Glaciación antárticaEditar
Durante el último período glacial la Antártida estaba cubierta por una enorme capa de hielo, al igual que hoy. El hielo cubría todas las zonas terrestres y se extendía hacia el océano en la plataforma continental media y exterior. Según los modelos de hielo, el hielo sobre la Antártida Oriental central era en general más delgado que en la actualidad.
EuropaEditar
Glaciación Devensiana y Midlandiana (Gran Bretaña e Irlanda)Editar
Los geólogos británicos se refieren al último período glacial como el Devensiano. Los geólogos, geógrafos y arqueólogos irlandeses se refieren a la glaciación Midlandiana, ya que sus efectos en Irlanda son ampliamente visibles en las Midlands irlandesas. El nombre Devensiano deriva del latín Dēvenses, gente que vivía junto al Dee (Dēva en latín), un río en la frontera con Gales cerca del cual los depósitos del período están particularmente bien representados.
Los efectos de esta glaciación pueden verse en muchos rasgos geológicos de Inglaterra, Gales, Escocia e Irlanda del Norte. Sus depósitos se han encontrado superpuestos al material de la etapa precedente del Ipswichiano y yacen bajo los del siguiente Holoceno, que es la etapa en la que vivimos hoy. A veces se denomina interglaciar Flandrian en Gran Bretaña.
La última parte del Devensiano incluye las zonas polínicas I-IV, la oscilación de Allerød y la oscilación de Bølling, y los períodos fríos Oldest Dryas, Older Dryas y Younger Dryas.
Glaciación Weichseliana (Escandinavia y norte de Europa)
Nombres alternativos incluyen: Glaciación Weichsel o Glaciación Vistuliana (en referencia al río polaco Vístula o a su nombre alemán Weichsel). Las pruebas sugieren que las capas de hielo alcanzaron su máximo tamaño sólo durante un breve período, entre 25.000 y 13.000 años antes de Cristo. Se han reconocido ocho interestadiales en el Weichseliano, entre ellos: el Oerel, el Glinde, el Moershoofd, el Hengelo y el Denekamp; sin embargo, la correlación con las etapas isotópicas aún está en proceso. Durante el máximo glacial en Escandinavia, sólo las partes occidentales de Jutlandia estaban libres de hielo, y una gran parte de lo que hoy es el Mar del Norte era tierra firme que conectaba Jutlandia con Gran Bretaña (véase Doggerland).
El Mar Báltico, con su singular agua salobre, es el resultado del agua de deshielo de la glaciación de Weichsel que se combinó con el agua salada del Mar del Norte cuando se abrieron los estrechos entre Suecia y Dinamarca. Al principio, cuando el hielo empezó a derretirse hacia el 10.300 a.C., el agua de mar llenó la zona isostáticamente deprimida, una incursión marina temporal que los geólogos denominan Mar de Yoldia. Después, cuando el rebote isostático postglacial levantó la región hacia el año 9500 a.C., la cuenca más profunda del Báltico se convirtió en un lago de agua dulce, en contextos paleológicos denominado lago Ancylus, identificable en la fauna de agua dulce encontrada en los núcleos de sedimentos. El lago se llenó con la escorrentía glacial, pero como el nivel del mar en todo el mundo siguió subiendo, el agua salada volvió a abrirse paso en el umbral hacia el año 8000 a.C., formando un mar de Littorina marino al que siguió otra fase de agua dulce antes de que se estableciera el actual sistema marino salobre. «En su estado actual de desarrollo, la vida marina del Mar Báltico tiene menos de unos 4000 años», señalaron los doctores Thulin y Andrushaitis al revisar estas secuencias en 2003.
El hielo subyacente había ejercido presión sobre la superficie de la Tierra. Como resultado del derretimiento del hielo, la tierra ha seguido subiendo cada año en Escandinavia, sobre todo en el norte de Suecia y Finlandia, donde la tierra se eleva a un ritmo de hasta 8-9 mm por año, o 1 metro en 100 años. Esto es importante para los arqueólogos, ya que un yacimiento que era costero en la Edad de Piedra nórdica ahora se encuentra en el interior y puede ser datado por su distancia relativa a la costa actual.
Glaciación Würm (Alpes)
El término Würm deriva de un río del antepaís alpino, que marca aproximadamente el máximo avance glaciar de este periodo glaciar concreto. Los Alpes fueron el lugar donde Louis Agassiz llevó a cabo la primera investigación científica sistemática sobre las edades de hielo a principios del siglo XIX. Aquí se estudió intensamente la glaciación Würm del último periodo glacial. El análisis del polen, es decir, el análisis estadístico de los pólenes de plantas microfósiles encontrados en los depósitos geológicos, dio cuenta de los dramáticos cambios en el medio ambiente europeo durante la glaciación Würm. Durante el apogeo de la glaciación Würm, entre 24.000 y 10.000 años antes de Cristo, la mayor parte de Europa occidental y central y de Eurasia era una estepa-tundra abierta, mientras que los Alpes presentaban campos de hielo sólido y glaciares de montaña. Escandinavia y gran parte de Gran Bretaña estaban bajo el hielo.
Durante el Würm, el glaciar del Ródano cubría toda la meseta suiza occidental, llegando hasta las actuales regiones de Solothurn y Aarau. En la región de Berna se fusionó con el glaciar Aar. El glaciar del Rin es actualmente el objeto de los estudios más detallados. Los glaciares del Reuss y del Limmat avanzaron a veces hasta el Jura. Los glaciares de montaña y de piedemonte formaron el terreno triturando prácticamente todos los vestigios de la antigua glaciación del Günz y del Mindel, depositando morrenas de base y morrenas terminales de diferentes fases de retracción y depósitos de loess, y por el desplazamiento y redeposición de gravas de los ríos proglaciares. Bajo la superficie, tuvieron una influencia profunda y duradera en el calor geotérmico y en los patrones de flujo de las aguas subterráneas profundas.
América del NorteEditar
Glaciación de Pinedale o Fraser (Montañas Rocosas)Editar
La glaciación Pinedale (Montañas Rocosas centrales) o Fraser (manto de hielo de la Cordillera) fue la última de las grandes glaciaciones que aparecieron en las Montañas Rocosas de Estados Unidos. La glaciación Pinedale duró desde hace aproximadamente 30.000 a 10.000 años y tuvo su máxima extensión entre hace 23.500 y 21.000 años. Esta glaciación fue algo distinta de la glaciación principal de Wisconsin, ya que sólo estaba vagamente relacionada con las capas de hielo gigantes y, en cambio, estaba compuesta por glaciares de montaña, que se fusionaron con la capa de hielo cordillerana. La capa de hielo de la Cordillera produjo elementos como el lago glacial Missoula, que se desprendió de su dique de hielo causando las enormes inundaciones de Missoula. Los geólogos del USGS estiman que el ciclo de inundación y reformación del lago duró una media de 55 años y que las inundaciones se produjeron aproximadamente 40 veces en un periodo de 2.000 años entre hace 15.000 y 13.000 años. Inundaciones por desbordamiento de lagos glaciares como éstas no son infrecuentes hoy en día en Islandia y otros lugares.
Glaciación de WisconsinEditar
El Episodio Glaciar de Wisconsin fue el último gran avance de los glaciares continentales de la capa de hielo de las Laurentides norteamericanas. En el momento álgido de la glaciación, el puente terrestre de Bering permitió potencialmente la migración de mamíferos, incluidas las personas, a América del Norte desde Siberia.
Alteró radicalmente la geografía de América del Norte al norte del río Ohio. En el momento álgido de la glaciación del Episodio de Wisconsin, el hielo cubría la mayor parte de Canadá, el Alto Medio Oeste y Nueva Inglaterra, así como partes de Montana y Washington. En la isla de Kelleys, en el lago Erie, o en el Central Park de Nueva York, se pueden observar fácilmente los surcos dejados por estos glaciares. En el suroeste de Saskatchewan y en el sureste de Alberta, una zona de sutura entre las capas de hielo de las Laurentidas y de las Cordilleras formó las Colinas de los Cipreses, que es el punto más septentrional de Norteamérica que quedó al sur de las capas de hielo continentales.
Los Grandes Lagos son el resultado de la socavación glaciar y de la acumulación de agua derretida en el borde del hielo en retroceso. Cuando la enorme masa de la capa de hielo continental se retiró, los Grandes Lagos comenzaron a desplazarse gradualmente hacia el sur debido al rebote isostático de la costa norte. Las cataratas del Niágara también son producto de la glaciación, al igual que el curso del río Ohio, que suplantó en gran medida al anterior río Teays.
Con la ayuda de varios lagos glaciares muy amplios, liberó inundaciones a través del desfiladero del río Alto Misisipi, que a su vez se formó durante un período glaciar anterior.
En su retirada, la glaciación del Episodio de Wisconsin dejó morrenas terminales que forman Long Island, Block Island, Cape Cod, Nomans Land, Martha’s Vineyard, Nantucket, Sable Island y la Oak Ridges Moraine en el centro sur de Ontario, Canadá. En el mismo Wisconsin, dejó la Kettle Moraine. Los drumlins y eskers formados en su borde de fusión son hitos del valle del río Connecticut inferior.
Tahoe, Tenaya y Tioga, Sierra NevadaEditar
En Sierra Nevada, hay tres etapas nombradas de máximos glaciares (a veces incorrectamente llamadas edades de hielo) separadas por períodos más cálidos. Estos máximos glaciares se denominan, de más antiguo a más joven, Tahoe, Tenaya y Tioga. El Tahoe alcanzó su máxima extensión quizás hace unos 70.000 años. Se sabe poco sobre el Tenaya. El Tioga fue el menos severo y el último del Episodio de Wisconsin. Comenzó hace unos 30.000 años, alcanzó su mayor avance hace 21.000 años y terminó hace unos 10.000 años.
Glaciación de GroenlandiaEditar
En el noroeste de Groenlandia, la cobertura de hielo alcanzó un máximo muy temprano en el último período glacial, alrededor de 114.000. Después de este máximo temprano, la cobertura de hielo fue similar a la actual hasta el final del último período glacial. Hacia el final, los glaciares volvieron a remontar antes de retroceder hasta su extensión actual. Según los datos de los núcleos de hielo, el clima de Groenlandia fue seco durante el último período glacial, y las precipitaciones alcanzaron quizás sólo el 20% del valor actual.
América del SurEditar
Glaciación de Mérida (Andes venezolanos)Editar
Se propone el nombre de Glaciación de Mérida para designar la glaciación alpina que afectó a los Andes centrales venezolanos durante el Pleistoceno tardío. Se han reconocido dos niveles morrénicos principales: uno con una elevación de 2.600-2.700 m y otro con una elevación de 3.000-3.500 m. La línea de nieve durante el último avance glaciar descendió aproximadamente 1.200 m (3.900 pies) por debajo de la línea de nieve actual, que es de 3.700 m (12.100 pies). El área glaciada en la Cordillera de Mérida fue de aproximadamente 600 km2 (230 millas cuadradas); esto incluye las siguientes áreas altas de suroeste a noreste: Páramo de Tamá, Páramo Batallón, Páramo Los Conejos, Páramo Piedras Blancas y Teta de Niquitao. Aproximadamente 200 km2 (77 millas cuadradas) del área total glaciada estaba en la Sierra Nevada de Mérida, y de esa cantidad, la mayor concentración, 50 km2 (19 millas cuadradas), estaba en las áreas del Pico Bolívar, Pico Humboldt , y Pico Bonpland . La datación por radiocarbono indica que las morrenas son más antiguas que 10.000 BP, y probablemente más antiguas que 13.000 BP. El nivel inferior de la morrena corresponde probablemente al principal avance glaciar de Wisconsin. El nivel superior representa probablemente el último avance glaciar (Wisconsin tardío).
Glaciación de Llanquihue (Andes meridionales)
La glaciación Llanquihue toma su nombre del lago Llanquihue, en el sur de Chile, que es un lago glacial de piedemonte en forma de abanico. En las orillas occidentales del lago hay grandes sistemas de morrenas, de los cuales los más internos pertenecen al último período glacial. Las varves del lago Llanquihue son un punto nodal en la geocronología de varves del sur de Chile. Durante el último máximo glacial, la capa de hielo patagónica se extendía sobre los Andes desde unos 35°S hasta Tierra del Fuego, a 55°S. La parte occidental parece haber sido muy activa, con condiciones basales húmedas, mientras que la parte oriental tenía una base fría. Rasgos criogénicos como cuñas de hielo, suelos estampados, pingos, glaciares de roca, palsas, crioturbación del suelo, depósitos de soliflucción se desarrollaron en la Patagonia extraandina no glaciada durante la Última Glaciación. Sin embargo, no todos estos rasgos reportados han sido verificados. El área al oeste del lago Llanquihue estaba libre de hielo durante el LGM, y tenía una vegetación escasamente distribuida dominada por Nothofagus. El bosque templado lluvioso valdiviano se redujo a remanentes dispersos en el lado occidental de los Andes.
