Los glaciares constituyen excelentes medios para detectar y estudiar los cambios clim ticos.

Ellos constituyen una importante reserva y mecanismo de regulaci n de la disponibilidad de agua dulce. Por ello su reducci n, o incluso desaparici n, puede llevar a grandes problemas para zonas urbanas que de ellos dependen. Un ejemplos son las ciudades del norte de Chile, incluyendo Santiago.

Adicionalmente permiten visualizar en forma simple los efectos del cambio clim tico. esto constituye una buena herramienta de divulgaci n.

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Glaciar Cipreses (Cuenca del Cachapoal):

Variaci n entre 1842 y 2004

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El cartel en los Alpes indica que el glaciar en 1990 llegaba hasta este punto y ya tenia un retiro de 1687 metros desde 1900. En la lejan a se observa la posici n actual mostrando que el retiro se ha vuelto aun m s dram tico (fecha desconocida, probablemente fines del 2000):

Reducci n de glaciares en los Alpes

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Glaciar Pasterze con Gro glockner (3798 metros sobre el nivel del mar):

Comparaci n entre 1900 y 2000

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Glaciar Gepatschferner:

Comparaci n entre 1904 y 2000

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Glaciar Pasterze con Gro glockner (3798 metros sobre el nivel del mar) y Johannisberg (3467 metros sobre el nivel del mar):

Comparaci n entre 1940 y 2000

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Glaciar Rhone (Rodano) con Hotel Belvedere (2274 metros sobre el nivel del mar):

Comparaci n entre 1940 y 2000

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El deshielo del artico ha sido dramatico a principio del siglo 21 lo que se ve en los diagramas de cobertura de 2003, 2007 y 2010:

Cobertura del Artico

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Desde mediados del siglo pasado se ha comenzado a estudiar y registrar el balance de masa de una serie de glaciares, observ ndose un adelgazamiento que se estar a acelerando en los ltimos a os:

Adelgazamiento medio de glaciares\\n(Datos reportados por WGMS y NSIDC. Grafica sacada de http://www.wikiwand.com/)

Si en el pasado se ten an reducciones de unos 30 cm/a o hoy son aproximadamente tres veces mas. El adelgazamiento acumulada (curva continua) llega a mostrar que desde 1950 se tiene la perdida de 14 metros.

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En los grandes casquetes de hielo este se reduce hasta en 1.5 metros por a o (y en otros aumenta 0.5 metros por a o):

Variaciones Groenlandia y Ant rtica\\nPritchard, H.D., R.J. Arthern, D.G. Vaughan, and L.A. Edwards. 2009. Extensive dynamic thinning on the margins of the Greenland and Antarctic ice sheets. Nature 461, 971-975.

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El sol irradia con una intensidad I_s aportando un calor, que depende del albedo del hielo a_e por rea y tiempo. El calor que arriba a la superficie calienta el hielo y, en peque a medida, es conducida a la base del glaciar. Si el calor que permanece en la superficie alcanza a calentar y derretir el hielo este reduce la altura del glaciar lo que se denomina ablaci n. Con ello la superficie del glaciar desciende a una tasa de ablaci n de v_a. Si durante este proceso nieva el glaciar puede tambi n acumular nuevo hielo llam ndose este proceso acumulaci n y la tasa de acumulaci n denotando la por v_c.

Proceso de ablaci n y acumulaci n\\n

El balance de ambas tasas lleva a una modificaci n de la altura del glaciar que se puede describir mediante una taza de balance de masa y que corresponde a la diferencia de las anteriores.

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Para calcular la tasa de ablaci n (velocidad de derretimiento), asumiremos que el glaciar tiene una altura h y que est a una temperatura $\Delta T$ menor que el punto de fusi n. La energ a captada por una capa de altura $\Delta x$ se conduce en parte al interior del glaciar, contribuyendo al derretimiento de la capa y a su calentamiento. Si l es el calor latente y $\rho_e$ la densidad del hielo, un elemento de volumen con superficie $S$ y altura $\Delta x$ requerir de la energ a

$\Delta Ql = S\Delta x l \rho_e$

para fundirse.

Para calentarla a la temperatura de fusi n $\Delta T_m$, se necesitar

$\Delta Q_c = S\Delta x\rho_ec\Delta T_m$

donde c es el calor espec fico. Finalmente, la conducci n t rmica eliminar calor

$\Delta Q_{\lambda}=\displaystyle\frac{\lambda S\Delta T_b}{h}\Delta t$

donde $\lambda$ es la conductividad t rmica, $\Delta T_b$ es la diferencia de temperatura superficie-base y $\Delta t$ es el tiempo transcurrido.

El calor total ser , por lo tanto

$\Delta Q_l + \Delta Q_c + \Delta Q_{\lambda} = (1 - a_{ev})(1 - \gamma_v)S I_s\Delta t$

que tras reemplazar por las expresiones resulta en

$S\Delta xl\rho_e + S\Delta x\rho_ec\Delta T_m + (\lambda/h)S \Delta T_b \Delta t = (1 - a_{ev})(1 - \gamma_v)S I_s\Delta t$

Despejando \Delta x obtenemos la expresi n para la velocidad de derretimiento

$ v_a =\displaystyle\frac{(1 - a_{ev} )(1 - \gamma_v ) I_s - ( \lambda / h ) \Delta T_b }{ \rho_e (l + c \Delta T_m )}$

Por lo tanto, un aumento de la temperatura conduce a un aumento de la tasa de ablaci n.

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La tasa de acumulaci n, denotada como v_c, se calcula a partir de la cantidad de nieve, \Delta x, que cae en un intervalo de tiempo, \Delta t, seg n la f rmula:

$ v_c =\displaystyle\frac{ \Delta x }{ \Delta t }$

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La radiaci n solar se refleja parcialmente y se absorbe en parte por la superficie. Si $I_s$ es el flujo de radiaci n, $a_{ev}$ es el albedo visible de la Tierra y $\gamma_v$ es el factor de cobertura, la fracci n absorbida es

$(1 - a_{ev})(1 -\gamma_v)I_s$

El calor proporcionado se conduce en parte hacia el interior del glaciar y en parte contribuye a derretir una capa de espesor $\Delta x$ en un tiempo $\Delta t$.

De esta manera, la superficie del glaciar se reducir a a una tasa de ablaci n (velocidad de derretimiento)

$v_a =\displaystyle\frac{\Delta x}{\Delta t}$

debido al efecto de derretimiento, mientras que crecer a a una tasa de acumulaci n $v_c$ (velocidad de deposici n de nieve) debido al efecto de la nieve que se deposita en su superficie. Por lo tanto, se producir a una fusi n si la velocidad total

$ v_b = v_c - v_a$

resulta ser negativa.

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La taza de balance de masa que se calcula de la taza de acumulaci n y la taza de ablaci n

$ v_b = v_c - v_a$

permite estimar la variaci n en la altura especifica del glaciar (en un lugar en particular)

$\Delta h=v_b\Delta t$

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