Jäätiköiden virtaus on jäätiköiden liikettä oman painonsa ansiosta. Jää liikkuu, koska se on muovautuvaa suurissa paineissa^[1], ja joillakin alueilla paine ja kitka sulattavat jäätä vedeksi. Vesi lisää jään muovautuvuutta ja liukastaa alustaa. Jään liikenopeus riippuu muun muassa siihen kohdistuvasta rasituksesta ja jään lämpötilasta. Kylmät, loivat mannerjäätiköt virtaavat erittäin hitaasti, mutta jyrkät, lämpimät jäätiköt hyvin nopeasti.

Selvimmin jään virtaus näkyy vuoristojen jäävirroissa. Jäätiköt virtaavat vuoristosta hitaasti alkaen jäänjakajalta kohti alavampia alueita, tai tasaisella maalla olevan paksun jääkentän keskustasta kohti ohuempia reunoja. Jäätiköiden virtaus muovaa usein näkyvästi jäätikön tai jääkentän muotoa. Se synnyttää myös mereen uusia jäävuoria, jotka siis ovat jäätiköistä lohjenneita kappaleita.

1800-luvulla ajatuksen Grönlannin jäätikön virtauksesta esitti Hinrich Rink^[3]. Varsinkin vuoristojäätiköiden virtaus on hyvin todennettu^[4][5] ja näkyy monesti jäätiköiden muodostakin. Esimerkiksi Grönlannissa^[6][7] ja Etelämantereella^{[8][9][10][11]} jäätiköiden liikettä on mitattu nykyisin mm. geodeettisilla^[12] ja tutkasatelliiteilla. Vuoristojäätikön liike riippuu jään paksuudesta, liukukulmasta, alustakourusta^[13] ja tapahtuu yleensä nopeudella 0,1–2 metriä päivässä^[13]. Monet vuoristojäätiköt virtaavat päivällä nopeammin kuin yöllä. Suurimmillaan nopeus voi olla 11–75 metriä päivässä. Grönlannin mannerjään ulosvirtausjäätiköt purkavat jäävuoria mereen jopa 20 metrin päivävauhtia^[14]. Grönlannissa jää virtaa vuorten välistä mereen yleensä vauhdilla 1–4 kilometriä vuodessa, jopa yli 7 kilometriä vuodessa^[15].

Mannerjäätikkö virtaa ulospäin jäätiköiden keskellä olevista satulamaisista harjanteista ja jääkupoleista, jotka toimivat virtauksen jakajina. Harjanteissa ja kupoleissa virtaus on hidasta. Nykyään mannerjäätiköiden virtausta on tutkittu satelliiteilla tehdyillä tutkamittauksilla^[16][17][18] ja myös laadittu erilaisia kilpailevia tietokonemalleja virtauksille^[19]. Mittauksiin osin sovitettujen mallien mukaan jää virtaa laajoilla alueilla hyvin hitaasti, alle 10 metriä vuodessa^[20].

Vuoristojäätikön keskiosien jää liikkuu nopeammin kuin reunoilla, ja jäätikön alussa ja lopussa liike on keskustaa hitaampaa. Pintajää liikkuu hitaammin kuin keskiosien jää. Pohjajäänkin liike on hitaampaa. Mutta tyypillisesti Etelämantereen 1 200–1 300 metrin korkeudessa olevilla laajoilla rinnealueilla jää virtaa noin 10 metriä vuodessa, jopa 17 metriä vuodessa, joka on mitattu 200 metriä etelään Mirnyin tutkimusasemasta^[21].

Jäätikön virtauksen perussyinä ovat jään sisäinen muodonmuutos jään oman painon synnyttämissä suurissa paineissa, paineen sulattaman veden voitelema liukuminen alustalla sekä mahdollisen pehmeän alustan muovautuminen jään liikkeen takia^[22]. Lauhkeilla alueilla jää liikkuu pääosin pohjaveden takia, ja kylmillä sisäisen muovautuvuuden takia^[23]. Hyvin paksu jäätikkö saattaa liikkua pohjalla olevan maalämmön takia sulaneen veden takia^[22]. Pohjaveden lisäksi myös alustan muovautuva maalaji- tai kivilajikerros saattaa edistää jäätikön liikettä^[22].

Kaikki jäätikön virtaussyyt saavat energiansa loppujen lopuksi maan vetovoimasta, eli jää tavallaan liukuu maanvyöryn tavoin rinnettä alas. Osan jään liikkeistä selittänee imuilmiö. Tämä näkyy siinä, että esimerkiksi Grönlannin pohjoisosissa jää virtaa hyvin hitaasti tai ei lainkaan, kun jäävirta ei ime^[15].

Lisäksi jää virtaa sen alustan muokkautumisen takia. Muun muassa alustan sedimentit muuttuvat^[24]. Jää muuttaa virtauksellaan ja painollaan alustaa siten, että jään on ajan kuluessa yhä helpompi liikkua. Myös varsinkin lauhkeassa jäässä olevan kivi- jne. kuorman äkillinen kasvu lisää jään muodonmuutosnopeutta, mutta yleensä jään sisällä oleva kiviaineksen kuorma tekee jäätiköstä jäykemmän.^[24]

Jään liike pohjautuu osin sen sisäisiin muutoksiin, jotka syntyvät paineen, jo käynnissä olevan virtauksen ja muiden tekijöiden aiheuttamasta rasituksesta. Painovoima synnyttää jäähän jään painosta johtuvan paineen, ja esimerkiksi jään asemasta rinteessä johtuvan leikkausjännityksen^[24]. Hieman yleistäen jää muuttuu suuren paineen tai muun rasituksen takia muovautuvaksi eli plastiseksi. Tätä sanotaan jään deformoitumiseksi. Miten paksu jää alkaa muovautua, riippuu rinteen jyrkkyydestä. Jyrkässä rinteessä ohutkin jää muovautuu, koska painovoima kohdistaa siihen kovan stressin.

Kun jään paksuus ja paine kasvaa yli tietyn rajan, jääkiteet muokkautuvat uudelleen, mikä mahdollistaa jään muovautumisen. Jääkiteet nimittäin järjestyvät yhdensuuntaisiksi kerroksiksi, jotka voivat leikkausjännityksen takia liukua toistensa ohi kuin korttipakan kortit^[25]. Jääkiteet hajoavat liuskoiksi^[26]. Jään muovautuminen on myös mahdollista siten, että sen kiteiden atomikerrokset liukuvat toistensa ohi^[27].

Alle 30 metriä paksu jää vain jyrkässä rinteessä, jossa jäähän kohdistuva muovaava rasitus on hyvin suuri. Jo 30–50 metriä paksu jää muuttuu kimmoisaksi, ja yli 50 metriä paksu jää alkaa virtaamaan. Jää muuttuu silloin ennen murtumistaan jossain määrin taipuisaksi tai siirappimaiseksi. Kun jäähän kohdistuu paine, se käyttäytyy ensin elastisesti, sitten jossain määrin viskoosin nesteen tavoin, mutta paineen edelleen kasvaessa lähestyy plastista ainetta.^[28] Jään paine ja siihen kohdistuva rasitus riippuvat toisistaan Glenin lain mukaan.^[29][24] Jään viskoosisuus, plastisuus ja muut ominaisuudet riippuvat voimakkaasti lämpötilasta. Jää on taipuisaa lähellä sulamispistettään.^[26] Jää muovautuu kymmenen kertaa heikommin kylmässä –15 °C kuin lähellä 0 °C, ja jokainen lämpötilan aleneminen 15 °C pienentää jään muovautuvuutta kymmenesosaansa.^[30]

Vuoristojäätiköiden virtaamisnopeus ''u'' voidaan laskea, kun jäätikön paksuus on ''h'', jäätikön valumiskulma on ${\displaystyle \alpha }$

${\displaystyle u=k_{1}h\sin {3\alpha }+k_{2}h^{2}\sin {2\alpha }}$ ^[13]

missä ${\displaystyle k_{1}}$ ja ${\displaystyle k_{2}}$ ovat kertoimia.

Lämpimässä sateisessa Washingtonin osavaltiossa oleva South Cascade Glacier muuttuu virtaavaksi eli deformoituu jääksi neljässä vuodessa ja kymmenen metrin syvyydessä, mutta Antarktiksella muutos vie 150 metriä ja muutaman tuhatta vuotta^[31]. Glenin lain mukaan esimerkiksi suuri kylmäpohjainen mannerjäätikkö deformoituu eniten jäätikön pohjaosissa^[24], jossa on suuria jännityksiä. Glenin lain mukaan laskettu jäätikön virtausnopeus pinnalla on tavallisesti pienempi kuin todellinen virtausnopeus. Esimerkiksi jäätiköiden poikkileikkaus on pääteltävissä siitä, että ne ovat osin plastisia.

Lauhkean jäätikön liikkumisen pääasiallinen syy on se, että sen pohja liukuu veden voiteleman alustan yli. Monesti, joskaan ei aina, jäätikön pohjalla on sulaa vettä. Jää virtaa monesti veden tai kostean, veden liukastaman sedimentin yllä. Paksun jäätikön aiheuttama paine ja virtauskitka sulattaa veden joissain kohdin jäätikön pohjaa. Jään sulamispiste nimittäin alenee paineen kasvaessa^[29].

Jäätiköiden sisässä onkin monesti vettä erilaisissa tunneleissa ja onkaloissa^[24]. Ne ovat merkittävin tie sulavedelle, joka pyrkii kohti jäätikön pohjaa. Kun etelänavalla porattiin a969 2164 metrin^selvennä läpimittainen reikä, sen pohjalta löytyi sulaa vettä, vaikka keskilämpötila on pinnalla –30 °C^[32].

Jään liukumisen tutkiminen on vaikeaa ja käytännössä jään liukumista pysytään havainnoimaan vain jään reunaosien tunneleissa. Havaintojen mukaan pohjan liukuminen riippuu siellä olevan veden paineesta.^[24] Näin ollen jään liukumisen tarkkaa syytä ei tunneta, vaikka muutama perusajatus onkin siitä esitetty. Se miten tarkkaan ottaen alusta vaikuttaa jään liukumiseen, on suurin jäätikkötieteen ratkaisematon ongelma. Esimerkiksi Weertmanin esittämän vesikalvon oleminen jään ja sen alustan välillä on todistamatta, mutta melko varmoja ollaan että jään liukumisen aiheuttama kitkalämpö ja maalämpö luovat ainakin ajoittain sulavesikalvon jään pohjalle^[24]. Monesti jää liukuu epätasaisen alustan yli siten että jää sulaa kohoumien edellä ja jäätyy uudestaan kohoumien takana. Tämä johtuu siitä, että kohouman edellä paine nousee niin korkeaksi, että suuripaineisen jään painesulaminen on mahdollista. Tämä on Weertmanin vuonna 1957 esittämä teoria^[24]. Jää virtaa siis osin myös siksi, että liukumisesta syntyneisiin murtumakohtiin syntyy uutta jäätä^[26].

Jään virtaus on erittäin hidasta mannerjäätiköiden keskusalueilla, koska jää on siellä kylmää ja jään pinta on hyvin loiva^[33]. Jää ei pysty siellä välttämättä liukumaan alustalla^[34]. Mutta reunoilla virtaus voi olla joskus huomattavan nopeaa, kun jään virtauksen synnyttämä kitka sulattaa vettä hyvin paljon, mikä kiihdyttää ketjureaktion tavoin jään nopeutta huomattavasti. Tämä ilmiö tulee erityisen hyvin esille jäävirroissa. Vesi edistää myös jäätikön sisäistä muodonmuutosta eli deformaatiota^[24] eli pyrkii muuttamaan jään muovautuvaksi. Duvalin mukaan vesimäärä lisää jään ryömimisnopeutta. Kun vesipitoisuus kasvaa jäässä 0,1%:sta yhteen prosenttiin, jään muodonmuutosnopeus kasvaa 10-kertaiseksi vakiopaineessa.

Alustan muokkautuminen jäätikön vaikutuksesta edistää joskus jään liikettä. Vaikka tutkijoilla on muutama yllä kuvattuja elementtejä sisältävä teoria jäätikön liikkeen perussyistä, täsmällistä mekanismia ei ole kyetty nimeämään varsinkaan kylmille mannerjäätiköille.^[35], koska paksun jään alustan oloja on vaikea tutkia. Lisäksi paksun mannerjään keskusta on jään painon aiheuttamassa kuopassa.

Jää ei aina liiku nopeasti tai hankaa kalliota. Kylmäpohjaisen mannerjäätikön pohjaosa on jäätynyt kiinni kallioon, vaikka ylempänä oleva jää saattaa liikkua^[36][22]. Tämä näkyy esimerkiksi Etelämantereen jäänalisessa Gurtsev-vuoristossa, josta otettu jäänalainen luotauskuva näyttää melko kulumattomia pinnanmuotoja. Samoin Etelä-Patagonian paksun jäätikön alla olevat vuoret eivät ole niin kuluneita kuin Pohjois-Patagonian vuoret. Osaltaan Pohjois-Patagonian vuorten kulumisen on aiheuttanut mannerlaattojen rajakohta. Sekä Pohjois- että Etelä-Patagoniassa jään liike on nopeaa alhaalla vuoristossa ja ohuemman jään kohdalla^[37].

Jäätiköiden vetäytymistä säätelee lähinnä niiden sulaminen, jota tapahtuu eniten reunoilla. Monesti kylmän ilmaston jäätikkö on jäätynyt päätteestään kiinni^[23].

Jos ilmasto lämpiää, kylmäpohjaisen jäätikön pohjalämpötila nousee painesulamispisteeseen. Samoin vaikuttaa jäätikön massan kasvu. Jos lumentulon määrä kasvaa, jää muokkautuu eli deformoituu, mikä tuottaa deformaatiossa syntynyttä kitkalämpöä. Jään pohjalle voi saapua vettä esimerkiksi pintasulamisesta jäässä olevien vetisten luolien kautta. Myös maalämpö voi sulattaa jäätikön pohjaa. Näin jäätikkö voi olla liikkumaton tai virrata eri tekijöiden vuoksi jopa kymmeniätuhansia metrejä vuodessa. Monien jäätiköiden on huomattu virtaavan nopeammin sulamisajan alussa ja joskus rankkasateiden jälkeen. Jää virtaa monesti nopeammin päivällä kuin yöllä. Alustan muoto ja kitka sekä jäätikön paksuus vaikuttavat liikenopeuteen.

Joidenkin, mutta ei kaikkien, jäätiköiden tiedetään saavan nopeita "purkauksia" (surge). Tällöin jään virtaus kiihtyy normaalia nopeammaksi^[38]. Purkausten väli voi Pohjois-Amerikan jäätikössä olla luokkaa 10–200 vuotta. Ne kestävät muutaman tunnin tai vuoden^[24]. Jäätikön nopeus purkauksessa voi olla jopa 5 metriä tunnissa (Bruarjökull Islannissa 1963–1964), tyypillisesti noin 10–100 kertaa normaalia nopeampi^[24]. Tämä johtuu jäässä tai alustassa tapahtuvista muutoksista, jota sanotaan jäänjäristykseksi. Purkauksia tapahtuu kymmenien vuosien välein, esim. Variegrad-jäätikössä Alaskassa 16–21 vuoden välein^[39]. Purkauksessa jää virtaa jopa 10–100 kertaa normaalia nopeammin. Kun jää virtaa nopeasti, siihen syntyy pinnalle railoja, kuiluja ja jäälohkoja.

Jään "syöksypurkaus" on aaltomainen, ja edellään se puristaa jäätä kokoon, kohdallaan paksuntaa ja takanaan ohentaa. Melko samantyyppisilläkään alueilla ei jään virtaus vaihtele purkauksenomaisesti^[38]. Purkaus johtuu jäätikön paksuuntumisesta ylhäällä ja sulamisesta alhaalla, mikä jyrkentää jäätikköä. Kun jäätikkö saavuttaa kriittisen profiilin, jää deformoituu ja lähtee liukuun. Liukukitka puolestaan sulattaa jäätä, mikä kiihdyttää jäätikön virtausta, mikä taas sulattaa kitkan kautta enemmän jäätä ja niin edelleen. Tämä panee liikkeelle aaltomaisen purkauksen. Toisten mielestä jäätikön purkaukset johtuvat siitä, että ajoittain sulaveden virtaus pitkin jäänalisia tunneleita estyy. Tämä lisäisi jään alaista vettä ja helpottaisi jään liukumista. Kolmannet taas väittävät jäätikön nopeitten syöksyjaksojen syiksi sitä, että veden kertyminen jään aliseen sedimenttiin muuttaa sen hyvin liukkaaksi.^[24].

• Aletschgletscher
• Grönlannin maantiede
• Vatnajökull
• Etelämanner
• Jäätikön massatase

• Imbert, Bernhardt: North Pole, South Pole, 1992.
• Ratia, Aatto: Lohkareesta emäkallioon – jäätiköstä maaperäksi. Tammi, 1996. ISBN 951-31-0718-3
• Valitut Palat, Hämmästyttävä luonto, Helsinki 1970, Artikkeli David M. Baird: Jäätiköt elävät s. 176–180, (Kirjan sisäinen) Osa 3 – Kotiplaneettamme kasvot, alaluku Maan mahtavimmat voimat
• The great ice Age – climate change and life, R.C.L. Wilson S.A.Drury J.L.Chapman, Open University 2000, First published by Routledge 2000, ISBN 0-415-19841-0 hbk, ISBN 0-415-19842-9 pbk

• How glaciers form and flow
• Trends in glacier mass balance
• Animation of glacial advance
• Advance and retreat of Columbia Glacier in Prince William Sound
• Physical geography of glacial landforms
• Links to more glacier resources online
• North Cascade Glacier Climate Project Research

• http://glimmer.forge.nesc.ac.uk/ – Glimmer, a three-dimensional thermomechanical ice sheet model, designed to be interfaced to a range of global climate models.
• http://www.pism-docs.org/ – PISM (Parallel Ice Sheet Model), which includes ice shelves and ice streams.
• http://sicopolis.greveweb.net/ – SICOPOLIS (SImulation COde for POLythermal Ice Sheets), a three-dimensional ice sheet model which accounts for polythermal conditions (coexistence of ice at and below the melting point in different parts of an ice sheet).
• http://oceans11.lanl.gov/trac/CISM/wiki – CISM (Community Ice Sheet Model), under development as a land ice component of the Community Climate System Model (CCSM).
• ISMIP – Ice Sheet Model Intercomparison Project