Flujos de hielo
Una capa de hielo es una masa de hielo que se ha formado a lo largo de miles de años de acumulación de nieve y cubre una superficie terrestre de tamaño continental, es decir, 50.000 km. Incluso las capas de hielo estables están en continuo movimiento, ya que el hielo fluye gradualmente hacia el exterior desde la meseta central, que es el punto más alto de la capa de hielo, y hacia los márgenes. La pendiente de la capa de hielo es baja alrededor de la meseta, pero aumenta abruptamente en los márgenes.[2] Esta diferencia en la pendiente se produce debido a un desequilibrio entre la alta acumulación de hielo en la meseta central y una menor acumulación, así como una mayor ablación, en los márgenes. Este desequilibrio aumenta el esfuerzo cortante en un glaciar hasta que comienza a fluir. La velocidad de flujo y la deformación aumentarán a medida que se aproxime a la línea de equilibrio entre estos dos procesos.[3][4] Este movimiento es impulsado por la gravedad, pero está controlado por la temperatura y la fuerza de las bases de cada glaciar. Una serie de procesos alteran estos dos factores, dando lugar a oleadas cíclicas de actividad intercaladas con períodos más largos de inactividad, en escalas de tiempo que van desde cada hora (es decir, los flujos de marea) hasta el centennial (ciclos de Milankovich).[4].
Cuando la cantidad de tensión (deformación) es proporcional a la tensión aplicada, el hielo actúa como un sólido elástico. El hielo no fluirá hasta que haya alcanzado un espesor de 30 metros (98 ft), pero después de 50 metros (164 ft), pequeñas cantidades de tensión pueden dar lugar a una gran cantidad de deformación, provocando que la deformación se convierta en un flujo plástico en lugar de elástico. En este punto, el glaciar comenzará a deformarse por su propio peso y a fluir por el paisaje. De acuerdo con la ley de flujo de Glen-Nye"), la relación entre la tensión y la deformación, y por lo tanto la tasa de flujo interno, se puede modelar de la siguiente manera:[3][4].
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Las velocidades más bajas se encuentran cerca de la base del glaciar y a lo largo de las laderas del valle, donde la fricción actúa contra el flujo, causando la mayor deformación. La velocidad aumenta hacia el interior, hacia la línea central, y hacia arriba, a medida que disminuye la deformación. Las velocidades de flujo más altas se encuentran en la superficie y representan la suma de las velocidades de todas las capas inferiores.[3][4].
Los glaciares también pueden moverse por deslizamiento basal, en el que la base del glaciar está lubricada por agua de deshielo, lo que permite al glaciar deslizarse sobre el terreno en el que se asienta. El agua de deshielo puede producirse por fusión inducida por presión, fricción o calor geotérmico"). Cuanto más variable sea la cantidad de fusión en la superficie del glaciar, más rápido fluirá el hielo.[5].
Dado que el hielo puede fluir más rápidamente allí donde es más grueso, la tasa de erosión inducida por los glaciares es directamente proporcional al espesor del hielo suprayacente. En consecuencia, las hondonadas bajas preglaciares se profundizarán y la topografía preexistente se amplificará por la acción glaciar, mientras que los nunataks, que sobresalen por encima de las capas de hielo, apenas se erosionan -se ha estimado que la erosión es de 5 m por 1,2 millones de años. [6] Esto explica, por ejemplo, el profundo perfil de los fiordos, que pueden alcanzar un kilómetro de profundidad a medida que el hielo se dirige topográficamente hacia ellos. La extensión de los fiordos hacia el interior aumenta el ritmo de adelgazamiento de la capa de hielo, ya que son los principales conductos de drenaje de las capas de hielo. También hace que las capas de hielo sean más sensibles a los cambios climáticos y oceánicos.[6].
Cada hora, la actividad de las mareas puede modular el movimiento del hielo. La influencia de una oscilación de marea de 1 m se puede sentir hasta a 100 km del mar.[7] Durante las mareas vivas más grandes, una corriente de hielo permanecerá casi estacionaria durante horas, antes de una oleada de alrededor de 30 cm en menos de una hora, justo después del pico de la marea alta; a continuación, se establece un período estacionario hasta otra oleada hacia la mitad o el final de la marea descendente. [8][9] Durante las mareas muertas, esta interacción es menos pronunciada y, en cambio, las mareas ocurren aproximadamente cada 12 horas.[8].
Procesos subglaciales
La mayoría de los procesos importantes que controlan el movimiento glacial ocurren en el contacto con el lecho de hielo, aunque sólo tiene unos pocos metros de espesor.[7] Los glaciares se moverán deslizándose cuando el esfuerzo cortante basal cae por debajo del esfuerzo cortante resultante del peso del glaciar.
Para un determinado glaciar, las dos variables son τ, que dependen de h, el espesor del glaciar, y τ, el esfuerzo cortante basal.
El esfuerzo cortante basal es función de tres factores: la temperatura, la rugosidad y la suavidad del lecho.[7].
El hecho de que un lecho sea duro o blando depende de la porosidad y la presión de los poros; una mayor porosidad disminuye la resistencia del sedimento (por lo tanto aumenta la tensión de corte τ).[7] Si la resistencia del sedimento cae muy por debajo de τ, el movimiento de la El glaciar se acomodará mediante el movimiento de los sedimentos, en lugar de deslizarse.
La porosidad puede variar según una variedad de métodos.
Un lecho blando, con alta porosidad y baja presión del fluido de poros, permite que el glaciar se mueva por deslizamiento del sedimento: la base del glaciar puede incluso permanecer congelada al lecho, donde el sedimento subyacente se desliza por debajo como un tubo de pasta de dientes. Un lecho duro no puede deformarse de este modo; por lo tanto, la única forma que tienen los glaciares de base dura de moverse es por deslizamiento basal, donde el agua de deshielo se forma entre el hielo y el propio lecho.[10].
La suavidad del lecho puede variar en el espacio o el tiempo y cambia dramáticamente de un glaciar a otro. Un factor importante es la geología subyacente; las velocidades de los glaciares tienden a diferir más cuando cambian el lecho de roca que cuando cambia el gradiente.[10] Además, la rugosidad del lecho también puede actuar para retardar el movimiento de los glaciares. La rugosidad del lecho es una medida de cuántas rocas y obstáculos sobresalen del hielo suprayacente. El hielo fluye alrededor de estos obstáculos derritiéndose bajo la alta presión en su lado stoss; Luego, el agua de deshielo resultante se fuerza a entrar en la cavidad que surge en su lado de sotavento"), donde se vuelve a congelar.[7].
Además de afectar la tensión de los sedimentos, la presión del fluido (p) puede afectar la fricción entre el glaciar y el lecho. La alta presión del fluido proporciona una fuerza de flotación hacia arriba sobre el glaciar, reduciendo la fricción en su base. La presión del fluido se compara con la presión de sobrecarga de hielo, p, dada por ρgh. Bajo corrientes de hielo que fluyen rápidamente, estas dos presiones serán aproximadamente iguales, con una presión efectiva (p – p) de 30 kPa. es decir, todo el peso del hielo lo soporta el agua subyacente y el glaciar está a flote.[7].