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GLACIARES

O que é o gelo? Para um geólogo, um bloco de gelo é uma rocha, uma massa de grãos cristalinos do mineral gelo. Tal como a maioria das rochas, o gelo é duro mas é muito menos denso do que a maioria das rochas. Partilha a sua origem com a das rochas ígneas (arrefecimento e cristalização de um fluido). Como as rochas sedimentares, o gelo é depositado em camadas à superfície da Terra e pode atingir grandes espessuras. Tal como as rochas metamórficas, o gelo transforma-se por recristalização sob pressão. O gelo dos glaciares forma-se por afundimento e metamorfismo do “sedimento” neve. A rocha é formada à medida que os flocos de neve espaçados – cada um é um cristal singular do mineral gelo – sofrem diagénese e recristalizam numa massa sólida. A característica incomum do gelo enquanto mineral é a sua temperatura de fusão extremamente baixa, centenas de graus abaixo das temperaturas às quais a maioria dos minerais se liquefaz.

Uma massa de gelo, tal como qualquer outra massa de rocha ou de solo à superfície da Terra, pode deslocar-se vertente abaixo. Os glaciares são massas de gelo em terra firme que apresentam provas de movimento actual ou antigo. Dividimos os glaciares com base no tamanho e na forma em dois tipos básicos: os glaciares de vale ou alpinos e os glaciares continentais ou inlandsis.

Muitos esquiadores e alpinistas estão familiarizados com os glaciares de vale, também chamados de glaciares alpinos. Estes rios de gelo formam-se nas partes mais altas das cordilheiras montanhosas onde a neve se acumula, geralmente em vales pré-existentes, fluindo ao longo dos mesmos. A maioria destes glaciares ocupa a largura total do vale e pode afundar a sua base rochosa sob centenas de metros de gelo. Em climas mais quentes, de latitudes mais baixas, os glaciares de vale podem ser encontrados apenas nos topos dos picos das montanhas mais altas. Nos climas mais frios, das altas latitudes, os glaciares de vale podem descer muitos quilómetros ao longo do comprimento total do vale; em alguns locais, eles podem estender-se como largas línguas nas terras baixas que rodeiam as frentes montanhosas. Quando o glaciar de vale flui por cordilheiras costeiras, ele pode acabar no oceano, onde se desprendem massas de gelo que formam os icebergs (ou icebergues, utilizando uma expressão “aportuguesada”).

Um glaciar continental é muito maior do que um glaciar de vale e é constituído por um manto de gelo extremamente lento, daí também o seu outro nome de inlandsis. Os maiores inlandsis actualmente são os que cobrem grande parte da Gronelândia e da Antárctida. O gelo glaciar da Gronelândia e da Antárctida não se encontra confinado aos vales de montanha mas cobre praticamente toda a sua superfície sólida. Na Gronelândia, 2,8 milhões de quilómetros cúbicos de gelo cobrem cerca de 80% da área total de 4,5 milhões de quilómetros quadrados da ilha. A superfície superior do inlandsis faz lembrar uma lente convexa extremamente grande. No seu ponto mais alto, no meio da ilha, o gelo atinge espessuras superiores a 3200 metros. A partir desta área central, a superfície do gelo inclina para o mar de todos os lados. Na costa montanhosa, o glaciar divide-se em línguas glaciárias estreitas, fazendo lembrar glaciares de vale que circulam através das montanhas, chegando ao mar, quebrando-se e formando icebergues.

Maior ainda é o inlandsis antárctico. O gelo cobre cerca de 90% da Antárctida, cobrindo uma área de cerca de 12,5 milhões de quilómetros quadrados e atingindo profundidades médias de 3000 metros, estando o seu ponto mais elevado situado a uma cota superior a 4000 metros. Na Antárctida, tal como na Gronelândia, o gelo forma um domo no centro e inclina para todos os lados para o mar. Em alguns locais flutuam mantos de gelo mais finos sobre o oceano, encontrando-se ligados ao glaciar principal, em terra.

As calotas polares são massas de gelo formadas nos pólos Norte e Sul da Terra. A maior parte da calota polar árctica formou-se nas águas oceânicas e não é, geralmente, referida como um glaciar. Quase toda a calota polar antárctica repousa sobre terra firme, o continente da Antárctida, e é considerada como um glaciar continental.

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FORMAÇÃO, CRESCIMENTO E DESTRUIÇÃO DOS GLACIARES

Um glaciar forma-se quando existe abundante precipitação de neve durante o Inverno e esta não se derrete no Verão. A neve é gradualmente convertida em gelo e, quando o gelo se torna suficientemente espesso, começa a fluir. São, assim necessárias duas condições essenciais: temperaturas baixas e quantidades adequadas de neve.

Para que os glaciares se formem, as temperaturas devem ser suficientemente baixas para manter a neve durante todo o ano. Estas condições são encontradas nas altas latitudes (regiões polares e sub-polares) e nas elevadas altitudes (montanhas). As altas latitudes são frias devido à obliquidade da incidência dos raios solares, que dispersam, deste modo, a energia por uma superfície maior. As elevadas altitudes são frias porque os primeiros 10 quilómetros da atmosfera arrefecem constantemente à medida que a distância ao solo aumenta. Como resultado, a altura da linha de neve – a altitude a partir da qual as neves são eternas – varia. Mesmo nos climas mais quentes, os glaciares formam-se se as montanhas forem suficientemente altas. Perto da linha equatorial, os glaciares só se formam em montanhas com altitudes superiores a 5500 metros. Esta altitude mínima decresce de modo contínuo em direcção aos pólos, onde a neve e o gelo são permanentes até ao nível do mar.

A formação de neve e de glaciares requer tanto humidade como frio: humidade sob a forma de neve e frio para impedir que esta descongele. Assim, na Antárctida, por exemplo, a pluviosidade é extremamente baixa mas como a temperatura também o é, qualquer neve que caia é aproveitada, contribuindo para a enorme acumulação de gelo que se verifica neste continente

Uma queda de neve recente é constituída por uma massa fofa de flocos de neve soltos. À medida que os cristais pequenos, delicados e soltos envelhecem no solo, eles encolhem tornando-se grãos equigranulares. Durante esta transformação, a massa de flocos de neve é compactada, formando uma neve densa e granulosa. Com o advento de novos nevões, a neve anterior é soterrada e compactada pela superior, formando uma forma de neve mais compacta, o nevado. O enterramento e compactação posteriores formam o gelo glaciário quando os pequenos grãos recristalizam e cimentam. O processo é mais simples se pensarmos na neve como um sedimento que é transformado, por afundimento, numa rocha metamórfica denominada gelo. A quantidade de neve adicionada a um glaciar anualmente corresponde à sua acumulação. Quando o gelo glaciário acumula, ele aprisiona e preserva valiosas relíquias do passado da Terra, como seres humanos e mamutes lanosos congelados e inclusões fluídas de líquidos e gases ou poeiras.

Quando o gelo se acumula até atingir uma espessura suficiente para que o movimento se inicie, a formação do glaciar está completa. O gelo, tal como a água, flui ao longo do declive de uma vertente sob acção da gravidade. O gelo pode descer por um vale de montanha ou pelas vertentes do domo de gelo formado no centro de um inlandsis. Em qualquer dos casos, um glaciar acaba por entrar em altitudes mais baixas, onde as temperaturas são mais elevadas. A quantidade total de gelo que um glaciar perde anualmente corresponde à sua ablação. Existem quatro mecanismos responsáveis pela ablação de um glaciar:

  1. Degelo (quando um glaciar se começa a derreter perde material);
  2. Desprendimento de icebergues (quebram-se peças de gelo e formam-se icebergues quando um glaciar desce até à linha de costa);
  3. Sublimação (nos climas frios, o gelo pode passas directamente do estado sólido para o estado gasoso);
  4. Erosão eólica (ventos fortes podem erodir o gelo primariamente por degelo e sublimação).

A diminuição dos glaciares resulta do aquecimento e degelo da frente glaciária. Portanto, apesar de um glaciar se estar a mover vertente abaixo, a sua frente pode estar a retirar. A diferença entre a acumulação e a ablação dá-nos o crescimento ou a diminuição de um glaciar. Quando a ablação e a acumulação se anulam, o glaciar está em equilíbrio mantendo o seu tamanho. Se a acumulação for maior que a ablação, o glaciar está a crescer; se a ablação for maior que a acumulação, o glaciar está a diminuir. Estes equilíbrios ou balanços glaciários podem modificar-se com o tempo.

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MOVIMENTO E VELOCIDADE DE UM GLACIAR

Quando o gelo se acumula a uma espessura suficiente para se começar a movimentar, forma-se um glaciar. À medida que o glaciar se move, o gelo deforma-se e flui lentamente vertente abaixo com o mesmo tipo de escoamento laminar (movimento ordenado das partículas, sem que haja mistura entre elas ou cruzamento entre as linhas de fluxo; é o oposto do escoamento turbulento) dos cursos de água lentos e estreitos. Ao contrário, porém, dos cursos de água, o fluxo de um glaciar é extremamente lento, de tal modo que o gelo parece permanecer no mesmo local de dia para dia. A velocidade dos glaciares aumenta se o declive da encosta ou se a espessura do gelo aumentarem. Mesmo em terras baixas, os glaciares continuam a mover-se se tiverem espessura suficiente. Mas que mecanismos permitem ao gelo deslocar-se?

Os glaciares fluem, primariamente, por dois mecanismos: fluxo plástico e deslizamento basal. No fluxo plástico, o gelo deforma-se e desliza internamente a uma escala microscópica. No deslizamento basal, o gelo desliza ao longo da base do glaciar, tal como um tijolo a deslizar por um plano inclinado.

Sob a grande pressão que existe dentro de um glaciar, os cristais individuais de gelo deslizam pequenas distâncias, na ordem de um décimo–milionésimo de milímetro, durante um curto intervalo de tempo. Este movimento é conhecido por fluxo plástico porque é semelhante à deformação plástica de uma rocha profundamente enterrada. O total de todos os pequenos movimentos do enorme número de cristais de gelo que compõem um glaciar provoca um grande movimento resultante, numa direcção, de toda a massa de gelo. À medida que os cristais de gelo se desenvolvem sob uma tensão crescente profundamente enterrados num glaciar, os seus deslizamentos microscópicos tornam-se paralelos, aumentando, deste modo, a velocidade de deslocação do glaciar. O movimento plástico predomina nas regiões mais geladas, onde o gelo espalhado pelo glaciar se encontra bastante abaixo do ponto de congelação, incluindo a base do glaciar. O gelo basal está gelado e aferrado ao chão, pelo que a maior parte do movimento se faz acima da base por deformação plástica (figura 3.68).

Um outro mecanismo de movimento dos glaciares é o deslizamento basal, ou seja, o deslizamento de um glaciar ao longo da sua base. A quantidade e tipo de deslizamento basal varia, dependendo da temperatura entre o gelo e o solo em relação ao ponto de fusão do gelo. Na base do glaciar, o gelo encontra-se sob uma tremenda pressão devido ao peso do gelo sobrejacente. Uma vez que o ponto de fusão do gelo decresce com o aumento da pressão, o gelo na base do glaciar pode fundir-se, criando um filme lubrificante sob a forma de água de degelo. A água de degelo pode formar-se mesmo a temperaturas inferiores ao ponto de congelação da água à superfície. O mesmo efeito torna a patinagem no gelo possível. O degelo na base do glaciar forma um filme lubrificante de água sobre o qual o glaciar desliza (figura 3.69).

A temperatura do degelo na base de um glaciar depende parcialmente da temperatura da superfície do gelo e parcialmente do fluxo de calor proveniente do solo por baixo. Nas regiões moderadamente frias, a temperatura do ar à superfície não é demasiado baixa e o fluxo de calor do solo é maior que o normal. Dadas estas condições, a temperatura na base do glaciar pode ser suficientemente alta para que ocorra algum degelo. As áreas moderadamente frias são típicas dos vales ocupados inteiramente por glaciares nas regiões temperadas. Nestas áreas, o gelo pode atingir o ponto de fusão não só no fundo como também em locais mais altos, particularmente, perto da superfície se o ar não for gélido. O fluxo plástico pouco contribui para o deslocamento mas contribui para o aquecimento interno gerado pela fricção causada pelos deslocamentos microscópicos dos cristais. Nestes glaciares “húmidos” – em contraposição com os glaciares “secos”, onde o deslizamento plástico é predominantes – encontram-se pequenas gotas de água entre os cristais e como poças em túneis de gelo. A água espalhada no interior do glaciar facilita o deslizamento interno entre camadas de gelo.

As partes superiores dos glaciares possuem pouca pressão sobre elas. A estas baixas pressões, o gelo comporta-se como um sólido rígido e quebradiço, fracturando-se à medida que é arrastado pelo fluxo plástico do gelo subjacente. Estas fendas transversais à corrente de gelo, denominadas crevasses, quebram a superfície do gelo em muitos blocos pequenos e grandes – chamados séracs – em locais onde a deformação do glaciar é maior, como nos verrous – desnivelamentos pronunciados do relevo do fundo do vale – nas paredes e nas curvas do vale. O movimento da superfície de gelo quebrado nestes locais é um “fluxo” resultante do deslizamento entre os blocos irregulares, tal como acontece com os cristais individuais de gelo mas numa escala muito maior.

A maioria dos glaciares de vale move-se a uma velocidade que varia com a profundidade do gelo e com a posição do glaciar em relação às paredes do vale. Estes glaciares movem-se parcialmente por deslizamento basal e parcialmente por fluxo plástico dentro do corpo de gelo. Intensas forças friccionais na base do glaciar e nos lados onde contacta com a parede sólida do vale inibem o movimento do gelo. Louis Agassiz mediu velocidades da ordem dos 75 m/ano (0,0024 mm/s, aproximadamente) num glaciar de vale. Para isso, usou um método que consistia em cravar estacas numa linha recta transversalmente ao glaciar (figura 3.70). O deslocamento do glaciar faria deslocar as estacas e Agassiz verificou que as estacas que estavam cravadas no meio da corrente glaciária se moviam mais depressa que as que se encontravam próximo das vertentes do vale. De igual modo, no interior do glaciar, a máxima velocidade é atingida pouco abaixo da superfície, tal como nos cursos de água.

Partes do glaciar da Antárctida Oeste fluem rapidamente em correntes de gelo com uma largura de 25-80 Km e uma extensão de 300-500 Km. Estas correntes atingem velocidades de 0.3 m/dia (cerca de 0.0035 mm/s) a 2.3 m/dia (cerca de 0.0266 mm/s). Sondagens revelam que a base da corrente de gelo se encontra no ponto de fusão e que a água do degelo está misturada com sedimentos brandos. Uma teoria corrente é a de que o movimento rápido da corrente de gelo está relacionado com a deformação do sedimento basal sobressaturado. Correntes de gelo semelhantes podem formar-se durante um aquecimento climático, levando à quebra do gelo e a um rápido degelo. As correntes de gelo contribuíram para a regressão dos glaciares e para a instabilidade dos inlandsis da Antárctida Oeste.

Uma vaga, um período súbito de movimento rápido de um glaciar de vale, ocorre, por vezes, após um longo período de relativa imobilidade. As vagas podem durar mais de dois ou três anos e, durante esse tempo, o gelo pode acelerar mais de 6 Km por ano (cerca de 0.1903 mm/s), mil vezes mais que a velocidade normal de um glaciar. Apesar de o mecanismo das vagas não ser completamente percebido, parece que elas se seguem a uma acumulação de pressão da água de degelo nos túneis situados na ou perto da base. Esta água pressurizada desenvolve grandemente o deslizamento basal.

Os inlandsis nos climas polares, onde o deslizamento basal pode ser reduzido ou mesmo ausente, apresentam as maiores velocidades no centro do gelo (figura 3.71). A pressão aí é muito elevada e as únicas forças de atrito encontram-se entre as camadas de gelo que se movem a diferentes velocidades segundo um fluxo laminar. Perto da superfície, onde a pressão é menor, o gelo move-se mais lentamente.

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ACÇÃO GEOLÓGICA DOS GLACIARES

Só podemos ver as formas deixadas pelos glaciares quando estes se retiram. Pelas suas formas típicas podemos inferir que, em tempos idos, os glaciares estiveram num dado local. A capacidade dos glaciares para erodirem rocha sólida é espantosa. Um glaciar de vale com apenas algumas centenas de metros de largura pode dilacerar e esmagar milhões de toneladas de rocha por ano. O gelo glaciário erode esta pesada carga de sedimentos do fundo rochoso e das paredes do vale, transportando-o no seu seio para a frente glaciária, onde se deposita quando o gelo se derrete. Estimativas do tamanho destes depósitos demonstram que o gelo é um agente erosivo ainda mais eficaz que a água ou o vento.

Na sua base e flancos, um glaciar engolfa blocos fracturados e diaclasados e arrasta-os contra o pavimento rochoso adjacente. Este arrastamento fragmenta a rocha numa grande variedade de tamanhos, desde blocos grandes como casas a materiais das dimensões das argilas e das siltes, chamados farinha glaciária. Liberto do gelo na frente glaciária, este material finamente pulverizado seca e transforma-se em poeiras. O vento pode soprar estas poeiras a grandes distâncias, depositando-as como loess, que é tão comum nos períodos glaciários.

À medida que um glaciar arrasta rochas ao longo da sua base, estas arranham e sulcam o pavimento à medida que são arrastados contra os mesmos. Esta abrasão provoca estrias e sulcos e são uma forte evidência de movimento glaciário. A sua orientação mostra-nos a direcção do movimento do gelo, um factor extremamente importante no estudo dos glaciares continentais, uma vez que estes carecem de um vale óbvio. Cartografando as estrias deixadas sobre vastas áreas antigamente cobertas por inlandsis, podemos reconstruir o seu padrão de fluxo, com importantes implicações na reconstrução de antigas linhas de costa e da paleoecologia das regiões.

Pequenas colinas de rocha, denominadas rochas aborregadas (figura 3.72), assim nomeadas pela sua semelhança com o dorso de um carneiro, são polidas pelo gelo no seu lado menos inclinado e quebradas no seu lado mais inclinado, criando uma superfície abrupta e rugosa. Estes declives contrastantes também indicam a direcção do movimento do gelo.

Um vale glaciário escava uma série de formas de erosão à medida que flui da sua origem para a sua parte mais baixa. Na cabeceira do vale glaciário, a acção destruidora do gelo tende a escavar um anfiteatro oco chamado circo glaciário, pela sua forma mais ou menos circular, como um cone invertido. Aquando do degelo, estes circos podem ficar cheios de água, formando lagos de circo ou tarns. Um rimage é um espaço vazio deixado entre a massa de gelo e a parede rochosa do circo e é formado quando o enorme peso do glaciar arranca o gelo da parede rochosa. Com a continuação da erosão, os circos de picos adjacentes podem coalescer, criando cristas agudas denominadas arestas ou arêtes, no francês, e picos piramidais ou horns ao longo da linha divisória (figura 3.73).

À medida que um glaciar de vale se movimenta para jusante a partir do seu circo, ele escava um vale ou aprofunda um vale fluvial já existente, criando um característico vale em U ou vale glaciário. Os fundos dos vales glaciários são planos e as suas paredes abruptas, ao contrário dos vales em V ou vales encaixados típicos dos rios de montanha. Os glaciares e os rios não diferem apenas na forma dos vales que criam mas também na maneira pela qual se lhe juntam os seus tributários. Apesar de a superfície do gelo constituir o nível de base no ponto de junção ao glaciar, o fundo do tributário pode encontrar-se a uma cota superior à do fundo do vale glaciário principal. Quando se dá a ablação dos glaciares, o vale tributário é deixado como um vale suspenso, cujo fundo se encontra a grande altitude acima do fundo do vale principal (figura 3.74). Depois da desaparição do gelo e da ocupação dos vales por rios, a junção é tipicamente marcada por uma queda de água quando o rio no vale suspenso mergulha pelo desfiladeiro abrupto que o separa do vale principal adjacente.

Ao contrário dos rios, os glaciares de vale que se encontram junto às linhas de costa podem erodir abaixo do nível do mar. Quando o gelo se retira, estes vales em U são inundados pela água do mar, sendo estes braços de mar denominados de fiordes (figura 3.75).

Os glaciares transportam rochas erodidas de todos os tamanhos e tipos para jusante, depositando-as, eventualmente, quando e onde o gelo se derreter. O gelo é um transportador eficiente de detritos uma vez que o material que recolhe não se afunda, como acontece à carga transportada por um rio. Tal como a água e o vento, o gelo tem uma competência e uma capacidade. A competência do gelo é extremamente alta, assim como a sua capacidade. Quando o gelo glaciário se derrete deposita uma carga mal calibrada e heterogénea de blocos, calhaus, areias e argilas. O que diferencia os sedimentos glaciários dos sedimentos fluviais e eólicos é a sua grande variedade de tamanhos. Os sedimentos fluviais são bem calibrados e os sedimentos eólicos têm uma calibragem excelente. Para os primeiros geólogos, que não tinham em atenção as suas origens glaciárias, o material heterométrico era desconcertante. Denominaram-no de deriva (drift) porque aparentava ter derivado, de algum modo, de outras áreas. O termo deriva é, actualmente, utilizado para nomear todo e qualquer material de origem glaciária encontrado em qualquer parte do Mundo, seja em terra ou no oceano.

Alguma deriva é depositada directamente pelo gelo em ablação. Este sedimento não estratificado e mal calibrado é conhecido por terreno errático ou till e a rocha daí formada é denominada de tilito. O terreno errático pode conter fragmentos de todos os tamanhos – argilas, areias, calhaus e blocos. Os grandes blocos (alguns do tamanho de uma casa) frequentemente contidos no till são chamados de blocos erráticos devido à sua composição aparentemente aleatória, totalmente diferente da composição das rochas autóctones. Outra característica dos sedimentos glaciários é, portanto, constituírem depósitos alóctones.

Outros depósitos de deriva são largados quando o gelo se derrete e liberta sedimentos. Cursos de água provenientes da água do degelo podem fluir em túneis dentro e por baixo do gelo e em correntes na frente glaciária. Estes cursos de água podem recolher, transportar e depositar algum do material transportado pelo gelo. Tal como qualquer outro sedimento depositado pela água, este material encontra-se estratificado e bem calibrado, podendo apresentar estratificação cruzada. A deriva que foi recolhida e modificada, calibrada e distribuída por correntes de água do degelo é denominada de acarreio estratificado (outwash), que pode ser levado pelo vento e depositar-se como loess.

Uma acumulação de material rochoso, arenoso e argiloso transportado pelo gelo ou depositado como terreno errático é denominada de moreia. Existem muitos tipos de moreia, cada uma nomeada de acordo com a sua posição em relação ao glaciar que as formou. Uma das mais proeminentes pelo seu tamanho e aparência é a moreia final, por vezes também chamad de moreia frontal, formada na frente glaciária. À medida que o gelo flui constantemente para jusante, ele transporta mais e mais material para a sua frente glaciária, onde o material mal calibrado se deposita em cristas de till pouco maiores que uma colina. As moreias terminais são moreias finais que marcam o maior avanço de um glaciar e são o melhor indicador para sabermos a extensão de um antigo glaciar de vale ou continental. Como já sabemos, um glaciar erode rochas e materiais não consolidados das vertentes de seu vale, adquirindo material adicional proveniente de movimentos de massa quando o glaciar recorta o suporte da vertente sobrejacente. Os materiais erodidos são incorporados no gelo como uma faixa de sedimentos escuros onde o glaciar roça e se movimenta ao longo das vertentes do vale. Estas faixas constituem as moreias laterais. As moreias laterais de glaciares adjacentes juntam-se formando uma moreia média ou mediana no meio do fluxo maior abaixo da junção. As moreias lateral e mediana, tal como as moreias finais, são deixadas para trás como pequenas cristas de till depois do recuo de um glaciar. Uma moreia de fundo é uma camada de deriva glaciária depositada debaixo do gelo. As moreias de fundo variam em espessura, podendo ser finas e com pequenos afloramentos rochosos do fundo ou suficientemente espessas para encobrir quaisquer afloramentos existentes. Seja qual for a forma e a localização, todos os tipos de moreias são compostas por till.

Alguns terrenos de inlandsis apresentam formações denominadas drumlins, colinas alongadas, de forma elíptica e vertentes convexas constituída por till, contendo, por vezes, um núcleo de rocha in situ. As dimensões são muito variáveis, podendo constituir apenas um pequeno montículo ou uma colina com cerca de 1600 metros de comprimento e 25 a 50 metros de altura. O seu eixo maior é sempre paralelo à direcção de escoamento do lençol de gelo. Geralmente encontrados em grupos, os drumlins são moldados como colheres invertidas, com a vertente menos inclinada apontando na direcção da frente glaciária, embora também se encontre o oposto (figura 3.76). Ainda não está bem compreendida a origem dos drumlins. Uma hipótese aventa que os drumlins se formam debaixo dos glaciares que se encontram nas regiões temperadas e que têm água na sua base. Estes glaciares movimentam-se sobre uma mistura plástica de sedimentos subglaciários e água. As estrias curvas e serpentantes na rocha revelam os complexos padrões de fluxo de misturas semelhantes. A hipótese propõe que esta massa plástica é sujeita a um aumento da pressão quando encontra um afloramento ou outro obstáculo, perdendo, então, água e solidificando, formando uma massa estriada por linhas de água. Uma hipótese alternativa propõe que os drumlins são formados por erosão pelo gelo de uma acumulação anterior de terreno errático.

Os depósitos de acarreio (outwash) provenientes das águas do degelo do glaciar podem assumir uma variedade de formas. Os kames são depósitos cónicos de areia e cascalho que se formam no local onde ressurge a água de circulação subterrânea sob o gelo de um glaciar. O depósito pode apresentar a forma de uma elevação de topo arredondado ou em crista e atingir algumas dezenas de metros de altura e ultrapassar 200 metros de comprimento. Esta forma de acumulação é sinónimo de recuo dos glaciares e, consequentemente, data do último período mais frio do Quaternário. Alguns kames são deltas construídos em lagos existentes perto da frente glaciária. Quando o lago seca, estes deltas são preservados como colinas de topo aplanado. Os kames são, muitas vezes explorados como fontes comerciais de areia e cascalho (figura 3.77).

As siltes e argilas podem ser depositadas num lago que se tenha formado perto da frente glaciária, formando uma série de camadas alternadas de material fino e grosseiro, chamadas varvas ou varvitos (figura 3.78). Uma varva é constituída por um par de camadas formadas durante um ano através do congelamento sazonal da superfície do lago. No Verão, quando o lago está livre de gelo, silte grosseira é depositada quando abundante água do degelo flui do glaciar para o lago. No Inverno, quando a superfície do lago está congelada, a água por baixo está estagnada e as argilas mais finas assentam, formando uma camada de material fino sobre a camada grosseira de Verão. Alguns lagos formados por inlandsis eram enormes, compreendendo muitos milhares de quilómetros quadrados de extensão. As barreiras de till que criaram estes lagos eram, por vezes, quebradas e transportadas posteriormente, fazendo com que os lagos drenassem rapidamente e originasse, assim, grandes inundações.

Os eskers são outra forma deposicional proveniente da água do degelo (figura 3.77). Estas cristas longas, estreitas e serpenteantes de areia e argila são encontradas no seio de moreias de fundo. Eles percorrem quilómetros numa direcção mais ou menos paralela à direcção do movimento do gelo. O carácter bem callibrado dos materiais dos eskers, característico dos sedimentos depositados pela água, e o curso sinuoso, parecido com um túnel, da crista sugere uma origem aquática. Os eskers foram depositados por correntes de água do degelo fluindo em túneis ao longo do fundo de um glaciar em ablação. Os próprios túneis foram abertos pela infiltração da água pelas crevasses e fendas no gelo.

Os terrenos glaciários estão pontuados por chaleiras (kettles), buracos ou depressões não drenadas, geralmente de vertentes abruptas, podendo estar ocupadas por poças ou lagos (figura 3.79). Os glaciares modernos, que podem deixar para trás blocos isolados imensos de gelo na zona de acarreio à medida que recuam, fornecem a pista para explicar a origem da chaleiras. Um bloco de gelo com o diâmetro de um quilómetro pode demorar trinta anos ou mais a derreter. Durante esse tempo, o bloco de gelo pode ficar parcialmente enterrado pela areia e cascalho do acarreio, transportadas por cursos de água do degelo, geralmente anastomosados e passando em volta do bloco de gelo. Quando o bloco finalmente se derrete, a margem do glaciar já se deve ter retirado para tão longe daquela região que pouco acarreio atinge a área. A areia e o cascalho que anteriormente rodeavam o bloco de gelo rodeiam agora uma depressão. Se o fundo da chaleira estiver abaixo do nível freático, forma-se um lago.

O solo encontra-se permanentemente gelado nas regiões muito frias, onde a temperatura de Verão nunca sobe o suficiente para derreter mais que uma fina camada superficial de gelo. O solo permanentemente gelado, ou permafrost, cobre, actualmente, cerca de 25% de toda a área emersa do planeta. Para além do solo propriamente dito, o permafrost inclui ainda agregados de cristais, cunhas e massas irregulares de gelo. A proporção gelo/solo, tal como a espessura do permafrost, varia de região para região. O solo abaixo da camada de permafrost permanece descongelado e é aquecido pelo calor interno da Terra, sendo um material difícil de trabalhar, uma vez que o permafrost se derrete quando é escavado, fazendo com que a água se acumule na depressão e provoque reptação, solifluxão, deslizamento e escorregamento (slump). Para além das regiões polares, o permafrost também está presente em áreas de altas montanhas, tal como o planalto tibetano.

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GLACIAÇÕES

Pelo estudo das marcas glaciares em rochas antigas, parece que as glaciações terão ocorrido intermitentemente ao longo de um período calculado em cerca de 930 Ma. Glaciação é um termo geral usado para designar todos os processos e resultados ligados ao período de tempo durante o qual se verifica a cobertura ou ocupação de uma área por um lençol de gelo ou glaciar. Diversas teorias têm sido avançadas na tentativa de explicar este fenómeno: diminuições periódicas na intensidade do calor do Sol, poeiras vulcânicas que impedem a passagem dos raios solares, um decréscimo do conteúdo de dióxido de carbono na atmosfera – o que acelera a perda de calor para o espaço exterior – e oscilações dos parâmetros orbitais da Terra, nomeadamente, a sua excentricidade, a sua inclinação e a sua precessão (figura 3.80).

Um dos factores responsáveis pelo arrefecimento sucessivo que se fez sentir a partir do final do Mesozóico no hemisfério Sul é a movimentação das placas litosféricas que levou à abertura de passagens para as águas oceânicas e à obstrução de outras, modificando, assim, toda a dinâmica das correntes oceânicas. Há 50 Ma, a Austrália moveu-se para Norte, abrindo uma passagem às correntes frias do Sul. Nas camadas atmosféricas produziu-se, então, a Corrente Circumpolar Antárctica (CCA), que actuou como barreira às correntes quentes vindas de baixas latitudes. Foi então que o gelo se começou a acumular sobre o continente antárctico.

Durante o Paleocénico e o Eocénico, as correntes equatoriais circundavam o globo, passando entre os dois continentes americanos, entre a índia e a Europa e entre a Austrália e a Indochina. O clima teria sido quente nesta altura mas as condições climáticas no hemisfério Sul continuaram a deteriorar-se, pois a CCA era ainda efectiva. A abertura da Passagem de Drake favoreceu esta corrente e a calote gelada prosseguiu o seu desenvolvimento no pólo Sul. No final do Eocénico fez-se sentir um rápido arrefecimento, reflectindo, possivelmente, o feedback positivo do mecanismo do albedo (reflectividade) à medida que se deu o crescimento da calote polar antárctica.

No início do Oligocénico, a Índia e a Eurásia colidiram, inibindo a passagem das correntes equatoriais. A passagem entre a Antárctida e a Austrália foi aberta, reforçando a grande CCA. No final do Miocénico, ocorreu novo arrefecimento acentuado coincidente com uma regressão e, provavelmente, com o fecho do Estreito de Gibraltar, que isolou de tal modo a bacia mediterrânea que este mar secou. Este episódio é conhecido como a “crise salina do Messiniano”, durante a qual enormes massas salinas foram precipitadas no Mediterrâneo e a salinidade do oceano global decaiu 6%.

Depois de um interlúdio quente no início do Pliocénico, o clima agravou-se novamente e, sobre o Árctico, começou também a acumular-se gelo. O motivo pelo qual a calote gelada do pólo Norte iniciou a sua construção muito depois da calote do pólo Sul permanece desconhecido. Durante os últimos 1,67 Ma – 1,64 Ma, ou seja, durante o Quaternário, parte da superfície da Terra já esteve profundamente congelada nove vezes. Durante a época glaciária mais recente, o manto de gelo cobriu a Antárctida, a Patagónia e a parte meridional dos Andes, o Cáucaso e os Himalaias e vastas regiões setentrionais da Europa e América do Norte. O manto de gelo que cobriu o Mar do Norte e a Grã-Bretanha até à linha dos subúrbios a Norte de Londres recuou há cerca de 0,01 Ma. Actualmente, os restos desta última glaciação são os inlandsis da Antárctida e da Gronelândia; os resultados visíveis que provam esta glaciação são os vales escavados pelo gelo (em Portugal, o vale do Zêzere, a montante de Manteigas) e litorais mais elevados por os continentes terem subido depois de aliviados do peso do gelo (num processo chamado isostasia), para além de todas as formas de modelado glaciar nas regiões mais setentrionais.

Dado que as vastas massas de gelo continham enormes quantidades de água (uma acumulação de gelo com 400 000 Km3 corresponde a uma descida do nível do mar de cerca de um metro), o nível médio do mar situava-se a cerca de 135 metros abaixo do actual (do que resulta um volume de gelo de cerca de 70 milhões de Km3, quase três vezes mais do que o volume de gelo actual). Assim, o que agora são plataformas continentais eram, então, terra seca e muitas ilhas ao largo da costa, incluindo a Grã-Bretanha, faziam parte de massas de terra adjacentes e a Rússia e a América do Norte estavam ligadas no local em que agora se situa o Estreito de Bering. Nesses tempos, o nível do mar, mais baixo, permitia o movimento de animais entre as massas de terra. Se esta foi a última glaciação da Terra não se sabe mas é quase certo que vivemos apenas num período interglaciário (o período quente entre dois períodos glaciários), um dos muitos da história da Terra e dentro de 11 000, 23 000, 47 000 ou, mesmo, 100 000 anos o gelo voltará. Mas um planeta mais quente seria igualmente desastroso, pois as calotas polares fundir-se-iam, o nível do mar elevar-se-ia cerca de 60 metros e muitas cidades, como Nova Iorque, Rio de Janeiro, Londres ou Lisboa, ficariam submersas.

De acordo com Penck e Bruckner, as grandes glaciações que atingiram a região alpina foram cinco: Donau, Günz, Mindel, Riss e Würm, de acordo com os terraços fluviais por eles estudados nos Alpes do Norte. Esta classificação está, no entanto, em desuso pois não se verifica coincidência entre as glaciações e os terraços estudados, pois foi totalmente ignorada a tectónica.

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