7.6: Movimiento de Glaciares

Movimiento de Glaciares

Aspectos generales del movimiento glaciar

Una consecuencia importante de las consideraciones de equilibrio en la sección anterior es que el glaciar tiende a espesarse en su parte superior y delgado en su parte inferior, aumentando así su pendiente superficial. El glaciar fluye bajo su propio peso, pasando hielo a través de la línea de equilibrio para mantener una pendiente de equilibrio. La Figura 7-10 es una vista altamente esquemática de cómo hace esto el glaciar. La figura 7-11, una sección transversal vertical a través de un glaciar representativo del valle, es una forma menos idealizada de verlo.

Figura 7-10. Vista esquemática de la ganancia y pérdida de hielo en un glaciar inclinado.

Figura 7-11. Sección transversal vertical a través de un glaciar representativo del valle, mostrando acumulación, ablación y líneas de flujo.

La descarga (caudal volumétrico) de un glaciar es mayor en la línea de nieve. ¿Por qué? Porque si el perfil es para permanecer igual, la descarga anual a través de cualquier sección transversal equivale a la integral de acumulación menos ablación en toda el área del glaciar por encima de esa sección transversal, y es en la línea de equilibrio donde esta integral es mayor, porque upglacier de la línea de equilibrio, donde se cruzan la curva de acumulación y la curva de ablación, la curva de acumulación está en todas partes por encima de la curva de ablación; ver Figura 7-5. ¿El glaciar fluye más rápido allí también? Tal vez o tal vez no; depende de cómo varía el grosor del glaciar en el perfil longitudinal.

La Figura 7-12, similar a la Figura 7-10, muestra una sección transversal vertical a través de una capa de hielo. En una capa de hielo típica la línea de equilibrio se encuentra cerca de los márgenes del glaciar, ya que la acumulación es pequeña en un área amplia pero la ablación se concentra cerca de los márgenes. Obsérvese el aumento en la velocidad cercana al fondo hacia el margen y el movimiento muy lento del hielo profundo en el centro del glaciar. Si quieres encontrar el hielo más antiguo, ahí es donde buscar.

Figura 7-12. Sección transversal vertical a través de una capa de hielo representativa, mostrando acumulación, ablación y líneas de flujo.

Velocidad de los Glaciares

Un glaciar no se mueve lo suficientemente rápido como para que el movimiento sea perceptible directamente a la vista, aunque en algunos casos las velocidades son de hasta varias decenas de metros por día, por lo que casi se podía ver moviéndose, si tuvieras justo el puesto de observación correcto donde pudieras obtener una buena vista del contacto entre la base el glaciar y el lecho de roca subyacente. Pero por lo general las velocidades son del orden de metros por semana o metros por mes.

Las velocidades superficiales en un glaciar del valle se pueden medir fácilmente plantando una fila recta de estacas a través del glaciar, topografiando sus posiciones en relación con puntos fijos en las paredes del lecho rocoso, y luego regresando en un momento posterior para resurgir las posiciones para ver qué tan lejos se ha movido el glaciar hacia abajo del valle. (Sin embargo, este tipo de cosas no es tan fácil para las capas de hielo y los casquetes de hielo). El primer trabajo sistemático de este tipo fue en los Alpes franceses en la década de 1840.

Si miraras las posiciones resurgidas de la fila de estacas, ¿qué tipo de perfiles verías? La Figura 7-13, una vista en mapa, muestra lo que generalmente se encuentra: una distribución de velocidad aproximadamente parabólica o en forma de U. Al igual que con los flujos de superficie libre que observamos en los Capítulos 1 y 5, esta variación en la velocidad a través del perfil es una manifestación de la deformación por cizallamiento interno.

La Figura 7-14 muestra que se puede resolver el movimiento total en dos componentes: deformación interna, y deslizamiento basal, o deslizamiento basal. El deslizamiento basal varía en importancia desde cero en glaciares fríos y lentos hasta grandes en glaciares cálidos y rápidos.

Figura 7-13 (izquierda). Vista de mapa de un glaciar del valle, mostrando la distribución de la velocidad.

Figura 5-14 (derecha). Vista en mapa de un glaciar del valle, mostrando resolución de movimiento en deslizamiento basal y deformación interna.

Figura 7-15 (izquierda). Sección transversal vertical a través de un glaciar del valle, mostrando la distribución de la velocidad.

Figura 7-16 (derecha). Sección transversal vertical a través de un glaciar del valle, mostrando resolución de movimiento en deslizamiento basal y deformación interna.

Las figuras 7-15 y 7-16 muestran que la imagen de distribución de velocidad es similar en sección vertical. Nuevamente el movimiento puede resolverse en un componente de deslizamiento basal y un componente de deformación interna.

La Figura 7-17 es un ejemplo de un resultado inusualmente completo sobre la velocidad del hielo en la superficie del glaciar, en relación con el lecho rocoso, en función de la posición a lo largo de la corriente en un glaciar del valle.

Figura 7-17. El perfil de velocidad vertical en el glaciar Athabasca, Canadá. (De Savage y Paterson, 1963.)

Otro aspecto de la velocidad de los glaciares es importante de entender. Debido a la acumulación en la parte superior del glaciar, lo que se encuentra en la superficie del glaciar en un momento dado se encuentra a cierta profundidad por debajo de la superficie del glaciar en un momento posterior. La velocidad a la que algún objeto marcador se mueve hacia abajo desde la superficie se llama velocidad de inmersión. La velocidad correspondiente de movimiento ascendente del marcador hacia la superficie del glaciar en la zona de ablación se denomina velocidad de emergencia. En glaciares en regiones templadas, un valor típico de velocidad de inmersión en la zona de acumulación es de 1 m/año, y un valor típico de velocidad de emergencia en la zona de ablación es de 3—4 m/año.

TEMA AVANZADO: CÓMO SE MIDE LA VELOCIDAD SUPERFICIAL DE UN GLACIAR

1. ¿Cómo se mide realmente la velocidad superficial de un glaciar? Básicamente, por técnicas de topografía estándar, pero hay más de lo que parece. En la siguiente discusión, refiérase a la Figura 7-18. Supongamos que implanta una estaca vertical en la superficie del glaciar en algún lugar del área de ablación. El ángulo de pendiente de la superficie de hielo en esta parte del glaciar es α, y el grosor del glaciar, la distancia mínima desde el lecho rocoso hasta la superficie del glaciar, es H.

Figura 7-18. Croquis de definición para el análisis de la velocidad superficial de un glaciar.

2. Espera un tiempo Δ t, mientras la estaca se mueve cierta distancia hacia abajo glaciar. El componente horizontal del movimiento de la estaca, relativo al lecho rocoso debajo del glaciar, entre el tiempo t o y el tiempo t _o + Δ t es Δ x, y el componente vertical, nuevamente relativo al lecho rocoso, es Δ y. Claramente, la componente horizontal de la velocidad promedio en el tiempo U del glaciar, en relación con el lecho rocoso, es Δ x /Δ t. Asimismo, la componente vertical de velocidad, nuevamente relativa al lecho rocoso, es Δ y /Δ t. Y la velocidad resultante del glaciar en relación con el lecho rocoso es la suma vectorial de estos dos componentes de velocidad.

3. Obsérvese en la Figura 7-18 que la superficie de hielo es bajada (o elevada) en una distancia Δ H normal a la superficie del hielo durante el tiempo Δ t. Piense en la tasa neta de cambio en el espesor del hielo, Δ H /Δ t. Parte de Δ H /Δ t se explica por el derretimiento descendente de la superficie del hielo, pero parte es causada por la compresión o extensión de todo el glaciar en esta sección transversal, independientemente de la ablación o acumulación en ese punto.

4. Tratemos primero con el derretimiento descendente de la superficie del hielo. Esto conduce a otra velocidad vertical interesante: la velocidad vertical del hielo en relación con el plano local de la superficie del hielo del glaciar. Esta es la velocidad a la que la superficie de hielo subiría o caería verticalmente si no hubiera ablación o acumulación. Es esta velocidad vertical la que se denominó velocidad de emergencia (en la zona de ablación) o velocidad de inmersión (en la zona de acumulación) en el párrafo 6.2.7. Se llama así porque si el glaciar está en equilibrio con una economía equilibrada, la velocidad de emergencia es la rapidez con la que las cosas incrustadas en el hielo se acercan a la superficie, y la velocidad de inmersión es la rapidez con la que las cosas puestas en la superficie del hielo se “alejan” de la superficie para quedar incrustadas en el glaciar.

5. Se muestra en la parte superior de la estaca en el tiempo t _o + Δ t es la distancia h, el cambio en la elevación de la parte superior de la estaca con respecto al plano de la superficie del hielo (no relativo al lecho rocoso debajo del glaciar). Mediante el uso de alguna trigonometría, se puede escribir la velocidad de emergencia V _e

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6. El componente v _e de V _e perpendicular a la superficie del hielo es solo V _e sin α. Esto representa la parte de la tasa neta de cambio del espesor del hielo H causada por el derretimiento; v _e positivo corresponde a δ H /Δ t negativo. La otra parte de Δ H, recuerda, es causada por extensión o compresión; llámala v _d. El signo de Δ H /Δ t está determinado por los valores relativos de v _e y v _d: en la zona de ablación, si v _d es negativo entonces Δ H /Δ t tiene que ser negativo, porque v _e positivo contribuye a negativo Δ H /Δ t. Solo si v _d es positivo y mayor en valor absoluto que v e, la superficie del hielo se eleva en relación con el lecho rocoso a pesar del derretimiento de la superficie del hielo.

6.2.8 Hasta el momento sólo hemos hablado de velocidades superficiales. ¿Cómo se encuentra la velocidad de un glaciar a profundidad? Es un gran trabajo. Perforar un pozo desde la superficie hasta la base del glaciar con un taladro térmico, a una velocidad de algo así como un metro por hora. Esto es bastante fácil en el hielo glaciar que está a su temperatura de fusión, pero es muy difícil en el hielo glaciar que está por debajo de su temperatura de fusión. Después de terminar el agujero hay que instalar una carcasa, tanto para evitar que se derrita el agua como para evitar que el orificio se cierre por deformación!

6.2.8 Luego, coloca un inclinómetro por el agujero y lee la inclinación del agujero en función de la profundidad; que permite trazar el perfil vertical del agujero (relativo a la superficie del glaciar) en función del tiempo y a partir de ahí encontrar velocidades (relativas a la superficie del glaciar). Este perfil de velocidad relativa se convierte en un perfil de velocidad absoluta combinándolo con la velocidad superficial absoluta ya medida. Pero lo que no se puede determinar con este método es la componente vertical de la velocidad a la profundidad. Finalmente, si tu agujero alcanza el lecho rocoso, puedes medir indirectamente el deslizamiento basal. E incluso si el agujero termina a poca distancia de la base del glaciar, se puede tener una buena idea del deslizamiento basal solo por extrapolación. La Figura 5-19 muestra un ejemplo de un perfil de velocidad vertical medido de esta manera.

Figura 7-19. Vectores de velocidad superficial del glaciar South Cascade, Washington, EE. UU., (De Meier y Tangborn, 1965.)