Corriente de hielo

Una corriente de hielo es una región de hielo de rápido movimiento dentro de una capa de hielo . Es un tipo de glaciar , una masa de hielo que se mueve por su propio peso. ^{[ 2 ]} Pueden desplazarse más de 1000 metros (3300 pies) al año y alcanzar 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 se desprende de la capa. En la Antártida, las corrientes de hielo representan aproximadamente el 90 % de la pérdida de masa anual de la capa, y aproximadamente el 50 % de la pérdida de masa en Groenlandia. ^{[ 3 ]}    

Las fuerzas de cizallamiento provocan deformación y recristalización, lo que impulsa el movimiento. Este movimiento, a su vez, genera depresiones y valles topográficos una vez que se ha descargado todo el material de la capa de hielo. ^{[ 3 ]} El sedimento también desempeña un papel importante en la velocidad del flujo; cuanto más blando y fácilmente deformable sea el sedimento presente, mayor será la velocidad del flujo. La mayoría de las corrientes de hielo contienen una capa de agua en el fondo, que lubrica el flujo y contribuye a aumentar la velocidad. ^{[ 4 ]}

Las corrientes de hielo se encuentran típicamente en áreas de topografía baja , rodeadas de capas de hielo de movimiento más lento y topografía más alta. La topografía baja surge como resultado de varios factores, el más importante es que el agua se acumula en las zonas bajas de la topografía. 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 resulta en una mayor velocidad. Cuanto más grueso 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 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 para los océanos congelarse o evaporarse. El agua también es un mal conductor del calor, por lo que un mayor grosor no solo aumentará la cantidad de calor que se puede retener, sino que también requerirá más energía para disipar el calor.

Además del espesor, el agua y las tensiones, el sedimento y el lecho rocoso desempeñan un papel fundamental en la velocidad de drenaje de las corrientes de hielo. Si el sedimento subyacente es demasiado poroso , permitiendo que se filtre demasiada agua y, por lo tanto, se sature , será incapaz de soportar la tensión cortante 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 , a la vez que soporta la tensión cortante . ^{[ 3 ]} Si la superficie subyacente es lecho rocoso y no está compuesta de sedimentos, la velocidad disminuirá. El lecho rocoso actúa para ralentizar la corriente de hielo al incidirla y deformarla. 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 base. ^{[ 2 ]}

La capa de hielo antártica es drenada hacia el mar por 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 que presentan mayor desequilibrio, 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 posee numerosas corrientes de hielo que transportan miles de millones de toneladas de hielo al mar cada año. Las corrientes de Pine Island y Thwaites presentan el mayor caudal neto en la Antártida occidental, mientras que el glaciar Lambert lidera el flujo en la Antártida oriental . ^{[ 6 ]} La tasa de pérdida de masa de la capa de hielo antártica se está acelerando ^{[ 7 ]} y se considera que la aceleración pasada y actual de las corrientes de hielo y los glaciares de salida es una causa significativa, si no la principal, de este reciente desequilibrio. ^{[ 5 ]} Las corrientes de hielo tienen graves 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 balance de masa de la capa de hielo , ya que determinan la cantidad de descarga que se desprende de ella. ^{[ 6 ]} Las características geomorfológicas, como las depresiones batimétricas , indican dónde se extendieron las paleocorrientes de hielo en la Antártida durante el Último Máximo Glacial (UMG). ^{[ 8 ]} El análisis de las formas del relieve diagnósticas de paleocorrientes de hielo reveló una considerable asincronía en las historias de retroceso 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 retroceden. 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 un deshielo superficial significativamente mayor, 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 , con 600 km (370 mi) de longitud, 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 extendía mucho más hacia 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 bajas tensiones impulsoras. La tensión cortante basal equilibra la tensión impulsora durante varios cientos de kilómetros en el centro de la corriente de hielo. Más arriba, el inicio de la corriente de hielo (establecido a partir de datos de velocidad) se debe a un lecho débil . ^{[ 11 ]}

También pueden producirse corrientes de hielo en campos de hielo significativamente más pequeños que las capas de hielo de la Antártida y Groenlandia. ^{[ 12 ]} En la región patagónica del sur de Sudamérica existen 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, todos los cuales presentan corrientes de hielo. ^{[ 12 ]}

Las corrientes de hielo también son importantes para la dinámica de la capa de hielo de los campos de hielo de Islandia. ^{[ 13 ]} En Islandia, las áreas con crestas reticuladas, morrenas acanaladas y zonas de flujo de tronco no han demostrado controlar la dirección y magnitud de las corrientes de hielo. ^{[ 13 ]}

Las corrientes de hielo tienen diversos impactos en el entorno circundante. El más evidente es el desarrollo de grandes depresiones y valles topográficos después de que una corriente de hielo se haya drenado por completo de la capa de hielo. Estas depresiones se forman por la erosión glacial a medida que la corriente atraviesa el material subyacente, erosionándolo y empujando sedimentos hacia el agua que se encuentra debajo de la corriente de hielo y a través del sistema de drenaje. Estas áreas de baja altitud 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 aumente el movimiento de material a través de las depresiones topográficas, dado que la corriente se ha separado de 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 de hielo de pequeña etapa. 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, esto no solo aumenta el nivel del mar debido al desplazamiento de la escorrentía de hielo, sino también al aumentar el contenido volumétrico de los océanos mismos, 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 descargue más rápidamente, elevando el nivel del mar. ^{[ 14 ]} Este aumento en el nivel del mar afecta tanto la topografía como la batimetría en las regiones directamente afectadas por la corriente de hielo en cuestión. Como resultado de este aumento en el nivel del mar, aunque lento y casi minúsculo en escalas cortas pero grande en escalas más largas, el paisaje se verá alterado. El aumento del nivel del mar erosionará la capa de hielo circundante y provocará la erosión y deformación de la propia capa, alterando así el paisaje y la morfología.

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