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Glaciar

glaciar - Wikilingue - Encydia

Glaciar de Ossoue, no Pirineo francês.
Noruega, glaciar de Briksdal.
Bolívia, glaciar de Sorata

O glaciar é uma grossa massa de gelo que se origina na superfície terrestre por agregado, compactación. e recristalización da neve, mostrando evidências de fluxo no passado ou na actualidade. Sua existência é possível quando a precipitação anual de neve supera a evaporada em verão, pelo qual a maioria se encontra em zonas próximas aos pólos, ainda que existem em outras zonas montanhosas. O processo do crescimento e estabelecimento do glaciar chama-se glaciación. Consta de três partes: cabeceira ou circo, língua e vale ou zona de ablación.

Um 10% da Terra está coberto de glaciares, que armazenam uns 33 milhões de km3 de água doce, enquanto durante as glaciaciones se estendiam por zonas de baixa altitude e em todas latitudes.

Conteúdo

Formação

Formação do gelo glaciar.

Os glaciares formam-se em áreas onde se acumula mais neve em inverno que a que se funde em verão. Quando as temperaturas se mantêm por embaixo do ponto de congelación, a neve caída muda sua estrutura já que a evaporación e recondensación da água causam a recristalización para formar grãos de gelo mais pequenos, espesos e de forma esférica. A este tipo de neve recristalizada conhece-lha como neviza. À medida que a neve vai-se depositando e converte-se em neviza, as capas inferiores são submetidas a pressões a cada vez mais intensas. Quando as capas de gelo e neve têm espessuras que atingem várias dezenas de metros, o peso é tal que a neviza começa a desenvolver cristais de gelo maiores.

Nos glaciares, onde a fusão se dá na zona de agregado de neve, a neve pode se converter em gelo através da fusão e o recongelamiento (em períodos de vários anos). Na Antártida, onde a fusão é muito lenta ou não existe (inclusive em verão), a compactación que converte a neve em gelo pode demorar milhares de anos. A enorme pressão sobre os cristais de gelo faz que estes tenham uma deformação plástica, cujo comportamento faz que os glaciares se movam lentamente baixo a força da gravidade como se se tratasse de um enorme fluxo de terra.

Fotografias com baixo e alto contraste do Glaciar Byrd. A versão de baixo contraste é similar em nível de detalhe ao que o olho veria—suave e quase sem rasgos característicos. A fotografia inferior utiliza um contraste aumentado para destacar as linhas de fluxo na capa de gelo e nas grietas inferiores.

O tamanho dos glaciares depende do clima da região em que se encontrem. O balanço entre a diferença do que se acumula na parte superior com respeito ao que se derrite na parte inferior recebe o nome de balanço glaciar. Nos glaciares de montanha, o gelo vai-se compactando nos circos, que viriam a ser a zona de agregado equivalente ao que seria a cuenca de recepção das torrentes. No caso dos glaciares continentais, o agregado sucede também na parte superior do glaciar mas é um resultado mais da formação de escarcha , isto é, do passo directo do vapor de água do ar ao estado sólido pelas baixas temperaturas dos glaciares, que pelas precipitações de neve. O gelo acumulado comprime-se e exerce uma pressão considerável sobre o gelo mais profundo. A sua vez, o peso do glaciar exerce uma pressão centrífuga que provoca o empurre do gelo para a borda exterior do mesmo onde se derrite; a esta parte conhece-lha como zona de ablación. Quando chegam ao mar, formam os icebergs ao fragmentarse sobre a água oceánica, como pode ver em uma imagem de satélite da WikiMapia correspondente à Baía de Melville, ao noroeste da Gronelândia ([1]. Nos glaciares de vale, a linha que separa estas duas zonas (a de agregado e a de ablación) se chama linha de neve ou linha de equilíbrio. A elevação desta linha varia de acordo com as temperaturas e a quantidade de neve caída e é muito maior nas vertentes ou laderas de solana que nas de umbría . Também é muito maior nas de sotavento que nas de barlovento .

Este mapa do balanço de mudanças dos glaciares de montanha desde o ano de 1970 mostra a diminuição da espessura em amarelo e vermelho, e o aumento em azul.

O avanço ou retrocesso de um glaciar está determinado pelo aumento do agregado ou da ablación respectivamente. Os motivos deste avanço ou retrocesso dos glaciares podem ser, obviamente, naturais ou humanos, sendo estes últimos os mais evidentes desde 1850, pelo desenvolvimento da industrialización já que o efeito mais notorio da mesma é a enorme produção de anidrido carbónico ou dióxido de carbono (CO²) o qual absorve grandes quantidades de água (directamente dos glaciares próximos) para formar o ácido carbónico, com o que os glaciares de vale vão retrocedendo. É o caso dos glaciares alpinos europeus, em cujas proximidades se assentam grandes fábricas e cidades turísticas que consomem ingentes quantidades de combustíveis que geram esse dióxido de carbono, além de aumentar a temperatura ambiente. Pelo contrário, alguns glaciares escandinavos têm avançado nos últimos quarenta anos, o que não parece tão singelo de explicar, ainda que é provável que o crescimento da energia hidroeléctrica a expensas do consumo de carvão e combustíveis derivados do petróleo tenha vindo a reduzir a produção de termoelectricidad tanto na Suécia como na Finlândia e, sobretudo, na Noruega: tenhamos em conta que é a energia termoeléctrica a que dá origem a um aquecimento atmosférico a escala local que poderia afectar os glaciares (brisas de vale) mas a energia hidroeléctrica só serve para gerar calor no interior das moradias e não na atmosfera, nem sequer a nível local.

Os glaciares da Gronelândia e da Antártida resultam bem mais difíceis de medir, já que os avanços e retrocessos do frente podem estar compensados por uma maior ou menor agregado de gelo na parte superior, apresentando-se uma espécie de ciclos de avanço e retrocesso que se retroalimentan mutuamente dando origem a uma compensação dinâmica nas dimensões do glaciar. Em outras palavras: um descenso da altura do glaciar da Antártida, por exemplo, poderia gerar um maior empurre para afora, e ao mesmo tempo, uma maior margem para que se acumule de novo uma quantidade de gelo similar à que existia previamente: recordemos que esta altura (uns 3 km) está determinada pelo balanço glaciar, que tem uma espécie de teto determinado sobre o qual não se pode acumular mais gelo pela escassa quantidade de vapor de água que tem o ar a mais de 3000 m.

Classificação

Os glaciares classificam-se de acordo a seu tamanho e à relação que mantêm com a geografia.

O drenaje dos campos de gelo considera a existência de glaciares emissários,[2] os quais se originam desde o interior de grandes massas de gelo (campos de gelo ou gelos continentais), adoptando a forma de correntes de gelo. As cuencas pelas quais fluem estes glaciares emissários são depressões da superfície do sistema maior que os alberga. Seu cuenca de alimentação pode ser identificada pela presença de grietas transversais. Brüggen (1928), considera aos glaciares emissários como glaciares marginales, pertencentes à zona de ablación de um sistema, que envolve a existência de um campo de gelo correspondente à zona de agregado ou alimentação. A função principal destes glaciares marginales é entregar o excesso de gelo a canais em forma de témpanos, isto é, descarregar o gelo desde zonas centrais (ou grandes agregados) a zonas periféricas.

A produção de témpanos, relaciona-se com a taxa de descarga e de fluxos que permitem a eliminação do excesso de ónus proveniente das partes altas e portanto, são um dos mecanismos de perda de massa do glaciar. Outra característica é a velocidade do fluxo, a qual pode ser mais rápida e não seguir a direcção da totalidade da massa de gelo. Um dos principais factores internos que provoca o desprendimiento de témpanos nas margens frontais de um glaciar é a sustentação que outorga a base em que se está a deslocar ou reptando esse corpo.

Huges (2002), tem demonstrado que os desprendimientos se devem à perda de força do gelo que se apresenta agrietado, e à tensão provocada por seu próprio peso. O prolongamento das rupturas nas grietas até a base do gelo produz quebraduras de blocos completos provocando a queda da parede de gelo. Os processos de desprendimiento vêem-se acelerados se o leito glaciar encontra-se em flutuação, devido à diminuição de estabilidade que provoca a água.[3]

Em ambientes de alta montanha, os glaciares podem apresentar uma cobertura detrítica superficial contínua, conhecida com o nome de debris covered glacier. Esta capa produz, tanto na zona de agregado, como na zona de ablación, um processo progressivo de adelgazamiento de massa que gera um importante agregado de detritos em ambientes supraglaciales.[4] Este tipo de glaciares recobertos representam a fase intermediária dentro do continuum dos sistemas glaciais (dependentes do fluxo de detritos e do gelo dentro do sistema), desde glaciares descobertos a glaciares rocosos.[5]

A origem dos detritos supraglaciales associa-se à existência de uma sequência: cara livre, talud em laderas com escarpes rocosos, que apresentam alta sensibilidade à meteorización e descarregam detritos em forma directa sobre a superfície glacial.[6] O agregado de detritos supraglaciales influi directamente sobre os processos de ablación e de fluxo de gelo, devido a alterações no albedo e na conductividad térmica do glaciar. Neste sentido, Strem (1959), NAakawo & Yonng (1981, 1982) (em Ferrando, 2003) e Benn & Evans (1998) definem uma ombreira inferior a 1 cm na capa de detritos como a espessura que favorece a fusão do gelo e uma capa de detritos de 1 cm ou mais como aislante do gelo subjacente. Os processos de fusão do gelo podem favorecer o aumento na capa detrítica supraglacial, devido à incorporação de material intraglaciar ao manto do debris covered glacier ou cobertura detrítica glaciar. Esta situação, pode gerar fenómenos de ablación diferencial, gerando processos de investimento do relevo, caracterizados pela fusão «in situ» do gelo intersticial da cobertura detrítica nas zonas recobertas do glaciar; este processo é conhecido com o nome de Karst glacial ou Criokarst.

O incremento de detritos sobre a superfície glacial, pode provocar em casos extremos, processos de ablación com taxas que tendem a zero, gerando, em consequência, uma ineficiente evacuação dos detritos e um processo a cada vez maior de controle topográfico na dinâmica do sistema, além de um maior desenvolvimento de morrenas mediales e centrais.

Movimento

O gelo comporta-se como um sólido quebradizo até que seu agregado atinge os 50 metros de espessura. Uma vez ultrapassado este limite, o gelo comporta-se como um material plástico e começa a fluir. O gelo glaciar consiste em capas de moléculas empacotadas umas sobre outras. As uniões entre as capas são mais débis que as existentes dentro da cada capa, pelo que quando o esforço ultrapassa as forças dos enlaces que mantêm às capas unidas, estas se deslocam umas sobre outras.

Outro tipo de movimento é o deslizamento basal. Este se produz quando o glaciar inteiro se desloca sobre o terreno no que se encontra. Neste processo, a água de fusão contribui à deslocação do gelo mediante a lubrificação. A água líquida origina-se como consequência de que o ponto de fusão diminui à medida que aumenta a pressão. Outras fontes para a origem da água de fusão podem ser o atrito do gelo contra a rocha, o que aumenta a temperatura e por último, o calor proveniente da Terra.

A deslocação de um glaciar não é uniforme já que está condicionado pelo atrito e a força de gravidade. Devido ao atrito, o gelo glaciar inferior move-se mais lento que as partes superiores. A diferença das zonas inferiores, o gelo localizado nos 50 metros superiores, não estão sujeitos ao atrito e portanto são mais rígidos. A esta secção conhece-lha como zona de fractura. O gelo da zona de fractura viaja em cima do gelo inferior e quando este passa através de terrenos irregulares, a zona de fractura cria grietas que podem ter até 50 metros de profundidade, onde o fluxo plástico as sella. A rimaya é um tipo especial de grieta que costuma se formar nos glaciares de circo e tem uma direcção transversal ao movimento por gravidade do glaciar. Poderia dizer-se que é uma grieta que se forma nos pontos onde se separa a neve do fundo do circo do gelo que ainda está bem aderido na parte superior.

Velocidade

A velocidade de deslocação dos glaciares está determinada pelo atrito e a pendente. Como se sabe, o atrito faz que o gelo de fundo se desloque a uma velocidade menor que as partes superiores. No caso dos glaciares alpinos, isto também se aplica para o atrito das paredes dos vales, pelo que as regiões centrais são as que apresentam uma maior deslocação. Isto foi confirmado em experimentos realizados no século XIX nos que se utilizaram estacas alinhadas em glaciares alpinos e se analisou sua evolução. Posteriormente confirmou-se que as regiões centrais se tinham deslocado maiores distâncias. Sucede exactamente o mesmo, ainda que a menor velocidade, que a água dos rios se movendo em seus cauces.

As velocidades médias variam. Alguns apresentam velocidades tão lentas que as árvores podem se estabelecer entre os derrubios depositados. Em outros casos, no entanto, deslocam-se vários metros por dia. Tal é o caso do glaciar Byrd , um glaciar de desbordamiento na Antártida que, de acordo a estudos satelitales, se deslocava de 750 a 800 metros por ano (uns 2 metros por dia).

O avanço de muitos glaciares pode estar caracterizado por períodos de avanço extremamente rápidos chamados ondas. Os glaciares que exibem ondas, se comportam de uma maneira normal até que repentinamente aceleram seu movimento para depois voltar a seu estado anterior. Durante as ondas, a velocidade de deslocação é até 100 vezes maior que baixo condições normais.

Erosión

As rochas e os sedimentos são incorporados ao glaciar por vários processos. Os glaciares erosionan o terreno principalmente de duas maneiras: A abrasión e arranque.

Abrasión e arranque

Arquivo:Arranque glaciar.svg
Diagrama do arranque glaciar e a abrasión.

À medida que o glaciar flui sobre a superfície fracturada do leito de rocha, ablanda e levanta blocos de rocha que incorpora ao gelo. Este processo conhecido como arranque glaciar, se produz quando a água de deshielo penetra nas grietas e as diaclasas do leito de rocha e do fundo do glaciar e se gela recristalizándose. Conforme a água expande-se, actua como uma alavanca que solta a rocha a levantando. Desta maneira, sedimentos de todos os tamanhos entram a fazer parte do ónus do glaciar.[7]

A abrasión ocorre quando o gelo e o ónus de fragmentos rocosos se deslizam sobre o leito de rocha e funcionam como um papel de lija que alisa e pule a superfície situada embaixo. A rocha pulverizada pela abrasión recebe o nome de farinha de rocha. Esta farinha está formada por grãos de rocha de um tamanho da ordem dos 0,002 a 0,00625 mm. Às vezes, a quantidade de farinha de rocha produzida é tão elevada que as correntes de água de fusão adquirem uma cor grisáceo.

Uma das características visíveis da erosión e abrasión glaciar são as estrias glaciares produzidas sobre as superfícies rocosas do leito; fragmentos de rocha com afiados bordas contidos no gelo marcam surcos a modo de arañazos finos. Cartografiando a direcção das estrias pode-se determinar a deslocação do fluxo glaciar, o qual é uma informação de interesse no caso de antigos glaciares.[8]

Velocidade de erosión

A velocidade de erosión de um glaciar é muito variável. Esta erosión diferencial levada a cabo pelo gelo está controlada por quatro factores importantes:

  1. Velocidade do movimento do glaciar.
  2. Espessura do gelo.
  3. Forma, abundância e dureza dos fragmentos de rocha contidos no gelo na base do glaciar.
  4. Erosionabilidad da superfície por embaixo do glaciar.

Derrubios

Bloco errático.

Uma vez que o material é incorporado ao glaciar, pode ser transportado vários quilómetros dantes de ser depositado na zona de ablación. Todos os depósitos deixados pelos glaciares recebem o nome de derrubios glaciares. Os derrubios glaciares dividem-se pelos geólogos em dois tipos diferentes:

Os grandes blocos que se encontram no till ou livres sobre a superfície se denominam erráticos glaciares se são diferentes ao leito de rocha no que se encontram (isto é, seu litología não é a mesma que a rocha encaixada subjacente). Os blocos erráticos de um glaciar são rochas acarretadas e depois abandonadas pela corrente de gelo. Seu estudo litológico permite averiguar a trajectória do glaciar que os depositou.

Morrenas

Morrenas.

Morrena é o nome mais comum para os sedimentos dos glaciares. O termo tem origem francês e foi acuñado pelos camponeses para referir às bordas e terraplenes de derrubios encontrados cerca das margens de glaciares nos Alpes franceses. Actualmente, o termo é mais amplo, porque aplica-se a uma série de formas, todas elas compostas por till .

Morrena terminal
Uma morrena terminal é um montículo de material removido previamente e que se deposita ao final de um glaciar. Este tipo de morrena forma-se quando o gelo se está a fundir e evaporando cerca do gelo do extremo do glaciar a uma velocidade igual à de avanço para adiante do glaciar desde sua região de alimentação. Ainda que o extremo glaciar está estacionário, o gelo segue fluindo depositando sedimento como uma fita transportadora.
Morrena de fundo
Quando a ablación supera ao agregado, o glaciar começa a retroceder; à medida que fá-lo, o processo de sedimentación da fita transportadora continua deixando um depósito de til em forma de planícies onduladas. Esta capa de til suavemente ondulada chama-se morrena de fundo. As morrenas terminais que se depositaram durante as estabilizações ocasionas da frente de gelo durante os retrocessos se denominam morrenas de retrocesso'.
Morrena lateral
Os glaciares alpinos produzem dois tipos de morrenas que aparecem exclusivamente nos vales de montanha. O primeiro deles se chama morrena lateral. Este tipo de morrena produz-se pelo deslizamento do glaciar com respeito às paredes do vale no que está confinado; desta maneira os sedimentos acumulam-se em forma paralela aos laterais do vale.
Morrena central
O outro tipo são as morrenas centrais. Este tipo de morrenas é exclusivo dos glaciares alpinos e forma-se quando dois glaciares se unem para formar uma sozinha corrente de gelo. Neste caso as morrenas laterais unem-se para formar uma faixa central escura.
Morrena superficial
estão situadas na superfície do glaciar.
Morrena de frente
situam-se na parte delantera do glaciar-

Transformação do terreno

Vales glaciares

Paisagem de um glaciar activo.

Dantes da glaciación os vales de montanha tenian uma característica forma de V, produzida pela erosión da água na vertical. No entanto, durante a glaciación esses vales alargam-se e afundam, o que dá lugar à criação de um vale glaciar em forma de Ou. Além de seu profundización e ensanchamiento, o glaciar também alisa este vale graças à erosión. Desta maneira vai eliminando os espolones de terra que se estendem no vale. Como resultado desta interacção se criam alcantilados triangulares chamados espolones truncados, como muitos glaciares aprofundam seus vales mais do que fazem suas afluentes pequenos.

Portanto, quando os glaciares acabam retrocedendo, os vales dos glaciares afluentes ficam acima da depressão glacial principal, e lhos denomina vales pendurados. As partes do solo que foram afectadas pelo arranque e a abrasión, podem ser recheadas pelos denominados lagos paternoster, nome do latín (Pai nosso) que faz referência a uma estação das contas do rosario.

Na cabeceira de um glaciar há uma estrutura muito importante, chama-se circo glaciar e tem uma forma de tazón com paredes escarpadas em três lados, mas abertas pelo lado que desce ao vale. No circo dá-se o agregado do gelo. Estes começam como irregularidades no lado da montanha que depois vão aumentando de tamanho pelo acuñamiento do gelo. Após que o glaciar se derrite, estes circos costumam ser ocupados por um pequeno lago de montanha denominado tarn.

Às vezes quando há dois glaciares separados por uma divisória, e esta, localizada entre os circos, é erosionada se cria uma garganta ou passo. A esta estrutura denomina-lha porto de montanha.

Os glaciares também são responsáveis pela criação de fiordos , ensenadas profundas e escarpadas que se encontram nas altas latitudes. Com profundidades que podem superar o km, são provocados pela elevação postglacial do nível do mar e, portanto, à medida que este aumentava, as águas marinhas iam penetrando para o interior do vale glaciar. O fiordo escandinavo mais longo é o de Sogne, com mais de 200 km terra adentro.

Em latitudes mais baixas, o aumento postglacial do nível do mar produziu também um fenómeno similar que se denomina ria: um vale, neste caso fluvial, ocupado pelas águas marinhas após as glaciaciones do Pleistoceno pelo próprio aumento do nível do mar ao ter-se derretido os grandes glaciares continentais de Eurasia e América do Norte.

Arestas e horns

Além das características que os glaciares creiam em um terreno montanhoso, também é provável encontrar cristas sinuosas de bordas agudos que recebem o nome de arestas e bicos piramidales e agudos chamados horns.

Ambos rasgos podem ter o mesmo processo desencadenante: o aumento de tamanho dos circos produzidos por arranque e pela acção do gelo. No caso dos horns, o motivo de sua formação são os circos que rodeiam a uma sozinha montanha.

As arestas surgem de maneira similar; a única diferença encontra-se que nos circos não estão localizados em círculo, senão mais bem em lados opostos ao longo de uma divisória. As arestas também podem produzir com o encontro de dois glaciares paralelos. Neste caso, as línguas glaciares vão estreitando as divisórias à medida que se erosionan e pulen os vales adjacentes.

Rochas aborregadas

São formadas pelo passo do glaciar quando esculpe pequenas colinas a partir de protuberâncias do leito de rochas. Uma protuberância de rocha deste tipo recebe o nome de rocha aborregada. As rochas aborregadas são formadas quando a abrasión glaciar alisa a suave pendente que está na frente do gelo glaciar que se aproxima e o arranque aumenta a inclinação do lado oposto à medida que o gelo passa acima da protuberância. Estas rochas indicam a direcção do fluxo do glaciar.

Colinas asimétricas ou Drumlins

Artigo principal: Drumlin
Drumlins.

As morrenas não são as únicas formas depositadas pelos glaciares. Em determinadas áreas que em alguma ocasião estiveram cobertas por glaciares de casquete continentais existe uma variedade especial de paisagem glacial caracterizado por colinas lisas, alongadas e paralelas chamadas colinas asimétricas.

As colinas asimétricas são de perfil aerodinámico compostas principalmente por till. Sua altura oscila entre 15 a 50 metros e podem chegar a medir até 1 km de longitude. O lado empinado da colina olha a direcção desde a qual avançou o gelo, enquanto a pendente mais longa segue a direcção de deslocação do gelo.

As colinas asimétricas não aparecem em forma isolada, pelo contrário, se encontram agrupados no que se denomina campos de colinas. Um deles se encontra em Rochester , Nova York, e se calcula que contém umas 10.000 colinas.

Ainda que não se sabe com certeza como se formam, se se observa o aspecto aerodinámico, se pode inferir que foram moldadas na zona de fluxo plástico de um glaciar antigo. Acha-se que muitas colinas originam-se quando os glaciares avançam sobre derrubios glaciares previamente depositados, remodelando o material.

Derrubios glaciares estratificados

A água que surge da zona de ablación se afasta do glaciar em uma capa plana que transporta fino sedimento; à medida que diminui a velocidade, os sedimentos conteúdos começam a depositar-se e então a água de fusão começa a desenvolver canais anastomosados. Quando esta estrutura se forma em associação de um glaciar de casquete, recebe o nome de planície aluvial e quando está fundamentalmente confinada em um vale de montanha, lha costuma denominar comboio de vale.

Paisagem produzida por um glaciar em retrocesso.

As planícies de aluvión e os comboios de vale costumam estar acompanhados de pequenas depressões conhecidas como kettles ou marmitas de gigante, como se lhes denominam em espanhol (termo adoptado do francês), ainda que é uma forma menor do relevo que se forma nas correntes fluviales, pelo que não deveria se considerar em sentido estrito como um termo relacionado com os glaciares, ainda que são muito frequentes em terrenos fluvioglaciares. No entanto, há que ter em conta que um molino glaciar pode produzir marmitas de gigante no fundo dos glaciares e ficar ao descoberto depois do retrocesso dos mesmos. As depressões de glaciar produzem-se também em depósitos de till. As depressões maiores produzem-se quando enormes blocos de gelo ficam estancados no derrubio glaciar e após derretirse deixam ocos no sedimento, dando origem, quase sempre, a um sistema formado por numerosos lagos interconectados entre si com formas alongadas e paralelas entre si, com uma direcção mais ou menos coincidente com a direcção do avanço do gelo durante as glaciaciones do Pleistoceno. É uma morfología glaciar muito frequente na Finlândia (que costuma se denominar "o país dos 10.000 lagos), no Canadá e em alguns dos estados dos Estados Unidos como Alaska, Wisconsin e Minnesota. A amplitude destas depressões, pelo geral, não supera os 2 km, salvo em Minnesota e outras partes, ainda que em alguns casos chegam a atingir os 50 km de diâmetro. As profundidades oscilam entre os 10 e os 50 metros.

Depósitos em contacto com o gelo

Quando um glaciar diminui seu tamanho até um ponto crítico, o fluxo se detém e o gelo se estanca. Enquanto, as águas de fusão que correm por em cima, no interior e por embaixo do gelo deixam depósitos de derrubios estratificados. Por isso, à medida que o gelo vai derritiéndose, vai deixando depósitos estratificados em forma de colinas, terraços e cúmulos. A este tipo de depósitos conhece-lhos como depósitos em contacto com o gelo.

Quando estes depósitos têm a forma de colinas de laderas empinadas ou montículos lhos chama kames. Alguns kames formam-se quando a água de fusão deposita sedimentos através de aberturas no interior do gelo. Em outros casos, só são o resultado de leques ou deltas para o exterior do gelo, produzidos pela água de fusão.

Quando o gelo glaciar ocupa um vale podem se formar terraços de kame ao longo dos lados do vale.

Um terceiro tipo de depósito em contacto com o gelo está caracterizado por sinuosas cristas longas e estreitas compostas fundamentalmente de areia e grava. Algumas destas cristas têm alturas que superam os 100 metros e suas longitudes ultrapassam os 100 km. Trata-se dos eskers, cristas depositadas pelos rios de águas de fusão que fluem por embaixo de uma massa de gelo glaciar que avança lentamente. Estes rios servem de aliviadero à água de fusão que forma o glaciar em contacto com o solo e ocupam uma espécie de grutas muito alongadas baixo o glaciar. A origem destas colinas alongadas encontra-se na diferente capacidade de arraste de sedimentos entre o gelo (que é muito maior) e a água: no cauce destes rios subterrâneos vão-se acumulando materiais arrastados pelo glaciar que a água não pode seguir transportando. De aqui que os eskers sejam colinas alongadas por onde passaram os rios internos de um glaciar. São muito frequentes na Finlândia e costumam apresentar uma direcção no mesmo sentido de deslocação do glaciar.

A glaciación do Cuaternario

Em 1821 , um engenheiro suíço, Ignaz Venetz, apresentou um artigo no que sugeria a presença de rasgos de paisagem glaciar a distâncias consideráveis dos Alpes. Esta ideia foi negada por outro cientista suíço, Louis Agassiz, mas quando se encaminhou a demonstrar seu invalidez, em realidade terminou acreditando as presunções deste colega e outros que lhe seguiram, como De Saussure, Esmark e Charpentier. Efectivamente, em um ano mais tarde de seu excursión com Charpentier (1836), Agassiz propôs a hipótese de uma grande época glacial que teria tido efeitos gerais e de longo alcance. Sua contribuição à chamada Teoria Glacial consolidou seu prestígio como naturalista.

Com o tempo, e graças ao refinamiento do conhecimento geológico, comprovou-se que teve vários períodos de avanço e retrocesso dos glaciares e que as temperaturas reinantes na Terra eram muito diferentes das actuais.

Estabeleceu-se uma divisão cuádruple da glaciación cuaternaria para Norteamérica e Europa. Estas divisões basearam-se principalmente no estudo dos depósitos glaciares. Na América do Norte, a cada uma destas quatro etapas foi denominada pelo estado no que se encontravam depósitos dessa etapa eram patentes. Em ordem de aparecimento esses períodos glaciais (ou glaciaciones, s.a.) são os seguintes: Günz (Nebrasquiense em Norteamérica), Mindel (Kansaniense em Norteamérica), Riss (Illinoisiense em Norteamérica), e Würm (Wisconsinense em Norteamérica). Esta classificação foi refinada graças ao estudo detalhado dos sedimentos do fundo oceánico. Graças a que os sedimentos do fundo oceánico, a diferença dos continentais, não estão afectados por descontinuidades estratigráficas, senão que resultam de um processo contínuo, são especialmente úteis para determinar os ciclos climáticos do planeta.

Desta maneira, as divisões identificadas têm passado a ser umas vinte e a duração da cada uma destas é de aproximadamente 100.000 anos. Todos estes ciclos estão localizados no que se conhece como a glaciación cuaternaria.

Durante seu auge, o gelo deixou sua marca em quase o 30% da superfície continental cobrindo por completo uns 10 milhões de quilómetros quadrados da América do Norte, 5 milhões de km² da Europa e 4 milhões de km² da Sibéria. A quantidade de gelo glaciar no hemisfério norte foi o duplo que no sul. Isto se justifica porque no hemisfério sul, o gelo não encontrou para o cobrir mais território que o antártico.

Na actualidade considera-se que a glaciación começou entre faz 2 e 3 milhões de anos, definindo o que se conhece como Pleistoceno.

Alguns efeitos do período glacial cuaternario

Os efeitos do período glacial cuaternario ainda se evidencian. Sabe-se que espécies de animais e plantas se viram obrigadas a emigrar enquanto outras não puderam se adaptar. Não obstante, a evidência mais importante é o actual levantamento que experimentam Escandinavia e Norteamérica. Por exemplo, sabe-se que a baía de Hudson nos últimos milhares de anos se elevou uns 300 metros. O motivo desta ascensão da corteza deve-se a um equilíbrio isostático. Esta teoria sustenta que quando uma massa, como um glaciar, pandea a corteza terrestre, esta última se afunda pela pressão, mas uma vez que o glaciar se derrite, a corteza começa a elevar até sua posição original, isto é, a seu nível de equilíbrio, ao libertar do peso do próprio glaciar. A esta espécie de rebote também se lhe denomina movimento eustático.

Pressão de um casquete glaciar sobre a corteza

Causas das glaciaciones

Apesar do conhecimento adquirido durante os últimos anos, pouco sabe-se a respeito das causas das glaciaciones.

As glaciaciones generalizadas têm sido raras na história da Terra. No entanto, a Idade de Gelo no pleistoceno não foi o único evento de glaciación já que se identificaram depósitos denominados tilitas, uma rocha sedimentaria formada quando se litifica o till glacial.

Estes depósitos encontrados em estratos de idades diferentes apresentam características similares como fragmentos de rocha serrilhada, algumas superpostas a superfícies de leito de rocha polida e estriada ou sócias com areniscas e conglomerados que mostram rasgos de depósitos de planície aluvial.

Identificaram-se dois episódios glaciares Precámbricos, o primeiro faz aproximadamente 2.000 milhões de anos e o segundo faz uns 600 milhões de anos. Ademais, em rochas do Paleozoico tardio, de uma antigüedad de uns 250 milhões de anos encontrou-se um registo bem documentado de uma época glacial anterior.

Ainda que existem diferentes ideias científicas a respeito dos factores determinantes das glaciaciones as hipóteses mais importantes são duas: a tectónica de placas e as variações da órbita terrestre.

Tectónica de placas

Como os glaciares podem-se formar só sobre terra firme, a ideia da tectónica de placas sugere que a evidência de glaciaciones anteriores se encontra presente a latitudes tropicais como as placas tectónicas à deriva têm transportado aos continentes desde latitudes tropicais até regiões próximas aos pólos. A evidência de estruturas glaciares em Sudamérica , África, Austrália e a Índia avalan esta ideia, como sabe-se que experimentaram um período glacial cerca do final do Paleozoico, faz uns 250 milhões de anos.

A ideia de que as evidências de glaciaciones encontradas nas latitudes médias está estreitamente relacionada à deslocação das placas tectónicas e foi confirmada com a ausência de rasgos glaciares no mesmo período para as latitudes mais altas de Norteamérica e Eurasia, o que indica, como é óbvio, que suas localizações eram muito diferentes das actuais. Em outra ordem de ideias, o que actualmente se explodam minas de carvão no archipiélago de Svalbard também serve para corroborar a ideia da deslocação das placas tectónicas, já que não existe actualmente em dito archipiélago uma vegetación suficiente como para explicar estes yacimientos de carvão mineral.

As mudanças climáticas também estão relacionados às posições dos continentes, pelo que têm variado em conjunto com a deslocação de placas que, ademais, afectou os padrões de correntes oceánicas o que a sua vez levou a mudanças na transmissão do calor e a humidade. Como os continentes deslocam-se muito devagar (cerca de 2 centímetros ao ano), semelhantes mudanças provavelmente ocorrem em períodos de milhões de anos.

Variações na órbita terrestre

Como a deslocação das placas tectónicas é muito lento, esta explicação não pode se utilizar para explicar a alternancia entre climas glacial e interglacial que se produziu durante o Pleistoceno. Por tal motivo, os cientistas acham que tais oscilações climáticas do Pleistoceno devem estar unidas a variações da órbita terrestre. Esta hipótese foi formulada pelo yugoslavo Milutin Milankovitch e baseia-se na premisa de que as variações da radiación solar entrante constituem um factor fundamental no controle do clima terrestre.

O modelo está baseado em três elementos:

  1. Variações em excentricidade da órbita da Terra ao redor do Sol;
  2. mudanças na oblicuidad, isto é, as mudanças no ângulo que forma o eixo com o plano da órbita terrestre, e
  3. A flutuação do eixo da Terra, conhecido como precesión.

Apesar de que as condições de Milankovitch não parecem justificar grandes mudanças na radiación incidente, a mudança se faz sentir porque muda o grau de contraste das estações.

Um estudo de sedimentos marinhos que continham certos microorganismos climaticamente sensíveis até faz cerca de meio milhão de anos atrás foram comparados com estudos da geometria da órbita terrestre, o resultado foi contundente: as mudanças climáticas estão estreitamente relacionados aos períodos de oblicuidad, precesión e excentricidade da órbita da Terra.

Em general, com os dados recolhidos pode-se afirmar que a tectónica de placas é só aplicável para períodos muito longos, enquanto a proposta de Milankovitch, apoiada por outros trabalhos, se ajusta às alternancias periódicas dos episódios glaciais e interglaciales do Pleistoceno. Deve ter-se em conta que estas proposições, estão sujeitas a críticas. Ainda não se sabe com certeza se há outros factores envolvidos.

Curiosidades

Referências

  1. ↑ (BENN & EVANS, 1998)
  2. ↑ (Louis Lliboutry , 1956)
  3. ↑ ( CASASSA, 2004, imprensa)
  4. ↑ (BENN &EVANS, 1998).
  5. ↑ ( ACKERT JR., 1998).
  6. ↑ ( CLARK et a o, 1998)
  7. ↑ (Erosión e transporte de um glaciar em Strahler 1997:470)
  8. ↑ (Erosión e transporte de um glaciar em Strahler 1997:470-471)

Bibliografía complementar

Veja-se também

Enlaces externos

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