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Gletschereis besteht aus polygonalen, handgroßen Eiskristallen, die in der beweglichen Tiefenzone des Gletscher. Die Form der polygonalen Eiskristalle ist nach der irischen John Tyndall (1820–1893), der den Regulierungsmechanismus des Auftauens und Wiedereinfrierens von Eis am Druckschmelzpunkt beschrieb.

firnis

körniges Tanneneis

Schnee geht oberhalb der Firnlinie im Firnveld durch abwechselndes Auftauen und Einfrieren in den Firnijs. Oberhalb der Firnlinie entstehen weiße Schneefelder, in denen sich das ganze Jahr über nachhaltig Schneekristalle ansammeln können. Aufgrund des mit der Tiefe zunehmenden Firndrucks Schneekristalle in feines Eis verwandelt, wobei jede Jahresschicht aus feinen Eiskörnern zu einem Ganzen zusammengefügt wird. Die Umwandlung von Tannenschnee mit Luftblasen zu feinem Tanneneis verläuft langsamer, je trockener das Eis ist. Erst wenn die Luftbläschen vollständig eingeschlossen sind, spricht man von feinem Fir-Eis.
Unten unter der Firnlinie oder Gleichgewichtslinie das feine Tanneneis geht in das grobe Gletschereis über, das aus handgroßen Eiskristallen besteht, die im Trägheitsmechanismus des Massentransports eine Eismasse bilden. Weiter unten zeigt das Gletschereis weiße und blaue Jahresschichten. Die weißen Schichten zeigen noch die sichtbaren Luftblasen, während die blauen Schichten festes Eis sind. Diese blauen Jahresschichten schmelzen leichter und bilden blaue Rippen oder blaues Eis auf der Gletscheroberfläche.

Kristallgrenze

An der Kristallgrenze von feinen und groben Eiskörnern finden sich Konzentrationen von zuvor in der Schneeflocke vorhandenen Fremdstoffen, die den Schmelzpunkt an der Außenseite des Eiskristalls erniedrigen. Da Temperatur und Druck mit der Tiefe der Eisschicht ansteigen, führt der Fremdkörper zu einem vorzeitigen Aufschmelzen in membrandünne Wasserschichten in der äußeren Zone des Kristalls.

Neben dem Phänomen der Makrokristallgrenzen spielt auch die Scherung von Mikroeiskristallen parallel zu ihrer Basis {0001} eine wichtige Rolle zur Erklärung der Gletscherbewegung. Letzteres gilt hauptsächlich für trockenes Polareis.

Eisbewegung

Märjelensee, im Naturerbe von UNESCO

Da der Schmelzpunkt des Eises mit dem Tiefendruck sinkt und durch Stofftransport Wärme freigesetzt wird, kommt es zu dem Moment, dass Volumenänderungen unter konstanten Druckschwankungen stattfinden. Dadurch kann sich der Eiskristall in der beweglichen Zone des Gletschers bewegen, auf Kosten der kleineren Eiskristalle wachsen und sich im Talboden bewegen. Diese anwachsenden Eiskristalle begrenzen die Gletscherbewegung.

Beispiel

Der Märjelensee liegt seitlich vom Aletschgletscher. Der Wasserstand hängt vom Gletscherdruck ab. Wenn der Märjelensee trocken ist, können die erratischen und polygonalen Eiskristalle aus dem tiefen Eis gepflückt werden oder sie schwimmen im restlichen Wasser, das hier auf halber Höhe des Gletschers handgroß ist.

Verformungen

Am Bodengrund der subglazialen Entwässerungszone in den ersten 20 Zentimetern ist das Gletschereis durch häufiges Schmelzen und Wiedereinfrieren transparenter (Querschnitte). In der subglazialen Entwässerungszone ist die saisonale Welle oder Druckwelle bewegen.

Alle möglichen Erklärungen der Eisbewegung auf einer horizontalen Ebene (Eisschilddynamik) und schiefe Ebene (Gletscherdynamik) beruhen auf der Kalt- oder Warmverformung, dies ist die Eigenschaft einer Eismasse, eine Formänderung zu erfahren.

Trockenes Polareis, die Kaltverformung

Eis, das sich dem Kaltverformungsmechanismus bis über -60 Grad Celsius anpasst, wird als Polareis bezeichnet. Die erstmalige Bildung zur rein plastischen Mobilität von trockenem Polareis nach der Kaltverformung kann bei starker Tiefenkälte mit fünf Zentimetern trockenem Schneefall pro Jahr bis zu dreitausend Jahre dauern. Die dünne Schneeschicht erhält die Druckbeweglichkeit der Kaltverformung in einer Tiefe von knapp 100 Metern. Ausgedehnte Trockenschneezonen sind ausgenommen auf Grönland und Antarktis gefunden.

Gehärtetes Eis, die warme Verformung

Nasse Flocken erzeugen durch sehr wenig Wasser in 20 Metern Tiefe Druckbeweglichkeit und durch Schneefall von zehn Metern pro Jahr dauert der Wandel zu einer massiven aktiven Eisschicht nur fünf Jahre. Anschließend stieg die Temperatur in 50 Metern Tiefe aufgrund der kinetischen Energie auf -0,5 Grad Celsius. Die Tiefen von 20 Metern und 50 Metern sind zwei charakteristische Tiefen für die Bewegung der warmen Verformung, mit aktivem Eis und temperiertem Eis am Schmelzpunkt des Drucks. Dies lässt sich durch die membrandünnen Wasserschichten zwischen und an der Grenze von Mikro- und Makrokristallen in polykristallinem Gletschereis beschreiben. Vliesdünne Wasserschichten, die empfindlich auf Druckschwankungen reagieren.

Historischer Hintergrund

Die Deformationstheorie oder das Fließgesetz von J.W. Tal. In den frühen Jahren des 20. Jahrhunderts erschienen Studien zum Mechanismus des Eises im Mikromaßstab. Weinberg passt 1906 die Navier-Stokes-Gleichungen zur Eisbewegung. Diese Gleichungen verbinden die Beschleunigung einer Flüssigkeit und ihre viskose Reibung mit den auf sie einwirkenden Kräften, um eine Verformung zu bewirken. 1930 galt das Eis jedoch noch als Newtonsche Flüssigkeit und die Newtonschen Kräfte sind sein Eigengewicht. Lagally erweiterte die Theorie und schlug das Gesetz vor, das die Eisdicke mit der messbaren Oberflächengeschwindigkeit, der Newtonschen Viskosität von Flüssigkeiten und dem Neigungswinkel verknüpft. Er wendete das Newtonsche Gesetz einer Flüssigkeit an, um die Eisdicke des österreichischen Gletschers vorherzusagen Pasterze. Glens erste Arbeit über die nicht-Newtonschen Eigenschaften von Eis wird 1951 veröffentlicht. Glen entwickelte die Kalt-Warm-Deformationstheorie für Eis, die zwischen einer Newtonschen Flüssigkeit wie Wasser und dem idealen plastischen Verhalten eines Festkörpers wie eines Salzes liegt. 1957 veröffentlicht John F. Nye damit eine grundlegende These zur Bewegung von Gletschereis mit nicht-newtonscher Viskosität.
Drei Jahre zuvor hatte die Mineralogie gezeigt, wie die Deformationstheorie auf kristalline Materialien angewendet wird. Um die Theorie zu überprüfen, waren neue Forschungsmethoden erforderlich, denn Eis kommt in großen Tiefen und bei unterschiedlichen Temperaturen vor. Es war der junge Student J.W. Glen, der das Eisgesetz der nicht-Newtonschen Viskosität vorgeschlagen hat.

Beweise. Eine Reihe von drei Experimenten zu Glens kalter und heißer Deformationstheorie, Nye versuchte, die Kaltlaborstudie bei -1,5 Grad Celsius durch Feldexperimente miteinander zu verknüpfen. Dazu verglich er die Laborforschung im Feld mit der Verformung eines kalten Tunnels, eines kalten Bohrlochs am Boden Jungfraufirn und Tunnel in den warmen Gletschern von arolla. Bei der Analyse der Experimente im Rahmen von Glens erster Laborstudie müssen Ähnlichkeiten zwischen den Ergebnissen gefunden werden. Mit einer Ausnahme ist der Zusammenbruch der -0,5 Grad Celsius warmen Tunnels viel schneller, als es Glens Gesetz für kalte Tunnel von -1,5 Grad darstellt. Die drei Feldexperimente umfassen die Theorie der Kompressibilität eines zylindrischen Lochs, in dem die Eismassen eine nicht-newtonsche Viskosität aufweisen. Eine neue Serie von Labormessungen bei unterschiedlichen Temperaturen und für die gemäßigten Regionen, -0,5 Grad Celsius, war in Vorbereitung.

Eismechanik

Die Deformationstheorie oder das Fließgesetz von J.W. Tal:

${displaystyle {frac {partielles Gamma }{partielles z}}=k au ^{n},,}$

in welchem:

${Anzeigestil-Gamma ,}$ = horizontale Eisgeschwindigkeit

${Anzeigestil z,}$ = vertikale Koordinate (z=0 ist der Boden)

${Displaystil autsch ,}$ = horizontal aufgebrachte Spannung oder Schubspannung (als Einheitsstab)

${displaystyle n,}$ = eine Konstante zwischen 2–4 (für nicht-newtonsches Gletschereis gilt normalerweise der Wert 3; für eine Newtonsche Flüssigkeit der Wert 1)

${displaystyle k,}$ = die Viskosität oder Konstante genannt (diese hängt ab von: Temperatur, Kristallstruktur, Konzentration von Fremdstoffen, der Wert von k ist bei -0,5 Grad Celsius am größten, bei -10 Grad Celsius nur 10% dieses Wertes)