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Introduzione

Glaciazione Periodo durante il quale, in seguito a un notevole raffreddamento climatico, grandi coltri di ghiaccio si espandono ricoprendo vaste aree del globo. Numerose glaciazioni hanno interessato a più riprese la storia della Terra, lasciando la loro impronta nel paesaggio sotto forma di peculiari morfologie.

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Le ere glaciali

Le maggiori glaciazioni avvennero nel Precambriano (da 950 a 600 milioni d'anni fa); nell'Ordoviciano (circa 450 milioni d'anni fa) durante il passaggio dal Carbonifero al Permiano (circa 280-290 milioni d'anni fa) e durante il Miocene (circa 15 milioni d'anni fa). Le tracce della glaciazione del tardo Ordoviciano sono particolarmente chiare in alcune zone del deserto del Sahara, dove sono ben visibili forme tipiche di modellamento glaciale del territorio.

Tuttavia, l'effetto del glacialismo sulla conformazione dei paesaggi attuali è legato in particolar modo agli ultimi due milioni d'anni di storia della Terra, corrispondenti al Quaternario, era geologica suddivisa in Pleistocene e Olocene (periodo, quest’ultimo, nel quale attualmente ci troviamo, e che comprende gli ultimi 10.000 anni di storia della Terra).

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Periodi glaciali e interglaciali

Durante il Pleistocene, il clima terrestre ha subito oscillazioni che hanno condotto all’alternarsi di periodi glaciali e interglaciali, probabilmente attraverso più di venti cicli. I periodi glaciali sono caratterizzati da un brusco abbassamento delle temperature medie e dall'espansione dei ghiacciai. I periodi interglaciali, compresi tra una glaciazione e l'altra, vedono un aumento generalizzato delle temperature con conseguente ritiro delle coltri glaciali. L'Olocene, in cui viviamo, è considerato da alcuni studiosi un periodo interglaciale. I climi dei periodi interglaciali sono stati probabilmente molto simili al clima odierno: è probabile che le due maggiori estensioni di ghiaccio esistenti, il continente antartico e la calotta glaciale della Groenlandia, si siano mantenute stabili anche durante i precedenti periodi interglaciali.

Oggi possiamo conoscere con una certa precisione l'andamento dei cicli glaciali grazie alla misurazione di due isotopi dell'ossigeno, il 18 e il 16, contenuti nelle conchiglie fossilizzate di foraminiferi (forme di vita unicellulari che costituiscono parte del plancton oceanico); queste conchiglie si sono accumulate sul fondo degli oceani per milioni e milioni di anni. Il carbonato di calcio contenuto nel guscio dei molluschi fossili presenta quantità variabili di ossigeno 18, a seconda che l'organismo sia vissuto in acque calde o fredde. Misurando le quantità di questo isotopo nei fossili contenuti negli strati sedimentari è pertanto possibile ricostruire l’andamento dei climi nel corso della storia geologica.

L'ultimo periodo glaciale cominciò circa 120.000 anni fa e durò circa 110.000 anni. Il processo di diminuzione della temperatura e la conseguente espansione dei ghiacciai furono piuttosto lenti: il culmine della glaciazione risale infatti a circa 18.000-20.000 anni fa. Il successivo ritiro dei ghiacci e lo stabilizzarsi del clima fino alle condizioni attuali avvennero quindi in tempi relativamente brevi: circa 10.000 anni. Alcune regioni, come la Scandinavia, liberate dall’enorme peso delle coltri di ghiaccio, stanno tuttora sollevandosi lentamente.

Attualmente i ghiacciai coprono circa 14,9 milioni di km² (quasi il 10% delle terre emerse). Durante le glaciazioni del passato l'estensione complessiva dei ghiacci raggiunse circa 44,4 milioni di km² (il 30% delle terre emerse). La coltre laurenziana (nel Canada settentrionale), ad esempio, copriva probabilmente oltre 13 milioni di km², mentre attualmente i ghiacci perenni sono ridotti in Canada a 147.248 km²; le cifre relative alla coltre scandinava corrispondono a 6,7 milioni di km² contro i 3810 km² attuali.

Durante le glaciazioni del Pleistocene, i ghiacciai coprivano la maggior parte dell'America settentrionale, dell'Europa settentrionale e della Siberia nordoccidentale, mentre le aree più meridionali, come le isole britanniche e buona parte della Francia, erano dominate dalla tundra.

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Massa, equilibrio e movimento dei ghiacciai

Un ghiacciaio è una massa di neve e ghiaccio che, se diviene sufficientemente spessa, si deforma sotto il suo stesso peso e inizia a muoversi. Esistono diverse tipologie di ghiacciai: i ghiacciai montani, situati ad alte quote; i ghiacciai pedemontani, che si estendono alla base delle montagne e sono formati dalla confluenza di più lingue glaciali provenienti dai circhi glaciali posti a quote superiori; i ghiacciai continentali, che sono costituiti dai resti delle antiche glaciazioni e coprono vaste aree, come l'Antartide e la Groenlandia; e infine la banchisa, costituita da ghiacciai marini.

I ghiacciai si trovano in un delicato equilibrio con il clima della regione in cui sono situati: la massa di un ghiacciaio aumenta con le precipitazioni, con la sublimazione (solidificazione diretta del vapore acqueo sulla superficie del ghiaccio) e con la condensazione. La perdita di massa dei ghiacciai è causata invece principalmente dallo scioglimento e dall'evaporazione: questi processi avvengono in ogni parte del ghiacciaio, ma nei tratti superiori, chiamati zone di accumulazione, l'accrescimento è maggiore delle perdite, le quali sono viceversa più cospicue nella parte più bassa del ghiacciaio, detta zona di ablazione. Tra le due zone si trova la linea d'equilibrio. Il bilancio complessivo tra l'accumulazione e l'ablazione nell'arco di un anno è cruciale per determinare il destino del ghiacciaio. Se il bilancio è positivo, un ghiacciaio diventerà più spesso e avanzerà; se è negativo, tenderà ad assottigliarsi e ad arretrare.

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Erosione glaciale

I ghiacciai possono scolpire la roccia in modi diversi, ma soprattutto agiscono tramite i detriti rocciosi posti alla loro base che esercitano una forte azione abrasiva; inoltre, possono spostare grossi massi che, tramite violenti impatti, provocano la frantumazione delle rocce dei versanti di valle.

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Forme del suolo nell'erosione glaciale

Un ghiacciaio può essere delimitato o incanalato, come avviene in ambiente di montagna, oppure può espandersi liberamente su grandi estensioni, come accade nelle calotte glaciali.

I ghiacciai montani modificano le valli a V, formate dall’azione erosiva dei corsi d’acqua, in caratteristici canali glaciali (spesso fortemente erosi rispetto al paesaggio preesistente) dal profilo trasversale a U. Il profilo dei canali prodotti dal glacialismo è spesso irregolare, con soglie rocciose che chiudono bacini occupati da specchi d’acqua. Di questi ultimi sono un esempio i loch delle Highlands scozzesi.

Le sommità dei canali glaciali sono costituite spesso dai cosiddetti circhi glaciali. Sono queste forme ad anfiteatro dal fondo pressoché piatto che vanno a sboccare, tramite una rottura di pendenza, nel canale glaciale vero e proprio.

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Deposizione glaciale

È necessario effettuare una distinzione tra i processi di deposizione detritica che avvengono alla base del ghiacciaio, detti subglaciali, e quelli che avvengono sulla superficie, detti sovraglaciali. Il deposito che deriva da questi processi è definito detrito glaciale: si tratta di una mescolanza di sedimenti estremamente assortiti, che vanno da sabbie e argille fino ai massi tondeggianti di grandi dimensioni che rimangono, solitari nel paesaggio, a testimonianza di un’epoca glaciale lontana (massi erratici).

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Morfologia della deposizione glaciale

Le forme del paesaggio più tipiche del glacialismo sono le morene. Talvolta il deposito glaciale è modellato in dorsali lunghe e strette e collinette di detriti dalla forma arrotondata. Queste collinette hanno una durata molto variabile, a seconda della forma e del materiale da cui sono costituite; le cause della loro formazione sono poco conosciute e possono risultare da processi diversi, quali l'accumulo di materiale intorno a sporgenze rocciose situate alla base del ghiacciaio.

I ghiacciai situati nelle valli montane ad alta quota depositano i detriti glaciali formando morene che, a seconda della loro posizione rispetto al ghiacciaio, sono dette laterali, mediane o terminali. Le morene laterali si formano ai lati dei ghiacciai in seguito all’accumulo di detriti rocciosi strappati dal ghiacciaio stesso ai versanti della valle; quando due ghiacciai confluiscono, le morene laterali si uniscono lungo l’asse del ghiacciaio risultante a formare le morene mediane. Le morene terminali sono costituite dai sedimenti spinti in avanti dal fronte del ghiacciaio e, quando il ghiacciaio si ritira, testimoniano il suo limite massimo di avanzamento.

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Fenomeni fluvioglaciali

Tutti i ghiacciai, ma in particolare quelli in fase di ritiro, producono grandi quantità d'acqua di disgelo che, spesso, scorre in canali sulla superficie dei ghiacciai stessi. Il deflusso dell'acqua di disgelo dai ghiacciai varia sia stagionalmente (raggiungendo il massimo in estate) sia giornalmente (il massimo giornaliero si raggiunge nel primo pomeriggio).

L'acqua di disgelo, di solito carica di sedimenti, è in grado di erodere il substrato roccioso creando canali di deflusso che si possono formare sia al di sotto del ghiacciaio sia ai suoi margini; nel primo caso può anche accadere che l’acqua scorra in salita per effetto della pressione idrostatica.

Il carico di sedimenti trasportato dalle acque di disgelo si deposita spesso in tunnel alla base del ghiacciaio; quando il ghiacciaio si ritira tali depositi vengono alla luce come dorsali lunghe e sinuose, talvolta discontinue, conosciute come eskers. Le colline formate dal deposito di questo materiale sono conosciute con il termine kame.

Quando l'acqua di disgelo si allontana dal fronte del ghiacciaio, la sua capacità di trasportare materiale si riduce rapidamente; esso deposita il suo carico di sedimento, spesso su vaste aree, formando le cosiddette piane da dilavamento glaciale.

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Periglaciazione

Le aree geografiche situate ad alte latitudini non coperte da ghiacciai e le aree marginali alle lastre di ghiaccio più antiche sono soggette a condizioni climatiche molto fredde, che danno luogo a una serie di processi definiti con il nome di periglaciazione. Questi processi producono particolari morfologie del terreno e possono causare notevoli difficoltà alla realizzazione di progetti di ingegneria civile in tali aree.

I più importanti e significativi processi dell'ambiente periglaciale sono ripetuti cicli di gelo e disgelo e la crescita di corpi di ghiaccio sul terreno. Il permafrost, suolo perennemente ghiacciato, è caratteristico di molte delle aree periglaciali (gran parte del Canada settentrionale, Alaska, Groenlandia, Scandinavia settentrionale e vaste aree della Siberia). Lo strato superficiale del permafrost si scioglie di solito nei mesi estivi, ma l'acqua prodotta dallo scioglimento non può infiltrarsi in profondità: di conseguenza il suolo rimane costantemente impregnato d’acqua fino alla saturazione. Quando, in autunno, lo strato saturo d’acqua inizia a gelare nuovamente, il ghiaccio si forma assumendo l’aspetto di piccole lenti trasparenti che si accrescono progressivamente costringendo la superficie del terreno a deformarsi, talvolta anche in maniera notevole, e ad assumere un andamento ondulato.