16.2: Cómo funcionan los glaciares
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Hay dos tipos principales de glaciares. Los glaciares continentales cubren vastas áreas de tierra en regiones polares extremas, incluyendo la Antártida y Groenlandia (Figura\(\PageIndex{1}\)). Los glaciares alpinos (también conocido como glaciares de valle) se originan en montañas, principalmente en regiones templadas y polares (Figura\(\PageIndex{1}\)), pero incluso en regiones tropicales si las montañas son lo suficientemente altas.
Los dos grandes glaciares continentales de la Tierra, en la Antártida y Groenlandia, comprenden aproximadamente el 99% de todo el hielo glacial del mundo y aproximadamente el 68% de toda el agua dulce de la Tierra. Como es evidente a partir de la Figura\(\PageIndex{2}\), la capa de hielo antártica es mucho más grande que la capa de hielo de Groenlandia; contiene aproximadamente 17 veces más hielo. Si toda la capa de hielo antártica se derretirara, el nivel del mar aumentaría unos 80 m y la mayoría de las principales ciudades de la Tierra estarían completamente sumergidas.
Los glaciares continentales no fluyen “cuesta abajo” porque las grandes áreas que cubren son generalmente planas. En cambio, el hielo fluye desde la región donde es más grueso hacia los bordes donde es más delgado, como se muestra en la Figura\(\PageIndex{3}\). Esto significa que en las partes centrales más gruesas, el hielo fluye casi verticalmente hacia abajo hacia la base, mientras que en las partes periféricas, fluye hacia los márgenes. En glaciares continentales como la Antártida y Groenlandia, las partes más gruesas (4,000 m y 3,000 m respectivamente) son las áreas donde la tasa de nevadas y por lo tanto la tasa de acumulación de hielo son más altas.
El flujo de glaciares alpinos está controlado principalmente por la pendiente de la tierra debajo del hielo (Figura\(\PageIndex{4}\)). En la zona de acumulación, la tasa de nevadas es mayor que la tasa de fusión. Es decir, no toda la nieve que cae cada invierno se derrite durante el verano siguiente, y la superficie de hielo siempre está cubierta de nieve. En la zona de ablación, se derrite más hielo que se acumula como nieve. La línea de equilibrio marca el límite entre las zonas de acumulación (arriba) y ablación (abajo).
Por encima de la línea de equilibrio de un glaciar, no toda la nieve invernal se derrite en el verano siguiente, por lo que la nieve se acumula gradualmente. La capa de nieve de cada año está cubierta y compactada por la nieve posterior, y se comprime gradualmente y se convierte en firn dentro del cual los copos de nieve pierden sus delicadas formas y se convierten en gránulos. Con más compresión, los gránulos se juntan y se exprime el aire. Finalmente, los gránulos se “sueldan” entre sí para crear hielo glacial (Figura\(\PageIndex{5}\)). La percolación descendente del agua del derretimiento que tiene lugar en la superficie contribuye al proceso de formación de hielo.
La línea de equilibrio de un glaciar cerca de Whistler, B.C., se muestra en la Figura\(\PageIndex{6}\). Por debajo de esa línea, en la zona de ablación, se expone el hielo desnudo porque la nieve del invierno pasado se ha derretido; por encima de esa línea, el hielo todavía está mayormente cubierto de nieve del invierno pasado. La posición de la línea de equilibrio cambia de año a año en función del equilibrio entre la acumulación de nieve en el invierno y el deshielo durante el verano. Más nieve invernal y menos derretimiento estival obviamente favorecen el avance de la línea de equilibrio (y del borde de avance del glaciar), pero de estas dos variables, es el derretimiento estival lo que más importa para el presupuesto de un glaciar. Los veranos fríos promueven el avance glacial y los veranos cálidos promueven el retiro glacial.
Los glaciares se mueven porque la superficie del hielo está inclinada. Esto genera una tensión sobre el hielo, que es proporcional a la pendiente y a la profundidad por debajo de la superficie. Como se muestra en la Figura\(\PageIndex{6}\), las tensiones son bastante pequeñas cerca de la superficie del hielo pero mucho mayores a la profundidad, y también mayores en áreas donde la superficie de hielo es relativamente empinada. El hielo se deformará, es decir, se comportará de manera plástica, a niveles de tensión de alrededor de 100 kilopascales; por lo tanto, en los 50 m superiores a 100 m del hielo (por encima de la línea roja discontinua), el flujo no es plástico (el hielo es rígido), mientras que por debajo de esa profundidad, el hielo es plástico y fluirá.
Cuando fluye el hielo inferior de un glaciar, mueve el hielo superior junto con él, por lo que aunque pueda parecer por los patrones de tensión (números rojos y flechas rojas) mostrados en la Figura\(\PageIndex{7}\) que la parte inferior se mueve más, de hecho mientras que la parte inferior se deforma (y fluye) y la parte superior no se deforma en absoluto, la parte superior se mueve más rápido porque es empujada por el hielo inferior.
El hielo inferior plástico de un glaciar puede fluir como un fluido muy viscoso y, por lo tanto, puede fluir sobre irregularidades en la base del hielo y alrededor de las esquinas. Sin embargo, el hielo rígido superior no puede fluir de esta manera, y debido a que está siendo transportado por el hielo inferior, tiende a agrietarse donde el hielo inferior tiene que flexionarse. Esto lleva al desarrollo de grietas en áreas donde la velocidad de flujo del hielo plástico está cambiando. En el área mostrada en la Figura\(\PageIndex{8}\), por ejemplo, el glaciar se está acelerando sobre el terreno empinado, y el hielo rígido de la superficie tiene que agrietarse para dar cuenta del cambio de velocidad.
El hielo inferior plástico de un glaciar puede fluir como un fluido muy viscoso y, por lo tanto, puede fluir sobre irregularidades en la base del hielo y alrededor de las esquinas. Sin embargo, el hielo rígido superior no puede fluir de esta manera, y debido a que está siendo transportado por el hielo inferior, tiende a agrietarse donde el hielo inferior tiene que flexionarse. Esto lleva al desarrollo de grietas en áreas donde la velocidad de flujo del hielo plástico está cambiando. En el área mostrada en la Figura\(\PageIndex{8}\), por ejemplo, el glaciar se está acelerando sobre el terreno empinado, y el hielo rígido de la superficie tiene que agrietarse para dar cuenta del cambio en la velocidad
La base de un glaciar puede ser fría (por debajo del punto de congelación del agua) o cálida (por encima del punto de congelación). Si hace calor, probablemente habrá una película de agua entre el hielo y el material debajo, y el hielo podrá deslizarse sobre esa superficie. Esto se conoce como deslizamiento basal (Figura\(\PageIndex{9}\), izquierda). Si la base está fría, el hielo se congelará hasta el material debajo y se atascará, sin poder deslizarse a lo largo de su base. En este caso, todo el movimiento del hielo será por flujo interno.
Uno de los factores que afecta la temperatura en la base de un glaciar es el grosor del hielo. El hielo es un buen aislante. La lenta transferencia de calor desde el interior de la Tierra proporciona suficiente calor para calentar la base si el hielo es espeso, pero no suficiente si es delgado y ese calor puede escapar. Es típico que el borde de avance de un glaciar alpino sea relativamente delgado (ver Figura\(\PageIndex{7}\)), por lo que es común que esa parte se congele hasta su base mientras el resto del glaciar sigue deslizándose. Esto se ilustra en la Figura\(\PageIndex{10}\) para el Glaciar Athabasca. Debido a que el borde delantero del glaciar está pegado a su base congelada, mientras que el resto continúa deslizándose, el hielo que viene de atrás se ha empujado (o empujado) por encima de la parte que está atascada rápidamente.
Así como la base de un glaciar se mueve más lentamente que la superficie, los bordes, que se ven más afectados por la fricción a lo largo de los lados, se mueven más lentamente que el medio. Si tuviéramos que colocar una serie de marcadores a través de un glaciar alpino y regresar un año después, veríamos que los del medio se habían movido más adelante que los cercanos a los bordes (Figura\(\PageIndex{11}\)).
El hielo glacial siempre se mueve cuesta abajo, en respuesta a la gravedad, pero el borde frontal de un glaciar siempre se está derritiendo o dando a luz en el agua (arrojando icebergs). Si la velocidad de avance del glaciar es más rápida que la tasa de ablación (fusión), el borde de avance del glaciar avanza (avanza). Si la tasa de movimiento hacia adelante es aproximadamente la misma que la velocidad de ablación, el borde de entrada permanece estacionario, y si la velocidad de movimiento hacia adelante es más lenta que la velocidad de ablación, el borde de entrada se retrae (se mueve hacia atrás).
El parto de icebergs es un proceso importante para los glaciares que terminan en lagos o en el océano. Un ejemplo de tal glaciar es el Glaciar Berg en el monte. Robson (Figura\(\PageIndex{12}\)), que arroja pequeños icebergs en Berg Lake. El Glaciar Berg también pierde masa al fundirse, especialmente en elevaciones más bajas.
Estos diagramas representan un glaciar con marcadores colocados en su superficie para determinar la tasa de movimiento del hielo durante un período de un año. El hielo fluye de izquierda a derecha.
- En el diagrama medio, el borde de entrada del glaciar ha avanzado. Dibuja en la posición actual de los marcadores.
- En el diagrama inferior, el borde de entrada del glaciar se ha retrocedido. Dibuja en la posición actual de los marcadores.
Consulte el Apéndice 3 para el Ejercicio 16.2 respuestas.
Descripciones de imagen
Descripción de la\(\PageIndex{2}\) imagen de la figura: Una sección transversal de este a oeste del hielo en la Antártida tiene más de 4000 km de largo y hasta 4 km de altura en algunos lugares. Una sección transversal de este a oeste del hielo en Groenlandia tiene menos de 1000 km de largo y hasta 3 km de altura. [Volver a la figura\(\PageIndex{2}\)]
Atribuciones de medios
- Figuras 16.2.1, 16.2.2, 16.2.3, 16.2.4, 16.2.5, 16.2.7: © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{6}\): “Overlord Glacier” de Isaac Earle. Adaptado por Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{8}\): “Grietas en el glaciar Overlord” de Isaac Earle. CC POR.
- Figuras 16.2.9, 16.2.10, 16.2.11, 16.2.12, 16.2.13: © Steven Earle. CC POR.