https://www.nature.com/articles/s41561-022-01082-2

La conoscenza affidabile delle dinamiche di scarico dei ghiacciai attraverso gli ice-stream della calotta glaciale della Groenlandia è fondamentale per comprendere la sua stabilità di fronte agli scenari climatici futuri. Gli ice-stream attivi in Groenlandia sono stati accuratamente mappati utilizzando dati ottenuti dal telerilevamento, mentre i percorsi degli ice-stream passati, ora in regioni deglaciate, possono essere ricostruiti attraverso le morfologie da essi lasciate. Tuttavia, le informazioni sugli ice-stream un tempo attivi e ora defunti in aree ancora coperte da ghiaccio sono scarse. In questo studio, impieghiamo dati ottenuti da sondaggi radio-eco per decifrare la storia del flusso glaciale regionale della calotta glaciale nel nord-est della Groenlandia, basandoci sulla sua stratigrafia interna. Attraverso la ricostruzione tridimensionale di orizzonti temporaneamente equivalenti, mappiamo piegature situate in profondità sotto la superficie che attribuiamo alla deformazione indotta dagli ice-stream ormai estinti. Suggeriamo che, localmente, questo antico regime di flusso glaciale fosse molto più concentrato e si estendesse molto più all’interno rispetto a quello odierno, e che sia stato disattivato a seguito della riconfigurazione e del trasferimento verso sud del sistema principale di drenaggio. La comprensione che i maggiori ice-stream della Groenlandia possono iniziare, spostarsi o interrompersi bruscamente avrà impatto sui futuri approcci volti a comprendere e modellare la risposta delle calotte glaciali terrestri al riscaldamento globale.

Osservazioni Satellitari del Flusso Superficiale Attuale delle Calotte Glaciali in Groenlandia (GrIS) e Antartide a Partire dagli Anni ’70

Le osservazioni satellitari relative al flusso superficiale attuale delle calotte glaciali in Groenlandia (GrIS) e Antartide risalgono agli anni ’70. Le ricostruzioni dell’attività degli ice-stream pregressi si fondano prevalentemente sulle loro impronte geomorfologiche nelle regioni precedentemente ghiacciate, tuttavia, sono confinate al periodo successivo all’Ultimo Massimo Glaciale. Tali ricostruzioni indicano che gli ice-stream sono stati attivati e disattivati in luoghi e tempi differenti durante il processo di deglaciazione successivo all’Ultimo Massimo Glaciale (22–7 mila anni fa). Le configurazioni del flusso glaciale antecedente nelle aree tuttora ricoperte dalle calotte possono essere desunte da piegature negli orizzonti di riflessione interna (IRH), evidenti nei dati di sondaggio radio-eco (RES) di elevata qualità. La maggior parte degli IRH è ritenuta costituita da strati di neve anticamente depositati sulla superficie delle calotte glaciali. La deformazione intra-glaciale può alterare la conformità e la continuità degli IRH, causando una distribuzione età-profondità non monotonicamente crescente, il che rappresenta una sfida per l’analisi dei carotaggi di ghiaccio.

Le piegature nelle calotte glaciali di GrIS e dell’Antartide variano da pieghe su scala di centimetri osservate nei carotaggi di ghiaccio a pieghe che interessano quasi l’intero spessore del ghiaccio. I dati RES hanno messo in luce la presenza di pieghe ribaltate, pieghe a guaina e strutture simili a pennacchi che si sovrappongono a vaste aree di stratigrafia basale disturbata. Una varietà di processi è stata suggerita per spiegare la diversità delle piegature, inclusi il congelamento alla base, contrasti nella reologia del ghiaccio, variazioni nella resistenza basale e flusso convergente.

In questo articolo, integriamo dati RES di recente acquisizione con altri più datati relativi alla Groenlandia nord-orientale per ricostruire i pattern di flusso passati. I nostri risultati evidenziano l’attività olocenica di due ice-stream ormai estinti in un’area prossima all’attuale divisione del ghiaccio.

La Figura 1 mostra una serie di dati provenienti da osservazioni di sondaggio radio-eco (RES), utilizzati per studiare la topografia del letto roccioso e la dinamica dei flussi di ghiaccio nella Groenlandia settentrionale. Ecco una descrizione dettagliata di ogni pannello della figura:

a) Topografia del letto della Groenlandia settentrionale e localizzazione dei profili RES: La mappa (a) mostra la topografia sottostante la calotta glaciale della Groenlandia settentrionale, evidenziando le variazioni del substrato roccioso che influenzano il flusso del ghiaccio sopra. Le traiettorie dei profili RES, indicati come Set 1 e Set 2, sono posizionati strategicamente per rilevare le caratteristiche sottostanti in due diversi settori. Il rettangolo nero delinea l’area di focus per la Figura 2d,e. I maggiori ghiacciai esfluenti della regione nord-orientale sono marcati con frecce nere, inclusi il 79° North Glacier (79NG), Zachariae Isstrom (ZI), e Storstrømmen Glacier (SG), che sono indicatori chiave delle dinamiche glaciali regionali.

b) Velocità della superficie del ghiaccio: La mappa (b) visualizza le velocità della superficie della calotta glaciale, determinate utilizzando dati di telerilevamento. Queste velocità sono un indicatore diretto del comportamento dinamico della calotta glaciale e possono essere collegate ai fenomeni interni rilevati dai dati RES.

c) Profili RES selezionati del Set 1: Questi profili sono rappresentazioni di riflettogrammi che mostrano la stratigrafia interna della calotta glaciale. Le riflessioni internamente coerenti rappresentano gli orizzonti di accumulo passati e possono essere utilizzati per inferire la storia del flusso glaciale e i processi di deformazione interna.

d) Subset di radargrammi del Set 2 con una firma radar ripetitiva: Questi radargrammi mostrano firme caratteristiche, o echi radar, che si ripetono lungo il percorso del profilo, suggerendo una storica attività di flusso glaciale o processi di deformazione che hanno disturbato la stratigrafia originaria.

e) Radargramma del Set 2 con una firma radar caratteristica nella regione a monte: Un’immagine radar con una firma distintiva potrebbe indicare variazioni di composizione, densità o temperatura del ghiaccio, tutte potenziali influenze sulla dinamica glaciale.

f) Radargramma dell’inizio del flusso del ghiaccio Petermann: Questo riflettogramma evidenzia la transizione del flusso glaciale dal suo punto di origine, con caratteristiche interne che possono indicare processi come l’avanzamento e la ritirata del ghiaccio.

g) Radargrammi all’inizio di NEGIS: Questi riflettogrammi catturano la struttura interna del ghiaccio all’inizio del North East Greenland Ice Stream, un importante corso di ghiaccio che influenza la dinamica regionale della calotta glaciale.

h) Radargramma mostrante il pattern di pieghe del margine di taglio di NEGIS: Questa immagine mostra le pieghe englaciali nel margine di taglio di NEGIS, fornendo indizi sulla storia di deformazione e sulle forze di taglio che hanno modellato la calotta glaciale.

Le frecce bianche in f e g segnalano la direzione generale del flusso glaciale attuale, che è fondamentale per interpretare i dati RES nel contesto dinamico attuale del ghiaccio.

In sintesi, la Figura 1 integra dati geomorfologici, velocità superficiali attuali e riflettogrammi radar per fornire una visione multidimensionale delle dinamiche passate e presenti della calotta glaciale della Groenlandia settentrionale, con implicazioni dirette per la comprensione della stabilità della calotta glaciale sotto l’influenza del cambiamento climatico.

Radiostratigrafia

Consideriamo i profili RES nella Groenlandia nord-orientale, a monte del bacino settentrionale del Nioghalvfjerdsbræ (Ghiacciaio a 79°N, 79NG; Fig. 1a–d), acquisiti tramite l’Operazione IceBridge (OIB) della NASA e dal Alfred Wegener Institut, Centro Helmholtz per la Ricerca Polare e Marina (AWI). I profili RES in Figura 1c (Set 1, profili in nero in Figura 1a,b) sono stati ottenuti con il sistema radar a banda ultra-larga (UWB) multicanale dell’AWI nel 2018. La velocità della superficie del ghiaccio è pressoché nulla nella parte occidentale del Set 1, prossima allo spartiacque glaciale, e incrementa verso est fino a raggiungere circa 15 m anno^-1 (Dati Estesi in Figura 1). Il sopralluogo è stato pianificato per analizzare dettagliatamente un gruppo di pieghe precedentemente individuate in sondaggi antecedenti^23. Sono stati effettuati dodici profili RES, distanziati di 7,5 km l’uno dall’altro, orientati perpendicolarmente alla direzione di 100° rispetto al vero Nord degli assi delle pieghe (Dati Estesi in Figura 1 e 2 e Figure Supplementari 1–12). Abbiamo mappato pieghe cilindriche con ampiezze massime al centro dei profili RES (Dati Estesi in Figura 3). La morfologia e l’orientamento delle pieghe non riflettono la topografia del letto sottostante (Figure Supplementari 13 e 14 e Dati Estesi in Figura 4). Pieghettature simili sono state osservate in molteplici località nella GrIS^8,9,18,21, inclusa la presenza di pieghe cilindriche erette nella zona di flusso convergente attivo del flusso del ghiaccio Petermann nel nord-ovest della Groenlandia^17 (Fig. 1f).

I profili RES del Set 2 (Fig. 1a,b,d e Figura Supplementare 15) consistono in profili OIB e AWI acquisiti mediante diverse apparecchiature RES. Essi si estendono dalla dorsale centrale verso est, nel bacino settentrionale del 79NG. I radargrammi mettono in evidenza una firma ricorrente di strisce verticali di bassa riflettività nei due terzi inferiori della colonna di ghiaccio (Fig. 1d,e, con marcatori gialli e bianchi; Dati Estesi in Figura 5 e Figure Supplementari 16–21), ciò è dovuto alla dissoluzione dell’energia riflessa dagli strati interni che presentano un’inclinazione accentuata, la quale aumenta con la profondità^24. La disposizione di questi elementi e il loro manifestarsi in molteplici radargrammi (Fig. 1d e Dati Estesi in Figura 5) mostrano una notevole affinità con peculiarità simili riscontrate all’interno dei margini di taglio del Flusso di Ghiaccio del Nord-Est della Groenlandia (NEGIS; Fig. 1g,h e Figure Supplementari 24–29; figura 7a in riferimento 25 e figura 3 in riferimento 15).

La Figura 2 illustra la stratigrafia rilevata dai radar (radiostratigrafia) e le strutture piegate osservate nella Groenlandia nord-orientale. Ecco un’analisi dettagliata per ogni pannello:

a) Radargramma del Set 1: Questa immagine mostra un radargramma con tre riflessioni interne tracciate (verde, azzurro chiaro e arancione; corrispondenti rispettivamente a 45 ka, 52 ka e 60 ka, dove “ka” sta per “migliaia di anni fa”) e piani assiali di due sinclinali (rosso e giallo) e un’anticlinale (blu scuro). La base della colonna di ghiaccio olocenica (~11.5 ka) è evidenziata con una linea bianca. Si può notare che le riflessioni indicano variazioni nella composizione o nella densità del ghiaccio a diversi livelli, e i piani assiali evidenziano la presenza di strutture piegate (sinclinali e anticlinali) all’interno del ghiaccio.

b) Ricostruzione 3D degli orizzonti interni e delle superfici assiali: Questo modello 3D rappresenta gli orizzonti interni e le superfici assiali derivanti dall’analisi del radargramma, fornendo una visualizzazione tridimensionale delle strutture piegate.

c) Gli orizzonti individuali: Qui sono mostrate rappresentazioni 3D separate delle riflessioni interne corrispondenti a 45 ka, 52 ka e 60 ka. Queste immagini aiutano a visualizzare la geometria delle pieghe nelle singole unità temporali, con la posizione del radargramma di (a) indicata da frecce gialle.

d) Panoramica delle località delle pieghe tipo-Petermann: Le pieghe tipo-Petermann (due anticlinali cilindriche del Set 1) e le pieghe a margine di taglio tipo-NEGIS (sequenze di pieghe strette) sono sovrapposte sulla mappa della velocità della superficie del ghiaccio. Questa mappa mostra come le pieghe siano collocate rispetto alle correnti attuali della superficie del ghiaccio.

e) Panoramica delle località delle pieghe sovrapposta al gradiente di velocità della superficie del ghiaccio su scala logaritmica (log10): La mappa evidenzia il gradiente di velocità, che può essere correlato con la dinamica del ghiaccio e le forze interne che possono aver generato le strutture piegate. Le varie pieghe sono indicate con simboli triangolari che puntano verso la direzione di piegamento, con il colore che indica il tipo di piega (pieghe del margine di taglio NEGIS o pieghe tipo-Petermann).

La mappa di sfondo in c mostra la topografia del letto, che è un fattore critico nello studio delle dinamiche della calotta glaciale, poiché le caratteristiche del letto influenzano il movimento del ghiaccio e possono essere correlate con le strutture interne osservate nei radargrammi.

In conclusione, la Figura 2 fornisce una rappresentazione dettagliata e scientificamente significativa delle strutture piegate all’interno della calotta glaciale, che sono cruciali per comprendere la storia del flusso del ghiaccio e le risposte della calotta glaciale a lunghi periodi di cambiamenti climatici e geodinamici.

Un Flusso di Ghiaccio Paleo Analogamente al Flusso di Ghiaccio di Petermann

Abbiamo tracciato tre orizzonti di riflessione interna (IRH) con età stimate di 45, 52 e 60 ka (riferimento 26) nella porzione inferiore della colonna di ghiaccio, visibili continuamente in tutti i radargrammi (Fig. 2a-c). Abbiamo ricostruito la morfologia dei tre orizzonti stratigrafici interpolando le superfici tra gli IRH nei nostri profili RES (Metodi). Ciò ha rivelato due coppie parallele di anticlinali e sinclinali cilindrici (Fig. 2b,c) la cui geometria è stata convalidata tramite una sezione RES dell’OIB disposta obliquamente rispetto agli assi delle pieghe (Figura Supplementare 13). Gli strati interni risultano piegati fino alla base della colonna di ghiaccio olocenica (Fig. 2a). Le parti superiori più ripide dei piani assiali si estendono in direzione est-ovest e presentano un’attenuazione dell’angolo di inclinazione alla base, ciò suggerisce un taglio parallelo alla roccia di base verso nord (Fig. 2b). Le pieghe ricostruite mostrano una marcata somiglianza con le pieghe presenti nella regione di genesi del flusso di ghiaccio Petermann attivo, ritenute essere il risultato di un flusso convergente e di un accorciamento laterale^17. A differenza delle pieghe di Petermann, queste sono sistematicamente sovrascorse verso nord. Presentano ampiezze inferiori rispetto ai loro omologhi di Petermann, e i loro assi di piega sono disposti obliquamente (di circa 25°) rispetto alla direzione attuale del flusso^17 (Fig. 2d e Dati Estesi Figura 4b).

La Figura 3 illustra un modello concettuale per interpretare la dinamica glaciale passata attraverso i pattern di pieghe rivelati dalla stratigrafia radar.

a) Formazione delle pieghe cilindriche capovolte del Set 1:

  • Regime di flusso del ghiaccio: Il modello superiore mostra un regime di flusso glaciale paleo convergente che induce la formazione di pieghe erette. Successivamente, il modello inferiore rappresenta una transizione verso il regime di flusso attuale, che mediante taglio passivo, ha modificato le pieghe erette in pieghe capovolte.
  • Meccanismo di piegatura: Al centro, un orizzonte 3D schematizzato illustra come la compressione laterale (frecce nere) produca pieghe erette e come la combinazione di taglio semplice e shear passivo generi pieghe capovolte.
  • Deformazione degli strati: A destra, i diagrammi 2D rappresentano la deformazione stratificata risultante: la compressione dovuta all’accumulo produce pieghe con piani assiali verticali, mentre il taglio semplice porta alla formazione di piani assiali inclinati.

b) Stratigrafia radar del precedente flusso di ghiaccio:

  • Fase attiva precedente: Un flusso di ghiaccio attivo di tipo NEGIS con movimento di ghiaccio localizzato (in arancione) ha originato pieghe strette (in rosso) ai suoi margini di taglio.
  • Cessazione del flusso: In seguito all’arresto del movimento glaciale, la successiva accumulazione ha sepolto e compresso gli strati piegati sotto strati più recenti e planari (in blu).

Il contorno della Groenlandia è basato sui dati di QGreenland, NSIDC^45. Questa interpretazione modellistica permette di dedurre le passate dinamiche glaciali e i cambiamenti nel flusso basandosi sui dati di stratigrafia radar, i quali forniscono una registrazione delle strutture interne e delle deformazioni subite dalla calotta glaciale nel corso del tempo.

Pieghe Simili ai Margini di Cisalamento del NEGIS

Identifichiamo pieghe verticali caratteristiche, di corta lunghezza d’onda (circa 100–500 m) con ampiezze fino a circa 100 m che si estendono quasi dal divisore dei ghiacci fino al bacino settentrionale del 79NG nella stratigrafia RES del Set 2 (Fig. 1b,d e 2d,e, Dati Estesi Fig. 5 e Figure Supplementari 15–21 per dettagli). In particolare, nella porzione a valle del Set 2, queste mostrano una notevole somiglianza con le pieghe presenti nei margini di cisalamento del NEGIS attivo (Fig. 1d,e,g,h, Dati Estesi Fig. 6 e Figure Supplementari 24–29). Il Set 2 svela ulteriori analogie tra le pieghe nella nostra area di indagine e le pieghe di tipo NEGIS, includendo l’incurvamento verso il basso degli strati interni ai margini esterni delle sequenze di pieghe, pieghe a cerniera nella regione tra di esse (Dati Estesi Fig. 6) e riflessioni caratteristiche nei profili RES orientate obliquamente agli assi delle pieghe (Figura Supplementare 27). Le pieghe ai margini di cisalamento attivi del NEGIS si estendono quasi fino alla superficie del ghiaccio, e le pieghe nel Set 2 disturbano chiaramente la stratigrafia alla base dell’Olocene (circa 11.5 ka; Dati Estesi Fig. 6). Inoltre, le pieghe nel Set 2 coincidono con una zona di gradiente di velocità superficiale leggermente elevata che si estende lontano a monte (Fig. 2e e Figura Supplementare 22). Un secondo insieme di pieghe verso il sudest è meno evidente, e molto a monte troviamo solo pieghe isolate di grandi dimensioni, inclusa una che era stata precedentemente interpretata come roccia di fondo (Figura Supplementare 23).

Sequenze di Pieghe e Flusso del Ghiaccio

Tre diversi meccanismi sono stati proposti per l’origine delle pieghe come osservate nel Set 1: il congelamento basale, le variazioni nella resistenza basale e la risposta al flusso convergente del ghiaccio. Le pieghe risultanti dal congelamento basale o dagli effetti della resistenza basale dovrebbero orientarsi perpendicolarmente alla direzione del flusso del ghiaccio, dunque in direzione nord-sud nella nostra area di studio. Analogamente, il flusso di ghiaccio attuale nella regione delle pieghe non è di tipo convergente. Pertanto, l’attuale regime di flusso locale non può giustificare la presenza delle pieghe osservate. Tutti e tre i meccanismi di piegamento richiedono che il ghiaccio scorra in una determinata direzione per un lungo periodo, ma la direzione inferita del flusso del ghiaccio differisce per il congelamento basale e le variazioni nella resistenza basale rispetto al piegamento per flusso convergente. Basandosi sulla direzione degli assi delle pieghe (determinata dall’orientamento delle cerniere delle pieghe) e la direzione del sovraccarico, il flusso del ghiaccio avrebbe dovuto essere diretto verso nord se le pieghe fossero state create da congelamento basale o variazioni nella resistenza basale (Dati Estesi Fig. 4a,b). La formazione di pieghe attraverso flusso convergente implicherebbe una direzione di flusso parallela agli assi delle pieghe, che sarebbe quindi orientata verso est. Un flusso costante verso nord su un arco di tempo prolungato appare improbabile considerando che i ghiacciai di deflusso a nord sono molto più piccoli di quelli orientati verso est (Dati Estesi Fig. 4a,b). Inoltre, il piegamento dovuto a congelamento basale e variazioni nella resistenza basale presupporrebbe proprietà basali estremamente complesse (per esempio, alternanze ricorrenti di fusione e congelamento per generare coppie di anticlini e sinclini) per le quali non vi è alcuna evidenza (Dati Estesi Fig. 4c,d e Sezione Supplementare 1.3).

Quindi, basandoci sulla geometria tridimensionale (3D), sul contesto glaciologico e sull’orientamento delle pieghe, riteniamo che lo scenario seguente in due fasi sia il più plausibile per spiegare la formazione iniziale delle pieghe e la loro successiva deformazione (Fig. 3a). Nella prima fase, un regime di flusso convergente simile a quello presente nella zona di inizio dell’odierno flusso di ghiaccio di Petermann ha generato grandi pieghe erette. Gli assi delle pieghe formatesi in questi contesti sono allineati con le posizioni degli attuali principali deflussi nel nord-est della Groenlandia (Fig. 1 e 4). Un numero maggiore di pieghe nella zona a valle (Dati Estesi Fig. 3) indica un incremento nell’intensità del piegamento dovuto a un aumento dell’accorciamento orizzontale. Nella seconda fase, il regime di flusso è mutato assumendo la sua configurazione presente. Il flusso del ghiaccio è obliquo rispetto alla direzione di flusso precedente ma non è più convergente, risultando in uno sforzo di taglio parallelo al letto roccioso delle pieghe preesistenti (Fig. 3a). Applicando l’attuale campo di flusso per correggere lo sforzo di taglio e ricostruire un insieme di pieghe erette si richiede un periodo di almeno 1.0–2.5 ka (Figura Supplementare 31 e Tabella Supplementare 1). Questa è una stima minima poiché non conosciamo la geometria esatta dei piani assiali prima dello sforzo di taglio (Figura Supplementare 31). Un’accumulazione continua senza ulteriore crescita delle pieghe avrebbe portato a una compressione delle stesse, riducendone le ampiezze. L’allungamento in direzione del flusso e lo sforzo di taglio durante questa seconda fase di deformazione sembra abbiano influenzato in modo più significativo la parte a valle delle caratteristiche mappate, a causa delle maggiori velocità del flusso di ghiaccio in quella zona.

Le analogie tra le firme RES nel Set 2 e i radargrammi osservati presso il NEGIS suggeriscono che le caratteristiche osservate sono residui dei margini di taglio di un flusso glaciale ormai estinto (Fig. 3b, Dati Estesi Fig. 5 e 6 e Sezione Supplementare 2). Dato che le pieghe funzionano come marcatori passivi della deformazione del ghiaccio, i resti dell’attività precedente dei flussi glaciali sono ancora visibili anche se la zona di taglio non è più attiva. Queste osservazioni indicano che il piegamento nel Set 2 è il risultato di un paleoflusso glaciale largo circa 20 km con margini di taglio distinti simili a quelli del NEGIS attualmente in attività (Fig. 3b). Ricostruendo le pieghe a partire dalle informazioni strutturali conservate nella stratigrafia RES, abbiamo svelato l’estensione e le caratteristiche di due paleoflussi glaciali (uno di tipo Petermann e l’altro di tipo NEGIS) nel bacino settentrionale del 79NG, entrambi inizialmente estesi profondamente all’interno dell’interno della calotta glaciale (Fig. 4). È difficile determinare con precisione quando questi flussi glaciali fossero attivi. Supponendo che sia plausibile che i processi di deformazione siano più recenti della stratigrafia radar deformata, entrambi i flussi glaciali possono essere dimostrati essere stati attivi durante l’Olocene, il cui riflettore basale (~11.5 ka) è deformato da entrambi i gruppi di pieghe (Fig. 2a e Dati Estesi Fig. 6b). Lo shear laterale delle pieghe di tipo Petermann è nell’ordine di 10–20 km (Fig. 3a). Alla velocità superficiale attuale di ~3–5 m all’anno, lo shear laterale deve dunque essere avvenuto per almeno ~2.5 ka dalla formazione delle pieghe. Questo è coerente con il fatto che gli strati di ghiaccio più recenti non mostrano piegamenti significativi. Un’altra ipotesi potrebbe essere che i due paleoflussi glaciali non rappresentino eventi separati e sincroni, ma piuttosto fasi evolutive di un sistema di flusso glaciale più ampio e in evoluzione.

I Flussi Glaciali Emergono e Scompaiono

Studi di modellazione numerica suggeriscono che flussi glaciali con margini di taglio altamente localizzati possono emergere spontaneamente tramite processi che si auto-rinforzano all’interno delle calotte glaciali. Questi studi richiedono tutti una instabilità iniziale per attivare il ciclo di retroazione che intensifica la localizzazione del flusso. Tale instabilità può essere generata dall’accoppiamento del campo termico con il flusso del ghiaccio, impiegando semplificazioni come l’approssimazione del ghiaccio poco profondo, ma fornisce risultati più coerenti mediante l’implementazione delle tensioni longitudinali (approssimazione dello stress di membrana). Schoof e Mantelli evidenziano schemi simili che emergono a seguito di una retroazione tra temperatura e scivolamento sul letto. Lo studio di Syag et al. presenta sistemi di flussi glaciali variabili nel tempo, che alternano aree di ‘bacino’ che alimentano il flusso, in base a perturbazioni nelle tensioni motrici. Tutti questi studi adottano configurazioni geometriche semplificate e artificiali per le loro simulazioni, poiché mirano tutti a indagare meccanismi e non hanno l’obiettivo di simulare specifici flussi glaciali reali. Nonostante ciò, i loro risultati sostengono la visione secondo cui la localizzazione spontanea di flusso che si auto-rinforza, attraverso uno qualsiasi di vari meccanismi, è probabile che sia un processo che lascia tracce osservabili nelle calotte glaciali reali. Questi processi non richiedono ulteriori prove per risultare coerenti con le nostre osservazioni dei prodotti dei flussi glaciali nel profondo interno della Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS).

Il nostro studio fornisce estese evidenze osservative che i flussi glaciali sono componenti variabili sia temporalmente che spazialmente della calotta glaciale della Groenlandia nord-orientale. I meccanismi e le condizioni al contorno necessari per la riorganizzazione dei regimi di flusso e la generazione di flussi glaciali in nuove località non sono ancora completamente compresi. L’inizio e la fine del flusso rapido potrebbero essere considerati come un caso particolare del comportamento di surging, le cui proprietà specifiche variano in base a combinazioni che cambiano nel tempo di clima, geometria della calotta e proprietà del letto, ad esempio, il riorganizzazione delle reti di smistamento delle acque. Tuttavia, le osservazioni in situ di alcune di queste proprietà e la datazione dettagliata dei nostri flussi glaciali paleo sono ancora mancanti, rendendo difficile testare e quantificare completamente questa possibilità per la calotta glaciale della Groenlandia nord-orientale.

Cambiamenti dei regimi di flusso su scale spazio-temporali simili alle nostre osservazioni sono stati precedentemente dimostrati intorno agli sbocchi dei flussi glaciali della Costa di Siple in Antartide. Uno, il flusso glaciale attivo Bindschadler (precedentemente conosciuto come Flusso Glaciale D), presenta una singola grande piega che si è ipotizzato abbia subito taglio dopo essersi inizialmente formata come una piega eretta e parallela al flusso, molto simile alle multiple pieghe documentate qui. Il comportamento di switch dei flussi glaciali della Costa di Siple è stato associato alla competizione per lo scarico di ghiaccio tra bacini vicini durante un periodo di diradamento regionale della calotta glaciale. Un ragionamento simile è seguito da Stokes et al. in uno studio basato sulla ricostruzione della Calotta Glaciale Laurentide. Suggeriscono che il flusso fosse innescato nei periodi di grande volume di ghiaccio e che cessasse bruscamente con le riduzioni di volume. Di conseguenza, l’inizio dei flussi glaciali è particolarmente probabile all’avvio delle deglaciazioni. Le evidenze geologiche e gli studi di modellazione che indicano cambiamenti sostanziali nella geometria e nell’altitudine della Calotta Glaciale della Groenlandia durante l’Olocene sono coerenti con questa ipotesi.

Basandoci sulla datazione grossolana che è possibile effettuare, suggeriamo che una riconfigurazione olocenica della geometria della calotta glaciale da nord a sud nella Groenlandia nord-orientale abbia o (1) disattivato entrambi i flussi glaciali paleo settentrionali, dove il NEGIS e il flusso glaciale paleo di tipo NEGIS erano attivi simultaneamente, oppure (2) spostato verso sud il principale sistema di drenaggio glaciale che si estendeva nell’entroterra, disattivando i flussi glaciali paleo settentrionali e innescando un flusso di ghiaccio localizzato nella regione di avvio del NEGIS (Fig. 4). Quest’ultima possibilità implica che la parte a monte del NEGIS odierno sia relativamente recente. La testimonianza dell’attività di un precedente flusso glaciale con zone di taglio ben definite è inoltre di fondamentale importanza per la ricerca corrente sui flussi glaciali contemporanei analoghi. Il NEGIS odierno è una caratteristica prominente la cui origine e attività sono state oggetto di controversie legate a un flusso di calore geotermico (GHF) eccezionalmente elevato al suo inizio. Tuttavia, l’esistenza di un GHF così elevato è stata contestata. La nostra scoperta di un flusso glaciale estinto che avrebbe avuto proprietà molto simili, ma situato ben a nord del NEGIS attuale, contribuisce alla serie di osservazioni che suggeriscono che un GHF localizzato elevato non è necessariamente un prerequisito per il flusso di tipo NEGIS. La nostra osservazione che i sistemi di flusso glaciale paleo di tipo NEGIS e di tipo Petermann si estendevano molto più all’interno rispetto all’attuale campo di flusso in questa località (Fig. 4) indica che l’efficacia del drenaggio glaciale si espande o si ritira a seconda delle condizioni di scarico del ghiaccio, imposte dal contesto glaciologico complessivo. Come conseguenza, lo spartiacque tra i bacini orientale e nord-occidentale potrebbe essersi spostato verso ovest quando il flusso glaciale paleo era attivo e, potenzialmente, di nuovo verso est dopo la sua disattivazione. Questo ha implicazioni per l’interpretazione dei progetti di trivellazione profonda (NEEM, NGRP, GRIP, ecc.) che ora si trovano su spartiacque o cupole, ma che potrebbero non essere sempre stati tali durante l’Olocene.

Identificare la localizzazione, il tipo e, ove possibile, il periodo di attività dei paleoflussi glaciali nella Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS) riveste un’importanza cruciale per comprendere la durata dei flussi glaciali e la loro attività passata e futura. Le nostre osservazioni costituiscono un riferimento per l’interpretazione di altri indicatori dell’attività dinamica del ghiaccio passata, come i tassi e le caratteristiche di sedimentazione ottenuti dai record di sedimenti marini al largo della costa orientale della Groenlandia. La capacità di riprodurre i nostri risultati nei modelli è particolarmente rilevante per incrementare la nostra sicurezza riguardo a se, come e quanto rapidamente la GrIS possa riconfigurarsi in risposta ai cambiamenti attuali di massa e alle perdite. Il nostro lavoro sottolinea che l’attività dei flussi glaciali è soggetta a variazioni temporali anche su scala di calotta glaciale più estesa e che i processi che regolano questi cambiamenti necessitano di essere meglio compresi e implementati nei modelli numerici per prevedere accuratamente i futuri contributi della Groenlandia e dell’Antartide all’innalzamento del livello del mare.

La Figura 4 è una rappresentazione schematica che mostra la disposizione dei flussi glaciali paleo (antichi) nella Groenlandia nord-orientale. Le posizioni esatte di questi flussi glaciali durante i loro periodi di attività sono dedotte in base all’evoluzione temporale del campo di flusso del ghiaccio dalla loro disattivazione fino ad oggi.

Ecco un’analisi dettagliata della figura:

  • Sfondo colorato: Mostra le velocità attuali del flusso glaciale nella Groenlandia, basate su dati misurati. Le diverse tonalità di colore, che vanno dal blu al rosso, rappresentano una scala crescente di velocità, dove il blu indica le velocità più lente e il rosso le più veloci.
  • Frecce blu: Indicano la direzione di un antico regime di flusso convergente, dove il ghiaccio da diverse direzioni si univa per formare flussi glaciali di grandi dimensioni. Questo regime di flusso è rappresentato da frecce che convergono verso l’interno, suggerendo il movimento di flusso glaciale da un’area più ampia verso un punto di unione.
  • Freccia arancione: Rappresenta la direzione del paleoflusso glaciale di tipo NEGIS, un antico flusso glaciale che aveva proprietà simili all’attuale flusso glaciale della Groenlandia nord-orientale (NEGIS), ma che si trovava in una localizzazione diversa a nord di quello attuale.
  • Icone di ghiaccio con pieghe: Simboleggiano le aree in cui i paleoflussi glaciali di tipo NEGIS e Petermann erano attivi in passato, con pieghe ben definite che si formavano lungo i loro margini di taglio.
  • Etichette come “79NG”: Si riferiscono a specifici luoghi o formazioni glaciali all’interno della regione nord-orientale della Groenlandia.
  • Grafico nel riquadro in basso a sinistra: Presenta una relazione tra la velocità del flusso del ghiaccio e la distanza dal margine della calotta glaciale, illustrando come i paleoflussi glaciali che una volta si estendevano lontano verso l’interno siano stati disattivati durante l’Olocene.

La figura suggerisce che i regimi di flusso del ghiaccio nella Groenlandia nord-orientale sono cambiati nel tempo, con l’attivazione e la disattivazione di diversi flussi glaciali. Indica anche che il campo di flusso del ghiaccio può riconfigurarsi, con i flussi glaciali che possono espandersi o ritirarsi a seconda delle condizioni generali di scarico del ghiaccio e delle impostazioni glaciologiche. Questo ha implicazioni per la comprensione dei cambiamenti passati e per la previsione di quelli futuri, specialmente in termini del contributo della Groenlandia all’innalzamento del livello del mare.

Metodi

Profili dei Dati RES UWB di AWI Nell’aprile e maggio 2018, abbiamo raccolto dati di eco-radar (RES) a monte del bacino settentrionale di 79NG e all’origine del NEGIS utilizzando il sistema RES UWB (Ultra-Wide Band) aereo di AWI (linee nere in Fig. 1a–c,g). Il sistema è composto da un array di antenne a otto canali (co-polarizzati con il piano di polarizzazione orientato nella direzione di volo) e i dati sono stati registrati in una banda di frequenze di 180–210 MHz. Per una descrizione esaustiva del sistema RES UWB di AWI e della progettazione del survey del NEGIS, si rimanda alle referenze 6, 46, 47. Abbiamo impiegato il CReSIS Toolbox^48 per l’elaborazione dei dati RES, che include tecniche di radar ad apertura sintetica e di elaborazione di array^16,46. Per l’analisi geometrica degli strati riflettenti interni (IRHs), abbiamo convertito i dati RES del tempo di percorrenza andata-ritorno in profondità utilizzando un modello a costante dielettrica bidimensionale (ε) per l’aria, con una permittività relativa ε_aria = 1, e per il ghiaccio con ε_ghiaccio = 3.15.

Costruzione di Orizzonti 3D Per l’analisi tridimensionale degli IRHs, ci siamo basati sull’approccio di Bons et al.^17 utilizzando il software di modellazione 3D MOVE (MOVE Core Application, Versione 2019). I radargrammi convertiti in profondità sono stati trasformati nel formato SEGY mediante il toolbox Python ObsPy^49 e importati in MOVE. Gli strati interni, chiaramente identificabili in tutte le sezioni RES, sono stati tracciati manualmente. Questi strati tracciati sono stati suddivisi in segmenti che presentano geometrie simili (ad esempio, anticlinali e sinclinali) come segmenti dello stesso IRH in radargrammi adiacenti. A questo fine, l’orientamento ottimale dei profili radar è risultato essere perpendicolare (90°) agli assi delle pieghe, condizione questa che si applica approssimativamente tanto alla ricostruzione delle superfici 3D a Petermann^17 quanto alla ricostruzione delle pieghe del Set 1. La Figura Supplementare 30a illustra il metodo di interpolazione dei segmenti di linea tra una coppia di radargrammi.

Il grado di deformazione degli orizzonti 3D in funzione della profondità è stato valutato confrontando l’area degli orizzonti per una regione specifica. L’area senza deformazione (analogamente agli orizzonti al momento della deposizione iniziale) è rappresentata da un poligono che copre l’estensione della regione di riferimento (Figura Supplementare 30c). L’area di un orizzonte deformato è maggiore rispetto all’area del poligono. Il grado di deformazione è quindi espresso come rapporto in termini percentuali. Questo metodo tende generalmente a sottostimare il grado di deformazione a meno che gli strati compresi tra gli orizzonti piegati non subiscano un incremento di spessore.

Superfici Assiali delle Pieghe Costruiamo le superfici assiali di un anticlinale e due sinclinali che compongono le pieghe cilindriche del Set 1 (Fig. 1c e 2). Il metodo è analogo alla costruzione degli orizzonti 3D (Figura Supplementare 30b). Tracciamo i punti di massima curvatura nei radargrammi per due sinclinali e l’anticlinale della piega cilindrica per creare un segmento di linea e interpolare tra le linee di ciascun radargramma.

Ricostruzione del Flusso del Ghiaccio dalle Tracce Assiali Data la curvatura delle tracce assiali delle pieghe, definiamo una distanza minima e massima per misurare lo spostamento della colonna di ghiaccio (dS_min e dS_max) per cinque profili dei sinclinali 1 e 2, rispettivamente (Fig. 2a). In ogni posizione, utilizziamo la velocità assoluta del flusso del ghiaccio (v_S) per calcolare la componente di velocità parallela alla direzione di taglio con l’angolo di offset α: v_y = v_S cos(α) (Figura Supplementare 31 e Tabella Supplementare 1). Presumiamo che la velocità del flusso di ghiaccio non sia cambiata nel tempo e vari solo leggermente nello spazio. Calcoliamo quindi il tempo necessario per lo spostamento della colonna di ghiaccio superiore, t_S, assumendo che l’estremità più profonda della traccia assiale sia immobile:

Le componenti vettoriali del campo di velocità sono mostrate nella Figura Supplementare 31a.

Disponibilità dei Dati I dati RES di CReSIS utilizzati in questo studio sono disponibili nei prodotti dati di CReSIS (https://data.cresis.ku.edu/data/rds/). I dati RES UWB di AWI della campagna EGRIP-NOR-2018 all’origine del NEGIS^46 sono disponibili su PANGAEA (https://doi.org/10.1594/PANGAEA.928569). I dati RES UWB di AWI del Set 1 sono accessibili su Pangaea tramite https://doi.org/10.1594/PANGAEA.949391 e i dati RES EMR di AWI nel Set 2 sono disponibili tramite https://doi.org/10.1594/PANGAEA.949619. Un elenco di tutti i profili RES è fornito nelle Tabelle Supplementari 2–4. I dati sulla spessore del ghiaccio UWB di AWI dal Set 150 sono disponibili su PANGAEA (https://doi.org/10.1594/PANGAEA.913193). Tutti i dati derivati dai RES di AWI utilizzati in questo studio sono già inclusi nel dataset BMv3^44.

la figura mostra diversi aspetti del paesaggio glaciale e dei dati raccolti nella Groenlandia settentrionale:

  • Pannello centrale: Rappresenta l’area di indagine (delimitata dal contorno nero) e include informazioni sulla velocità della superficie del ghiaccio^27, i siti di carotaggio profondo (punti gialli), e le posizioni del Flusso di Ghiaccio del Nord-Est della Groenlandia (NEGIS) e del Flusso di Ghiaccio di Petermann. Le linee nei pannelli a, b e d indicano le tracce del sondaggio utilizzate per la ricostruzione 3D degli IRH. Le linee tratteggiate bianche indicano le principali divisioni del flusso di ghiaccio.
  • Pannello a: Mostra il profilo di spessore del ghiaccio derivato dal set di dati BedMachine v3 (BMv3)^44, con linee nere che indicano le tracce del sondaggio radar.
  • Pannello b: Illustra la velocità superficiale del ghiaccio e la direzione del flusso^27, ancora una volta con linee nere che rappresentano le tracce del sondaggio.
  • Pannello c: Visualizza i profili del radar derivati dallo spessore del ghiaccio, usati per generare un modello migliorato dell’elevazione del letto glaciale (vedi Figura Supplementare 14). Le linee tratteggiate rosse e gialle indicano i dati di spessore del ghiaccio che sono già inclusi nel BMv3, mentre le linee blu solide rappresentano nuovi dati di spessore del ghiaccio ottenuti in questa indagine.
  • Pannello d: Presenta il gradiente di velocità del ghiaccio con linee nere che tracciano le tracce del sondaggio.

L’altezza del letto glaciale è referenziata al livello medio del mare utilizzando il geoide EIGEN-6C4^51. La mappa e tutte le mappe seguenti nelle Figure dei Dati Estesi sono rappresentate utilizzando il sistema di proiezione EPSG:3413 (WGS 84/NSIDC Sea Ice Polar Stereographic North), ottimizzato per le alte latitudini e minimizzare le distorsioni nelle regioni polari.

Questa immagine fornisce quindi una rappresentazione multidimensionale dei dati glaciologici, che è essenziale per la comprensione delle dinamiche interne dei flussi di ghiaccio e per le relative implicazioni in termini di modelli climatici e studi di stabilità dei ghiacciai.

la figura in questione presenta due pannelli principali che illustrano i dati radar relativi alla stratigrafia profonda di un insieme di sezioni radar, indicato come Set 1, in Groenlandia.

  • Pannello a: Questo pannello fornisce una rappresentazione tridimensionale che situa le sezioni radar rispetto alla morfologia sottostante del letto glaciale in Groenlandia, come rilevato dal dataset BedMachine v3^44. La mappa 3D mostra la disposizione spaziale delle sezioni radar rispetto a noti punti di riferimento geologici e glaciologici, come NEGIS e il Flusso di Ghiaccio di Petermann.
  • Pannello b e le subfigure da 1 a 12: Ogni subfigura, numerata dall’1 al 12, rappresenta le stratificazioni inferiori rilevate da singole sezioni radar. Questi radargrammi forniscono dettagli sugli strati interni di ghiaccio, che possono rivelare discontinuità, variazioni di densità, potenziali flussi di ghiaccio interno, e altre caratteristiche stratigrafiche significative. I radargrammi completi a cui queste sezioni fanno riferimento sono presentati nelle Figure Supplementari da 1 a 12.

Il fattore di esagerazione verticale (z) per tutte le immagini è 10, ciò indica che la dimensione verticale nei radargrammi è stata aumentata di 10 volte rispetto alla scala orizzontale per esaltare le caratteristiche verticali degli strati di ghiaccio e facilitarne la visualizzazione.

L’uso di un tale fattore di esagerazione verticale è una pratica comune nella visualizzazione dei dati radar e sismici per rendere più distinti i dettagli degli strati che altrimenti sarebbero troppo sottili per essere facilmente osservati. Questa figura è quindi una rappresentazione visuale delle caratteristiche interne del ghiaccio, che fornisce informazioni vitali per gli studi sulla dinamica del ghiaccio e sulle interazioni tra clima e ghiacciai nella regione polare della Groenlandia.

La figura fornisce una rappresentazione schematica della stratigrafia profonda rilevata dai radar, specificamente per il Set 1. Questa rappresentazione è suddivisa in quattro pannelli (A-D) che illustrano differenti stadi di deformazione della stratigrafia interna del ghiaccio.

  • Pannello A: Mostra uno stratigrafia indisturbata. Questa è caratterizzata da strati orizzontali con riflessioni radar continue, rappresentanti la stratificazione interna del ghiaccio in stato inalterato.
  • Pannello B: Rappresenta uno stadio di distorsione nella stratigrafia, dove la continuità degli strati è parzialmente interrotta. Questo può essere indicativo di inizio di deformazione a seguito di processi come il flusso del ghiaccio o movimenti geologici sottostanti.
  • Pannello C: Indica un’ulteriore evoluzione della deformazione con presenza di pieghe sovravolte (anticlinali e sinclinali) e assottigliamento marcato degli strati. L’amplitudine delle pieghe aumenta progressivamente verso il basso attraverso la colonna di ghiaccio, suggerendo una stratificazione più complessa e intensi processi di deformazione.
  • Pannello D: Presenta il massimo di piegatura con pieghe reclinanti (pieghe che sono state spinte in una posizione quasi orizzontale). Le pieghe sono verticali nella parte superiore della colonna di ghiaccio e diventano progressivamente più reclinanti verso il basso, indicando uno shear parallelo al letto roccioso.

I quattro unità stratificate (unità 1-4 in A-D) descritte nei pannelli sono così caratterizzate:

  1. Unità superiore (1): Composta da ghiaccio con stratigrafia interna indisturbata.
  2. Unità sottostante (2): Visibile in tutti i radargrammi ma interrotta nelle zone dove le pieghe si sovravolgono.
  3. Unità (3): Situata sopra l’unità basale (4) e mostra riflettori non continui.
  4. Unità basale (4): Priva di riflessioni.

I radargrammi vicino alla spartiacque del ghiaccio mostrano strati orizzontali e la minore deformazione tra tutti i profili (A). I profili radar centrali mostrano due grandi pieghe sovravolte (coppie di anticlinali-sinclinali) le cui ampiezze aumentano verso il basso nella colonna di ghiaccio. L’altezza dell’amplitudine aumenta anche a valle fino a raggiungere massimi di 500-600 m (D). Il numero di pieghe nei profili radar aumenta a valle, mentre la loro lunghezza d’onda diminuisce.

La rappresentazione in basso a destra mostra una vista in prospettiva dei radargrammi, con un fattore di esagerazione verticale (z) di 10, per evidenziare la natura tridimensionale della deformazione del ghiaccio e facilitare la comprensione delle strutture stratigrafiche.

Questa figura è un insieme di pannelli che forniscono un contesto dinamico del ghiaccio e delle proprietà basali per le pieghe individuate nel Set 1.

  • Pannello a: Mostra la velocità superficiale del ghiaccio nella Groenlandia settentrionale su una scala logaritmica (log10), insieme alle linee di flusso e alla posizione e orientamento delle pieghe, qui rappresentate dagli assi delle sinclinali e delle anticlinali. Questo pannello suggerisce che alcune aree sono improbabili per la formazione di pieghe a causa delle direzioni del flusso del ghiaccio (indicato dalle frecce rosse e gialle), mentre altre aree sono considerate probabili.
  • Pannello b: Fornisce una vista ingrandita della velocità di flusso superficiale su una scala lineare, con linee di flusso sovrapposte alla topografia del letto roccioso. Le frecce rosse indicano la direzione del flusso del ghiaccio richiesta per la formazione delle pieghe tramite patch scivolose e congelamento basale (frecce rosse), o alternativamente per flusso convergente (frecce gialle).
  • Pannello c: Mostra la relazione tra la posizione delle pieghe e l’elevazione del letto roccioso. Il confine tra la morfologia rocciosa occidentale (bassa elevazione del letto) e quella orientale (più alta elevazione del letto e forme del terreno subglaciali) è indicato con puntini gialli.
  • Pannello d: Visualizza il tasso di fusione basale di MacGregor et al.^52 nel codice colore di sfondo e le restrizioni di acqua basale di Jordan et al.^53, dove i puntini blu rappresentano l’assenza di acqua basale e i puntini rossi la presenza di acqua basale (che non è il caso in questa regione). Inoltre, mostra l’indice di congelamento di Leisinger Vieli et al.^18.

La figura complessivamente fornisce un’analisi dettagliata di come il flusso del ghiaccio, le caratteristiche topografiche del letto roccioso e la presenza o assenza di acqua basale possono influenzare la formazione di strutture come pieghe all’interno del ghiaccio della Groenlandia settentrionale. Queste informazioni sono cruciali per comprendere la dinamica del ghiaccio e i processi sottostanti che modellano il paesaggio glaciale, che a loro volta sono importanti per i modelli di cambiamento climatico e il comportamento futuro delle calotte glaciali.

La figura è composta da tre pannelli e illustra i pattern di pieghe presenti nei margini di shear (taglio) in un insieme di radargrammi indicato come Set 2.

  • Pannello a: Presenta una rappresentazione tridimensionale della topografia del letto roccioso sotto il ghiaccio^44, con sovrapposto il campo di velocità di flusso della superficie del ghiaccio^27 (utilizzando lo stesso codice colore della Figura 1b del documento principale). I radargrammi di Set 2 sono visualizzati sovrapposti su questa mappa. La freccia rossa indica il punto di vista della prospettiva utilizzata nell’immagine adiacente b e nelle altre immagini.
  • Pannello b: Non è visibile nella figura fornita, ma presumibilmente mostra una vista ingrandita o una diversa prospettiva della topografia e del flusso del ghiaccio, fornendo un contesto aggiuntivo per l’interpretazione dei radargrammi.
  • Pannello c: Offre una vista ingrandita della topografia del letto roccioso con sovrapposto il campo di velocità di flusso della superficie del ghiaccio (come in a) e mostra i radargrammi. Questi radargrammi sono situati più a valle rispetto a quelli mostrati in a e la firma del margine di shear è evidenziata con triangoli gialli e bianchi. I triangoli potrebbero indicare punti specifici lungo i radargrammi dove sono presenti pieghe evidenti o altre caratteristiche di interesse glaciologico come lineazioni di flusso o discontinuità stratigrafiche.

In generale, i radargrammi sono utilizzati per esaminare la stratificazione interna e le caratteristiche del ghiaccio che non sono visibili in superficie. Le pieghe nei margini di shear sono di particolare interesse perché possono indicare i movimenti relativi tra diversi flussi di ghiaccio e aiutare a comprendere la dinamica interna e le forze che agiscono sulla calotta glaciale. Le informazioni derivanti da questi dati sono fondamentali per modellare il comportamento meccanico del ghiaccio e prevedere i cambiamenti futuri nelle calotte glaciali.

La figura identificata come Extended Data Fig. 6, è incentrata sulla comparazione delle firme radar dei margini di shear nella calotta glaciale della Groenlandia. Ecco una descrizione dettagliata e scientificamente precisa dei suoi componenti:

  • Pannello a: Presenta una visualizzazione tridimensionale (3D) della topografi
  • a del letto roccioso^44 con la sovrapposizione della velocità di flusso della superficie del ghiaccio^27. Sono mostrati anche i radargrammi del Set 2 e i radargrammi della regione di inizio del North East Greenland Ice Stream (NEGIS). Questo pannello serve a localizzare le aree di interesse e a fornire un contesto geografico per l’interpretazione dei dati radar.
  • Pannello b: Espone un radargramma dall’area a monte del Set 2, descritto come “tipo paleo NEGIS”, ovvero un’area che presenta strutture simili a quelle attualmente osservate nel NEGIS. Il radargramma evidenzia le sequenze piegate e i kinkfolds, che sono pieghe angolari nette che si verificano tra sequenze di piegature strette. Le pieghe indicano un’intensa deformazione del ghiaccio a causa del flusso e dello shear. Viene inoltre marcata una isocrona, rappresentata da una linea bianca, che segna la transizione dall’Olocene al periodo Glaciale. Questo indica che gli strati di ghiaccio risalgono a quel periodo di transizione climatica, suggerendo una cronologia per le strutture osservate.
  • Pannello c: Mostra un radargramma della regione di inizio del NEGIS, per confrontare le strutture osservate con quelle del pannello b. Anche qui sono visibili i kinkfolds e gli strati interni inclinati verso il basso ai margini delle piegature strette, suggerendo una dinamica del ghiaccio simile tra le due regioni nonostante le differenze temporali o posizionali.
  • La figura nel suo complesso dimostra come i radargrammi possono essere utilizzati per identificare e confrontare le caratteristiche stratigrafiche all’interno della calotta glaciale, offrendo una finestra sulle forze passate e presenti che modellano il flusso del ghiaccio. La comparazione tra le due aree suggerisce che le dinamiche di deformazione osservate nel paleo NEGIS possano essere simili a quelle che attualmente influenzano il NEGIS, offrendo insight sui processi di shear margin (margine di taglio) e sulle dinamiche dei flussi di ghiaccio nel tempo.

la figura è una visualizzazione della retrotracciabilità di strutture interne, come pieghe, all’interno della calotta glaciale della Groenlandia. Il focus è sul confronto di due diversi regimi di flusso del ghiaccio, identificati come “Petermann-type” e “NEGIS-type”, e sul loro trasporto a valle nel tempo. Ecco una spiegazione dettagliata basata sull’immagine e la descrizione fornita:

  • Pannello superiore (Mappa): Mostra la velocità di flusso superficiale della calotta glaciale della Groenlandia ottenuta da studi precedenti^27. Le linee di flusso sono rappresentate in termini di velocità, con colori che variano da blu (lento) a rosso (veloce), e indicano la direzione e la relativa velocità del movimento del ghiaccio.
  • Marcatori e assi delle pieghe: Le frecce triangolari (gialle e nere) indicano le posizioni delle pieghe identificate come “northern folds” e “southern folds”. I cerchi potrebbero indicare pieghe di dimensioni significative, e le linee nere sono gli assi delle pieghe che segnano la direzione lungo la quale si verifica la piegatura del ghiaccio.
  • Linee temporali e tracciamento: Accanto ai marcatori ci sono annotazioni temporali (0 ka, 2 ka, 5 ka, ecc.), che indicano il periodo di tempo in migliaia di anni prima del presente (ka = kiloanni) in cui si stima che le pieghe si trovassero in quelle posizioni specifiche lungo la linea di flusso, basandosi sulla velocità del flusso glaciale.
  • Grafici a barre inferiori: Questi grafici mostrano la durata stimata per cui i regimi di flusso del ghiaccio di tipo Petermann e NEGIS sono stati inattivi. Queste stime sono calcolate sulla base del tempo trascorso da quando queste caratteristiche interne hanno cessato di formarsi attivamente e di come sono state poi trasportate a valle dal flusso glaciale.
  • Analisi del trasporto: La distanza di propagazione delle caratteristiche interne dipende dalla durata di inattività dei regimi di flusso paleo e dall’assunzione che il regime di flusso successivo sia quello attuale. La figura tenta di storicizzare la posizione delle strutture interne basandosi sul campo di flusso superficiale attuale per fornire una stima della durata e della propagazione di una determinata localizzazione di queste strutture nel tempo.

In sintesi, questa figura utilizza dati di flusso glaciale e tecniche di retrotracciamento per storicizzare la dinamica interna della calotta glaciale e fornire una comprensione del trasporto di strutture come le pieghe nel corso del tempo. Questa analisi è fondamentale per comprendere la storia della dinamica glaciale e per prevedere come cambiamenti futuri nel clima o altri fattori esterni potrebbero influenzare il movimento e la struttura del ghiaccio.

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