Conceptos básicos sobre estructuras observables en los glaciares.

Una forma de determinar las dinámicas de flujo de un glaciar es cartografiar y evaluar sus elementos estructurales, muchos de estos estudios se han realizado en glaciares de todo el mundo como recogen en su trabajo (Hambrey y otros, 1999; Ximenis y otros, 1999, 2000; Hubbard y Hubbard, 2000; Hambrey y Lawson, 2000; Hambrey y Glasser, 2003; Hambrey y otros, 2005; Goodsell y otros, 2005a; Herbst y otros, 2006; Cuffey y Paterson, 2010), en todos ellos se demuestra el potencial de evaluación de las estructuras como foliaciones, pliegues y fracturas, estudios que sirvieron para plantear una investigación en el hielo del Glaciar Hurd. Los objetivos del trabajo en el glaciar son describir los elementos estructurales averiguar sus causas, entender su funcionamiento y predecir su posible evolución.

Establecer la distribución espacial de las estructuras en la superficie del glaciar, constituye una labor complicada, condicionada a la extensión del manto nivoso que depende de lo avanzado del verano austral y de la meteorología. Dándose el caso de que la zona en la que se está trabajando un día, al día siguiente resulta tapada por una nevada “inoportuna”.

El hielo glaciar se puede considerar como una roca policristalina monomineral, compuesta por agua e impurezas, con un comportamiento mecánico similar a un cuerpo sólido plástico y una deformación equiparable a materiales metamorfizados a altas temperaturas en la que es posible cuantificar las tasas de deformación (Hambrey y Lawson, 2000; Herbst y otros, 2006).De este modo,el ciclo del hielo glaciar guarda un paralelismo importante con el de una roca metamórfica que se deforma a temperaturas próximas al punto de fusión (Ximenis, 2001).

La ventaja que supone el estudio de la deformación del hielo respecto al de una roca, es que el flujo glaciar se manifiesta generalmente en una variedad de estructuras que reflejan la deformación en una escala de tiempo mucho más corta que en otras litologías, pudiendo ser de decenas de años para glaciares de valles templados, a miles de años para casquetes polares (Paterson, 1994). Estos tiempos representan unas seis veces menos que el correspondiente a sedimentos mesozoicos para que por efecto de una orogenia aflorasen a la superficie (Hambrey y Milnes, 1977; Herbst y otros, 2006), justificando suficientemente los glaciares como laboratorios de deformación y cuantificación de las estructuras.

En la revisión de Hambrey y Lawson (2000) de la deformación y estilos estructurales en los glaciares, recogen los primeros estudios de glaciología de Tyndall (1859) y Forbes (1900) que compararon las estructuras geológicas con las foliaciones glaciares y establecieron las bases de los principios físicos del flujo de los glaciares. Asimismo, Maltman y otros (2000), en la compilación que realizan de la deformación de materiales glaciares, discuten el significado del término glaciotectónica refiriéndolo a todas las estructuras del glaciar directamente asociadas con los procesos glaciares. La definición y limitaciones del término se aclaran en Aber y otros (1989).

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La presencia de pliegues en los casquetes glaciares la han investigado numerosos autores como Meier (1960); Kizaki (1969); Hudleston (1976), (1977); Hambrey (1979); Hambrey y otros (1980), (1991), (1999), (2000), (2002), (2003); Chinn (1987); Casas y otros (1993), (1998); Ximenis y otros (2000); Ximenis (2001), Moore (2009); Moore y otros (2010), (2011); Roberson y Hubbard (2010), entre otros. Los pliegues en ocasiones, resultan difíciles de caracterizar debido a la preservación irregular de la estratificación primaria que sólo permite identificar parte de ésta (Hambrey y Müller, 1978). El análisis de los radargramas realizados en algunos glaciares ha permitido observar en profundidad las estructuras contribuyendo a su esclarecimiento (Goodsell y otros (2002); Hambrey y otros (2005).

A pesar de la facilidad que ofrece el estudio de la deformación en los glaciares frente a la deformación de rocas, se han hecho pocos estudios comparativos. Algunos estudios han sido realizados por Hudleston (1976), (1977), (1989); Hambrey (1976); Hambrey y Milnes (1977) y Lawson y otros (1994). Se han llevado a cabo también en algunos glaciares tipo surge como los de Woodward y otros (2002), (2011); Hambrey y otros (2005), especialmente interesantes en relación al desarrollo de fallas inversas Sharp y otros (1988a), (1988b). En cuanto a los estudios que relacionan las estructuras de deformación y el régimen térmico (aptdo. 5.4), los más representativos en glaciares templados han sido desarrollados por Meier (1960); Allen y otros (1960); Hambrey y otros (1980); Goodsell y otros (2002), (2005a), (2005b). En glaciares fríos resultan interesantes los trabajos de Hambrey y Müller (1978); Hooke y Hudleston (1978); Hudleston y Hooke (1980). En glaciares politérmicos Blatter y Hutter (1991); Hambrey y otros (2005); Rippin y otros (2005a); (2005b); Irvine-Fynn y otros (2011), entre otros autores. El reciente desarrollo de modelos numéricos en glaciares ha facilitado la predicción de los campos de esfuerzo deformación y la evolución de las estructuras, por ejemplo Hubbard y otros (1998) y Hubbard y Hubbard (2000).

A continuación, presentamos esquemas explicativos del origen y evolución de estructuras de deformación que se observan en los glaciares a gran escala.

Foliación y pliegues

La foliación es una estructura planar o capeado que se desarrolla en el hielo glaciar durante su fluencia. Las capas se caracterizan por variaciones en el tamaño de los cristales, y en el tamaño y número de burbujas de aire. La foliación se forma frecuentemente por la deformación de inhomogeneidades presentes en el hielo (Cuffey y Paterson, 2010). Se aplica a cualquier estructura planar tanto primaria como secundaria. El uso de la letra S para las foliaciones se basa en el convenio de emplear el término “superficie S” en relación con los elementos penetrativos, planares y paralelos que constituye la foliación. Se aplica el término foliación tectónica a foliaciones secundarias generadas por deformación. El concepto de penetratividad de una fábrica o estuctura se refiere a en qué medida afecta a la masa de hielo, considerando como ya se ha apuntado, el hielo como una roca monomineral policristalina. Cuando esta fábrica es visible en la superficie del hielo a escala mesoscópica o de afloramiento se dice que es penetrativa.

Foliación primaria es la que se forman antes de la conversión de nieve a firn: la estratificación, S0. Foliación secundaria es la que se forma después de la conversión del

hielo a firn pudiendo formarse diaclasas, fallas…Se nombran como S1, S2, S3, S4, según

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En cuanto a la génesis y significado de la foliación secundaria, el mecanismo capaz de orientar los cristales de hielo y producir pliegues, es paralelo al plano de máximo aplastamiento. Produce un bandeado compuesto por bandas claras que corresponden a las charnelas* y bandas más oscuras que corresponden a los flancos. Son pliegues simétricos o asimétricos que corresponden a la foliación de crenulación o transposición. La disolución por presión se da en condiciones de grado bajo y muy bajo de metamorfismo y, además de actuar por bandas, puede actuar de grano a grano (Martínez Catalán, 2002).

Se pueden producir espisodios menores de deformación a los que se llaman fases de deformación que se caracterizan por dar lugar a un determinado tipo de estructuras o familias de estructuras. Cada fase de deformación implica que en una región el campo de esfuerzos se mantuvo más o menos estable durante un periodo de tiempo. Allí donde las condiciones fueron adecuadas se produjo una deformación dúctil y por lo tanto un tipo de foliación tectónica. De forma que para contar las fases de deformación dúctil que afectan a una zona se cuenta el número de foliaciones que se desarrollaron y que hoy aparecen superpuestas. Las fases de deformación se nombran como F1, F2, F3…y

las sucesivas foliaciones: S1, S2, S3,S4…Una de las principales características de la

foliación secundaria es que se dispone aproximadamente paralela al plano axial de los pliegues generados durante la misma fase de deformación, esta particularidad es debida a que ambas estructuras tienden a ser paralelas al plano de máximo aplastamiento.

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En cuanto a las dimensiones de los pliegues, los pliegues menores tienen un tamaño de centímetros a metros (Allen y otros, 1960; Meir, 1960; Ragan, 1969; Hambrey, 1976; Ximenis 2001). Generalmente son pliegues similares, isoclinales, concéntricos o en chevron (Ramsay, 1967) que afectan a la estratificación o estructuras planares preexistentes, con trazas de grietas o foliación (Hambrey, 1977). También han sido asociados a la presencia de fallas inversas cuando éstas se desarrollan en los flancos de los pliegues por rotura, bajo condiciones de cizalla intensa (Hudleston, 1976; Hambrey y otros, 1999; Ximenis, 2001). Asimismo se pueden observar pliegues que son asimétricos y que define la estratificación alrededor de una estructura de extensión rotada por el flujo del hielo en condiciones de cizalla, son pliegues en forma de gancho como apunta Hudleston (1989).

Los pliegues de grandes dimensiones han sido menos citados en la bibliografía debido a probablemente, a la dificultad de identificar marcadores en sus capas (Hambrey y Müller, 1978; Lawson y otros, 1994).

Fractura. Se trata de una discontinuidad planar o curviplanar que se forma como

resultado de un proceso de deformación. Esencialmente, existen dos tipos de fracturas: las producidas por esfuerzos tensionales y las producidas por esfuerzos de cizalla. Las primeras son fracturas de tensión y se producen según superficies aproximadamente perpendiculares a la dirección de aplicación del esfuerzo tensional. Los cuerpos a ambos lados de la fractura tienden a separarse, dejando un hueco que puede ser ocupado por agua que al cristalizar forma trazas de color más o menos azul o pueden rellenarse por material que se encuentre en las proximidades. Cuando no se rellena, la fractura se llama grieta si es grande y fisura si es pequeña. En cuanto fracturas de cizalla, se pueden distinguir dos tipos dependiendo del movimiento relativo que tiene lugar entre el hielo situado a un lado y otro del plano de cizalla. A) Fracturas de cizalla, con movimiento paralelo a la superficie de fractura y perpendicular al borde de propagación de la misma y B) Fracturas de cizalla en el que el movimiento es paralelo a la superficie de fractura y paralelo al borde por el que se propaga la misma. A las fracturas de cizalla, se les denomina generalmente fallas.

En la Figura 4.2 en la que se expone un esquema de deformación frágil, a grandes rasgos se pueden enumerar tres agentes responsables de la formación de grietas glaciares: la topografía del sustrato, las diferencias en el régimen de velocidades de flujo y las deformaciones en la dinámica interna del glaciar (Corbera y otros, 1993). Las grietas glaciares se agrupan en sistemas (Sharp, 1960), pudiendo diferenciarse grietas marginales o en chevron que se forman por esfuerzos extensivos generados por la mayor velocidad del flujo glaciar en el centro respecto a los márgenes como consecuencia de la fricción con las paredes rocosas, intersectan con los márgenes glaciares a unos 45°.

Grietas transversas se localizan en zonas de mayor velocidad, aún perpendiculares al flujo y convexas hacia la parte superior del glaciar. Las grietas de extensión se producen cuando el valle glaciar se ensancha o en zonas de umbrales del lecho rocoso. Estas grietas se incurvan hacia la parte superior del glaciar y forman ángulos menores de 45° con los bordes. En el sector terminal de la lengua glaciar se desarrollan grietas de extensión radial. Una vez formados los sistemas de grietas el flujo glaciar lo modifica. Las grietas marginales pueden sufrir rotación y las grietas transversas y de extensión se van estrechando hasta que finalmente llegan a cerrarse, reconociéndose en el campo por una vena de hielo azul (Figura 4.8 B, C, E).

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Modelo característico de estructuras en la zona de ablación.

Las estructuras de deformación sólo son visibles (excepto las grandes grietas), en la zona de ablación, ya que en la zona de acumulación están cubiertas de nieve. Así pues es en la zona de ablación donde puede estudiarse el régimen de deformación del glaciar. Esta zona se caracteriza por mostrar zonas, como ilustra la Figura 4.3, donde se generan conjuntos de estructuras peculiares que reflejan los regímenes de deformación a lo largo de la trayectoria del movimiento del hielo.

La zona A, situada en la parte superior de la zona de ablación, donde la superficie de estratificación (S0) ha sido deformada corriente arriba por compresión y extensión y

transformada en una foliación longitudinal (S1) por cizallamiento contra los márgenes.

Se observan también trazas de grietas (S2) que cortan a la foliación con un ángulo alto.

Zona B, compresión longitudinal al pie de una cascada de hielo que produce una foliación transversal (S2) en el lugar B. Las capas comprimidas consisten en trazas de

grietas que transportó la estratificación.

En la zona C, se producen planos de foliación por cizallamiento del hielo contra el lecho glaciar (S3), buzan contra corriente debido a la compresión longitudinal. Las fallas

inversas cortan a la foliación con un ángulo bajo, y las grietas radiales cortan con un ángulo alto. Las capas tienen su origen, en parte, de diversas formas como pueden ser canales de agua congelados, fracturas en la base del hielo y capas de derrubios de rocas arrastrados del lecho. En el caso de que en el glaciar haya niveles de cenizas volcánicas,

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como es el caso de los glaciares de Isla Livingston, estas cenizas pueden ser extruidas a lo largo de fracturas, generando pináculos longitudinales de decenas de metros de longitud (Hambrey y otros, 1999).

En la Figura 4.4 se exponen las estructuras que podemos observar en el interior y en la superficie de los glaciares. En el esquema de la Figura 4.5 A y B se muestra el desarrollo de fallas inversas S3 en el frente glaciar con arrastre y sedimentación de

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Figura 4.4. Evolución estructural simplificada que muestra el desarrollo de las estructuras clave en el glaciar. Figura modificada de Goodsell y otros (2005b).

Figura 4.5 A Esquema de fallas inversas en el frente glaciar con arrastre de derrubios del lecho a la superficie del hielo. Figura tomada de Moore (2009). B. Esquema representativo de cómo las estructuras glaciares influyen en el transporte de debris en un valle glaciar. Se observan las fallas inversas cerca del frente. Figura modificada de Bennet y Glasser (2010) modificada a su vez de Hambrey y Glasser (2005).

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