Echilibrul de masă și variațiile de temperatură ale unui ghețar sunt determinate parțial de energia termică primită sau pierdută în mediul extern - un schimb care are loc aproape în totalitate la suprafața superioară. Căldura este primită de la radiația solară cu lungime de undă scurtă, radiația de lungime de undă lungă de la nori sau vapori de apă, transferul turbulent din aerul cald, conducerea în sus din straturile inferioare mai calde și căldura degajată de condensarea roua sau bruma sau de înghețarea lichidului apă. Căldura se pierde prin radiații cu lungime de undă lungă, transfer turbulent în aer mai rece, căldura necesară evaporării, sublimării sau topirii gheții și conducerii în jos către straturile inferioare.

În regiunile temperate, radiația solară este în mod normal cea mai mare sursă de căldură (deși o mare parte din radiația de intrare este reflectată de pe o suprafață de zăpadă), iar cea mai mare parte a pierderilor de căldură se îndreaptă către topirea gheții. Este incorect să ne gândim la topirea zăpezii sau a gheții ca fiind direct legată de temperatura aerului; structura vântului, vârtejurile turbulente de lângă suprafață, determină cea mai mare parte a transferului de căldură din atmosferă. În regiunile polare, căldura se obține în principal din radiația solară primită și se pierde prin radiația cu lungime de undă lungă, dar conducerea căldurii din straturile inferioare și transferul turbulent de căldură către sau din aer sunt de asemenea implicate.

Fluxul ghețarului

ghețar

În zona de acumulare, soldul de masă este pozitiv an de an. Aici ghețarul ar deveni din ce în ce mai gros dacă nu ar fi fluxul compensator de gheață departe de zonă (vezi video). Acest flux furnizează masă zonei de ablație, compensând pierderea continuă de gheață acolo.

Debitul ghețarului este o simplă consecință a greutății și a proprietăților de fluaj ale gheții. Supusă unei tensiuni de forfecare în timp, gheața va suferi fluare sau deformare plastică. Rata de deformare plastică sub tensiune de forfecare constantă este inițial mare, dar se reduce până la o valoare constantă. Dacă această valoare constantă, viteza de deformare forfecare, este reprezentată grafic împotriva tensiunii pentru multe valori diferite ale tensiunii aplicate, va rezulta un grafic curbat. Curba ilustrează ceea ce este cunoscut sub numele de legea debitului sau legea constitutivă a gheții: rata de deformare de forfecare este aproximativ proporțională cu cubul de tensiune de forfecare. Adesea numită legea fluxului Glen de către glaciologi, această lege constitutivă stă la baza tuturor analizelor fluxului de straturi de gheață și ghețari.

Deoarece gheața tinde să se acumuleze în zona de acumulare a unui ghețar, se dezvoltă o pantă de suprafață către zona de ablație. Această pantă și greutatea gheții induc o tensiune de forfecare în toată masa. Într-un caz cu geometrie simplă, tensiunea de forfecare poate fi dată de următoarea formulă:

unde τ este tensiunea de forfecare, ρ densitatea gheții, h grosimea gheții și α panta de suprafață. Fiecare element de gheață se deformează în funcție de mărimea tensiunii de forfecare, determinată de (4), la o rată determinată de legea fluxului Glen, menționată mai sus. Prin adăugarea sau integrarea deformării de forfecare a fiecărui element de-a lungul grosimii ghețarului, se poate produce un profil de viteză. Se poate da expresie numerică ca:

unde u1 este viteza suprafeței cauzată de deformarea internă și k1 o constantă care implică proprietățile și geometria gheții. În acest caz simplu, viteza este aproximativ proporțională cu a patra putere de adâncime (h 4). Prin urmare, dacă grosimea unui ghețar este doar ușor modificată de modificările bilanțului net de masă, vor exista mari schimbări în debit.

Ghețarii care se află la temperatura de topire la bază pot aluneca, de asemenea, pe pat. Două mecanisme funcționează pentru a permite alunecarea peste un pat dur. În primul rând, protuberanțele mici de pe pat determină concentrații de stres în gheață, o cantitate crescută de flux de plastic și curenți de gheață în jurul protuberanțelor. În al doilea rând, gheața din partea amonte a protuberanțelor este supusă unei presiuni mai mari, care scade temperatura de topire și determină topirea unei părți din gheață; în partea din aval, inversul este adevărat și apa de topire înghețează. Acest proces, denumit regelare, este controlat de viteza la care căldura poate fi condusă prin denivelări. Primul proces este cel mai eficient cu butoane mari, iar al doilea proces este cel mai eficient cu umflături mici. Împreună, aceste două procese produc alunecarea la pat. Cavitățile umplute cu apă se pot forma în raza butoanelor de roci, complicând și mai mult procesul. În plus, studiile au arătat că alunecarea variază pe măsură ce presiunea bazală a apei sau cantitatea se modifică. Deși procesul de alunecare a ghețarului peste roca de bază este înțeles într-un mod general, niciuna dintre mai multe teorii detaliate nu a fost confirmată prin observarea pe teren. Această problemă este în mare parte nerezolvată.

O formulă obișnuită pentru calcularea vitezei de alunecare este:

unde u2 este viteza de alunecare la bază, pi și pa sunt presiunea gheții și presiunea apei la baza gheții, iar k2 este o altă constantă care implică o măsură a rugozității patului. Fluxul total al unui ghețar poate fi astfel dat de suma ecuațiilor (5) și (6), u1 și u2. Suma totală ar fi o aproximare, deoarece formulele ignoră modificările longitudinale ale vitezei și grosimii și a altor influențe complicate, dar s-a dovedit a fi utilă în analiza situațiilor variind de la ghețari mici de munte până la straturi de gheață uriașe.

Alte studii au sugerat că mulți ghețari și foi de gheață nu alunecă pe un pat rigid, ci „călăresc” pe un strat deformant de sediment încărcat cu apă. Acest fenomen este dificil de analizat, deoarece stratul de sediment poate fi mai gros sau mai subțire și, prin urmare, proprietățile sale se pot schimba, în funcție de istoricul deformării. De fapt, procesul poate duce la un comportament instabil, aproape haotic, în timp. Unele cursuri de gheață din Antarctica de Vest par să fi manifestat un comportament atât de nesigur.

Răspunsul ghețarilor la schimbările climatice

Relația ghețarilor și a plăcilor de gheață cu fluctuațiile climatice este secvențială. Mediul climatic sau meteorologic general determină procesele locale de masă și schimb de căldură la suprafața ghețarului, iar acestea la rândul lor determină echilibrul net de masă al ghețarului. Modificările bilanțului net de masă produc un răspuns dinamic - adică modificări ale ratei fluxului de gheață. Răspunsul dinamic determină o înaintare sau retragere a capătului terminal, care poate produce dovezi durabile ale schimbării marginii ghețarului. Dacă clima locală se schimbă către rate crescute de zăpadă în timpul iernii, soldul net de masă devine mai pozitiv, ceea ce echivalează cu o creștere a grosimii gheții. Rata debitului ghețarilor depinde de grosime, astfel încât o ușoară creștere a grosimii produce o creștere mai mare a fluxului de gheață. Această creștere locală a grosimii și a debitului se propagă în josul ghețarului, luând o perioadă de timp finită. Când schimbarea ajunge la capăt, face ca marginea ghețarului să se extindă mai departe în aval. Rezultatul este cunoscut ca o fluctuație a ghețarului - în acest caz un avans - și încorporează suma tuturor modificărilor care au avut loc în sus-ghețar în timpul pe care le-a luat propagarea până la capăt.

Cu toate acestea, procesul nu poate fi urmărit înapoi cu siguranță. Un avans pe ghețar poate fi, probabil, legat de o perioadă de echilibru de masă pozitiv, dar este dificil să se constate cauza meteorologică, deoarece fie creșterea zăpezii sau scăderea topirii poate produce un bilanț de masă pozitiv.

Răspunsul dinamic al ghețarilor la modificările echilibrului masei poate fi calculat în mai multe moduri. Deși ecuațiile complete, tridimensionale pentru curgerea ghețarilor sunt dificil de rezolvat pentru schimbări în timp, efectul unei mici schimbări sau perturbări în climă poate fi analizat cu ușurință. O astfel de analiză implică teoria undelor cinematice, care sunt asemănătoare impulsurilor mici din sistemele de curgere unidimensionale, cum ar fi inundațiile din râuri sau automobilele de pe un drum aglomerat. Timpul necesar ghețarului pentru a răspunde pe toată lungimea sa la o schimbare a echilibrului de masă de suprafață este dat aproximativ ca raportul dintre grosimea gheții și echilibrul de masă (negativ) la capăt. Scara de timp pentru ghețarii montani este de obicei de ordinul a 10 până la 100 de ani - deși pentru ghețarii groși sau cei cu rate de ablație scăzute poate fi mult mai lungă. Plăcile de gheață au în mod normal scale de timp cu câteva ordine de mărime mai lungi.

Ghețarii și nivelul mării

Nivelul mării crește în prezent cu aproximativ 1,8 milimetri (0,07 inch) pe an. Între 0,3 și 0,7 milimetri (0,01 până la 0,03 inch) pe an a fost atribuită expansiunii termice a apei oceanului, iar cea mai mare parte a restului se crede că este cauzată de topirea ghețarilor și a straturilor de gheață pe uscat. Există îngrijorarea că rata creșterii nivelului mării ar putea crește semnificativ în viitor din cauza încălzirii globale. Din păcate, starea echilibrului de masă al gheții de pe Pământ este puțin cunoscută, astfel încât contribuția exactă a diferitelor mase de gheață la creșterea nivelului mării este dificil de analizat. Se crede că ghețarii montani (mici) din lume contribuie la creșterea de 0,2 până la 0,4 milimetri (0,01 până la 0,02 țoli) pe an. Cu toate acestea, se crede că stratul de gheață din Groenlanda este aproape de echilibru, statutul stratului de gheață din Antarctica este incert și, deși rafturile de gheață plutitoare și ghețarii pot fi într-o stare de echilibru negativ, topirea gheții plutitoare nu ar trebui să provoace nivelul să crească, iar porțiunile împământate ale stratelor de gheață par să crească. Astfel, cauza creșterii nivelului mării nu este încă bine înțeleasă.