Conceptos Glaciológicos Básicos

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Glaciología:

Es una disciplina de ciencias de la tierra, preocupada de los múltiples fenómenos actuales y de edad geológica, relacionados con la extensión, distribución, causas, características, procesos, dinámicas, clasificaciones e implicancias del agua en estado sólido,  en todas las  manifestaciones que  puede presentarse en la naturaleza (glaciares, hielo, nieve, granizo, neviza, etc). Esto incluye el hielo existente en suelos, nubes, océanos, lagos, ríos y en otros planetas del sistema solar.

Glaciar: 

Una de las definiciones más aceptadas es de LLIBOUTRY (1956:115), quién define Glaciar, "como toda masa de hielo perenne, formada por acumulación de nieve, cualquiera sean sus dimensiones y formas". Este fluye lentamente por deformación, deslizamiento basal y deslizamiento de sedimentos subglaciales. 

Considerando lo señalado por POST (in MARANGUNIC 1979:9), la definición exacta se complica porque: 

1. Incluso la nieve invernal o estacional muestra propiedades de flujo

2. Pueden existir masas de hielo perenne de dimensiones importantes, pero que no evidencian propiedades de flujo

3. Glaciares anteriormente activos pueden estancarse y cesan de mostrar evidencias de flujo

4. Acumulaciones de hielo perenne alimentado por avalanchas desde glaciares activos colgantes, frecuentemente muestran poco movimiento. 

""Para más definiciones de Glaciar ver aquí""

Diagénesis:

Es el proceso de transformación de la nieve depositada e implica los cambios producidos por apisonamiento de la misma, por sucesivos estratos de acumulación, que por mayor peso, favorecen las modificaciones físicas de los cristales de nieve, agrupándolos, aumentando la densidad de los granos constituyentes, pasando de una textura suave y esponjosa, propia de la nieve fresca, a una granular y cada vez más dura. Este apisonamiento, se traduce en  la pérdida de burbujas de aire insertas en la nieve, lo que favorece su compactación y transformación en neviza. 

Neviza, firn o névé:

Se caracteriza por un estado intermedio  en la transformación de la nieve a hielo. Se constituye por los granos agrupados con densidad cercana a 600 Kg m³, de textura granular, aún con burbujas de aire y color más traslucido que la nieve, de color blanco. 

Hielo:

Se define como moléculas de agua en estado sólido, con densidades superiores a 800 kg m³, la cual puede variar por las impurezas existentes, la característica de la diagénesis sufrida y el tiempo transcurrido desde la depositación de la nieve. La densidad del hielo puro es de 910 kg m³, lo que implica el bloque de hielo sin impurezas, azul cristalino. La neviza se diferencia del hielo cuando el paso del aire entre los granos queda completamente interrumpido. Así en el hielo de glaciar, el aire se presenta a modo de vesículas y todo incremento en la densidad resulta de la compresión de éstas. 

La porosidad fluctúa de un 99 % en la nieve fresca a 3 % en el hielo de densidad cercana a 800 kg m³, esta reducción progresiva indica los cambios en la circulación del aire y agua, entre las partículas de hielo.

En términos cristalográficos, todo hielo independiente de su origen y su aspecto físico, tiene la misma estructura cristalográfica, es decir, la misma configuración geométrica de los átomos de Oxígeno y de Hidrógeno que lo constituyen. Lo que varía es el tamaño del cristal, que puede ir de microscópico a métrico, en el hielo puro, (LLIBOUTRY 1965). El proceso de Diagénesis reseñado hasta aquí, se ve favorecido en los glaciares temperados  por la continua recongelación. Esta se define como la nieve o hielo que funde durante el día, percolando en los estratos subyacentes, infiltrándose en los poros, expulsando el aire intercalado y volviendo a congelar por descenso de la temperatura en la noche. Esta recongelación forma lentes de hielo, intercalados en la neviza de las temporadas anteriores, favoreciendo y acelerando el proceso de transformación de la nieve en hielo. Para que la recongelación pueda actuar, el glaciar debe ser temperado, esto es que su temperatura debe estar a punto de fusión en toda su masa, según la presión a que esté sometido.(ver clasificación de glaciares según estado físico).

Otros mecanismos de diagénesis son la sublimación y la deformación plástica. 

Zonas y principales líneas de un glaciar:

Todos los fenómenos de transformación de la nieve a hielo, tiene velocidades diferenciales y comportamientos característicos, dependiendo de su posición dentro del glaciar y del tipo que se trate. Así es necesario distinguir las facies o zonas de un glaciar, según una caracterización geofísica, que ha sido extraída íntegramente de PATERSON (1994). 

Se pasa a describir las zonas desde la cabecera de un glaciar. Se debe considerar que muy pocos glaciares muestran toda la secuencia y que los límites pueden variar de un año para otro, de acuerdo a las condiciones térmicas a que esté sometido. 

Dentro de la zona de acumulación se distinguen: 

1. Zona de nieve seca. En la cual no hay fusión ni siquiera en verano. El límite entre esta zona y la siguiente se denomina línea de nieve seca. Esta es muy difícil de encontrar en los glaciares de Chile centro Sur, no así en los del Norte de Chile. 

2. Zona de percolación. En ella ocurre cierta fusión de superficie. El agua puede percolar en la nieve hasta alguna profundidad a temperaturas bajo 0 °C. antes de recongelar. Si el agua encuentra una capa relativamente impermeable, puede esparcirse lateralmente en alguna distancia. Al recongelar se forma una capa de hielo o una lente de hielo. Los conductos verticales de agua también recongelan cuando el suministro de agua es cortado, formándose estructuras tabulares llamadas glándulas de hielo. Como la congelación de un Kg de agua libera suficiente calor como para elevar la temperatura de 160 Kg de nieve en 1 ° C, la congelación del agua de fusión es el factor más importante en el calentamiento de la nieve. A medida que avanza el verano, el punto de fusión alcanza capas de nieve sucesivamente más profundas. La cantidad de agua de fusión producida durante un verano aumenta en general con la disminución de la altitud. Así, avanzando glaciar abajo, eventualmente se alcanza un punto donde, a fines del verano, toda la nieve depositada desde el término del verano anterior, ha sido llevada a la temperatura de fusión. Este punto es la línea de nieve húmeda, que la separa del área siguiente. 

3. Zona de nieve húmeda. En esta zona, hacia fines del verano, toda la nieve depositada desde el término del verano anterior ha sido llevada a 0 ° C. Algo de agua de fusión percola también en las capas más profundas depositadas en años anteriores, aunque no necesariamente en cantidad tal como para elevar la temperatura de esas capas hasta 0° C. La percolación hasta éstas puede ocurrir también en la parte más baja de la zona de percolación. Es importante determinar dónde esto sucede porque los registros de balance de masa no pueden restringirse a la capa del año en curso. 

4. Zona de hielo sobreimpuesto. En las zonas de percolación y de nieve húmeda el material consiste en capas de hielo, lentes y glándulas, separadas por capas y masas de nieve y névé. A menores altitudes, sin embargo, se produce tal cantidad de agua de fusión que las capas de hielo se unen en una masa continua. Este es el hielo sobreimpuesto. El término " zona de hielo sobreimpuesto " se restringe a la región donde hay un incremento anual de hielo sobreimpuesto aflorando a la superficie. Hielo sobreimpuesto se forma asimismo en la parte baja de la zona humedecida; aunque ahí se halla sepultado bajo el névé. El límite entre las zonas de nieve húmeda y de hielo sobreimpuesto se denomina Línea de nieve. Ha sido llamado línea de névé, borde de névé y línea anual de nieve. Su ubicación se determina fácilmente: es el límite entre névé y hielo en la superficie del glaciar en la superficie del glaciar a fines de la estación de fusión. El límite inferior de la zona de hielo sobreimpuesto se define como línea de equilibrio. Es importante esta línea en el estudio del balance glacial. Sobre ella, el glaciar mantiene una neta ganancia de masa durante el año. Bajo ella hay una clara pérdida. Algo de hielo sobreimpuesto se forma bajo la línea de equilibrio, pero se pierde a fines del verano. 

Bajo esta línea se encuentra la zona de ablación, que da inicio al proceso generalizado de fusión, constituyendo las lenguas glaciares, con grietas y otras manifestaciones típicas fácilmente distinguibles.

Línea de nieve persistente:

Es  una línea en la superficie de la tierra, interceptada por una superficie hipotética, en que la ablación es balanceada con la precipitación nivosa. Esta aparece desigual e irregular, por diferencias locales de precipitación, pendiente, exposición, etc. 

Línea de nieves "Orográfica":

Es formada  por las conexiones de los límites más bajos de la línea de nieves. Esta línea representa la menor altura a la que puede llegar la nieve sin fundir, gracias al resguardo que le brinda el relieve. 

Línea de nieves persistentes regional:

Es definida como una línea hipotética que excluye las irregularidades causadas por la topografía y generada como un promedio aproximado de la altitud de la línea de nieve  de una larga serie de glaciares de  una región determinada. 

Balance de masa:

El balance de masa se define por la suma algebraica de los montos de alimentación y de la ablación. Si ella es positiva, el glaciar aumenta de volumen. Si es negativa, su volumen disminuye. 

Se precisa que la igualdad de esta suma se produce en la línea de equilibrio y es igual a la noción de régimen medio del glaciar (se entiende el régimen glaciar como las sumas de masas de agua que constituyen la alimentación y ablación), cuando este último está en equilibrio. 

La alimentación es función de la caída de nieve y la existencia de factores secundarios: Cómo la lluvia que se transforma en escarcha en la superficie del glaciar e infiltrándose en la nieve para congelar en profundidad: la neblina blanca que congela como resultado del contacto de la humedad del aire con el glaciar: el granizo y toda forma de agua sólida que se deposite. 

Además se debe considerar los aportes indirectos por avalanchas y nieve en deriva (transportada por el viento en especial durante las tormentas de alta cordillera). Factores que dependen de la Topografía, la orientación del centro montañoso y el régimen climático involucrado. 

La ablación incluye numerosos y complejos factores como: la fusión provocada por aumento de temperatura y medible por el caudal del torrente glaciar y por las infiltraciones por el sustrato: la evaporación que no es medible directamente sobre el glaciar y que se efectúa por medio del vapor de agua, ya sea rápido (en días de calor de alta montaña en verano) o lenta por sublimación de la nieve. 

La ablación es el resultado de toda una serie de cambios térmicos antagónicos, en la superficie del glaciar, en contacto con la atmósfera y el hielo subyacente. Mención especial merece el tratamiento de una forma de ablación común en Chile central. Los Penitentes. 

Penitentes,  son láminas paralelas de nieve vieja, neviza o hielo, alineadas aproximadamente en sentido Este Oeste e inclinadas hacia el Sol, o sea hacia el Norte en estas latitudes. 

No hay transporte alguno de nieve en la formación del Penitente, pues este resulta de una ablación desigual de la nieve y crece hacia abajo. 

La orientación es tal que a toda hora del día los rayos solares alcanzan la superficie lo más tangencialmente posible: el Penitente no da sombra ni puede interceptar mucha radiación solar por tanto que crezca. 

Su altura crece con el tiempo. En invierno puede ser cubierto por nieve fresca o tener 5 - 10 cm (Micropenitentes) y en verano puede alcanzar 2 - 3 m en los Andes de Santiago. Los surcos intermedios, pueden contener y permitir el paso de gran cantidad de agua de fusión, la que puede fundir el hielo dejando a descubierto el sustrato rocoso. El ancho disminuye en forma constante desde el pié hasta la cresta. 

Sobre un glaciar como el Khumbu en el Everest Sur, los penitentes pueden durar varios años y alcanzar hasta 30 m, (LLIBOUTRY 1953). 

Los Penitentes como forma de ablación sólo aparecen en zonas nevadas donde existe una larga estación seca sin precipitaciones y con tiempo asoleado despejado. En esta situación se encuentran los Andes de Chile Central, donde existen importantes campos de Penitentes. 

Balance térmico:

La energía recibida por un campo de hielo, depende del espesor de aire atravesado, las condiciones de nubosidad, altitud del punto, ángulo cenital y elevación del sol sobre el horizonte. 

La nieve absorbe una parte de esta radiación solar incidente, la cual se deduce de la ecuación de balance de radiación para un glaciar, según distintas condiciones climáticas, en las que se encuentre.  Se han determinado varias ecuaciones para este balance, recomendándose  los trabajos de LLIBOUTRY (1965), PATERSON (1994), los estudios de la DGA para la cordillera de los Andes y de las expediciones   japonesas al Campo de Hielo Norte y Sur. 

El Albedo (alfa); porcentaje de radiación incidente que es reflejada a la atmósfera, es un elemento vital para cualquier estudio de balance térmico. El glaciar recibe la fracción (1 - alfa), de la radiación que llega a su superficie. El nivel de rechazo que tenga el glaciar, o de reflactancia dependerá de el color superficial, estructura cristalina, características físico-químicas del entorno y composición litológica de las rocas presentes, sobre el glaciar o en sus márgenes. 

Lo principal es la calidad de la nieve y su estado superficial: 
 

TIPO DE SUPERFICIE	ALBEDO ( %)
Nieve fresca o escamosa, costra de viento	0.88 - 0.81
Nieve vieja seca, costra de sol	0.81 - 0.65
Nieve en fusión	0.65 - 0.52
Hielo	0.50 - 0.43
Nieve o hielo cubiertos de impurezas	0.45 - 0.30

Fuente: LLIBOUTRY (1956:69) 

La nieve emite radiaciones infrarrojas, según la ley de Stefan, es decir según la cuarta potencia de la temperatura absoluta. A 0 ° Celcius la emisión infrarroja es máxima para la longitud de onda de 10.6 micrómetros y la energía irradiada en total es 0.455 calorías/cm²/minuto, o sea casi una cuarta parte de lo que recibe con el sol en el cenit. 

Movimiento glaciar:

En un glaciar, el hielo se deforma plásticamente como resultado de las tensiones producidas por su propio peso. La masa de hielo debido al peso y la pendiente puede moverse o deslizarse sobre el lecho subyacente, este movimiento se define como reptación. En el transcurso del movimiento, las tensiones producidas al interior del glaciar, generan grietas y fallas, lo cual caracteriza el tipo de flujo. 

La ley de flujo de hielo es producto de la relación entre la velocidad de deformación y la fuerza que la produce, esta se ha medido en laboratorio, gracias a la teoría de plasticidad de NYE (LLIBOUTRY, 1965). 

En la parte superior de un glaciar, la cantidad de nieve que cada año se agrega a la superficie excede a la cantidad que se pierde por fusión, escurrimiento y evaporación. En la parte inferior del glaciar, una porción del hielo y toda la nieve del invierno anterior se pierde cada verano. Sin embargo, el perfil del glaciar no varía mayormente de un año a otro, debido a que el hielo fluye desde el área de acumulación a la de ablación. 

En un corte a través del glaciar, que sea perpendicular a la superficie y la dirección de flujo, si el perfil permanece sin cambios, se tendrá que la cantidad de hielo que fluye en un año, en cualquier sección del área de acumulación del glaciar, deberá ser equivalente a la cantidad de nieve depositada durante el año en la parte del glaciar sobre dicha sección. De igual forma, en el área de ablación, la cantidad de hielo que fluye en una sección dada debe ser equivalente a la cantidad de hielo perdido por el glaciar entre esta sección y su término. 

Así la cantidad de hielo que fluye en una sección dada, aumenta en forma continua desde cero en la cabecera, hasta un máximo en la línea de equilibrio -límite entre las áreas de ablación y acumulación- desde donde disminuye en forma continua hasta su término. La velocidad variará en forma similar, con su máximo en la línea de equilibrio. 

Los vectores de velocidad dentro de un glaciar, se inclinan hacia abajo, en relación con la superficie, en el área de acumulación y hacia arriba en el área de ablación. En un glaciar real este patrón de flujo varía, por variaciones de ancho, espesores, pendientes y otros. Las mediciones de velocidad superficial, no tienen en cuenta la alimentación o la ablación. Un cristal de hielo, además de la velocidad paralela a la superficie, se hunde en la zona de acumulación y emerge en la de ablación con un ángulo de 45 ° de inclinación con la superficie. 

Una conclusión importante de la teoría de la plasticidad, es que la velocidad queda determinada principalmente por el grueso del hielo y la pendiente de su superficie. Otro resultado importante es que el espesor del hielo es correlacionable con la pendiente. Con pendiente fuerte, el hielo es delgado. Con pendiente suave el hielo es más profundo. 

Dentro del glaciar se producen fuertes diferencias de velocidad. Así en la parte central es poca la variación, pero acercándose hacia las márgenes, se produce un fuerte decrecimiento. La curva generada es convexa en dirección ayuso del glaciar, con un máximo en la cúspide central. Esto se debe al roce del hielo con las márgenes. Cuando el glaciar pasa por un lugar estrecho y de fuerte pendiente, es allí en donde se encuentran las mayores velocidades.  En profundidad se aprecia una dinámica parecida, puesto que la velocidad es máxima en superficie, descendiendo lentamente en profundidad, hasta un punto, variable según el espesor de cada glaciar, en que el roce con el fondo reduce la velocidad progresivamente. 

Esta variación también se produce en las distintas estaciones del año y depende del tipo de alimentación. Para mayores detalles de la teoría de movimiento para glaciares de valle, se recomienda NYE, en   LLIBOUTRY (1965) y PATERSON (1994), donde se explica los flujos extensivos y compresivos del glaciar, siendo los primeros propios de la zona de acumulación, con tasas de deformación longitudinal positivas y los segundos (flujo compresivos) propio de la zona de ablación, o por lo menos en parte, con deformación longitudinal negativa. Compresión se refiere a la reducción de la longitud de un bloque de hielo, lo que implica aumento en la altura o ancho del glaciar, esto se produce porque las paredes del valle impiden la expansión lateral del hielo. Por otro lado el engrosamiento del glaciar es impedido por la ablación lo que lleva al glaciar a cierto nivel de equilibrio en su movimiento, generando grietas que en el próximo capítulo se explicarán. 

Las velocidades en un glaciar de valle, pueden fluctuar entre 10 y 100 m a^-1. En Patagonia los glaciares del Campo de Hielo Norte tienen velocidades de variables según la posición de la medición dentro del glaciar y la fecha de la medida. En Chile se han medido velocidades principalmente en los glaciares de Campo de Hielo Norte y Sur

Métodos de medición de velocidad para distintos tipos de glaciares pueden ser encontrados en PATERSON (1994), LLIBOUTRY (1956) y EMBLETON & KING (1975).

Foliación:

La foliación es una estructura plana u estratificada que se desarrolla durante el flujo en el hielo de glaciar. Las capas se caracterizan por variaciones en la talla de los cristales y en el número de las vesículas de aire. Los glaciares templados poseen tres tipos de hielo: masivo con burbujas, masivo limpio o "azul" y puro con burbujas o "blanco" (ALLEN y otros in PATERSON 1994). 

De ordinario, la foliación es mapeada en superficie en el área de ablación. Puede observarse en grietas (crevasse). La foliación se desarrolla más acentuadamente cerca de los costados del valle y en el lecho de glacial; en la mayoría de los casos es ahí grosso modo paralela al sustrato rocoso.  Lejos de los costados, la foliación intercepta a menudo la superficie del glaciar diseñando arcos, convexos en dirección del flujo. Las capas están fuertemente inclinadas cerca de las paredes del valle, pero cerca de la línea central de ésta se inclinan en dirección glaciar arriba. (La inclinación es el ángulo entre el plano de un rasgo geológico y un plano horizontal). Los glaciares formados por la unión de dos o más tributarios tienen a menudo un sistema de arcos separados, correspondiente a cada tributario, con foliación longitudinal (paralelas a las laderas del valle) junto a los límites entre ellos. 

La foliación se genera comúnmente por la deformación de inhomogeneidades preexistentes en el hielo. Las más importantes son las capas sedimentarias inicialmente paralelas a la superficie del hielo, las trazas de grietas inicialmente verticales, las glándulas y los lentes de hielo y los lechos de detritos incorporados al hielo en el fondo o junto a las márgenes. Las capas sedimentarias o estratificación consisten en una alternancia de espesas capas de hielo masivo con burbujas, formadas de la nieve invernal, con lechos delgados de hielo masivo limpio formado a partir del recongelamiento del agua de fusión. Los lechos de detritos, formados cuando la fusión estival concentra lechos de espolvoreamiento eólicos, constituyen a menudos los rasgos más conspicuos de las capas sedimentarias. La estratificación, en cuanto rasgo deposicional, debería distinguirse de la foliación. Esto es difícil en la práctica ya que a veces, en algunos glaciares, la mayor parte de la foliación se origina como capas sedimentarias (HAMBREY in PATERSON 1994). 

La foliación se desarrolla por la tensión total a que es sometido el hielo en su movimiento. 

El concepto de foliación se empleará, como forma de distinción entre las zonas de ablación, que posee estas franjas azules, tanto en superficie como en grietas y seracs, de la zona de acumulación, que también las posee pero en profundidad o cubiertas por nieve temporal. Por lo general la foliación se denota a partir del fin de la zona de acumulación. 

Pliegues:

Son bastante frecuentes en el hielo de glaciar. Estos incluso se parecen a los de rocas estratificadas. 

Ejemplos de plegamiento son comunes en morrenas centrales de glaciares en crecida, como el Malespina; glaciar alaskiano lobular de la costa occidental de Alaska. La estructura consiste en series de pliegues mayores con diseños parecidos a zigzag en cada banda morrénica. Los pliegues se aprietan progresivamente a medida que se aproximan a las márgenes del hielo. 

La formación de los pliegues depende de la naturaleza y de la magnitud de las perturbaciones al estado estacionario del glaciar, según el modelo de foliación, la naturaleza del fondo rocoso y de la altura del hielo plegado sobre el fondo. En definitiva los pliegues se producen por cambios en la acumulación o ablación del glaciar, originándose cambios en el espesor del hielo y diferencias de las velocidades de movimiento, con cambios en los modelos de foliación (HUDLESTON in PATERSON 1994) . Gracias a esto, es posible predecir comportamientos catastróficos de glaciares con morrenas centrales plegadas, debido a los cambios bruscos en su balance de masa. 

La presencia de este tipo de plegamientos u ondulaciones (loops), es propio de glaciares galopantes (surging glacier), que se caracterizan por presentar ocasional y en algunos casos regularmente, movimientos del hielo con velocidades diez a cien  veces por encima de los  normales, con un fuerte traspaso de masa desde la zona de acumulación a la de ablación, generando un patrón caótico de grietas y un   engrosamiento de la parte afectada. Por lo general este proceso afecta principalmente las partes bajas de los glaciares y se genera  por un fuerte incremento del deslizamientom basal (basal sliding) lo que necesariamente se explica tanto porque la base del glaciar tiene la temperatura del punto de fusión, como por la existencia de una gran cantidad de agua de fusión que reduce la fricción basal. Entre surges, la base del glaciar puede estar congelada al sustrato rocoso, reduciendo significativamente el deslizamiento basal (PATERSON, 1994) 

En Chile no se han documentado glaciares galopantes, sin embargo en Patagonia, RIVERA (et al., 1997) han discutido una hipótesis de surging glacier en Patagonia.

Ojivas:

Son bandas alternadas de hielo claro y oscuro extendidas a través de la superficie de algunos glaciares, debajo de las cascadas de hielo. LLIBOUTRY (1956:162) las denomina "Cheurrones". 

Tienen forma de arco, con el punto de máxima inflexión apuntando en la dirección del flujo, diseño que refleja la variación en la velocidad a través del glaciar. El ancho obtenido de una banda clara y otra oscura, sucesivas, corresponde ordinariamente a la distancia a que el hielo se mueve en un año. Las ojivas aparecen primero al pié de la cascada de hielo como series de ondulaciones en superficie. La amplitud de estas ondas disminuye a medida que viajan glaciar abajo hasta que permanecen sólo las bandas (PATERSON 1994). 

HAEFELI (in PATERSON 1994), estima que las ondulaciones son "ondas de presión"; cada verano, el aumento de las velocidades de deslizamiento en la cascada de hielo ejerce presión sobre el hielo de más abajo formándose una onda. 

Esta descripción es importante para dataciones absolutas en los glaciares de valle regenerados como del Monte Tronador, que posee una abrupta rompiente de pendiente entre las zonas da ablación y acumulación de los glaciares Casa Pangue, Verde o Blanco Grande y del Blanco Chico.

Es necesario distinguir los Cheurrones de las ojivas estructurales, que son la emergencia, en la zona de ablación de bandas azules por motivos tectónicos o derivados del movimiento del glaciar. 

Grietas:

Son fracturas tensionales en el hielo. Estas siempre comienzan por una pequeña fisura, que crece en largo y profundidad, al par que se ensancha con el movimiento del glaciar. 

-Grietas transversales; se dan en las zonas de acumulación o en las regiones donde el lecho es convexo. La presencia de las márgenes incurva estas grietas, dándoles una concavidad hacia abajo. En la zona de alimentación, cóncava, las grietas suelen dibujar más o menos curvas de nivel. En los glaciares de valles rápidos, el movimiento del glaciar consigue luego enderezarlas y hasta darles una concavidad hacia arriba.(LLIBOUTRY 1965). 

- Grietas Longitudinales. Se observan en el centro del glaciar. Se producen por la llegada del glaciar a un terreno más plano o convexo en el sentido transversal, generándose tensiones superficiales por retención de las márgenes (VON KLEBELSBERG in LLIBOUTRY 1956:161). 

- Grietas marginales y radiales. Cuando el movimiento es compresivo en el centro, la resistencia de las márgenes puede producir un estado de tracción en los lados del glaciar. Se producen grietas marginales, que parten de las márgenes y se internan hacia el centro y hacia arriba, con un ángulo de menos de 45 ° con las márgenes.

Cuando el frente se establece en un lugar plano y ancho, suelen existir a la vez grietas marginales y longitudinales. Las grietas irradian del centro del frente en todas las direcciones (grietas radiales). 

- Rimaya. Se localiza en la cabecera del glaciar, en el contacto de este con el filo rocoso con pendiente muy fuerte, dejando libre un espacio a veces de varios metros de ancho Esta separación se explica también por el fuerte caudal y apreciable velocidad, debido a la fuerte alimentación en este sector, tanto por las continuas avalanchas como por la gran precipitación nivosa. La Rimaya puede tener hasta 50 metros de profundidad y es visible en casi todos los glaciares, especialmente en verano cuando la cornisa de nieve que la puede cubrir desaparece (LLIBOUTRY 1956). 

- Seracs. Son un conjunto de numerosas y complejas grietas, de diversos tamaños y formas, producidas por abruptos cambios de pendiente, formas muy irregulares del fondo, movimiento acelerado del glaciar o frente del mismo, con rompientes y fuerte ablación. 

Clasificación según el estado físico:

Lo esencial es la temperatura de la masa de hielo, que contribuye a controlar la evolución cristalográfica de la nieve, así como los procesos de fusión.

Se distinguen 3 categorías: 

-Los glaciares fríos. Que poseen una temperatura del hielo inferior a 0° C en la zona de alimentación. La ablación es generalmente escasa. Al no existir ablación superficial, la diagénesis es lenta. Por lo general una onda fría congela el total de la masa durante el invierno, impidiendo el aumento de temperatura en el verano.

En Chile existen glaciares fríos en los Andes del Norte, donde los escasos glaciares allí ubicados, están a gran altura, presentando temperaturas del orden de -15 a -20°C. Recientemente, se detectó hielo frío cerca de la cumbre del cerro San valentín, en el Campo de Hielo Norte, desde donde el CECS junto con investigadores del IRD de Francia, extrajeron un testigo de hielo hasta la base del glaciar.

La mayor parte de la Antártica tiene carácter frío con muy escasa ablación.

- Los glaciares temperados. 

Un glaciar temperado posee en toda su masa la  temperatura de fusión del hielo. La temperatura del punto de fusión varía con la presión, que depende en forma directa del espesor de hielo, su densidad y la aceleración de gravedad. 

Comparación entre un glaciar temperado (izquierda) versus uno frío (derecha)

Por ejemplo;  Un glaciar cuya cota superficial está  al nivel del mar, estará sometido en  superficie a una presión de 1 Atmósfera, que equivale  a la presión ejercida sobre 1 cm² por una columna de 760 mm de Hg, a 0°C y aceleración de gravedad de 9.8 m s-2 (la aceleración de Gravedad aumenta del Ecuador a los Polos y se reduce con la altura). En este caso, la temperatura del hielo en su masa superficial será de 0°C, sin embargo en la  medida que aumenta el espesor del hielo,  se puede considerar una aumento de 0.1 atmósfera por cada metro de hielo. La relación entre el punto de fusión del hielo y la presión, está establecida por la siguiente ecuación, 

Tpmp=To-mg*O                                             Ecuación 1 

O=z*d*g                                                          Ecuación 2

Tpmp, es la temperatura del punto de fusión en K° 
To, es la temperatura del punto triple del agua  (273.15 K°, que equivale a  0°C) 
mg, es la dependencia de la fusión en la presión (Kº MPa^-1)

O, es la presión ejercida por una columna de hielo (MPa^-1)
z, es el espesor donde se desea la temperatura de fusión (m) 
d, es la densidad del hielo (910 kg m^-3) 
g, es la aceleración de gravedad (9.81 m s^-2) 

mg, depresión del punto de fusión del hielo puro y aire sin agua 0.074 Kº MPa^-1, mientras que para el hielo puro y aire saturado de agua, el valor es de 0.098 Kº MPa^-1 (HOOKE, 1998).

Por ejemplo, en la zona de acumulación del glaciar Chico del Campo de Hielo Sur de Patagonia, a una cota superficial de 1450 m sobre el nivel del mar y un espesor de 1600 m, el punto de fusión de la base del hielo que es temperado, estará aproximadamente a una temperatura de  -1.4°C. 

La explicación de este fenómeno es que el agua a diferencia de la mayoría de los otros elementos de la naturaleza, una vez que congela aumenta de volumen. Por ello una botella de vidrio llena de agua, que congele en un refrigerador, puede explotar. Ahora si consideramos un espesor como el expuesto, es muy difícil la expansión del hielo, por lo que el punto térmico a que comienza la fusión está por debajo de 0°C. La presencia de fusión a nivel basal, favorece el deslizamiento del hielo.

La mayor parte de los glaciares alpinos chilenos tienen esta característica.

- Los glaciares politermales.

En algunos glaciares del ártico canadiense y de Sbalbard, la temperatura del hielo está bien por debajo del punto de fusión, sin embargo en la base de la lengua terminal, pueden alcanzarse temperaturas cercanas al punto de fusión, lo que genera cierto nivel de derretimiento estival.

No se han detectado estos glaciares en Chile.

Clasificación según dinámica:

- Los glaciares activos. Con movimiento rápido, asegurándose la evacuación de rocas, la alimentación es significativa y se da en una fase de progresión.

- Los glaciares pasivos. Son aquellos que fluyen lentamente. La evacuación de rocas y generación de morrenas es dificultosa. Por lo general están en retroceso y tienen importancia morfológica, por formas de recesión y la construcción de formas donde el agua de fusión es el principal reordenador. 

- Los glaciares inactivos. Son los que no tienen alimentación y sólo persisten por la lenta fusión del hielo. Son relictos y no tienen movimiento. 

Clasificación según formas: 

- Casquetes de hielo continental o Islandis (Ice sheets). Es una gran masa de hielo que cubre un continente, como Antártica o grandes extensiones como Groenlandia, las cuales no están totalmente controladas por la topografía de la corteza que subyace al hielo. Este tipo se caracteriza por ser más activo en sus bordes y a lo largo de corrientes de hielo (Ice Streams). Las partes más altas y abombadas se denominan "Domos", que se caracterizan por muy escasa pendiente, gran altura y flujo de hielo muy limitado, desde estos Domos nacen los principales glaciares que drenan el casquete de hielo mediante Ice Streams. Se trata de glaciares fríos que en general presentan escasa alimentación. En términos genéticos obedecen al fenómeno de Autocatálisis, que implica la generación de condiciones climáticas, caracterizadas por la presencia semipermanente de un centro de altas presiones con bajísimas temperaturas, que permitió su formación y actual mantención.

-Plataformas de hielo flotantes (Ice shelves). Es la porción flotante de un glaciar cuyo frente termina en aguas oceánicas profundas. Las principales plataformas se encuentran en Antártica (Ross, Ronne-Filchner y Armery), pero también se encuentran en Groenlandia y el Artico canadiense, donde el hielo puede alcanzar el punto de flotación en algunos glaciares que presentan dimensiones muy inferiores a los de Antártica. 

El borde externo de las plataformas de hielo flotantes presentan una pared vertical de hasta 30 m de altura, lo que llevó a los primeros exploradores a denominarlal cómo Gran barrera de hielo "Great Barrier". 

El espesor de las plataformas puede alcanzar hasta 200 m en el frente el cual va incrementándose hacia las nacientes del glaciar alcanzando máximos de hasta 700 m en la zona donde el hielo está posado en roca (grounding line). Esta zona que marca la transición entre hielo flotante y posado sobre rocas-sedimentos, se evidencia en la superficie del hielo, por una serie de grietas producidas por la flexión que afecta al hielo flotante producto de las mareas oceánicas. El Hinge line es conocido como el fin de la zona afectada por la flexura del hielo, siendo muy dificil de detectar, a menos que se empleen técnicas interferométricas.

Las plataformas de hielo flotante son alimentadas por hielo meteórico proveniente de glaciares o corrientes de hielo fluyendo  desede el interior de Antártica o Groenlandia. Además, en la base de las plataformas flotantes puede haber acreción de hielo marino, que se genera por congelación de agua de mar y/o congelación agua de fusión de origen glaciar.

-Corrientes de hielo (Ice Streams). Se refiere a glaciares que drenan un casquete de hielo continental mediante altas tasas de flujo que se evidencian por velocidades muy superiores a las del entorno glacial. Estas corrientes de hielo no exhiben una delimitación precisa en todos sus márgenes, sin embargo en algunas zonas son más visibles por grietas laterales que separan las zonas de máximo flujo de aquellas zonas menos activas. Las corrientes de hielo se caracterizan por numerosas líneas de flujo u ondulaciones longitudinales que denotan las fuentes del hielo que las alimentan. Estas corrientes de hielo, son la sprincipales abastecedoras de hielo de las plataformas de hielo flotantes.

-Glaciares de Piedmont (Piedmont glaciers). Son glaciares enclavados en la Cordillera pero cuya alimentación es suficientemente abundante como para permitir que una lengua penetre el Ante País o Piedmont, derramando su caudal de hielo, en forma de abanico divergente. 

Se distinguen las siguientes partes: 

1. La parte superior constituida por un laberinto de canales y valles, que desembocan en una cuenca o circo. 
2. La lengua propiamente dicha, encauzada en un valle, con distintas longitudes. 
3. El Lóbulo (Pié expandido), que es su elemento característico, el cual sale de la montaña y forma un semi ciclo a la manera de un gran cono de deyección. 

Estos glaciares implican una alimentación abundante. Sus curvas hipsométricas muestran mayor caudal en la zona de ablación. 

Esta categoría no se presenta en Chile central, sin embargo fue la forma típica de los glaciares Cuaternarios que inundaron la depresión central, arrastrando sedimentos y socavando el fondo generando las cuencas lacustres. En Patagonia aún existen algunos ejemplos como el glaciar San Quintín del campo de Hielo Norte.

-Glaciares de valle (Valley glaciers). Se caracteriza por tener una o más zonas de acumulación, ubicadas en subcuencas o circos, las cuales confluyen en un valle, más largo que ancho, el cual permite el flujo de hielo aguas abajo. No posee lóbulo de derrame y su frente queda circunscrito al valle. La alimentación es más reducida que en el caso anterior. A mayor alimentación mayor complejidad de su forma. Recibe el nombre de glaciar Alpino, por ser la forma típica de varios glaciares de los Alpes, a partir de los cuales se conceptualizó. En literatura inglesa existe una categoría especial llamada "Transection glacier", que puede ser asociado a uno de valle pero más complejo, con varias zonas de acumulación que son interconecatadas para confluir en un valle donde se ubica la lengua efluente (Benn aqnd Evans, 1998).

Caso típico es el Glaciar Aletsch y Vendetta de Forno en los Alpes, así como Juncal Norte y Juncal Sur en Chile Central. 

-Glaciares en Calota (Ice caps). Estos tienen importancia puesto que ocupan la cúspide de un centro montañoso, tan comunes en la región de los Lagos de Chile. Estos glaciares tienen un abombamiento en la parte central tipo "domo", fruto de la acumulación y la topografía subyacente. La ablación se produce por los bordes, ya sea por el contorno en su conjunto o por medio de lenguas que penetran en valles. En este último caso se habla de glaciares compuestos. Estas lenguas divergentes por lo general obedecen a un flujo radial con eje en la cúspide de la topografía dominante. 

Los más característicos en Chile son las calotas del Vn. Osorno y del Vn. Mocho. 

-Campos de Hielo (Icefields). Son grandes superficies de hielo que exhiben una zona de acumulación compleja compuesta por "plateauxs" y zonas escarpadas, cuyo hielo es evacuado por medio de varias lenguas efluentes las cuales son controladas por la toipografía subyacente. Dichas lenguas pueden presentar cuencas medianamente definidas, pero por lo general presentan divisorias de hielo difíciles de delimitar, a menos que se hagan estudios interferométricos o mediciones con GPS de calidad geodésica, que incluyan estimaciones de velocidades y direcciones predominantes de flujo.

Ejemplos típicos de este tipo de glaciares están en los Campos de Hielo Patagónicos y de la Columbia Canadiense.

-Glaciares de cráter (Crater glaciers). Son aquellos que ocupan una depresión topográfica, rodeada de un cordón montañoso, que impide la evacuación superficial del hielo acumulado, el cual fluye hacia el centro de la depresión y pierde masa, en el caso de los glaciares detectados, por medio de calor geotermal en los conos y cráteres que los contienen. 

Caso típico son los glaciares de Cráter del Vn. Lonquimay y Puyehue.

-Glaciares de montaña (Mountain glaciers). Definidos como glaciares localizados en las partes altas de la cordillera, con formas variables, asimilables en la mayoría de los casos a glaciares de Circo con lengua efluente pequeña. Su zona de acumulación es bien definida. Esta categoría es empleada por el TTS/WGI como concepto universal para inventarios (MULLER et al., 1977). 

-Glaciares de Circo (Cirque glaciers). Son aquellos que ocupan una depresión de carácter semicircular generada por erosión glaciar (Circo), la cual es rodeada por flancos montañosos con mucha pendiente que culminan en cumbres o cordones tipo "aretes". Una vez que los glaciares han retrocedido, estas depresiones son usualmente ocupadas por un lago, el cual es embalsado por un umbral rocoso o quiebre de pendiente por donde salía la lengua glaciar en forma de cascada de hielo.

-Glaciaretes (Niche, wall-sided, glaciarets, ice aprons or cliff glaciers). Esta categoría corresponde a las más pequeñas masas de hielo, que pueden encontrarse en laderas de montañas, depresiones, sectores en sombras, sectores recptores de avalanchas de nieve, etc. Estas masas de hielo pequeñas, pueden no evidenciar flujo y pueden deberse a nieve que perdura por algunos años, pero que es practicamente inactiva. En años muy secos estas masas tienden a desaparecer, cubrirse de materiales o reducirse sigfnificativamente.

Referencias

Benn D. & Evans, D. 1998. Glaciers and Glaciation.Arnold, London, 734 p.

Embleton,C. & King,C.1975: Glacial Geomorphology. Arnold, London, 563 p. 

Hooke, R. 1998:principles of Glacier Mechanics. Prentice Hall, New Jersey, 248 p.

LLiboutry,L.1953: El origen de los Penitentes. Revista Informaciones Geográficas, 3:1-9. 

Lliboutry, L. 1956: Nieves y Glaciares de Chile. Fundamentos de glaciología. Ediciones de la Universidad de Chile, Santiago, 471 p.

LLiboutry, L. 1965: Traité de Glaciologie. Tomo I and II. Masson & Cie., París,France, 1040 p.

Marangunic, C.1979: Inventario de glaciares Hoya del río Maipo. MOP / DGA, Santiago, 65 p. 

Muller, F. Caflish, M. & Muller, G. 1977: Intructions for compilation and assemblage of data for TTS/WGI. UNESCO, Zurich, Suiza, 28p.

Paterson, W. 1994: The Physics of Glaciers. 3rd ed. Pergamon Press, Oxford,UK, 480 p.

Payne, T. 1995: Limit cycles in the basal thermal regime of ice sheets. Journal of Geophysical research 100B3: 4249-4263.

Rivera, A., Aravena, J. & Casassa, G. 1997: Recent Fluctuations of Glaciar Pío XI, Patagonia: Discussion of a Glacial Surge Hypothesis. Mountain Research and Development, 17(4): 309-322.

Schwikowski, M.S .Brütsch, G. Casassa & Rivera, A. 2006. A potential high-elevation ice core site at the Southern Patagonian Icefield. Annals of Glaciology, 43, 8-13.

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