La ley de flujo de hielo es producto de la relación entre la velocidad de deformación y la fuerza que la produce, esta se ha medido en laboratorio, gracias a la teoría de plasticidad de NYE (LLIBOUTRY, 1965).

Las velocidades del hielo en un glaciar son producto de una serie de características topográficas superficiales y subglaciales, como por ejemplo el espesor del hielo, la temperatura del hielo, la aceleración de gravedad, la reología del hielo, etc. Al integrar las velocidades superficiales con el espesor y otros parámetros, es posible determinar el flujo de hielo en secciones o perfiles (transversal por ejemplo), lo que permite comparar cambios dinámicos en el tiempo, al evaluar posibles aceleramientos o adelgazamientos, o cambios en el balance de masa de un cuerpo de hielo.

El flujo de un glaciar produce una variedad de estructuras en el hielo (grietas por ejemplo), las que además de caracterizar morfológicamente el hielo [Benn and Evans, 2010], permiten determinar sus velocidades, mediante el seguimiento en el tiempo de patrones morfológicos, gracias a la técnica conocida como feature tracking [Rivera et al., 2012].

El flujo de un glaciar se explica porque el hielo tiene un comportamiento similar al de un cuerpo visco plástico, que se ve afectado por fuerzas stress asociadas principalmente a la aceleración de gravedad, por ende a la pendiente, topografía subglacial y superficial, entre otras, las que pueden generar deformación strain, cizalla o corte shear y flujo de tipo compresivo o extensivo [Paterson, 2001]. Producto de la composición de fuerzas y deformaciones asociadas, es posible observar estructuras como grietas, séracs, ojivas, etc. que expresan sectores del glaciar donde se supera el límite elástico del hielo.

El modelo de cuña para el flujo de un glaciar (Figura 5.1), establece que existe una proporcional transferencia de masa desde la zona de acumulación (área con ganancia neta de masa al final de un año hidrológico) a la de la zona de ablación (área del glaciar donde se produce pérdida neta de masa al final de un año hidrológico). El límite entre ambas zonas se define como la línea de equilibrio (ELA), donde la pérdida de masa se encuentra compensada por la acumulación. En este sentido, el flujo de un glaciar está condicionado por la transferencia de masa desde las zonas altas a las zonas bajas del glaciar, por lo que las velocidades teóricas más altas, se encontrarán en la línea de equilibrio. La línea de equilibrio desde el punto de vista del balance de masa de un glaciar, corresponde al sector donde el balance es cero (divide zona de acumulación versus la de ablación al final del año hidrológico). A partir de esta línea y en dirección aguas arriba y abajo, la velocidad en general tiende a disminuir, aunque existen muchas variaciones locales del campo de velocidad, dependiendo de la topografía o del tipo de frente glaciar [Paterson, 2001].

Figura 5.1 Modelo de cuña para el flujo de un glaciar, que muestra como la acumulación en la parte alta del glaciar, se transfiere o es equivalente al flujo de hielo, que en un glaciar en equilibrio, es igual a la pérdida de masa en la zona de ablación.

En general, las zonas de acumulación de un glaciar debieran tener componentes de desplazamiento vertical negativo (hundimiento), mientras que en la zona de ablación, los vectores verticales debieran ser positivos (hacia arriba). La topografía en todo caso no necesariamente debiera cambiar en la misma dirección, porque la acumulación y ablación respectiva, compensan estas direcciones vectoriales.

Al analizar una sección glaciar, se pueden visualizar los siguientes tipos de flujo [Paterson, 2001], los que en una importante medida responden a las condiciones térmicas del hielo (Figura 5.2). Estos pueden ser (Figura 5.3):

Deformación interna creeping. El hielo se deforma por su propio peso y en función de la fuerza de gravedad y su temperatura. El desplazamiento máximo se da en superficie y llega a cero en la base, en caso de que se trate de hielo frío (temperatura de la masa de hielo está muy por debajo el punto de fusión, lo que implica que la base del hielo está pegada o soldada a la roca).

Deslizamiento basal sliding. El hielo además de deformarse, se desliza sobre la superficie de roca que lo subyace, debido a la presencia de agua en glaciares cuya temperatura del hielo está cerca del punto de fusión, y por lo tanto sometido a derretimiento (glaciar temperado).

Deformación de sedimentos subglaciales. En algunos glaciares, además de los dos tipos anteriores, puede darse la deformación del material o sedimentos existentes en la base del glaciar (soft-bed versus hard-bed). En estos casos la deformación será diferencial, dependiendo de la cantidad de sedimentos, el nivel de agua de dichos materiales y el espesor del hielo.

Flujo complejo se da en aquellos glaciares cuya condición térmica es politermal, con condiciones térmicas diferenciales según época del año o partes del glaciar [Irvine-Fynn et al., 2011]. En estos casos, la mayor parte de la masa de hielo está muy por debajo el punto de fusión, pero puede haber sectores superficiales, por ejemplo, que alcanzan el punto de fusión en verano y presentan derretimiento, cuya agua resultante puede llegar hasta la base del hielo produciendo deslizamiento basal. Estas condiciones pueden cesar al término del verano y “desacelerar” el hielo por lo que se retorna a condiciones de movimiento sin sliding. En estos casos, es posible que se genere agua de fusión que se vuelve a recongelar en invierno, produciendo el llamado hielo sobre impuesto (superimposed ice), que tradicionalmente está en la zona de la línea de equilibrio glaciar. A la inversa, un glaciar temperado puede experimentar en invierno la penetración de una onda de frío que reduce la temperatura en superficie muy por debajo el punto de fusión eliminando totalmente el derretimiento, onda que puede desaparecer en la medida que las temperaturas de verano así lo permiten.

Figura 5.2 Temperatura y densidad en testigos de hielo. A la izquierda glaciar politermal en Cerro Tapado [Ginot et al., 2006]. Al centro glaciar frio en Cerro Mercedario, [Bolius et al., 2006] y a la derecha glaciar temperado en Glaciar Pío XI de Patagonia [Schwikowski et al., 2013].

En el sentido vertical, las velocidades del hielo presentan variaciones como las descritas en la Figura 5.22, con velocidades máximas en la superficie del hielo, descendiendo hasta llegar a cero en la base de un glaciar frío o en caso de existir deslizamiento basal, hasta un valor que depende del espesor, pendiente, cantidad de agua y temperatura del hielo.

Figura 5.3 Distribución vertical de velocidad para glaciares con distintos mecanismos de flujo (a) sólo deformación interna del hielo; (b) deformación del hielo y deslizamiento basal; (c) deformación del hielo, deslizamiento basal y deformación de sedimentos subglaciales.

En el sentido transversal, las velocidades en general son máximas en el centro, las que disminuyen en forma elíptica hacia las márgenes (Figura 5.23), donde pueden generarse grietas con 45° respecto del flujo principal.

En el sentido longitudinal (Figura 5.23), un glaciar puede alternar condiciones propias de flujo extensivo (aumento de velocidad en la dirección de flujo) con flujo compresivo (disminución de velocidades en la dirección de flujo), lo que puede generar grietas de distinto tipo.

Figura 5.4 Las velocidades de flujo en la transversal (a) se distribuyen siendo mayores en el centro, alejado de los márgenes, se ejemplifica la distribución de velocidades sin deslizamiento basal y con deslizamiento basal “s”, (b) el flujo longitudinal varía de extensivo a compresivo aguas abajo en función de la pendiente y el lecho rocoso.

Foliación:

La foliación es una estructura plana u estratificada que se desarrolla durante el flujo en el hielo de glaciar. Las capas se caracterizan por variaciones en el tamaño de los cristales y en el número de las vesículas de aire. Los glaciares templados poseen tres tipos de hielo: masivo con burbujas, masivo limpio o “azul” y puro con burbujas o “blanco” (ALLEN y otros in PATERSON 1994).

En general, la foliación puede verse en la superficie del área de ablación. Puede observarse en grietas aunque se desarrolla en forma más acentuada en los costados del valle y en el lecho de glacial; en la mayoría de los casos es ahí grosso modo paralela al sustrato rocoso. Lejos de los costados, la foliación intercepta la superficie del glaciar generando arcos, convexos en dirección del flujo. Las capas están fuertemente inclinadas cerca de las paredes del valle, pero cerca de la línea central de ésta se inclinan en dirección glaciar arriba. (La inclinación es el ángulo entre el plano de un rasgo geológico y un plano horizontal). Los glaciares formados por la unión de dos o más tributarios tienen a menudo un sistema de arcos separados, correspondiente a cada tributario, con foliación longitudinal (paralelas a las laderas del valle) junto a los límites entre ellos.

La foliación se genera comúnmente por la deformación de inhomogeneidades preexistentes en el hielo. Las más importantes son las capas sedimentarias inicialmente paralelas a la superficie del hielo, las trazas de grietas inicialmente verticales, las glándulas y los lentes de hielo y los lechos de detritos incorporados al hielo en el fondo o junto a las márgenes. Las capas sedimentarias o estratificación consisten en una alternancia de espesas capas de hielo masivo con burbujas, formadas de la nieve invernal, con lechos delgados de hielo masivo limpio formado a partir del recongelamiento del agua de fusión. Los lechos de detritos, formados cuando la fusión estival concentra lechos de espolvoreamiento eólicos, constituyen a menudos los rasgos más conspicuos de las capas sedimentarias. La estratificación, en cuanto rasgo deposicional, debería distinguirse de la foliación. Esto es difícil en la práctica ya que a veces, en algunos glaciares, la mayor parte de la foliación se origina como capas sedimentarias (HAMBREY in PATERSON 1994).

La foliación se desarrolla por la tensión total a que es sometido el hielo en su movimiento.

El concepto de foliación se emplea, como una forma de distinción entre las zonas de ablación, que posee estas franjas azules, tanto en superficie como en grietas y seracs, de la zona de acumulación, que también las posee pero en profundidad o cubiertas por nieve temporal. Por lo general la foliación se denota a partir del fin de la zona de acumulación.

Pliegues:

Son bastante frecuentes en el hielo de glaciar. Estos incluso se parecen a los de rocas estratificadas.

Ejemplos de plegamiento son comunes en morrenas centrales de glaciares en crecida, como el Malespina; glaciar alaskiano lobular de la costa occidental de Alaska. La estructura consiste en series de pliegues mayores con diseños parecidos a zigzag en cada banda morrénica. Los pliegues se comprimen progresivamente a medida que se aproximan a las márgenes del hielo.

La formación de los pliegues depende de la naturaleza y de la magnitud de las perturbaciones al estado estacionario del glaciar, según el modelo de foliación, la naturaleza del fondo rocoso y de la altura del hielo plegado sobre el fondo. En definitiva los pliegues se producen por cambios en la acumulación o ablación del glaciar, originándose cambios en el espesor del hielo y diferencias de las velocidades de movimiento, con cambios en los modelos de foliación (HUDLESTON in PATERSON 1994) . Gracias a esto, es posible predecir comportamientos catastróficos de glaciares con morrenas centrales plegadas, debido a los cambios bruscos en su balance de masa.

La presencia de este tipo de plegamientos u ondulaciones (loops), es propio de glaciares galopantes (surging glacier), que se caracterizan por presentar ocasional y en algunos casos regularmente, movimientos del hielo con velocidades diez a cien veces por encima de los normales, con un fuerte traspaso de masa desde la zona de acumulación a la de ablación, generando un patrón caótico de grietas y un engrosamiento de la parte afectada. Por lo general este proceso afecta principalmente las partes bajas de los glaciares y se genera por un fuerte incremento del deslizamientom basal (basal sliding) lo que necesariamente se explica tanto porque la base del glaciar tiene la temperatura del punto de fusión, como por la existencia de una gran cantidad de agua de fusión que reduce la fricción basal. Entre surges, la base del glaciar puede estar congelada al sustrato rocoso, reduciendo significativamente el deslizamiento basal (PATERSON, 1994)

RIVERA (et al., 1997) analizaron una hipótesis de glaciar galopante en Patagonia.

Ojivas:

Son bandas alternadas de hielo claro y oscuro extendidas a través de la superficie de algunos glaciares, debajo de las cascadas de hielo. LLIBOUTRY (1956:162) las denomina Chevron.

Tienen forma de arco, con el punto de máxima inflexión apuntando en la dirección del flujo, diseño que refleja la variación en la velocidad a través del glaciar. El ancho obtenido de una banda clara y otra oscura, sucesivas, corresponde ordinariamente a la distancia a que el hielo se mueve en un año (WILSON et al., 2017). Las ojivas aparecen primero al pié de la cascada de hielo como series de ondulaciones en superficie. La amplitud de estas ondas disminuye a medida que se mueven glaciar abajo hasta que permanecen sólo las bandas (PATERSON 1994).

HAEFELI (in PATERSON 1994), estima que las ondulaciones son “ondas de presión”; cada verano, el aumento de las velocidades de deslizamiento en la cascada de hielo ejerce presión sobre el hielo de más abajo formándose una onda.

Esta descripción es importante para dataciones absolutas en los glaciares de valle regenerados como del Monte Tronador, que posee una abrupta rompiente de pendiente entre las zonas da ablación y acumulación de los glaciares Casa Pangue, Verde o Blanco Grande y del Blanco Chico.

Grietas:

Son fracturas tensionales en el hielo. Estas siempre comienzan por una pequeña fisura, que crece en largo y profundidad, al par que se ensancha con el movimiento del glaciar.

• Grietas transversales: se dan en las zonas de acumulación o en las regiones donde el lecho es convexo en glaciares de valle. La presencia de las márgenes incurva estas grietas, dándoles una concavidad hacia abajo. En la zona de alimentación, cóncava, las grietas suelen dibujar más o menos curvas de nivel. En los glaciares de valles rápidos, el movimiento del glaciar consigue luego enderezarlas y hasta darles una concavidad hacia arriba.(LLIBOUTRY 1965).
• Grietas Longitudinales: Se observan en el centro del glaciar. Se producen por la llegada del glaciar a un terreno más plano o convexo en el sentido transversal, generándose tensiones superficiales por retención de las márgenes (VON KLEBELSBERG in LLIBOUTRY 1956:161).

• Grietas marginales y radiales: Cuando el movimiento es compresivo en el centro, la resistencia de las márgenes puede producir un estado de tracción en los lados del glaciar. Se producen grietas marginales, que parten de las márgenes y se internan hacia el centro y hacia arriba, con un ángulo de menos de 45 ° con las márgenes.Cuando el frente se establece en un lugar plano y ancho, suelen existir a la vez grietas marginales y longitudinales. Las grietas irradian del centro del frente en todas las direcciones (grietas radiales).

• Rimaya: Se localiza en la cabecera del glaciar, en el contacto de este con el filo rocoso con pendiente muy fuerte, dejando libre un espacio a veces de varios metros de ancho Esta separación se explica también por el fuerte caudal y apreciable velocidad, debido a la fuerte alimentación en este sector, tanto por las continuas avalanchas como por la gran precipitación nivosa. La Rimaya puede tener hasta 50 metros de profundidad y es visible en casi todos los glaciares, especialmente en verano cuando la cornisa de nieve que la puede cubrir desaparece (LLIBOUTRY 1956).

• Seracs: Son un conjunto de numerosas y complejas grietas, de diversos tamaños y formas, producidas por abruptos cambios de pendiente, formas muy irregulares del fondo, movimiento acelerado del glaciar o frente del mismo, con rompientes y fuerte ablación.

Referencias

Benn, D. I. & Evans, D. J. A. (2010): “Glaciers and Glaciation”. Hodder Education, London. Second edition. 802 pp. ISBN 978-0-340-905791.

Bolius, D., M. Schwikowski, T. Jenk, H.Gäggeler, G. Casassa and A. Rivera (2006): “A first shallow firn core from Glaciar La Ollada on Cerro Mercedario in the Central Argentinian Andes.” Annals of Glaciology, 43(1), 14-22. DOI: 10.3189/172756406781812474.

Ginot, P., C. Kull, U. Schotterer, M. Schwikowski, H. W. Gäggeler. “Glacier mass balance reconstruction by sublimation induced enrichment of chemical species on Cerro Tapado (Chilean Andes)”. Climate of the Past, European Geosciences Union (EGU), 2006, 2 (1), pp.21-30.

Irvine–Fynn, T. D. L., A. J. Hodson, B. J. Moorman, G. Vatne, and A. L. Hubbard (2011), “Polythermal Glacier Hydrology: A review”. Rev. Geophys.,49, RG4002, doi:10.1029/2010RG000350.

LliIboutry, L. (1956) “Nieves y Glaciares de Chile: Fundamentos de Glaciología“. Ediciones de la Universidad de Chile. Santiago, Chile. 471 p.

LLiboutry,L. (1965): “Traité de Glaciologie. Tomo I and II.” Ed.Masson & Cie. Editeurs. Paris, France, 1040p.

Paterson, W. (1994): “The Physics of Glaciers.” Pergamon Press, London.

Paterson, W. (2001) : “The Physics of Glaciers.” Butterworth-Heinemann.

Rivera, A., M. Koppes, C. Bravo, and J. Aravena (2012) : “Little Ice Age advance and retreat of Glaciar Jorge Montt, Chilean Patagonia.” Climate of the Past, 8, 403-414.

Rivera, A., Aravena, J. & Casassa, G. (1997) : “Recent Fluctuations of Glaciar Pío XI, Patagonia: Discussion of a Glacial Surge Hypothesis” Mountain Research and Development, 17(4): 309-322.

Schwikowski, M., Schläppi, M., Santibañez, P., Rivera, A., and Casassa, G. (2013): “Net accumulation rates derived from ice core stable isotope records of Pío XI glacier, Southern Patagonia Icefield”. The Cryosphere, 7, 1635-1644, https://doi.org/10.5194/tc-7-1635-2013.