Att studera en glaciär i balans innebär att titta på en glaciär som på sikt inte ändras, det vill säga den ökar eller minskar inte i volym och ytan höjs eller sänks inte heller. Tänk på att denna utgångspunkt är teoretisk. Verkliga glaciärer är aldrig i perfekt balans, men för att kunna förklara principerna tydligt antar vi ändå balans.
Tanken med balans är att det är en mer eller mindre teoretisk situation där principerna tydliggörs, faktum är att själva idén är något som många använder i sitt tänkande utan att fundera över vilka effekter det har. Om du har ett badkar med en läcka behöver du spola i exakt lika mycket vatten som läcker ut för att vattennivån skall vara densamma i karet under hela tiden. Minsta skillnad leder till att ytan sjunker eller stiger.
Vi antar nu att vår glaciär erhåller ett jämnt snötäcke under vintern. Detta leder till att massa (tyngd) läggs på över hela glaciärytan, glaciären blir tjockare (marginellt tjockare eftersom ett lager på en par meter snö i förhållande till en kanske 100–150 m tjock glaciär inte utgör någon dramatisk ökning av den totala tjockleken). Tyngden som detta tillskott utövar på den ursprungliga massan har visserligen ökat men tillskottet är likadant överallt.
I de övre delarna av glaciären adderas varje år en viss mängd snö. Att vår ”modellglaciär” är i balans innebär att den nya högre ytan orsakad av nettotillskottet av snö sjunker ned motsvarande den tillförda snöns mäktighet. Nettotillskottet kompenseras av en rörelse nedåt så att ytan återfår sin ursprungliga nivå. Detta betyder att isrörelsen är nedåtriktad i ackumulationsområdet. Hur stor den nedåtriktade rörelsen är beror på hur mycket massa som tillförs vid den aktuella platsen på glaciären. Om vi jämför detta med ackumulationsmönstret på Storglaciären kan vi förstå hur komplicerat rörelsemönstret kan bli.
För att en glaciär skall kunna vara i balans måste den kompensera nettoförändringen på alla punkter. Det betyder att om nettoförändringen har ett komplicerat mönster så måste också den kompenserande rörelsen ha ett liknande mönster. Att nettoförändring och kompenserande rörelser följer varandra exakt händer dock sällan. Men för att förstå hur en glaciär fungerar fortsätter vi ändå att studera detta specialfall. På Storglaciären är nettoförändringen (nettobalansen) under ett år till stor del styrd av ackumulationsmönstret.

Isrörelsen har en variation över glaciärytan med generellt nedåtriktad rörelse i ackumulationsområdet och generellt uppåtriktad rörelse i ablationsområdet. Dessa förändringar i glaciärens yta är en följd av att isen som helhet rör sig. I specialfallet med Storglaciären i balans sjunker ytan i de övre delarna, det vill säga glaciärytan har en nedåtriktad rörelse som motsvarar det masstillskott som sker där. I de nedre delarna är glaciärytans rörelse uppåtriktad och kompenserar så den is som smält bort under sommaren.

Tidigare slog vi fast att isen rör sig från glaciärens övre del till dess nedre. Hur varierar då hastigheten i glaciären Vi skall titta på ett exempel. I fig 2, ses en enkel dalglaciär (principen fungerar lika väl för inlandsisar) med såväl ackumulations- som ablationsområde utritat, separerade av jämviktslinjen. Vi tänker oss att glaciären är jämnbred så att vi kan bortse från konstigare geometrier. Glaciären antas också vara i balans så att den varken växer eller minskar utan behåller sin form från år till år.
rnOm vi gör ett vertikalt tvärsnitt genom glaciären någonstans högt upp i ackumulationsområdet (Ax i figuren) kan vi bestämma vilken hastighet glaciären har i det snittet. I det specialfall vi studerar där glaciären är i balans kommer allt nettotillskott av massa som tillkommer ovanför snittet att passera genom snittet varje år.

Nettotillskottet av massa, mätt i volym massa per år, kan beräknas genom att man mäter djupet av snö som tillkommer per år (b_Nm/år) och multiplicerar detta med ytan ovanför snittet(A_a m²), (b_N*A_a m³/år). Denna snömassa skall transporteras genom tvärsnittet. Tvärsnittet har en tvärsnittsarea (A_tam²) som kan mätas, och snötransporten genom tvärsnittet sker med en medelrörelse(v_am/år). Detta betyder att vi kan beräkna glaciärens medelhastighet genom tvärsnittet genom att dividera massan som tillkommer per år (b_N*A_a)med tvärsnittsarea vid a (A_ta).
Om vi nu upprepar kalkylen för fler tvärsnitt (t.ex. 2 i figuren) ned emot tvärsnittet vid jämviktslinjen (3 i figuren) ser vi att massan som skall passera förbi jämviktslinjen (b_N*A) ökar då ytarean ovanför tvärsnittet hela tiden ökar medan djupet på glaciären och därmed tvärsnittsarean inte ökar i samma grad. Detta leder till att hastigheten som vi beräknar bör öka från något litet värde högst upp på glaciären till större värde vid jämviktslinjen.
Vi resonerar nu på liknande sätt för området nedanför jämviktslinjen – ablationsområdet. I detta område sker en nettoförlust av material vilket betyder att nettobalansen, bN, är negativ (mer massa försvinner genom smältning än vad som tillförts genom snöfall). Samma balans gäller därför här liksom för ackumulationsområdet. Massan som passerar jämviktslinjen fördelas så att smältningen balanseras och glaciären behåller sin form.
Det betyder att massan som passerar ett givet tvärsnitt (Se animationen ovanför) balanserar den massa som förloras genom smältning på ytan nedanför denna tvärsektion. Tittar vi på två slumpmässigt utvalda tvärsnitt i animationen ovan det ena nedströms det andra, ser vi att massan som passerar varje tvärsnitt minskar ju längre ned på glaciären vi kommer. Då glaciärens tjocklek återigen inte varierar mycket betyder det att hastigheten med vilken is och snö rör sig i glaciären minskar från ett stort värde vid jämviktslinjen till ett mindre värde mot fronten.
Det resonemang vi nu genomfört ger oss en generell bild av vad vi kan förvänta oss när det gäller hastighetsfördelningen från glaciärens övre delar till dess nedre. Isrörelsen ökar alltså från glaciärens översta delar till ett maximum vid jämviktslinjen för att sedan avta när vi närmar oss glaciärens front. Resonemanget är förenklat men ger trots allt en bra bild av glaciärernas rumsliga variation i isrörelse. Vi kan åskådliggöra detta genom att jämföra med en verklig glaciär, Storglaciären.

Storglaciären

rnDen generella bild vi nu skaffat oss om isrörelsen gäller för alla glaciärer men kan modifieras av olika betingelser, som t.ex. att glaciären inte är i balans, samt att glaciären inte ligger på ett så jämnt underlag som vår modellglaciär. Som glaciolog tränas man i att kunna bedöma hur glaciärrörelsen varierar på en glaciär. Med mätningar kan vi dessutom få en mycket detaljerad bild av sådana rumsliga variationer. När vi specialstuderar Storglaciären noterar vi att den i verkligheten inte befinner sig i balans. Glaciären ändrar form och den ändrar storlek varje år.

Figuren visar Storglaciärens yt- och bottentopografi längs en profil från dess översta delar till dess lägre belägna. Notera att Storglaciärens geometri inte är speciellt jämn. Glaciären är inte rak och den har olika bredd i olika delar, dessutom är bottnen mycket ojämn med ett flertal djupare svackor, s.k. överfördjupningar. Isrörelsen på Storglaciären varierar precis som i vårt resonemang från mindre värden i ackumulationsområdets övre delar till ett maximum i närheten av glaciärens jämviktslinje för att sedan åter sjunka mot lägre värden mot fronten. Som vi kan se blir resultatet i verkligheten inte så tydligt som i vårt principfall men alla viktiga drag finns representerade.
Nu kan vi till slut sammanföra vad vi vet om både den vertikala isrörelsen och hur den horisontella rörelsen varierar längs glaciären. I de översta delarna är den vertikala hastigheten stor och nedåtriktad (vi definierar nedåt med ett negativt tal) medan den horisontella är liten. Allteftersom vi närmar oss jämviktslinjen ökar den horisontella rörelsen medan den vertikala närmar sig noll. Nedanför jämviktslinjen minskar den horisontella hastigheten mot låga värden vid glaciärfronten medan den vertikala hastigheten går från noll till höga uppåtriktade (positiva) värden.