Glaciar

Glaciar en el parque Estatal Chugach, Alaska, Estados Unidos...

...Vista a�rea de un glaciar en el mismo parque.

Glaciar Johns Hopkins, Parque Nacional Bah�a del Glaciar, Alaska, Estados Unidos.

Glaciar Quelccaya en Per�.

Glaciar Pastoruri en Per�.

Glaciar Ritacuba en Colombia.

Glaciar del Nevado del Tolima en Colombia.

Un glaciar (del franc�s glacier) es una gruesa masa de hielo y nieve originada en la superficie terrestre por acumulaci�n, compactaci�n y recristalizaci�n de la nieve,​​ mostrando evidencias de flujo en el pasado o en la actualidad. Su existencia es posible cuando la precipitaci�n anual de nieve supera la fusionada en verano, por lo cual la mayor�a se encuentra en zonas cercanas a los polos, aunque existen en otras zonas, como en monta�as. El proceso del crecimiento y establecimiento del glaciar se llama glaciaci�n, aunque este t�rmino se suele reservar para describir periodos fr�os de la historia de la Tierra en los que se formaron abundantes masas de hielo y glaciares. Los glaciares del mundo son variados y se pueden clasificar seg�n su forma ya sea de valle, de nicho, campo de hielo o por r�gimen clim�tico como el tropical, temperado o polar, o condiciones t�rmicas de base fr�a, base caliente o politermal.​

Un 10 % de la Tierra est� cubierta de glaciares, y en tiempos geol�gicos recientes ese porcentaje lleg� al 30 %.​ Los glaciares del mundo acumulan m�s del 75 % del agua dulce del planeta.​ En la actualidad 91 % del volumen y 84 % del �rea total de glaciares est� en la Ant�rtida, 8 % del volumen y 14 % del �rea en Groenlandia sumando el resto de los glaciares 4 % del �rea y menos del 1 % del volumen.​

Los casquetes polares, glaciares continentales o inlandsis, son los glaciares m�s importantes que existen actualmente sobre la Tierra. Ocupan en total 15 millones de km�, lo que significa el 90 % las �reas cubiertas por el hielo. El casquete de la Ant�rtida es el m�s extenso.​

Formaci�n

Formaci�n del hielo glaciar.

Los glaciares son producto del clima​ y est�n permanentemente intercambiando masa con otras partes del sistema hidrol�gico.​ Los glaciares crecen con la adici�n de nieve y otros tipos de hielo y pierden masa por fusi�n de hielo en agua, evaporaci�n (sublimaci�n) y el desmembramiento de t�mpanos de hielo.​ La diferencia entre ganancias y p�rdidas de masa de un glaciar se llama balance glaciar.​ Cuando el balance de masa da negativo el glaciar pierde masa y cuando es positivo gana masa creciendo.​ A la adici�n de masa de un glaciar se le llama acumulaci�n y a la p�rdida ablaci�n.​

Las principales formas de acumulaci�n son la precipitaci�n directa de nieve, la escarcha, el congelamiento de agua l�quida, nieve transportada por vientos, nieve y hielo tra�dos por avalanchas, cencelladas y el congelamiento de agua en las capas basales.​ En los glaciares se suele trazar una l�nea imaginaria llamada l�nea de equilibrio la cual divide al glaciar en cuesti�n en dos zonas, una de acumulaci�n y una de ablaci�n en t�rminos netos.​

Formaci�n de hielo glaciar

En los lugares de un glaciar donde la acumulaci�n de nieve es mayor a la ablaci�n se va acumulando nieve de a�o a a�o y las capas m�s profundas de la nieve se van transformando en hielo glaciar.​​ La transformaci�n en hielo glaciar se debe a dos procesos, uno de compactaci�n y otro de metamorfismo.​ La velocidad de la transformaci�n depende de la humedad y la temperatura.​ Los cristales de nieve que precipitan sobre un glaciar tienen formas que van desde hex�gonos y agujas a otras m�s complicadas, pero estas formas son inestables al acumularse ya sea en un glaciar o en otra parte y se evaporan en �reas de alta exposici�n y reciben condensación en lugares más protegidos, lo que termina por darles un aspecto más redondo.​ Antes de convertirse en hielo glaciar la nieve se torna en neviza, que esencialmente es nieve que ha sobrevivido un año por lo menos.​

En los glaciares, donde la fusión se da en la zona de acumulación de nieve, la nieve puede convertirse en hielo a través de la fusión y el recongelamiento (en períodos de varios años). En la Antártida, donde la fusión es muy lenta o no existe (incluso en verano), la compactación que convierte la nieve en hielo puede tardar miles de años. La enorme presión sobre los cristales de hielo hace que éstos tengan una deformación plástica, cuyo comportamiento hace que los glaciares se muevan lentamente bajo la fuerza de la gravedad como si se tratase de un enorme flujo de tierra. A este casquete de hielo en la Antártida se lo clasifica como polar o frío por estar totalmente refrigerado, por estar ubicado en el polo y por no pasar por una estación estival de fusión, ya que el verano es casi inexistente.

Fotografías con bajo y alto contraste del Glaciar Byrd (Antártida). La versión de bajo contraste es similar en nivel de detalle a lo que el ojo vería—suave y casi sin rasgos característicos. La fotografía inferior utiliza un contraste aumentado para destacar las líneas de flujo en la capa de hielo y en las grietas inferiores.

El tamaño de los glaciares depende del clima de la región en que se encuentren. El balance entre la diferencia de lo que se acumula en la parte superior con respecto a lo que se derrite en la parte inferior recibe el nombre de balance glaciar. En los glaciares de montaña, el hielo se va compactando en los circos, que vendrían a ser la zona de acumulación equivalente a lo que sería la cuenca de recepción de los torrentes. En el caso de los glaciares continentales, la acumulación sucede también en la parte superior del glaciar, pero es un resultado más de la formación de escarcha, es decir, del paso directo del vapor de agua del aire al estado sólido por las bajas temperaturas de los glaciares, que por las precipitaciones de nieve. El hielo acumulado se comprime y ejerce una presión considerable sobre el hielo más profundo. A su vez, el peso del glaciar ejerce una presión centrífuga que provoca el empuje del hielo hacia el borde exterior del mismo donde se derrite; a esta parte se la conoce como zona de ablación. Cuando llegan al mar, forman los icebergs al fragmentarse sobre el agua oceánica, como puede verse en una imagen de satélite de Google maps correspondiente a la Bahía de Melville, al noroeste de Groenlandia. En los glaciares de valle, la línea que separa estas dos zonas (la de acumulación y la de ablación) se llama línea de nieve o línea de equilibrio. La elevación de esta línea varía de acuerdo con las temperaturas y la cantidad de nieve caída y es mucho mayor en las vertientes o laderas de solana que en las de umbría. También es mucho mayor en las de sotavento que en las de barlovento.

Este mapa del balance de cambios de los glaciares de montaña desde el año de 1970 muestra la disminución del grosor en amarillo y rojo, y el aumento en azul.

Los glaciares de Groenlandia y de la Antártida resultan mucho más difíciles de medir, ya que los avances y retrocesos del frente pueden estar compensados por una mayor o menor acumulación de hielo en la parte superior, presentándose una especie de ciclos de avance y retroceso que se retroalimentan mutuamente dando origen a una compensación dinámica en las dimensiones del glaciar. En otras palabras: un descenso de la altura del glaciar de la Antártida, por ejemplo, podría generar un mayor empuje hacia afuera, y al mismo tiempo, un mayor margen para que se acumule de nuevo una cantidad de hielo similar a la que existía previamente: recordemos que esta altura (unos 3 km) está determinada por el balance glaciar, que tiene una especie de techo determinado sobre el cual no se puede acumular más hielo por la escasa cantidad de vapor de agua que tiene el aire a gran altura (por lo general, a más de 3000 m).

Clasificación

Existen varias formas de clasificar a los glaciares.​ Respecto a los glaciares de roca existe una disputa en si deben ser considerados glaciares o no.​

Según temperatura

El hielo de los glaciares suele ser distinguido en hielo temperado que esta a la temperatura de fusión y hielo frío que está por debajo de esta temperatura. Esta clasificación se ha extrapolado a glaciares enteros con las siguientes categorías como resultado:​

• Glaciar temperado: es aquel que está, con excepción de las capas superficiales, a la temperatura de fusión (aproximadamente).
• Glaciar subpolar: son los que son templados en sus partes interiores, pero fríos en sus bordes.
• Glaciar polar: son los que están enteramente bajo la temperatura de fusión. En este caso, es la elevada presión que se deriva del propio peso del hielo, lo que mantiene el agua congelada.

En realidad, esta clasificación de los glaciares no resulta muy funcional porque se trata de un fenómeno más complejo de lo que parece. Por ejemplo, los glaciares polares no son los únicos en los que la temperatura de la masa glaciar está por debajo del punto de fusión. También en los glaciares de montaña, incluso de la zona intertropical, se encuentran en esa situación, aunque su masa, espesor y presión que soportan sea mucho menor que en los glaciares polares. Todo ello hay que tenerlo muy en cuenta, porque en este último caso han dado origen a aludes o avalanchas de enormes proporciones y de trágicas consecuencias, como sucedió en los aluviones de Ranrahirca y Yungay en Perú y de Armero en Colombia. En el caso del Perú, las catástrofes de Ranrahirca (10 de enero de 1962) y de Yungay (31 de mayo de 1970) tuvieron motivos sísmicos, ya que los terremotos fueron los causantes del desprendimiento violento de grandes masas del glaciar del Huascarán. Y en el caso de Armero, el motivo fue una erupción volcánica del Nevado del Ruiz el 13 de noviembre de 1985. Durante cierto tiempo antes de la tragedia de Armero, el volcán estuvo en erupción, lo que motivó el progresivo calentamiento de la base del glaciar, que conservó su estado sólido (por el motivo ya señalado de que el hielo es mal conductor del calor), pero que, al derretirse dicha base actuó como un lubricante y se produjo el catastrófico aluvión o desprendimiento de hielo, agua, tierra, rocas y árboles (lahar) que arrasaron a la ciudad de Armero causando más de 20 000 muertos.

Según morfología

Una forma es clasificar a los glaciares por su morfología aunque es preciso tener en cuenta que existe un continuo entre las diversas morfologías y que cada glaciar es único.​ Basándose en clasificaciones morfológicas anteriores los glaciólogos Douglas Benn y David Evans han clasificado a los glaciares en:​

• Mantos de hielo y casquetes de hielo. Este tipo de glaciares cubre todo el paisaje por lo menos en sus partes centrales y su flujo es en gran medida independiente de la topografía que haya debajo.
  • Domo de hielo
  • Glaciar exhutorio: Morfológicamente, los glaciares efluentes ocupan depresiones del lecho glaciar y valles encajonados, labrando la base rocosa por efectos de la acción del hielo en las márgenes de los campos de hielo y son limitados por terrenos libres de hielo.
  • Corriente de hielo
• Glaciares controlados por la topografía.
  • Campo de hielo
  • Glaciar de valle
  • Glaciares de transección
  • Glaciar de circo
  • Lóbulo de piedemonte
  • Glaciarete
  • Apron de hielo (Delantal de hielo)
  • Franja de hielo
• Glaciares marinos. Estos glaciares se forman cuando un glaciar es forzado a flotar sobre agua o cuando hielo marino se engruesa producto de acumulación superficial o acreción por debajo.
  • Elevación de hielo
  • Plataforma de hielo de glaciar
  • Plataforma de hielo marina

Hidrología

Dado que los glaciares están compuestos por agua forman parte del ciclo hidrológico. Los glaciares actúan como reservas de agua que retienen parte de las precipitaciones.​ Los glaciares del mundo albergan 68,7 % del agua dulce de la Tierra.​ El agua l�quida de los glaciares puede provenir de dos fuentes: de la fusi�n de nieve o hielo o directamente de lluvia. El sistema hidrol�gico interno de un glaciar es complejo variando de lugares de percolaci�n a sistemas de t�neles, grietas y cuevas.​

Existen varias formas en las que agua l�quida puede ser almacenada dentro de un glaciar como en nieve y firn, en crevasses, en lagunas supraglaciales, cavidades englaciales y subglaciales aparte del sistema de drenaje subglacial y englacial as� como tambi�n en los sedimentos subglaciales.​ Los glaciares afectan la hidrolog�a de las hoyas hidrogr�ficas a�n en cuencas donde la superficie glaciarizada es reducida.​ La descarga de agua de un glaciar suele ser estacional siendo m�s alta en verano.​

En el caso de glaciares temperados estos est�n en la primavera tard�a cubiertos por nieve a la temperatura de fusi�n.​ En los glaciares temperados el agua de fusi�n percola a trav�s del firn hasta llegar a un nivel donde el firn se encuentra saturado de agua l�quida.​ Esta agua se encuentra impedida de seguir percolando por el hielo que hay debajo del firn en los glaciares el cual es pr�cticamente impermeable.​ Esto termina por forma un acu�fero abierto en el firn.​ El grosor del acu�fero va a depender de la eficiencia del drenaje englacial y tambi�n de la gradiente hidr�ulica.​ En los estos del firn aproximadamente 40 % del espacio de los poros puede ser ocupado por agua siendo el 60 % restante ocupado por aire atrapado.​

Glaciar Perito Moreno, parque nacional Los Glaciares, Santa Cruz, Argentina; fue declarado Patrimonio de la Humanidad por la UNESCO en 1981.

Movimiento

El Glaciar de Malaespina al sureste de Alaska, abri�ndose en abanico sobre sus propios derrubios (till), sin llegar a alcanzar el oc�ano, cuyas aguas son relativamente c�lidas durante todo el a�o y lo derretir�an r�pidamente.

El hielo se comporta como un s�lido quebradizo hasta que su acumulaci�n alcanza los 50 metros de espesor. Una vez sobrepasado este l�mite, el hielo se comporta como un material pl�stico y empieza a fluir. El hielo glaciar consiste en capas de mol�culas empaquetadas unas sobre otras. Las uniones entre las capas son m�s d�biles que las existentes dentro de cada capa, por lo que cuando el esfuerzo sobrepasa las fuerzas de los enlaces que mantienen a las capas unidas, �stas se desplazan unas sobre otras.

Otro tipo de movimiento es el deslizamiento basal. Este se produce cuando el glaciar entero se desplaza sobre el terreno en el que se encuentra. En este proceso, el agua de fusi�n contribuye al desplazamiento del hielo mediante la lubricaci�n. El agua l�quida se origina como consecuencia de que el punto de fusi�n disminuye a medida que aumenta la presi�n. Otras fuentes para el origen del agua de fusi�n pueden ser la fricci�n del hielo contra la roca, lo que aumenta la temperatura y por �ltimo, el calor proveniente de la Tierra.

El desplazamiento de un glaciar no es uniforme, ya que est� condicionado por la fricci�n y la fuerza de gravedad. Debido a la fricci�n, el hielo glaciar inferior se mueve m�s lento que las partes superiores. A diferencia de las zonas inferiores, el hielo ubicado en los 50 metros superiores, no est�n sujetos a la fricci�n y por lo tanto son m�s r�gidos. A esta secci�n se la conoce como zona de fractura. El hielo de la zona de fractura viaja encima del hielo inferior y cuando este pasa a trav�s de terrenos irregulares, la zona de fractura crea grietas que pueden tener hasta 50 metros de profundidad, donde el flujo pl�stico las sella. La rimaya es un tipo especial de grieta que suele formarse en los circos glaciares y tiene una direcci�n transversal al movimiento por gravedad del glaciar. Podr�a decirse que es una grieta que se forma en los puntos donde se separa la nieve del fondo del circo del hielo que todav�a est� bien adherido en la parte superior.

Velocidad

El glaciar Columbia en Alaska muestra la anomal�a de su frente c�ncavo, lo que nos indica que el hielo se derrite m�s r�pidamente en su parte central (que es la que mayor volumen y profundidad tiene) por la sencilla raz�n de que las aguas relativamente c�lidas del oc�ano derriten r�pidamente dicho frente al llegar al nivel del mar.

La velocidad de desplazamiento de los glaciares est� determinada por la fricci�n y la pendiente. Como se sabe, la fricci�n hace que el hielo de fondo se desplace a una velocidad menor que las partes superiores. En el caso de los glaciares alpinos, esto tambi�n se aplica para la fricci�n de las paredes de los valles, por lo que las regiones centrales son las que presentan un mayor desplazamiento. Esto fue confirmado en experimentos realizados en el siglo XIX en los que se utilizaron estacas alineadas en glaciares alpinos y se analiz� su evoluci�n. Posteriormente se confirm� que las regiones centrales se hab�an desplazado mayores distancias, adem�s de tener mayor profundidad. Sucede exactamente lo mismo, aunque a menor velocidad, que el agua de los r�os movi�ndose en sus cauces. Es el caso del Glaciar de Malaespina, donde vemos las capas centrales que indican un mayor espesor, crecimiento y velocidad en esa parte central, desarrollando as�, una forma t�picamente redondeada como sucede en los deltas o conos de deyecci�n fluviales. Sin embargo, esta idea dista de ser algo absoluto, ya que existen glaciares que al llegar al nivel del mar presentan dos tipos de comportamientos: en el primer caso, el glaciar que termina sobre una morrena terminal lo cual le confiere una forma redondeada (glaciar pata de elefante) y dicha zona que descansa sobre la propia morrena se mantiene aislada sobre las aguas marinas, por lo que conserva la masa terminal de hielo. El segundo caso se presenta cuando el frente del glaciar termina en un mar donde las corrientes marinas y las propias mareas mantienen todo el a�o unas aguas relativamente c�lidas (superior a los 0� y hasta los 10�) con lo que el frente del glaciar hace sucumbir r�pidamente al avance del hielo, lo que le da una forma particular c�ncava hacia adelante porque el agua oce�nica, que tiene mayor temperatura y velocidad funde de manera efectiva el frente del glaciar a pesar de ser la parte de mayor espesor y de mayor rapidez de movimiento, como sucede en el glaciar Columbia de Alaska. Como resulta obvio, el agua oce�nica durante el pleamar tiene mayor velocidad cuando choca con el glaciar, al que derrite en el frente de choque que se produce donde la marea alcanza su nivel m�ximo de penetraci�n en el valle glaciar.

Las velocidades medias var�an. Algunos presentan velocidades tan lentas que los �rboles pueden establecerse entre los derrubios depositados. En otros casos, sin embargo, se desplazan varios metros por d�a. Tal es el caso del glaciar Byrd, un glaciar de desbordamiento en la Ant�rtida que, de acuerdo a estudios satelitales, se desplazaba de 750 a 800 metros por a�o (unos dos metros por d�a).

El avance de muchos glaciares puede estar caracterizado por per�odos de avance extremadamente r�pidos llamados oleadas. Los glaciares que exhiben oleadas, se comportan de una manera normal hasta que repentinamente aceleran su movimiento para despu�s volver a su estado anterior. Durante las oleadas, la velocidad de desplazamiento es hasta 100 veces mayor que bajo condiciones normales.

En realidad, el avance o retroceso de un glaciar tanto si es de valle como continental depende del balance glaciar. Ello significa que algo que no se suele citar es que en la ecuaci�n de la velocidad y volumen del hielo que se funde hay que tomar en cuenta, no solo la p�rdida del hielo que se funde, sino la alimentaci�n, que resulta mucho m�s dif�cil de medir y abarca per�odos mucho m�s largos, dif�ciles de cuantificar, no solo en t�rminos meteorol�gicos, sino tambi�n en t�rminos clim�ticos.

Erosi�n

Las rocas y los sedimentos son incorporados al glaciar por varios procesos. Los glaciares erosionan el terreno principalmente de dos maneras: la abrasi�n y arranque.

Abrasi�n y arranque

A medida que el glaciar fluye sobre la superficie fracturada del lecho de roca, ablanda y levanta bloques de roca que incorpora al hielo. Este proceso conocido como arranque glaciar, se produce cuando el agua de deshielo penetra en las grietas y las diaclasas del lecho de roca y del fondo del glaciar y se hiela recristaliz�ndose. Conforme el agua se expande al congelarse, act�a como una palanca que suelta la roca levant�ndola. De esta manera, sedimentos de todos los tama�os entran a formar parte de la carga del glaciar.​

Diagrama del arranque glaciar y la abrasi�n.

La abrasi�n ocurre cuando el hielo y la carga de fragmentos rocosos se deslizan sobre el lecho de roca y funcionan como un papel de lija que alisa y pule la superficie situada debajo. La roca pulverizada por la abrasi�n recibe el nombre de harina de roca. Esta harina est� formada por granos de roca de un tama�o del orden de los 0,002 a 0,00625 mm. A veces, la cantidad de harina de roca producida es tan elevada que las corrientes de agua de fusi�n adquieren un color gris�ceo.

Una de las caracter�sticas visibles de la erosi�n y abrasi�n glaciar son las estr�as glaciares producidas sobre las superficies rocosas del lecho; fragmentos de roca con afilados bordes contenidos en el hielo marcan surcos a modo de ara�azos finos. Cartografiando la direcci�n de las estr�as se puede determinar el desplazamiento del flujo glaciar, lo cual es una informaci�n de inter�s en el caso de antiguos glaciares.​

Velocidad de erosi�n

La velocidad de erosi�n de un glaciar es muy variable. Esta erosi�n diferencial llevada a cabo por el hielo est� controlada por cuatro factores importantes:

1. Velocidad del movimiento del glaciar.
2. Espesor del hielo.
3. Forma, abundancia y dureza de los fragmentos de roca contenidos en el hielo en la base del glaciar.
4. Erosionabilidad de la superficie por debajo del glaciar.

Derrubios y detritos

Bloque err�tico.

En ambientes de alta monta�a, los glaciares pueden presentar una cobertura detr�tica superficial continua, conocida con el nombre de debris covered glacier. Esta capa produce, tanto en la zona de acumulaci�n, como en la zona de ablaci�n, un proceso progresivo de adelgazamiento de masa que genera una importante acumulaci�n de detritos en ambientes supraglaciales.​ Este tipo de glaciares recubiertos representan la fase intermedia dentro del continuum de los sistemas glaciales (dependientes del flujo de detritos y del hielo dentro del sistema), desde glaciares descubiertos a glaciares rocosos.​

El origen de los detritos supraglaciales se asocia a la existencia de una secuencia: cara libre, talud en laderas con escarpes rocosos, que presentan alta sensibilidad a la meteorizaci�n y descargan detritos en forma directa sobre la superficie glacial.​ La acumulaci�n de detritos supraglaciales influye directamente sobre los procesos de ablaci�n y de flujo de hielo, debido a alteraciones en el albedo y en la conductividad t�rmica del glaciar. En este sentido, Strem (1959), Naakawo & Yonng (1981, 1982) (en Ferrando, 2003) y Benn & Evans (1998) definen un umbral inferior a 1 cm en la capa de detritos como el espesor que favorece la fusi�n del hielo y una capa de detritos de 1 cm o m�s como aislante del hielo subyacente. Los procesos de fusi�n del hielo pueden favorecer el aumento en la capa detr�tica supraglacial, debido a la incorporaci�n de material intraglaciar al manto del debris covered glacier o cobertura detr�tica glaciar. Esta situaci�n, puede generar fen�menos de ablaci�n diferencial, generando procesos de inversi�n del relieve, caracterizados por la fusi�n �in situ� del hielo intersticial de la cobertura detr�tica en las zonas recubiertas del glaciar; este proceso es conocido con el nombre de Karst glacial o Criokarst.

El incremento de detritos sobre la superficie glacial, puede provocar en casos extremos, procesos de ablaci�n con tasas que tienden a cero, generando, en consecuencia, una ineficiente evacuaci�n de los detritos y un proceso cada vez mayor de control topogr�fico en la din�mica del sistema, adem�s de un mayor desarrollo de morrenas medianas y centrales.

Una vez que el material es incorporado al glaciar, puede ser transportado varios kil�metros antes de ser depositado en la zona de ablaci�n. Todos los dep�sitos dejados por los glaciares reciben el nombre de derrubios glaciares. Los derrubios glaciares se dividen por los ge�logos en dos tipos distintos:

• Materiales depositados directamente por el glaciar, que se conocen como tilles o barro glaciar.
• Los sedimentos dejados por el agua de fusi�n del glaciar, denominados derrubios estratificados.

Los grandes bloques que se encuentran en el till o libres sobre la superficie se denominan err�ticos glaciares si son diferentes al lecho de roca en el que se encuentran (esto es, su litolog�a no es la misma que la roca encajada subyacente). Los bloques err�ticos de un glaciar son rocas acarreadas y luego abandonadas por la corriente de hielo. Su estudio litol�gico permite averiguar la trayectoria del glaciar que los deposit�.

Morrenas

Morrenas centrales en la convergencia de dos glaciares.

Morrena es el nombre m�s com�n para los sedimentos descabalados de los glaciares. El t�rmino tiene origen franc�s y fue acu�ado por los campesinos para referirse a los rebordes y terraplenes de derrubios encontrados cerca de los m�rgenes de glaciares en los Alpes franceses. Actualmente, el t�rmino es m�s amplio, porque se aplica a una serie de formas, todas ellas compuestas por till. En muchos glaciares de valle se pueden distinguir los siguientes tipos de morrenas:

Morrena terminal

Una morrena terminal es un mont�culo de material removido previamente y que se deposita al final de un glaciar. Este tipo de morrena se forma cuando el hielo se est� fundiendo y evaporando cerca del hielo del extremo del glaciar a una velocidad igual a la de avance hacia delante del glaciar desde su regi�n de alimentaci�n. Aunque el extremo glaciar est� estacionario, el hielo sigue fluyendo depositando sedimento como una cinta transportadora.

Morrena de fondo

Cuando la ablaci�n supera a la acumulaci�n, el glaciar empieza a retroceder; a medida que lo hace, el proceso de sedimentaci�n de la cinta transportadora contin�a dejando un dep�sito de till en forma de llanuras onduladas. Esta capa de til suavemente ondulada se llama morrena de fondo. Las morrenas terminales que se depositaron durante las estabilizaciones ocasionales del frente de hielo durante los retrocesos se denominan morrenas de retroceso.

Morrena lateral

Los glaciares alpinos producen dos tipos de morrenas que aparecen exclusivamente en los valles de monta�a. El primero de ellos se llama morrena lateral. Este tipo de morrena se produce por el deslizamiento del glaciar respecto a las paredes del valle en el que est� confinado; de esta manera los sedimentos se acumulan en forma paralela a los laterales del valle.

Morrena central

El otro tipo son las morrenas centrales. Este tipo de morrenas es exclusivo de los glaciares alpinos y se forma cuando dos glaciares se unen para formar una sola corriente de hielo. En este caso las morrenas laterales se unen para formar una franja central oscura.

Morrena superficial

est�n situadas en la superficie del glaciar.

Morrena de frente

se sit�an en la parte delantera del glaciar.

Transformaci�n del terreno

Valles glaciares

Paisaje de un glaciar activo.

Sin el efecto de las glaciaciones los valles de monta�a tienen una caracter�stica forma de V, producida por la erosi�n del agua en la vertical. Sin embargo, durante las glaciaciones esos valles se ensancharon y ahondaron, lo que dio lugar a la creaci�n de un valle glaciar en forma de U. Adem�s de su profundizaci�n y ensanchamiento, el glaciar tambi�n alisa los valles gracias a la erosi�n. De esta manera va eliminando los espolones de tierra que se extienden en el valle. Como resultado de esta interacci�n se crean acantilados triangulares llamados espolones truncados, debido a que muchos glaciares profundizan sus valles m�s de lo que hacen sus afluentes peque�os.

Por consiguiente, cuando los glaciares acaban retrocediendo, los valles de los glaciares afluentes quedan por encima de la depresi�n glaciar principal debido a su menor poder erosivo, y se los denomina valles suspendidos. Las partes del suelo que fueron afectadas por el arranque y la abrasi�n, pueden ser rellenadas por los denominados lagos paternoster, nombre del lat�n (Padre nuestro) que hace referencia a una estaci�n de las cuentas del rosario.

En la cabecera de un glaciar hay una estructura muy importante, se llama circo glaciar y tiene una forma de cubeta con paredes escarpadas en tres lados, pero con un lado a veces semiabierto que desciende hacia el valle. En los circos se da la acumulaci�n del hielo. Estos empiezan como irregularidades en el lado de la monta�a que luego van aumentando de tama�o por el acu�amiento del hielo. Despu�s de que el glaciar se derrite, estos circos suelen ser ocupados por un peque�o lago de monta�a denominado tarn. Los lagos formados en un antiguo glaciar de monta�a pueden deberse a dos motivos: cuando son represados por las morrenas laterales y la morrena terminal, la cual termina siendo abierta por la erosi�n del r�o que emana del lago glaciar, como sucede en la laguna de Mucubaj� en Venezuela y los que se deben a la sobreexcavaci�n del glaciar al encontrar atravesada en el valle una roca muy dura (gneiss y granito en los Andes venezolanos, como puede verse en la Laguna Negra). En este caso, lo mismo que sucede con los r�os de lava, el hielo puede acumularse en el fondo del valle y ascender cuando encuentra una roca muy dura, desparram�ndose valle abajo despu�s de salvar el obst�culo.

A veces cuando hay dos glaciares separados por una divisoria, y �sta, ubicada entre los circos, es erosionada se crea una garganta o paso. A esta estructura se le denomina collado, paso, abra o brecha, como sucede en la Brecha de Rolando en los Pirineos, entre el circo de Gavarnie en Francia y el de Ordesa en Espa�a.

Los glaciares tambi�n son responsables de la creaci�n de fiordos, ensenadas profundas y escarpadas que se encuentran en las altas latitudes. Con profundidades que pueden superar el kil�metro, son provocados por la elevaci�n postglacial del nivel del mar y, por lo tanto, a medida que este aumentaba, las aguas marinas iban penetrando hacia el interior del valle glaciar. El fiordo escandinavo m�s largo es el de Sogne, con m�s de 200 km tierra adentro.

En latitudes m�s bajas, el aumento postglacial del nivel del mar produjo tambi�n un fen�meno similar que se denomina r�a: un valle, en este caso fluvial, ocupado por las aguas marinas despu�s del �ltimo per�odo glacial del Pleistoceno, por el propio aumento del nivel del mar al haberse derretido los grandes glaciares continentales de Eurasia y Am�rica del Norte.

Aristas y horns

Adem�s de las caracter�sticas que los glaciares crean en un terreno monta�oso, tambi�n es probable encontrar crestas sinuosas de bordes agudos que reciben el nombre de aristas y picos piramidales y agudos llamados horns.

Ambos rasgos pueden tener el mismo proceso desencadenante: el aumento de tama�o de los circos producidos por arranque y por la acci�n del hielo. En el caso de los horns, el motivo de su formaci�n son los circos que rodean a una sola monta�a.

Las aristas surgen de manera similar; la �nica diferencia se encuentra que en los circos no est�n ubicados en c�rculo, sino m�s bien en lados opuestos a lo largo de una divisoria. Las aristas tambi�n pueden producirse con el encuentro de dos glaciares paralelos. En este caso, las lenguas glaciares van estrechando las divisorias a medida que se erosionan y pulen los valles adyacentes.

Rocas aborregadas

Son formadas por el paso del glaciar cuando esculpe peque�as colinas a partir de protuberancias del lecho de rocas. Una protuberancia de roca de este tipo recibe el nombre de roca aborregada. Las rocas aborregadas son formadas cuando la abrasi�n glaciar alisa la suave pendiente que est� en el frente del hielo glaciar que se aproxima y el arranque aumenta la inclinaci�n del lado opuesto a medida que el hielo pasa por encima de la protuberancia. Estas rocas indican la direcci�n del flujo del glaciar.

Colinas asim�tricas o Drumlins

Drumlins.

Las morrenas no son las �nicas formas depositadas por los glaciares. En determinadas �reas que en alguna ocasi�n estuvieron cubiertas por glaciares de casquete continentales existe una variedad especial de paisaje glaciar caracterizado por colinas lisas, alargadas y paralelas llamadas colinas asim�tricas.

Las colinas asim�tricas son de perfil aerodin�mico compuestas principalmente por till. Su altura oscila entre 15 a 50 metros y pueden llegar a medir hasta 1 km de longitud. El lado empinado de la colina mira la direcci�n desde la cual avanz� el hielo, mientras que la pendiente m�s larga sigue la direcci�n de desplazamiento del hielo.

Las colinas asim�tricas no aparecen en forma aislada, por el contrario, se encuentran agrupados en lo que se denomina campos de colinas. Uno de ellos se encuentra en Rochester, Nueva York, y se calcula que contiene unas 10 000 colinas.

Aunque no se sabe con certeza c�mo se forman, si se observa el aspecto aerodin�mico, se puede inferir que fueron moldeadas en la zona de flujo pl�stico de un glaciar antiguo. Se cree que muchas colinas se originan cuando los glaciares avanzan sobre derrubios glaciares previamente depositados, remodelando el material.

Derrubios glaciares estratificados

El agua que surge de la zona de ablaci�n se aleja del glaciar en una capa plana que transporta fino sedimento; a medida que disminuye la velocidad, los sedimentos contenidos empiezan a depositarse y entonces el agua de fusi�n empieza a desarrollar canales anastomosados. Cuando esta estructura se forma en asociaci�n de un glaciar de casquete, recibe el nombre de llanura aluvial y cuando est� fundamentalmente confinada en un valle de monta�a, se la suele denominar tren de valle.

Paisaje producido por un glaciar en retroceso.

Las llanuras de aluvi�n y los trenes de valle suelen estar acompa�ados de peque�as depresiones conocidas como kettles o marmitas de gigante, como se les denominan en espa�ol (t�rmino adoptado del franc�s), aunque es una forma menor del relieve que se forma en las corrientes fluviales, por lo que no deber�a considerarse en sentido estricto como un t�rmino relacionado con los glaciares, aunque son muy frecuentes en terrenos fluvioglaciares. Sin embargo, hay que tener en cuenta que un molino glaciar puede producir marmitas de gigante en el fondo de los glaciares y quedar al descubierto tras el retroceso de los mismos. Las depresiones de glaciar se producen tambi�n en dep�sitos de till. Las depresiones mayores se producen cuando enormes bloques de hielo quedan estancados en el derrubio glaciar y despu�s de derretirse dejan huecos en el sedimento, dando origen, casi siempre, a un sistema formado por numerosos lagos interconectados entre s� con formas alargadas y paralelas entre s�, con una direcci�n m�s o menos coincidente con la direcci�n del avance del hielo durante los per�odos glaciales que se sucedieron en el Pleistoceno. Es una morfolog�a glaciar muy frecuente en Finlandia (que suele denominarse �el pa�s de los 10 000 lagos�), en Canad� y en algunos de los estados de Estados Unidos como Alaska, Wisconsin y Minnesota. La amplitud de estas depresiones, por lo general, no supera los 2 km, salvo en Minnesota y otras partes, aunque en algunos casos llegan a alcanzar los 50 km de di�metro. Las profundidades oscilan entre los 10 y los 50 metros.

Dep�sitos en contacto con el hielo

Cuando un glaciar disminuye su tama�o hasta un punto cr�tico, el flujo se detiene y el hielo se estanca. Mientras tanto, las aguas de fusi�n que corren por encima, en el interior y por debajo del hielo dejan dep�sitos de derrubios estratificados. Por ello, a medida que el hielo va derriti�ndose, va dejando dep�sitos estratificados en forma de colinas, terrazas y c�mulos. A este tipo de dep�sitos se los conoce como dep�sitos en contacto con el hielo.

Cuando estos dep�sitos tienen la forma de colinas de laderas empinadas o mont�culos se los llama kames. Algunos kames se forman cuando el agua de fusi�n deposita sedimentos a trav�s de aberturas en el interior del hielo. En otros casos, solo son el resultado de abanicos o deltas hacia el exterior del hielo, producidos por el agua de fusi�n.

Cuando el hielo glaciar ocupa un valle pueden formarse terrazas de kame a lo largo de los lados del valle.

Esker en Finlandia, que sirve de base para una carretera moderna

Un tercer tipo de dep�sito en contacto con el hielo est� caracterizado por sinuosas crestas largas y estrechas compuestas fundamentalmente de arena y grava. Algunas de estas crestas tienen alturas que superan los 100 metros y sus longitudes sobrepasan los 100 km. Se trata de los eskers, crestas depositadas por los r�os de aguas de fusi�n que fluyen por debajo de una masa de hielo glaciar que avanza lentamente. Estos r�os sirven de aliviadero al agua de fusi�n que forma el glaciar en contacto con el suelo y ocupan una especie de cuevas muy alargadas bajo el glaciar. El origen de estas colinas alargadas se encuentra en la distinta capacidad de arrastre de sedimentos entre el hielo (que es mucho mayor) y el agua: en el cauce de estos r�os subterr�neos se van acumulando materiales arrastrados por el glaciar que el agua no puede seguir transportando. De aqu� que los eskers sean colinas alargadas por donde pasaron los r�os internos de un glaciar. Son muy frecuentes en Finlandia y suelen presentar una direcci�n en el mismo sentido de desplazamiento del glaciar.

Causas de las glaciaciones

A pesar del conocimiento adquirido durante los �ltimos a�os, poco se sabe acerca de las causas de las glaciaciones.

Las glaciaciones generalizadas han sido raras en la historia de la Tierra. Sin embargo, la Edad de Hielo en el pleistoceno no fue el �nico evento de glaciaci�n, ya que se han identificado dep�sitos denominados tilitas, una roca sedimentaria formada cuando se litifica el till glacial.

Estos dep�sitos encontrados en estratos de edades diferentes presentan caracter�sticas similares como fragmentos de roca estriada, algunas superpuestas a superficies de lecho de roca pulida y acanalada o asociadas con areniscas y conglomerados que muestran rasgos de dep�sitos de llanura aluvial.

Se han identificado dos episodios glaciares Prec�mbricos, el primero hace aproximadamente 2000 millones de a�os y el segundo hace unos 600 millones de a�os. Adem�s, en rocas del Paleozoico Superior, de una antig�edad de unos 250 millones de a�os se encontr� un registro bien documentado de una �poca glacial anterior.

Aunque existen diferentes ideas cient�ficas acerca de los factores determinantes de las glaciaciones las hip�tesis m�s importantes son dos: la tect�nica de placas y las variaciones de la �rbita terrestre.

Tect�nica de placas

Debido a que los glaciares se pueden formar solo sobre tierra firme, la idea de la tect�nica de placas sugiere que la evidencia de glaciaciones anteriores se encuentra presente en latitudes tropicales debido a que las placas tect�nicas a la deriva han transportado a los continentes desde latitudes tropicales hasta regiones cercanas a los polos. La evidencia de estructuras glaciares en Sudam�rica, �frica, Australia y la India avalan esta idea, debido a que se sabe que experimentaron un per�odo glacial cerca del final del Paleozoico, hace unos 250 millones de a�os.

La idea de que las evidencias de glaciaciones encontradas en las latitudes medias est� estrechamente relacionada al desplazamiento de las placas tect�nicas y fue confirmada con la ausencia de rasgos glaciares en el mismo per�odo para las latitudes m�s altas de Norteam�rica y Eurasia, lo que indica, como es obvio, que sus ubicaciones eran muy diferentes de las actuales. En otro orden de ideas, el que actualmente se exploten minas de carb�n en el archipi�lago de Svalbard tambi�n sirve para corroborar la idea del desplazamiento de las placas tect�nicas, ya que no existe actualmente en dicho archipi�lago una vegetaci�n suficiente como para explicar estos yacimientos de carb�n mineral.

Los cambios clim�ticos tambi�n est�n relacionados con las posiciones de los continentes, por lo que han variado en conjunto con el desplazamiento de placas que, adem�s, afect� los patrones de corrientes oce�nicas lo que a su vez llev� a cambios en la transmisi�n del calor y la humedad. Debido a que los continentes se desplazan muy despacio (cerca de 2 cent�metros al a�o), semejantes cambios probablemente ocurren en per�odos de millones de a�os.

Variaciones en la �rbita terrestre

Debido a que el desplazamiento de las placas tect�nicas es muy lento, esta explicaci�n no puede utilizarse para explicar la alternancia entre climas glacial e interglacial que se produjo durante el Pleistoceno. Por tal motivo, los cient�ficos creen que tales oscilaciones clim�ticas del Pleistoceno deben estar ligadas a variaciones de la �rbita terrestre. Esta hip�tesis fue formulada por el yugoslavo Milutin Milankovitch y se basa en la premisa de que las variaciones de la radiaci�n solar entrante constituyen un factor fundamental en el control del clima terrestre.

El modelo est� basado en tres elementos:

1. Variaciones en excentricidad de la �rbita de la Tierra alrededor del Sol.
2. Cambios en la oblicuidad, es decir, los cambios en el �ngulo que forma el eje con el plano de la �rbita terrestre.
3. La fluctuaci�n del eje de la Tierra, conocido como precesi�n.

A pesar de que las condiciones de Milankovitch no parecen justificar grandes cambios en la radiaci�n incidente, el cambio se hace sentir porque cambia el grado de contraste de las estaciones.

Un estudio de sedimentos marinos que conten�an ciertos microorganismos clim�ticamente sensibles hasta hace cerca de medio mill�n de a�os atr�s fueron comparados con estudios de la geometr�a de la �rbita terrestre, el resultado fue contundente: los cambios clim�ticos est�n estrechamente relacionados con los per�odos de oblicuidad, precesi�n y excentricidad de la �rbita de la Tierra.

En general, con los datos recogidos se puede afirmar que la tect�nica de placas es solo aplicable para per�odos muy largos, mientras que la propuesta de Milankovitch, apoyada por otros trabajos, se ajusta a las alternancias peri�dicas de los episodios glaciales e interglaciales del Pleistoceno. Debe tenerse en cuenta que estas proposiciones, est�n sujetas a cr�ticas. Todav�a no se sabe con certeza si hay otros factores involucrados.

La glaciaci�n del Cuaternario

V�anse tambi�n: �ltimo periodo glacial y Glaciaci�n cuaternaria.

En 1821, un ingeniero suizo, Ignaz Venetz, present� un art�culo en el que suger�a la presencia de rasgos de paisaje glaciar a distancias considerables de los Alpes. Esta idea fue negada por otro cient�fico suizo, Louis Agassiz, pero cuando se encamin� a demostrar su invalidez, en realidad termin� acreditando las presunciones de este colega y otros que le siguieron, como De Saussure, Esmark y Charpentier. En efecto, un a�o m�s tarde de su excursi�n con Charpentier (1836), Agassiz plante� la hip�tesis de una gran �poca glacial que habr�a tenido efectos generales y de largo alcance. Su contribuci�n a la llamada Teor�a Glacial consolid� su prestigio como naturalista.

Con el tiempo, y gracias al refinamiento del conocimiento geol�gico, se comprob� que hubo varios per�odos de avance y retroceso de los glaciares y que las temperaturas reinantes en la Tierra eran muy diferentes de las actuales.

Se ha establecido una divisi�n cu�druple de la glaciaci�n cuaternaria para Norteam�rica y Europa. Estas divisiones se basaron principalmente en el estudio de los dep�sitos glaciares. En Am�rica del Norte, cada una de estas cuatro etapas fue denominada por el estado en el que se encontraban dep�sitos de esa etapa eran patentes. En orden de aparici�n esos per�odos glaciales (�glaciaciones�) de la glaciaci�n cuaternaria son los siguientes: G�nz (Nebrasquiense en Norteam�rica), Mindel (Kansaniense en Norteam�rica), Riss (Illinoisiense en Norteam�rica), y W�rm (Wisconsinense en Norteam�rica). Esta clasificaci�n fue refinada gracias al estudio detallado de los sedimentos del fondo oce�nico. Gracias a que los sedimentos del fondo oce�nico, a diferencia de los continentales, no est�n afectados por discontinuidades estratigr�ficas, sino que resultan de un proceso continuo, son especialmente �tiles para determinar los ciclos clim�ticos del planeta.

De esta manera, las divisiones identificadas han pasado a ser unas veinte y la duraci�n de cada una de �stas es de aproximadamente 100 000 a�os. Todos estos ciclos est�n ubicados en lo que se conoce como la glaciaci�n cuaternaria.

Durante su auge, el hielo dej� su marca en casi el 30 % de la superficie continental cubriendo por completo unos 10 millones de km� de Am�rica del Norte, 5 millones de km� de Europa y 4 millones de km� de Siberia. La cantidad de hielo glaciar en el hemisferio norte fue el doble que en el sur. Esto se justifica porque en el hemisferio sur, el hielo no encontr� para cubrirlo m�s territorio que el continente ant�rtico.

En la actualidad se considera que la glaciaci�n empez� entre hace 2 y 3 millones de a�os, definiendo lo que se conoce como Pleistoceno.

Los glaciares del Pleistoceno, as� como su influencia sobre la aparici�n y expansi�n territorial de los seres humanos se explica en el libro de Gwen Schultz Glaciers and the ice age. Earth and its inhabitants during the Pleistocene.​

Algunos efectos de la glaciaci�n cuaternaria

Presi�n de un casquete glaciar sobre la corteza.

Los efectos de la glaciaci�n cuaternaria todav�a se evidencian. Se sabe que especies de animales y plantas se vieron obligadas a emigrar mientras que otras no pudieron adaptarse. No obstante, la evidencia m�s importante es el actual levantamiento que experimentan Escandinavia y Norteam�rica. Por ejemplo, se sabe que la bah�a de Hudson en los �ltimos miles de a�os se elev� unos 300 metros. El motivo de este ascenso de la corteza se debe a un equilibrio isost�tico. Esta teor�a sostiene que cuando una masa, como un glaciar, pandea la corteza terrestre, esta �ltima se hunde por la presi�n, pero una vez que el glaciar se derrite, la corteza empieza a elevarse hasta su posici�n original, es decir, a su nivel de equilibrio, al liberarse del peso del propio glaciar. A esta especie de rebote tambi�n se le denomina movimiento eust�tico.

Vida microbiana en los glaciares

A pesar de las condiciones ambientales extremas que hay en los glaciares, como bajas temperaturas, altos niveles de radiaci�n solar, ciclos peri�dicos de congelaci�n-descongelaci�n y limitaci�n de nutrientes, las superficies de los glaciares contienen una gran diversidad microbiana, incluyendo bacterias, algas, arqueas, hongos y otros microeucariotas. Estos microorganismos que habitan en los glaciares son capaces de adaptarse a las condiciones extremas de los mismos, as� como contribuir a procesos ecol�gicos vitales, como el ciclo de carbono y del nitr�geno. Adem�s, los glaciares contienen el mayor reservorio de microorganismos ancestrales, con una antig�edad de m�s de 10.000 a�os, por lo que estos ambientes suponen una cronolog�a muy valiosa de la vida microbiana de nuestro planeta.​.

Derretimiento de los glaciares. ¿Cómo se ve afectada la vida microbiana?

En las últimas cinco décadas, el calentamiento global ha estado y sigue provocado el derretimiento de los glaciares tanto en zonas de alta latitud como de alta altitud.

Por una parte, el derretimiento de los glaciares favorece la presencia de microbios invasivos y generalistas, mientras que los microbios especialistas de los glaciares corren el riesgo de desaparecer, afectando negativamente a la biodiversidad microbiana.

Por otra parte, la liberación de microorganismos patógenos que actualmente están atrapados en el hielo podría provocar epidemias locales e incluso pandemias, ya que estos microorganismos podrían tener nuevos factores de virulencia que podrían afectan a humanos, animales o plantas. Además, dichos factores de virulencia podrían ser transmitidos horizontalmente a otros microorganismos por medio de elementos genéticos móviles, como plásmidos o fagos. Dado que la meseta tibetana constituye el principal suministro de agua en Asia y suministra agua a varios de los ríos más largos del mundo, la liberación de microorganismos patógenos de la meseta tibetana afectaría en primer lugar a los dos países más poblados del mundo: China e India.​

Véase también

• Antártida
• Calentamiento global
• Cambio climático
• Firn
• Glaciar de roca
• Glaciología
• Groenlandia
• Inlandsis
• Molino glaciar
• Retroceso de los glaciares desde 1850

Galer�a de im�genes

• 
  Glaciar de Briksdal, Noruega.
• 
  El glaciar Akkem en el macizo de Alt�i, Rusia.
• 
  Glaciar de Sorata, Bolivia.
• 
  Glaciar de Ossoue, en el Pirineo franc�s.
• 
  Glaciar en el parque estatal Chugach, Alaska, Estados Unidos.
• 
  Glaciar Davidson, Haines, Alaska.
• 
  Detalla del glaciar Davidson, Haines, Alaska.
• 
  Glaciar Johns Hopkins, Parque Nacional Bah�a del Glaciar, Alaska, Estados Unidos.
• 
  Glaciar Hubbard, Alaska, Estados Unidos.

Bibliograf�a complementaria

• DERRUAU, Max. �El sistema de erosi�n glacial.� En Geomorfolog�a. Secci�n 3, cap�tulo 2. Barcelona: Ariel, 2� ed., 1991.
• KASER, Georg; OSMASTON, Henry. Tropical Glaciers. Cambridge University Press, 2001. ISBN 0-521-63333-8.
• HAMBREY, Michael; ALEAN, J�rg. Glaciers. Cambridge University Press, 2004. ISBN 0-521-82808-2.
• MATTERN, Joanne. Ant�rtida: El glaciar m�s grande del mundo. The Rosen Publishing Group, 2004. ISBN 0-8239-6874-X.
• STRAHLER, Arthur N. �Landforms made by glaciers�. En Physical Geography, chapter 26. New York: John Wiley and Sons, 1960.
• STRAHLER, Arthur N. (1992, reimpresi�n 1997) Geolog�a F�sica, cap. 18: Glaciares y Glaciaciones del Pleistoceno, Barcelona: Ed. Omega ISBN 84-282-0770-4.
• Tarbuck, E., 1999, Ciencias de la Tierra: una introducci�n a la geolog�a f�sica, Madrid, Prentice Hall.

Enlaces externos

• Wikimedia Commons alberga una galer�a multimedia sobre Glaciar.
• Wikcionario tiene definiciones y otra informaci�n sobre glaciar.
• Los glaciares no se tocan.
• Protecci�n Glaciares.

• Datos: Q35666
• Multimedia: Glaciers / Q35666
• Guía turística: Glaciares
• Diccionario: glaciar