El flujo glaciar

    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.

Interpretación del flujo glaciar

    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.