14.3: Formación y Movimiento de Glaciares

Los glaciares se forman cuando la acumulación de nieve se comprime en firn y eventualmente se convierte en hielo. En algunos casos, la nieve perenne se acumula en el suelo y dura todo el año. Esto hace un campo de nieve y no un glaciar ya que es una fina acumulación de nieve. La nieve y el hielo glacial en realidad tienen una buena cantidad de espacio vacío (porosidad) que atrapa el aire. A medida que la nieve se asienta, compacta y se une con la nieve subyacente, la cantidad de espacio vacío disminuye. Cuando la nieve es enterrada por más nieve, se compacta en firn granular (o névé) con menos aire y comienza a parecerse más al hielo que a la nieve. El entierro continuo, la compresión y la recristalización hacen que el primero sea más denso y más parecido al hielo. Eventualmente, la nieve acumulada se convierte completamente en hielo, sin embargo, pequeñas bolsas de aire permanecen atrapadas en el hielo y forman un registro de la atmósfera pasada.

Figura\(\PageIndex{1}\): Grietas glaciales.

Figura\(\PageIndex{1}\): Cravasse en el glaciar Easton en las Cascadas del Norte

A medida que el hielo se acumula, comienza a fluir hacia abajo bajo su propio peso. Un estudio temprano del movimiento de los glaciares realizado en 1948 en el glaciar Jungfraufirn en los Alpes instaló varillas verticales huecas en el hielo y midió la inclinación a lo largo de dos años. El estudio encontró que la parte superior era bastante rígida y la parte inferior fluía internamente. Un diagrama P-T de hielo muestra que el hielo en realidad se derrite bajo presión (una de las propiedades únicas del agua) por lo que el hielo en la base de un glaciar típico se está derritiendo. Aproximadamente la mitad del movimiento glacial general fue de deslizarse sobre una película de agua de deshielo a lo largo de la superficie del lecho rocoso y la mitad del flujo interno [3]. Estos estudios muestran que el hielo cerca de la superficie (aproximadamente los 165 pies superiores [50 metros] dependiendo de la ubicación, la temperatura y el caudal) es rígido y quebradizo [4]. Esta zona superior es la zona quebradiza, la porción del hielo en la que el hielo se rompe cuando se mueve para formar grandes grietas a lo largo de la cima de un glaciar llamadas grietas. Estas grietas pueden ser cubiertas y ocultas por un puente de nieve y por lo tanto son un peligro para los viajeros glaciares.

Figura\(\PageIndex{1}\): Sección transversal de un glaciar del valle que muestra el estrés (números rojos) aumenta con la profundidad bajo el hielo. El hielo se deformará y fluirá donde la tensión es mayor a 100 kilopascales, y la extensión relativa de esa deformación es representada por las flechas rojas. El movimiento de pendiente descendente se muestra con flechas azules. El hielo superior por encima de la línea discontinua roja no fluye sino que es empujado en masa. (Fuente: Steve Earle)

Por debajo de la zona quebradiza, hay tanto peso del hielo suprayacente (que suele superar los 100 kilopascales-aproximadamente 100,000 veces la presión atmosférica) que ya no se rompe cuando se le aplica fuerza sino que se dobla o fluye. Esta es la zona plástica y, dentro de esta zona, fluye el hielo. La zona plástica representa la gran mayoría del hielo de un glaciar y a menudo contiene una buena cantidad de sedimentos de tan grandes como rocas y tan pequeños como el limo y la arcilla que actúan como agentes de molienda. El fondo de la zona plástica se desliza y muele a través de la superficie del lecho rocoso y representa la zona de erosión.

Referencias

3. Gerrard, J. A. F., Perutz, M. F. & Roch, A. Medición de la distribución de la velocidad a lo largo de una línea vertical a través de un glaciar. Actas de la Royal Society of London A: Matemáticas, Ciencias Físicas y de Ingeniería 213, 546—558 (1952).

4. Nye, J. F. La distribución del estrés y la velocidad en los glaciares y las capas de hielo. Actas de la Royal Society of London A: Matemáticas, Ciencias Físicas y de Ingeniería 239, 113—133 (1957).