3.2. Mare di Barents Sud-Occidentale e Centrale
3.2.1. Formazioni del Terreno
Il settore sud-occidentale e centrale del Mare di Barents si distingue per la presenza di banchi sottomarini poco profondi intercalati da depressioni più profonde, tra cui la Bjørnøyrenna rappresenta l’esemplare più esteso (Fig. 1). Le tracce geomorfologiche lasciate dal mantello glaciale del Mare di Barents sui banchi mostrano notevoli differenze rispetto a quelle identificate nelle depressioni. I banchi si caratterizzano per la presenza di dorsali moreniche, sia di grande che di piccola dimensione, formatesi in concomitanza con l’ultima fase di deglaciazione del Mare di Barents (Elverhøi e Solheim, 1983; Andreassen et al., 2013; Bjarnadóttir et al., 2013), elementi questi considerati indicatori di un ritiro glaciale lento (Ottesen e Dowdeswell, 2009). Le lineazioni glaciali di grande scala (MSGL) e i conoidi di deiezione subacquei attestano che le depressioni sono state percorse da correnti glaciali rapide, le quali, durante i picchi glaciali, hanno raggiunto il limite della piattaforma continentale occidentale del Mare di Barents e di Svalbard, mentre gli accumuli sedimentari delle zone di ancoraggio del ghiaccio suggeriscono che il ritiro delle correnti glaciali sia avvenuto in modo episodico (Solheim et al., 1990; Faleide et al., 1996; Vorren e Laberg, 1997; Ottesen et al., 2005; Andreassen et al., 2008; Dowdeswell et al., 2008; Winsborrow et al., 2010; Bjarnadóttir et al., 2013, 2014). Le MSGL sono state inoltre rilevate su diverse superfici sepolte, come evidenziato dai dati sismici tridimensionali, segnalando che le correnti glaciali rappresentavano un fenomeno ricorrente anche durante le glaciazioni pregresse (Andreassen et al., 2004, 2007).
La distribuzione delle caratteristiche geomorfiche evidenzia che i flussi di ghiaccio hanno manifestato notevoli variazioni spaziali e temporali in termini di estensione, velocità di flusso e condizioni basali. I dati sismici tridimensionali provenienti dal Mare di Barents sud-occidentale mostrano sequenze ripetute di zatteroni glaciali e mega-blocchi sovrastati da MSGL, interpretati come risultati del congelamento alla base durante periodi di rallentamento o quiescenza del flusso di ghiaccio, seguiti da una riattivazione e la ripresa di un flusso di ghiaccio veloce (Andreassen et al., 2004; Andreassen e Winsborrow, 2009). Inoltre, gruppi di forme terrestri attribuite all’ultima deglaciazione delle parti superiori della Bjørnøyrenna indicano che il flusso di ghiaccio di Bjørnøyrenna ha sperimentato ripetutamente rapide transizioni da un flusso di ghiaccio veloce a uno stato di stasi, come si deduce dalla distribuzione delle MSGL e dalle creste formate dallo schiacciamento delle crepasse (Andreassen et al., 2013; Bjarnadóttir et al., 2014) (Fig. 4). Tuttavia, l’estensione a monte e la durata di questi eventi di stasi del flusso di ghiaccio rimangono ignote. Infine, le lineazioni glaciali e le caratteristiche recessive, raggruppate in insiemi di flusso di ghiaccio giustapposti, indicano la presenza di cambiamenti nel flusso dei ghiacciai (Winsborrow et al., 2010, 2012), suggerendo anche cambiamenti locali nel regime termico subglaciale e nelle velocità di flusso del ghiaccio (Fig. 4).
Nelle parti superiori della Bjørnøyrenna, si osservano grandi solchi di aratura di orientamento estremamente uniforme, situati immediatamente a valle di specifici accumuli sedimentari della zona di ancoraggio trasversali al solco. Questi sono interpretati come indicatori di eventi di scarico elevato di iceberg, con il rilascio di mega-iceberg e la frammentazione del flusso di ghiaccio, probabilmente associati alla disintegrazione della piattaforma di ghiaccio e/o a velocità di flusso del ghiaccio estremamente elevate (Andreassen et al., 2013; Bjarnadóttir et al., 2014). I solchi di aratura e le creste corrugate mappate in questa parte del Mare di Barents presentano analogie con quelle osservate nella Baia di Pine Island, Antartide Occidentale (Jakobsson et al., 2011). Questo insieme di forme terrestri è interpretato come rappresentativo della rottura della piattaforma di ghiaccio e del rilascio di mega-iceberg dalla zona di ancoraggio, i quali si muovono in formazione e sotto l’influenza del moto delle maree, generando piccole creste nei loro percorsi; queste sono le creste corrugate (Jakobsson et al., 2011).
3.2.2. Stratigrafia e cronologia
Il sud-ovest e il sud del Mar di Barents sono stati soggetti a ripetute glaciazioni su scala della piattaforma continentale attraverso vari cicli glaciali durante il tardo Pliocene e il Pleistocene, con processi di erosione glaciale sulla piattaforma continentale e fenomeni di deposizione e subsidenza ai margini continentali. Questi eventi sono documentati in spessi archivi sedimentari sulla parte esterna della piattaforma continentale sud-occidentale (Faleide et al., 1996; Solheim et al., 1996; Vorren e Laberg, 1997; Butt et al., 2000). I sedimenti glaciali sono separati dalle più antiche rocce sedimentarie sottostanti da una Discontinuità Erosiva Regionale Superiore (URU) (Solheim e Kristoffersen, 1984; Vorren et al., 1986). Al margine sud-occidentale del Mar di Barents, i sedimenti glaciogenici sopra l’URU hanno spessori fino a 3-4 km, mentre la loro estensione è significativamente inferiore (tipicamente fino a qualche centinaio di metri) e meno chiaramente definita nella parte centrale del Mar di Barents (Vorren et al., 1984; Elverhøi et al., 1989). Basandosi su una combinazione di stratigrafia sismica e dati dei pozzi, la colonna sedimentaria nella parte sud-occidentale del Mar di Barents è stata suddivisa in tre principali sequenze sismiche che rappresentano differenti condizioni deposizionali (GI, GII e GIII) (Faleide et al., 1996; Butt et al., 2000). Knies et al. (2009) hanno proposto che tre principali fasi di sviluppo glaciale si siano succedute nel Mar di Barents. Durante una fase iniziale di formazione della calotta glaciale (3,5-2,4 milioni di anni fa), la crescita del ghiaccio era confinata al nord del Mar di Barents e alla Novaja Zemlja. Una fase di crescita continuata della calotta glaciale e di espansione verso sud si è verificata tra 2,4 e 1,0 milioni di anni fa, seguita da una fase finale (meno di 1 milione di anni fa) durante la quale le glaciazioni del Mar di Barents sono state caratterizzate da una espansione su scala della piattaforma continentale.
L’ultima volta che una calotta glaciale del Mare di Barents ha raggiunto il margine della piattaforma continentale occidentale è stata circa 20.000 anni calibrati prima del presente (BP) (Vorren e Laberg, 1996; Jessen et al., 2010). A causa della scarsità di materiale suscettibile di datazione, è difficile definire con precisione la cronologia delle fasi di deglaciazione sulla Piattaforma del Barents. Tuttavia, la distribuzione delle età disponibili offre una stima approssimativa. Queste suggeriscono che la deglaciazione iniziale del Mare di Barents sia avvenuta in concomitanza con, e probabilmente sia stata innescata da, l’innalzamento dei livelli eustatici globali del mare (Landvik et al., 1998; Winsborrow et al., 2010). La parte esterna della piattaforma è stata deglaciata tra 18.000 e 16.000 anni calibrati fa (Rokoengen et al., 1977; Vorren et al., 1978; Bischof, 1994; Polyak et al., 1995; Rasmussen et al., 2007; Aagaard-Sørensen et al., 2010; Junttila et al., 2010; Rüther et al., 2012). Pressappoco nello stesso intervallo temporale (18.000-16.000 anni calibrati fa) si presume che le calotte glaciali del Mare di Barents/Scandinavia abbiano raggiunto la loro massima espansione nella Russia nord-occidentale (Larsen et al., 1999; Demidov et al., 2006). Studi geomorfologici recenti del fondale marino avvalorano l’ipotesi di un apice ritardato nel settore sud-orientale del Mare di Barents e suggeriscono inoltre un cambio di massimo volume e dinamica del ghiaccio verso il settore orientale della calotta glaciale (Winsborrow et al., 2010). Le condizioni prive di ghiaccio nell’ovest hanno permesso all’umidità di spingersi più a est, favorendo l’accumulo e l’avanzamento del ghiaccio in questo settore. Per quanto riguarda il Mare di Barents centrale, si conosce meno sul timing del ritiro della calotta glaciale, anche se si può inferire che le coste di Kong Karls Land e Edgeøya fossero prive di ghiaccio circa 11.200 anni calibrati fa (Salvigsen, 1981; Bondevik et al., 1995), momento in cui è probabile che il ghiaccio si fosse già ritirato dalla Bjørnøyrenna e dall’Olga Stret.
la Figura 7 rappresenta le caratteristiche glaciali osservate nei mari di Chukchi e della Siberia Orientale, derivanti da una combinazione di dati geologici e studi glaciologici come citato (Jakobsson et al., 2008b; Niessen et al., 2013; Dove et al., 2014, ecc.). L’immagine presenta diverse informazioni chiave:
- Linea gialla (isobata dei 350 m): Questa linea rappresenta la profondità di 350 metri sotto il livello del mare e si allinea strettamente con i limiti esterni osservati delle zone scourate dagli iceberg, indicate dalle linee arancioni.
- Frecce colorate con codifica: Le frecce indicano le direzioni del flusso dei ghiacci ipotizzate, ciascuna con un colore specifico per indicare la loro provenienza:
- Arancione ¼ origine Laurentide
- Bianco ¼ dalla Piattaforma di Chukchi
- Verde ¼ dalla Piattaforma della Siberia Orientale
- Nero ¼ dalle Isole della Nuova Siberia/dalla Piattaforma della Siberia Orientale
- Caratteristiche glaciogene osservate: Questi includono letti erosivi lineari (streamlined bedforms), creste moreniche (morainic ridges), piccoli rilievi e aree erose, tutti consistenti con i movimenti dei ghiacci preistorici.
- Campioni di sedimento (cores) con diamicton: Sono indicati i punti di recupero dei campioni di sedimento che contengono diamicton glaciali e turbati da iceberg, sia sulla piattaforma continentale sia sulle terre di confine (borderland). Questi dati provengono sia da pubblicazioni non ancora divulgate sia da studi preesistenti (Polyak et al., 2007; Stein et al., 2010).
- Inset: L’inserimento in basso a sinistra mostra in dettaglio il limite sud-occidentale della glaciazione mappato sulle isole della Nuova Siberia, basato sullo studio di Basilyan et al. (2010).
Le informazioni raccolte in questa mappa sono fondamentali per comprendere le dinamiche delle calotte glaciali passate e le loro direzioni di movimento, influenzando la nostra comprensione dei cambiamenti climatici e della storia geologica della regione.
3.3. Mare di Laptev, Mare Siberiano Orientale e l’Altopiano di Arlis La storia glaciale del Mare Siberiano Orientale e delle elevatezze batimetriche adiacenti nell’Oceano Artico è poco indagata. La comunità internazionale di ricerca marina ha libero accesso solo a un settore relativamente ristretto della piattaforma continentale esterna tra l’Isola Wrangel e le isole De Long, ovvero tra circa 170E e 175E, a nord di 74°400’N. Inoltre, prima del 2007, la persistente copertura di ghiaccio marino durante i mesi estivi ha reso difficoltose le mappature geofisiche del fondale marino nell’area.
3.3.1. Formazioni del terreno
La spedizione RV Polarstern ARK-XXIII/3 nel 2008 ha eseguito indagini sismiche e carotaggi dei sedimenti tra l’Altopiano di Chukchi e la Shelf Siberiana Orientale (Fig. 7) (Jokat, 2009; Stein et al., 2010). I dati mostrano chiare evidenze che il margine esterno più remoto del Mare Siberiano Orientale verso il centro dell’Oceano Artico presenta caratteristiche di un margine continentale precedentemente glaciale (Niessen et al., 2013). Le lineazioni glaciali individuate sul fianco e sulla sommità dell’Altopiano di Arlis, situato sul lato meridionale della Cresta di Mendeleev, sono interpretate come segni di MSGL (Mega Scale Glacial Lineations) e/o solchi lasciati dagli iceberg, che presentano direzioni rispettivamente NNE-SSO e NO-SE (Fig. 7). Si ipotizza che gli eventi di ancoraggio del ghiaccio siano correlati a masse di ghiaccio fluttuante provenienti dal Confine di Chukchi (Stein et al., 2010; Jakobsson et al., 2010b) e/o dalla Shelf Siberiana Orientale (Niessen et al., 2013).
Nei profili sismici trasversali al margine della shelf del Mare Siberiano Orientale e del Mare di Chukchi, si osserva che la sommità delle sequenze sedimentarie del Neogene è troncata. Questa troncatura, assieme ai cunei sedimentari corrispondenti sulla scarpata superiore, è stata provvisoriamente attribuita all’erosione glaciale (Hegewald e Jokat, 2013). In diverse località lungo il margine continentale del Mare Siberiano Orientale, questa erosione è associata a MSGL identificati tramite batimetria a fascio largo o a cunei di depositi di flussi detritici visibili nei profili sub-fondali ad alta risoluzione (Niessen et al., 2013).
I depositi di flusso detritico adiacenti alle aree erose sul pendio sono interpretati come il risultato della rideposizione gravitazionale di sedimenti erosi vicino alle antiche linee di ancoraggio dei ghiacci. In tutte le località, le Mega Scale Glacial Lineations (MSGL) e i cunei glaciogenici sono coperti da sedimenti emipelagici, che ricoprono diverse generazioni di eventi di incagliamento. Lo spessore dei sedimenti ben stratificati che giacciono sopra il diamicton proglaciale e subglaciale varia da 3 metri sulla cima dell’Altopiano di Arlis a 20 metri sul pendio continentale siberiano orientale. Le lineazioni glaciali aerodinamiche più vecchie si trovano in acque più profonde, dove sono sopravvissute a successivi eventi di incagliamento in acque meno profonde, per esempio, a circa 900 metri sotto il livello attuale del mare sull’Altopiano di Arlis (Fig. 7). In sintesi, le forme del terreno mappate sull’Altopiano di Arlis e lungo il margine del Mare Siberiano Orientale potrebbero derivare da grandi lastre di ghiaccio coerenti o calotte glaciali locali che ricoprivano le piattaforme del Chukchi e della Siberia Orientale durante vari cicli glaciali nel passato.
I solchi lasciati dagli iceberg dell’ultimo evento glaciale sono mappati a profondità d’acqua attuali che vanno da 350 metri a 100 metri nell’intera area tra il Confine di Chukchi e il pendio della Siberia Orientale fino a 170E (Fig. 7). Il modello è irregolare con solchi incrociati. Queste caratteristiche glaciogeniche sono simili all’erosione da iceberg descritta lungo il margine del Mare di Chukchi e coperta da depositi marini del deglaciale-Olocene (Polyak et al., 2007; Hill e Driscoll, 2010). È necessaria una mappatura più dettagliata in questa parte dell’Oceano Artico per decifrare la storia glaciale del margine esterno del Mare Siberiano Orientale e delle elevatezze batimetriche adiacenti.
3.3.2. Stratigrafia e Cronologia
Le indagini terrestri condotte sull’Isola di Wrangel comprendono studi su litorali elevati, forme del terreno glaciogeniche e datazioni radiometriche di esposizione (Gualtieri et al., 2003, 2005). I litorali sollevati datati, con un’età compresa tra 459 e 780 ka e tra 64 e 73 ka, sono interpretati come originati da cause eustatiche piuttosto che essere indicativi di un sollevamento isostatico successivo allo scarico dei ghiacci. Le caratteristiche marginali dei ghiacciai, come le morene di fronte o altre forme del terreno glaciali, sono assenti nelle zone montuose più elevate dell’isola. La datazione di esposizione esclude una glaciazione estesa durante gli ultimi circa 84,4 ka (Stauch e Gualtieri, 2008). I record di permafrost dell’estremità più meridionale delle Nuove Isole Siberiane contengono pollini che suggeriscono una vegetazione di tundra-steppa fredda nell’area durante l’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) (Wetterich et al., 2011). Inoltre, si è conservato permafrost sull’Isola di Bol’shoy Lyakhovsky per almeno 200 ka, suggerendo l’assenza di calotte glaciali per tutto questo periodo (Schirrmeister et al., 2002). Nella regione del Mar di Laptev, i record di permafrost indicano anche condizioni prive di ghiaccio durante l’LGM (Boucsein et al., 2002; Hubberten et al., 2004). Nel complesso, sembra che una vasta tundra-steppa fredda e senza ghiaccio si sia estesa dalla penisola di Taymyr più orientale a ovest fino ad est dell’Isola di Wrangel a est durante l’LGM. Questi risultati contraddicono l’ipotesi di una calotta glaciale del Mar Siberiano Orientale spessa 2 km, centrata tra l’Isola di Wrangel e le Isole Siberiane Orientali durante l’LGM (Hughes et al., 1977; Grosswald e Hughes, 2002) (Fig. 2). Tuttavia, i dati dalla parte settentrionale delle Isole Siberiane Orientali forniscono evidenze di impatto glaciale, incluse grandi masse di ghiaccio glaciale reliquo, substrato roccioso deformato ed eroso, depositi quaternari e unità di till con erratici trasportati su lunghe distanze (Grosswald, 1989; Basilyan et al., 2010).
Questi dati indicano l’impatto di una calotta glaciale sulla parte nord-orientale dell’arcipelago proveniente dalla shelf del Mar Siberiano Orientale. L’età di questo evento (o dell’ultimo ricoprimento glaciale) è stimata essere alla fine del Marine Isotope Stage (MIS) 6, basata sulla datazione di torio/uranio di conchiglie di molluschi (Basilyan et al., 2010).
Carote di sedimento sono state recuperate lungo un transetto che va dalla Pianura Abissale dei Chukchi attraverso il versante meridionale della Cresta di Mendeleev (Stein et al., 2010). Queste carote sono caratterizzate da cambiamenti evidenti nel colore del sedimento, nella dimensione del grano, nella composizione sedimentaria e nel grado di bioturbazione (Stein et al., 2010). In tutte le carote, sono stati identificati intervalli prominente di colore marrone scuro, che insieme agli strati rosa-bianco e all’abbondanza di microfossili, sono stati utilizzati per la correlazione delle carote e il controllo dell’età (Stein et al., 2010). Un modello di età preliminare per la parte superiore di queste carote si basa sulla correlazione con le carote NP-26 e HLY0503-8JPC (Polyak et al., 2004; Darby et al., 2006; Adler et al., 2009; Backman et al., 2009; Polyak et al., 2009). Questo modello di età suggerisce che una delle carote probabilmente copre dal MIS 1 al MIS 8, mentre due di esse non arrivano al MIS 6. Inoltre, il modello di età dedotto per le carote localizzate a profondità d’acqua tra 800 e 900 metri sul versante meridionale della Cresta di Mendeleev implica che un diamicton identificato con strutture erosive sia relativo a eventi di ancoraggio dei ghiacci avvenuti prima del MIS 5a.
3.4. Margine del Chukchi
Il primo resoconto dell’impatto glaciale sul fondale marino nella regione del Chukchi risale a 50 anni fa (Hunkins et al., 1962). Una ricerca dettagliata sulla morfologia del fondale marino e sulla stratigrafia correlata ha avuto inizio, però, solo con il rilevamento SCICEX del 1998-1999, che utilizzava sia tecnologie swath che di sub-bottom (Polyak et al., 2001; Edwards e Coakley, 2003). I dati raccolti da allora indicano un impatto esteso del ghiaccio con chiglie profonde proveniente da passate calotte glaciali/coperture, in particolare sul Borderland di Chukchi (Altopiano di Chukchi e Cresta di Northwind) e, più sporadicamente, sul margine della piattaforma Chukchi-Beaufort (Fig. 7) (Jakobsson et al., 2005, 2008b; Polyak et al., 2007; Engels et al., 2008). Basandosi sulla mappatura iniziale delle lineazioni glaciali, Polyak e collaboratori (2001) hanno ipotizzato due principali fonti del ghiaccio erodente: dalla calotta glaciale Laurentide a est e dalla piattaforma di Chukchi a sud. Tuttavia, l’assenza di prove per grandi calotte glaciali sulla costa del Mare di Chukchi e sull’Isola di Wrangel, almeno nel tardo Pleistocene (es. Brigham-Grette et al., 2001; Gualtieri et al., 2005), mette in dubbio la fonte meridionale di ghiaccio. Pertanto, in studi successivi, le forme del terreno glaciogenico mappate sul fondale marino in questa area sono state attribuite al ghiaccio proveniente esclusivamente dalla calotta glaciale Laurentide, con la possibile presenza di calotta/e glaciale/i locale/i sull’Altopiano di Chukchi (Jakobsson et al., 2005, 2008b, 2010b; Polyak et al., 2007). Le vie esatte, la provenienza e le età di queste avanzate glaciali sono rimaste poco chiare. Una comprensione migliorata emerge dai dati raccolti negli anni recenti dalla parte settentrionale della piattaforma di Chukchi (Elevazione di Chukchi), che caratterizzano sia la morfologia del fondale marino con la stratigrafia superficiale sottostante (Dove et al., 2014) che gli strati più profondi (Coakley et al., 2011; Hegewald e Jokat, 2013). Questi nuovi dati rivelano una presenza diffusa di ghiaccio radicato sull’Elevazione di Chukchi con fonti di ghiaccio localizzate più a sud o sud-ovest, indicando centri di calotte glaciali sulla piattaforma di Chukchi e/o sulla shelf Siberiana Orientale.
3.4.1. Formazioni Morfologiche
Le caratteristiche morfologiche più comuni nelle parti meno profonde del margine della Chukchi sono i solchi creati dagli iceberg. La profondità massima alla quale si osserva la zappatura è costantemente situata a una profondità d’acqua di circa 350 m (Fig. 7). Solchi isolati o raggruppati in modo sparso possono presentarsi a profondità maggiori; questi hanno traiettorie curve e non formano aggregazioni parallele tipiche per MSGL. A profondità superiori a circa 130 m, i solchi diventano meno evidenti a causa del riempimento sedimentario, poiché la piattaforma interna è soggetta a correnti che eliminano qualsiasi forma di letto preesistente. Questi tipi di solchi sono stati precedentemente descritti per la Chukchi Borderland (Hill e Driscoll, 2010) e sono anche visibili nei dati sub-bottom presso circa 167E, 76400, a una profondità d’acqua di 180 m nel Mar della Siberia Orientale (Gusev et al., 2012). Di conseguenza, appare ragionevole ipotizzare che la zona intensamente solcata nella gamma di profondità tra 130 e 350 m si estenda verso ovest fino a un’estensione sconosciuta lungo il margine del Mar della Siberia Orientale (Fig. 7).
L’erosione causata dagli iceberg cancella le testimonianze di precedenti processi del fondo marino, pertanto, le formazioni morfologiche glaciogene come lineazioni e creste moreniche si trovano principalmente a profondità superiori a 350 m. Il limite inferiore della loro distribuzione varia e spesso si allinea con il punto di flessione del profilo della pendenza. Nei dintorni del Rilievo e dell’Altopiano della Chukchi, questo limite si verifica comunemente a profondità tra 550 e 900 m, mentre in altri siti sulla Cresta di Northwind può estendersi oltre i 1000 m sotto il livello del mare attuale (Jakobsson et al., 2008b). A differenza dell’Altopiano e del Rilievo della Chukchi, la distribuzione delle formazioni morfologiche glaciogene sulla Cresta di Northwind è più frammentaria, dato che la cresta è composta da elevazioni isolate e limitate, spesso caratterizzate da pendii ripidi.
Cluster di solchi e creste paralleli, da lineari a leggermente curvi, sono caratteristici per il margine del Rilievo e dell’Altopiano della Chukchi e per le elevazioni della Cresta di Northwind. Il loro schema e dimensioni sono tipici dei MSGL (Mega-Scale Glacial Lineations) identificati in altre aree di piattaforme continentali glaciali. Oltre al bordo della piattaforma, i MSGL si presentano in un’ampia depressione batimetrica sul lato orientale del Rilievo della Chukchi (Dove et al., 2014), in maniera simile ai canali trasversali presenti nei mari di Barents e Kara (confronta con le Sezioni 3.1 e 3.2). Vari siti, come sulla parte settentrionale della Cresta di Northwind (Jakobsson et al., 2008b), l’Altopiano della Chukchi (Mayer et al., 2010) e nel canale sul Rilievo della Chukchi (Dove et al., 2014), mostrano un fondale marino con drumlin, il che è particolarmente utile per determinare la direzione del flusso glaciale.
Le forme del fondo marino aerodinamiche a est e a nord del Rilievo della Chukchi, inclusi il suo margine nord-orientale, presentano prevalentemente un orientamento da est a ovest verso sud-est a nord-ovest (Fig. 7), in linea con l’ipotesi di un arrivo di ghiaccio erodente dal settore nord-occidentale della calotta glaciale Laurentide (Fig. 7) (Jakobsson et al., 2001, 2005, 2008b; Polyak et al., 2007; Engels et al., 2008). Il percorso curvilineo di questo flusso glaciale lungo il margine dell’Alaska e poi verso nord-ovest attraverso la Cresta di Northwind non è ancora pienamente compreso, ma è stato suggerito che potrebbe indicare la presenza di uno spesso strato di ghiaccio di piattaforma continentale sopra il Bacino del Canada (Jakobsson et al., 2010b).
Sul Rilievo della Chukchi, i MSGL si presentano maggiormente nel solco batimetrico e sul bordo occidentale, manifestando un’orientazione da sud-ovest a nord-est, analoga a quella osservata in alcune elevazioni sulla Cresta di Northwind e nelle sue vicinanze (Fig. 7). L’origine del ghiaccio che ha formato queste strutture rimane non chiara. Fonti possibili includono la piattaforma della Chukchi a sud e/o il margine della Siberia Orientale (Fig. 7).
Le creste curvilinee o sinuose, simmetriche o asimmetriche, composte da materiale diamittico, sono frequenti lungo il bordo della piattaforma continentale, in particolare tra i 350 e i 550 metri di profondità d’acqua attorno al Rilievo della Chukchi (Dove et al., 2014). Strutture simili si trovano sull’Altopiano della Chukchi, ma la loro distribuzione è limitata dai dati disponibili. Queste creste variano in larghezza da 100 a 800 metri e possono evolvere in cunei deposizionali spessi fino a 50 metri. Più creste possono aggregarsi in lunghi nastri lungo il margine della piattaforma, dove creste sub-parallele sono intervallate da fondali marini ondulati. Complessivamente, le creste sono interpretate come morene e/o GZW. In varie località, la distribuzione delle creste suggerisce il ritiro in salita della massa di ghiaccio ancorata successivo alle fasi di avanzamento.
Creste minori, oblique o trasversali ai MSGL, sono state mappate nella parte nord-orientale del Rilievo della Chukchi, ai lati del solco batimetrico (Dove et al., 2014). Queste potrebbero originarsi da diverse cause: due serie di creste lineari a sinuose, sub-parallele, potrebbero rappresentare morene recessionali o il riempimento di crepacci basali, mentre un insieme di molteplici creste, vicine e regolarmente distanziate, è simile alle morene a coste. La loro associazione con il solco, insieme ai MSGL e a un significativo accumulo di till, fornisce ulteriori indicazioni di un flusso di ghiaccio estensivo e potenzialmente pulsato dal Rilievo della Chukchi verso est.
I till sono una presenza costante lungo il margine della piattaforma intorno al Rilievo della Chukchi, tipicamente riempiendo depressioni o canali preesistenti o formando grandi cunei trasversali, a volte con multiple unità di till (Dove et al., 2014). A valle dei cunei di till si trovano accumuli simili al till con sezioni trasversali asimmetriche, probabilmente ricollocati dai siti erosi. Il pendio e i bacini adiacenti presentano anche numerosi lobi di detriti, spessi fino a 50 metri, intercalati con sedimenti emipelagici stratificati. In sintesi, la combinazione di cunei di till, accumuli ricollocati e lobi di detriti rivela il trasporto di ingenti quantità di sedimenti dai ghiacciai al pendio lungo tutto il margine della Chukchi.
la Figura 8 illustra le stime dell’estensione della calotta glaciale nell’area del Mare di Beaufort durante l’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) basate su vari studi geologici e glaciologici.
- La linea bianca rappresenta i confini della calotta glaciale durante l’LGM secondo Dyke (2004), che serve come punto di riferimento per il massimo esteso del ghiaccio in questo periodo.
- Il “Toker Point Stade” (TP), segnato con una linea tratteggiata viola, è stato suggerito da Murton et al. (2010) per rappresentare anch’esso l’estensione del ghiaccio durante l’LGM. Un “stade” è un periodo di tempo in cui un ghiacciaio è avanzato o in posizione stabile.
- L’estensione del ghiaccio su Banks Island durante l’LGM, che include la distribuzione di ghiaccio basale freddo rispetto a quello caldo, è presa da England et al. (2009) e anch’essa è segnata con una linea tratteggiata viola. Il ghiaccio basale freddo si riferisce alle parti della calotta glaciale che erano congelate al substrato sottostante e quindi meno in grado di scorrere, mentre il ghiaccio basale caldo si riferisce alle parti che potevano scivolare più facilmente sul letto, a causa della presenza di acqua liquida alla base.
- Lo “Sitidgi Stade” (SD) è suggerito per rappresentare una riavanzata del ghiaccio, un movimento in avanti dopo la fase di massimo estensione, che è avvenuto durante il periodo di deglaciazione. Questo è il periodo in cui il ghiacciaio si è ritirato ma poi ha avanzato di nuovo temporaneamente.
- Le linee rosse indicano le posizioni delle forme del letto glaciogeniche aerodinamiche (come solchi e creste formate dall’azione di flusso del ghiaccio) che sono state mappate e sono coerenti con le strutture osservate nelle Figure 4 e 7. Queste strutture indicano la direzione del flusso del ghiaccio e sono importanti per capire la dinamica dei ghiacciai del passato.
- I termini “MT”, “AT/F”, “MCT/F” e “GT/F” sono abbreviazioni per i canali sottomarini e i loro conoidi alluvionali associati che si trovano sul fondo del mare. Sono importanti perché rappresentano i percorsi attraverso i quali il ghiaccio e i sedimenti glaciali sono stati trasportati in passato. Per esempio, “MT ¼ Mackenzie Trough” indica che “MT” è l’abbreviazione di “Mackenzie Trough”.
Il simbolo “¼” è usato nel contesto scientifico per indicare “è uguale a” o “denota”, e serve a collegare abbreviazioni o simboli ai loro nomi o descrizioni completi.
3.4.2. Stratigrafia e Cronologia
Sulla base della posizione dell’inconformità erosiva regionale nei depositi del Plio-Pleistocene sul margine della Chukchi (Hegewald e Jokat, 2013), l’effetto dei ghiacciai sul fondale marino in questa regione ha una storia prolungata. L’assegnazione diretta dell’età di inizio è attualmente impossibile, tuttavia i dati dai nuclei sedimentari nell’intero Oceano Artico occidentale mostrano un notevole incremento di materiale trasportato dagli iceberg all’inizio del Pleistocene medio, intorno a MIS 16 (circa 0,7 milioni di anni fa) (Polyak et al., 2009; Stein et al., 2010; Polyak e Jakobsson, 2011). I carotaggi dalla Cresta di Northwind (Fig. 7) determinano l’età dell’ultimo evento erosionale legato al ghiaccio proveniente dal Laurentide alla penultima glaciazione, stimata in MIS 4 (Polyak et al., 2007). Un’età erosiva più recente, corrispondente al Massimo Glaciale dell’Ultima (MIS 2), è stata rilevata solo per l’area vicina alla piattaforma della Cresta con profondità inferiori ai 450 metri. Le informazioni sulle forme di fondo marino del Rilievo di Chukchi suggeriscono che fu la fonte di questo ghiaccio più recente, in accordo con l’età olocenica dei sedimenti che ricoprono le superfici scourate dagli iceberg sul Rilievo e sulla piattaforma adiacente (Polyak et al., 2007; Hill e Driscoll, 2010). Va notato che queste età limitano solo l’ultimo impatto glaciale in un determinato sito sul fondo marino. Ciò non esclude la possibilità di eventi di ancoraggio più antichi, oscurati da impatti successivi, né la presenza di banchi di ghiaccio più recenti troppo sottili per toccare il fondale marino.
3.5. Mar di Beaufort e Arcipelago Artico Canadese Settentrionale
Almeno sette principali correnti glaciali si sono scaricate direttamente nell’Oceano Artico dai mantelli glaciali Laurentide e Innuitiano durante l’LGM, alcune delle quali avevano spessori pari o superiori a 1 km. L’LIS si spostò in direzione nord-ovest dal continente canadese, sommergendo sia il Mar di Beaufort che i canali marini e le isole adiacenti dell’arcipelago artico canadese occidentale (CAA). In questa regione, l’LIS si congiunse con il margine meridionale del Mantello Glaciale Innuitiano (IIS), che coprì le Isole della Regina Elisabetta (QEI) a nord. La piattaforma canadese del Mar di Beaufort rappresenta il limite nord-occidentale dell’LIS, che durante le fasi massime di crescita dei mantelli glaciali del tardo Quaternario si estese verso ovest lungo la Pianura Costiera dello Yukon, potenzialmente sovrapponendosi a parti della costa dell’Alaska più a ovest.
3.5.1. Formazioni Morfologiche
Tre ampie valli glaciali si estendono attraverso la piattaforma continentale del Mare di Beaufort e il sud-ovest dell’Archipelago Canadese Artico (CAA); precisamente, la Vallata del Mackenzie, il Golfo di Amundsen e lo Stretto di M’Clure (Fig. 8). Oltre a queste, verso est (in direzione dell’accumulo glaciale) rispetto a queste tre evidenti depressioni, i dati satellitari e batimetrici rivelano l’esistenza di grandi Lineazioni Glaciali su Mega Scala (MSGL) che confluiscono in esse da molte delle isole e dai canali intermedi della parte occidentale del CAA (Stokes et al., 2005, 2006, 2009; MacLean et al., 2010).
Nei punti in cui lo Stretto di M’Clure e il Golfo di Amundsen si intersecano con la rottura della piattaforma continentale, si osserva un marcato pattern batimetrico a “zampa d’anatra”, in linea con la presenza di Fan alla Bocca della Vallata (Trough Mouth Fans, TMF) classici (Stokes et al., 2005, 2006) (Fig. 8). Profili subfondali che attraversano la rottura della piattaforma all’imbocco dello Stretto di M’Clure hanno rivelato una serie di flussi di detriti glaciali stratificati che supportano questa interpretazione (Niessen et al., 2010). Nel Golfo di Amundsen, i dati sismici multicanale ad alta risoluzione hanno evidenziato un significativo TMF che registra presumibilmente fino a nove avanzamenti del LIS (Lastra di Ghiaccio Ultima) fino al margine della piattaforma durante il Pleistocene (Batchelor et al., 2013). Al contrario, la Vallata del Mackenzie non presenta un TMF di grandi dimensioni ben definito. Tuttavia, ad ovest di questa vallata, sono state mappate lineazioni sul fondale marino lungo il margine esterno del Beaufort a profondità d’acqua di 400-700 metri (Fig. 8). Queste lineazioni sono interpretate come di origine glacigena, provenienti da una lastra di ghiaccio che scorreva lungo il margine Alaska-Beaufort e che potenzialmente si estendeva fino a, e oltre, il Borderland di Chukchi (Engels et al., 2008).
3.5.2. Stratigrafia e Cronologia
In base all’abbondanza di siti datati terrestri e le forme glaciali documentate nel nord-ovest del Canada e nella parte occidentale dell’Archipelago Canadese Artico (CAA), l’avanzamento della sezione nord-occidentale della Last Ice Sheet (LIS) è attualmente riconosciuto come diffuso, estendendosi fino alla piattaforma continentale polare durante l’Ultimo Massimo Glaciale (LGM) (England et al., 2006, 2009; Lakeman e England, 2013). Come risultato della copertura glaciale durante il LGM, le informazioni sull’attività glaciale precedente al Marine Isotope Stage 2 (MIS 2) per gran parte della LIS nord-occidentale restano non documentate (Kleman et al., 2010). Inoltre, non esistono ancora vincoli cronologici diretti sul limite della LIS in mare, sulla piattaforma continentale polare (Dyke e Prest, 1987).
L’identificazione di correnti glaciali attive nello Stretto di M’Clure e nel Golfo di Amundsen durante l’LGM rappresenta un aggiornamento significativo rispetto alle precedenti ricostruzioni glaciali, che mostravano le piattaforme di ghiaccio occupare questi canali a nord e sud dell’Isola di Banks (Dyke e Prest, 1987; Dyke et al., 2002; Dyke, 2004) (Fig. 8). In precedenza, si riteneva che molteplici strati di materiale di till su Melville e Banks Island fossero testimoni di glaciazioni pre-tardive del Wisconsinan non disturbate (Vincent, 1982, 1983). Tuttavia, recenti lavori di mappatura sul campo e la datazione estesa di gusci trasportati dal ghiaccio su entrambe le isole hanno rivelato che questi strati di till risalgono tutti all’LGM (England et al., 2009). Di fatto, la maggior parte degli strati di till multipli precedentemente mappati sull’Isola di Banks (Vincent, 1982, 1983) sono in realtà roccia madre alterata con solo sparsi erratici laurentidi di lunga percorrenza depositati durante il MIS 2 (England et al., 2009). Più recentemente, il ritiro del ghiaccio laurentide è stato tracciato dalla piattaforma continentale polare progressivamente verso est attraverso l’Isola di Banks fino allo Stretto del Principe di Galles, nel corso del Tardo Wisconsinan (Lakeman e England, 2012, 2013).
Più a nord, sulla parte meridionale dell’Isola di Melville, sono state ottenute date radiocarboniche AMS su frammenti di conchiglia individuali dai till di Dundas e Bolduc (Hodgson e Vincent, 1984; Hodgson et al., 1984), che variano tra 24 e 49 ka BP (England et al., 2009). Anche se questi strati di till erano inizialmente classificati come appartenenti a due glaciazioni Laurentidi separate, ora sono associati all’Ultimo Massimo Glaciale (LGM). Un’importante conseguenza di queste scoperte è che la Last Ice Sheet (LIS) nord-occidentale deve essere avanzata attraverso il Viscount Melville Sound fino all’Isola di Melville dopo circa 24 ka BP, il che implica la necessità di condizioni almeno parzialmente prive di ghiaccio nel Sound durante il MIS 3 (England et al., 2009). Erratici glaciali di granito depositati dalla LIS sulla parte meridionale dell’Isola di Melville si trovano fino ad almeno 235 metri sopra l’attuale livello del mare, indicando uno spessore minimo di 635 metri per il flusso glaciale dello Stretto di M’Clure durante l’LGM (England et al., 2009). Inoltre, la datazione U/Pb di zirconi di alcuni erratici di lunga percorrenza raccolti attraverso l’ovest del CAA ha dimostrato per la prima volta che la loro provenienza può essere attribuita a cinture orogeniche con età radiometriche uniche situate all’interno dello scudo canadese continentale, fino a 1000 km a sud-est (Doornbos et al., 2009). Questi erratici dello scudo, recentemente identificati, sarebbero stati trasportati verso l’Oceano Artico attraverso lo Stretto di M’Clure e i canali adiacenti all’interno del CAA centrale durante l’LGM (MacLean et al., 2010; Pienkowski et al., 2012, 2013).
La LIS sembra aver raggiunto la regione del delta del Mackenzie in almeno due occasioni durante l’ultimo ciclo glaciale. Sulla terraferma, questi eventi sono delimitati dallo Stadio di Toker Point e dal più recente Stadio del Lago Sitidgi (Fig. 8). Ricerche iniziali, basate su date radiocarboniche ottenute da frammenti di legno presenti nel till di Toker Point e da conchiglie marine nei sedimenti sovrastanti, suggerivano che questa avanzata fosse del Wisconsinan Precoce (MIS 5e4) (Murton et al., 2007). Pertanto, si è a lungo ritenuto che un limitato avanzamento nord-occidentale della LIS durante l’LGM (Stadio di Sitidgi) fosse seguito da una più ampia glaciazione precoce del Wisconsin (Stadio di Toker Point/Glaciazione di Buckland) (MIS 5e4) (Rampton, 1982; Beget, 1987; Vincent e Prest, 1987; Dyke et al., 2002) (Fig. 8).
Recenti studi di datazione mediante luminescenza di sabbie dune eoliche sulla Penisola di Tuktoyaktuk hanno ora circoscritto l’età dello Stadio di Toker Point a un breve periodo di avanzamento compreso tra circa 22 e 16 ka BP, suggerendo che lo Stadio di Sitidgi rappresenti un riavanzamento deglaciale del flusso glaciale del Mackenzie (Murton et al., 2007). Ricerche offshore sulla piattaforma del Beaufort canadese hanno fornito evidenze che le sabbie fluviali ed eoliche sottostanti al till di Toker Point si estendono verso il margine della piattaforma continentale. Questo suggerisce un periodo di estesa esposizione subaerea durante l’ultimo ciclo glaciale e, potenzialmente, per gran parte della piattaforma del Beaufort canadese orientale, per tutta la durata dell’LGM. Durante questo periodo, si è formato uno spesso strato di permafrost sulla piattaforma esposta (Mackay, 1959; Murton et al., 2010).
I profili di riflessione sismica dal Trough del Mackenzie sono stati utilizzati inizialmente per ipotizzare che la discordanza basale si fosse formata nel Wisconsinan Precoce (60-120 ka), con prove di un secondo avanzamento glaciale nel Tardo Wisconsin (Blasco et al., 1990). Un recente studio, basato su un vasto insieme di dati sismici industriali, ha in gran parte confermato queste scoperte (Batchelor et al., 2013). La presenza di un Grounding Zone Wedge (GZW) sepolto e di due morene laterali sepolte indica un secondo avanzamento glaciale fino al bordo della piattaforma, che ha seguito l’escavazione iniziale del Trough del Mackenzie (Batchelor et al., 2013). Tuttavia, l’assenza di un Fan di Bocca di Trough (TMF) distintivo di fronte al Trough del Mackenzie, nonostante l’ampia disponibilità di sedimenti, suggerisce probabilmente che solo nel tardo Quaternario la Last Ice Sheet (LIS) ha iniziato a estendersi in questo settore del nord-ovest del Canada.
la Figura 9 mostra una mappa geografica e geologica dell’estrema parte settentrionale della Groenlandia e dell’area adiacente dell’Oceano Artico, con particolare attenzione alle caratteristiche geologiche risalenti a periodi glaciale passati.
- Linea rossa punteggiata: Questa linea rappresenta un limite concettuale per l’estensione dei ghiacci durante l’Ultimo Massimo Glaciale (LGM), come proposto da Funder et al. (2011b). La parte più esterna di questo limite è indicata come una piattaforma di ghiaccio.
- Linea bianca tratteggiata: Mostra l’estensione ipotetica di una piattaforma di ghiaccio durante lo Stage Isotopico Marino 6 (MIS 6), come ipotizzato da Jakobsson et al. (2010b). Lo MIS 6 è un periodo più antico rispetto al LGM, indicando una vasta estensione dei ghiacci che risale a circa 140.000-150.000 anni fa.
- Freccia bianca e le incisioni degli iceberg: La freccia bianca indica la direzione delle profonde incisioni lasciate dagli iceberg sulla Morris Jesup Rise (MJR). Queste incisioni, note come solchi di zappa (plough marks), sono state create quando la base degli iceberg ha raschiato il fondale marino, e sono datate al MIS 6, suggerendo che a quel tempo la zona era sotto influenza glaciale.
- Linee nere sulla Cresta di Lomonosov: Indicano un’area dove è stata identificata una superficie di erosione glaciale distinta. Questa superficie è stata creata dall’azione erosiva del ghiaccio in movimento durante il MIS 6 e fornisce informazioni su come i ghiacciai e gli iceberg hanno modellato il fondale oceanico.
- Nares Strait: È uno stretto idrografico esistente che separa la Groenlandia dall’Ellesmere Island al nord.
- Mappatura dell’ancoraggio del ghiaccio: Indicato dalla linea tratteggiata blu, mostra dove si pensa che il ghiaccio abbia toccato il fondo marino, influenzando la morfologia del fondale attraverso l’erosione e la deposizione di sedimenti.
La figura è dunque un riassunto grafico delle interpretazioni geologiche basate su dati raccolti tramite metodi come la sismica a riflessione e la datazione, e mostra come gli scienziati utilizzano queste informazioni per ricostruire gli antichi movimenti dei ghiacci e le loro interazioni con il paesaggio sottomarino.
Esistono evidenze che il flusso glaciale del Mackenzie possa essersi diretto verso ovest lungo lo Yukon e persino lungo la pianura costiera dell’Alaska durante le glaciazioni pre-Last Glacial Maximum (LGM). L’Isola di Herschel, immediatamente a ovest della Trincea del Mackenzie, è una morena da spinta glaciale risultante dall’avanzamento del Laurentide Ice Sheet (LIS). La posizione dell’isola coincide con le morene più a ovest sulla Pianura Costiera dello Yukon adiacente, segnando entrambe il limite del LIS (Mackay, 1959; Rampton, 1982). Il massiccio ghiaccio esposto sull’Isola di Herschel mostra segni di deformazione glaciotettonica e presenta una firma isotopica simile a quella del ghiaccio di ghiacciaio sepolto (Fritz et al., 2012). Inoltre, segnalano detriti vegetali datati con il radiocarbonio fino a 16.2 ka cal BP all’interno dei sedimenti glaciotettonizzati dell’Isola di Herschel. Se questa datazione fosse corretta, indicherebbe che il limite massimo del LIS lungo la Pianura Costiera dello Yukon e il meridionale Mar di Beaufort si è verificato durante la tarda Marine Isotope Stage (MIS) 2. Quest’età del LGM corrisponde anche con l’avanzata massima del LIS dalla Valle del Mackenzie verso ovest fino alle Montagne Richardson e al Plateau di Peel a sud. Ciò corrisponde inoltre a un’avanzata molto più estesa del LIS attraverso l’Canadian Arctic Archipelago (CAA) occidentale durante il LGM (England et al., 2009; Lakeman e England, 2013). England et al. (2006) forniscono una sintesi di tre decadi di studi di geologia glaciale condotti sulle Queen Elizabeth Islands (QEI), che costituiscono la metà settentrionale della CAA. Questa sintesi ricostruisce la configurazione, i divisori principali e i flussi glaciale costituenti l’Innuitian Ice Sheet (IIS). L’ultima piena espansione dell’IIS durante la MIS 2 viene ricostruita, quando avanzò da margini simili a quelli attuali dopo 19 ka BP, sommergendo tutti i canali marini delle QEI e fluendo verso il largo fino a un margine non mappato su o oltre la piattaforma continentale polare. L’IIS si è fuso con la calotta glaciale della Groenlandia attraverso lo Stretto di Nares e con il LIS attraverso il Canale di Parry.Diverse significative vie di passaggio marine sono state occupate da questi ghiacciai coalescenti, i quali alimentavano flussi glaciale con spessori notevoli verso l’Oceano Artico durante la Marine Isotope Stage (MIS) 2, come documentato dalle moraine più elevate e dagli erratici lasciati dai margini dei ghiacci che successivamente si sono ridotti, formando ampi delta deglaciali risalenti all’inizio dell’Olocene. Nella parte settentrionale dello Stretto di Nares, erratici provenienti dalla Groenlandia e canali di scolo laterali sull’Isola di Ellesmere documentano una superficie glaciale superiore ad almeno 800 metri sul livello del mare (m s.l.m.), e insieme con profondità d’acqua superiori ai 600 metri nel Bacino di Hall adiacente, indicano uno spessore del ghiaccio di almeno 1400 metri localmente. Quanto di questo spessore fosse mantenuto più a nord, dove il ghiacciaio principale dello Stretto di Nares (probabilmente un flusso glaciale) avrebbe ridotto il suo spessore attraversando la piattaforma continentale del Mare di Lincoln, è attualmente non determinato. Tuttavia, almeno un profondo solco (>600 m) si estende verso nord dall’Isola di Ellesmere settentrionale, attraversando la piattaforma. Immediatamente nell’entroterra, gli erratici depositati dal flusso glaciale Innuitiano direzionato verso nord raggiungono circa 900 m s.l.m., registrando nuovamente il potenziale trasporto di ghiaccio (>1 km di spessore) da questa località all’Oceano Artico durante il LGM (Lemmen e England, 1992). Altri flussi glaciale regionali dell’IIS si dirigevano verso nord fino all’Oceano Artico attraverso il Suono di Nansen (>500 m di profondità), occupato da ghiaccio confluente dalle isole adiacenti di Axel Heiberg ed Ellesmere durante il LGM (Bednarski, 1998). Un terzo rilevante flusso glaciale si dirigeva verso nord-ovest dall’Isola di Ellesmere meridionale attraverso il Suono di Eureka e il Canale di Massey, trasportando erratici di granito per più di 600 km fino all’Oceano Artico (Lamoureux e England, 2000; Ó Cofaigh et al., 2000; Atkinson e England, 2004; England et al., 2004). Un quarto flusso glaciale dell’IIS si spingeva probabilmente verso ovest attraverso il Mare del Principe Gustavo Adolfo, forse sostenuto dal LIS nord-occidentale che si univa all’IIS lungo la costa orientale dell’Isola di Melville (England et al., 2009).
3.6. Mare di Lincoln: Margine settentrionale della Groenlandia e dorsale meridionale di Lomonosov
3.6.1. Morfologie del territorio
Il margine continentale settentrionale della Groenlandia, che confina con l’Oceano Artico, è stato oggetto di scarse indagini a causa della sua lontananza e delle severe condizioni dei ghiacci marini. Finora, non sono state condotte rilevazioni geofisiche marine del banco che possano confermare o meno la presenza di morfologie glaciogene informative. Di conseguenza, le esplorazioni della regione costiera più a nord rappresentano la principale fonte di informazioni per determinare l’estensione del ghiaccio dalla Groenlandia verso l’Oceano Artico durante i massimi glaciali. Lungo la costa di Peary Land, tra l’oceano e la catena montuosa della Groenlandia Settentrionale, si estende una pianura costiera larga tra i 10 e i 15 km, caratterizzata da morfologie e sedimenti che documentano eventi glaciali e marini risalenti all’Ultimo Massimo Glaciale (LGM). Per due estati, il “Progetto a Lungo Termine” ha esaminato la geologia quaternaria di questa area con l’obiettivo primario di indagare la relazione tra i processi di glaciazione e il ghiaccio marino dell’Oceano Artico. I risultati di questa ricerca hanno fornito un considerevole corpus di dati sugli eventi glaciali e ambientali a partire dall’LGM (Nørgaard-Pedersen et al., 2008; Larsen et al., 2010; Möller et al., 2010; Funder et al., 2011b; Olsen et al., 2012). La mappatura geologica di blocchi erratici sulla pianura costiera ha inizialmente indotto Koch (1923) a ipotizzare che un calotta glaciale locale, denominata Capo Nord, si fosse formata sulla catena montuosa durante l’LGM. Questa calotta, secondo le osservazioni, si sarebbe unita a sud e sudest con il manto glaciale interno della Groenlandia. Ricerche sul campo successive hanno confermato questa ipotesi (Dawes, 1986; Funder, 1989).
Curiosamente, sia i blocchi erratici che le striature hanno evidenziato che, invece di dirigersi direttamente verso l’oceano, i ghiacciai di deflusso sulla pianura venivano deviati e si spostavano verso sudest lungo la costa, con alcuni blocchi erratici che avevano percorso lunghe distanze dall’ovest. Recenti lavori di campo hanno fornito nuove prove significative, come il blocco di valli, la struttura del till e osservazioni su laghi “epishelf”, intrappolati tra i ghiacciai deviati e le montagne. La deviazione dei ghiacciai è stata interpretata come il risultato del supporto fornito da massicci e in larga misura stagnanti ghiacci marini “paleocristici” in questa parte dell’Oceano Artico (Bradley e England, 2008), che costringeva i ghiacciai a procedere lungo la costa (Larsen et al., 2010; Möller et al., 2010; Funder et al., 2011b) (Fig. 9). In questo contesto, i ghiacciai di deflusso sulla pianura costiera avrebbero avuto un ruolo marginale in una piattaforma di ghiaccio alimentata principalmente da flussi di ghiaccio provenienti dallo Stretto di Nares e dai fiordi della Groenlandia ad ovest della pianura (Kelly e Bennike, 1992; England et al., 2006) (Fig. 9). Questi nuovi risultati indicano una dinamica glaciale più attiva durante l’LGM, in particolare nella regione dello Stretto di Nares e nei fiordi della Groenlandia occidentale, mentre un regime più inerte prevaleva nella Groenlandia più settentrionale, probabilmente a causa della carenza di precipitazioni, come si verifica attualmente dove questa zona comprende alcune delle maggiori estensioni consecutive di aree senza ghiaccio in Groenlandia. Recentemente, a conferma di ciò, l’IBCAO Versione 3.0, con una densità relativamente elevata di misurazioni puntuali, ha rivelato una morfologia del fondo marino simile a un canale glaciale all’ingresso settentrionale dello Stretto di Nares che si estende direttamente fino al confine ipotizzato del ghiaccio durante l’LGM.
Questi dati sono stati forniti dal Canadian Hydrographic Service (Jakobsson et al., 2012), e appare plausibile che questo flusso di ghiaccio potesse nutrire una piattaforma glaciale. Analogamente, sul lato orientale del Capo Nord, lungo la costa dello Stretto di Fram, un flusso proveniente dalla calotta glaciale della Groenlandia ha modellato dei canali durante l’LGM all’esterno dell’imboccatura del Fiordo dell’Indipendenza, alimentando una piattaforma di ghiaccio che si estendeva fino alla sezione medio-esterna della piattaforma continentale (Nørgaard-Pedersen et al., 2008; Funder et al., 2011b) (Fig. 9). Circa 80 km a nord-est di Capo Morris Jesup (Terra di Peary) si trova l’innalzamento sottomarino Morris Jesup Rise che inizia la sua estensione verso nord dalla piattaforma della Groenlandia verso l’Oceano Artico (Fig. 9). La punta più settentrionale di questo alto fondale è stata mappata utilizzando un profilatore sub-fondo (Fütterer, 1992), rivelando un fondale marino modellato dai ghiacciai che si estende fino a una profondità d’acqua attuale di circa 1000 m (Spielhagen et al., 2004). Questa area di Morris Jesup Rise è stata in seguito mappata tramite un sistema multibeam e un profilatore sub-fondo chirp (Jakobsson et al., 2008a). Sono stati individuati grandi solchi lasciati dagli iceberg che attraversano la cresta da ovest a est a una profondità d’acqua attuale di 1045 m (Jakobsson et al., 2010b) (Fig. 9). La sezione di Morris Jesup Rise esaminata dalla nave Oden si estende, nella sua parte più superficiale, fino a una profondità d’acqua di 940 m e non mostra segni di ancoraggio da parte di una piattaforma di ghiaccio unitaria (Jakobsson et al., 2010b).
Durante la spedizione LOMROG 2007, sono state mappate alcune parti della sommità piatta del versante sud-orientale della Dorsale di Lomonosov. Le condizioni dei ghiacci marini hanno notevolmente ostacolato la mappatura geofisica, ma i pochi profili sonar chirp ottenuti hanno dimostrato che il crinale della dorsale era stato soggetto a un’intensa incagliatura dei ghiacci a profondità minori di 785 metri rispetto al livello attuale del mare. La natura delle incagliature dei ghiacci osservate ha indotto Jakobsson et al. (2010b) a ipotizzare che una vasta piattaforma di ghiaccio coesa si estendesse fino a questa zona partendo dalla vicina piattaforma continentale Ellesmere Island-Groenlandia (Fig. 9). Prima di LOMROG 2007, Kristoffersen e Mikkelsen (2006) e Nørgaard-Pedersen et al. (2007), analizzando dati sismici e campioni di sedimenti raccolti dalla stazione di deriva GreenIce nella parte più sud-occidentale della Dorsale di Lomonosov, hanno rilevato prove di erosione del top della dorsale a una profondità di circa 500-600 metri. Hanno suggerito che tale erosione potrebbe essere stata causata da iceberg con pescaggio profondo o da una lingua di piattaforma di ghiaccio che si protendeva per almeno 100 km verso nord dal margine della piattaforma a nord dell’Isola di Ellesmere.
3.6.2. Stratigrafia e Cronologia
Combinando i dati provenienti dalla terraferma con quelli relativi ai Detriti di Rocce Glaciali (IRD), il ferro detritico, e i tassi di accumulo dei sedimenti nei carotaggi oceanici adiacenti, Larsen et al. (2010) ipotizzano che la piattaforma di ghiaccio proposta adiacente alla pianura costiera abbia iniziato la sua formazione già a partire da 30.000 anni calibrati prima del presente (cal ka BP). Inoltre, essi propongono che, sia in questa regione che più a sud, presso lo Stretto di Fram, l’estensione massima del ghiaccio sulla piattaforma continentale sia stata raggiunta nel periodo compreso tra 25.000 e 20.000 anni calibrati prima del presente. Dopo questo apice, ha avuto inizio il processo di ritirata del ghiaccio, e poco prima di 10.000 anni calibrati prima del presente, le terre attualmente prive di ghiaccio sulla pianura erano state esposte e i margini dei ghiacciai avevano raggiunto le loro posizioni attuali (Larsen et al., 2010; Möller et al., 2010; Olsen et al., 2012). Tuttavia, fino a circa 8.500 anni calibrati prima del presente, abbondanti iceberg navigavano lungo la costa depositando grandi massi. Ciò indica che i ghiacciai si stavano frammentando nei fiordi e che il ghiaccio marino era libero di galleggiare almeno per una parte dell’anno, senza essere intrappolato nel ghiaccio palaeocrystic o nel ghiaccio stabile come nella situazione attuale (Funder et al., 2011a). A sud-est, presso l’imbocco dello Stretto di Nares, la deglaciazione ha seguito un modello simile, e con la scomparsa definitiva del flusso glaciale dello Stretto di Nares, si è venuta a creare una connessione fondamentale tra gli oceani Artico e Atlantico del Nord, consentendo lo sviluppo della circolazione oceanica moderna nella Baia di Baffin e nel Mare del Labrador (England 1999; England et al., 2006; Jennings et al., 2011).
Larsen et al. (2010) hanno ipotizzato che la disgregazione finale della componente della calotta glaciale marittima sia stata provocata da un aumento delle temperature estive e dall’innalzamento eustatico del livello del mare, ma anche dall’ingresso di acque calde atlantiche attraverso lo Stretto di Fram, che ha determinato una haloclina meno profonda e un cambio nei regimi di circolazione paleoceanografica da glaciale a interglaciale. Ciò trova conferma nei risultati ottenuti da altre aree dell’Oceano Artico e delle sue regioni marginali (Bradley e England, 2008; Jakobsson et al., 2010b; Jennings et al., 2011). La possibilità che l’Oceano Artico possa adottare diversi regimi di circolazione nei periodi glaciale e interglaciale è ulteriormente analizzata nelle sezioni seguenti. Le erosioni profonde causate dal ghiaccio sul Rilievo di Morris Jesup e il fondale ghiacciato sulla parte meridionale della Dorsale di Lomonosov sono state datate al MIS 6 (Marine Isotope Stage 6) da Jakobsson et al. (2010b). Questo suggerisce che le piattaforme di ghiaccio fossero probabilmente fenomeni ricorrenti durante i massimi glaciali del Quaternario.