación del hielo contenido. Presentan un frente escarpado en su parte terminal, y estructuras en forma de surcos y crestas en superficie (Brenning, 2005).

Cuando los glaciares rocosos no presentan movimiento pero aún pueden contener hielo, se denominan inactivos. De acuerdo a Barsch (1996), la inactividad de un glaciar rocoso puede deberse a factores climáticos o dinámicos. Un aumento en el proceso de fusión del hielo produce un incremento en el manto rocoso no congelado, obstaculizando y disminuyendo la capacidad de flujo del hielo especialmente en el frente del glaciar rocoso (inactividad climática). Por otro lado, un glaciar rocoso puede pasar a un grado de inactividad al situarse en terrenos planos y alejarse de la fuente de origen o producción de roca y hielo (inactividad dinámica). Los glaciares rocosos inactivos presentan frentes con pendiente bajo el ángulo de reposo y con una suave transición desde el pie hacia la superficie del glaciar rocoso. Tanto los glaciares rocosos activos como inactivos son comúnmente designados como glaciares rocosos indeterminados (Barsch, 1996; Roer & Nyenhuis, 2007; Boeckli, Brenning, Noetzli & Gruber, 2012).

Los glaciares rocosos fósiles o relictos no presentan desplazamientos horizontales y verticales, debido a que ya no contienen hielo. Su geomorfología superficial se caracteriza por el colapso de surcos y crestas con tendencia a perfil plano en superficie y una fuerte declinación en la pendiente del frente del glaciar rocoso (Barsch, 1996; Ikeda & Matsuoka, 2002). La presencia de vegetación ha sido usada como indicador de un estado fósil en los Alpes Europeos (Ikeda & Matsuoka, 2002) y recientemente en las White Mountains en Norteamérica (Putnam & David, 2009). No obstante, en el caso de Los Andes semiáridos la presencia de vegetación es difícil de observar debido a la extrema aridez del ambiente montaña.



Referencias

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Barsch, D. (1996). Rockglacier. Berlin: Springer.

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Brenning, A. (2005). Geomorphological, hydrological and climatic significance of rock glaciers in the Andes of central Chile (33-35°S). Permafrost and periglacial processes (16), 231-240.

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