Inlandsis

Un inlandsis^[1] (terme normalitzat adaptat del danès indlandsis, que literalment significa 'gel interior') és una massa de glaç d'una glacera que cobreix un territori més gran de 50.000 km² (els menors d'aquesta extensió s'acostuma a anomenar-los capa de glaç).^[2] També se'n diu glacera continental i en anglès ice sheet.^[3] Actualment només hi ha inlandsis a Groenlàndia i l'Antàrtida però durant la darrera glaciació el inlandsis Laurentidià va arribar a cobrir la major part del Canadà i d'Amèrica del Nord. La glaciació de Wisconsin va fer que l'inlandsis cobrís el nord d'Europa. La glacera continental de la Patagònia va cobrir de gel el sud d'Amèrica del Sud. Malgrat que la superfície de l'inlandsis és freda, la base és generalment més càlida motivada per la calor geotèrmica. En alguns llocs es fon part del gel i lubrica la glacera continental i així flueix més ràpid. Aquest procés dona lloc a canals que flueixen més ràpid que són corrents de gel.

Mapa de Groenlàndia que indica el gruix, en metres, del seu inlandsis

Els actuals inlandsis són recents en un context geològic. El de l'Antàrtida és possible que es comencés a formar en el període Oligocè però amb avançades i retrocessos fins al Pliocè. El de Groenlàndia no es va fer fins al Pliocè tardà.

Descripció i origen

El terme indlandsis es va aplicar inicialment a les zones cobertes per gels permanents de Groenlàndia, Islàndia i els arxipèlags àrtics. En l'actualitat, la paraula danesa és la usada pels geògrafs per a referir-se a tot camp de gel de dimensions continentals i que persisteix durant segles.

Els indlandsis posseeixen una forma cupular amb una gran curvatura, independentment del relleu que posseeixi el substrat en què estan asseguts. El pes del gel (en les parts més profundes "gel fòssil") (a l'Antàrtida arriba a tenir 2.000 m de gruix) provoca que la superfície de la litosfera sota el gel es trobi en una bona part sota el nivell de la mar. Al cap i a la fi el gel glacial és una roca sòlida que contribueix a l'estructura de l'escorça i condiciona el seu equilibri isostàtic.

Durant els períodes glacials, l'extensió de les capes de gel s'amplia considerablement: en el Würm o wurmià, els casquets es van estendre per Europa i Amèrica del Nord fins a uns 45° graus de latitud.

Durant els períodes tebis o càlids interglacials, el retrocés de les capes de gel deixa assenyalades petjades en el relleu de les terres emergides. En primer lloc, es produeix per isostàsia una lenta elevació del territori que ha estat sota el gel, i es presenten formacions geofísiques característiques: escuts —extenses planícies i planes degudes a la forta erosió que causa la capa de gel en avançar i retrocedir—. Això s'aprecia especialment en l'hemisferi nord, on destaquen l′Escut Canadenc i l′Escut Bàltic, llacs glacials, pujols morrèniques (especialment drumlins), valls d'origen glacial, fiords, firths, ries, gegantescos còdols i —com ocorre a la Patagònia argentina— piquets aïllats (antics nunataks) anomenats chihuidos.

Capa de gel de l'Antàrtida

Article principal: Casquet glacial de l'Antàrtida

La capa de gel antàrtic es va constituir primerament com un camp de gel a inicis de l'oligocè amb períodes d'avanç i retrocés fins al pliocè, quan els gels van cobrir la macro-unitat geogràfica de l'Antàrtida en situar-se aquesta per la deriva continental en l'àrea polar meridional.

Cobreix una àrea de més de 14 milions de km². Si es considera també al gel marí (flotant), la mateixa s'amplia a uns 30 milions de km² durant l'hivern. A diferència del gel glacial, el gel marí sol té uns pocs metres de gruix (usualment no més de cinc).

En definitiva, amb la seva extensió de 14 milions de km² posseeix 30 milions de km³ de gel, la qual cosa equival al 90%  de l'aigua dolça del planeta Terra. Si la capa de gel antàrtica es fongués, el nivell dels oceans s'elevaria 61,1 m. No obstant això, aquesta dada no ha de ser pres de manera alarmista, ja que no està previst que això ocorri a curt o mig termini. Malgrat això, la contribució de l'Antàrtida a l'elevació del nivell de la mar podria ser significativa en cas de fondre's.

Capa de gel de Groenlàndia

Article principal: Casquet glacial de Groenlàndia

La capa de gel groenlandès, també anomenada Sermersuaq, actualment posseeix una extensió d'1,7 milions de quilòmetres quadrats, la qual cosa suposa el 82%  de la superfície de l'illa. El volum dels seus gels és de 2,85 milions de quilòmetres cúbics; si es fongués la capa de gel groenlandesa, el nivell dels oceans ascendiria 7,2 m.

Dinàmica

Fluxos de gel

Fluxes glacials al mantell de gel de l'Antàrtida.

Desplaçament del gel a l'Antàrtida.

Una capa de gel és una massa de gel que s'ha format al llarg de milers d'anys d'acumulació de neu i cobreix una superfície terrestre de grandària continental, és a dir, 50.000 km². Fins i tot les capes de gel estables estan en continu moviment, ja que el gel flueix gradualment cap a l'exterior des de l'altiplà central, que és el punt més alt de la capa de gel, i cap als marges. El pendent de la capa de gel és baixa al voltant de l'altiplà, però augmenta abruptament en els marges.^[4] Aquesta diferència en el pendent es produeix a causa d'un desequilibri entre l'alta acumulació de gel en l'altiplà central i una menor acumulació, així com una major ablació, en els marges. Aquest desequilibri augmenta l'esforç tallant en una glacera fins que comença a fluir. La velocitat de flux i la deformació augmentaran a mesura que s'aproximi a la línia d'equilibri entre aquests dos processos.^[5][6] Aquest moviment és impulsat per la gravetat, però està controlat per la temperatura i la força de les bases de cada glacera. Una sèrie de processos alteren aquests dos factors, donant lloc a onades cícliques d'activitat intercalades amb períodes més llargs d'inactivitat, en escales de temps que van des de cada hora (és a dir, els fluxos de marea) fins al centennista (cicles de Milankovich).^[6]

La relació tensió-deformació del flux plàstic (secció sarcet): un petit augment de la tensió crea un augment exponencialment major de la deformació, la qual cosa equival a la velocitat de deformació.

Quan la quantitat de tensió (deformació) és proporcional a la tensió aplicada, el gel actua com un sòlid elàstic. El gel no fluirà fins que hagi aconseguit un gruix de 30 metres, però després de 50 metres, petites quantitats de tensió poden donar lloc a una gran quantitat de deformació, provocant que la deformació es converteixi en un flux plàstic en lloc d'elàstic. En aquest punt, la glacera començarà a deformar-se pel seu propi pes i a fluir pel paisatge. D'acord amb la llei de flux de Glen-Nye, la relació entre la tensió i la deformació, i per tant la taxa de flux intern, es pot modelar de la manera següent:^[5][6]

${\displaystyle \Sigma =k\tau ^{n},\,}$

on:

${\displaystyle \Sigma \,}$ = velocitat de deformació (flux) de cisallament.

${\displaystyle \tau \,}$ = tensió

${\displaystyle n\,}$ = una constant entre 2 i 4 (típicament 3 per a la majoria de les glaceres) que és major com menor és la temperatura

${\displaystyle k\,}$ = una constant dependent de la temperatura

Les velocitats més baixes es troben prop de la base de la glacera i al llarg dels vessants de la vall, on la fricció actua contra el flux, causant la deformació més gran. La velocitat augmenta cap a l'interior, cap a la línia central, i cap amunt, a mesura que disminueix la deformació. Les velocitats de flux més altes es troben en la superfície i representen la suma de les velocitats de totes les capes inferiors.^[5][6]

L'erosió diferencial augmenta el relleu, com es veu clarament en aquest fiord noruec de costats increïblement escarpats.

Les glaceres també poden moure's per lliscament basal, en el qual la base de la glacera està lubrificada per aigua de desglaç, la qual cosa permet a la glacera lliscar-se sobre el terreny en el qual s'assenteixi. L'aigua de desglaç pot produir-se per fusió induïda per pressió, fricció o calor geotèrmica. Com més variable sigui la quantitat de fusió en la superfície de la glacera, més ràpid fluirà el gel.^[7]

Atès que el gel pot fluir més ràpidament allí on és més gruixut, la taxa d'erosió induïda per les glaceres és directament proporcional al gruix del gel suprajacent. En conseqüència, les hondonades baixes preglacials s'aprofundiran i la topografia preexistent s'amplificarà per l'acció glacial, mentre que els nunataks, que sobresurten per sobre de les capes de gel, a penes s'erosionen -s'ha estimat que l'erosió és de 5 m per 1,2 milions d'anys.^[8] Això explica, per exemple, el profund perfil dels fiords, que poden aconseguir un quilòmetre de profunditat a mesura que el gel es dirigeix topogràficament cap a ells. L'extensió dels fiords cap a l'interior augmenta el ritme d'aprimament de la capa de gel, ja que són els principals conductes de drenatge de les capes de gel. També fa que les capes de gel siguin més sensibles als canvis climàtics i oceànics.^[8]

Cada hora, l'activitat de les marees pot modular el moviment del gel. La influència d'una oscil·lació de marea d'1 m es pot sentir fins a 100 km de la mar.^[9] Durant les marees vives més grans, un corrent de gel romandrà gairebé estacionària durant hores, abans d'una onada d'al voltant de 30 cm en menys d'una hora, just després del pic de la marea alta; a continuació, s'estableix un període estacionari fins a una altra onada cap a la meitat o el final de la marea descendent.^[10][11] Durant les marees mortes, aquesta interacció és menys pronunciada i, en canvi, les marees ocorren aproximadament cada 12 hores.^[10]

Processos subglacials

Una secció transversal a través d'una glacera. La base de la glacera és més transparent com a resultat de la fosa.

La majoria dels processos importants que controlen el moviment glacial ocorren en el contacte amb el llit de gel, encara que només té uns pocs metres de gruix.^[9] Les glaceres es mouran lliscant-se quan l'esforç tallant basal cau per sota de l'esforç tallant resultant del pes de la glacera.

τ_D = ρgh seno α

on τ_D és l'esforç d'embranzida, i α és el pendent de la superfície del gel en radiants.^[9]

τ_B és l'esforç tallant basal, una funció de la temperatura del mantell i la seva suavitat.^[9]

τ_F, la tensió de cisallament, és el menor entre τ_B i τ_D. Controla el ritme del flux plàstic, segons la figura (inserit a la dreta).

Per a un determinat glacial, les dues variables són τ_D, que depenen d'h, el gruix de la glacera, i τ_B, l'esforç tallant basal.

Esforç tallant basal

L'esforç tallant basal és funció de tres factors: la temperatura, la rugositat i la suavitat del llit.^[9]

El fet que un llit sigui dur o tou depèn de la porositat i la pressió dels porus; una major porositat disminueix la resistència del sediment (per tant augmenta la tensió de tall τ_B).^[9] Si la resistència del sediment cau molt per sota de τ_D, el moviment de la glacera s'acomodarà mitjançant el moviment dels sediments, en lloc de lliscar-se. La porositat pot variar segons una varietat de mètodes. El moviment de la glacera suprajacent pot provocar que el llit sofreixi dilatància; el canvi de manera resultant reorganitza els blocs. Això reorganitza blocs molt junts (una mica com a roba acuradament doblegada i atapeïda en una maleta) en un revoltim desordenat (igual que la roba mai torna a cabre quan es llança de manera desordenada). Això augmenta la porositat. Tret que s'agregui aigua, això necessàriament reduirà la pressió dels porus (ja que els fluids dels porus tenen més espai que ocupar).^[9] La pressió pot provocar la compactació i consolidació dels sediments subjacents.^[9] Atès que l'aigua és relativament incompressible, això és més fàcil quan l'espai porós està ple de vapor; per a permetre la compressió cal eliminar l'aigua. En els sòls, es tracta d'un procés irreversible.^[9] La degradació dels sediments per abrasió i fractura disminueix la grandària de les partícules, la qual cosa tendeix a reduir l'espai porós. No obstant això, el moviment de les partícules pot desordenar el sediment, amb l'efecte contrari. Aquests processos també generen calor.^[9]

Un llit tou, amb alta porositat i baixa pressió del fluid de porus, permet que la glacera es mogui per lliscament del sediment: la base de la glacera pot fins i tot romandre congelada al llit, on el sediment subjacent es llisca per sota com un tub de pasta de dents. Un llit dur no pot deformar-se d'aquesta manera; per tant, l'única forma que tenen les glaceres de base dura de moure's és per lliscament basal, on l'aigua de desglaç es forma entre el gel i el propi llit.^[12]

La suavitat del llit pot variar en l'espai o el temps i canvia dramàticament d'una glacera a un altre. Un factor important és la geologia subjacent; les velocitats de les glaceres tendeixen a diferir més quan canvien el llit de roca que quan canvia el gradient.^[12] A més, la rugositat del llit també pot actuar per a retardar el moviment de les glaceres. La rugositat del llit és una mesura de quantes roques i obstacles sobresurten del gel suprajacent. El gel flueix al voltant d'aquests obstacles fonent-se sota l'alta pressió en el seu costat stoss; Després, l'aigua de desglaç resultant es força a entrar en la cavitat que sorgeix en el seu costat de sotavent, on es torna a congelar.^[9]

A més d'afectar la tensió dels sediments, la pressió del fluid (p_w) pot afectar la fricció entre la glacera i el llit. L'alta pressió del fluid proporciona una força de flotació cap amunt sobre la glacera, reduint la fricció en la seva base. La pressió del fluid es compara amb la pressió de sobrecàrrega de gel, p_i, donada per ρgh. Sota corrents de gel que flueixen ràpidament, aquestes dues pressions seran aproximadament iguals, amb una pressió efectiva (p_i – p_w) de 30 kPa., és a dir, tot el pes del gel el suporta l'aigua subjacent i la glacera està a flotació.^[9]

Efectes previstos en cas d'escalfament global

Els inlandsis de Groenlàndia i probablement també el de l'Antàrtida han anat perdent massa de gel recentment, ja que la fusió de gel supera l'acumulació de neu. Segons els científics (IPCC) la pèrdua de gel d'aquestes dues grans masses ha contribuït respectivament amb un increment del nivell del mar de 0,21 ± 0,35 i 0.21 ± 0,07 mm/any entre 1993 i 2003.^[13]

Si continua l'escalfament es preveu que continuaria la fusió de gel malgrat el previst increment de la precipitació de neu a la zona.

Vegeu també

• Indlandsis de l'Antàrtida
• Indlandsis de Groenlàndia