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氷河の動きは氷河の動きであり、氷の川に例えることができます。それは多くの地形を形成する上で重要な役割を果たしてきました。世界のほとんどの湖は、氷河によって削られた盆地にあります。氷河の動きは速い場合（グリーンランドのヤコブスハウン氷河で観測された1日あたり最大30メートル（98フィート/日））[ 1 ]もあれば、遅い場合（小さな氷河や氷床の中心部では年間0.5メートル（20インチ/年））もありますが、通常は1日あたり約25センチメートル（9.8インチ/日）です。[ 2 ]
氷河の動きは、重力によって引き起こされる4つのプロセス、すなわち底面滑り、氷河地震による氷の大きな部分の部分的な動き、底面の変形、および内部変形によって発生します。
氷河は変形または滑りによって移動し、斜面を下ります。氷河を通る物質の流れは、氷河自体のさまざまな場所で一般的に一定ではなく、多数の要因に応じて速くなったり遅くなったりします。これらの要因を説明する1つの方法は、氷河の応力への影響を説明することです。2種類の応力を区別することができます。駆動応力（重力によって氷河が斜面を下って流れる）と抵抗応力（氷河の斜面下への加速を妨げる）です。[ 6 ]
応力は、単位面積あたりの力の単位を持つベクトル量です。重力や摩擦などの力の有効性は、それが分布する面積に応じて強調されたり弱められたりするため、応力は氷河の動きを記述するのに有用な量です。氷河の動きを記述する目的で、すべての応力を（a）対象となる表面に垂直に作用する法線応力、または（b）対象となる表面に横方向に作用するせん断応力のいずれかに分類できます。[ 7 ]
氷河の氷は、氷河の底面にかかるせん断応力である底面せん断応力によって駆動応力を受けます。底面せん断応力の基本モデルについては、次のように言うことができます。[ 8 ]
ここで、αは氷河床の傾斜、ρは氷の密度、gは重力加速度、hは氷の厚さです。また、次の点にも注意してください。[ 9 ]
ここで、σは氷河氷の重量によって氷河底が受ける垂直応力です。（ρghという式は静水圧の式、つまり流体柱の重量によってある点に加わる静的応力と同等であることに注意してください。）[ 10 ] このように、せん断応力は氷河氷の重量の斜面下方向成分に相当します。したがって、氷河の応力状態は氷河の厚さ全体にわたって一定ではないことは明らかです。なぜなら、下層部にかかる重量が大きくなるため、氷河底に近づくにつれて垂直応力が増加するからです（実際、応力は深さに対してほぼ線形に変化します）。いずれにせよ、この駆動せん断応力の下で、氷河氷は変形し、非線形粘性流動を経験します。変形量と駆動せん断応力の関係は、氷河氷のレオロジーを記述する構成則であるGlen-Nye流動法則を使用してモデル化できます。この法則は次のように述べられています。
本質的に、ひずみ速度（氷河の単位長さあたりの変形）は定数 A に基底せん断応力の n 乗（別の定数）を掛けたものに比例する。[ 9 ]一般的に、
そして[ 11 ]
定数Aとnは、氷の動きに関する経験的観測に基づいており、物理法則から導き出されたものではないことに注意してください。ほとんどの研究では、nのべき乗則の値は2から4の間であるべきだとされています。
この流れの法則は、テンソル形式で次のように表現することもできます。どこそして、氷の有効粘度と呼ばれる。[ 11 ]この式では、は、氷が受ける偏差応力テンソルを表します。偏差応力は、体積変化（静水圧応力成分で表される）ではなく、材料の歪みを引き起こす応力成分です。したがって、氷の流れと氷河のレオロジーは、氷内部のせん断応力に非常に敏感であることがわかります。[ 12 ]ただし、前述のように、せん断応力は氷床が受ける静水圧に依存します。
氷河の変形に加えて、氷河が乗っている岩盤に対して移動する基底滑りもあります。氷河の流れの速度は、変形と基底滑りの合計です。基底抵抗は、岩盤に沿って氷河が滑ることによって氷河の流れを減らすために行われる仕事を表し、岩盤の性質（堆積物の変形性/硬度）など多くの要因に依存します。[ 13 ]岩盤と氷河の間の融解水は、岩盤に近い氷が通常の圧力で融解するか、氷河の亀裂を通って移動した水によって発生することがよくあります。この融解水は、氷河と岩盤の間の界面を潤滑し、基底滑りの速度を増加させます。変形と基底滑りに起因する氷河の動きの割合は、氷河の環境によって異なります。例えば、寒冷な急斜面における氷河の移動は主に基底滑りによるものと考えられるが、温暖で平坦な環境では、基底滑りは氷河の移動の10～20％にしか寄与しない可能性がある。[ 14 ]
氷河の末端が融解速度よりも速く前進する場合、結果として氷河は前進する。氷河の後退は、末端から融解する物質の量が、その領域への流入によって補充される物質の量よりも多い場合に起こる。
氷河学者は、氷河の質量収支の傾向は、個々の氷河の末端の前進や後退よりも根本的なものであると考えている。1960 年以降、世界中の氷河の総体積は著しく減少している。この減少は地球温暖化と相関している。[ 15 ]氷河が薄くなると、質量の損失により速度が低下し、クレバスも減少する。
氷河の動きやそれによって形成される地形を研究するには、さまざまな分野のツールが必要となる。自然地理学、気候学、地質学などは、時にまとめて地球科学と呼ばれる分野に含まれる。
更新世（最後の氷河期）には、大陸氷河と呼ばれる巨大な氷床が地球の大部分を覆っていました。これらの大陸氷河の動きによって、現在ではよく知られている多くの氷河地形が形成されました。氷河が拡大するにつれて、蓄積された雪と氷の重みによって、地表の岩石が押しつぶされて再分配され、条痕、圏谷、懸谷などの侵食地形が形成されました。その後、氷河が後退し、押しつぶされた岩石と砂を残していくと、モレーン、エスカー、ドラムリン、カメなどの堆積地形が形成されました。ニューイングランド（アメリカ合衆国北東部）で見られる石垣には、氷河によって岩盤から何マイルも運ばれてきた氷河漂礫岩が数多く含まれています。
アルプスの氷河は、ある時点で薄くなりすぎると動きを止めます。これにより、基底侵食は停止します。氷河から流れ出る川は、氷河粉が減少するにつれて透明度が増します。湖や池も氷河の動きによって形成されることがあります。ケトル湖は、後退する氷河が地下に氷塊を残したときに形成されます。モレーンダム湖は、川（または雪解け水）が氷河堆積物によって堰き止められたときに形成されます。
