https://www.nature.com/articles/s41467-024-45021-8#:~:text=From%20the%20amplitude%20graphs%20and,by%20about%202%20kyrs%20BP.

Solo pochi flussi di ghiaccio localizzati drenano la maggior parte del ghiaccio dalla Calotta Glaciale della Groenlandia. Di conseguenza, comprendere il comportamento dei flussi di ghiaccio e la loro variabilità temporale è cruciale per prevedere i futuri cambiamenti nel livello del mare. Il tronco interiore lungo 700 km del Flusso di Ghiaccio del Nord-Est della Groenlandia (NEGIS) è particolarmente notevole a causa dell’assenza di un evidente canale nel substrato roccioso che giustifichi la sua esistenza. In questo studio, presentiamo un’analisi tridimensionale della piegatura e dell’avvezione degli orizzonti stratigrafici, che dimostra che il flusso localizzato e i margini di taglio nella parte superiore del NEGIS si sono completamente sviluppati solo circa 2000 anni fa. I nostri risultati contraddicono l’ipotesi che il flusso di ghiaccio sia rimasto stabile nel corso dell’Olocene nella sua configurazione attuale e indicano che lo sviluppo di un flusso di ghiaccio del tipo NEGIS superiore, con margini di taglio distinti e senza una relazione con la topografia del substrato, può avvenire su scale temporali di centinaia di anni. Questo rappresenta una sfida significativa per le proiezioni affidabili del bilancio di massa e dell’innalzamento del livello del mare.

La maggior parte dello scarico di ghiaccio negli oceani avviene tramite il flusso solido di ghiaccio attraverso i flussi di ghiaccio

La maggior parte dello scarico di ghiaccio negli oceani avviene tramite il flusso solido di ghiaccio attraverso i flussi di ghiaccio, zone simili a fiumi dove il flusso di ghiaccio è significativamente più veloce rispetto alle aree circostanti, si presume innescato dalle proprietà del substrato roccioso1,2, dalla maggiore scivolosità3,4, e/o dai meccanismi di deformazione che portano alla localizzazione del taglio5. Il più noto in Groenlandia è il Flusso di Ghiaccio del Nord-Est della Groenlandia (NEGIS; Fig. 1a), che si estende per circa 700 km nell’entroterra dai suoi sbocchi nel Nord-Est della Groenlandia, e il suo bacino copre il 17% dell’area della calotta glaciale6.

NEGIS raggiunge fino alla divisione centrale del ghiaccio (Fig. 1a), ma mentre i varchi nella catena montuosa costiera nel nord-est della Groenlandia determinano chiaramente la posizione dell’uscita costiera, il suo percorso all’interno della calotta glaciale non sembra essere vincolato dalla topografia del letto78. La velocità di flusso aumenta da circa 3 m anno^(-1) vicino alla divisione a 55 m anno^(-1) presso il campo di trivellazione EGRIP (East Greenland Ice core Project), circa 40 m anno^(-1) più veloce del flusso di ghiaccio direttamente adiacente al NEGIS. La forma attuale e la velocità superficiale del NEGIS sono ben definite dalle osservazioni satellitari9, ma si sa molto meno sull’evoluzione spaziale e temporale del flusso e sui processi che innescano le eccezionalmente alte velocità di flusso nella sua regione a monte.

Le misurazioni satellitari e GPS dimostrano che il NEGIS sta subendo una leggera accelerazione, suggerendo che il regime dinamico del ghiaccio potrebbe non essere in equilibrio1. Precedentemente, si riteneva che questo flusso di ghiaccio esistesse nella sua configurazione attuale per la maggior parte dell’Olocene e che la sua presenza fosse spiegabile attraverso un’area di flusso geotermico notevolmente intensificato nell’alto NEGIS2, causando un marcato scioglimento basale della calotta glaciale. Per giustificare lo spessore degli strati annuali lungo la colonna di ghiaccio, Fahnestock e collaboratori2 ipotizzavano una perdita di ghiaccio basale di circa 0,1 m all’anno negli ultimi 9.000 anni. Questo implicherebbe un flusso di calore geotermico eccezionalmente elevato di 950 mW/m-2. Tuttavia, un confronto con i flussi di calore geotermici globali mostra che i valori proposti superano i flussi naturali di circa un ordine di grandezza3.

In questo studio, utilizziamo riflessioni radar isocrone come traccianti passivi della deformazione del ghiaccio per rivelare la storia del NEGIS negli ultimi migliaia di anni, dimostrando che i margini di taglio che lo definiscono nella sua forma attuale nella regione a monte sono stati attivi solamente per gli ultimi 2000 anni circa. Questo indica che la formazione di flussi di ghiaccio può essere innescata su scale temporali brevi, portando a riconfigurazioni improvvise del flusso di ghiaccio4, contrariamente all’ipotesi che sia innescata e mantenuta da un’anomalia di flusso di calore locale e di lungo periodo2,5.

la Figura 1 fornisce diverse visualizzazioni che si integrano per illustrare le caratteristiche e le dinamiche del Flusso di Ghiaccio del Nord-Est della Groenlandia (NEGIS) utilizzando dati radar.

Pannello a: Questa mappa dell’area di studio mostra la posizione del NEGIS, indicato dalla linea nera che attraversa la mappa da nord-ovest a sud-est. Le linee colorate indicano le traiettorie dei profili radar raccolti durante l’indagine. La mappa è colorata per rappresentare le velocità di flusso del ghiaccio, con i dati di velocità forniti da una precedente pubblicazione (indicata con l’11 nella legenda), dove i colori più freddi rappresentano velocità più basse e i colori più caldi indicano velocità più elevate. Inoltre, sono indicati i siti di trivellazione EGRIP e la posizione di tre ghiacciai importanti: il ghiacciaio Nioghalvfjerdsfjorden (NG), il ghiacciaio Zachariae Isstrøm (ZI) e il ghiacciaio Storstrømmen (SG).

Pannello b: Qui è presentata una mappa dettagliata del flusso di ghiaccio con linee di contorno che rappresentano la velocità del ghiaccio. Il colore viola indica le zone di flusso più veloce, e si può notare come la velocità aumenti man mano che ci si avvicina all’asse centrale del NEGIS. Le abbreviazioni C, D e U lungo il profilo radar indicano le posizioni relative al Centro, Downstream (a valle) e Upstream (a monte).

Pannello c: Questa immagine mostra un’isocrona, un orizzonte temporale, di 7.3 ka BP (migliaia di anni prima del presente) come rilievo ombreggiato sopra il substrato roccioso, con un’esagerazione verticale di 10 volte per evidenziare le strutture geologiche. Le pieghe anticlinali F1-F4, indicate nel pannello (d), sono qui visualizzate nella loro posizione lungo il flusso di ghiaccio. La linea gialla indica la posizione del profilo radar PC che attraversa l’area.

Pannello d: Il profilo PC mostra le riflessioni radar dal flusso di ghiaccio, con la riflessione superficiale e quella dal fondo del ghiaccio chiaramente visibili. Le pieghe anticlinali F1-F4, identificate nel pannello (c), sono qui visualizzate come strutture all’interno del profilo radar. L’orizzonte temporale di 7.3 ka BP è rappresentato dalla linea rossa, che segna una riflessione isocrona attraverso il ghiaccio che aiuta a capire come il ghiaccio si sia deformato nel tempo.

In sintesi, la Figura 1 utilizza dati radar per visualizzare e analizzare la struttura interna e le dinamiche di flusso del NEGIS. Illustra come la stratigrafia del ghiaccio, rivelata dalle riflessioni radar, possa essere utilizzata per ricostruire la storia del flusso di ghiaccio e la sua evoluzione nel corso di migliaia di anni.

Risultati e Discussione Stratigrafia Radar

I dati presentati in questo studio sono stati ottenuti da un’indagine radar aerea condotta nel maggio 2018, utilizzando un sistema radar a banda ultra-larga (AWI-UWB17,18) con un’array di 8 trasmettitori e ricevitori installati sotto il fusoliera dell’aereo AWI Polar 619. La configurazione del sondaggio era mirata alla mappatura della stratigrafia radar e delle proprietà del basamento nella zona circostante il campo di trivellazione EGRIP, coprendo un’area che si estende per 150 km a monte e 150 km a valle del campo, seguendo il flusso del ghiaccio. I profili utilizzati in questo studio sono stati registrati in modalità a banda stretta, impostando la gamma di frequenze tra 180 e 210 MHz. Dato il focus sulla stratigrafia, le linee radar sono state orientate per lo più perpendicolari al flusso del ghiaccio, al fine di riprodurre al meglio il modello di deformazione nelle zone di taglio laterale. In questo contesto, sono stati utilizzati solo dati provenienti da profili trasversali al flusso (Fig. 1b). La distanza tra i profili è di 5 km nella parte centrale dell’area sondata, mentre nelle zone periferiche la distanza aumenta a 10 km.

Le età degli strati distinti nei radargrammi sono state determinate tramite il tracciamento o la correlazione con gli strati presenti nel sito di trivellazione EGRIP, dove le età sono note in funzione della profondità. Ciò ha permesso di identificare un insieme di strati con età di deposizione conosciute. Nel profilo centrale, è stato possibile correlare fino a 21 strati, di età inferiore agli 8 kyrs BP (secondo la cronologia EGRIP), con il sito EGRIP, mentre nel profilo a valle il numero si riduce ad almeno cinque. L’errore nella datazione degli strati di riferimento può arrivare fino a 200 anni per gli strati risalenti a 8 kyrs BP, rappresentando una stima prudente. Nell’analisi successiva, è rilevante solo la differenza di età relativa tra gli strati, che corrisponde all’errore nella datazione dei carote di ghiaccio. La maggior parte degli strati all’interno di un singolo lembo di piega non può essere tracciata fino al sito di trivellazione né può essere identificata nel radargramma in quel sito. Le loro età sono state stimate tramite interpolazione (vedere metodi).

Pieghature nel Ghiaccio: una Testimonianza della Deformazione

Le distorsioni nelle isocrone radar sono state determinanti per vincolare le variazioni temporali nei regimi di flusso dei corsi di ghiaccio in Groenlandia e Antartide. I sistemi radar moderni ora consentono di indagare in dettaglio i processi che influenzano la forma delle isocrone, e, a seconda della disposizione dei profili, anche in tre dimensioni.

Per analizzare la struttura complessiva della distorsione delle isocrone radar, abbiamo visualizzato un riflettore selezionato come un orizzonte tridimensionale nel sopracitato denso array di radargrammi. Abbiamo scelto uno degli strati più profondi nella metà superiore della colonna di ghiaccio, depositato approssimativamente 7150 anni BP (basato sulla datazione del nucleo EGRIP) che poteva essere tracciato in modo continuo e affidabile su tutta l’area di indagine. La rappresentazione grafica dello strato completo di 7150 anni mostra che il flusso di ghiaccio ha impresso un segno significativo sulla forma dello strato in tutta l’area di indagine, con una complessità, ampiezza e numero delle piegature che aumentano in direzione a valle.

Al di fuori dell’upper NEGIS, si osservano pieghe erette e cilindriche con lunghezze d’onda fino a circa dieci chilometri. Definiamo la lunghezza d’onda come la distanza tra due creste o avvallamenti adiacenti delle pieghe, misurata perpendicolarmente alle loro linee di cerniera. L’ampiezza è quindi definita come la differenza in profondità tra l’avvallamento e la cresta. Le linee di cerniera convergono sul flusso di ghiaccio seguendo un modello a ventaglio, con angoli relativi al NEGIS che aumentano in direzione a valle fino a circa 55° a sud-est di EGRIP. Qui si trovano le pieghe più elevate, con ampiezze che raggiungono circa 500 m nello strato di 7150 anni. Ghiaccio perturbato senza una stratigrafia chiara viene sollevato fino a oltre un chilometro nei nuclei di queste pieghe. Nelle sinclinali adiacenti, lo strato di ghiaccio perturbato profondo è notevolmente ridotto in spessore.

Le linee di cerniera delle pieghe possono essere tracciate dall’esterno del corso di ghiaccio verso i margini di taglio e, in alcuni casi, persino attraverso il margine di taglio all’interno dell’upper NEGIS. All’interno del margine di taglio, le cerniere delle pieghe ruotano fino a diventare quasi parallele al margine stesso, le loro lunghezze d’onda si riducono drasticamente a meno di 1 km, e la loro ampiezza è inferiore rispetto all’esterno del NEGIS. È importante notare che le linee di cerniera formano un angolo con le linee di flusso (anche dette linee di corrente) del campo di velocità superficiale attuale.

Cronologia della Formazione delle Pieghe

La datazione del processo attivo di piegatura è fondamentale sia per vincolare la formazione delle pieghe sia per determinare l’età delle perturbazioni di flusso che conducono alla crescita delle pieghe, in questo caso, alla formazione dell’upper NEGIS. In questo contesto, presentiamo i risultati di un metodo basato sull’analisi delle variazioni dell’ampiezza delle pieghe in funzione dell’età degli strati, metodo che viene descritto dettagliatamente nella sezione dei metodi. Tale approccio, sebbene non precedentemente impiegato in glaciologia, si fonda su principi consolidati nella geologia.

Il metodo per la datazione degli eventi di piegatura si appoggia al principio secondo cui un nuovo evento determina un incremento costante dell’ampiezza delle pieghe con la profondità in tutti gli strati preesistenti. Gli strati depositati successivamente all’evento di piegatura non presentano piegature. Pertanto, è possibile determinare il momento in cui si conclude l’ultimo evento di piegatura osservando da quale età in poi il trend di ampiezza in funzione della profondità inizia a discostarsi dal valore zero. La presenza di più eventi di piegatura sovrapposti si manifesta attraverso discontinuità nel trend di ampiezza, con ciascuna discontinuità che rappresenta un evento di piegatura. La nostra analisi si concentra esclusivamente sulla conclusione dell’amplificazione delle pieghe.

La relazione tra la profondità e l’età degli strati non è esattamente lineare, ma si avvicina a tale comportamento per il ghiaccio olocenico nell’area di studio. Di conseguenza, nella Figura 3, presentiamo grafici che illustrano la relazione ampiezza-età anziché ampiezza-profondità, per 14 coppie di creste e avvallamenti individuate in tre radargrammi perpendicolari all’NEGIS. Uno di questi (indicato con la lettera C) si trova nel sito EGRIP, al centro dell’area di indagine, un altro 130 km a monte (U), e un terzo 90 km a valle (D) (vedi Figure 2 e 3 e Metodi). Le pieghe situate ben al di fuori dell’NEGIS (C6-7 e U3) e all’interno dell’NEGIS (D3-4) evidenziano ampiezze che iniziano a incrementare già dalla superficie, indicativo di un’attiva amplificazione delle pieghe in atto.

Le pieghe all’interno dei margini di taglio (D₁-₂, C₁-₃ e U₁-₂) e appena adiacenti a sud-est di EGRIP (C₄-₅) mostrano tendenze ampiezza-età molto diverse. Qui, le ampiezze negli strati più giovani di 2 kyrs BP sono vicine a zero, indicando che tutte queste pieghe hanno smesso di crescere circa 2 kyrs fa al più tardi. La differenza nei gruppi di pieghe è chiaramente visibile nella Figura 3b, che mostra i grafici ampiezza-età normalizzati e combinati.

Per confrontare tutti i grafici ampiezza-età al fine di identificare certi eventi nel tempo, è necessario normalizzare le ampiezze tracciate sugli assi y dei grafici inseriti nella Figura 3. A questo scopo, abbiamo utilizzato l’analisi di Procrustes, per eliminare l’ampiezza assoluta e la scala. In questo modo, è possibile rendere visibili tendenze comuni nei dati (i dettagli sono forniti nella sezione metodi). Mentre la fine della piegatura è chiaramente marcata, l’inizio dell’ultima piegatura è difficile da determinare. L’inizio della piegatura sarebbe l’età in cui il trend ampiezza-profondità raggiunge una pendenza stabile, poiché gli strati depositati verso la fine di un evento di piegatura hanno sperimentato meno piegatura rispetto a quelli depositati all’inizio.

Le ampiezze in tutte le pieghe iniziano ad aumentare costantemente con la profondità e, di conseguenza, con l’età per gli strati più vecchi di circa 3,5-4 kyrs BP. Tuttavia, alcuni trend ampiezza-età mostrano anche pieghe ad altre età, come circa 5-6 kyrs (U₁, C₂, C₃-₇, D₂, D₄ e U₃) e circa 8 kyrs (D₄ e C₄-₇). Questo suggerisce che la calotta glaciale qui ha sperimentato multipli eventi di piegatura nel tempo, che non possiamo risolvere qui. Tuttavia, ci occupiamo qui della cessazione finale dell’amplificazione delle pieghe, che era di circa 2 kyrs nei e vicino ai margini di taglio, mentre la crescita delle pieghe è ancora in corso lontano dai margini di taglio, sia all’esterno dell’NEGIS che nel suo interno.

Le Pieghe Rivela la Storia del NEGIS

Un modello concettuale per lo sviluppo delle strutture osservate nel NEGIS che emergono dal nostro orizzonte di isocroni è riassunto nella Figura 4. Nella regione montante del NEGIS, l’iniziazione delle piegature è avvenuta prima di 2.000 anni. Le cerniere delle pieghe si orientano verso la porta di uscita del flusso di ghiaccio (Fig. 4a), ciò è coerente con piegature dovute a flusso convergente di ghiaccio avente anisotropia orizzontale, analogo al pattern di piegature osservato nel Ghiacciaio di Petermann.

Le pieghe vengono cesellate nei punti in cui sono intersecate dai margini di taglio, causando la loro rotazione e il loro irrigidimento (Fig. 4d). Questo suggerisce che le pieghe si siano formate prima dello sviluppo dei margini di taglio. Un flusso convergente implica lo sviluppo di gradienti di velocità orizzontale e, di conseguenza, gradienti di tasso di deformazione, inclusi zone di deformazione non-coassiale che favoriscono la localizzazione della deformazione in un materiale anisotropo come il ghiaccio. All’interno dei margini di taglio in formazione, il taglio semplice lungo il piano di taglio verticale prevale su tutti gli altri componenti del tasso di deformazione, come l’appiattimento dovuto alla precipitazione. Questo porta a una rotazione dei piani basali dei cristalli in posizione verticale e parallela ai margini di taglio, con un conseguente indebolimento geometrico (vedere le stereoproiezioni degli assi c nella Fig.4b). Questo tipo di tessitura è stato inferito da misurazioni radar aeree sui margini di taglio del ghiacciaio di Thwaites e del NEGIS. Misure del tessuto del ghiaccio da carote profonde in posizioni di fianco o cupola, con condizioni di taglio semplice verso la base della calotta, mostrano che il ghiaccio del ghiacciaio sviluppa un tessuto con un massimo singolo con l’asse c perpendicolare al piano in cui è situato il taglio. I regimi di tessuto predominanti sono indicati nella Fig. 4a,b come diagrammi di Schmidt schematici per le orientazioni degli assi c. La simulazione numerica suggerisce che l’indebolimento dovuto a questo cambiamento nell’orientamento preferenziale cristallografico potrebbe facilmente tradursi in un aumento del tasso di deformazione a taglio di uno o due ordini di grandezza a un dato stress di taglio (Metodi).

La Figura 2 mostra sezioni radar attraverso una calotta glaciale, con particolare attenzione all’analisi delle pieghe e ai riferimenti temporali stratificati all’interno del ghiaccio. Queste immagini radar sono utili per studiare le deformazioni interne del ghiaccio e la sua storia dinamica. Ecco una spiegazione dettagliata e scientifica di ogni pannello:

Pannello a) Profilo radar a valle (PD):

  • Composto da due frame radar consecutivi. Le linee nere indicano la posizione delle cerniere o i piani assiali di pieghe sinclinali e anticlinali, che sono strutture piegate che si formano in risposta a forze di compressione.
  • Le lettere D1, D2, D3 e D4 indicano posizioni specifiche delle pieghe che corrispondono a quelle analizzate per età in un’altra figura (Figura 3).
  • Le frecce nere orientate verso il basso marcano i margini di taglio del ghiaccio, che sono zone dove si verifica una maggiore deformazione per taglio.

Pannello b) Profilo radar centrale (PC):

  • Questo profilo è composto da due tracce radar. Le lettere C1, C2, C3, C4 e C5 marcano le pieghe identificate in questa sezione centrale.
  • Le linee nere rappresentano nuovamente le cerniere o i piani assiali delle pieghe, evidenziando le zone dove il ghiaccio si è piegato in risposta a movimenti interni e stress.

Pannello c) Profilo radar a monte (PU):

  • Realizzato da un unico frame radar. Le lettere U1, U2 e U3 designano le pieghe in questa sezione a monte della calotta glaciale.
  • Ancora una volta, le linee nere evidenziano le cerniere o i piani assiali delle pieghe, e i triangoli neri indicano i margini di taglio.

In tutte e tre le sezioni, gli strati evidenziati in rosso sono gli orizzonti di età di riferimento scelti per l’analisi delle pieghe. Questi strati di ghiaccio stratificato corrispondono a periodi specifici del passato e sono usati per tracciare la deformazione e il movimento del ghiaccio nel tempo. La differenziazione dei colori tra gli strati aiuta a distinguere tra le diverse epoche e le caratteristiche fisiche del ghiaccio.

Le sezioni mostrano anche come le strutture di piegatura siano orientate e come interagiscono con i margini di taglio, fornendo una visione di come le forze interne ed esterne influenzino la struttura e il movimento della calotta glaciale. Queste informazioni sono cruciali per comprendere la storia del flusso glaciale e per prevedere la risposta dei ghiacci al cambiamento climatico.

La Figura 4c mostra un esempio di una zona di taglio in cui le pieghe sono ruotate fino a divenire parallele alla zona di taglio. In questo caso, l’anisotropia nei turbiditi metamorfici è formata da un forte allineamento del minerale altamente anisotropico biotite, orientato assiale ai piani delle pieghe in un contesto di letti compositi e scistosità. Similmente ai margini di taglio del NEGIS, si pensa che l’anisotropia rotante abbia causato la localizzazione della deformazione nelle zone di taglio.

Le simulazioni numeriche con ghiaccio anisotropo (vedi Metodi, Figure 7 e 8), utilizzando il codice ELLE+VPFFT a campo completo, dimostrano che le pieghe si formano quando i piani basali sono inizialmente allineati con la direzione di accorciamento. Tuttavia, l’accorciamento fa ruotare rapidamente i piani basali verso il parallelismo con la direzione di estensione, il che porta alla cessazione dell’amplificazione delle pieghe. Di conseguenza, spieghiamo la cessazione dell’amplificazione delle pieghe in e vicino ai margini di taglio come risultato della rotazione dell’anisotropia che ha causato la localizzazione del taglio nei margini stessi, dal momento che la compressione ad un angolo elevato rispetto all’anisotropia planare non induce la formazione o l’amplificazione delle pieghe. Laddove il margine di taglio interseca le pieghe, le cerniere dei treni di pieghe ruotano per allinearsi parallelamente ai margini di taglio (Figura 4d), poiché il ghiaccio all’interno del flusso di ghiaccio si muove più velocemente e le cerniere delle pieghe vengono trasportate con il flusso del ghiaccio. Questo fenomeno è evidente nell’orizzonte isocrono mostrato nella Figura 1c e nel pannello centrale della Figura 3, ma diventa ancora più chiaro quando l’immagine viene compressa lungo la direzione del flusso (Figura 5). Lo spostamento osservato dei treni di pieghe a sud-est di EGRIP è nell’ordine di 75 km. La rotazione delle cerniere e la conseguente riduzione delle lunghezze d’onda delle pieghe (Figure 4d e 5) forniscono indicazioni aggiuntive sull’entità della deformazione finita nei margini di taglio, risultando in una stima di deformazione a taglio di γ ≈ 18 (Metodi). Lo spostamento totale è il risultato del prodotto della larghezza del margine di taglio per la deformazione a taglio finita. Con una larghezza di 3-4 km, ciò si traduce in uno spostamento totale di circa 55-75 km. Con l’attuale differenziale di velocità di 40 metri all’anno attraverso il margine di taglio, tale spostamento sarebbe raggiunto in 1375-1875 anni. Questo valore è sottostimato in quanto il differenziale di velocità attraverso il margine di taglio si riduce a monte. Di conseguenza, l’attuale velocità di flusso è coerente con un’età di circa 2 mila anni prima del presente, periodo in cui è cessata l’amplificazione delle pieghe nei margini di taglio (Figura 3).

la Figura 3 è una rappresentazione grafica composta che combina dati geofisici e analisi statistica per caratterizzare la deformazione delle pieghe nel ghiaccio lungo il Northeast Greenland Ice Stream (NEGIS).

Pannello a):

  • Il centro della figura mostra una rappresentazione tridimensionale dell’orizzonte isocrono di 7150 anni prima del presente. Questa rappresentazione è una tecnica di visualizzazione che utilizza ombreggiature per accentuare le strutture superficiali del ghiaccio, simili alle tecniche utilizzate in cartografia per evidenziare la morfologia di un paesaggio. Qui serve per sottolineare le strutture di piegatura del ghiaccio.
  • Le linee gialle rappresentano i profili radar selezionati per l’analisi trasversale del flusso di ghiaccio (a valle PD, centrale PC e a monte PU).
  • Il puntino rosso indica la posizione del sito EGRIP, e i triangoli blu indicano i margini di taglio.

Pannello b):

  • Il grafico in basso a sinistra mostra l’ampiezza media normalizzata delle pieghe (A/A0, dove A è l’ampiezza misurata e A0 è l’ampiezza di riferimento) rispetto all’età del ghiaccio per i due margini e le aree esterne al NEGIS. L’ombreggiatura attorno alle linee rappresenta la deviazione standard, che fornisce una misura della variabilità o dispersione dei valori di ampiezza rispetto alla media.
  • La deviazione standard ombreggiata indica l’incertezza o la variabilità delle misurazioni delle ampiezze delle pieghe.
  • L’illustrazione a fianco al grafico mostra la zona da cui sono state prese le misurazioni medie delle ampiezze delle pieghe.

Sottofigure (D1, D2, D3, C1, C2, C3, C4, C5, U1, U2, U3):

  • Le sottofigure circostanti il pannello centrale rappresentano grafici dell’ampiezza delle pieghe rispetto all’età geologica in specifici punti lungo i profili radar selezionati.
  • Ogni sottofigura è relativa a una piega specifica identificata nei profili radar (ad esempio, D1, C1, U1, ecc.), come indicato dalle lettere e numeri.
  • Le linee tratteggiate nere nei grafici rappresentano un adattamento lineare ai dati (fit lineare) che vengono poi proiettati indietro nel tempo (extrapolati) per mostrare un trend storico delle ampiezze delle pieghe.
  • L’adattamento lineare ai dati è un metodo statistico che cerca di trovare la migliore correlazione lineare tra le variabili in studio, in questo caso, l’età e l’ampiezza delle pieghe.
  • Questi grafici sono essenziali per comprendere come l’ampiezza delle pieghe si è modificata nel tempo, il che può essere legato a cambiamenti nella dinamica del flusso di ghiaccio, come variazioni nella velocità del flusso o cambiamenti nel regime di stress del ghiaccio.

In sintesi, la Figura 3 fornisce una panoramica dettagliata di come le pieghe nel NEGIS si sono evolute nel tempo e come la loro ampiezza sia stata influenzata dai processi geofisici e dalle dinamiche del flusso di ghiaccio. Questa analisi è cruciale per la comprensione della storia del ghiacciaio e per modellare i suoi futuri comportamenti in risposta ai cambiamenti climatici.

Dall’analisi dei grafici di ampiezza e dalle misurazioni di deformazione, possiamo concludere che la parte a monte del NEGIS e, dunque, il NEGIS attuale come corrente glaciale con margini di taglio distinti (Fig. 4b) era già pienamente formato circa 2 mila anni fa (2 kyrs BP). Evidenze geologiche dalla costa nordorientale della Groenlandia hanno dimostrato che i tre maggiori sbocchi del NEGIS (Fig. 1a, il Ghiacciaio di Nioghalvfjerdsfjorden (NG), lo Zachariae Isstrøm (ZI), e il Ghiacciaio di Storstrømmen (SG)) si sono ritirati oltre i loro limiti attuali e sono avanzati nuovamente almeno due volte negli ultimi 45 mila anni (45 kyrs). Durante il Massimo Termico dell’Olocene (HTM) nel primo e medio Olocene, le temperature nell’Artico erano più alte di quelle odierne. Ciò ha avuto un impatto significativo sul volume del ghiaccio della Groenlandia e sulla posizione frontale dei ghiacciai di sbocco. L’inizio e la fine di questo periodo caldo differivano regionalmente, e ci sono dati geologici che attestano che nell’area dei tre principali sbocchi del NEGIS il riscaldamento ha avuto inizio circa 8 mila anni fa (8 kyrs BP) e si è concluso approssimativamente 4 mila anni fa (4 kyrs BP). Di conseguenza, il Ghiacciaio di Nioghalvfjerdsfjorden era meno esteso di oggi fino ad almeno 4.6 mila anni fa (4.6 kyrs BP).

I due, con margini di taglio consolidati, potrebbero essere interpretati come risultato di un incremento della scarica dall’area di captazione del NEGIS, seguendo la riconquista del fronte glaciale dopo l’HTM, poiché l’attività dei flussi glaciali è legata ai cambiamenti geometrici di un inlandsis, con un’intensificazione del flusso glaciale per un maggior volume di ghiaccio. Intorno a 4 mila anni fa (4 kyrs BP), un incremento distribuito dell’efflusso ha condotto a un abbassamento del ghiaccio dai fianchi e a un regime di flusso confluente a causa della geometria del bacino collettore e dello sbocco nel nord-est. La localizzazione dovuta all’emergere di un taglio semplice lungo il piano verticale ha successivamente condotto a un taglio localizzato e alla formazione dei margini di taglio, che si è completata circa 2 mila anni fa (2 kyrs BP), con un margine di errore per l’età assoluta di 200 anni, secondo i nostri dati. Il flusso intensificato all’interno del flusso glaciale ha indotto un flusso normale al flusso glaciale nel ghiacciaio adiacente per compensare l’allungamento interno alla parte a monte del flusso glaciale, risultando nella caratteristica forma ristretta del NEGIS, poiché i margini di taglio vengono trasportati verso il centro della corrente glaciale.

Le nostre osservazioni e la datazione delle strutture di piegatura richiedono un cambiamento di paradigma nel nostro approccio concettuale al NEGIS e, di conseguenza, ad altri simili flussi di ghiaccio. Finora, il NEGIS era considerato una struttura persistente nel tempo, controllata da condizioni limite esterne, in particolare da un flusso geotermico elevato alla sua estremità a monte. Invece, emerge che la parte superiore del NEGIS è vecchia di soli alcuni migliaia di anni e continua a subire trasformazioni. I nostri risultati indicano che una calotta glaciale è un sistema estremamente sensibile, nel quale l’intero schema di flusso può evolvere da un flusso marginale di tipo ghiaccio superficiale a sistemi di drenaggio efficienti che si estendono fino allo spartiacque, resi possibili dalla localizzazione del taglio. Insieme allo studio di Franke e collaboratori, siamo in grado di delineare un’immagine olistica della dinamica dei flussi glaciali tipici dello stile NEGIS, ovvero che tali correnti possono alternare tra i diversi rami nell’area di bacino, e che un simile cambiamento è avvenuto nel nord-est della Groenlandia circa 2000 anni fa. Questo intervallo temporale rappresenta un’ulteriore evidenza che l’inizio dell’attività fluviale è molto più probabilmente scatenato dalla geometria della calotta e dai processi ai confini anziché da anomalie del flusso di calore locale. Considerato che le calotte glaciali sono attese a subire cambiamenti considerevoli nelle loro condizioni al contorno, è fondamentale includere queste dinamiche nei modelli di calotte glaciali e nelle proiezioni di futuri innalzamenti del livello del mare.

la Figura 4 illustra le fasi concettuali della formazione e dell’evoluzione delle pieghe entro un flusso di ghiaccio, come il NEGIS, e fornisce un’analogia con le strutture geologiche simili in roccia.

Pannello a) – Prima dello sviluppo dei margini di taglio:

  • Mostra la formazione iniziale delle pieghe a seguito di flusso convergente e anisotropia meccanica del ghiaccio, che è la tendenza dei cristalli di ghiaccio a orientarsi in modelli preferenziali sotto l’influenza del movimento del ghiaccio.
  • Le cerniere delle pieghe (linee rosse) si formano perpendicolari alla direzione del flusso (frecce bianche).
  • Il tessuto cristallino dominante del ghiaccio è rappresentato sotto forma di grafici di Schmidt, che mostrano le direzioni degli assi c (i cristalli di ghiaccio tendono ad allinearsi con la direzione del flusso, influenzando così la meccanica del flusso e la formazione delle pieghe).

Pannello b) – Dopo l’instaurazione delle zone di taglio:

  • Illustra il regime di flusso che si stabilisce dopo la formazione delle zone di taglio (zone gialle) e un regime di flusso tipo “plug flow” nella parte centrale del flusso di ghiaccio.
  • All’interno dei margini di taglio, le cerniere delle pieghe (linee rosse) ruotano per diventare parallele ai margini di taglio, riflettendo un cambiamento nel regime di deformazione e di flusso.
  • Il tessuto cristallino del ghiaccio cambia in risposta alla localizzazione del taglio, con i cristalli che ruotano per allinearsi con le direzioni di taglio.

Pannello c) – Analogia con la zona di taglio in roccia scistosa:

  • Fornisce un parallelo visivo di come le zone di taglio nel ghiaccio possano essere simili alle zone di taglio in rocce scistose, con la foliazione (stratificazione) che si piega nella direzione della zona di taglio (in questo caso, verso destra).

Pannello d) – Illustrazione degli indicatori di deformazione:

  • Rappresenta graficamente come i tre indicatori di deformazione (riduzione della lunghezza d’onda, rotazione e spostamento delle cerniere delle pieghe) si manifestano nei margini di taglio.
  • Mostra come queste deformazioni alterino la geometria originale delle pieghe, causando un accorciamento della lunghezza d’onda, una rotazione delle cerniere delle pieghe per allinearsi con il flusso di ghiaccio e uno spostamento fisico delle pieghe a causa del movimento relativo del ghiaccio.

Questa modellizzazione concettuale è fondamentale per comprendere la dinamica interna del flusso di ghiaccio e i processi di deformazione associati, che sono cruciali per interpretare la storia del movimento del ghiaccio e per prevedere le future dinamiche dei ghiacciai in risposta ai cambiamenti climatici e alle condizioni fisiche.

La Figura 5 fornisce un’analisi dettagliata della deformazione strutturale in un orizzonte di isocrone all’interno della calotta glaciale, utilizzando una visualizzazione dettagliata delle pieghe e delle loro caratteristiche geometriche, nonché i dati sul tasso di deformazione a taglio. Ecco una descrizione dettagliata e scientifica dei due pannelli:

Pannello A) – Mappatura dell’orizzonte piegato:

  • Questo pannello mostra l’orizzonte piegato come una rappresentazione in hillshade, che utilizza l’ombreggiatura per enfatizzare le caratteristiche topografiche del ghiaccio come se fossero illuminate da una fonte di luce unica, creando un effetto tridimensionale che aiuta a interpretare le forme del paesaggio glaciale.
  • Le linee nere tracciano le cerniere delle pieghe, che sono i punti dove si verifica il massimo angolo di piegatura, e sono elencate in una tabella di riferimento (probabilmente Tabella 1 nel documento di origine).
  • Il punto nero indica la posizione del campo di perforazione dell’EGRIP, che è un sito significativo per la raccolta di dati e carote di ghiaccio.
  • I colori attraverso la mappa rappresentano diversi tassi di deformazione a taglio (shear strain rate), con tonalità che variano da blu a rosso per indicare l’intensità della deformazione da compressione o estensione.
  • Le dimensioni e l’orientamento della zona di taglio sono evidenziate, con la larghezza (W) e l’angolo (α) che forniscono informazioni sulla geometria del flusso e sulla distribuzione delle forze interne.

Pannello B) – Immagine ruotata e stirata:

  • Il pannello B è una manipolazione dell’immagine del Pannello A, progettata per esaltare le strutture delle pieghe. La rotazione di 63° allinea l’immagine con l’asse maggiore del NEGIS, mentre lo stiramento verticale 5x perpendicolare alla direzione principale di flusso esalta le curvature delle cerniere delle pieghe.
  • Questo tipo di manipolazione è utile per visualizzare più chiaramente le deviazioni e le inflessioni delle strutture di piegatura, che sono difficili da percepire nella loro configurazione naturale a causa della compressione visiva dovuta alla vasta scala della calotta glaciale.
  • L’effetto di questa manipolazione è quello di sottolineare i cambiamenti nelle caratteristiche strutturali, come la riduzione della lunghezza d’onda delle pieghe e l’orientamento relativo delle cerniere rispetto ai margini di taglio.

In termini di dinamica glaciale, queste informazioni sono cruciali perché le caratteristiche delle pieghe e i tassi di deformazione a taglio forniscono indizi sulla storia del flusso di ghiaccio, i cambiamenti nella velocità e direzione del flusso, e possono indicare zone di stress concentrato o cambiamenti nei regimi di deformazione. Questa analisi è fondamentale per modellare la dinamica passata e futura della calotta glaciale e per prevedere il suo contributo all’innalzamento del livello del mare.

Metodi Orizzonte Isocrono in 3D

Al fine di valutare la distorsione degli isocrone radar in termini della loro storia di deformazione per determinare il contesto dinamico del flusso di ghiaccio, è necessario combinare i profili bidimensionali per produrre un modello tridimensionale delle superfici isocrono piegate. A questo scopo, abbiamo selezionato specifiche riflessioni interne, che sono rilevabili nella maggior parte dell’area indagata. Per assicurare la continuità spaziale, la nostra analisi si è limitata alle riflessioni provenienti dalla metà superiore della colonna di ghiaccio. Attraverso l’assegnazione manuale delle sezioni di profili da due linee adiacenti l’una all’altra, è possibile generare una superficie in modo semi-automatizzato. Per questo passaggio dell’analisi, abbiamo utilizzato il software di modellazione geologica strutturale MOVE, uno strumento per l’analisi e la visualizzazione in 3D nelle geoscienze, già impiegato in precedenza per visualizzare le strutture piegate nel Ghiacciaio di Petermann nel nord-ovest della Groenlandia e a monte del Ghiacciaio di Nioghalvfjerdsfjorden nel nord-est della Groenlandia. Gli isocrone sono stati datati correlandoli nel dominio della profondità all’età dedotta dal carotaggio del ghiaccio EGRIP e trasferendo l’età determinata a una specifica profondità all’isocrone corrispondente a quella profondità. L’età assoluta e la sua incertezza di circa 90 anni sono di secondaria importanza nel nostro studio, in quanto ci concentriamo sulla deformazione complessiva della configurazione inizialmente piatta degli isocrone considerati.

La Datazione degli Eventi di Piegamento: Un Approccio Geologico

Negli studi geologici e glaciologici, la comprensione e la datazione degli eventi di piegamento rappresentano aspetti cruciali per ricostruire la storia e l’evoluzione di un territorio. Gli eventi di piegamento, che comportano la deformazione delle stratificazioni terrestri o glaciali, possono rivelare informazioni preziose sulle forze esterne che hanno agito su un’area nel corso del tempo.

La Scienza dietro gli Eventi di Piegamento: Metodologie e Applicazioni

Gli eventi di piegamento rappresentano un capitolo affascinante nello studio della geologia e della glaciologia, offrendo una finestra unica sulle dinamiche del nostro pianeta. Questi eventi, che comportano la deformazione degli strati terrestri o glaciali sotto l’influenza di pressioni esterne, possono formare strutture imponenti come anticlinali e sinclinali, rispettivamente pieghe che si arcuano verso l’alto e verso il basso.

Fondamenti degli Eventi di Piegamento

L’osservazione fondamentale è che un evento di piegamento induce un incremento costante dell’ampiezza della piega con la profondità in tutti gli strati più antichi dell’evento stesso. Questa caratteristica permette agli scienziati di identificare e datare gli eventi di piegamento analizzando le variazioni nella tendenza dell’ampiezza con la profondità. In particolare, la presenza di stratificazioni originalmente piatte e indisturbate che in seguito mostrano un aumento dell’ampiezza a seguito di un evento di piegamento (indicato come t1) segnala il momento preciso in cui è avvenuto l’evento. Successivi eventi di piegamento (ad esempio, t2) seguiranno un modello simile, affettando solo gli strati preesistenti, e così via.

Metodologia di Studio e Datazione

Il cuore di questo studio risiede nel tracciamento manuale degli strati all’interno dei radargrammi, che sono immagini radar dettagliate del sottosuolo. Gli scienziati cercano specificamente coppie di anticlinale-sinclinale, collegando le cerniere delle pieghe con piani assiali immaginari per capire meglio l’orientamento e l’estensione delle deformazioni.

La profondità di ogni strato viene misurata dalla cerniera della piega alla superficie del ghiaccio, consentendo una dettagliata ricostruzione tridimensionale delle strutture sotterranee. Sebbene le misurazioni della profondità possano variare leggermente tra i diversi ricercatori, tali variazioni sono considerate accettabili e non compromettono la validità dello studio.

Applicazioni Pratiche e Determinazione dell’Età

Determinare l’età degli strati è cruciale per comprendere la cronologia degli eventi geologici. Questo viene fatto correlando gli strati osservati nei radargrammi con quelli di siti di perforazione noti, come il sito EGRIP, dove l’età degli strati è già stata accuratamente determinata. Per gli strati non direttamente collegabili ai siti di perforazione, l’età viene stimata per interpolazione, basandosi su modelli di crescita esponenziale che tengono conto delle variazioni dello spessore del ghiaccio e della deposizione degli strati nel tempo.

Conclusioni

La metodologia descritta offre un quadro robusto per la datazione e l’interpretazione degli eventi di piegamento, essenziale per ricostruire la storia geologica e le dinamiche di un’area. Attraverso l’analisi dettagliata delle pieghe nei ghiacciai o nelle rocce stratificate, gli scienziati possono acquisire preziose informazioni sulla storia climatica e geologica, contribuendo significativamente alla nostra comprensione delle forze che modellano il pianeta Terra.

la Figura 6 presenta uno studio dettagliato delle ampiezze delle pieghe e la loro evoluzione nel tempo a causa di eventi di piegamento. Ecco una spiegazione scientificamente precisa di ciascuna parte della figura:

a-c) Schizzi Concettuali

Questi pannelli forniscono rappresentazioni schematiche di come gli eventi di piegamento influenzino gli strati di ghiaccio o roccia in funzione della profondità:

  • a) Primo piegamento: Qui vediamo l’impatto iniziale di un evento di piegamento su un set di strati preesistenti. Le linee nere rappresentano strati individuali, e l’ampiezza della piega (misurata dalla cresta della piega alla base) aumenta con la profondità. Questo è tipico di un singolo evento di piegamento che modifica gli strati preesistenti, evidenziando che l’effetto del piegamento è più pronunciato in profondità.
  • b) Sepoltura: Nuovi strati si accumulano sopra quelli piegati. Questi nuovi strati (indicati con il numero 3) non sono stati influenzati dal primo evento di piegamento e quindi non mostrano un aumento dell’ampiezza con la profondità.
  • c) Ulteriori piegamenti: Un secondo evento di piegamento altera sia gli strati preesistenti sia i nuovi strati sovrapposti. L’ampiezza delle pieghe nei vecchi strati (1 e 2) è aumentata ulteriormente, e ora anche i nuovi strati (3) subiscono un aumento dell’ampiezza a causa di questo secondo evento di piegamento.

d) Parte di Radargramma

Questo pannello mostra una sezione di un radargramma che visualizza le riflessioni radar da strati di ghiaccio sotterranei. Le linee orizzontali tracciate corrispondono ai diversi strati di ghiaccio. Le ampiezze delle pieghe e la profondità di riferimento per tre esempi sono annotate. Le linee verticali indicano le cerniere delle pieghe, che sono i punti di massima curvatura delle pieghe. Il carotaggio dell’EGRIP fornisce un punto di riferimento con età conosciute per gli strati, che qui sono annotate in anni BP (anni prima del presente).

e) Distribuzione delle Amplitudini del Lembo di Piegamento C1

Il pannello finale presenta due grafici che correlano l’ampiezza delle pieghe con la profondità e l’età:

  • Grafico Superiore (Ampiezza vs Profondità): Mostra che l’ampiezza delle pieghe aumenta con la profondità fino a un punto di “piega” o cambiamento nella tendenza intorno ai 300 metri di profondità, dopo il quale l’ampiezza sembra aumentare a un tasso diverso. Questo punto di piega corrisponde probabilmente a un evento di piegamento significativo che ha alterato gli strati sotto di esso.
  • Grafico Inferiore (Ampiezza vs Età): Presenta un andamento simile, con un cambiamento nella tendenza dell’ampiezza intorno ai 2000 anni BP. Questo suggerisce che l’evento di piegamento che ha causato la “piega” nei dati di ampiezza è accaduto circa 2000 anni fa.

Le frecce rosse nel grafico indicano punti di dati specifici presi dagli strati mostrati nel radargramma, evidenziando esempi di pieghe. Le linee nere e blu rappresentano la tendenza generale dei dati, con la “piega” che indica un cambiamento nella storia di deformazione degli strati, probabilmente associato a un evento di piegamento significativo.

In sintesi, la Figura 6 fornisce un’analisi visiva di come gli eventi di piegamento influenzano gli strati geologici o glaciali e come tali effetti si manifestano nei dati di profondità e età. Questi dati sono cruciali per comprendere la cronologia degli eventi geologici e per interpretare la storia climatica e geodinamica di un’area.

La tabella fornisce dati specifici che consentono di valutare il grado di deformazione attraverso parametri ben definiti. Ecco una spiegazione più accurata e scientifica dei termini e delle misure presenti nella tabella:

  1. Fold: Questa colonna elenca le pieghe individuali che sono state esaminate. Ogni piega è identificata con un numero sequenziale che consente di correlare i dati con specifiche strutture geologiche all’interno dell’area di studio.
  2. α (°): L’angolo α rappresenta l’angolo di inclinazione finale della piega. In un contesto geologico, questo angolo potrebbe rappresentare l’inclinazione dell’asse della piega rispetto al piano orizzontale dopo che la deformazione è avvenuta. Un angolo negativo di -3° è indicato come valore di riferimento per tutte le pieghe, suggerendo che questo sia un parametro di controllo o un risultato atteso della deformazione nel modello studiato.
  3. W0 (km): Indica la lunghezza d’onda iniziale misurata in chilometri. La lunghezza d’onda si riferisce alla distanza orizzontale tra due punti corrispondenti su pieghe adiacenti, come la distanza tra due creste consecutive o tra due valli consecutive. I valori indicano la dimensione iniziale delle strutture prima dell’inizio della deformazione.
  4. γ (wavelength): Questo valore è una misura della deformazione in termini di variazione della lunghezza d’onda a causa della deformazione. Il valore di deformazione γ qui è probabilmente espresso come percentuale o in unità adimensionali, indicando quanto la lunghezza d’onda originale sia stata modificata dal processo di deformazione.
  5. γ (rotation): Questo valore indica la deformazione misurata come rotazione delle linee marcatrici passive. In geologia, le linee marcatrici passive sono elementi che non influenzano la deformazione ma che subiscono passivamente i cambiamenti durante il processo. La rotazione è un’altra forma di misura della deformazione che indica quanto le pieghe sono state ruotate dalla loro orientazione originale a causa dello sforzo di taglio applicato.

La riga “mean” fornisce i valori medi di γ per la lunghezza d’onda e la rotazione rispetto alle tre pieghe, offrendo una sintesi comprensiva del grado di deformazione rilevato nel modello di taglio semplice. Questi valori medi sono utili per avere una stima generalizzata della deformazione nell’area o nel set di dati studiati.

In questo contesto, l’analisi di deformazione è cruciale per comprendere la dinamica e la storia geologica dell’area di studio. I dati forniti potrebbero essere utilizzati per calibrare modelli geologici, per interpretare la storia di deformazione dell’area, o per prevedere la posizione di risorse naturali come depositi minerari o acquiferi influenzati dalla deformazione delle strutture geologiche.

La Figura 7 rappresenta i risultati di una simulazione numerica che modella l’evoluzione dell’orientamento preferenziale dei cristalli (Crystal Preferred Orientation, CPO) in un campione di ghiaccio soggetto a taglio semplice. Questa simulazione utilizza la piattaforma ELLE abbinata al codice di deformazione viscoplastica VPFFT per esaminare come la microstruttura del ghiaccio cambia in risposta al taglio semplice, un tipo di deformazione in cui il materiale è soggetto a uno sforzo di taglio lungo un piano e si deforma cambiando forma senza variazione di volume.

L’orientamento iniziale dei cristalli nel modello presenta un forte massimo puntiforme degli assi c, con un’orientazione verticale entro un angolo di ±5°. L’assi c sono le direzioni lungo le quali i cristalli di ghiaccio hanno la minore velocità di scorrimento a causa della loro anisotropia cristallografica. La simulazione inizia con un piano basale, che è la superficie lungo la quale si verifica lo scorrimento interno tra i cristalli, che è indicato come significativamente più debole (16 volte meno resistente al taglio) rispetto all’orientamento verticale degli assi c.

Il grafico mostra il tasso di deformazione per taglio normalizzato in funzione della deformazione per taglio, con la deformazione per taglio γ che aumenta da 0 a 30. Le figure polari associate rappresentano la distribuzione degli assi c sul fondo emisfero, visualizzate come se si guardasse in basso attraverso un nucleo di ghiaccio perforato. Queste figure polari mostrano l’evoluzione della distribuzione degli assi c durante il processo di deformazione:

  • A γ=0, osserviamo un singolo massimo puntiforme che rappresenta l’orientamento iniziale verticale degli assi c.
  • Con l’aumentare della deformazione per taglio a γ=5 e 10, il massimo puntiforme originale si divide in due massimi puntiformi distinti, riflettendo la rotazione e la distorsione dei cristalli di ghiaccio sotto l’azione del taglio semplice.
  • Procedendo a γ=20, i massimi puntiformi continuano a ruotare e si iniziano a fondere verso un nuovo massimo ampio.
  • A γ=30, la distribuzione degli assi c mostra un ampio massimo singolo quasi perpendicolare al piano di taglio, indicando un completo ammorbidimento e riorganizzazione del CPO. Questo è coerente con un materiale che ha subito un significativo ammorbidimento sotto deformazione viscoplastica, poiché l’orientamento dei cristalli è ora ottimizzato per facilitare lo scorrimento lungo il piano di taglio.

La simulazione mostra un incremento significativo del tasso di deformazione per taglio normalizzato, che aumenta rapidamente con la deformazione per taglio. Questo è indicativo del fenomeno di ammorbidimento della zona di taglio, in cui il materiale diventa meccanicamente più debole e più suscettibile a ulteriore deformazione sotto un carico costante. Il comportamento meccanico del ghiaccio, quindi, diventa più ductile a seguito della riorganizzazione del CPO, che è un risultato fondamentale per comprendere la dinamica del flusso del ghiaccio nelle regioni di taglio dei ghiacciai e delle calotte glaciali.

Analisi di Procruste

L’analisi di Procruste è un metodo utilizzato per identificare e confrontare modelli comuni in forme diverse. Questa tecnica è comune in campi come la biologia e l’antropologia, dove può essere impiegata per distinguere tra resti fossili di diverse specie o popolazioni, come per esempio tra umani moderni e Neanderthal. Nel contesto del testo che hai fornito, l’analisi di Procruste è stata applicata per esplorare le similitudini e le differenze tra le forme rappresentate nei grafici che mettono in relazione l’ampiezza delle pieghe con la profondità o l’età delle formazioni esaminate.

Per realizzare questo confronto, è necessario normalizzare i dati in modo da rimuovere le differenze di scala e le ampiezze assolute. Questo permette di concentrarsi sulle forme in sé, indipendentemente dalle loro dimensioni. Inoltre, per poter effettuare un confronto significativo, è essenziale identificare punti specifici, chiamati “punti di riferimento”, che corrispondono tra le varie forme in esame.

Nel caso specifico dello studio delle pieghe, i punti di riferimento sono stati determinati calcolando l’ampiezza delle pieghe a intervalli regolari di tempo, in questo caso ogni cento anni, utilizzando un metodo di interpolazione. Questo processo è stato applicato a un periodo che va da 7500 anni fa fino al presente, per garantire che ci siano dati comparabili per tutti gli intervalli di tempo analizzati. Di conseguenza, ogni grafico che rappresenta la relazione tra ampiezza e profondità o età è stato definito da una serie di questi punti di riferimento.

La normalizzazione di Procruste comporta poi l’allineamento di tutti i punti di riferimento a un valore medio comune, seguito da un’ulteriore normalizzazione che tiene conto della variazione dell’ampiezza traslata. Questo permette di paragonare le pieghe indipendentemente dalle loro dimensioni originali.

I risultati dell’analisi sono stati suddivisi in due gruppi principali: le pieghe situate vicino ai margini di taglio e quelle all’interno o ben fuori da tali margini. È interessante notare che, a causa di una distorsione molto forte, le pieghe direttamente all’interno del margine di taglio meridionale non sono state incluse nell’analisi.

Le profondità delle formazioni sono state misurate a partire dalla superficie della calotta glaciale, rendendo l’ampiezza in superficie pari a zero. Nei grafici risultanti, i dati normalizzati sono stati quindi spostati per riflettere questa condizione di partenza. Questi dati sono stati poi rappresentati graficamente con barre che indicano l’intervallo di errore standard.

In sintesi, l’analisi di Procruste fornisce uno strumento per confrontare e analizzare le forme in uno studio geologico, consentendo ai ricercatori di identificare modelli comuni e differenze strutturali in maniera dettagliata e quantitativa.

Deformazione dalla Rotazione delle Cerniere delle Pieghe e dalla Riduzione della Lunghezza d’Onda delle Pieghe

Al di fuori della Groenlandia Nordorientale Ice Stream (NEGIS), le cerniere delle pieghe, ovvero i punti di massima curvatura delle pieghe, sono orientate a un certo angolo rispetto al margine di taglio. Questo angolo cambia quando le pieghe entrano nel margine di taglio a causa della deformazione che subiscono.

Il processo di taglio semplice che si verifica ai margini non solo causa la rotazione degli assi delle pieghe, ma porta anche a una riduzione della loro lunghezza d’onda. Di conseguenza, le pieghe all’interno dei margini di taglio appaiono molto più strette rispetto a quelle che si trovano al di fuori.

Per quantificare questo cambiamento, gli scienziati utilizzano un rapporto che confronta la lunghezza d’onda delle pieghe prima e dopo il margine di taglio, misurata in direzione perpendicolare al margine stesso. La lunghezza d’onda è fondamentalmente la distanza tra le cime o le valli delle pieghe.

Tre tracce di pieghe sono state seguite nel loro percorso mentre entrano nel margine di taglio a est di un punto noto come EGRIP. È stato osservato che la distanza tra le pieghe aumenta da un valore di circa un chilometro a una gamma che va da 15,9 a 16,6 chilometri a seconda dell’angolo di orientamento delle cerniere delle pieghe rispetto al margine di taglio. All’interno del margine di taglio, l’angolo delle cerniere delle pieghe è stato misurato attorno ai 3 gradi.

I dati raccolti, che includono le misure delle lunghezze d’onda e gli angoli di orientamento delle cerniere delle pieghe, hanno fornito stime della deformazione per taglio che si verifica nel margine. Queste stime indicano che la deformazione per taglio è notevole, suggerendo un’intensa attività geologica nella zona.

In conclusione, questa analisi offre una visione approfondita del comportamento delle pieghe geologiche in presenza di forze di taglio e di come queste forze influenzano la morfologia delle strutture all’interno dei margini di taglio. I risultati di tale studio sono importanti per comprendere i processi dinamici che modellano le calotte glaciali e per anticipare i loro potenziali cambiamenti futuri.

Ammorbidimento della Zona di Taglio

Il codice di simulazione completo ELLE + VPFFT è stato utilizzato per stimare l’entità dell’indebolimento dovuto al taglio semplice lungo un piano verticale in ghiaccio con un’orientazione cristallografica preferenziale forte, in cui i piani basali sono inizialmente allineati lungo il piano orizzontale. Nel modello semidimensionale, il materiale è rappresentato da una matrice di 256×256 elementi o cristalliti, ciascuno con la propria orientazione cristallografica. Gli assi c erano inizialmente orientati casualmente entro un intervallo di ±5° perpendicolare al piano del modello. Il codice utilizza un solutore spettrale per determinare il campo di stress e di velocità di deformazione compatibile con le condizioni al contorno imposte. Come condizioni al contorno sono state utilizzate una velocità media di taglio semplice destroso e una velocità di deformazione nulla nella terza dimensione.

Il codice assume che la deformazione avvenga attraverso lo scorrimento secondo una legge di potenza lungo i piani cristallografici basali, prismatici e piramidali del ghiaccio 1 h, adottando un esponente di stress di 4. L’anisotropia marcata del ghiaccio 1 h è stata incorporata impostando il parametro di attrito o la tensione di taglio risolta critica per il piano basale 16 volte inferiore rispetto agli altri piani di scorrimento. Il ghiaccio che si deforma esclusivamente per scorrimento basale risulta quindi 16 volte più debole rispetto al ghiaccio che si deforma per scorrimento lungo gli altri piani a una data velocità di deformazione. Lo stress di Von Mises e le velocità di deformazione vengono utilizzati per descrivere la resistenza complessiva del materiale in funzione della deformazione. Ad ogni passaggio, il campo di velocità viene utilizzato per calcolare e aggiornare la rotazione dei reticoli in ciascun elemento. Il CPO viene visualizzato tracciando la funzione di densità di orientamento degli assi c, che rappresenta la frazione di volume dei cristalliti con un’orientazione specifica in una proiezione stereografica dell’emisfero inferiore.

Piegamento del Ghiaccio Anisotropico

In un’altra simulazione ELLE + VPFFT, analoga a quella per modellare l’ammorbidimento da taglio, abbiamo esplorato il piegamento di linee passive parallele alla direzione di accorciamento durante l’accorciamento in taglio puro. Il codice di modellazione e tutte le impostazioni erano identiche a quelle descritte per la modellazione dell’ammorbidimento da taglio, fatta eccezione per le condizioni al contorno. Il modello inizialmente quadrato è stato deformato sotto condizioni al contorno di velocità di taglio puro in regime di piano-strain, con accorciamento orizzontale ed estensione verticale in passi del 2% di accorciamento. Gli assi c, normali al piano di scorrimento facile basale, erano inizialmente allineati parallelamente entro un intervallo di ±5° rispetto alla direzione di estensione verticale. La deformazione delle linee marcatrici passive inizialmente orizzontali è stata tracciata, utilizzando il campo di velocità calcolato ad ogni passaggio, per evidenziare il piegamento indotto dalla deformazione del materiale anisotropico. La figura 8a mostra che si formano pieghe e che il CPO evolve da un massimo iniziale puntiforme a una cintura con due massimi, e infine si orienta verso un massimo puntiforme parallelo alla direzione di accorciamento. Le ampiezze delle pieghe sono state determinate misurando la distanza tra il punto più alto e il punto più basso lungo una linea marcatrice piegata. La figura 8b mostra che l’amplificazione attiva delle pieghe cessa a partire da circa il 25% di accorciamento.

La Figura 8 illustra i risultati di una simulazione numerica del processo di piegamento in un corpo di ghiaccio anisotropico. La simulazione utilizza ELLE, una piattaforma per la modellazione della microstruttura nei processi geologici, in combinazione con VPFFT, un codice per la deformazione viscoplastica. Ecco una spiegazione dettagliata e scientificamente precisa:

Parte (a): Modello di Deformazione

  • Stadi di Accorciamento: La figura mostra il modello all’inizio (0%), dopo il 25% e dopo il 50% di accorciamento orizzontale in un regime di deformazione planare, noto come piano-strain.
  • Linee Passive: Sono rappresentate delle linee passive colorate che segnano la posizione originale degli strati meccanicamente passivi (indicati come “L”). Queste linee aiutano a visualizzare come il ghiaccio si piega durante l’accorciamento.
  • Insetti degli Assi C: Sono piccole immagini che mostrano la distribuzione degli assi c del ghiaccio, perpendicolari ai piani di scorrimento più facili (basali). La visualizzazione è dall’alto verso il basso, in parallelo con la direzione di estensione verticale. Gli assi c iniziano allineati vicino alla direzione di estensione con una piccola variabilità.
  • Evoluzione del CPO: Con l’aumento della deformazione, l’allineamento basale porta alla formazione di una distribuzione a cintura dei cristalli di ghiaccio con due massimi puntiformi. Questi due massimi si orientano progressivamente verso la direzione di accorciamento man mano che la deformazione aumenta.

Parte (b): Grafico delle Ampiezze di Piegamento

  • Ampiezze delle Linee Passive: Questo grafico traccia l’ampiezza verticale massima delle linee passive inizialmente orizzontali nel corso dell’accorciamento. L’ampiezza verticale è misurata come la differenza tra il punto più alto e quello più basso lungo ciascuna linea.
  • Cessazione dell’Amplificazione: Si osserva che l’amplificazione delle pieghe smette intorno al 25% di accorciamento. A questo punto, il forte allineamento iniziale degli assi c si è evoluto in una distribuzione a cintura parziale. Questo cambiamento nella microstruttura cristallografica riduce la capacità del ghiaccio di piegarsi ulteriormente sotto la stessa condizione di stress.

In sintesi, la Figura 8 evidenzia come l’anisotropia cristallografica iniziale del ghiaccio influenzi il suo comportamento meccanico durante la deformazione. Mentre il ghiaccio si accorcia, la microstruttura cambia in modo significativo, e queste variazioni sono registrate sia nella reale deformazione delle linee passive sia nell’evoluzione del CPO. Questi cambiamenti sono cruciali per comprendere la resistenza del ghiaccio e la sua risposta meccanica durante processi geologici come il flusso dei ghiacciai e la dinamica delle calotte glaciali.

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