Glaciar

Un glaciar ( EE. UU .: / ˈɡl eɪʃər / ; Reino Unido : / ˈɡlæs iər , ˈɡl eɪs iər / ) es un cuerpo persistente de hielo denso que se mueve constantemente cuesta abajo por su propio peso. Un glaciar se forma donde la acumulación de nieve excede su ablación durante muchos años , a menudo siglos . Adquiere características distintivas , como grietas y seracs , a medida que fluye lentamente y se deforma bajo tensiones inducidas por su peso. A medida que se mueve, desgasta la roca y los escombros de su sustrato para crear accidentes geográficos como circos , morrenas o fiordos . Aunque un glaciar puede fluir hacia un cuerpo de agua, se forma solo en la tierra y es distinto del hielo marino y del hielo lacustre mucho más delgado que se forma en la superficie de los cuerpos de agua.

En la Tierra, el 99% del hielo glacial está contenido dentro de vastas capas de hielo (también conocidas como "glaciares continentales") en las regiones polares , pero se pueden encontrar glaciares en cadenas montañosas en todos los continentes excepto el continente australiano, incluidos los países insulares oceánicos de alta latitud de Oceanía, como Nueva Zelanda . Entre las latitudes 35°N y 35°S, los glaciares se encuentran solo en el Himalaya , los Andes y algunas montañas altas en África Oriental, México, Nueva Guinea y en Zard-Kuh en Irán. ^[2] Con más de 7000 glaciares conocidos, Pakistán tiene más hielo glacial que cualquier otro país fuera de las regiones polares. ^{[3] [1]} Los glaciares cubren aproximadamente el 10% de la superficie terrestre de la Tierra. Los glaciares continentales cubren casi 13 millones de km2 ⁽ 5 millones de millas cuadradas) o aproximadamente el 98% de los 13,2 millones de km2 ⁽ 5,1 millones de millas cuadradas) de la Antártida , con un espesor promedio de hielo de 2100 m (7000 pies). Groenlandia y la Patagonia también tienen enormes extensiones de glaciares continentales. ^[4] El volumen de los glaciares, sin incluir las capas de hielo de la Antártida y Groenlandia, se ha estimado en 170.000 km3 ^. [ ^5]

El hielo glacial es la mayor reserva de agua dulce de la Tierra, y contiene junto con las capas de hielo alrededor del 69 por ciento del agua dulce del mundo. ^{[6] [7]} Muchos glaciares de climas templados , alpinos y polares estacionales almacenan agua en forma de hielo durante las estaciones más frías y la liberan más tarde en forma de agua de deshielo a medida que las temperaturas más cálidas del verano hacen que el glaciar se derrita, creando una fuente de agua que es especialmente importante para las plantas, los animales y los usos humanos cuando otras fuentes pueden ser escasas. Sin embargo, en entornos de gran altitud y antárticos, la diferencia de temperatura estacional a menudo no es suficiente para liberar agua de deshielo.

Dado que la masa glacial se ve afectada por cambios climáticos a largo plazo, por ejemplo, las precipitaciones , la temperatura media y la cobertura de nubes , los cambios en la masa glacial se consideran entre los indicadores más sensibles del cambio climático y son una fuente importante de variaciones en el nivel del mar .

Un gran trozo de hielo comprimido, o un glaciar, se ve azul , al igual que grandes cantidades de agua se ven azules , porque las moléculas de agua absorben otros colores con mayor eficacia que el azul. La otra razón del color azul de los glaciares es la falta de burbujas de aire. Las burbujas de aire, que dan un color blanco al hielo, se expulsan mediante la presión, lo que aumenta la densidad del hielo creado.

La palabra glaciar es un préstamo del francés y se remonta, a través del franco-provenzal , al latín vulgar glaciārium , derivado del latín tardío glacia , y finalmente del latín glaciēs , que significa "hielo". ^[8] Los procesos y características causados ​​por o relacionados con los glaciares se denominan glaciales. El proceso de establecimiento, crecimiento y flujo de los glaciares se llama glaciación . El área de estudio correspondiente se llama glaciología . Los glaciares son componentes importantes de la criosfera global .

Los glaciares se clasifican por su morfología, características térmicas y comportamiento. Los glaciares alpinos se forman en las crestas y laderas de las montañas. Un glaciar que llena un valle se denomina glaciar de valle o, alternativamente, glaciar alpino o glaciar de montaña . ^[9] Una gran masa de hielo glaciar a horcajadas sobre una montaña, cordillera o volcán se denomina capa de hielo o campo de hielo . ^[10] Los casquetes polares tienen un área inferior a 50.000 km2 ⁽ 19.000 millas cuadradas) por definición.

Los cuerpos glaciares de más de 50.000 km² ⁽ 19.000 millas cuadradas) se denominan capas de hielo o glaciares continentales . ^[11] A varios kilómetros de profundidad, oscurecen la topografía subyacente. Solo los nunataks sobresalen de sus superficies. Las únicas capas de hielo existentes son las dos que cubren la mayor parte de la Antártida y Groenlandia. ^[12] Contienen grandes cantidades de agua dulce, suficiente para que, si ambas se derritieran, los niveles globales del mar aumentarían más de 70 m (230 pies). ^[13] Las porciones de una capa o casquete de hielo que se extienden hacia el agua se denominan plataformas de hielo ; tienden a ser delgadas con pendientes limitadas y velocidades reducidas. ^[14] Las secciones estrechas y de rápido movimiento de una capa de hielo se denominan corrientes de hielo . ^{[15] [16]} En la Antártida, muchas corrientes de hielo drenan en grandes plataformas de hielo . Algunas drenan directamente al mar, a menudo con una lengua de hielo , como el glaciar Mertz .

Los glaciares de marea son glaciares que terminan en el mar, incluidos la mayoría de los glaciares que fluyen desde Groenlandia, la Antártida, las islas Baffin , Devon y Ellesmere en Canadá, el sudeste de Alaska y los campos de hielo patagónicos del norte y. A medida que el hielo llega al mar, los pedazos se rompen o se parten, formando icebergs . La mayoría de los glaciares de marea se parten por encima del nivel del mar, lo que a menudo resulta en un tremendo impacto cuando el iceberg golpea el agua. Los glaciares de marea experimentan ciclos de avance y retroceso de siglos de duraciónque se ven mucho menos afectados por el cambio climático que otros glaciares. ^[17]

Térmicamente, un glaciar templado está en un punto de fusión durante todo el año, desde su superficie hasta su base. El hielo de un glaciar polar siempre está por debajo del umbral de congelación desde la superficie hasta su base, aunque la capa de nieve superficial puede experimentar derretimiento estacional. Un glaciar subpolar incluye tanto hielo templado como polar, dependiendo de la profundidad debajo de la superficie y la posición a lo largo de la longitud del glaciar. De manera similar, el régimen térmico de un glaciar a menudo se describe por su temperatura basal. Un glaciar de base fría está por debajo del punto de congelación en la interfaz hielo-suelo y, por lo tanto, está congelado en el sustrato subyacente. Un glaciar de base cálida está por encima o en el punto de congelación en la interfaz y puede deslizarse en este contacto. ^[18] Se cree que este contraste en gran medida rige la capacidad de un glaciar para erosionar eficazmente su lecho , ya que el hielo deslizante promueve el arranque de la roca de la superficie debajo. ^[19] Los glaciares que son en parte de base fría y en parte de base cálida se conocen como politérmicos . ^[18]

Los glaciares se forman cuando la acumulación de nieve y hielo supera la ablación . Un glaciar generalmente se origina a partir de un accidente geográfico de circo (también conocido como corrie o como cwm ), una característica geológica típicamente en forma de sillón (como una depresión entre montañas encerrada por aristas ), que recoge y comprime por gravedad la nieve que cae en él. Esta nieve se acumula y el peso de la nieve que cae encima la compacta, formando névé (nieve granular). Un mayor aplastamiento de los copos de nieve individuales y la compresión del aire de la nieve la convierte en "hielo glacial". Este hielo glacial llenará el circo hasta que "se desborde" a través de una debilidad o vacante geológica, como un espacio entre dos montañas. Cuando la masa de nieve y hielo alcanza un espesor suficiente, comienza a moverse por una combinación de pendiente de la superficie, gravedad y presión. En pendientes más pronunciadas, esto puede ocurrir con tan solo 15 m (49 pies) de nieve-hielo.

En los glaciares templados, la nieve se congela y se descongela repetidamente, transformándose en hielo granular llamado firn . Bajo la presión de las capas de hielo y nieve que se encuentran por encima, este hielo granular se fusiona y forma un firn más denso. Con el paso de los años, las capas de firn sufren una mayor compactación y se convierten en hielo glacial. ^[20] El hielo glaciar es ligeramente más denso que el hielo formado a partir de agua congelada porque el hielo glaciar contiene menos burbujas de aire atrapadas.

El hielo glacial tiene un tinte azul distintivo porque absorbe algo de luz roja debido a un matiz del modo de estiramiento infrarrojo OH de la molécula de agua. (El agua líquida parece azul por la misma razón. El azul del hielo glacial a veces se atribuye erróneamente a la dispersión de Rayleigh de las burbujas en el hielo.) ^[21]

Un glaciar se origina en un lugar llamado cabeza de glaciar y termina en su pie, hocico o término .

Los glaciares se dividen en zonas según la capa de nieve superficial y las condiciones de derretimiento. ^[22] La zona de ablación es la región donde hay una pérdida neta de masa glaciar. La parte superior de un glaciar, donde la acumulación excede la ablación, se llama zona de acumulación . La línea de equilibrio separa la zona de ablación y la zona de acumulación; es el contorno donde la cantidad de nieve nueva ganada por acumulación es igual a la cantidad de hielo perdido por ablación. En general, la zona de acumulación representa el 60-70% de la superficie del glaciar, más si el glaciar produce icebergs. El hielo en la zona de acumulación es lo suficientemente profundo como para ejercer una fuerza descendente que erosiona la roca subyacente. Después de que un glaciar se derrite, a menudo deja atrás una depresión en forma de cuenco o anfiteatro que varía en tamaño desde grandes cuencas como los Grandes Lagos hasta depresiones montañosas más pequeñas conocidas como circos .

La zona de acumulación se puede subdividir en función de sus condiciones de fusión.

1. La zona de nieve seca es una región donde no se produce derretimiento, incluso en verano, y la capa de nieve permanece seca.
2. La zona de percolación es un área con algo de derretimiento superficial, lo que hace que el agua de deshielo se filtre hacia el manto de nieve. Esta zona suele estar marcada por lentes , glándulas y capas de hielo que se vuelven a congelar. El manto de nieve tampoco llega nunca al punto de fusión.
3. Cerca de la línea de equilibrio de algunos glaciares se desarrolla una zona de hielo superpuesta, en la que el agua de deshielo se vuelve a congelar formando una capa fría en el glaciar, formando una masa continua de hielo.
4. La zona de nieve húmeda es la región donde toda la nieve depositada desde finales del verano anterior ha sido elevada a 0 °C.

La salud de un glaciar se suele evaluar determinando el balance de masa del glaciar o observando el comportamiento del extremo terminal. Los glaciares saludables tienen grandes zonas de acumulación, más del 60% de su superficie está cubierta de nieve al final de la temporada de deshielo y tienen un extremo terminal con un flujo vigoroso.

Tras el fin de la Pequeña Edad de Hielo alrededor de 1850, los glaciares de todo el planeta se han reducido considerablemente . Un ligero enfriamiento provocó el avance de muchos glaciares alpinos entre 1950 y 1985, pero desde 1985 el retroceso de los glaciares y la pérdida de masa se han vuelto mayores y cada vez más omnipresentes. ^{[23] [24] [25]}

Los glaciares se mueven cuesta abajo por la fuerza de la gravedad y la deformación interna del hielo. ^[26] A nivel molecular, el hielo consiste en capas apiladas de moléculas con enlaces relativamente débiles entre capas. Cuando la cantidad de tensión (deformación) es proporcional a la tensión que se aplica, el hielo actuará como un sólido elástico. El hielo debe tener al menos 30 m (98 pies) de espesor para comenzar a fluir, pero una vez que su espesor excede aproximadamente los 50 m (160 pies) (160 pies), la tensión en la capa superior excederá la fuerza de unión entre capas y luego se moverá más rápido que la capa inferior. ^[27] Esto significa que pequeñas cantidades de tensión pueden resultar en una gran cantidad de tensión, haciendo que la deformación se convierta en un flujo plástico en lugar de elástico. Luego, el glaciar comenzará a deformarse bajo su propio peso y fluirá a través del paisaje. Según la ley de flujo de Glen-Nye , la relación entre la tensión y la tensión, y por lo tanto la tasa de flujo interno, se puede modelar de la siguiente manera: ^{[28] [26]}

${\displaystyle \Sigma = k\tau ^{n},\,}$

dónde:

${\estilo de visualización \Sigma \,}$= tasa de deformación cortante (flujo)

${\displaystyle \tau \,}$= estrés

${\estilo de visualización n\,}$= una constante entre 2 y 4 (normalmente 3 para la mayoría de los glaciares)

${\estilo de visualización k\,}$= una constante dependiente de la temperatura

Las velocidades más bajas se encuentran cerca de la base del glaciar y a lo largo de los lados del valle, donde la fricción actúa contra el flujo, lo que provoca la mayor deformación. La velocidad aumenta hacia adentro, en dirección a la línea central y hacia arriba, a medida que disminuye la cantidad de deformación. Las velocidades de flujo más altas se encuentran en la superficie y representan la suma de las velocidades de todas las capas inferiores. ^{[28] [26]}

Como el hielo puede fluir más rápido donde es más grueso, la tasa de erosión inducida por los glaciares es directamente proporcional al espesor del hielo suprayacente. En consecuencia, las depresiones bajas preglaciares se profundizarán y la topografía preexistente se amplificará por la acción glacial, 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. ^[29] Esto explica, por ejemplo, el perfil profundo 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 la tasa de adelgazamiento de las capas de hielo, ya que son los principales conductos para drenar las capas de hielo. También hace que las capas de hielo sean más sensibles a los cambios en el clima y el océano. ^[29]

Aunque a principios del siglo XIX ya se conocían pruebas que apoyaban el movimiento de los glaciares, se propusieron otras teorías sobre el movimiento de los glaciares, como la idea de que el agua de deshielo, al volver a congelarse en el interior de los glaciares, hacía que éstos se dilataran y extendieran su longitud. Cuando se hizo evidente que los glaciares se comportaban hasta cierto punto como si el hielo fuera un fluido viscoso, se argumentó que la "regelificación", o el derretimiento y recongelamiento del hielo a una temperatura reducida por la presión sobre el hielo en el interior del glaciar, era lo que permitía que el hielo se deformara y fluyera. James Forbes propuso la explicación básicamente correcta en la década de 1840, aunque pasaron varias décadas antes de que fuera aceptada por completo. ^[30]

Los 50 m superiores de un glaciar son rígidos porque están bajo baja presión . Esta sección superior se conoce como zona de fractura y se mueve principalmente como una sola unidad sobre la sección inferior de flujo plástico. Cuando un glaciar se mueve a través de un terreno irregular, se forman grietas llamadas hendiduras en la zona de fractura. Las grietas se forman debido a las diferencias en la velocidad del glaciar. Si dos secciones rígidas de un glaciar se mueven a diferentes velocidades o direcciones, las fuerzas de corte hacen que se separen, abriendo una grieta. Las grietas rara vez tienen más de 46 m (150 pies) de profundidad, pero, en algunos casos, pueden tener al menos 300 m (1000 pies) de profundidad. Debajo de este punto, la plasticidad del hielo evita la formación de grietas. Las grietas que se cruzan pueden crear picos aislados en el hielo, llamados seracs .

Las grietas pueden formarse de varias maneras diferentes. Las grietas transversales son transversales al flujo y se forman donde las pendientes más pronunciadas hacen que un glaciar se acelere. Las grietas longitudinales se forman semiparalelas al flujo donde un glaciar se expande lateralmente. Las grietas marginales se forman cerca del borde del glaciar, causadas por la reducción de la velocidad causada por la fricción de las paredes del valle. Las grietas marginales son en gran parte transversales al flujo. El hielo del glaciar en movimiento a veces puede separarse del hielo estancado de arriba, formando un bergschrund . Los bergschrunds se parecen a las grietas, pero son características singulares en los márgenes de un glaciar. Las grietas hacen que el viaje sobre los glaciares sea peligroso, especialmente cuando están ocultas por frágiles puentes de nieve .

Por debajo de la línea de equilibrio, el agua de deshielo glacial se concentra en los canales fluviales. El agua de deshielo puede acumularse en lagos proglaciales en la parte superior de un glaciar o descender a las profundidades de un glaciar a través de molinos de agua . Los arroyos dentro o debajo de un glaciar fluyen en túneles englaciales o subglaciales. Estos túneles a veces vuelven a emerger en la superficie del glaciar. ^[31]

La mayoría de los procesos importantes que controlan el movimiento de los glaciares ocurren en el contacto del lecho de hielo, aunque éste tenga solo unos pocos metros de espesor. ^[33] La temperatura, la rugosidad y la suavidad del lecho definen la tensión de corte basal, que a su vez define si el movimiento del glaciar se adaptará al movimiento de los sedimentos o si podrá deslizarse. Un lecho blando, con alta porosidad y baja presión de fluido intersticial, permite que el glaciar se mueva mediante el deslizamiento de sedimentos: la base del glaciar puede incluso permanecer congelada en el lecho, donde el sedimento subyacente se desliza por debajo de ella como un tubo de pasta de dientes. Un lecho duro no puede deformarse de esta manera; por lo tanto, la única forma en que los glaciares de base dura se mueven es mediante deslizamiento basal, donde se forma agua de deshielo entre el hielo y el propio lecho. ^[34] Que un lecho sea duro o blando depende de la porosidad y la presión intersticial; una mayor porosidad disminuye la resistencia del sedimento (por lo tanto, aumenta la tensión de corte τ _B ). ^[33]

La porosidad puede variar a través de una variedad de métodos.

• El movimiento del glaciar suprayacente puede provocar que el lecho sufra una dilatación; el cambio de forma resultante reorganiza los bloques. Esto reorganiza los bloques muy juntos (un poco como la ropa cuidadosamente doblada y apretada en una maleta) en un revoltijo desordenado (al igual que la ropa nunca vuelve a caber si se arroja de manera desordenada). Esto aumenta la porosidad. A menos que se agregue agua, esto necesariamente reducirá la presión de poro (ya que los fluidos de poro tienen más espacio para ocupar). ^[33]
• La presión puede provocar la compactación y consolidación de los sedimentos subyacentes. ^[33] Dado que el agua es relativamente incompresible, esto es más fácil cuando el espacio poroso está lleno de vapor; se debe eliminar toda el agua para permitir la compresión. En los suelos, este es un proceso irreversible. ^[33]
• La degradación de los sedimentos por abrasión y fractura reduce el tamaño de las partículas, lo que tiende a reducir el espacio poroso. Sin embargo, el movimiento de las partículas puede desordenar el sedimento, con el efecto opuesto. Estos procesos también generan calor. ^[33]

La suavidad del lecho puede variar en el espacio o en el tiempo, y cambia drásticamente 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 rocoso que cuando cambia el gradiente. ^[34] Además, la rugosidad del lecho también puede actuar para frenar el movimiento glaciar. La rugosidad del lecho es una medida de cuántas rocas y obstáculos sobresalen en el hielo suprayacente. El hielo fluye alrededor de estos obstáculos al fundirse bajo la alta presión en su lado de sotavento ; el agua de deshielo resultante luego es forzada a entrar en la cavidad que surge en su lado de sotavento , donde se vuelve a congelar. ^[33]

Además de afectar la tensión del sedimento, la presión del fluido (p _w ) puede afectar la fricción entre el glaciar y el lecho. La alta presión del fluido proporciona una fuerza de flotabilidad hacia arriba en el glaciar, reduciendo la fricción en su base. La presión del fluido se compara con la presión de sobrecarga de hielo, p _i , dada por ρgh. Bajo corrientes de hielo de flujo rápido, estas dos presiones serán aproximadamente iguales, con una presión efectiva (p _i – p _w ) de 30 kPa; es decir, todo el peso del hielo está soportado por el agua subyacente y el glaciar está a flote. ^[33]

Los glaciares también pueden moverse por deslizamiento basal , donde la base del glaciar está lubricada por la presencia de agua líquida, lo que reduce la tensión de corte basal y permite que el glaciar se deslice 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. El deslizamiento basal es dominante en los glaciares templados o de base cálida. ^[35]

τ _D = ρgh sen α

donde τ _D es la tensión impulsora y α la pendiente de la superficie del hielo en radianes. ^[33]

τ _B es la tensión cortante basal, una función de la temperatura y la suavidad del lecho. ^[33]

τ _F , la tensión cortante, es el menor de τ _B y τ _D . Controla la velocidad del flujo plástico.

La presencia de agua de deshielo basal depende tanto de la temperatura del lecho como de otros factores. Por ejemplo, el punto de fusión del agua disminuye bajo presión, lo que significa que el agua se derrite a una temperatura más baja en glaciares más gruesos. ^[33] Esto actúa como un "doble golpe", porque los glaciares más gruesos tienen una menor conductancia térmica, lo que significa que la temperatura basal también es probable que sea más alta. ^[34] La temperatura del lecho tiende a variar de manera cíclica. Un lecho frío tiene una alta resistencia, lo que reduce la velocidad del glaciar. Esto aumenta la tasa de acumulación, ya que la nieve recién caída no se transporta. En consecuencia, el glaciar se engrosa, con tres consecuencias: en primer lugar, el lecho está mejor aislado, lo que permite una mayor retención del calor geotérmico. ^[33]

En segundo lugar, el aumento de la presión puede facilitar el derretimiento. Y lo que es más importante, aumenta τ _{D. Estos factores se combinarán para acelerar el glaciar. A medida que la fricción aumenta con el cuadrado de la velocidad, un movimiento más rápido aumentará en gran medida el calentamiento por fricción, con el consiguiente derretimiento, lo que provoca una retroalimentación positiva, aumentando la velocidad del hielo hasta una tasa de flujo aún más rápida: se sabe que los glaciares de la Antártida occidental alcanzan velocidades de hasta un kilómetro por año.} ^[33] Con el tiempo, el hielo aumentará lo suficientemente rápido como para comenzar a adelgazarse, ya que la acumulación no puede seguir el ritmo del transporte. Este adelgazamiento aumentará la pérdida de calor conductivo, lo que ralentizará el glaciar y provocará la congelación. Esta congelación ralentizará aún más el glaciar, a menudo hasta que se detenga, momento en el que el ciclo puede comenzar de nuevo. ^[34]

El flujo de agua bajo la superficie glacial puede tener un gran efecto en el movimiento del propio glaciar. Los lagos subglaciales contienen cantidades significativas de agua, que pueden moverse rápidamente: se pueden transportar kilómetros cúbicos entre lagos en el transcurso de un par de años. ^[36] Se cree que este movimiento ocurre en dos modos principales: el flujo en tuberías implica el movimiento de agua líquida a través de conductos similares a tuberías, como un río subglacial; el flujo en láminas implica el movimiento del agua en una capa delgada. Un cambio entre las dos condiciones de flujo puede estar asociado con un comportamiento de oleaje. De hecho, la pérdida del suministro de agua subglacial se ha relacionado con el cierre del movimiento del hielo en la corriente de hielo Kamb. ^[36] El movimiento subglacial del agua se expresa en la topografía de la superficie de las capas de hielo, que se hunden en lagos subglaciales vacíos. ^[36]

La velocidad del desplazamiento glaciar está determinada en parte por la fricción . La fricción hace que el hielo en la base del glaciar se mueva más lentamente que el hielo en la parte superior. En los glaciares alpinos, la fricción también se genera en las paredes laterales del valle, lo que ralentiza los bordes en relación con el centro.

La velocidad media de los glaciares varía mucho, pero normalmente ronda 1 m (3 pies) por día. ^[38] Puede que no haya movimiento en áreas estancadas; por ejemplo, en algunas partes de Alaska, los árboles pueden establecerse sobre depósitos de sedimentos superficiales. En otros casos, los glaciares pueden moverse tan rápido como 20-30 m (70-100 pies) por día, como en Jakobshavn Isbræ en Groenlandia . La velocidad de los glaciares se ve afectada por factores como la pendiente, el espesor del hielo, las nevadas, el confinamiento longitudinal, la temperatura basal, la producción de agua de deshielo y la dureza del lecho.

Algunos glaciares presentan períodos de avance muy rápido denominados oleadas . Estos glaciares presentan un movimiento normal hasta que de repente se aceleran y luego vuelven a su estado de movimiento anterior. ^[39] Estas oleadas pueden ser causadas por la falla del lecho rocoso subyacente, la acumulación de agua de deshielo en la base del glaciar ^[40]  —quizás proveniente de un lago supraglacial—  o la simple acumulación de masa más allá de un "punto de inflexión" crítico. ^[41] Se han producido velocidades temporales de hasta 90 m (300 pies) por día cuando el aumento de la temperatura o la presión suprayacente hicieron que el hielo del fondo se derritiera y que el agua se acumulara debajo de un glaciar.

En las zonas glaciares donde el glaciar se mueve a una velocidad superior a un kilómetro por año, se producen terremotos glaciares . Se trata de terremotos de gran escala que tienen magnitudes sísmicas de hasta 6,1. ^{[42] [43]} El número de terremotos glaciares en Groenlandia alcanza su pico cada año en julio, agosto y septiembre y aumentó rápidamente en los años 1990 y 2000. En un estudio que utilizó datos de enero de 1993 a octubre de 2005, se detectaron más eventos cada año desde 2002, y se registraron el doble de eventos en 2005 que en cualquier otro año. ^[43]

Las ojivas o bandas de Forbes ^[44] son ​​crestas de onda y valles alternados que aparecen como bandas oscuras y claras de hielo en las superficies de los glaciares. Están vinculadas al movimiento estacional de los glaciares; el ancho de una banda oscura y una clara generalmente es igual al movimiento anual del glaciar. Las ojivas se forman cuando el hielo de una cascada se rompe severamente, lo que aumenta la superficie de ablación durante el verano. Esto crea una depresión y espacio para la acumulación de nieve en el invierno, lo que a su vez crea una cresta. ^[45] A veces, las ojivas consisten solo en ondulaciones o bandas de color y se describen como ojivas de onda u ojivas de banda. ^[46]

Los glaciares están presentes en todos los continentes y en aproximadamente cincuenta países, excluyendo aquellos (Australia, Sudáfrica) que tienen glaciares solo en territorios insulares subantárticos distantes . Se encuentran glaciares extensos en la Antártida, Argentina, Chile, Canadá, Pakistán, ^[47] Alaska, Groenlandia e Islandia. Los glaciares de montaña están muy extendidos, especialmente en los Andes , el Himalaya , las Montañas Rocosas , el Cáucaso , las Montañas Escandinavas y los Alpes . El glaciar Snezhnika en la montaña Pirin , Bulgaria, con una latitud de 41°46′09″ N, es la masa glaciar más meridional de Europa. ^[48] Australia continental actualmente no contiene glaciares, aunque un pequeño glaciar en el monte Kosciuszko estuvo presente en el último período glaciar . ^[49] En Nueva Guinea, hay glaciares pequeños y de rápida disminución en Puncak Jaya . ^[50] África tiene glaciares en el monte Kilimanjaro en Tanzania, en el monte Kenia y en las montañas Rwenzori . Las islas oceánicas con glaciares incluyen Islandia, varias de las islas frente a la costa de Noruega, incluidas Svalbard y Jan Mayen en el extremo norte, Nueva Zelanda y las islas subantárticas de Marion , Heard , Grande Terre (Kerguelen) y Bouvet . Durante los períodos glaciares del Cuaternario, Taiwán , Hawái en Mauna Kea ^[51] y Tenerife también tenían grandes glaciares alpinos, mientras que las islas Feroe y Crozet ^[52] estaban completamente glaciadas.

La capa de nieve permanente necesaria para la formación de glaciares se ve afectada por factores como el grado de pendiente del terreno, la cantidad de nieve caída y los vientos. Se pueden encontrar glaciares en todas las latitudes, excepto entre los 20° y los 27° al norte y al sur del ecuador, donde la presencia de la rama descendente de la circulación de Hadley reduce las precipitaciones tanto que, con una alta insolación, las líneas de nieve alcanzan más de 6.500 m (21.330 pies). Sin embargo, entre 19˚N y 19˚S, las precipitaciones son más altas y las montañas por encima de los 5.000 m (16.400 pies) suelen tener nieve permanente.

Incluso en latitudes altas, la formación de glaciares no es inevitable. Las áreas del Ártico , como la isla Banks y los valles secos de McMurdo en la Antártida se consideran desiertos polares donde los glaciares no se pueden formar porque reciben poca nieve a pesar del frío intenso. El aire frío, a diferencia del aire cálido , no puede transportar mucho vapor de agua. Incluso durante los períodos glaciares del Cuaternario , Manchuria , las tierras bajas de Siberia ^[53] y el centro y norte de Alaska ^[54] , aunque extraordinariamente frías, tuvieron nevadas tan ligeras que los glaciares no pudieron formarse. ^{[55] [56]}

Además de las regiones polares secas y sin glaciares, algunas montañas y volcanes en Bolivia, Chile y Argentina son altos (4.500 a 6.900 m o 14.800 a 22.600 pies) y fríos, pero la relativa falta de precipitaciones impide que la nieve se acumule en los glaciares. Esto se debe a que estos picos están ubicados cerca o en el hiperárido desierto de Atacama .

Los glaciares erosionan el terreno a través de dos procesos principales: arranque y abrasión . ^[57]

A medida que los glaciares fluyen sobre el lecho rocoso, se ablandan y levantan bloques de roca hacia el hielo. Este proceso, llamado desprendimiento, es causado por el agua subglacial que penetra en las fracturas del lecho rocoso y posteriormente se congela y se expande. ^[58] Esta expansión hace que el hielo actúe como una palanca que afloja la roca levantándola. Por lo tanto, los sedimentos de todos los tamaños se convierten en parte de la carga del glaciar. Si un glaciar en retroceso gana suficientes escombros, puede convertirse en un glaciar de roca , como el glaciar Timpanogos en Utah.

La abrasión ocurre cuando el hielo y su carga de fragmentos de roca se deslizan sobre el lecho rocoso ^[58] y funcionan como papel de lija, alisando y puliendo el lecho rocoso debajo. La roca pulverizada que produce este proceso se llama harina de roca y está formada por granos de roca de entre 0,002 y 0,00625 mm de tamaño. La abrasión conduce a paredes de valles y laderas montañosas más empinadas en entornos alpinos, lo que puede causar avalanchas y deslizamientos de rocas, que agregan aún más material al glaciar. La abrasión glacial se caracteriza comúnmente por estrías glaciales . Los glaciares las producen cuando contienen grandes rocas que tallan largos rasguños en el lecho rocoso. Al mapear la dirección de las estrías, los investigadores pueden determinar la dirección del movimiento del glaciar. Similares a las estrías son las marcas de vibración , líneas de depresiones en forma de media luna en la roca subyacente a un glaciar. Se forman por abrasión cuando las rocas en el glaciar son atrapadas y liberadas repetidamente mientras son arrastradas a lo largo del lecho rocoso.

La tasa de erosión de los glaciares varía. Hay seis factores que la controlan:

• Velocidad del movimiento glacial
• Espesor del hielo
• Forma, abundancia y dureza de los fragmentos de roca contenidos en el hielo del fondo del glaciar
• Relativa facilidad de erosión de la superficie bajo el glaciar
• Condiciones térmicas en la base del glaciar
• Permeabilidad y presión del agua en la base del glaciar

Cuando el lecho rocoso tiene fracturas frecuentes en la superficie, las tasas de erosión glacial tienden a aumentar ya que el arranque es la principal fuerza erosiva en la superficie; sin embargo, cuando el lecho rocoso tiene grandes espacios entre fracturas esporádicas, la abrasión tiende a ser la forma erosiva dominante y las tasas de erosión glacial se vuelven lentas. ^[59] Los glaciares en latitudes más bajas tienden a ser mucho más erosivos que los glaciares en latitudes más altas, porque tienen más agua de deshielo que llega a la base glacial y facilitan la producción y el transporte de sedimentos con la misma velocidad de movimiento y cantidad de hielo. ^[60]

El material que se incorpora a un glaciar suele ser transportado hasta la zona de ablación antes de depositarse. Los depósitos glaciares son de dos tipos distintos:

• Till glacial : material depositado directamente a partir del hielo glacial. El till incluye una mezcla de material indiferenciado que va desde arcilla hasta cantos rodados, la composición habitual de una morrena.
• Sedimentos fluviales y de afloramiento : sedimentos depositados por el agua. Estos depósitos están estratificados por tamaño.

Los trozos de roca más grandes que se encuentran incrustados en el till o depositados en la superficie se denominan " bloques erráticos glaciales ". Su tamaño varía desde guijarros hasta grandes rocas, pero como suelen desplazarse a grandes distancias, pueden ser drásticamente diferentes del material sobre el que se encuentran. Los patrones de los bloques erráticos glaciales son indicios de movimientos glaciales pasados.

Las morrenas glaciares se forman por la deposición de material de un glaciar y quedan expuestas después de que el glaciar se ha retirado. Por lo general, aparecen como montículos lineales de till , una mezcla no clasificada de roca, grava y cantos rodados dentro de una matriz de material fino en polvo. Las morrenas terminales o de extremo se forman al pie o en el extremo terminal de un glaciar. Las morrenas laterales se forman en los lados del glaciar. Las morrenas mediales se forman cuando dos glaciares diferentes se fusionan y las morrenas laterales de cada uno se unen para formar una morrena en el medio del glaciar combinado. Menos evidentes son las morrenas de tierra , también llamadas deriva glaciar , que a menudo cubren la superficie debajo del glaciar pendiente abajo desde la línea de equilibrio. El término morrena es de origen francés. Fue acuñado por campesinos para describir los terraplenes y bordes aluviales que se encuentran cerca de los márgenes de los glaciares en los Alpes franceses . En la geología moderna, el término se utiliza de forma más amplia y se aplica a una serie de formaciones, todas ellas compuestas de till. Las morrenas también pueden crear lagos represados ​​por morrenas.

Los drumlins son colinas asimétricas con forma de canoa formadas principalmente por till. Su altura varía de 15 a 50 metros y pueden alcanzar un kilómetro de longitud. El lado más empinado de la colina mira hacia la dirección desde la que avanzó el hielo ( stoss ), mientras que se deja una pendiente más larga en la dirección del movimiento del hielo ( lee ). Los drumlins se encuentran en grupos llamados campos de drumlins o campamentos de drumlins . Uno de estos campos se encuentra al este de Rochester, Nueva York ; se estima que contiene alrededor de 10.000 drumlins. Aunque el proceso que forma los drumlins no se entiende completamente, su forma implica que son productos de la zona de deformación plástica de los glaciares antiguos. Se cree que muchos drumlins se formaron cuando los glaciares avanzaron y alteraron los depósitos de glaciares anteriores.

Antes de la glaciación, los valles montañosos tenían una forma característica de "V" , producida por la erosión del agua. Durante la glaciación, estos valles a menudo se ensanchan, profundizan y suavizan para formar un valle glaciar en forma de U o canal glaciar, como a veces se lo llama. ^[61] La erosión que crea valles glaciares trunca cualquier espolón de roca o tierra que pueda haberse extendido anteriormente a través del valle, creando acantilados de forma triangular ancha llamados espolones truncados . Dentro de los valles glaciares, las depresiones creadas por el arranque y la abrasión pueden ser rellenadas por lagos, llamados lagos paternóster . Si un valle glaciar desemboca en una gran masa de agua, forma un fiordo .

Normalmente, los glaciares profundizan sus valles más que sus afluentes menores . Por lo tanto, cuando los glaciares retroceden, los valles de los glaciares afluentes permanecen por encima de la depresión del glaciar principal y se denominan valles colgantes .

Al comienzo de un glaciar de valle clásico hay un circo en forma de cuenco, que tiene paredes escarpadas en tres lados pero está abierto en el lado que desciende hacia el valle. Los circos son donde el hielo comienza a acumularse en un glaciar. Dos circos glaciares pueden formarse uno tras otro y erosionar sus paredes traseras hasta que solo quede una cresta estrecha, llamada arista . Esta estructura puede dar lugar a un paso de montaña . Si varios circos rodean una sola montaña, crean picos piramidales puntiagudos ; los ejemplos particularmente empinados se denominan cuernos .

El paso del hielo glacial sobre una zona de lecho rocoso puede provocar que la roca se esculpa en un montículo llamado roche moutonnée ^[62] o roca "lomo de oveja". Las roches moutonnées pueden ser alargadas, redondeadas y asimétricas en forma. Varían en longitud desde menos de un metro hasta varios cientos de metros de largo. ^[63] Las roches moutonnées tienen una pendiente suave en sus lados ascendentes del glaciar y una cara empinada a vertical en sus lados descendentes del glaciar. El glaciar desgasta la pendiente suave en el lado ascendente a medida que fluye a lo largo, pero arranca fragmentos de roca y los aleja del lado descendente mediante el arranque.

A medida que el agua que asciende desde la zona de ablación se aleja del glaciar, arrastra consigo sedimentos finos erosionados. A medida que la velocidad del agua disminuye, también lo hace su capacidad para arrastrar objetos en suspensión. El agua deposita así gradualmente el sedimento a su paso, creando una llanura aluvial . Cuando este fenómeno se produce en un valle, se denomina tren de valles . Cuando la deposición es en un estuario , los sedimentos se conocen como lodo de bahía . Las llanuras aluviales y los trenes de valles suelen ir acompañados de cuencas conocidas como " hervidores ". Se trata de pequeños lagos que se forman cuando grandes bloques de hielo que quedan atrapados en el aluvión se derriten y producen depresiones llenas de agua. Los diámetros de los hervidores varían de 5 m a 13 km, con profundidades de hasta 45 metros. La mayoría tienen forma circular porque los bloques de hielo que los formaron se redondearon al derretirse. ^[64]

Cuando el tamaño de un glaciar se reduce por debajo de un punto crítico, su flujo se detiene y se vuelve estacionario. Mientras tanto, el agua de deshielo dentro y debajo del hielo deja depósitos aluviales estratificados . Estos depósitos, en forma de columnas, terrazas y cúmulos, permanecen después de que el glaciar se derrite y se conocen como " depósitos glaciares ". Los depósitos glaciares que toman la forma de colinas o montículos se llaman kames . Algunos kames se forman cuando el agua de deshielo deposita sedimentos a través de aberturas en el interior del hielo. Otros son producidos por abanicos o deltas creados por el agua de deshielo. Cuando el hielo glaciar ocupa un valle, puede formar terrazas o kames a lo largo de los lados del valle. Los depósitos glaciares largos y sinuosos se llaman eskers . Los eskers están compuestos de arena y grava que fue depositada por corrientes de agua de deshielo que fluyeron a través de túneles de hielo dentro o debajo de un glaciar. Permanecen después de que el hielo se derrite, con alturas que superan los 100 metros y longitudes de hasta 100 km.

Los sedimentos glaciares muy finos o la harina de roca ^[65] a menudo son recogidos por el viento que sopla sobre la superficie desnuda y pueden depositarse a grandes distancias del sitio de deposición fluvial original . Estos depósitos de loess eólico pueden ser muy profundos, incluso de cientos de metros, como en áreas de China y el medio oeste de los Estados Unidos . Los vientos catabáticos pueden ser importantes en este proceso.

Los glaciares, que pueden tener cientos de miles de años, se utilizan para rastrear el cambio climático durante largos períodos de tiempo. ^[67] Los investigadores derriten o trituran muestras de núcleos de hielo de glaciares cuyas capas progresivamente más profundas representan respectivamente épocas anteriores en la historia climática de la Tierra. ^[67] Los investigadores aplican varios instrumentos al contenido de burbujas atrapadas en las capas de los núcleos para rastrear cambios en la composición de la atmósfera. ^[67] Las temperaturas se deducen de diferentes concentraciones relativas de los respectivos gases, lo que confirma que durante al menos el último millón de años, las temperaturas globales han estado vinculadas a las concentraciones de dióxido de carbono . ^[67]

Las actividades humanas en la era industrial han aumentado la concentración de dióxido de carbono y otros gases de efecto invernadero que atrapan el calor en el aire, causando el calentamiento global actual . ^[68] La influencia humana es el principal impulsor de los cambios en la criosfera de la que forman parte los glaciares. ^[68]

El calentamiento global crea bucles de retroalimentación positiva con los glaciares. ^[69] Por ejemplo, en la retroalimentación hielo-albedo , el aumento de las temperaturas aumenta el derretimiento de los glaciares, exponiendo más superficie terrestre y marina (que es más oscura que el hielo de los glaciares), lo que permite que la luz solar caliente la superficie en lugar de reflejarse de nuevo al espacio. ^[69] Los glaciares de referencia rastreados por el Servicio Mundial de Monitoreo de Glaciares han perdido hielo cada año desde 1988. ^[70] Un estudio que investigó el período de 1995 a 2022 mostró que la velocidad de flujo de los glaciares en los Alpes se acelera y se desacelera en una medida similar al mismo tiempo, a pesar de las grandes distancias. Esto muestra claramente que su velocidad está controlada por el cambio climático. ^[71]

El escurrimiento de agua de los glaciares que se derriten provoca un aumento del nivel del mar global , un fenómeno que el IPCC denomina un evento de "inicio lento". ^[72] Los impactos al menos parcialmente atribuibles al aumento del nivel del mar incluyen, por ejemplo, la invasión de asentamientos e infraestructuras costeras, amenazas existenciales a pequeñas islas y costas bajas, pérdidas de ecosistemas costeros y servicios ecosistémicos, salinización de las aguas subterráneas y daños agravados por ciclones tropicales, inundaciones, mareas de tempestad y hundimientos de tierras. ^[72]

Las grandes masas, como las capas de hielo o los glaciares, pueden hundir la corteza terrestre en el manto. ^[73] La depresión suele alcanzar un tercio del espesor de la capa de hielo o del glaciar. Una vez que la capa de hielo o el glaciar se derriten, el manto comienza a fluir de nuevo a su posición original, empujando la corteza hacia arriba. Este rebote posglacial , que se produce muy lentamente después del derretimiento de la capa de hielo o del glaciar, se está produciendo actualmente en cantidades mensurables en Escandinavia y la región de los Grandes Lagos de América del Norte.

Una característica geomorfológica creada por el mismo proceso en una escala menor se conoce como fallas de dilatación . Se produce cuando se permite que una roca previamente comprimida vuelva a su forma original más rápidamente de lo que podría mantener sin fallas. Esto produce un efecto similar al que se vería si la roca fuera golpeada por un gran martillo. Las fallas de dilatación se pueden observar en partes recientemente desglaciadas de Islandia y Cumbria.

Los casquetes polares de Marte muestran evidencia geológica de depósitos glaciares. El casquete polar sur es especialmente comparable a los glaciares de la Tierra. ^[74] Las características topográficas y los modelos informáticos indican la existencia de más glaciares en el pasado de Marte. ^[75] En latitudes medias, entre 35° y 65° norte o sur, los glaciares marcianos se ven afectados por la delgada atmósfera marciana. Debido a la baja presión atmosférica, la ablación cerca de la superficie es causada únicamente por sublimación , no por fusión . Al igual que en la Tierra, muchos glaciares están cubiertos por una capa de rocas que aísla el hielo. Un instrumento de radar a bordo del Mars Reconnaissance Orbiter encontró hielo debajo de una fina capa de rocas en formaciones llamadas plataformas de escombros lobuladas (LDA). ^{[76] [77] [78]}

En 2015, cuando la sonda New Horizons sobrevoló el sistema Plutón - Caronte , descubrió una enorme cuenca cubierta por una capa de hielo de nitrógeno en Plutón. Una gran parte de la superficie de la cuenca está dividida en características poligonales irregulares separadas por canales estrechos, interpretados como celdas de convección alimentadas por el calor interno del interior de Plutón. ^{[79] [80]} También se observaron flujos glaciares cerca de los márgenes de Sputnik Planitia, que parecían fluir hacia dentro y hacia fuera de la cuenca. ^[81]

• Forma de relieve glaciar  : Forma de relieve creada por la acción de los glaciares.
• Movimiento glacial  – Fenómeno geológico
• Crecimiento de glaciares  : proceso artificial utilizado para crear glaciares
• Morfología de los glaciares  – Geomorfología de los glaciares
• Atasco de hielo  : acumulación de hielo en un río

• Este artículo se basa en gran medida en el artículo correspondiente en la Wikipedia en español, al que se accedió en la versión del 24 de julio de 2005.

• Gornitz, Vivien. Reseña en línea de Vanishing Ice: Glaciers, Ice Sheets, and Rising Seas (Hielo que desaparece: glaciares, capas de hielo y aumento del nivel del mar) (Columbia University Press, 2019)

• Moon, Twila . Diciendo adiós a los glaciares, Science, 12 de mayo de 2017, vol. 356, número 6338, págs. 580–581, doi :10.1126/science.aam9625

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• "Cambios globales en los glaciares: hechos y cifras". Programa de las Naciones Unidas para el Medio Ambiente (PNUMA). 2008. Archivado desde el original el 2018-12-25 . Consultado el 2014-11-10 ., un informe de la serie Perspectivas del medio ambiente mundial (GEO).
• Estructuras glaciares – atlas fotográfico
• AHORA en PBS "On Thin Ice"
• Proyecto fotográfico rastrea los cambios en los glaciares del Himalaya desde 1921
• Breve episodio de radio Los glaciares de California de Las montañas de California , de John Muir, 1894. California Legacy Project
• Dinámica de los glaciares
• Los glaciares de montaña y su papel en el sistema terrestre
• GletscherVergleiche.ch – Imágenes de antes y después de Simon Oberli