Una corriente de hielo es una región de hielo que se mueve rápidamente dentro de una capa de hielo . Es un tipo de glaciar , una masa de hielo que se mueve por su propio peso. [2] Pueden moverse más de 1000 metros (3300 pies) al 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 sale de 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 cizallamiento provocan deformaciones y recristalizaciones que impulsan el movimiento, que luego provoca la formación de depresiones y valles topográficos después de que se haya descargado todo el material de la capa de hielo. [3] Los sedimentos también desempeñan un papel importante en la velocidad del flujo; cuanto más blandos y fáciles de deformar sean los sedimentos presentes, 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 baja topografía , rodeadas de capas de hielo de topografía más alta y de movimiento más lento. La baja topografía surge como resultado de varios factores, el más destacado es que el agua se acumula en las bajas topografías. A medida que el agua se acumula, su presencia aumenta el deslizamiento basal y, por lo tanto , la velocidad , lo que provoca un aumento en la descarga de la capa. [3] Otro factor que hace que las corrientes de hielo se encuentren en regiones bajas es que el hielo más grueso da como resultado una velocidad más rápida. Cuanto más gruesa es una corriente de hielo, mayor es la tensión impulsora en el lecho y, por lo tanto, mayor es la velocidad. Además de la tensión impulsora, 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, que es una de las razones por las que es tan difícil que los océanos se congelen o evaporen. El agua también es un mal conductor del calor, por lo que un mayor espesor no sólo aumentará la cantidad de calor que se puede retener, sino que también hará que se requiera más energía para perder calor.
Además del espesor, el agua y las tensiones, el sedimento y el lecho rocoso desempeñan un papel fundamental en la velocidad a la que se drenan las corrientes de hielo. Si el sedimento subyacente es demasiado poroso , lo que permite que se filtre demasiada agua en él y, por lo tanto, se sature , 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 till , al mismo tiempo que resiste la tensión de corte . [3] Si la superficie subyacente es un lecho rocoso y no está hecha de sedimentos, la velocidad disminuirá. El lecho rocoso actúa para frenar la corriente de hielo a medida que la incide y la deforma. La velocidad de flujo de la corriente de hielo no es completamente constante, pero en escalas de tiempo cortas de días a semanas, puede tratarse como tal; sin embargo, en escalas largas, es variable, dependiendo de cómo hayan cambiado las condiciones de espesor, temperatura, acumulación de agua, tensiones y material de base. [2]
La capa de hielo de la Antártida se drena hacia el mar a través de varias corrientes de hielo. La más grande en la Antártida oriental es el glaciar Lambert . En la Antártida occidental, los grandes glaciares Pine Island y Thwaites son actualmente los más desequilibrados, con una pérdida neta total de masa 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 llevan miles de millones de toneladas de hielo al mar cada año. Las corrientes de Pine Island y Thwaites tienen la mayor cantidad de descarga neta en la Antártida occidental, mientras que el glaciar Lambert lidera la lista en la Antártida oriental . [6] La tasa a la que la capa de hielo antártica 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 principal, de este desequilibrio reciente. [5] Las corrientes de hielo tienen serias implicaciones para el aumento del nivel del mar , ya que el 90% de la masa de hielo de la Antártida se pierde a través de ellas. [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 geomorfológicas, como los canales batimétricos, indican dónde se extendieron las corrientes de paleohielo en la Antártida durante el Último Máximo Glacial (LGM). [8] El análisis de las formas del terreno que diagnostican las corrientes de paleohielo reveló una asincronicidad considerable en las historias de retroceso de las corrientes de hielo individuales. [8] Esta noción es importante cuando se considera cómo la geomorfología subyacente de las corrientes de hielo controla a qué ritmo y cómo se retiran. Además, esto refuerza la importancia de los 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 un derretimiento superficial significativamente mayor, solo el 50% de la masa de hielo se pierde a través de las corrientes de hielo en Groenlandia, pero aún son uno de los modos principales de pérdida de hielo. [2] La corriente de hielo del noreste de Groenlandia , de 600 km (370 mi) 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 adentraba 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 en la Antártida occidental, con un flujo rápido y un lecho débil con tensiones impulsoras bajas. La tensión cortante basal equilibra la tensión impulsora durante varios cientos de kilómetros en el centro de la corriente de hielo. Más arriba, la iniciación de la corriente de hielo (establecida al observar los datos de velocidad) es causada 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 Sudamérica hay tres campos de hielo principales: el Campo de Hielo Patagónico Norte, el Campo de Hielo Patagónico Sur y el Campo de Hielo de la Cordillera Darwin, que 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 acanaladas y zonas de flujo troncal no han demostrado tener 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 depresiones topográficas y valles después de que una corriente de hielo se haya drenado completamente de la propia capa de hielo. Las depresiones topográficas se forman por la erosión glacial a medida que la corriente talla a través del 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 permiten que el movimiento de material a través de las depresiones topográficas aumente, ya que la corriente ha abandonado la capa. [3]
Otro problema surge de la descarga de la capa a través de corrientes de hielo, que puede ser uno de los muchos factores que causan el colapso de la capa en una etapa pequeña. 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 en el océano circundante, no solo esto 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 en tamaño, la presión que ejercen sobre las características circundantes como los glaciares se reduce, lo que permite que el glaciar que alimenta el mar acelere y 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 minúsculo en escalas cortas pero grande en escalas más largas, el paisaje se alterará. 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.