Morfologia glaciale (cenni)

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MORFOLOGIA GLACIALE
Un ghiacciaio è una spessa massa di
ghiaccio che si forma sulla terraferma in
conseguenza
della
compattazione
e
ricristallizzazione della neve, e non dal
semplice raffreddamento dell'acqua, e
ovviamente si formeranno in quelle zone
dove cade più neve in inverno di quanta se
ne sciolga d'estate. I ghiacciai occupano
attualmente l'10-11% delle terre emerse
ed il loro volume complessivo è di circa tra
i 30 e i 35 milioni di chilometri cubi.
La zona in cui si verifica questo accumulo
di neve è chiamata bacino collettore e il
suo limite inferiore è detto limite delle
nevi persistenti; la quota di questo limite
può variare notevolmente a seconda di
dove ci si trova: così vicino ai poli questo
limite può essere la superficie del mare,
mentre in zone vicino all'equatore questo
limite si trova vicino ai 4.500 metri di altitudine; l'esistenza stessa di un ghiacciaio
dipende dalla differenza tra l'alimentazione, cioè l'accumulo di neve che poi diventerà
ghiaccio, e l'ablazione, che è la quantità di ghiaccio persa per fusione o per
sublimazione (il passaggio dell'acqua da ghiaccio direttamente a vapore acqueo senza
passare dalla fase liquida), per i crolli o valanghe. Accanto il grafico delle nevi
perenni in relazione alla latitudine e altitudine. Nella foto sotto una
morfologia dovuta ad erosione glaciale; da notare in alto a sinistra un bacino
collettore (circo glaciale).
Quindi possiamo considerare il ghiaccio
come una roccia, cioè una sostanza
solida che si ritrova naturalmente sul
nostro pianeta; come le rocce infatti ha
molte caratteristiche in comune: si
forma dal raffreddamento dell'acqua, è
nettamente stratificato, come per le
rocce metamorfiche, e può subire delle
fasi di ricristallizzazione, se sottoposto
a moderate pressioni, proprio come si
modificano le rocce sedimentarie.
Esistono vari tipi di ghiacciai ma senza
entrare troppo nel particolare diciamo
che sostanzialmente i ghiacciai si
dividono in due categorie: le calotte
glaciali continentali (chiamate anche
inlandis, termine norvegese) che
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hanno una forma largamente convessa con la tendenza di fluire dal centro verso i
margini; in questa categoria rientrano i due enormi ghiacciai Antartico e Groenlandese
(insieme questi due rappresentano il 99% dei ghiacciai totali).
Nelle foto sotto a sinistra alcune lingue glaciali che scendono dal
Gornergletscher (Alpi Svizzere), da notare le morene laterali e mediane;
accanto un ghiacciaio incanalato in una singola valle (Lauteraarhorn,
Svizzera).
L'inlandis antartico ha una superficie di circa 13 milioni di chilometri e il suo spessore
supera spesso i 4 chilometri; talvolta spunta dallo strato di ghiaccio il substrato
continentale che quindi si presume essere molto accidentato e irregolare, ma la
maggior parte del substrato si trova ad una quota che è inferiore al livello del mare a
causa del fenomeno dell'isostasia.
L'inlandis Groenlandese sembra essere contenuto da due catene montuose, una a est
e l'altra a ovest dell'isola che sono superate a tratti da enormi lingue di ghiaccio che si
spingono fino al mare.
La morfologia delle zone che furono occupate dagli inlandis durante l'ultima
glaciazione, ed ora libere, è caratterizzata dal fatto che nelle zone centrali vi sono
tipiche forme di erosione che hanno modellato la topografia in dolci forme collinari
dette montonate, rocce striate e levigate, e la mancanza di una rete idrografica ben
sviluppata, come per la Scandinavia o il Labrador; le zone periferiche sono delle aree
di accumulo dei sedimenti trasportati e sono caratterizzate dalla presenza di morene
di fondo e di campi collinari allungati
nella direzione di propagazione del
ghiacciaio
(chiamati
drumlins)
e
parallele le une con le altre come nella
la zona dei grandi laghi in America o
nella pianura polacca.
Accanto un disegno con le tipiche
strutture della morfologia glaciale
sotto
un
drumlin
nella
zona
settentrionale dello stato di New
York, Stati Uniti.
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L'altra grande categoria è rappresentata dai ghiacciai di montagna che come abbiamo
visto sono solo 1% del totale. Questi possono essere dei ghiacciai vallivi, cioè si
limitano ad essere una lingua che da un bacino alimentatore si snoda lungo una valle;
possono essere dei ghiacciai vallivi ramificati, cioè si
hanno più zone di alimentazione e le lingue che se ne
sviluppano poi si uniscono a formare un'unica colata
lungo la valle.
Possiamo avere dei ghiacciai di altopiano che
occupano superfici pianeggianti (non c'è una grande
differenza con gli Inlandis salvo per le dimensioni
notevolmente ridotte), ghiacciai morti cioè che non
sono ne alimentati ne hanno una spinta in avanti, ghiacciai temperati cioè la loro
temperatura è prossima allo 0°, ghiacciai pedemontani cioè le lingue di ghiaccio
arrivano fino a zone prossime alla pianura, come il Ghiacciaio Malaspina in Alaska.
Possiamo inoltre avere numerose altre forme di ghiacciaio, che però sono di
dimensioni molto ridotte, come quelli di circo, di pendio, di canalone, sospesi, e
molti altri. Sotto una pianura di alluvionamento fluvioglaciale con i
caratteristici stagni (kettles).
Ma a differenza delle altre tipologie di rocce
il ghiacciaio è anche una massa in
movimento ed è questa la vera causa della
morfologia glaciale.
Il movimento di un ghiacciaio si può
assimilare a quello di un fluido molto
viscoso e tanto è maggiore lo spessore del
ghiacciaio, e inclinata la superficie di
scorrimento, tanto più veloce questo
scivolerà lungo il pendio. Quindi i ghiacciai
si muovono grazie alla spinta della gravità
mentre si oppongono al suo movimento
l'attrito con il fondo roccioso, e gli attriti
interni dovuti alle deformazioni che il
ghiaccio deve subire per potersi muovere.
Le velocità misurate, sulle lingue dei più
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grandi ghiacciai Alpini, sono di qualche decina di centimetri al giorno cioè di 50-100
metri all'anno, ma si raggiungono anche velocità superiori nei fiordi della Groenlandia
e nell' Himalaia dove si hanno lingue che procedono a ritmi di 1000-1500 metri
all'anno; si possono inoltre avere dei ghiacciai chiamati surging glaciers che sono
per così dire "stagionali" nel senso che si muovono molto velocemente (anche 20-30
metri al giorno) ma si esauriscono molto velocemente nell'arco di qualche mese o
anno e poi tornano alle consuete velocità; si può quasi dire che si tratta di ghiacciai in
piena. Accanto una sezione che mostra i vari movimenti all'interno di una
lingua glaciale, sotto delle strie glaciali lasciate su una roccia del substrato.
Ma vediamo nel particolare il movimento del
ghiaccio: come si è detto questo si comporta
come un fluido viscoso (ma questo solo se vi
è applicata una pressione sufficiente
altrimenti il comportamento del ghiaccio è di
tipo fragile) ma non tutta la sezione del
ghiaccio si muove alla stessa velocità in
quanto la parte sottostante è rallentata
dall'attrito con il fondo e sembra che, a
causa dell'elevata pressione che si trova alla
base (e al calore generato dall'attrito con le
rocce), questa si trovi ad una temperatura
prossima alla fusione e che si verifichino
continuamente fusioni e ricongelamenti;
quindi si avrebbe uno strato basale allo stato
semifluido (un livello di acqua infatti è stato
trovato durante delle perforazioni in
Antartide ad oltre 2 chilometri di profondità)
e probabilmente è proprio questo particolare
che permette il movimento poiché le parti
allo stato fluido fanno diminuire l'attrito con
le rocce e le lubrificano per permettere lo
scorrimento, mentre la parte superiore del
ghiaccio segue quella sottostante con un
comportamento rigido.
In presenza di irregolarità nel substrato roccioso, che inducono variazioni nella
velocità di flusso che quindi non
risulta essere più omogenea, nel
corpo del ghiacciaio si producono
numerose lacerazioni e fessure dette
crepacci.
Nella foto accanto una morena
laterale ben sviluppata deposta
dal
ghiacciaio
Athabaska
(Canada).
Ma vediamo adesso come questi
movimenti e scorrimenti possono
influenzare l'aspetto e la morfologia
di quei luoghi: il ghiaccio nel suo
movimento erode (questo processo è indicato con il nome di esarazione) e incide le
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rocce del basamento come fanno i fiumi, che erodono l'alveo in cui fluiscono e
trasportano verso valle i detriti. Si possono distinguere vari stadi come la rimozione,
cioè il ghiaccio ingloba nella sua massa detriti già disgregati presenti sul posto e li
trascina con se, o l'abrasione provocata dallo sfregamento della massa ghiacciata e
soprattutto dai detriti inglobati nella massa ghiacciata sul fondo roccioso, infatti si
possono notare delle superfici levigate e arrotondate (liscioni glaciali e rocce
montonate), strie e scanalature dirette secondo la direzione del flusso del ghiaccio;
possiamo anche avere lo sradicamento di interi blocchi di roccia (quarrying) dal
fondo e dai fianchi del ghiacciaio, ma tutto questo fa ritenere che l'erosione glaciale
dipenda fortemente dalla natura e condizioni strutturali delle rocce su cui si muove,
quindi i ghiacciai sono un'importante agente di erosione selettiva.
Sotto uno schema con la formazione del lago di Garda (la lingua glaciale si è
ritirata circa 30.000 anni fa).
Il complesso dei materiali rocciosi trasportati, o lasciati sul posto dopo la fusione del
ghiaccio, sono dette morene e possono trovarsi alla base del ghiaccio stesso (morene
di fondo) ed hanno un effetto livellatore poiché colmano le zone depresse, oppure i
detriti possono essere trasportati a margini e formare le morene laterali che sono
delle vere e proprie strisce di detriti oppure, alla confluenza di due lingue glaciali,
l'unione di due morene laterali darà vita ad una morena mediana. Quando un
ghiacciaio si ritira (ad esempio in estate) lascia sul posto delle costruzioni moreniche
che non sono altro che piccole colline e rilievi a morfologia complessa e irregolare
costituiti da elementi eterogenei da un punto di vista granulometrico e privi di
qualsiasi forma di stratificazione. Si possono distinguere in morene frontali di forma
tipicamente convessa (tipo anfiteatro)
che segnano il limite massimo di
espansione glaciale (alcuni esempi si
possono trovare in pianura padana
come quello di Rivoli Torinese formato
dal ghiacciaio che percorreva la Val
Susa durante il Quaternario, o lo
stesso Lago di Garda). A destra una
foto del settore della Groenlandia
con le tipiche rocce.
Oltre a questi accumuli morenici i
ghiacciai lasciano anche altre "impronte" a testimoniare il loro passaggio come il circo
glaciale, che è una depressione subcircolare contornata da ripide pareti rocciose e
parzialmente sbarrata verso valle da una soglia; questo non è altro il punto dove il
ghiacciaio nasceva e veniva alimentato.
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Un'altra forma molto caratteristica sono le valli glaciali con la loro tipica forma, in
sezione, ad U (le valli "fluviali" hanno una forma a V, ma non bisogna escludere altri
processi che possono dare luogo a queste forme) e risultano da un rimodellamento,
per erosione sui fianchi e sul fondo, di solchi vallivi preesistenti; o le valli sospese o
pensili causate dall'incontro di due lingue glaciali di cui una era molto più sviluppata
della altra.
Un'altra tipica forma sono i fiordi (famosi quelli
Norvegesi) che sono insenature marine, solitamente
molto profonde (spesso tra i 1000 e 1500 metri), dai
fianchi ripidissimi che non sono altro che delle valli
glaciali che sono state invase dal mare alla fine dell'era
glaciale, quando questo si è alzato di livello . Nella foto
accanto valle di Lauterbrunnen (Svizzera) con il
profilo a U. Sotto uno schema per la formazione
delle valli sospese.
La grossa profondità di questi fiordi è causata da fatto che l'azione erosiva del ghiaccio
non è influenzata, come accade ai fiumi, dal livello di base del mare, infatti questo può
continuare ad erodere il fondo per
molto tempo prima che il mare si
alzi a tal punto da fare galleggiare
tutta la massa di ghiaccio (ad
esempio una lingua glaciale di 300
metri di spessore che arriva la mare
può continuare ad erodere il fondo
della valle per altri 250 metri prima
che inizi a galleggiare). Una
notevole importanza assumono le
acque di fusione che si formano al
margine
della
lingua
glaciale;
queste acque infatti trasportano via
numerose quantità di sedimenti, e
quando queste acque raggiungono
la superficie pianeggiante perdono
velocità e depositano gran parte dei
detriti. In questo modo a valle della
maggior
parte
delle
morene
terminali si viene a formare una
larga superficie a debole pendenza
detta pianura di alluvionamento
fluvioglaciale spesso cosparsa di
piccole depressioni riempite di
acqua, dette kettles causate dalla
presenza di qualche blocco di
ghiaccio nei sedimenti che poi si è
sciolto e ha lasciato l'incavo nel
terreno. Nelle foto sotto una sequenza di valli glaciali con il profilo a U, e
fluviali con il profilo a V (la prima da sinistra).
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Materiale tratto dal sito internet www.geologia.com
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