Abstract: La nostra comprensione attuale della geologia sotto la calotta glaciale della Groenlandia si basa principalmente sulla mappatura geologica dei suoi margini privi di ghiaccio ed è ancora priva di un solido supporto dai dati geofisici. In questo studio, forniamo una definizione più precisa delle province geologiche sintetizzando i dati geofisici relativi alla geologia subglaciale, ottenuti da misurazioni sismiche, gravitazionali, magnetiche e topografiche. A nord del 72° parallelo, nessuna provincia si estende chiaramente per tutta l’isola, lasciando tre distinte regioni subglaciali ancora da conciliare con la geologia dei margini. Anomalie geofisicamente coerenti e confini tra le province si trovano vicino all’inizio dei flussi glaciali più veloci sia nel ghiacciaio Petermann sia nel ghiacciaio del Nord-Est della Groenlandia. Inoltre, dozzine di valli subglaciali, insolitamente lunghe, dritte e parallele, attraversano l’interno della Groenlandia, ma non sono ancora del tutto rappresentate nella mappatura attuale della topografia subglaciale.

Sintesi in termini semplici: La calotta glaciale della Groenlandia copre il 79% delle rocce sottostanti. Per necessità, gli scienziati si sono concentrati principalmente sullo studio delle rocce esposte ai margini per capire la geologia dell’interno. Analizziamo dati geofisici raccolti da sismografi, satelliti che misurano i campi gravitazionale e magnetico terrestri, dati topografici, e da aerei che misurano questi stessi parametri insieme allo spessore dei ghiacci. Creiamo una nuova mappa della geologia sotto la calotta glaciale della Groenlandia, cercando somiglianze tra i vari dati che rivelino la natura delle rocce sottostanti e mettendo in relazione queste informazioni con quelle già mappate. Inoltre, abbiamo identificato aree con caratteristiche geofisiche che non corrispondono alle rocce trovate ai margini dell’isola. Alcune strutture geologiche, completamente coperte dai ghiacci, potrebbero influenzare il modo in cui il ghiaccio scorre dall’interno dell’isola verso la costa. Infine, identifichiamo molte valli molto lunghe e parallele tra loro, ma che non sono ancora ben rappresentate nelle attuali mappe della topografia subglaciale.

1. Introduzione
La calotta glaciale della Groenlandia (GrIS, esclusi i ghiacciai periferici) copre l’1,1% della superficie terrestre e quasi il 79% della Groenlandia. Il modello di flusso su larga scala della calotta, il suo deflusso negli oceani circostanti e la risposta dell’isola ai cambiamenti nella massa di ghiaccio sono influenzati dalle condizioni della crosta terrestre, che sono difficili da definire perché coperte dal GrIS. Le condizioni della crosta che sono state maggiormente studiate includono la topografia subglaciale, il flusso geotermico, la geologia della crosta e la viscosità del mantello (e.g., Adhikari et al., 2021; Alley et al., 2019; Braun et al., 2007; Colgan et al., 2022; Martos et al., 2018; Morlighem et al., 2017; Rezvanbehbahan i et al., 2017; Rogozhina et al., 2016). Queste proprietà potrebbero essere collegate: una provincia geologicamente giovane con una superficie irregolare può avere un flusso geotermico maggiore e trovarsi su un mantello meno viscoso. Tuttavia, queste relazioni sono ancora difficili da definire con precisione, nonostante decenni di studi.

Tra queste caratteristiche, la geologia subglaciale della Groenlandia è forse la meno conosciuta, nonostante la sua influenza sul flusso dei ghiacci (e.g., Winsborrow et al., 2010). Dawes (2009), indicato qui come D09, ha creato una mappa fondamentale della geologia subglaciale della Groenlandia, che viene ancora usata per studi dell’intera isola e per mappe globali delle province geologiche (e.g., Alley et al., 2019; Darbyshire et al., 2018; Gowan et al., 2019; Hasterok et al., 2022; Jones et al., 2021; Maier et al., 2022; Martos et al., 2018; Mordret, 2018; Pourpoint et al., 2018; White et al., 2016). Tuttavia, i confini tra le province principali erano definiti vagamente, coprendo centinaia di chilometri tra formazioni simili conosciute solo dai margini privi di ghiaccio della Groenlandia. Le anomalie magnetiche erano considerate solo per il sud della Groenlandia e le deduzioni sismologiche erano state considerate marginalmente. La topografia subglaciale non era stata inclusa, nonostante fosse stata identificata come un possibile indicatore, né erano stati inclusi i dati sulla gravità. D09 riconosceva questi limiti descrivendo la loro mappa come “ipotetica” e la mappatura della geologia subglaciale come “la prossima grande sfida per la cartografia della Groenlandia”.

Da allora, la mappatura geologica delle aree marginali, l’imaging sismico, i rilievi aerogeofisici, la mappatura satellitare delle anomalie gravitazionali e magnetiche, e lo studio delle proprietà superficiali della Groenlandia sono migliorati significativamente. Ora esiste l’opportunità di migliorare la nostra comprensione della geologia subglaciale della Groenlandia, sintetizzando questi nuovi dati e le relative analisi. In questo studio, tracciamo i principali confini geologici e colleghiamo questi dati geofisici con le formazioni geologiche marginali e i campioni estratti da carote di ghiaccio profonde. Consideriamo le implicazioni di questa nuova mappa delle province geologiche della Groenlandia per comprendere meglio la storia geologica dell’isola.

2. Dati e metodi
2.1. Delineazione delle province
In questo studio abbiamo analizzato 19 set di dati geologici e geofisici per delineare le principali province geologiche subglaciali sotto la calotta glaciale della Groenlandia (GrIS, vedi Tabella S1 nei materiali di supporto). La maggior parte dei dati è stata utilizzata direttamente, apportando solo piccole correzioni standard. Una delle sfide principali è conciliare questi set di dati, vista la diversa sensibilità in profondità, la risoluzione, l’interpolazione e le interpretazioni che presentano. La risoluzione spaziale, la precisione e l’accuratezza di ogni set di dati sono descritte nei riferimenti citati; i dati a maggiore profondità o di origine satellitare in genere hanno una risoluzione più bassa. Per semplificare, abbiamo preso in considerazione solo i dati aerei raccolti dall’operazione IceBridge della NASA e dai precedenti rilevamenti della NASA (MacGregor et al., 2021).

A parte le rocce esposte in superficie nelle aree circostanti, il campione del progetto Greenland Ice Sheet Project 2 (GISP2) e, in misura minore, le litologie basali dei nuclei di ghiaccio, tutti i dati sono indicatori indiretti della geologia subglaciale, ma nessuno è specifico per una particolare provincia geologica subglaciale. Tuttavia, le loro combinazioni sono state utilizzate frequentemente per studiare la geologia subglaciale della Groenlandia e dell’Antartide (e.g., Brozena, 1995; Fahnestock et al., 2001; Jordan et al., 2023; MacGregor et al., 2019; Paxman, Austermann, & Tinto, 2021; Paxman, Tinto, & Austermann, 2021; Paxman et al., 2019; Rogozhina et al., 2016; Tinto et al., 2019). Abbiamo selezionato generalmente i dati più recenti, completi e disponibili per ciascun metodo.

L’interpretazione delle proprietà della crosta in Groenlandia, basata sulla tomografia sismica, è particolarmente complessa. Qui consideriamo un recente studio che ha utilizzato tecniche all’avanguardia su un catalogo sismico aggiornato per esplorare la struttura delle velocità della crosta in Groenlandia (Darbyshire et al., 2018). Sebbene alcune inversioni geofisiche possano risolvere la struttura tridimensionale della crosta solo in modo approssimativo, ci concentriamo su dati che sono rilevanti per delineare le province geologiche come si presenterebbero in superficie se la calotta glaciale e ogni copertura sedimentaria non fossero presenti.

Abbiamo inizialmente combinato la mappa D09 della geologia subglaciale della Groenlandia con una mappa più recente della geologia esposta in superficie per delineare l’estensione delle province esposte (Pedersen et al., 2013; Watt, 2019). A livello regionale (circa 1:500.000), tracciamo manualmente i confini apparenti, con una distanza superiore a 10 km, per ogni campo geofisico separatamente. Quando possibile, questa delineazione è guidata dalla relazione di ciascun campo con i confini delle province mappate nelle aree prive di ghiaccio. I confini subglaciali vengono tracciati in base a dove l’intensità, la direzione o il modello regionale di ciascun campo mostrano discontinuità significative, indicando un cambiamento potenziale nella geologia subglaciale (Paxman et al., 2019). In base all’importanza percepita di ciascuna discontinuità, i confini geofisici sono classificati con un livello di affidabilità basso o alto.

Per quanto riguarda la topografia subglaciale, tracciamo un insieme di confini che considerano la topografia subglaciale nelle aree prive di ghiaccio e un secondo insieme basato sulla configurazione attuale del ghiaccio. Quest’ultimo è informato dal modello delle linee superficiali mappate (Sezione 2.2).

Successivamente, tracciamo manualmente nuovi confini subglaciali basandoci sui nostri confini geofisici, sulla loro coerenza spaziale sia nelle aree esposte che in quelle subglaciali, sul nostro livello di fiducia e sul consenso tra gli autori dello studio. Quando diversi confini geofisici sono allineati entro 50 km l’uno dall’altro, consideriamo il confine geologico di alta affidabilità e lo posizioniamo sul confine geofisico più affidabile o nel punto medio tra vari confini.

Consideriamo la maggior parte dei confini geologici che non raggiungono il bordo della calotta come a bassa affidabilità. Se i dati disponibili non possono essere conciliati con le province conosciute, identifichiamo l’area come irrisolta. Allo stesso modo, non classifichiamo la geologia subglaciale sotto le più piccole masse di ghiaccio periferiche della Groenlandia, poiché spesso non sono ben delineate nei set di dati geofisici e molte si trovano vicino a transizioni note della geologia superficiale (ad esempio, Flade Isblink nel nord-est della Groenlandia).

2. Hillshade Consapevole del Flusso

Abbiamo introdotto un nuovo metodo: il calcolo e l’interpretazione di un “hillshade consapevole del flusso” per un modello digitale di elevazione (DEM) della superficie del ghiacciaio. Questo metodo si basa sull’osservazione e sulla teoria secondo cui una massa di ghiaccio che scorre su un letto dalla topografia variabile trasferisce un’impronta di quella topografia subglaciale alla superficie esposta (Gudmundsson, 2003; Ng et al., 2018). Questo fenomeno non viene attualmente preso in considerazione per interpretare la topografia del letto all’interno della calotta (Morlighem et al., 2022).

Per calcolare questo hillshade, inizialmente filtriamo la direzione del flusso misurato nella parte interna della calotta glaciale (GrIS) (Joughin et al., 2016, 2017), indirizzandola verso il gradiente dell’elevazione della superficie, come misurato dal Greenland Ice Mapping Project (GrIMP; Howat et al., 2022) e seguendo MacGregor et al. (2022). Poi, applichiamo l’algoritmo standard di hillshade (Greene et al., 2017) al DEM GrIMP, modificando l’azimut di illuminazione in modo che possa variare per ciascun pixel, scegliendo un angolo di 90° in senso antiorario rispetto alla direzione di flusso filtrata.

Il vantaggio dell’hillshade consapevole del flusso è che evidenzia le caratteristiche della pendenza superficiale tenendo conto del sistema di riferimento più rilevante per una massa di ghiaccio: la direzione di flusso. L’aspetto è simile al metodo della “residua elevazione superficiale” introdotto da Cooper et al. (2019), ma l’hillshade consapevole del flusso (da ora in poi, semplicemente “hillshade”) è più semplice da implementare su tutta la calotta.

Il hillshade risultante evidenzia la variabilità a scala sub-chilometrica della pendenza superficiale della calotta glaciale della Groenlandia (GrIS) (Figura 1). A questa scala, le variazioni nella pendenza superficiale sono principalmente correlate alla topografia subglaciale, anche se il trasferimento dalla base alla superficie è complesso e dipende dalla velocità di scivolamento e dalle proprietà del ghiaccio (Ng et al., 2018).

Le variazioni continue della pendenza superficiale sono spesso interpretate come reti di valli subglaciali sia in Groenlandia che in Antartide (Ekholm et al., 1998; Livingstone et al., 2017; Ross et al., 2014; Scambos & Haran, 2002). Le variazioni di pendenza possono anche essere dovute a cambiamenti a breve raggio dello scivolamento basale (Cooper et al., 2019; Gudmundsson, 2003), ma queste sono rilevabili dalle misurazioni della velocità del ghiaccio e sembrano essere piuttosto rare, a parte i margini di taglio.

Come metodo indiretto ma affidabile per identificare la topografia subglaciale, il hillshade è molto utile per analizzare le aree tra i rilevamenti radar, particolarmente diffusi nel GrIS (Morlighem et al., 2022). L’hillshade del GrIMP rivela numerosi, sottili e coerenti segni superficiali associati al flusso del ghiaccio attraverso valli subglaciali (Figure 1b e 1d) e montagne (Figura 1e). La loro interpretazione è resa complicata dalla geometria delle intersezioni tra radar e segni superficiali, oltre che dalla relazione con la direzione di flusso del ghiaccio.

Alcuni segni sono visibili anche nei mosaici del Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) (Haran et al., 2013), ma molti altri sono chiari nell’hillshade del GrIMP. Abbiamo tracciato manualmente i principali segni superficiali nel GrIS, concentrandoci su quelli più lunghi di 10 km, più larghi di 1 km, visibili nella parte interna o che si sovrappongono ai rilevamenti radar. Questa mappa non è esaustiva ma rappresenta i principali modelli di lineamenti.

3. Risultati
La Figura 2 mostra i confini tracciati per ciascun campo geofisico. Per la maggior parte dei confini delle province a sud di circa 70°N, c’è un consenso generale sulla loro posizione (entro circa 100 km l’uno dall’altro). Fanno eccezione i confini relativi alla profondità della discontinuità di Mohorovičić, generalmente orientati in direzione nord-sud e che raramente coincidono con altri confini.

Più a nord, alcuni confini coincidono in diversi campi geofisici, come nelle regioni più estreme del nord-ovest e nel centro-est della Groenlandia. Tuttavia, è più comune osservare una serie complessa di confini intersecanti. Questa complessità rende preferibile un approccio sintetico rispetto a concentrarsi su un singolo campo geofisico, come spesso avviene negli studi basati su un solo metodo.

La Figura 3 mostra la nostra interpretazione dei probabili confini delle province geologiche subglaciali. La Tabella S2 nelle Informazioni Supplementari S1 riassume le loro caratteristiche geofisiche, mentre la Figura S2 confronta i confini di ciascun campo con la nostra sintesi. Abbiamo delineato 12 province parzialmente subglaciali. Quelle la cui estensione differisce significativamente dalla mappa di Dawes del 2009 sono trattate più in dettaglio nella Figura S3 delle Informazioni Supplementari S1. Inoltre, sono state identificate cinque regioni completamente subglaciali, quattro delle quali delineate in questo studio.

La Figura 1 illustra un “hillshade consapevole del flusso” dell’intera calotta glaciale della Groenlandia, utilizzando un modello digitale di elevazione del Greenland Ice Mapping Project (GrIMP). Questa visualizzazione mette in evidenza le caratteristiche superficiali della calotta e le loro correlazioni con la topografia sottostante, utilizzando diverse forme di dati e annotazioni:

  • (a) Presenta una mappa completa dell’isola, su cui sono state tracciate manualmente diverse lineazioni. Queste lineazioni evidenziano formazioni superficiali specifiche, come valli glaciali o altri lineamenti geologici evidenti.
  • (b-g) Sono ingrandimenti di aree selezionate della calotta, che mostrano anomalie nell’elevazione del letto. Queste anomalie sono calcolate come deviazioni dalla media su corsa di 5 km, e sono visualizzate solo dove superano i 50 metri, indicando variazioni significative nella topografia sottoghiaccio.
  • Le linee bianche sottili attraverso queste aree rappresentano i tracciati dei rilevamenti radar condotti dalla NASA tra il 1993 e il 2019, che hanno esplorato queste anomalie.
  • I segmenti evidenziati con linee bianche più spesse mostrano specifici tratti di 50 km di questi percorsi radar, accanto ai quali sono riportate le anomalie dell’elevazione superficiale.
  • Le frecce azzurre nelle mappe indicano la direzione media del flusso del ghiaccio lungo questi segmenti, integrando una comprensione dinamica di come il ghiaccio si muove rispetto alla topografia sottostante.
  • In basso a destra di ogni profilo è indicato lo spessore medio del ghiaccio in metri per ciascun segmento, offrendo un ulteriore dettaglio sulla struttura fisica della calotta glaciale.

Questa figura fornisce un quadro dettagliato di come le variazioni nel letto glaciale possano influenzare le caratteristiche osservabili in superficie della calotta glaciale della Groenlandia, sottolineando le interazioni complesse tra la topografia subglaciale, il movimento del ghiaccio e le caratteristiche superficiali.

Per l’orogeno di Inglefield, non troviamo prove che supportino un’estensione dissezionata verso est dalla Terra di Inglefield (circa 78.5°N, 68°W) fino al nord-est della Groenlandia; invece, osserviamo molteplici confini geofisici ad alta affidabilità intorno ai 50°W. Seguendo le indicazioni di D09 e Nutman et al. (2019), distinguamo il terrane di Victoria Fjord, esposto alla testa del Victoria Fjord (circa 81.6°N, 45.5°W), dal più giovane cratone di Rae. Per questo terrane, troviamo alcune evidenze geofisiche che suggeriscono estensioni subglaciali più strette verso est e ovest, oltre a un’estensione più a sud dal Victoria Fjord.

Per la principale esposizione della Provincia Ignea dell’Atlantico del Nord lungo la costa di Blosseville (circa 69°N, 25°W), diversi confini geofisici indicano un’estensione limitata verso l’entroterra, come avviene anche per il bacino di Nuussuaq nella Groenlandia occidentale.

La varietà dell’espressione geofisica del cratone di Rae è notevole, ma i confini che abbiamo mappato suggeriscono che la sua estensione dall’estremità nord-orientale si protragga generalmente per circa 100 km a ovest del mega canyon di Petermann (Figura 3b; Bamber et al., 2013), anche se è possibile che si estenda più a fondo nel centro-nord della Groenlandia. Il confine interno dell’orogeno di Rinkian è approssimativamente delineato lungo la costa nord-occidentale, mentre i confini meglio definiti del cratone dell’Atlantico del Nord, degli orogeni di Nagssugtoqidian, Ketilidian e Caledonian sono simili a quelli identificati in D09.

In contrasto, il bacino del Fjordo di Indipendenza sembra estendersi più verso ovest nell’entroterra e si trova sotto la sezione mediana dello stream di ghiaccio del nord-est della Groenlandia (NEGIS; Figure 3b e 3d). Abbiamo identificato tre ampie regioni le cui caratteristiche geofisiche subglaciali non possono ancora essere correlate con l’estensione interna delle province esposte ai margini. Nell’interno centrale del nord della Groenlandia, abbiamo delineato una vasta area con anomalie relativamente indistinte e di minore entità per la maggior parte dei campi, delimitata da province note con manifestazioni geofisiche più distinte e diffuse (ad esempio, altezze gravitazionali e magnetiche a nord-ovest e nord-est). GISP2 si trova vicino al confine sud-orientale di questa regione (Figura 3a), e il suo basamento granitico sembra coerente con l’orogeno di Rinkian (Weis et al., 1997). Tuttavia, data la scarsa somiglianza geofisica con gli affioramenti di quella provincia o con il cratone di Rae predominante nella regione, abbiamo scelto di non attribuire questa area di età geologica sconosciuta e confini incerti a nessuna provincia nota, ma piuttosto la designiamo genericamente come “Regione Centrale A”.

La Figura 2 presenta una serie di mappe geofisiche dettagliate che illustrano diverse caratteristiche della geologia subglaciale della Groenlandia, utilizzate per tracciare i confini geofisici:

  • (a) Profondità della Discontinuità di Mohorovičić: Mostra la profondità a cui si trova il confine tra la crosta terrestre e il mantello sottostante. Variazioni di profondità sono evidenziate per indicare differenze nella struttura geologica sottostante, utilizzando dati da tomografia sismica.
  • (b) Anomalia della Velocità delle Onde S a 10 km di Profondità: Rappresenta le variazioni nella velocità di propagazione delle onde sismiche, che riflettono le differenze nelle proprietà fisiche del materiale geologico all’interno della crosta, rivelate tramite tomografia sismica.
  • (c) Anomalia di Gravità di Bouguer: Visualizza le variazioni nella densità del sottosuolo, calcolate attraverso misure gravimetriche. Questo parametro può indicare cambiamenti nella composizione della roccia o altre caratteristiche strutturali sotterranee.
  • (d) Griglia di Anomalie Magnetiche Terrestri: Illustra le anomalie nel campo magnetico, che possono suggerire variazioni nella composizione magnetica delle rocce o alterazioni geologiche sottostanti.
  • (e) Topografia di BedMachine v5 Corretta Isostaticamente: Mostra il paesaggio del letto roccioso come apparirebbe senza il peso della calotta glaciale, offrendo una vista sulle forme del terreno sottostante che potrebbero altrimenti essere mascherate dal ghiaccio.
  • (f) Hillshade del GrIMP con Province Esposte in Superficie e Principali Faglie: Combina informazioni topografiche con l’identificazione di province geologiche e faglie maggiori, offrendo una mappa dettagliata delle strutture geologiche visibili e ipotizzate.
  • (g) Mappa dei Confini Geofisici Tracciati: Integra tutte le informazioni geofisiche in una singola rappresentazione che delinea i confini delle province geologiche, con la base di un mosaico di immagini MODIS della Groenlandia. Questa mappa finale sintetizza i dati geofisici per visualizzare chiaramente come le diverse misure contribuiscano alla comprensione della struttura geologica della Groenlandia sotto il ghiaccio.

Ogni pannello della figura contribuisce a costruire una comprensione multidimensionale della geologia subglaciale della Groenlandia, utilizzando diverse tecniche geofisiche per esplorare e definire le caratteristiche del sottosuolo.

Direttamente a sud-est della Regione Centrale A, abbiamo identificato una regione interna distinta caratterizzata da evidenti anomalie gravitazionali e magnetiche, a volte coincidenti. Quest’area presenta anche una crosta con bassa velocità sismica e una topografia subglaciale e superficiale irregolare. Questi indicatori suggeriscono un’origine vulcanica e un’età indefinita, anche se probabilmente più recente rispetto alla Regione Centrale A (per esempio, Fahnestock et al., 2001). Questa provincia si posiziona a sud dell’area dove ha origine lo stream di ghiaccio del nord-est della Groenlandia (NEGIS), e il ghiaccio attraversa il suo confine settentrionale dirigendosi verso il fianco sud-orientale del NEGIS (Figura 3d). Rogozhina et al. (2016) e Jones et al. (2021) hanno precedentemente ipotizzato che un flusso geotermico più elevato in questa zona potrebbe contribuire al flusso anomalo del NEGIS. Questa area era anche precedentemente descritta come la “Provincia Magmatica della Groenlandia Centrale” da Brozena (1995), basandosi sulle sue proprietà aerogeofisiche. Noi, tuttavia, la designiamo in modo agnostico e generico come “Regione Centrale B”.

La Figura 3 presenta una sintesi dettagliata delle province geologiche subglaciali della Groenlandia, con un focus particolare sulle caratteristiche glaciologiche e geofisiche rilevanti:

  • (a) Mostra una mappa colorata che rappresenta le diverse province geologiche sotto la calotta glaciale della Groenlandia (GrIS), classificate in base all’età delle rocce. Ogni colore rappresenta una fascia di età diversa, con dettagli forniti da fonti aggiornate come Cohen et al. (2013, aggiornato 2023) e Watt (2019). La mappa include anche informazioni sulla litologia delle rocce e sull’età dei sedimenti basali, ottenute tramite analisi di carote di ghiaccio e dati di sondaggio interni (Blard et al., 2023; Christ et al., 2023; Weis et al., 1997).
  • (b) Illustra le principali caratteristiche glaciologiche e subglaciali discusse nel testo, come la traccia del hotspot islandese, il Mega canyon di Petermann e lo stream di ghiaccio del nord-est della Groenlandia (NEGIS). È inclusa una mappatura delle velocità superficiali del ghiaccio per evidenziare come queste strutture influenzino il flusso del ghiaccio. La mappa mostra anche le lineazioni di superficie maggiori, con particolare attenzione a quelle estese e meno sinuose. Un insetto con un diagramma a rosa riporta gli azimuth delle lineazioni, enfatizzando le direzioni prevalenti tra 30 e 60 gradi.
  • (c, d) Questi pannelli offrono zoom dettagliati sugli inizi del ghiacciaio di Petermann e del NEGIS, rispettivamente, con sovrapposizioni di hillshade del GrIMP per fornire una visione più chiara della topografia sottostante e delle strutture geologiche influenti.

In sintesi, la Figura 3 combina dati geologici, glaciologici e geofisici per fornire una visione comprensiva delle interazioni tra la struttura geologica sottostante e i dinamici flussi di ghiaccio sopra di essa, mostrando come le caratteristiche geologiche influenzino i movimenti glaciali e la morfologia del paesaggio glaciale della Groenlandia.

Una terza regione si trova tra le Regioni Centrali A e B nell’est della Groenlandia. Rispetto a queste aree, la topografia subglaciale di questa regione è notevolmente più irregolare e condivide poche caratteristiche geofisiche con le Regioni Centrali o con l’orogeno Caledoniano situato a est (vedi Figura 2). La spiegazione geologica più plausibile per questa area è che possa far parte del cratone di Rae, come suggerito da Thrane nel 2002, ma è talmente distintiva dal punto di vista geofisico che abbiamo deciso di classificare questa zona ambigua come “Regione Centrale C”.

Tinto et al. nel 2015 hanno identificato una significativa anomalia ellissoidale gravitazionale, magnetica e topografica a est del ghiacciaio di Petermann, nel nord-ovest della Groenlandia (Figura 3c), interpretata come un “corpo igneo”. Quest’area è chiaramente delimitata a ovest dalla zona dove il flusso del ghiaccio del ghiacciaio di Petermann è più rapido e ai lati nord e est dal mega canyon di Petermann (Figura 3c). Questa zona, di circa 4.000 km², non è sufficientemente grande per essere considerata una provincia separata, quindi la interpretiamo convenzionalmente come parte dell’orogeno di Inglefield e la denominiamo “Anomalia di Petermann”. Basandosi su ritrovamenti di basalti e porfidi erratici nel nord-ovest della Groenlandia, Dawes et al. nel 2000 ipotizzarono l’esistenza di una provincia vulcanica subglaciale non esposta sotto la parte nord della GrIS. Questa ipotetica provincia fu delineata nel lavoro di D09 e, curiosamente, l’Anomalia di Petermann si trova proprio al centro di quella delimitazione, essendone quasi completamente inclusa (come mostrato nella Figura S3 nelle Informazioni Supplementari S1).

Se questo elemento è realmente un corpo igneo e se il flusso del ghiaccio sopra di esso è stato deviato più a ovest durante una glaciazione pleistocenica estesa, potrebbe essere la sorgente dei clasti vulcanici trovati e, probabilmente, è leggermente più giovane dell’orogeno di Inglefield. Separatamente, non abbiamo trovato prove geofisiche convincenti per delimitare un’altra possibile provincia non esposta, identificata precedentemente da D09 nel nord-ovest della Groenlandia, che potrebbe giustificare la presenza di clasti rossi lungo la costa della Baia di Baffin (mostrati nella Figura S3 delle Informazioni Supplementari S1). Tuttavia, per completezza, questa ipotetica provincia subglaciale, ancora non localizzata, è inclusa nella Tabella S2 delle Informazioni Supplementari S1.

Abbiamo tracciato 1062 lineazioni superficiali utilizzando l’hillshade del GrIMP (Figure 1a e 3b). Dove queste lineazioni si intersecano con i sondaggi radar, sono generalmente associate a valli subglaciali poco esplorate. Molte di queste lineazioni si estendono più a valle verso canali profondamente incisi sotto la maggior parte dei ghiacciai di sbocco che circondano la periferia della calotta glaciale della Groenlandia (GrIS), come descritto da Morlighem et al. (2017). Alcune di queste valli, specialmente lungo la costa nord-occidentale che si affaccia sulla Baia di Baffin, risultano estendersi per oltre 300 km. Queste reti di lineazioni sono tipicamente parallele l’una all’altra su centinaia di chilometri, una configurazione insolita che suggerisce l’influenza di antiche dinamiche tettoniche crostali o di incisioni subglaciali sulla loro morfologia (Rose et al., 2014). Vicino al margine glaciale, gli orientamenti di queste reti di valli subglaciali sono spesso simili a quelli delle principali faglie precedentemente mappate nelle terre libere dal ghiaccio adiacenti (Figura 2f), suggerendo ulteriormente un legame con la geologia subglaciale.

4. Discussione

Un cambiamento significativo tra la nostra mappatura delle province geologiche subglaciali e quella di D09 è che non troviamo prove geofisiche convincenti di una connessione subglaciale dissezionata tra la Provincia Ignea dell’Atlantico del Nord e il Bacino di Nuussuaq (come mostrato nella Figura S3 nelle Informazioni Supplementari S1). Se la Regione Centrale B è davvero di natura magmatica, come ipotizzato da Brozena nel 1995, la sua estensione troppo a nord rende difficile collegarla direttamente con quelle province periferiche. Se esiste una connessione tra queste province e questa regione non ancora risolta—potenzialmente legata al hotspot islandese, per cui sono state ipotizzate numerose traiettorie (cf. Martos et al., 2018)—allora questa regione potrebbe confermare le interpretazioni esistenti di una litosfera assottigliata in quest’area, dovuta all’erosione termica causata dal hotspot (Nielsen et al., 2002; Steinberger et al., 2019).

La traiettoria del hotspot proposta da Martos et al. (2018), basata prevalentemente su dati magnetici, si estende più a nord rispetto a molte altre traiettorie e potrebbe essere stata coincidente spazialmente con la Regione Centrale B circa 60 milioni di anni fa. Questa correlazione, insieme alle proprietà geofisiche distinte della Regione Centrale B, supporta l’ipotesi che il passaggio del hotspot islandese sotto il centro-nord della Groenlandia abbia generato un anomalo calore litosferico che influisce sulle proprietà attuali della crosta (Alley et al., 2019).

Una valutazione approfondita della relazione tra la topografia subglaciale rilevata tramite radar e la sua manifestazione in superficie va oltre gli scopi di questo studio. Tuttavia, la notevole somiglianza tra le anomalie medie della topografia subglaciale misurate con radar e quelle dell’elevazione superficiale indica che esiste una relazione significativa tra la topografia subglaciale e quella subaerea su scala chilometrica comune attraverso la Groenlandia (GrIS) (Figura 1). Questa relazione è coerente con quanto previsto dalla teoria delle piccole perturbazioni linearizzate per il trasferimento dal letto alla superficie (Gudmundsson, 2003; Ng et al., 2018). Tale teoria prevede che perturbazioni topografiche subglaciali sufficientemente estese lungo il flusso rispetto allo spessore del ghiaccio locale inducano comunemente manifestazioni superficiali rilevabili. Questa teoria linearizzata offre potenzialmente la possibilità di risolvere la topografia subglaciale con maggiore dettaglio (Ockenden et al., 2022, 2023), ma modelli più completi dal punto di vista fisico hanno dimostrato che effetti tridimensionali e la reologia non lineare del ghiaccio complicano ulteriormente la sua interpretazione (per esempio, Sergienko, 2012).

È evidente che molte caratteristiche topografiche subglaciali all’interno della GrIS, soprattutto le valli subglaciali, sono poco definite nei sondaggi e nelle interpolazioni attuali. Accanto alle alte terre dell’est della Groenlandia, la superficie del ghiaccio delle Regioni Centrali C e nord-orientale B suggerisce una geomorfologia subglaciale alpina sottostante, simile alle Montagne Subglaciali di Gamburtsev in Antartide (vedi Figura 1e; Lea et al., 2023; Rose et al., 2013). Tuttavia, la topografia accidentata del fondo di questa regione non è ancora ben rappresentata nelle sintesi correnti, in quanto è stata esplorata solo in modo limitato fino ad ora (Morlighem et al., 2022). Le lineazioni di superficie tracciate in questa regione tendono ad essere più corte rispetto ad altre aree della GrIS e mostrano una vasta gamma di direzioni (Figura 3b). Proponiamo che l’ipotesi esistente che questa regione abbia ospitato una parte della nascente GrIS durante il Pliocene e i modelli che indicano che rimane coperta di ghiaccio fino alla fase finale della deglaciazione siano coerenti con la sua morfologia subglaciale ben conservata (Aschwanden et al., 2019; Bierman et al., 2016; Paxman et al., 2024).

Nel resto della Groenlandia, il 6% (n=64) delle lineazioni superficiali tracciate supera i 100 km di lunghezza e presenta una sinuosità inferiore a 1.1 (Figura 3b). Tutte queste lineazioni coincidono con valli subglaciali (Figura 1). La presenza di queste valli notevolmente lunghe e rettilinee suggerisce una scarsa variabilità nella resistenza del substrato roccioso all’incisione, attraverso il basso rilievo topografico dell’interno della Groenlandia (Lazarus & Constantine, 2013). Questo modello può essere coerente con la predominanza delle province Archeane e Proterozoiche sull’isola.

Inoltre, si osservano due direzioni preferenziali approssimativamente ortogonali per molte di queste caratteristiche o valli, con l’azimut sud-ovest-nordest che è il più comune (30-60°; Figura 3b). Questo schema suggerisce che la storia tettonica della Groenlandia abbia creato percorsi di debolezza litologica che sono stati poi sfruttati dall’erosione fluviale o subglaciale (es. Dühnforth et al., 2010).

Al contrario, in alcune parti della Groenlandia, il substrato roccioso ad alta competenza ha deviato l’incisione delle valli. Un esempio è il Mega canyon di Petermann, che aggira l’Anomalia di Petermann, un’area presumibilmente competente e relativamente liscia (Figura 3c; Paxman, Tinto, & Austermann, 2021).

Non è ancora chiaro se queste valli lunghe e lineari si siano formate attraverso processi fluviali o subglaciali. Dove i dati radar aerei le intersecano, la morfologia trasversale delle valli mostra forme simili a quelle delle valli glaciali e fluviali in altre parti dell’emisfero settentrionale, anche se i profili trasversali chiaramente a forma di U sono rari nell’interno della Groenlandia (Paxman, 2023).

L’origine fluviale è considerata la più probabile, data la bassa velocità di erosione glaciale a lungo termine vicino a GISP2 nella Groenlandia centrale (Bierman et al., 2014). Tuttavia, l’acqua di fusione subglaciale potrebbe anche aver contribuito all’incisione delle valli dove il letto è scongelato (es. Kirkham et al., 2022).

5. Conclusioni

Abbiamo arricchito la nostra comprensione della geologia subglaciale della Groenlandia integrando diversi set di dati geologici, sismici, gravitazionali, magnetici e topografici sviluppati dall’ultimo studio di Dawes nel 2009. Questa sintesi basata su dati geofisici ha chiarito l’estensione delle province geologiche della Groenlandia, evidenziando una maggiore varietà di province nel nord rispetto al sud dell’isola. Tre regioni nel centro e nord della Groenlandia mostrano caratteristiche geofisiche così uniche che non possono ancora essere classificate nelle province note. Nonostante questa mappa sia inevitabilmente incompleta, offre un framework aggiornato per interpretare congiuntamente le caratteristiche subglaciali e terrestri della Groenlandia.

Inoltre, la scoperta di un’estesa rete di valli subglaciali sotto la GrIS, con molte valli lunghe e parallele, suggerisce che la storia tettonica della Groenlandia potrebbe avere avuto un impatto più significativo sulla topografia subglaciale di quanto precedentemente riconosciuto. Questa nuova sintesi della geologia subglaciale della Groenlandia si rivela preziosa per diverse applicazioni potenziali. La più importante è che offre un contesto moderno per l’applicazione di metodi esistenti, come l’interpretazione di nuovi set di dati sismici, gravitazionali o magnetici, la valutazione di dati aerogeofisici oltre quelli già considerati, o l’analisi della provenienza dei sedimenti marini (es. White et al., 2016).

Un’altra possibile applicazione riguarda l’esplorazione delle relazioni tra i confini delle province identificate e altre proprietà subglaciali di interesse geofisico, glaciologico, geomorfologico o geochimico, come il flusso geotermico, l’erodibilità del substrato roccioso, l’attrito basale, la storia del drenaggio, o la geochimica degli isotopi. I nostri risultati, ottenuti attraverso la delineazione manuale convenzionale dei confini delle province e l’interpretazione, potrebbero essere ulteriormente affinati applicando tecniche di machine learning per ridurre l’influenza dei pregiudizi degli esperti, aprendo nuove strade per analisi future.

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