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[escribe] El movimiento de un glaciar

Los glaciares son móviles. El hielo se comporta como un sólido quebradizo hasta que la presión que tiene encima es equivalente a 50 metros de hielo. Una vez sobrepasado este límite, el hielo se comporta como un material plástico y empieza a fluir. El hielo glaciar consiste en capas de moléculas empaquetadas unas sobre otras. Las uniones entre las capas son más débiles que las existentes dentro de cada capa, por lo que cuando el esfuerzo sobrepasa las fuerzas de los enlaces que mantienen a las capas unidas, éstas se desplazan unas sobre otras.

Otro tipo de movimiento es el deslizamiento basal. Éste se produce cuando el glaciar entero se desplaza sobre el terreno en el que se encuentra. En este proceso, el agua de fusión contribuye al desplazamiento del hielo mediante la lubricación. El agua líquida se origina como consecuencia de que a mayor presión menor el punto de fusión. Otras fuentes para el origen del agua de fusión pueden ser la fricción del hielo contra la roca, lo que aumenta la temperatura y por último, el calor proveniente de la Tierra.

El desplazamiento de un glaciar no es uniforme ya que está condicionado por la fricción y la fuerza de gravedad. Debido a la fricción, el hielo glaciar inferior se mueve más lento que las partes superiores. A diferencia de las zonas inferiores, el hielo ubicado en los 50 metros superiores, no están sujetos a la fricción y por lo tanto son más rígidos. A esta sección se la conoce como zona de fractura. El hielo de la zona de fractura viaja encima del hielo inferior y cuando éste pasa a través de terrenos irregulares, la zona de fractura crea grietas que pueden tener hasta 50 metros de profundidad, donde el flujo plástico las sella.

[escribe] Velocidad de un glaciar

El flujo glaciar se caracteriza, principalmente, por su velocidad. La velocidad se determina por la instalación de balizas en la lengua glaciar. Esto nos permite conocer la velocidad superficial; la velocidad del fondo es más difícil de determinar. Se supone que disminuye por el roce con la roca, a semejanza de lo que ocurre con el flujo de las aguas corrientes, aunque no está claro, ya que en el fondo hay corrientes de agua en fusión.

La velocidad de desplazamiento de los glaciares está determinada por la fricción. Como se sabe, la fricción hace que el hielo de fondo se desplace a una velocidad menor que las partes superiores. En el caso de los glaciares alpinos, esto también se aplica para la fricción de las paredes de los valles, por lo que las regiones centrales son las que presentan un mayor desplazamiento. Esto fue confirmado en experimentos realizados en el siglo XIX en los que se utilizaron estacas alineadas en glaciares alpinos y se analizó su evolución. Posteriormente se confirmó que las regiones centrales se habían desplazado mayores distancias.

Las velocidades medias varían. Algunos presentan velocidades tan lentas que los árboles pueden establecerse entre los derrubios depositados. En otros casos, sin embargo, se desplazan varios metros por día. Tal es el caso del glaciar Byrd, un glaciar de desbordamiento en la Antártida que, de acuerdo a estudios satelitales, se desplazaba de 750 a 800 metros por año (unos 2 metros por día).

El avance de muchos glaciares puede estar caracterizado por períodos de avance extremadamente rápidos llamados oleadas. Los glaciares que exhiben oleadas, se comportan de una manera normal hasta que repentinamente aceleran su movimiento para después volver a su estado anterior. Durante las oleadas, la velocidad de desplazamiento es hasta 100 veces mayor que bajo condiciones normales.

En los glaciares locales los datos obtenidos demuestran que la velocidad media no supera la decena de metros, anualmente, aunque existen tramos que superan los 100 metros anuales. Se observa una disminución de la velocidad del flujo a medida que nos acercamos al frente de la lengua, producto de la ablación. También se observa una velocidad menor en las orillas de la lengua, fruto del roce con la roca y de un espesor menor. Estas diferencias de velocidad provocan ondulaciones transversales llamadas ojivas de flujo, orientadas hacia la parte inferior.

En los inlandsis las corrientes circulan entre unos decímetros y unos metros en el centro y a una velocidad de unos 30 a 500 metros anuales en los márgenes. El flujo se acelera a medida que nos acercamos a la costa, ya que la caída de icebergs provoca un vacío en el frente que tiene a ser ocupado por nuevo hielo.

A partir de las medidas de velocidad y del espesor de los glaciares se calcula el caudal sólido, el volumen de hielo que atraviesa por una sección en un año; en metros cúbicos. También se puede establecer el balance de masa, la relación entre los aportes de la alimentación y las pérdidas de la ablación por deshielo. Debido a la dificultad de establece el balance de masa se emplea, más comúnmente, el balance específico, diferencia entre la alimentación y la ablación y que se calcula según las diferencias de la altura del hielo en un año. Un balance positivo es propio de un glaciar acumulador, que actúa como depósito; y un balance negativo es propio de un glaciar evacuador. La mayor parte de los glaciares son mixtos, con acumulación en la parte alta (por encima de las nieves perpetuas) y evacuación en el frente de la lengua. Entre estas áreas se sitúa una línea de equilibrio donde el caudal sólido es máximo.

Existen, pues, varios tipos de aparatos glaciares desde el punto de vista dinámico: activos, bien alimentados y con capacidad de evacuación; pasivos, suficientemente alimentados pero poco voluminosos y con escaso poder de evacuación; o moribundos, mal alimentados y en retroceso, sin capacidad de evacuación.

[escribe] Interpretación del flujo glaciar

El que una masa helada comience a descender por una pendiente depende más de su plasticidad que de su viscosidad. Cuando las tensiones superan cierta intensidad crítica el hielo comienza a descender.

En los glaciares de valle se diferencian dos zonas: la más superficial está formada por hielo quebradizo, roto por grietas de distensión; también está el frente de la lengua, donde la masa de hielo se adelgaza y se fragmenta en láminas y bloques separados por superficies de cizalladura y cabalgamiento. En esta zona, cuando el glaciar es grueso, el hielo se ve sometido a tensiones de compresión, que forma incurvaciones (ojivas) ligados a obstáculos orográficos. La circulación laminar favorece la alternancia de bandas de hielo azul, compacto y transparente; y hielo blanco y esponjoso.

El hielo del fondo tiene su propia dinámica, a causa de la proximidad del sustrato rocoso. En los glaciares templados existe una película de agua de deshielo que facilita el desplazamiento del hielo. Esto explica el aumento de velocidad en verano y la disminución en invierno, cuando se recongela el agua. En los glaciares muy gruesos y los inlandsis la temperatura de fusión se alcanza antes del zócalo rocoso, lo que no es óbice para que junto al sustrato también se encuentre agua.

No obstante, dos son los factores que controlan el flujo glaciar: su grosor y la pendiente. Existe un grosor mínimo para que se desencadenen los procesos de descenso. Este punto depende de la resistencia de la roca y de la atracción de la gravedad, a través de la pendiente. La disminución de la velocidad en el frente de la lengua de los glaciares locales se debe a la reducción de la pendiente, aunque continúa fluyendo a causa del aumento del caudal sólido. La pendiente del glaciar traduce la del lecho, aunque la masa glaciar puede anular las contrapendientes.

Las características del flujo: espesor, pendiente y velocidad; terminan por determinar un estado teórico de equilibrio, según el cual, el régimen glaciar asegura la evacuación de todo el excedente anual de las precipitaciones.

[escribe] Referencias

Otras fuentes de información

• Páginas didácticas sobre Geografía
• Primera versión Autor: Luis María Benítez

Notas