Una corriente de hielo es una región de hielo que se mueve rápidamente dentro de una capa de hielo . Es un tipo de glaciar , un cuerpo de hielo que se mueve por su propio peso. [2] Pueden moverse más de 1.000 metros (3.300 pies) por año, y pueden tener hasta 50 kilómetros (31 millas) de ancho y cientos de kilómetros de largo. [3] Suelen tener unos 2 km (1,2 millas) de profundidad en su punto más grueso y constituyen la mayor parte del hielo que abandona la capa. En la Antártida, las corrientes de hielo representan aproximadamente el 90% de la pérdida de masa de la capa por año, y aproximadamente el 50% de la pérdida de masa en Groenlandia. [3]
Las fuerzas de corte provocan la deformación y la recristalización que impulsan el movimiento; este movimiento provoca que se formen valles y bajos topográficos después de que se haya descargado todo el material de la capa de hielo. [3] El sedimento también juega un papel importante en la velocidad del flujo: cuanto más blando y más fácil de deformar sea el sedimento presente, más fácil será que la velocidad del flujo sea mayor. La mayoría de las corrientes de hielo contienen una capa de agua en el fondo, que lubrica el flujo y actúa para aumentar la velocidad. [4]
Las corrientes de hielo se encuentran típicamente en áreas de topografía baja , rodeadas de capas de hielo de topografía más alta y de movimiento más lento. La topografía baja surge como resultado de diversos factores, siendo el más destacado que el agua se acumula en los bajos topográficos. A medida que el agua se acumula, su presencia aumenta el deslizamiento basal y por tanto la velocidad , lo que provoca un aumento del caudal laminar. [3] Otro factor que causa que se encuentren corrientes de hielo en regiones bajas es que el hielo más grueso da como resultado una velocidad más rápida. Cuanto más espesa es una corriente de hielo, mayor es la tensión impulsora en el lecho y, por tanto, mayor es la velocidad. Además de la tensión de conducción, las corrientes de hielo tienen un mejor aislamiento a medida que aumenta el espesor del hielo, debido a que retiene mejor las temperaturas más altas, puede aumentar la tasa de deformación, así como el deslizamiento basal . [3] A medida que aumenta el volumen de una sustancia, requiere más energía por unidad de volumen para elevar su temperatura, una de las razones por las que es tan difícil para los océanos congelarse o evaporarse, el agua también es un mal conductor del calor, por lo que un mayor espesor aumentará no sólo aumenta la cantidad de calor que se puede retener, sino que también hace que se requiera más energía para perder calor.
Además del espesor, el agua y las tensiones, los sedimentos y el lecho rocoso desempeñan un papel clave en la velocidad a la que drenan las corrientes de hielo. Si el sedimento subyacente es demasiado poroso , lo que permite que se filtre demasiada agua y, por lo tanto, se satura , será incapaz de soportar la tensión de corte que la corriente de hielo ejerce sobre el lecho. El mejor tipo de sedimento para aumentar la velocidad de drenaje es el sedimento blando y deformable, que permite que la corriente de hielo fluya sobre la combinación de sedimento y labranza , al tiempo que resiste la tensión de corte . [3] Si la superficie subyacente es un lecho de roca y no está hecha de sedimentos, la velocidad disminuirá. El lecho de roca actúa para frenar la corriente de hielo mientras la corta y deforma. La velocidad del flujo de la corriente de hielo no es del todo constante, pero en escalas de tiempo cortas, de días a semanas, se puede tratar como tal, sin embargo, en escalas largas, es variable, dependiendo de cómo se modifiquen las condiciones de espesor, temperatura, acumulación de agua. , tensiones y material base han cambiado. [2]
La capa de hielo de la Antártida es drenada al mar por varias corrientes de hielo. El más grande de la Antártida Oriental es el glaciar Lambert . En la Antártida occidental , los grandes glaciares Pine Island y Thwaites son actualmente los que están más desequilibrados, con una pérdida de masa neta total de 85 gigatoneladas (84 mil millones de toneladas largas; 94 mil millones de toneladas cortas) por año medida en 2006. [5]
La Antártida tiene muchas corrientes de hielo que transportan miles de millones de toneladas de hielo al mar al año. Los arroyos Pine Island y Thwaites tienen la mayor cantidad de descarga neta en la Antártida occidental, mientras que el glaciar Lambert lidera la descarga neta en la Antártida oriental . [6] El ritmo al que la capa de hielo de la Antártida está perdiendo masa se está acelerando [7] y la aceleración pasada y actual de las corrientes de hielo y los glaciares de salida se considera una causa importante, si no la dominante, de este reciente desequilibrio. [5] Las corrientes de hielo tienen serias implicaciones para el aumento del nivel del mar , ya que a través de ellas se pierde el 90% de la masa de hielo de la Antártida. [2]
Si bien la Antártida Oriental es generalmente estable, la pérdida de hielo en la Antártida Occidental ha aumentado un 59% en los últimos 10 años y un 140% en la Península Antártica . [2] Las corrientes de hielo controlan gran parte del presupuesto de masa de la capa de hielo , ya que dictan la cantidad de descarga que se desprende de una capa de hielo. [6] Las características geomórficas, como las depresiones batimétricas , indican dónde se extendieron las corrientes de paleohielo en la Antártida durante el Último Máximo Glacial (LGM). [8] El análisis de los accidentes geográficos diagnósticos de las corrientes de paleohielo reveló una asincronicidad considerable en las historias de retirada de las corrientes de hielo individuales. [8] Esta noción es importante al considerar cómo la geomorfología subyacente de las corrientes de hielo controla a qué velocidad y cómo se retiran. Además, esto refuerza la importancia de factores internos como las características del lecho , la pendiente y el tamaño de la cuenca de drenaje para determinar la dinámica de las corrientes de hielo. [8]
Las corrientes de hielo que drenan la capa de hielo de Groenlandia hacia el mar incluyen el glaciar Helheim , el glaciar Jakobshavn Isbræ y el glaciar Kangerdlugssuaq . Con una superficie significativamente mayor derretida, solo el 50% de la masa de hielo se pierde a través de corrientes de hielo en Groenlandia, pero siguen siendo uno de los principales modos de pérdida de hielo. [2] la corriente de hielo del noreste de Groenlandia , de 600 km (370 millas) de largo, drena aproximadamente el 12% de toda la capa de hielo a través de tres glaciares de salida. [9] A principios del Holoceno, el sistema de corrientes de hielo del noreste de Groenlandia se adentró mucho más en el interior de Groenlandia en comparación con la actualidad. [10]
La corriente de hielo del noreste de Groenlandia se comporta de manera similar a las corrientes de hielo de Ross de la Antártida occidental, con un flujo rápido y un lecho débil con bajas tensiones de conducción. La tensión de corte basal equilibra la tensión de conducción durante varios cientos de kilómetros en el centro de la corriente de hielo. Más arriba, el inicio de la corriente de hielo (establecido al observar los datos de velocidad) es causado por un lecho débil . [11]
Las corrientes de hielo también pueden ocurrir en campos de hielo que son significativamente más pequeños que las capas de hielo de la Antártida y Groenlandia. [12] En la región patagónica del sur de América del Sur hay tres campos de hielo principales: el campo de hielo Patagónico Norte, el campo de hielo Patagónico Sur y el campo de hielo Cordillera Darwin, todos los cuales exhiben corrientes de hielo. [12]
Las corrientes de hielo también son importantes para la dinámica de las capas de hielo de los campos de hielo de Islandia. [13] En Islandia, las áreas con crestas reticuladas, morrenas nervadas y zonas de flujo troncocónico no han demostrado ningún control sobre la dirección y magnitud de las corrientes de hielo. [13]
Las corrientes de hielo tienen diversos impactos en el evento circundante. El más obvio es el desarrollo de grandes valles y bajas topográficas después de que una corriente de hielo ha sido completamente drenada de la propia capa de hielo. Los bajos topográficos se forman por la erosión glacial a medida que la corriente excava el material subyacente, erosionándolo y empujando sedimentos hacia el agua debajo de la corriente de hielo y a través del sistema de drenaje. Estas áreas topográficas bajas pueden tener hasta unos pocos kilómetros de profundidad y hasta cientos de kilómetros de longitud. [2] Las regiones bajas resultantes actúan como un nuevo sistema de drenaje para la capa de hielo, ya que permite que aumente el movimiento de material a través de la parte baja topográfica, ya que la corriente ha abandonado la capa de hielo. [3]
Otro problema surge de la descarga de la lámina a través de corrientes de hielo, que puede ser uno de los muchos factores que provocan el colapso de la lámina en pequeñas etapas. Además de este colapso, las corrientes de hielo también actúan para aumentar el nivel global del mar . [14] A medida que las corrientes de hielo drenan hacia el océano circundante, esto no sólo aumenta el nivel del mar debido al desplazamiento de la escorrentía de hielo, sino también al aumentar el contenido volumétrico de los propios océanos, pero esto es casi insignificante. [14] A medida que las corrientes de hielo disminuyen de tamaño, la presión que ejercen sobre las características circundantes, como los glaciares, se reduce, lo que permite que el glaciar que alimenta el mar se acelere y se descargue más rápidamente, aumentando el nivel del mar. [14] Este aumento del nivel del mar afecta tanto a la topografía como a la batimetría en las regiones directamente afectadas por la corriente de hielo en cuestión. Como resultado de este aumento del nivel del mar, aunque lento y casi diminuto en escalas cortas pero grande en escalas más largas, el paisaje se verá alterado. El aumento del nivel del mar erosionará la capa circundante y provocará erosión y deformación de la propia capa, alterando así el paisaje y la morfología.