Las formas de relieve fluvioglaciales o formas de relieve glaciofluviales [a] son aquellas que resultan de la erosión asociada y la deposición de sedimentos causada por el agua de deshielo glacial . Los glaciares contienen cargas de sedimentos suspendidos, muchos de los cuales se recogen inicialmente de la masa terrestre subyacente. Las formas de relieve se forman por la erosión glacial a través de procesos como la explotación de canteras glaciales, la abrasión y el agua de deshielo. El agua de deshielo glacial contribuye a la erosión del lecho rocoso a través de procesos mecánicos y químicos. [3] Los procesos fluvioglaciales pueden ocurrir en la superficie y dentro del glaciar. Los depósitos que ocurren dentro del glaciar se revelan después de que todo el glaciar se derrite o retrocede parcialmente. Las formas de relieve fluvioglaciales y las superficies erosivas incluyen: llanuras aluviales , kames , terrazas kame, pozos de caldera , eskers , varvas y lagos proglaciales . [4]
Corrientes de agua de deshielo formadas por glaciares, especialmente en estaciones más cálidas. Corrientes supraglaciares, aquellas sobre la superficie glacial, y corrientes subglaciales, aquellas debajo de la superficie glacial. [5] En la interfaz del glaciar y la superficie terrestre subyacente, el inmenso peso del glaciar hace que el hielo se derrita y produce corrientes de agua de deshielo subglacial. Estas corrientes bajo inmensa presión y a altas velocidades junto con el peso suprayacente del propio glaciar son capaces de tallar paisajes y arrancar sedimentos del suelo. [6] Este sedimento es transportado a medida que el glaciar avanza. En estaciones más cálidas, el glaciar disminuye y retrocede. Este proceso deja sedimentos depositados en forma de accidentes geográficos deposicionales. [7] Los dos procesos de avance y retroceso tienen el poder de transformar un paisaje y dejar atrás una serie de accidentes geográficos que brindan una gran perspectiva sobre la presencia y el comportamiento de los glaciares en el pasado. Las formas del relieve que resultan de estos procesos incluyen morrenas , kames , kettles , eskers , drumlins , llanuras y lagos proglaciares .
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Los depósitos glaciofluviales o sedimentos glaciofluviales consisten en cantos rodados , grava , arena , limo y arcilla de capas de hielo o glaciares . Son transportados, clasificados y depositados por corrientes de agua. Los depósitos se forman al lado, debajo o aguas abajo del hielo. Incluyen kames , terrazas kame y eskers formados en contacto con el hielo y abanicos de afloramiento y llanuras de afloramiento debajo del margen de hielo. Típicamente, el sedimento de afloramiento es transportado por corrientes de agua de deshielo fluvioglacial rápidas y turbulentas , pero ocasionalmente es transportado por inundaciones repentinas catastróficas . Los elementos más grandes, como cantos rodados y grava, se depositan más cerca del margen de hielo, mientras que los elementos más finos son transportados más lejos, a veces a lagos o al océano. Los sedimentos se clasifican por procesos fluviales . Se diferencian del till glacial , que es movido y depositado por el hielo del glaciar, y no está clasificado.
Una megainundación subglacial puede crear cavidades en la base del hielo. A medida que la inundación disminuye, se depositan sedimentos en estas cavidades para formar drumlins de relleno de cavidades en cavidades alineadas con el flujo, terreno estriado en cavidades que cruzan el flujo y terreno con montículos en otras partes. [8] Se pueden formar crestas bajas y rectas de hasta 10 metros (33 pies) de altura donde los sedimentos rellenan las grietas dentro del glaciar o en su base. [8]
Un kame es un montículo o cresta corta con lados empinados de arenas y gravas depositadas a partir del hielo derretido. Los kames pueden estar aislados o formarse en grupos. Algunos se forman en la base de un glaciar por el agua de deshielo que fluye hacia abajo desde la superficie del hielo en un molino , o desde un cuerpo de agua dentro del glaciar. Otros se forman en el margen del hielo como pequeños deltas. [9] Las terrazas de kame son bancos de arena y grava que fueron depositados por ríos trenzados que fluyen entre el lado del valle y el margen de hielo del glaciar. Las terrazas de kame en lados opuestos de un glaciar de valle pueden estar a diferentes elevaciones. [10]
A veces, la deriva estratificada se deposita en los túneles que atraviesan o se encuentran por debajo del glaciar. Cuando el hielo se derrite, la deriva queda expuesta en forma de crestas de grava largas y lineales llamadas eskers . Algunos eskers formados en las capas de hielo del Pleistoceno tienen varios cientos de kilómetros de longitud. Por lo general, su longitud varía desde unos pocos cientos de metros hasta unos pocos kilómetros. [11]
Los depósitos de contacto con el hielo, incluidos los kames, las mesetas kame y los eskers, consisten principalmente en arena y grava, pero pueden incluir lechos de diamictón , limo y arcilla. Los kames y las mesetas kame suelen tener bases de lodos laminados y, más arriba, tienen capas de arenas cada vez más gruesas cubiertas con grava. [12]
Los depósitos glaciolfluviales se forman por corrientes de agua que fluyen a través de túneles dentro o debajo de un glaciar. [11] El agua proviene principalmente del deshielo, y también puede provenir de la lluvia o de la escorrentía de las laderas sin hielo junto al glaciar. [12] Los arroyos tienen velocidades de flujo muy variables según la temperatura, que a su vez depende de la estación, la hora del día y la cobertura de nubes. En épocas de alto caudal, los arroyos están bajo presión. [11] Los arroyos debajo del glaciar pueden fluir cuesta arriba, impulsados por la presión. [13]
Las corrientes de agua de deshielo, turbulentas y de rápido movimiento, provocan erosión mecánica a través de la acción hidráulica , la cavitación y la abrasión . [14] También pueden disolver y eliminar sustancias químicas solubles del lecho rocoso erosionado y los escombros que se encuentran debajo del glaciar. [13] Las corrientes recogen escombros de debajo del glaciar y escombros arrastrados desde tierras más altas junto al glaciar. Por lo general, retienen tantos escombros como pueden transportar cuando salen del glaciar. [11]
Las grandes fluctuaciones diarias en el caudal afectan el movimiento de los sedimentos. El sedimento es recogido y transportado a medida que el caudal sube, y luego depositado a medida que el caudal desciende. Por lo general, gran parte del sedimento rueda o se desliza cerca del lecho del arroyo. Durante los períodos de mayor caudal, pueden ponerse en movimiento grandes rocas. También puede haber altas concentraciones de sedimentos en suspensión a principios del verano, cuando el caudal es más alto. [15] Los lagos o embalses debajo, dentro, sobre o al lado del glaciar pueden liberar enormes inundaciones repentinas conocidas como jökulhlaups . [16]
Después de emerger de su túnel de hielo, una corriente de agua de deshielo se extiende y pierde velocidad, depositando escombros. Los canales se obstruyen y la corriente tiene que encontrar nuevas rutas, lo que puede dar lugar a una corriente trenzada con canales separados por barras de grava o arena. [11] El canal de las corrientes trenzadas es muy inestable debido a las altas cargas de sedimentos, las fluctuaciones en el caudal y la falta de plantas para anclar las orillas. [17] La cantidad de material depositado es generalmente mayor cerca del final del glaciar, por lo que el sedimento tenderá a descender y a disminuir a partir de ese punto. [11]
Los abanicos de afloramiento son depósitos de sedimentos que se extienden en abanico desde el portal de agua de deshielo, con sedimentos progresivamente más finos a mayores distancias del portal. Los abanicos pueden depositarse en tierra o en agua. [10] Una línea de abanicos de afloramiento adyacentes de una capa de hielo puede formar una cresta o morrena glaciofluvial. [18] Cuando muchos arroyos de afloramiento fluyen desde el frente de hielo hacia un área de tierras bajas, forman un amplio sandur o llanura de afloramiento . [17] Un sandar puede contener depósitos de decenas de metros de espesor. [19] En las regiones montañosas, los arroyos de afloramiento están confinados por las laderas de los valles y depositan gruesas capas de sedimentos en llanuras de afloramiento lineales llamadas trenes de valles. [17] Las terrazas se forman cuando los arroyos descienden a niveles más bajos y abandonan llanuras de afloramiento más altas y antiguas. [12]
El sedimento se deposita en lechos que varían en escala desde ondulaciones de arena de unos pocos centímetros de ancho hasta barras de grava de varios cientos de metros de largo. [20] Las estructuras sedimentarias como la estratificación , la estratificación cruzada y la imbricación de clastos son similares a las creadas por otros tipos de corrientes. [19] Cerca del glaciar, la llanura de afloramiento está compuesta por largas barras de grava gruesa con un tamaño de grano muy variable, con unos pocos canales grandes entre las barras. Más lejos hay barras transversales y una red de muchos canales trenzados. El sedimento ahora incluye grava y arena, y los granos son más redondos debido a la clasificación y la abrasión. Aún más lejos, a medida que las corrientes no glaciares se unen a las corrientes de afloramiento, el flujo forma canales trenzados poco profundos o corrientes serpenteantes y deposita arena. [17] Las corrientes glaciofluviales dominadas por eventos anuales de derretimiento del hielo pueden fusionarse en un entorno fluvial normal donde las entradas no glaciares son más importantes. [16]
Los depósitos de las aguas que se hunden tras una inundación repentina pueden estar mal clasificados, con una amplia gama de tamaños de grano y sin formas de lecho diferenciadas. [20] Otros sedimentos glaciofluviales se parecen a los sedimentos de los procesos fluviales no glaciares. Consisten principalmente en limo , arena y grava con grano moderadamente redondeado. [19] El sedimento más cercano al glaciar suele ser más grueso que el sedimento no glaciar, y va desde cantos rodados hasta arena, pero con poco limo y arcilla, ya que el agua suele fluir demasiado rápido para permitir que estas partículas finas se sedimenten hasta que se encuentra a una distancia considerable del glaciar. [20] Generalmente, los depósitos de afloramiento son más finos más alejados del margen del hielo. [12] Los depósitos a menudo tienen capas diferenciadas debido a los cambios estacionales y episódicos en el flujo del río. [8]
Los arroyos de afloramiento a menudo desembocan en lagos proglaciares , donde dejan depósitos glaciolacustres . Estos consisten principalmente en limo y arcilla, con laminaciones a escala milimétrica. A veces incluyen varvas , alternando sedimentos más gruesos en los períodos de verano de alta descarga de fusión y sedimentos más finos en el invierno. Cuando la corriente termina en el océano, deja sedimentos glaciomarinos. [19] Los arroyos de afloramiento pueden formar deltas donde ingresan a lagos o al océano. [17]
Los depósitos glaciofluviales pueden rodear y cubrir grandes bloques de hielo. Los restos pueden aislar el hielo durante varios cientos de años. Finalmente, los bloques de hielo se derriten, dejando depresiones llamadas marmitas o lagos marmita si se llenan de agua. [11] Las marmitas suelen estar asociadas a depósitos en contacto con el hielo. También pueden formarse dentro de depósitos en láminas, pero suelen ser más pequeñas que las marmitas en contacto con el hielo. [12]
Las morrenas consisten en sedimentos depositados por un glaciar y el agua de deshielo glacial posterior, también conocidas como till glacial . Las morrenas se encuentran comúnmente cerca de los extremos de un glaciar, los límites entre dos cuerpos glaciares o debajo de un cuerpo glaciar. Las morrenas pueden usarse para marcar la extensión de una región glaciar y los patrones sucesivos de avance y retroceso durante la glaciación. [3] El nombre y las características específicas de una morrena dependen de su ubicación en relación con el cuerpo glaciar y los procesos que depositaron el till glacial relevante. [7] Cuatro tipos generales de morrenas incluyen lateral , medial , de fondo y de extremo .
El tamaño de los sedimentos depositados que forman una morrena puede variar desde arcilla hasta cantos rodados. Las morrenas pueden ser retrabajadas por la acción glacial adicional o por el agua de deshielo en otras formas de relieve fluvioglaciales. [21] Tanto las morrenas originales como las retrabajadas registran un continuo de procesos que ocurren en el paisaje como resultado de la presencia glacial.
Las morrenas laterales son crestas de sedimentos depositados a lo largo del glaciar que corren paralelas al eje largo del glaciar. Estos sedimentos se depositan típicamente sobre el hielo ( till supraglacial ) en el margen del glaciar y, como tal, no experimentan la misma cantidad de erosión glaciar que otros sedimentos incorporados. [22] , [23] Los sedimentos que forman las morrenas laterales pueden ser el resultado de la erosión por heladas de la pared del valle a medida que el glaciar pasa a través de una región o la deposición de sedimentos por arroyos que fluyen hacia el valle glaciar. [22] Estos sedimentos se depositan en una cresta a medida que el glaciar retrocede.
A menudo se piensa que las morrenas mediales son el resultado de la convergencia de dos glaciares. El sedimento ubicado entre ambos glaciares es empujado hacia la parte superior del glaciar más grande unido a medida que los dos cuerpos se unen. Las morrenas mediales también pueden formarse cuando el material subglacial y englacial es transportado hacia arriba por el flujo de hielo y se acumula en la superficie y dentro del cuerpo glaciar. [24] Luego, este material es transportado en la dirección del avance glaciar. A medida que el glaciar se derrite, el sedimento se deposita como una cresta en el medio del valle glaciar.
Las morrenas de fondo son regiones de till glaciar que forman áreas relativamente planas o colinas suavemente onduladas. Comúnmente, las morrenas de fondo están compuestas de till de alojamiento . Los clastos de sedimentos suspendidos en el hielo en el fondo del glaciar tienen mayor fricción con el suelo que el hielo. Esto hace que el sedimento se desacelere de manera desproporcionada con respecto al hielo y, finalmente, se caiga o se quede atascado en el suelo debajo del hielo. [25] El till también puede depositarse a medida que el glaciar se derrite y retrocede. Las morrenas de fondo a veces se denominan llanuras de till . Las morrenas de fondo y el till suelto pueden tomar la forma de drumlins a medida que el glaciar suprayacente avanza o retrocede . [26]
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Las morrenas terminales indican el avance más lejano de un glaciar. [26] A medida que el glaciar avanza, los sedimentos se transportan al fondo del glaciar y se depositan. Cuando el glaciar se derrite, estos escombros no consolidados forman crestas. La forma de una terminal representa la forma del hocico o término del glaciar . [26] La morrena terminal se refiere a la morrena que se encuentra en el punto de mayor avance de un glaciar. Una morrena recesional es una cresta de escombros depositados que se produce cuando el glaciar está estacionario durante un período prolongado de tiempo. [27] Esto ocurre cuando un glaciar, es decir, el glaciar está en equilibrio o se ha detenido durante el retroceso. La aparición de morrenas terminales puede ser útil para determinar un patrón de avance, retroceso y equilibrio de un glaciar. [7]
Un kame es una colina o montículo de forma irregular formado por la deposición de sedimentos de un glaciar en retirada. [26] Los sedimentos se mantienen en una depresión en el glaciar y posteriormente se depositan a medida que el glaciar se derrite. [25] El agua de deshielo glacial provoca una mayor erosión y la forma característicamente inusual de estas formas de relieve que las distingue de los drumlins. Los granos de sedimento ubicados en un kame pueden variar de finos a gruesos y del tamaño de guijarros a grandes rocas [28] Otros describen el rango de tamaño como de arenas a gravas. [29] Los kames se asocian con frecuencia con calderas en regiones denominadas "topografía de kame y caldera". [25] Estas colinas pueden variar en tamaño y tener hasta 50 m de alto y 400 m de ancho. [29]
Las terrazas Kame se forman cuando un margen glaciar se apoya contra la pared de un valle . La pared del valle impide que las corrientes de agua de deshielo fluyan hacia afuera, lejos del hocico glaciar. En cambio, el agua de deshielo glaciar se desvía lateralmente a lo largo del margen de hielo y deposita sedimentos entre el glaciar y la pared del valle. [25] A medida que el glaciar retrocede, el proceso puede repetirse creando una pendiente o terraza escalonada conocida como terraza Kame. En una forma singular, esta forma de relieve también puede denominarse morrena Kame. [30] La morfología exacta de la terraza Kame depende del flujo de la corriente de agua de deshielo formativa y del ángulo entre el margen de hielo y la pared del valle. [25] Las terrazas Kame son una herramienta útil para indicar márgenes de hielo pasados. [30]
Una terraza kame es una superficie relativamente plana de sedimentos que se depositó entre la superficie del valle y el glaciar. Cuando una superficie kame y otras formas de relieve fluvioglaciales se combinan en un paisaje, se denomina complejo kame o topografía kárstica glacial .
Un delta de Kame es una forma de relieve de cima plana de sedimentos glaciofluviales de arena y grava bien clasificados depositados por una corriente de agua de deshielo en un cuerpo de agua o sistema fluvial. Como tal, los deltas de Kame se pueden utilizar para indicar un punto de entrada en un cuerpo de agua, como un lago proglacial , incluso después de que esa agua haya dejado de estar presente en un paisaje. [25] Las corrientes de agua de deshielo con sedimentos pesados que salen o se alejan de un cuerpo glacial disminuirán su velocidad una vez que entren en contacto con un cuerpo de agua. Esta disminución de la velocidad hace que las corrientes no puedan transportar sedimentos y estos se caigan de la columna de agua. Los sedimentos más pesados caerán de la columna de agua primero a medida que disminuya la velocidad del agua. Como tal, se espera una estratificación en capas del tamaño de los sedimentos en los deltas de Kame. [31]
Las marmitas , o agujeros de marmita, son impresiones dejadas en una llanura de deslave glacial por el hielo remanente de un glaciar en retirada. [32] A medida que un glaciar retrocede, trozos de hielo pueden desprenderse en un proceso conocido como desprendimiento de hielo o desprendimiento de glaciar . A medida que el agua de deshielo glacial con sedimentos fluye más allá del bloque de hielo estacionario, la mayor fricción entre el hielo y el sedimento hace que se acumulen sedimentos alrededor del bloque de hielo. El sedimento puede llegar a ser tan extenso como para enterrar por completo el trozo de hielo. Luego, el hielo se derrite y deja una impresión en el suelo. [33] [34]
El agujero que queda se denomina "hervidor". El tamaño exacto y las características del agujero en forma de hervidor son resultado del grado de enterramiento en el hielo. [33] A menudo, estos agujeros se llenan de agua por las corrientes de agua de deshielo y se denominan lagos de hervidor. Los lagos de hervidor suelen ser poco profundos debido a la cantidad de sedimentos que el agua de deshielo glacial lleva a ellos. [32]
Los agujeros de caldera a menudo se pueden encontrar en la llanura de desagüe de un glaciar. [4] Los agujeros de caldera pueden tener entre 5 m y 30 km de ancho.
Los eskers son crestas largas y curvas de sedimentos estratificados que se encuentran en regiones previamente glaciadas. [35] Pueden tener de varios metros a cientos de kilómetros de longitud y de 3 m a 200 m de altura. [4] La altura y el ancho de un esker están determinados por la presión del agua y el hielo y la carga de sedimentos en el momento de la formación. [36] Los eskers se forman en túneles de hielo dentro o debajo de un glaciar, como se muestra en la Figura 1 , y están compuestos de los depósitos de sedimentos de los arroyos que ocupan estos túneles. [37] Los eskers también pueden formarse a partir de arroyos supraglaciares que cortan las grietas del glaciar. Después de que el hielo se ha derretido, los depósitos del arroyo quedan como eskers largos y montículos. Un sistema de arroyos subglaciales puede crear una formación ramificada de eskers, aunque estas no suelen ser ramas continuas. [36]
A menudo, los eskers siguen la dirección del flujo del glaciar, pero en casos de alta presión, el agua de deshielo es empujada al punto más bajo disponible, lo que puede formar una corriente subglacial muy superficial y ancha, lo que da como resultado eskers cortos y anchos. Con menos presión, a menudo cerca del extremo terminal de un glaciar, donde el hielo se mueve con bastante lentitud, se pueden formar eskers de paredes empinadas. [37] Los desechos que se encuentran en los eskers dependen del sedimento en el hielo y del suministro de la corriente de agua de deshielo dentro del túnel. Este sedimento suele ser de tamaño de arena a cantos rodados, con algún canto rodado de mayor tamaño ocasional. Se espera que los eskers tengan estratos, aunque a veces irregulares. [36]
Un drumlin es una colina alargada con forma de huevo semienterrado, donde el extremo menos profundo de la colina también se estrecha en anchura. Una colección de drumlins en un área se conoce como campo o enjambre y crea un paisaje a veces llamado "topografía de canasta de huevos". [7] La forma de un drumlin puede variar, pero la mayoría de las veces es de naturaleza ovalada con un eje largo paralelo a la dirección del flujo de hielo. La pendiente más pronunciada suele estar hacia arriba del hielo, mientras que la pendiente más lenta y menos profunda está hacia abajo del hielo. [38] Se propone que la relación entre el ancho y la longitud de un drumlin se puede utilizar para determinar la velocidad a la que se desplazaba un glaciar. Un drumlin alargado indica una velocidad glacial más lenta, mientras que un drumlin acortado indica una velocidad glacial mucho más rápida. Esto se supone debido a la relación entre la fricción y el área de la superficie. [38]
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Los drumlins se forman a medida que el hielo suprayacente se mueve a través de till no consolidado o morrenas de tierra. Hay dos teorías principales para la formación de drumlins. Aunque los orígenes exactos de estas formas de relieve pueden variar circunstancialmente y es un tema de debate. [38] La primera, a menudo llamada de construcción, sugiere que el till glacial es depositado por corrientes de agua de deshielo y acumulado por el empuje continuo de un glaciar suprayacente. Por este proceso, las partículas individuales de till en el drumlin se alinean en la dirección del flujo de hielo. [39] Los científicos pueden probar esta teoría estudiando la orientación de los granos de sedimento con la orientación general del drumlin. [39] La segunda teoría es que la erosión causada por el pesado glaciar suprayacente raspa material de un lecho de sedimento no consolidado y lo reposiciona y lo deposita en el drumlin. El drumlin está formado de manera similar por el flujo de hielo como en la teoría mencionada anteriormente. [40] La distinción es de dónde se deriva el till glacial antes de ser formado. En todas las circunstancias, debido a que la región subglacial no es visible hasta después de que el glaciar ha retrocedido y debido a que hay una gran variabilidad en la presentación de los drumlins, sigue habiendo cierta incertidumbre en cuanto a los procesos que dan forma a estas formas del relieve.
Los drumlins pueden estar compuestos de till estratificado o no estratificado, cuyo tamaño varía desde arena hasta cantos rodados. La falta de uniformidad en la composición de los drumlins es representativa del origen diverso de los sedimentos. [38] La formación de bandas o capas de till puede ocurrir en los drumlins a medida que el till se acumula en la formación de drumlins en capas sucesivas. [38]
Una llanura de desbordamiento es una región relativamente plana en el extremo de un glaciar donde los sedimentos glaciares se depositan por el desbordamiento de agua de deshielo. El sedimento se clasifica distalmente, el sedimento más grande se deposita más cerca del margen del glaciar y el sedimento de grano más fino es arrastrado más lejos por las corrientes de agua de deshielo. [41] Las llanuras de desbordamiento pueden contener otras formas de relieve glaciofluviales, incluyendo corrientes de agua de deshielo, kames y lagos de caldera . Los sistemas fluviales en llanuras de desbordamiento suelen formar ríos trenzados debido al alto contenido de sedimentos en el agua. [42] [4] Dado que estos arroyos serpentean , la erosión ocurre lateralmente (de izquierda a derecha) en lugar de verticalmente (arriba y abajo). [4] Estas llanuras se encuentran generalmente más allá de la morrena final depositada por el glaciar. [4]
Las llanuras de till son regiones de topografía plana o de suave pendiente, compuestas de till depositado por un glaciar en fusión. Las llanuras de till también pueden denominarse regiones de morrenas terrestres. [26] A diferencia de las llanuras de afloramiento, las llanuras de till se forman cuando una sección de hielo se desprende del glaciar principal. El sedimento contenido en este hielo se deposita como una llanura de till cuando el hielo se derrite. [7] El till se dispersa y moldea aún más por el agua de deshielo resultante. La composición de una llanura de till varía mucho y depende del camino que tomó el glaciar y del lecho de roca subyacente a la región glaciar. [26] Las llanuras de till están compuestas de sedimentos mal clasificados que varían en tamaño desde arena hasta grandes rocas. Las formas de relieve contenidas en una llanura de till incluyen drumlins y morrenas que están compuestas de till glacial. [43]
Las varvas son una característica de sedimentación de un movimiento fluvioglacial. Son capas de depósitos de sedimentos anulares. Los tamaños de los sedimentos varían y dependen del volumen de los arroyos, pero generalmente están asociados con depósitos de lodo ( limo y arcilla ). [44] El color y la cantidad de sedimento depositado también varía según la estación; los depósitos de verano suelen tener mayores volúmenes de deposición y se caracterizan por ser ligeros, mientras que los depósitos de invierno suelen ser lo opuesto. [44] Los depósitos de invierno son bastante poco comunes porque el agua se congela nuevamente en hielo. [44]
Un lago proglacial es un embalse de agua que no puede fluir debido a un glaciar, una presa de till glaciar o detrás de una característica glacial como una morrena terminal. [4] Los lagos proglaciales suelen ser el subproducto del agua de deshielo glacial. El sedimento contenido en un lago proglacial es una herramienta geocronológica útil que registra patrones de cambio en una región glaciada. [45] Los lagos proglaciales pueden estar represados por una morrena, hielo glacial o pueden estar atrapados en el hocico de un glaciar por la depresión isostática de la corteza por el glaciar. [46] , [47] Un tarn es un término específico para un lago proglacial que se forma en la cuenca demasiado profunda de un circo . [25]