El movimiento de los glaciares y las estructuras resultantes Cedomir Marangunic, Ph. D. ANTECEDENTES PARA CARACTERIZAR UN GLACIAR 1) a) b) Tipo de glaciar: Temperatura (frío, temperado o mixto) – con sensores de temperatura en uno o más sondajes. Estratigrafía – con descripción de testigos de sondaje (inclusive del material sub-glacial). 2) a) b) Balance de masa: En superficie – en red de 20 o más estacas y pozos de nieve observados 2 o más veces por año. En la base – según datos del balance calórico. 3) a) b) Balance calórico: En superficie – con datos meteorológicos de la superficie y gradientes de temperatura y viento. En la base – con gradiente geotérmico y fricción (carga, velocidad de movimiento). 4) Balance hídrico, con: precipitación en fase líquida, condensación - evaporación – sublimación, descarga de agua (efluente), congelamiento de agua en el glaciar, cambios en la masa total. 5) a) b) c) Deformación del glaciar ( velocidad de deformación): Velocidad de movimiento en superficie – en red de estacas medidas 2 o mas veces por año. Velocidad en la base – con observaciones repetidas de inclinación de algunos sondajes. Tensiones en superficie – en redes de deformación del hielo. 6) Espesor: con datos geofísicos corroborados con algunos sondajes. 7) Estabilidad general del glaciar – con análisis de estabilidad, y datos de propiedades de los materiales del glaciar y de la base del glaciar (según sondajes, catas, pozos). 8) a) b) Variaciones del glaciar: Recientes – con análisis de fotos, fotos aéreas y satelitales, mapas y datos meteorológicos. Cuaternarias – con estudio de geología glacial en el entorno geográfico. ESQUEMA DE DEFORMACION Y MOVIMIENTO DEL HIELO EN UN GLACIAR. La velocidad de movimiento es mayor en superficie que en la base, y es mayor en verano que en invierno. La velocidad depende de: 1) Profundidad (carga) del hielo y detritos. 2) Pendiente de la base. 3) Ley de flujo del hielo. 4) Agua en la base. 5) Atracción de gravedad. ESFUERZO Y DEFORMACIÓN DEL HIELO Relación entre el esfuerzo de corte aplicado y la tasa de deformación: A = hielo, B = líquido Newtoniano (viscosidad constante), C = cuerpo perfectamente plástico. El hielo es un material visco-elástico con una ley de flujo no-lineal. Esquema del modelo reológico para el hielo. Esfuerzo ( σ ) aplicado en la dirección de la flecha. Combina, en serie, una unidad mecánica Maxwell (resorte y luego pistón, en línea), con una unidad Voigt (resorte y pistón en paralelo). La deformación es primero elástica y luego viscosa. ESFUERZO Y DEFORMACIÓN DEL HIELO POLICRISTALINO Cuando hielo policristalino se somete a un esfuerzo ocurre lo siguiente: a) se deforma inmediatamente de manera elástica, b) a continuación se deforma por una reptación transiente y c) finalmente se deforma por un flujo viscoso uniforme denominado reptación secundaria. Cuando se aplica un esfuerzo a un cristal de hielo, este sufre una deformación de corte de tipo plástica paralela al plano basal del cristal, el que es perpendicular al eje óptico c. En otras direcciones, el esfuerzo necesario para producir una deformación de corte plástica, es mucho mayor. PROPIEDADES FISICAS DEL HIELO LEY DE FLUJO DEL HIELO α = BO × τ n donde α es la deformación debida al corte, τ es el esfuerzo de corte, BO es un parámetro dependiente de la temperatura pero de valor habitual 0,164 bar-n/año, y n es una constante cuyo valor más aceptado por los investigadores es 3 (varía normalmente entre 2 y 4). RESISTENCIA ÚLTIMA DEL HIELO DE AGUA DULCE Debido a las propiedades de flujo del hielo, el esfuerzo bajo el cual una muestra de hielo se quiebra o fractura depende de la tasa a la cual se aplica la carga. Mediciones de la variación de la resistencia última a la tensión con respecto a la tasa de aplicación del esfuerzo, muestran que la resistencia a la tensión se hace independiente de la tasa de carga cuando las tasas son mayores que 0,5 kg/cm2. Considerando que la resistencia a la tensión es aproximadamente 15 a 20 kg/cm2, significa que los ensayos de resistencia deben completarse hasta la fractura en menos de 30 segundos. La mayoría de los valores que se mencionan como resistencia se refieren a este tipo de ensayo con carga rápida. Tipo de esfuerzo Tensión Compresión (no confinada) Corte Flexión (doblez) Resistencia (kg/cm2) 15 35 7 17 LA FRICCIÓN. La fricción entre el hielo y la mayoría de los materiales es baja, y medirla es complicado, puesto que se “violan” la mayoría de las leyes ordinaria de la fricción. a) Para grandes cargas el coeficiente de fricción se reduce rápidamente en la medida que la carga se incrementa, en particular cerca del punto de congelamiento. b) Para cargas pequeñas el coeficiente de fricción es independiente de la fuerza normal. c) El tamaño de la fuerza friccional varía con la temperatura, con el coeficiente de fricción estática incrementando tres o cuatro ordenes de magnitud entre -1ºC y -25ºC. d) Finalmente, el coeficiente de fricción kinética es bastante menor que el estático. A modo de ejemplo, un patín de aluminio en hielo a -10ºC tiene un coeficiente de fricción estática de 0,38, el coeficiente de fricción kinética es de 0,34 a velocidad de 3 cm/seg y es 0,04 a velocidad de 5 m/seg. Teorías para explicar la baja resistencia friccional del hielo y la nieve. a) Joly, 1886, y Bowden, 1953: la fusión por el calor de fricción que genera la presión, produce una película de agua que actúa como lubricante. b) McConica, 1950: propone la existencia de una película de vapor de agua actuando como lubricante y producido por el calor de fricción. c) Niven, 1959: atribuye la baja fricción a la rotación molecular en la superficie del cristal de hielo, lo cual se facilitaría porque la molécula H2O en su superficie no posee un juego completo de enlaces de hidrógeno. DEFORMACION DE UNA CAPA DE HIELO EN UN PLANO INCLINADO. Una placa de hielo asentada en un plano inclinado y congelada a la pendiente se desliza solo por un deformación interna de tipo visco plástico. El mayor esfuerzo de corte se produce en el estrato basal. Para que ocurra un lento movimiento pendiente abajo, el espesor t de la placa es definido por k = t r g sen α donde k es el esfuerzo de fatiga del hielo en corte y r es la masa por unidad de volumen (la densidad). Las partes del glaciar cuyos espesores son mayores que aquellos requeridos por la ecuación ejercerán una presión, o tensión, sobre las partes de espesor deficiente. CARGA Y DEFORMACIÓN DE UNA COLUMNA DE HIELO CON LENTES DE ABUNDANTES DETRITOS. DEFORMACIÓN MAYOR OCURRE EN ESTRATOS INFERIORES, QUE SUFREN MÁS CARGA Esfuerzo de corte en una capa de hielo con detrito, dentro de una columna del glaciar compuesta por capas de hielo puro y de hielo con detritos, más una cubierta superficial de detritos. CARGAS NECESARIAS PARA INICIAR DEFORMACIÓN DEL HIELO = ESPESORES MÍNIMOS DE GLACIARES. 1) El movimiento de un glaciar es por deformacion del hielo y por deslizamiento, ambos bajo influjo de gravedad. 2) El hielo se deforma visco-plásticamente con cargas de 50 a 100 kPa (glaciares temperados) y 150 kPa en glaciares muy fríos. 3) Con densidad del hielo de 900 kg/m3 cargas de 50 y 100 kPa equivalen a 5,5 y 11,1 m de espesor de hielo. 4) En consecuencia, hielos de espesores superiores a 6 a 11 m se deforman (fluyen) y se consideran glaciares. 5) En glaciares de roca, con cargas unitarias mayores, la deformación (flujo) se origina con espesores de hielo menores. EL EQUILIBRIO EN UN CASQUETE DE HIELO: y determinación de espesor. Ejemplo CHPS: si R = 250 km h = 2.380 m VELOCIDADES DE MOVIMIENTO DE UN GLACIAR En un glaciar compuesto exclusivamente de hielo las velocidades en superficie (Usuperficie) corresponden aproximadamente a la siguiente expresión: Usuperficie = Udeformación + Ubase Usuperficie = (( Bo ( D G senL )n Hn+1 ) / (n+1)) + Ubase donde: Ubase es la velocidad de deslizamiento en la base del glaciar Bo y n son parámetros de la ley de flujo del hielo (0,164 y 3,0 respectivamente), D es la densidad del material (hielo o mezcla de hielo+detrito,) G es la atracción gravitacional, H es la profundidad (o espesor de hielo) y L es la pendiente en la base. En un glaciar de roca, a la carga de hielo se debe agregar las impurezas (detritos rocosos) en la superficie y embebidos en el hielo. Posición a un mes Posición inicial Dirección de movimiento LASTRE 2 1 0 VELOCIDADES DE MOVIMIENTO EN LA BASE DE UN GLACIAR TEMPERADO. Variable; aprox. 50% debida a deformación del hielo y 50% por deslizamiento en la base. Velocidades en superficie que producen variadas pendientes en la base del glaciar, y diversos espesores de sobrecargas (como botaderos) impuestas sobre el glaciar. Efectos en las velocidades de pendiente en la base y eventuales cargas impuestas al glaciar. ESPESOR DE GLACIAR =75(m) PENDIENTES (e n grados ) 250 200 VELOCIDAD (m. por año) 5 150 7.5 10 12.5 100 15 50 0 0 5 10 15 20 ESPESOR DE BOTADERO (m ) 25 30 35 EJEMPLO DE RESULTADOS DE VELOCIDADES EN UN GLACIAR PEQUEÑO, RNCONADA (<0,5 km2) y de baja pendiente (<15º), entre 2006 y 2010. a) 4 controles año 2006 b) 3 controles año 2007 c) 1 control años 2008, 2009 y 2010. ESCALA EN COORDENADAS HORIZONTALES SON DIFERENTES) EXPERIENCIA DE NUMEROSAS MEDICIONES DE VELOCIDADES, EN VARIOS GLACIARES TEMPERADOS, DE DIVERSOS TAMAÑOS Y PENDIENTES DEL LECHO. a) Velocidades de verano son 29 – 74% mayores que las anuales. b) Velocidades de verano son 42 – 84% mayores que las de invierno. c) Velocidades en la base son 38 – 57% de las velocidades en superficie. ESTADOS DE FLUJO EN UN GLACIAR Dos tipos de flujo son posibles en un glaciar; cual de ellos ocurre en un lugar particular del glaciar depende de las magnitudes relativas de la curvatura de la base, y de la tasa de acumulación o de ablación: a)Un tipo de flujo produce un esfuerzo longitudinal que es compresivo en toda la profundidad del glaciar, b)El otro produce un esfuerzo longitudinal que, aunque compresivo en profundidad, es en tensión en todo el estrato más superficial. Se deduce de lo anterior que grietas transversales abiertas pueden formarse solo en el segundo tipo de flujo (“extensivo”). Esquema de disposición teórico de fracturas en un perfil vertical por el eje longitudinal de un glaciar. Por sobre línea roja, zona que pueden desarrollarse esfuerzos en tensión (aprox. 11 a 23 m de profundidad) ESPESOR TEÓRICO DE ZONA DE ESFUERZO EN TENSIÓN, Y PROFUNDIDAD DE GRIETAS. El espesor teórico de la zona de esfuerzos en tensión es, aproximadamente: ( 2 k – P) / d g = aprox. k / d g = aprox. 11 m donde k es el esfuerzo de fatiga en corte (cargas de 50 y 100 kPa equivalen a 5,5 y 11,1 m de espesor de hielo), P es la presión atmosférica y d es densidad. Grietas abiertas pueden esperarse hasta la profundidad indicada. La presencia de estas grietas modifica la distribución de esfuerzos, y las grietas se pueden propagar a mayor profundidad. Por otra parte, en las paredes de una grieta abierta, a la profundidad de: 2 k / d g = aprox. 23 m la presión desde arriba ( P + 2k ) excede la presión lateral P en 2 k, que es la magnitud del esfuerzo en fatiga del hielo en compresión, de modo que bajo esta profundidad las grietas tienden a cerrarse de manera comparativamente rápida. ESFUERZOS Y FALLAS EN UN FLUJO EN COMPRESIÓN Sección por un campo teórico de líneas de deslizamiento (como B-B’), y fallas, en un glaciar, en un flujo compresivo. FL UJ O ESFUERZOS Y FALLAS EN UN FLUJO EXTENSIVO Sección por un campo teórico de líneas de deslizamiento (como A’-A), y posibles fallas, en un glaciar, en un flujo extensivo. F L UJ O POSIBLES ESFUERZOS Y DISEÑO TEÓRICO DE GRIETAS EN UN GLACIAR Las líneas no segmentadas muestran, en la planta de un glaciar, la posición teórica y dirección de las grietas en tres casos posibles de esfuerzos; (a) pXX = compresivo; (b) pXX = 0; (c) pXX = en tensión. PLANTA DEL CAMPO DE TENSIONES Y SISTEMA TEÓRICO DE FRACTURAS EN UN GLACIAR. Irregularidades del relieve del lecho modifican el diseño del sistema Sección longitudinal vertical por un glaciar, mostrando la disposición teórica ideal de los sistemas de fracturas en tensión y en compresión. DENOMINACIÓN DE LAS FRACTURAS EN UN GLACIAR Grietas transversales: Se forman en zonas de tensión del glaciar (como en la Zona de Acumulación con un lecho de pendiente uniforme), o donde existe un aumento de la pendiente en el lecho del glaciar y aumenta la velocidad de desplazamiento pendiente abajo. Se disponen de manera transversal a la dirección de flujo del glaciar. Hacia las márgenes del glaciar gradan a grietas marginales. Grietas marginales: se extienden diagonalmente desde las márgenes del glaciar hacia aguas arriba. Se forman por la mayor velocidad de desplazamiento del hielo en el centro del glaciar, donde es de mayor espesor. Grietas longitudinales: se forman paralelas a la dirección de flujo del glaciar, donde se produce tensión hacia las márgenes, como en el centro de la Zona de Ablación o donde la lengua del glaciar puede expandirse en sus márgenes, o sobre una prominencia (montículo) en su lecho rocoso. Hacia las márgenes del glaciar gradan a grietas marginales. TÉRMINOS ESPECIALES DE LAS GRIETAS EN UN GLACIAR RIMAYA (o bergschrund) es la grieta en la cabecera del glaciar que separa el hielo con movimiento pendiente abajo, del hielo adherido a la roca y demasiado tenue para deformarse por su propio peso. SERACS. Es 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 márgenes o frente del mismo. Destacan en las zonas de ablación de los glaciares, y en zonas de saltos de hielo. GRIETAS TRANSVERSALES EN LA ZONA DE ALIMENTACIÓN DE UN GLACIAR RIMAYA Y GRIETAS TRANSVERSALES EN LA ZONA DE ALIMENTACIÓN DE UN GLACIAR EN EL ENTORNO DEL CAMPO DE HIELO PATAGÓNICO SUR. GRIETAS MARGINALES QUE GRADAN A LONGITUDINALES EN EL CENTRO DE LA LENGUA DEL GLACIAR GRIETAS MARGINALES EN EL FRENTE DE UN GLACIAR RIMAYA EN LA CABECERA DEL GLACIAR EN LA FALDA DEL CERRO DINAMARCA. ANDES DEL CENTRO DE CHILE. RIMAYAS EN LAS CABECERAS DE DOS GLACIARES EN EL ENTORNO DEL CAMPO DE HIELO PATAGÓNICO SUR SERACS CERCA DEL FRENTE Y AL INTERIOR DEL GLACIAR SAN RAFAEL, CAMPO DE HIELO PATAGÓNICO NORTE CAMPO DE SERACS EN EL FRENTE DE UN GLACIAR EN EL CANAL BEAGLE, TIERRA DEL FUEGO OTRAS ESTRUCTURAS COMUNES EN UN GLACIAR a) Bandas de suciedad. b) Ojivas. c) Foliación. ESTRUCTURAS: OJIVAS AL PIE DE UNA CASCADA DE HIELO DEL GLACIAR. Ojivas. Las ojivas son una serie anidada de cordones convexos hacia agua arriba del glaciar, separados por depresiones (senos) entre los cordones, y que en conjunto forman una serie de ondas. Estas ojivas se encuentran a los pies de saltos de hielo en un glaciar, o al pié de tramos de fuerte pendiente y movimiento rápido. La separación entre cresta y cresta es igual a la distancia que representa la velocidad anual de desplazamiento de la superficie del glaciar en el sector. La amplitud de las ondas puede ser de metros hasta pocas decenas. La magnitud de las ojivas se reduce en la medida que se desplazan glaciar abajo. FORMACIÓN DE OJIVAS AL PIÉ DE UNA CASCADA GLACIAR DE ROCA: Flow Formas de acumulación y ablación diferentes de glaciares “blancos”. OJIVAS Gl. Pedregoso. Zanja en la superficie de un glaciar de roca que fluye de izquierda arriba hacia derecha abajo. Aprox. 1.4 m de detrito rocoso cubre el núcleo de hielo que contiene fragmentos de roca. Planos de fracturas por cizalle, flujo en compresión. Gl. Monolito OJIVAS: ORIGEN. Nye(1958): ojivas formadas en el glaciar cuando el hielo pasa por un salto de fuerte pendiente, con altas velocidades de movimiento. El espesor del glaciar se atenúa diferentemente, perdiéndose más hielo por ablación en verano que en invierno. Como consecuencia, a lo largo de un año pasa por el salto un pulso de hielo más grueso (en invierno) y otro más delgado en verano. Otros autores: mayor velocidad en verano, produce más compresión en base cascada, y un consecuente mayor “abultamiento” por cizalles en compresión en el cuerpo del hielo. Las crestas de las ondas serían formadas en verano, los senos en invierno Bandas de impurezas (o suciedad) en la superficie de un glaciar. Las bandas de impurezas (o suciedad) son amplias zonas con forma de bandas en la superficie de hielo de un glaciar, que contienen más suciedad que el hielo vecino. La amplitud horizontal de las bandas puede variar desde pocos metros hasta una centena o más de metros. ESTRATOS ANUALES IDENTIFICADOS POR BANDAS DE IMPUREZAS ACUMULADAS EN SUPERFICIE EN LOS MESES DE VERANO BANDAS DE IMPUREZAS EXPUESTAS EN SUPERFICIE EN LA ZONA DE ABLACIÓN Gl. Quelcaya Gl. Sherman Foliación en un glaciar. Son estructuras planares o estratificadas. Aparecen como estratos de hielo con variados contenidos de burbujas de aire, o con variados tamaños de cristales de hielo, o como tenues niveles con concentración de impurezas. La foliación más común es aquella en la cual se observan alternancias de estratos de cerca de 1 m de espesor, o menos, de hielo de color blanquecino con abundantes burbujas, con estratos virtualmente libres de burbujas y de color más azuloso. En la foliación producida por cambios en el tamaño de los cristales de hielo se observan alternancias de estratos con tamaños de cristales de hielo pequeños, y otros de gran tamaño. Habitualmente son los estratos de grano grueso los que contienen más burbujas. FOLIACIÓN DEL HIELO. Hielo con/sin burbujas, diferenes tamaños de cristales, diferentes grados de suciedad. Sección por un campo teórico de líneas de deslizamiento (como B-B’), y fallas, en un glaciar, en un flujo compresivo. Foliación del hielo en tenues bandas claras y azulosas, y también en pequeñas bandas con diferente contenido de impurezas. Se forma a lo largo de planos de esfuerzos de corte (planos de mayor cizalle) El movimiento de los glaciares y las estructuras resultantes. FIN DE 1ª PARTE El movimiento de los glaciares y las estructuras resultantes. 2ª PARTE Determinación de los esfuerzos en la superficie de un glaciar Los desplazamientos de los glaciares, determinados por la gravedad, las características del glaciar (espesor, densidad, pendientes, ley de flujo de hielo) y el intercambio de masa entre las zonas de acumulación y ablación, genera un campo de esfuerzos que, en general, en la Zona de Acumulación es en tensión en la dirección de flujo del hielo glaciar, y en la Zona de Ablación es en compresión con tensión perpendicular a la dirección de flujo. La forma de determinarlos: medir deformaciones unitarias en la superficie, en diversas direcciones, en un cuadrilátero, una de cuyas diagonales se orienta en la dirección del flujo del glaciar. Así, determinar las direcciones en que la deformación es máxima (dirección principal) y mínima, para posteriormente calcular, empleando la ley de flujo del hielo, el esfuerzo necesario en esas direcciones (esfuerzo principal y secundario) para producir la deformación medida. Medición de la deformaciones en la superficie de un glaciar, para calcular esfuerzos. Procedimiento: medir en precisión de milímetro (y empleando dinamómetro) las longitudes en cada lado y diagonales de un cuadrilátero de dimensiones de decenas de metros, y repetir las mediciones tras ciertos períodos de tiempo. Si las mediciones son realmente precisas, las variaciones entre una y otras mediciones reflejan las variaciones ocurridas en las longitudes, debidas a la deformación del hielo. En cada ocasión, las mediciones deben corregirse según el coeficiente de expansión térmica de la huincha empleada, para lo cual es necesario registrar también las condiciones meteorológicas, en particular la temperatura del aire, nubosidad y viento. Esquema de la disposición de un cuadrilátero en la superficie de un glaciar, y la numeración de los lados y diagonales para los registros. EJEMPLO DEL REGISTRO DE MEDICIONES EN UN CUADRILATERO Resultados de las deformaciones medidas en lados y diagonales de cuadriláteros instalados en Mayo de 1995 en el glaciar Grin, cordillera del centro de Chile. Datos de entrada para el programa de cálculo Icenet de Geoestudios. ARCHIVOS DE ENTRADA, PROGRAMA “ICENET”. FECHA Tº HORA TENSION L1 L2 L3 HUINCHA (kg) GRIN, CUADRILATERO ALTO. 17/05/95, 7.5 14:15, 7.5 37.639 25/05/95, 6.6 14:49, 10.0 37.581 01/06/95, 7.5 15:07, 10.0 37.537 08/06/95, 3.5 16:10, 10.0 37.493 GRIN, CUADRILATERO MEDIO. 09/05/95, 0.0 08:46, 7.5 60.162 17/05/95, 13.0 15:16, 7.5 60.515 25/05/95, 8.1 15:50, 10.0 60.572 01/06/95, 4.5 16:00, 10.0 60.488 L4 D1 D2 35.097 35.159 35.221 35.287 36.114 36.048 36.006 35.959 42.508 42.632 42.743 42.854 55.115 55.220 55.306 55.407 51.634 51.570 51.531 51.504 54.001 54.410 54.621 54.673 52.786 52.488 51.837 51.217 64.292 65.910 66.914 67.493 80.101 81.901 83.162 83.529 83.088 82.548 81.860 81.113 Ejemplo de los resultados del cálculo de esfuerzos para deformaciones medidas con cuadriláteros Variación de la magnitud de los esfuerzos en un cuadrilátero en la Zona de Acumulación de un glaciar, en la cordillera del centro de Chile. Esfuerzos en tensión en ambos ejes Variación de la magnitud de los esfuerzos en un cuadrilátero en la Zona de Ablación de un glaciar, cordillera del centro de Chile. Esfuerzo en compresión paralelo al flujo del glaciar VARIACION DE LA MAGNITUD DE LOS ESFUERZOS, positivo = tensión, negativo = compresión. VARIACION DE LA M AGNITUD DE LOS ESFUERZOS, pos itivo = te ns ión, ne gativo = com pre s ión. 0,30000 S1 0,20000 S3 0,10000 0,00000 0,00000 0,10000 0,20000 0,30000 Tiempo (años) 0,40000 Esfuerzo (bares) Esfuerzo (bares) 0,40000 0,20000 0,10000 0,00000 -0,10000 -0,20000 -0,30000 -0,40000 0,000 S1 S3 0,100 0,200 Tie m po (años ) 0,300 VARIACION DE LAS TENSIONES EN UN GLACIAR: se miden en cuadriláteros en superficie. MODELO DE FLUJO GLACIAR, esquema general de operación.: Consiste de 2 submodelos: a) De deformación del hielo y b) De desplazamiento en procesos de acumulación-ablación. A) MODELO DE DEFORMACIÓN DEL HIELO DE UN GLACIAR Un modelo de deformación del glaciar debe obtener la velocidad de desplazamiento de una sección del glaciar a partir de: a) Información de la proporción de hielo y detritos a las distintas profundidades, b) La pendiente del lecho, c) La ley de flujo del hielo Para lograrlo, se puede subdividir internamente el glaciar en estratos; cada estrato, con su contenido particular de detritos, se deformará de acuerdo al esfuerzo de corte al que esté sometido, y que equivale a la componente del peso de toda la columna sobre el estrato. Esta deformación es posible calcularla. DEFORMACIÓN DE UN ESTRATO DE HIELO. La velocidad de deformación de cada estrato es posible calcularla de manera independiente, y se representa a través de ecuaciones obtenidas relacionando el esfuerzo de corte a que está sometido el hielo y su deformación. El proceso consiste en: a) Caracterizar el estrato cualquiera que contiene hielo y detrito. b) Evaluar al fuerza debida al peso del estrato (y de los eventuales estratos sobrepuestos), en la dirección de la pendiente. c) Calcular el desplazamiento del estrato. a) b) c) DEFORMACIÓN DE UNA COLUMNA COMPUESTA DE VARIOS ESTRATOS DE HIELO. La velocidad en superficie es la suma de la velocidad basal y la deformación total del hielo presente en la columna compuesta de numerosos estratos. B) MODELO DE ACUMULACIÓN-ABLACIÓN Y SU EFECTO EN LA COLUMNA DE HIELO DEL GLACIAR. Los procesos de acumulación y ablación (balance de masa) modifican el espesor del glaciar y afectan la velocidad de desplazamiento de una columna unitaria de hielo. El procedimiento general para calcular las ganancias o pérdidas de masa en esta columna unitaria, es: a) Se determina el balance de masas en la superficie del glaciar o, en glaciares de roca, en la superficie de hielo bajo el detrito superficial. b) Se corrige el espesor de la, o las, primeras capas (superiores) que contengan hielo según el monto de la ganancia o pérdida de masa en la superficie del hielo. c) Se corrige el espesor de la, o las, últimas capas (inferiores) que contengan hielo según el monto del derretimiento basal. d) Se determina la magnitud del desplazamiento de la sección, con la nueva estratigrafía (corregida). El proceso se repite hasta que el total de hielo en la columna alcance un espesor tal que su movimiento sea mínimo. RESULTADOS DEL MODELO MDGR (Geoestudios) DE UN CASO DE GLACIAR AL CUAL SE LA HA SOBREPUESTO UNA CARGA (CUBIERTA) DE MATERIAL DETRÍTICO. METODO DE CONTROL DEL MODELO: QUE LAS VELOCIDADES EN SUPERFICIE, Y LAS COTAS (EN CONSECUENCIA TAMBIÉN LOS ESPESORES DE HIELO) MEDIDAS, CORRESPONDAN A LO PRONOSTICADO POR EL MODELO. ARCHIVO: mono3.RES TITULO: LINEA1, GLACIAR MONO PARA EL CALCULO DE LAS PERDIDAS SUPERFICIALES DE HIELO SE HA CONSIDERADO SOLO LA TEMPERATURA ATMOSFERICA. ESPESOR, DISTANCIA DE CORRIDA Y COTAL BASAL CORREGIDAS, SON LOS VALORES REALES FINALES, QUE INCLUYEN (O QUE MUESTRAN) LAS DEPRESIONES EN EL RELIEVE BASAL DEL GLACIAR Y QUE EL PROGRAMA DE COMPUTACION A SUAVIZADO TEMPORALMENTE PARA EFECTOS DE CALCULAR LOS DESPLAZAMIENTOS. CUANDO UN AÑO SE REPITE, ES PORQUE EL GLACIAR CORRE PRIMERO EN UN TRAMO Y LUEGO EN EL TRAMO SIGUIENTE, EL MISMO AÑO. 0 1 2 ESPESR HIELO (m) 40.87 40.86 40.86 ESPESR HIELO CORREG (m) 40.87 40.86 40.86 DISTANC CORRIDA CORREGD (m) 0.00 2.02 2.02 DISTAN ACUMUL (m) 0.0 2.0 4.0 PERDD HIELO SUPER (m) 0.00 0.00 0.00 PERDD HIELO BASE (m) 0.01 0.01 0.01 PENDT TRAMO BASAL (ø) 10.26 10.26 10.26 5 40.84 40.84 2.01 1.21 0.81 2.01 2.01 10.1 -0.46 0.5 0.00 0.01 10.26 0.06 10 40.80 40.80 2.01 1.20 0.81 2.01 2.01 20.1 -0.44 0.5 0.00 0.01 10.26 25 40.85 40.85 1.76 0.95 0.81 1.76 1.76 46.9 -0.41 0.5 0.00 0.01 50 38.70 38.70 2.05 1.26 0.79 2.05 2.05 92.1 -0.35 0.5 0.00 75 31.81 31.81 4.66 3.93 0.73 4.66 4.66 156.3 -0.22 0.4 100 30.36 30.36 2.97 2.25 0.72 3.07 3.07 252.0 0.03 150 34.68 34.68 0.90 0.14 0.76 0.90 0.90 423.1 200 32.06 32.06 0.84 0.11 0.73 0.84 0.84 300 21.63 21.63 0.88 0.26 0.63 0.88 400 14.52 14.52 0.74 0.20 0.53 500 8.45 8.45 0.48 0.05 560 561 562 563 5.14 5.09 5.04 4.98 5.14 5.09 5.04 4.98 0.37 0.36 0.36 0.36 0.01 0.01 0.01 0.01 AÑO DISTANC VELOCID VELOCID VELOCID CORRIDA SUPERFI DEFORMA BASAL EN AÑO (m/a¤o) (m/a¤o) (m/a¤o) (m) 2.02 1.21 0.81 0.00 2.02 1.21 0.81 2.02 2.02 1.21 0.81 2.02 ESPES TEMP DETRT SUPER SUPER (øC) (m) -0.47 0.5 -0.47 0.5 -0.46 0.5 ESPES ESPES DETRT TOTAL BASAL CAP.HIE (m) (m) 0.00 45.50 0.01 45.49 0.02 45.47 COTA BASE (m) 4134.0 4133.6 4133.3 COTA BASAL CORREG (m) 4134.0 4133.6 4133.3 COTA TECHO HIELO (m) 4179.5 4179.1 4178.7 COTA SUPERF (m) 4180.0 4179.6 4179.2 45.43 4132.2 4132.2 4177.6 4178.1 0.11 45.36 4130.4 4130.4 4175.7 4176.2 9.46 0.29 45.32 4125.9 4125.9 4171.2 4171.7 0.01 11.20 0.43 42.87 4118.1 4118.1 4160.9 4161.4 0.00 0.01 21.60 0.45 35.24 4101.1 4101.1 4136.3 4136.7 0.3 0.02 0.01 19.38 0.46 33.45 4062.9 4062.9 4096.4 4096.7 0.48 1.4 0.05 0.01 6.45 0.54 37.37 3982.9 3982.9 4020.2 4021.7 466.6 0.51 1.9 0.04 0.01 6.45 0.58 34.47 3977.9 3977.9 4012.4 4014.3 0.88 554.7 0.64 2.3 0.04 0.01 13.69 0.64 23.00 3961.9 3961.9 3984.9 3987.2 0.74 0.74 638.7 0.84 2.6 0.05 0.01 19.38 0.71 15.44 3935.7 3935.7 3951.2 3953.8 0.43 0.48 0.48 699.6 1.01 3.1 0.05 0.01 19.38 0.77 8.99 3913.1 3913.1 3922.1 3925.1 0.35 0.35 0.35 0.35 0.37 0.37 0.36 0.36 0.37 0.37 0.36 0.36 724.7 725.1 725.5 725.8 1.07 1.07 1.07 1.07 3.4 3.4 3.4 3.4 0.05 0.05 0.05 0.05 0.01 0.01 0.01 0.01 17.57 17.57 17.57 17.57 0.80 0.80 0.81 0.81 5.47 5.41 5.35 5.30 3905.0 3904.9 3904.7 3904.6 3905.0 3904.9 3904.7 3904.6 3910.4 3910.3 3910.1 3909.9 3913.8 3913.7 3913.5 3913.3 EL COMPORTAMIENTO DE LOS GLACIARES ES PREDECIBLE: RESULTADOS DEL MODELO MDGR (Geoestudios) DE COMPORTAMIENTO DE UN GLACIAR. Proporciona velocidades de desplazamiento y sus variaciones en el tiempo hasta el frente, cambios de espesores, con/sin cubierta de detritos, año a año. Input: relieve del lecho, espesor inicial, y tasa acumulación/ablación. GLACIAR DE ROCA MONOLITO EN SECTOR RINCONADA METODO DE CONTROL DEL MODELO: QUE LAS VELOCIDADES EN SUPERFICIE, Y LAS COTAS (EN CONSECUENCIA TAMBIÉN LOS ESPESORES DE HIELO) MEDIDAS, CORRESPONDAN A LO PRONOSTICADO POR EL MODELO. RESUMEN DE LAS MEDICIONES COMUNES RELACIONADAS CON DEFORMACIONES Y ESTRUCTURAS VELOCIDADES EN LA SUPERFICIE: a) Geodesia y topografía con estación total, para velocidades pequeñas (errores < 1 cm) b) GPS geodésico, o imágenes laser, para velocidades intermedias (errores aprox. 10 cm) c) GPS navegador, para velocidades altas, error 10 o más metros. d) Sistemas inerciales (empleados en vuelos) VELOCIDADES EN LA BASE: a) Con sondajes controlados con inclinómetro, más velocidades en superficie. ESFUERZOS EN SUPERFICIE: a) Cuadriláteros medidos al mm con huincha calibrada, tensada uniformemente. b) Resultados de una red de estacas de velocidad. ESPESOR DEL GLACIAR: LEVANTAMIENTO CON ESTACIÓN TOTAL PROVISTA DE EDM, Y PRISMA CENTRADO TECNOLOGÍA LIDAR La tecnología LIDAR (Light Detection And Ranging) emplea laseres montados en aeroplanos, o helicópteros, los que barren el terreno calculando distancias. Empleando las distancias medidas, y los ángulos de las mediciones, y conociendo la posición del escáner del LIDAR, se calculan las posiciones y cotas de los puntos en el terreno. Esquema de obtención de datos con el sistema LIDAR montado en una aeronave cuya posición se determina con señales satelitales mediante GPS y puntos de contrl en terreno. PUNTO DE LA RED DE CONTROL DE VELOCIDADES EN SUPERFICIE DETERMINACION DE POSICIÓN Y ESPESOR MEDIANTE LEVANTAMIENTO GRAVIMETRICO APOYADO CON GPS DETERMINACION DE ESPESOR DE GLACIARES MÉTODOS DE MEDICIONES DIRECTAS: a) sísmica b) GPR (Ground Penetration Radar) c) gravimetría (única útil en glaciares de roca) d) sondaje DETERMINACION INDIRECTA: a) Según velocidad en superficie y pendiente (y ley de flujo del hielo) EXPLORACION SISMICA POR REFLEXION. El método sísmico consiste en detectar los ecos sobre un lecho rocoso que se producen al generar una onda sísmica, por ejemplo disparando un pequeño cartucho de dinamita. El trabajo se ejecuta instalando un sismógrafo en el punto 1.1.1 instalar geófonos en una línea a uno o ambos lados del sismógrafo y en una distancia superior y seleccionado, proporcional al espesor supuesto del glaciar, y disparar la pequeña carga explosiva. EL disparo produce ondas sísmicas que se propagan y llegan directamente a los geófonos a través del hielo glaciar, y ondas que se reflejan en la roca basal o en el material detrítico subglacial. Los geófonos reciben la onda sísmica y la transforman en una débil señal eléctrica, la que llega al sismógrafo, esencialmente un filtro y amplificador de la señal eléctrica, y luego un galvanómetro y registrador, o una grabadora magnética o digital. Conociendo las distancias entre el punto de disparo y los geófonos, y los tiempos de arribo de las ondas sísmicas, es posible calcular la velocidad de propagación de la onda primaria en el hielo glaciar, seleccionar las ondas reflejadas en la roca basal, y calcular el espesor del glaciar. Los geófonos se instalan en pozos excavados manualmente en la superficie del glaciar, o en sondajes, a aproximadamente un metro de profundidad si es hielo o 1,5 m si es neviza. Los geófonos en los pozos se cubren con hielo o neviza, compactada, de manera de asegurar la mejor recepción de las ondas sísmicas y de reducir vibraciones como las producidas por efectos de viento y otros en la superficie. La exploración sísmica por reflexión permite determinar el espesor de glaciares con aproximadamente un 3% de error. Permite también, mediante el uso de tres geóponos dispuestos en forma de triángulo, determinar la inclinación y dirección de la pendiente del lecho del glaciar, aunque para ello suele ser más sencillo en glaciares instalar líneas adicionales. Esquema sísmica. de exploración DETERMINACIONES DE ESPESOR CON RADAR Los equipos de radar consisten de un transmisor y su antena, una antena receptora, un receptor con osciloscopio y capacidad de conexión a un PC portátil u otro tipode almacenamiento de datos. La metodología de empleo implica recorrer el glaciar en líneas, con posicionamiento GPS en los grandes glaciares o en los pequeños glaciares marcando el terreno con estacas que luego deben levantarse topográficamente En glaciares temperados y profundos (varios centenares de metros) se han usado antenas dipolo cargadas resistivamente de 20 m de longitud lo que implica una frecuencia central de 2,5 MHz. La separación entre el transmisor y el receptor puede ser del orden de 40 a 80 m. Otros esquemas, en hielo temperado profundo y desde helicoptero, transmisor de impulso con frecuencia central de 6 MHz y antena con largo de medio dipolo de 8 m; en hielo frío de la Antártica, de más de 3.000 m de espesor, transmisor de 150 MHz. Esquema de empleo terrestre del radar para medir espesor del hielo. Transmiter = transmisor, receiver = receptor, dipole antennas = antenas dipolo, water inclusions = inclusiones de agua, bedrock topography = topografía del lecho rocoso, ice = hielo, internal reflection = reflejos internos DETERMINACIONES DE ESPESOR CON RADAR: RESULTADO Las señales se almacenan en un PC normalmente en dos formatos: de Amplitud (A) y Raster (R). El formato de amplitud permite analizar cada traza, compuesta por centenares de puntos, en un gráfico cuyo eje Y representa la amplitud de la señal y el eje de abscisas (X) el tiempo. El diagrama raster (R), permite visualizar la secuencia total de trazas en forma de imagen, correspondiendo cada traza a una columna, asignando colores a cada rango de amplitud. En la vertical, los diagramas R muestran el tiempo de retorno, mientras que en la horizontal se grafica el recorrido seguido. Diagrama de amplitud (A) de señal de radar en el glaciar Juncal Norte (Univ. de Chile). Diagrama raster (R) de señal de radar, en el CHPS (Univ. de Chile). EJEMPLO: ESPESOR DE GLACIAR CON SOBRECARGA. Espesor según gravimetría y sondajes. Sobrecarga BASAMENTO ROCOSO CASO 1998 PERFIL SITUACION FACT.SEG. PERFIL # 1 Normal Estática Presión y Sismo Extremo Presión y Sismo Extremo >10 >10 1.57 0.69 PERFIL # 2 Normal Estática Presión y Sismo Extremo Presión y Sismo Extremo >10 9.74 1.4 >0,5 PERFIL # 3 Normal Estática Presión y Sismo Extremo Presión y Sismo Extremo >10 >10 1.68 1.12 PERFIL # 4 Normal Estática Presión y Sismo Extremo Presión y Sismo Extremo >10 7.68 1.87 0.75 PERFIL # 5 Normal Estática Presión y Sismo Extremo Presión y Sismo Extremo >10 7.38 2.2 0.94 PERFIL # 6J Normal Estática Presión y Sismo Extremo Presión y Sismo Extremo >10 >10 0.32 0.24 PERFIL # 6L Normal Estática Presión y Sismo Extremo Presión y Sismo Extremo >10 4.76 4.8 0.94 PERFIL # 7 Normal Estática Presión y Sismo Extremo Presión y Sismo Extremo >10 >10 0.74 0.44 ANALISIS DE ESTABILIDAD GENERAL DE LOS GLACIARES. Casos: a) EXTREMO, morrena de fondo de baja cohesión (0,1 kg/cm2) y bajo ángulo de fricción interna (11º), en toda la base del glaciar; b) SISMO, aceleración de 0,2 g; c) PRESION de agua en los poros al máximo nivel posible (glaciar saturado). FIN de El movimiento de los glaciares y las estructuras resultantes