Valli Subglaciali Preservate nelle Alture del Sud e dell’Est della Groenlandia Documentano una Ridotta Estensione dei Ghiacci Durante i Climati Più Caldi del Passato

Attraverso l’analisi morfologica delle superfici dei ghiacci e i dati raccolti mediante sondaggi a radio eco, abbiamo identificato valli nascoste sotto i ghiacci nelle regioni montuose del sud e dell’est della Groenlandia. Abbiamo applicato modelli numerici dei ghiacciai per determinare le condizioni climatiche e glaciologiche che hanno portato alla formazione di queste valli. Le mappe che abbiamo prodotto mostrano complesse reti di valli subglaciali che riflettono una significativa trasformazione glaciale di un paesaggio fluviale preesistente, nonostante molte di queste valli siano attualmente ricoperte da ghiacci freddi e lenti, quindi poco erosivi. Analizzando la morfologia delle valli e i risultati dei nostri esperimenti modellistici, inferiamo che la formazione di queste valli sia avvenuta sotto l’azione di ghiacciai montani erosivi in una o più fasi della storia glaciale della Groenlandia, quando i ghiacci erano confinati alle regioni montuose meridionali e orientali. In quel tempo, il contributo della Groenlandia al livello del mare era superiore fino a +7 metri rispetto ai giorni nostri. Riteniamo che queste incisioni siano avvenute principalmente prima dell’espansione del ghiacciaio su scala continentale, probabilmente durante il tardo Miocene (circa 7-5 milioni di anni fa) e/o il tardo Pliocene (circa 3,6-2,6 milioni di anni fa). I nostri risultati offrono quindi nuove prospettive basate su dati concreti riguardo l’estensione e la dinamica storica della calotta glaciale della Groenlandia, fornendo condizioni limite preziose per i modelli del clima regionale e globale del passato, essenziali per comprendere le analogie con i cambiamenti climatici del XXI secolo e oltre.

Introduzione

1. Introduzione: Contributo della Calotta Glaciale della Groenlandia all’Aumento del Livello del Mare

La perdita di ghiaccio dalla Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS) rappresenta uno dei principali contributi all’attuale innalzamento del livello del mare, con un aumento medio annuo di 0,76 mm tra il 2005 e il 2018 (Gruppo per il Bilancio del Livello del Mare Globale del WCRP, 2018). Questo incremento è dovuto principalmente alla fusione superficiale crescente e al maggiore deflusso dai ghiacciai di sbocco (The Imbie Team, 2020). Le previsioni, basate su modelli congiunti clima-calotta glaciale, suggeriscono un’accelerazione della perdita di massa della GrIS nel corso di questo secolo, contribuendo con diversi centimetri all’innalzamento globale del livello del mare entro il 2100 (Aschwanden e Brinkerhoff, 2022; Edwards et al., 2021; Goelzer et al., 2020). Nonostante ciò, prevedere il futuro comportamento della GrIS è complesso a causa di una comprensione incompleta delle dinamiche del ghiaccio e delle intricate interazioni tra la calotta glaciale, l’atmosfera, la terra solida e l’oceano (Alley et al., 2019; Goelzer et al., 2013; Straneo e Heimbach, 2013).

Per migliorare la nostra comprensione del comportamento attuale e futuro della GrIS, è fondamentale analizzare i dati storici sui cambiamenti. Tuttavia, rimangono incertezze significative riguardo alla storia a lungo termine della GrIS, specialmente sul suo comportamento e la sua estensione durante i periodi caldi del Quaternario e del Neogene.

Considerando che il ghiaccio copre circa il 79% della superficie terrestre della Groenlandia, molti dei dati utilizzati per studiare il comportamento storico della calotta glaciale provengono dal carotaggio o dall’imaging sismico dei sedimenti marini. Ad esempio, la presenza di detriti trasportati dai ghiacci nei sedimenti degli oceani profondi e degli scaffali dell’Atlantico settentrionale e dell’Artico indica che il ghiaccio costiero esisteva nella Groenlandia orientale fin dal tardo Miocene (ca. 11–7 Ma) e potenzialmente dal tardo Eocene (ca. 38 Ma) in forma transitoria. I segnali del volume globale dei ghiacci, estratti dai record isotopici marini dell’ossigeno, sono stati utilizzati per dedurre che la transizione graduale verso una glaciazione su larga scala in Groenlandia, definita come l’inizio della Glaciazione dell’Emisfero Settentrionale, ebbe luogo tra il tardo Pliocene e l’inizio del Pleistocene (ca. 3.6–2.4 Ma). Si pensa che questa glaciazione sia stata guidata principalmente da una riduzione dei livelli di CO2 atmosferica sotto una soglia critica, sebbene altri fattori globali come il sollevamento delle catene montuose e i cambiamenti nelle correnti oceaniche e atmosferiche abbiano avuto un ruolo. L’inizio di questa fase di crescita del ghiaccio fu probabilmente interrotto dal periodo caldo del medio Piacenziano, durante il quale il livello del mare globale raggiunse un picco di +25 m, suggerendo che in quel periodo la GrIS era notevolmente ridotta rispetto alla sua estensione odierna.

L’intensificazione della Glaciazione su Larga Scala in Groenlandia e le Sue Implicazioni

Si ritiene che la glaciazione su larga scala in Groenlandia abbia avuto inizio successivamente al periodo caldo del medio Piacenziano (mPWP), culminando con la formazione di una calotta glaciale a scala continentale tra la fine del Pliocene e l’inizio del Pleistocene (circa 2.7–2.4 Ma). Le evidenze di sedimenti marini interglaciali e materiali terrestri esposti lungo la costa settentrionale della Groenlandia indicano che le condizioni di foresta boreale e tundra, con una copertura glaciale meno estesa, si sono mantenute, almeno a intermittenza, nel primo Pleistocene.

I comportamenti dinamici della Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS) nel primo Pleistocene sono ulteriormente confermati dai dati sismici offshore, che mostrano grandi solchi glaciali attraverso la piattaforma continentale e formazioni sedimentarie indicative di molteplici fasi di avanzamento e ritiro del ghiaccio fino ai margini della piattaforma. Le concentrazioni di radionuclidi cosmogenici, come il 10Be e il 26Al, nei sedimenti e nelle rocce raccolti tramite perforazioni sotto il ghiaccio nei siti di GISP2 e Camp Century suggeriscono che queste aree non sono state continuamente coperte da ghiaccio per più di circa 1,1 milioni di anni, indicando che almeno un episodio significativo di perdita di ghiaccio ha avuto luogo nel nord-ovest e nel centro della Groenlandia da o dopo 1,1 Ma.

Nonostante ciò, i radionuclidi cosmogenici nei sedimenti dell’Atlantico settentrionale mostrano che la copertura glaciale è rimasta, almeno nella Groenlandia orientale, durante tutto questo periodo. Gli intervalli temporali candidati per una deglaciazione parziale nel tardo Pleistocene includono periodi interglaciali particolarmente caldi o di lunga durata, come lo Stadio Isotopico Marino 31 (circa 1.09–1.06 Ma) o lo 11 (circa 430–400 ka). Più recentemente, la GrIS ha subito un periodo di ritiro più moderato durante l’ultimo interglaciale (l’Eemiano; MIS 5e; circa 125 ka), prima di espandersi sulla piattaforma continentale durante l’ultimo massimo glaciale (circa 21 ka) e successivamente ritirarsi alla sua configurazione moderna durante l’Olocene.

Per affinare la nostra comprensione del comportamento della GrIS durante le sue fasi iniziali e attraverso i successivi intervalli climatici più caldi, è fondamentale studiare questi periodi storici come analoghi preziosi per prevedere la risposta della calotta al riscaldamento attuale e futuro dell’atmosfera e degli oceani. I progetti di interconfronto dei modelli, come il Pliocene Ice Sheet Model Intercomparison Project (PLISMIP), evidenziano una significativa variabilità nei risultati dei modelli riguardo alla configurazione passata della GrIS durante periodi caldi come il mPWP, dovuta principalmente alle incertezze nelle forzature climatiche. Questo sottolinea l’importanza di integrare maggiori dati per definire meglio l’estensione e il comportamento storico dei ghiacci. Purtroppo, le prove disponibili sul comportamento a lungo termine della GrIS sono limitate e distribuite irregolarmente, complicando la raccolta di dati geologici e riflettendo le sfide logistiche e la difficoltà di preservare i dati geologici a causa della dinamica della calotta glaciale che cancella i detriti costieri che altrimenti fornirebbero un registro dei cicli glaciali precedenti.Analisi della Geomorfologia Glaciale e Implicazioni sul Comportamento delle Calotte Glaciali

In altre regioni del mondo precedentemente coperte da grandi calotte glaciali, le ricerche sulla geomorfologia glaciale hanno offerto spunti fondamentali sul comportamento e l’estensione storica di queste calotte. Questi studi sfruttano il fatto che il paesaggio conserva una registrazione media a lungo termine delle condizioni glaciali a cui è stato esposto (Porter, 1989). Recentemente, questo approccio è stato esteso alla topografia del fondo della Groenlandia e dell’Antartide. Tale topografia è stata studiata mediante una vasta raccolta di dati ottenuti da sondaggi a eco radio (RES) e dall’analisi delle immagini della superficie del ghiaccio (Haran et al., 2018; MacGregor et al., 2021). Le ricerche precedenti hanno evidenziato che il paesaggio subglaciale documenta vari processi, come l’erosione glaciale, l’incisione fluviale in assenza di ghiaccio, le deformazioni tettoniche e gli aggiustamenti isostatici (Cooper et al., 2016; Livingstone et al., 2017; Paxman et al., 2021; Pedersen et al., 2019). Pertanto, il 79% della Groenlandia, coperto dalla calotta glaciale della Groenlandia (GrIS), offre una preziosa opportunità, finora poco sfruttata, per approfondire la comprensione del comportamento storico delle calotte glaciali, specialmente durante i periodi in cui la copertura glaciale era meno estesa di oggi. È importante notare che le calotte glaciali possono conservare vasti territori di topografia sotto ghiaccio freddo e non erosivo, il che consente ai record geomorfologici relativi alle fasi iniziali di sviluppo della calotta di sopravvivere per milioni di anni (Bierman et al., 2014; Rose et al., 2013).Questo studio mira a utilizzare la morfologia della superficie del ghiaccio e i dati dei sondaggi RES per mappare e interpretare il paesaggio subglaciale delle regioni montuose del sud e dell’est della Groenlandia (Fig. 1b). Queste aree sono di particolare interesse poiché si ritiene siano state i primi siti di formazione della GrIS (Solgaard et al., 2013) e abbiano mantenuto il ghiaccio anche durante periodi climatici successivamente più caldi (Bierman et al., 2016; Schaefer et al., 2016). Sono quindi zone che probabilmente contengono importanti record geomorfologici del comportamento del ghiaccio in periodi in cui la GrIS era molto più ristretta rispetto a oggi. Attraverso la mappatura geomorfologica combinata con la modellazione numerica delle calotte glaciali, cerchiamo di decifrare i processi che hanno plasmato il paesaggio subglaciale di queste regioni e le loro implicazioni sul comportamento a lungo termine delle calotte glaciali

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la Figura 1, che illustra la storia glaciale della Groenlandia:

Parte (a): Storia Isotopica Globale
Questa parte del grafico mostra la curva degli isotopi dell’ossigeno benticico a livello globale dal Cenozoico, specificamente dall’Eocene (Eoc.) all’Oligocene (Olig.). La curva, una media mobile a cinque punti, tratta da Westerhold et al., 2020, aiuta a interpretare le variazioni storiche del volume dei ghiacciai e della temperatura globale. L’asse delle età è presentato in scala logaritmica per evidenziare le fluttuazioni su lunghe scale temporali. Le barre rosse segnano periodi particolarmente caldi del Plio-Pleistocene, conosciuti come Stadi Isotopici Marini (MIS), che indicano fasi di clima terrestre più caldo rispetto alla media.

Parte (b): Mappa Attuale della Calotta Glaciale della Groenlandia
Questa mappa dettaglia l’attuale configurazione della Calotta Glaciale della Groenlandia (GrIS). L’immagine di hillshade in grigio rappresenta la superficie del ghiaccio, mentre la topografia terrestre e la batimetria del fondale marino sono colorate secondo la loro elevazione relativa al livello del mare, come da Morlighem et al., 2017. Le linee nere delineano i principali bacini di drenaggio del ghiaccio, e i triangoli blu indicano i siti di carotaggio profondo nel ghiaccio. La linea rossa tratteggiata mostra l’estensione passata della GrIS durante il Periodo Caldo del Pliocene Medio (mPWP), utilizzata nel PRISM4 (Progetto di Interpretazione e Mappatura Sinottica della Ricerca del Pliocene) come confine per le simulazioni del Modello di Interconfronto del Pliocene Fase 2.

In conclusione, la Figura 1 combina dati isotopici e topografici per fornire una panoramica comprensiva del passato e del presente della calotta glaciale della Groenlandia, offrendo un quadro essenziale per gli studi sulla dinamica glaciale e le previsioni climatiche.

2. Metodi 2.1 Mappatura delle valli subglaciali Per mappare le valli subglaciali nelle regioni alte meridionali e orientali della Groenlandia (Fig. 1b), abbiamo combinato l’uso di immagini satellitari con dati da indagini RES (Radio Echo Sounding) aeree. Questi strumenti ci hanno permesso di analizzare la distribuzione e la morfologia delle valli e delle loro reti, fornendo dati cruciali per comprendere i modelli e le scale di erosione passata e, di conseguenza, la dinamica delle antiche calotte glaciali.

2.1.1 Morfologia della superficie del ghiaccio Abbiamo adottato metodologie di studi precedenti (Jamieson et al., 2023; Lea et al., 2023; Ross et al., 2014) che si basano sull’analisi della morfologia della superficie del ghiaccio, registrata tramite immagini satellitari, per localizzare valli e creste subglaciali. Abbiamo utilizzato la mappa di immagini della morfologia della superficie della Groenlandia (MoG) con risoluzione di 100 metri ottenuta dal MODIS (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer), versione 2 (Haran et al., 2018). MODIS, un sensore passivo, cattura l’intensità delle riflessioni della radiazione solare (quasi) visibile, e la mappa MoG è elaborata filtrando in alta frequenza le immagini MODIS in luce rossa. Queste immagini offrono quindi una stima semi-quantitativa della riflettività della superficie ghiacciata, influenzata dalla pendenza o dalla curvatura del terreno. Cambiamenti sottili nella pendenza della superficie, dovuti alle condizioni glaciologiche locali, sono correlati in modo prevedibile con le ondulazioni del terreno sottostante, con le valli subglaciali generalmente situate sotto aree più scure e le creste sotto aree più chiare dell’immagine MoG.

La mappatura della morfologia della superficie è meno efficace vicino ai divisori dei ghiacci, dove il ghiaccio è più spesso e le velocità orizzontali sono praticamente nulle, attenuando fortemente le caratteristiche basali in superficie. Isolare il segnale della topografia basale risulta complesso in aree con alte velocità di scorrimento basale e dinamiche supra- e englaciali attive, come nei flussi di ghiaccio. Le immagini di superficie sono quindi particolarmente indicate per dedurre variazioni qualitative della topografia del letto in zone dove la velocità della superficie del ghiaccio è lenta ma non nulla, lo scorrimento basale è minimo, il rilievo del letto è elevato e lo spessore del ghiaccio è ridotto. Le alte terre meridionali e orientali della Groenlandia soddisfano tutti questi requisiti e rappresentano quindi l’ambiente ideale per questa analisi.

2.1.2 Sondaggio Eco Radio (RES) La relazione tra le ondulazioni del letto roccioso sottostante e la superficie del ghiaccio è complessa e influenzata da vari fattori quali la velocità di scorrimento basale, la reologia del ghiaccio e il suo spessore (Gudmundsson, 2003; Ng et al., 2018). Pertanto, nonostante la morfologia della superficie del ghiaccio sia utile per delineare la forma generale del paesaggio subglaciale, essa non permette di determinare l’elevazione precisa del letto roccioso. I sondaggi RES, effettuati lungo specifiche linee di volo, misurano direttamente lo spessore del ghiaccio e, di conseguenza, l’altitudine del letto. Questi dati sono fondamentali per localizzare con precisione le valli subglaciali e per analizzarne dettagliatamente la morfologia trasversale. Abbiamo utilizzato un database recentemente compilato che include le posizioni delle valli subglaciali osservate nei dati RES dell’Operazione IceBridge (MacGregor et al., 2021), integrando metriche quantitative come profondità, larghezza, forma a V e curvatura delle valli, e classificandole in base alla loro somiglianza con valli glaciali o fluviali note nell’emisfero settentrionale.

Le immagini MODIS della superficie del ghiaccio e i dati di elevazione del letto ottenuti con RES si completano a vicenda, permettendo di: (i) esaminare la morfologia trasversale delle valli intersecate dalle linee di volo e (ii) osservare la geometria planimetrica delle valli, ovvero il loro orientamento e la connettività, tra le linee di volo. Utilizzando l’immagine MODIS MoG e il database delle valli subglaciali derivato da RES, abbiamo digitalizzato i pattern planimetrici delle valli nelle alte terre meridionali e orientali della Groenlandia, confermato sul campo le loro posizioni tramite dati RES e analizzato le loro caratteristiche morfologiche trasversali.

2.2 Modellazione della calotta glaciale Le valli situate nelle regioni alte meridionali e orientali della Groenlandia potrebbero essere state formate, sfruttate o modificate durante precedenti glaciazioni di scala montana. Queste valli offrono quindi dati cruciali per comprendere l’estensione e il comportamento delle antiche calotte glaciali. Abbiamo condotto semplici esperimenti di modellazione numerica delle calotte glaciali per verificare la possibilità di simulare masse di ghiaccio le cui configurazioni corrispondano a quelle delle valli mappate, e, in caso positivo, per quantificare i dati climatici correlati. Per questi esperimenti, abbiamo impiegato il Modello di Calotta Glaciale Parallelo (PISM), un modello open-source per calotte glaciali superficiali basato su differenze finite (Winkelmann et al., 2011).

2.2.1 Configurazione del Modello Per simulare la deformazione interna e lo scorrimento basale del ghiaccio, abbiamo impiegato il modello PISM in modalità “ibrida”, utilizzando le approssimazioni per ghiaccio sottile (SIA) e per la piattaforma di ghiaccio sottile (SSA). La nostra configurazione del modello include leggi costitutive che regolano la deformazione interna del ghiaccio in base alla temperatura e al contenuto d’acqua (Aschwanden et al., 2012; Lliboutry e Duval, 1985; Paterson e Budd, 1982), oltre a una legge di scorrimento pseudo-plastico per il movimento basale (Bueler e Brown, 2009; Winkelmann et al., 2011). Abbiamo assunto un angolo di attrito costante di 30° per il substrato, basandoci su analogie con le Alpi Europee (Seguinot et al., 2018). Se non diversamente specificato, abbiamo utilizzato i valori predefiniti di PISM per i parametri del modello relativi alla reologia del ghiaccio e allo scorrimento basale.

Data la nostra attenzione sulla crescita del ghiaccio in zone elevate piuttosto che sulla dinamica delle linee di galleggiamento dei ghiacciai che sfociano in mare, abbiamo adottato un modello di calving semplificato, che rimuove il ghiaccio non appena raggiunge la costa; abbiamo ipotizzato un livello del mare 20 metri più alto rispetto ai giorni nostri (Dutton et al., 2015). Il dominio del modello copre tutta la Groenlandia con una griglia orizzontale di 10 km, un compromesso tra efficienza computazionale e la capacità di rappresentare le estese reti di valli nella topografia subglaciale (Paxman, 2023a). Abbiamo anche condotto esperimenti a una risoluzione più elevata di 5 km, che corrisponde alla larghezza media delle valli nelle regioni elevate orientali e meridionali, per analizzare più in dettaglio l’influenza della topografia delle valli sui modelli di flusso del ghiaccio simulati. Ogni simulazione è partita da una Groenlandia priva di ghiaccio, con le condizioni al contorno e le forzanti climatiche sopra descritte. In ogni scenario, il modello ha raggiunto un quasi-equilibrio in termini di estensione e volume del ghiaccio dopo un “avvio” di 10.000 anni. Durante la simulazione, la topografia del letto è stata continuamente adattata per accogliere la deformazione isostatica sotto il carico di ghiaccio simulato, mediante un modello di litosfera elastica che si rilassa nell’astenosfera.

Di seguito una spiegazione della Figura 2, che illustra il processo di mappatura delle valli subglaciali attraverso l’uso combinato di immagini di morfologia superficiale del ghiaccio e dati di sondaggio eco radio (RES):

  • Pannelli (a) e (d): Mostrano immagini della superficie del ghiaccio ottenute dal MODIS MoG (Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer Mosaic of Greenland), pubblicate da Haran et al. nel 2018. Queste immagini rivelano in dettaglio la morfologia della superficie del ghiaccio, essenziali per identificare variazioni fisiche superficiali.
  • Pannelli (b) e (e): Presentano le posizioni delle valli subglaciali interpretate, evidenziate in giallo, e sovrapposte a immagini dell’elevazione della superficie del ghiaccio in ombreggiatura, secondo i dati di Howat et al. del 2022. Queste rappresentazioni consentono di visualizzare le valli subglaciali nel contesto dell’altimetria della calotta glaciale, mostrando le aree corrispondenti a quelle nei pannelli a sinistra.
  • Pannelli (c) e (f): Illustrano le valli individuate attraverso i dati RES (Radar Echo Sounding) di Paxman del 2023, sovrapposte ai contorni delle valli derivati dalle immagini di morfologia MODIS MoG, anch’esse in giallo. I cerchi rossi indicano le valli classificate come glaciali, mentre quelli blu come fluviali, offrendo un’ulteriore distinzione basata sulla loro morfologia.

I pannelli da (a) a (c) coprono l’area visualizzata nella Figura 4c, mentre i pannelli da (d) a (f) coprono l’area mostrata nella Figura 4e. Questa figura dimostra come le tecnologie di telerilevamento possano essere integrate per mappare, confermare e classificare con precisione le strutture sotto la superficie glaciale, fornendo una visione complessiva delle dinamiche subglaciali.

2.2.2 Condizioni al contorno subglaciali Le condizioni al contorno fondamentali richieste dal modello della calotta glaciale includono il flusso di calore geotermico e la topografia del fondo. Abbiamo utilizzato un modello di flusso di calore geotermico basato su dati di anomalie magnetiche attuali (Martos et al., 2018). In assenza di dati affidabili sul flusso di calore geotermico del passato, abbiamo ipotizzato che il flusso sia rimasto invariato sin dall’inizio dell’accrescimento glaciale. Per quanto riguarda la topografia del fondo, abbiamo modificato il modello di elevazione digitale moderno BedMachine v.5 (Morlighem et al., 2017) per adattarlo alla risposta isostatica alla completa rimozione della calotta glaciale della Groenlandia (GrIS) moderna (Paxman et al., 2022a) e all’alleggerimento erosivo causato dall’incisione dei fiordi e delle valli glaciali (Medvedev et al., 2013; Pedersen et al., 2019).

Per correggere l’effetto dell’erosione, abbiamo applicato il metodo descritto da Medvedev et al. (2013) e Pedersen et al. (2019), stimando lo spessore del materiale eroso sottraendo la topografia senza ghiaccio da una superficie interpolata tra gli altopiani e le vette che separano i fiordi e le valli (Fig. S2a). Abbiamo anche considerato l’erosione dei canali glaciali sullo scaffale continentale adiacente. Per calcolare la risposta isostatica a queste incisioni, abbiamo utilizzato un modello di lastra elastica con uno spessore elastico effettivo variabile lateralmente (Paxman et al., 2021; Steffen et al., 2018), sottraendo questa correzione dal modello di elevazione digitale BedMachine v.5 privo di ghiaccio. Di conseguenza, le cime montuose e gli altopiani, presumibilmente non erosi dalla glaciazione diffusa, sono stati abbassati alle loro altitudini pre-glaciali stimate, necessarie per analizzare l’influenza dell’altitudine sul clima nelle nostre simulazioni dello sviluppo glaciale iniziale in montagna. La magnitudine della risposta flessurale all’incisione di fiordi e valli varia tra i 200 e i 400 metri lungo le alture (Fig. S2b) (Paxman et al., 2021).

Non appena la glaciazione inizia nei nostri esperimenti, è necessario lasciare le valli aperte, cioè istantaneamente incise nel modello digitale di elevazione, per simulare realisticamente i modelli spaziali del flusso del ghiaccio. È ragionevole supporre che le valli moderne fossero già in parte incise dai fiumi prima della glaciazione. Anche se questo implica che la condizione al contorno della topografia del letto usata nei nostri modelli non sia mai esistita in un momento specifico, essa funge da stato rappresentativo per il periodo di glaciazione montana precoce, permettendo un equilibrio tra l’accuratezza dei controlli di elevazione-clima sulla nucleazione del ghiaccio e la possibilità di simulare l’influenza delle valli sul flusso del ghiaccio.

A causa delle incertezze relative sia al flusso di calore geotermico passato sia alla topografia del letto, e dato che non stiamo modellando un intervallo temporale passato specifico, abbiamo impiegato test di sensibilità per valutare l’impatto di queste condizioni al contorno sui risultati del modello della calotta glaciale. Abbiamo condotto esperimenti di sensibilità usando il flusso di calore e la topografia descritti precedentemente e uno scenario alternativo per ciascuna condizione. Il modello alternativo di flusso di calore è stato derivato quantificando le relazioni statistiche tra dati geologici globali e misurazioni del flusso di calore geotermico per prevedere il flusso di calore attraverso la Groenlandia basandosi su osservazioni geofisiche (Rezvanbehbahani et al., 2017). Nonostante non prendiamo posizione sui meriti relativi dei due modelli, è cruciale che siano stati determinati con dataset e metodologie indipendenti, presentando stime contrastanti del flusso di calore per la Groenlandia orientale e meridionale, consentendoci di valutare completamente la sensibilità dei nostri risultati a questo parametro.

La topografia alternativa è stata creata usando la stessa correzione isostatica per lo scarico della moderna calotta glaciale, ma la risposta flessurale all’incisione della valle è stata ridotta di un fattore due, equivalente a riempire i fiordi solo per il 50% del loro rilievo totale. Ciò tiene conto della possibilità che una parte del rilievo osservato delle valli preesistesse e fosse sfruttata dalla glaciazione. Oltre all’incisione dei fiordi glaciali, dei solchi e delle valli e alla risposta isostatica associata, è improbabile che la configurazione topografica di base della Groenlandia sia stata significativamente alterata dall’inizio della glaciazione. Anche se la Groenlandia orientale potrebbe aver subito un significativo sollevamento tettonico nel Neogene, qualsiasi sollevamento di questo tipo probabilmente precedeva e potenzialmente facilitava la nucleazione della calotta glaciale.

La Tabella 1 illustra i parametri impiegati nelle simulazioni del modello PISM (Parallel Ice Sheet Model), che sono fondamentali per definire le condizioni fisiche e le proprietà dinamiche della calotta glaciale. Ecco una spiegazione più fluida delle principali categorie di parametri presenti nella tabella:

  1. Reologia del Ghiaccio:
    • Densità del ghiaccio: Indica quanto è denso il ghiaccio, influenzando il suo comportamento sotto pressione e la sua risposta al cambiamento climatico.
    • Dimensione dei grani: Riguarda la dimensione dei cristalli di ghiaccio, che influisce sulla sua capacità di deformarsi internamente.
  2. Proprietà Basali:
    • Coefficiente di scivolamento basale: Definisce la facilità con cui il ghiaccio scivola sul suo substrato.
    • Angolo di attrito effettivo del till: Descrive l’attrito interno del materiale sottostante, influenzando la stabilità del flusso glaciale.
  3. Proprietà Termiche:
    • Flusso di calore geotermico: Quantifica il calore proveniente dall’interno della Terra che influisce sulla base della calotta glaciale.
    • Capacità termica specifica: Quantità di energia necessaria per riscaldare una unità di ghiaccio di un grado Celsius, influenzando la reazione del ghiaccio alle variazioni di temperatura.
  4. Condizioni di Superficie:
    • Albedo di superficie: Misura quanto della radiazione solare viene riflessa dalla superficie del ghiaccio, influenzando il bilancio energetico della calotta.
    • Temperatura di transizione pioggia/neve: Indica a quale temperatura le precipitazioni cadono come neve piuttosto che pioggia, cruciale per il bilancio di massa glaciale.
  5. Dinamiche del Modello:
    • Passo temporale per lo scorrimento basale: Determina la frequenza di aggiornamento dei calcoli relativi allo scorrimento del ghiaccio alla base della calotta.
    • Spessore massimo del ghiaccio: Stabilisce lo spessore massimo che il ghiaccio può raggiungere, importante per la modellazione dell’evoluzione glaciale.
  6. Geometria del Ghiacciaio:
    • Intervallo di elevazione: L’ampia gamma di altitudini coperte dal modello, che può influenzare il clima locale e il comportamento della calotta glaciale.

Questi parametri sono essenziali per assicurare che il modello rifletta accuratamente il comportamento fisico delle calotte glaciali in risposta ai cambiamenti ambientali e alle forze esterne, fornendo una base solida per la comprensione e la previsione delle dinamiche glaciali.

2.2.3 Forzante climatica L’estensione e la dinamica delle calotte glaciali sono particolarmente sensibili a variazioni di temperatura e precipitazioni, il che rende la ricostruzione e la modellazione accurata di questi parametri climatici in Groenlandia una sfida cruciale per la comunità scientifica. A causa dell’elevata incertezza riguardante il paleoclima della Groenlandia al di là degli ultimi cicli glaciali-interglaciali, abbiamo scelto di non adottare un approccio complesso che integri modelli di circolazione generale dell’atmosfera con modelli di calotte glaciali. Invece, abbiamo optato per una strategia di modellazione della calotta glaciale intenzionalmente semplificata. Questo approccio ci ha permesso di condurre esperimenti per identificare condizioni generali di temperatura e precipitazioni che possono o non possono sostenere la formazione di masse glaciali con estensioni e dinamiche coerenti con la geomorfologia delle valli osservate lungo le alte terre meridionali e orientali della Groenlandia. Abbiamo poi esplorato le implicazioni di questi risultati per comprendere la cronologia e i tempi delle incisioni vallive.

Nei nostri esperimenti principali, abbiamo definito semplici distribuzioni di temperatura utilizzando due parametri: la temperatura media annua dell’aria (MAAT) a livello del mare a 60° N, e il gradiente latitudinale, ossia il tasso di diminuzione della temperatura spostandosi verso nord. Per la MAAT a livello del mare a 60° N, abbiamo considerato valori da 2 a 6 °C, superiori alla media attuale per questa latitudine di circa -1 °C. Il gradiente di temperatura moderno in Groenlandia è di circa -0.8 °C per grado nord; tuttavia, un’attenuazione dell’amplificazione polare prima della formazione di una calotta glaciale continentale suggerirebbe un gradiente latitudinale più debole. Pertanto, abbiamo utilizzato gradienti da -0.5 a -0.2 °C per grado nord. Abbiamo anche ipotizzato che la temperatura vari con l’altitudine secondo un tasso di diminuzione costante di -6.5 °C per km, testando la sensibilità del modello a questo parametro con un tasso di diminuzione più marcato di -8 °C per km. Il campo di temperatura e il bilancio di massa superficiale sono stati aggiornati ad ogni passo temporale per riflettere i cambiamenti nell’elevazione della superficie del ghiaccio.

Per le precipitazioni, abbiamo adottato valori assoluti derivati dalla media di più modelli del Progetto di Interconfronto dei Modelli del Pliocene Fase 2 (PlioMIP2). Le precipitazioni medie risultano ridotte sulla Groenlandia orientale a causa della presenza di una calotta glaciale nelle condizioni al contorno PRISM4 utilizzate in PlioMIP2.

Per evitare problemi di circolarità, abbiamo eliminato l’effetto dell’anomalia della temperatura dell’aria legata alla calotta glaciale prescritta della Groenlandia orientale. Questo è stato fatto identificando l’ampiezza dell’anomalia e applicando un coefficiente di correzione del 5,5% per le precipitazioni per ogni grado Celsius, per regolare la media delle precipitazioni ottenuta dai vari modelli (Nicola et al., 2023). Di conseguenza, il campo di precipitazioni aggiornato mostra tassi elevati nelle aree costiere della Groenlandia sud-orientale, con valori fino a 2000 mm all’anno, che diminuiscono fino a meno di 400 mm all’anno nelle regioni settentrionali (Fig. 3b). Abbiamo semplificato assumendo che le precipitazioni fossero costanti durante tutto l’anno.

Invece di utilizzare un insieme di campi di precipitazione come fatto per la temperatura media annua dell’aria (MAAT), abbiamo valutato la sensibilità dei nostri risultati alle precipitazioni conducendo esperimenti supplementari. In questi, abbiamo considerato valori di precipitazione annuale una deviazione standard inferiore e superiore rispetto alla media dei modelli (Haywood et al., 2020). Le temperature e le precipitazioni sono state impiegate per calcolare il bilancio di massa superficiale, ossia la differenza tra accumulo e ablazione. L’accumulo corrisponde alle precipitazioni quando la temperatura dell’aria è al di sotto dello zero gradi Celsius e si riduce linearmente a zero per temperature superiori ai 2 °C. L’ablazione è stata calcolata attraverso un modello di gradi giorno positivi (PDD), che considera il periodo in cui la temperatura supera gli 0 °C. Abbiamo adottato i coefficienti PDD standard di PISM, che sono basati sui valori di EISMINT-Greenland (Winkelmann et al., 2011).

3 Risultati

3.1 Reti di valli subglaciali

Utilizzando le immagini MODIS MoG, abbiamo mappato oltre 300 segmenti di valli subglaciali lungo gli altopiani coperti di ghiaccio della Groenlandia meridionale (60-65° N) e orientale (66-78° N) (Fig. 4a). Le valli si dividono in due categorie principali: (i) quelle orientate principalmente verso est, che terminano al margine attuale del ghiaccio o entrano nei sistemi di fiordi lungo la costa dell’Atlantico settentrionale, e (ii) quelle orientate principalmente verso ovest (verso l’interno) (Fig. 4). Abbiamo tracciato una linea di spartiacque centrale che separa questi due gruppi di valli, seguendo un andamento nord-sud lungo la spina dorsale degli altopiani (Fig. 4).

Le immagini MODIS MoG rivelano inoltre che le valli presentano arrangiamenti planimetrici complessi e spesso formano reti interconnesse con strutture sinuose (Fig. 4b), ramificate/dendritiche (Fig. 4c) e radiali (Fig. 4d). Alcune reti contengono diversi affluenti distinti, mentre altre mostrano una struttura più semplice con relativamente pochi affluenti discernibili (Fig. 4). Notiamo che le immagini della morfologia della superficie del ghiaccio probabilmente non cattureranno le caratteristiche topografiche basali su una scala inferiore allo spessore locale del ghiaccio, rendendo improbabile la risoluzione degli affluenti più stretti (sotto il chilometro) di ordine inferiore all’interno di una rete di valli. In diverse località, le valli sono attraversate dalle divisioni di ghiaccio attuali e gli affluenti convergenti si uniscono in una direzione obliqua o opposta al flusso del ghiaccio moderno (Fig. 4e).

La presenza di queste valli subglaciali inferite è confermata dai dati RES (Fig. 4g), che mostrano come i lineamenti testurali osservati nelle immagini MODIS MoG spesso corrispondano a valli subglaciali. Un precedente confronto della morfologia dei profili trasversali delle valli con quelle glaciali e fluviali in altre parti dell’emisfero settentrionale (Paxman, 2023a) indica che l’85% delle valli negli altopiani sono classificate come “glaciali” (cioè profonde, ampie, a forma di U, ad alta curvatura) e il restante come “fluviali” (cioè poco profonde, strette, a forma di V, a bassa curvatura). Tuttavia, è notevole che la maggior parte (∼72%) delle valli “glaciali” si trovino attualmente sotto ghiaccio che è (a) probabilmente congelato alla base (cioè a base fredda) o (b) a lento flusso (<50 m/anno) con uno stato termico basale incerto (Figs. 4g, S2) (Joughin et al., 2018; MacGregor et al., 2022), risultando quindi probabilmente non erosive.

Le valli rivolte verso la costa tendono a essere fortemente allineate con la direzione del flusso della calotta glaciale moderna (Fig. 5a), e la velocità media della superficie del ghiaccio che scorre attraverso queste valli è di 250 m/anno (Joughin et al., 2018) (Fig. 5b). Al contrario, le valli che terminano verso l’interno hanno una velocità media della superficie del ghiaccio significativamente inferiore di 20 m/anno (Joughin et al., 2018) (Figs. 4f, 5b) e generalmente non sono allineate con il flusso glaciale contemporaneo; infatti, c’è un lieve disallineamento preferenziale di ∼180° (Fig. 5a), il che implica che il ghiaccio scorra (lentamente) verso l’alto anziché verso il basso in queste valli.

I dati RES rivelano che le valli di tipo glaciale sono concentrate densamente negli altopiani meridionali e orientali, mentre le valli fluviali si trovano più frequentemente nell’entroterra continentale e nelle aree più basse tra gli altopiani (Fig. 6a). Esiste anche una frazione piccola ma significativa di valli fluviali all’interno degli altopiani, oscillante tra il 20% e il 30% negli altopiani meridionali, ma generalmente inferiore al 15% in quelli orientali (Fig. 6c). Un altro aspetto notevole della morfologia delle valli è che la profondità media delle valli glaciali negli altopiani meridionali è di circa 550 metri, rispetto ai circa 980 metri degli altopiani orientali (Fig. 6b, d). Questo contrasto si nota anche se si considera solo il circa 72% delle valli che non sono soggette a significativa erosione sotto il moderno GrIS; in questo sottoinsieme, le profondità medie sono di circa 570 metri negli altopiani meridionali e di circa 1040 metri in quelli orientali. Molto raramente le valli negli altopiani meridionali superano 1 km di profondità, mentre è comune che quelle negli altopiani orientali raggiungano profondità tra 1 e 2 km (Fig. 6b). Si osserva anche una netta differenza tra le profondità delle valli glaciali sul lato interno e quello costiero degli altopiani, con le valli rivolte verso la costa che presentano una profondità media superiore rispetto a quelle rivolte verso l’interno (circa 1070 m contro 690 m), oltre a un più ampio intervallo interquartile (Fig. 6e).

I confini settentrionali e meridionali delle valli negli altopiani meridionali e orientali sono ben delineati, con un’interruzione chiara tra i 65° e i 66° N. Anche il limite occidentale (interno) delle valli glaciali è relativamente ben definito nelle immagini MODIS MoG, dove le valli rivolte verso l’interno tendono a diventare indistinte o a scomparire su una distanza orizzontale relativamente breve (Fig. 2). Le caratteristiche superficiali, che sono probabilmente indicative delle valli subglaciali, sono visibili più all’interno, ma presentano una planimetria più lineare e sono state precedentemente interpretate come le estensioni superiori dei percorsi di drenaggio paleofluviali che si estendono dai contrafforti interni degli altopiani orientali fino alla costa occidentale (Cooper et al., 2016, 2019; Paxman et al., 2021).Similmente, i dati RES evidenziano una notevole concentrazione di valli di tipo glaciale negli altopiani, con un confine occidentale ben delineato. Oltre questo confine, le valli sono meno frequenti e quelle individuate sono spesso classificate come fluviali (Paxman, 2023a) (Fig. 6). L’accurata copertura delle linee di volo RES (Fig. S1a) e le immagini MODIS MoG, che mostrano poche caratteristiche nelle zone distanti dalle divisioni dei ghiacciai, ci confermano che il limite delle valli osservato non è un artefatto della copertura dei dati. Per confrontare i nostri risultati con quelli del modello della calotta glaciale, abbiamo creato poligoni che definiscono le aree occupate dalle reti di valli glaciali montane mappate, ipotizzando che queste valli possano indicare il limite glaciale medio di lungo periodo al momento o nei momenti dell’incisione delle valli (Fig. 7). Questa operazione è stata particolarmente complessa lungo il margine orientale degli altopiani orientali, dove il limite delle reti di valli glaciali montane risulta ambiguo a causa della sovrapposizione con i sistemi dei fiordi costieri. Per semplicità, abbiamo seguito il limite orientale lungo l’inizio dei sistemi dei fiordi, vicino al margine attuale dei ghiacci (Fig. 7).

La Figura 3 illustra le condizioni base di temperatura e precipitazioni utilizzate negli esperimenti di modellazione delle calotte glaciali, concentrando l’attenzione su due aspetti chiave:

  1. Temperatura media annuale dell’aria (MAAT):
    • Nel pannello (a) è rappresentata la distribuzione della temperatura media annuale dell’aria sulla Groenlandia. Questo campo di MAAT è uno di un insieme di 20 e viene calcolato assumendo una MAAT di +4 °C a 60° N. Questo valore diminuisce seguendo un gradiente latitudinale di -0.3 °C per ogni grado di latitudine verso il nord e un tasso di diminuzione verticale di -6.5 °C per ogni chilometro di elevazione. Le linee di contorno, che hanno un intervallo di 5 °C, mostrano come la temperatura si abbassi muovendosi verso nord e aumentando in altitudine.
  2. Precipitazioni annuali:
    • Il pannello (b) mostra le precipitazioni annue, anch’esse distribuite su una mappa della Groenlandia. Questi dati derivano dalla media di vari modelli del progetto PlioMIP2, e sono stati corretti per escludere l’effetto del ghiaccio presente in Groenlandia. Le linee di contorno, distanziate di 250 mm all’anno, indicano un incremento delle precipitazioni di 250 mm annui tra una linea e l’altra. La mappa mostra che le zone costiere ricevono maggiori precipitazioni, evidenziate da toni più scuri, mentre le regioni interne, più chiare, ne ricevono meno.

Queste mappe sono fondamentali per comprendere l’influenza delle variazioni di temperatura e precipitazioni sulla dinamica delle calotte glaciali, informazioni cruciali per i modelli climatici e geologici.

3.2 Simulazioni della crescita del ghiaccio montano

I nostri esperimenti di modellazione delle calotte glaciali indicano che il campo di temperatura che meglio corrisponde al limite delle valli glaciali negli altopiani orientali è caratterizzato da una temperatura media annua (MAAT) a livello del mare di +4 °C a 60° N e un gradiente latitudinale di -0,3 °C per grado di latitudine verso nord (Fig. 7m). Questi parametri consentono di simulare una calotta glaciale che si estende in un intervallo latitudinale ben allineato con i limiti delle valli mappate, posizionando anche il margine interno vicino al limite inferito (Fig. 7m). Abbiamo quantificato la precisione di questa corrispondenza convertendo sia l’estensione del ghiaccio simulato sia il limite glaciale mappato in campi binari, dove il valore 1 indica la presenza di ghiaccio e 0 l’assenza. La deviazione assoluta media (MAD) tra i due campi binari ci ha permesso di misurare la discrepanza spaziale, rivelando che un MAD più basso corrisponde a una maggiore concordanza tra il modello e le osservazioni geomorfologiche riguardo alla presenza o assenza di ghiaccio.

I test di sensibilità mostrano che variare le precipitazioni annuali di una deviazione standard dalla media dei modelli aumenta o riduce la dimensione della calotta glaciale simulata in modo equivalente a quanto si otterrebbe modificando la MAAT di 1 °C (Fig. S4a-c). Incrementare il gradiente termico atmosferico a -8 °C per km prevedibilmente amplia l’estensione del ghiaccio simulato, similmente a quanto accade riducendo la MAAT di 1 °C (Fig. S4d). Invece, la topografia del substrato e il flusso di calore geotermico hanno un impatto relativamente minore sulla forma della calotta glaciale simulata (Fig. S4e, f). Una topografia del substrato più elevata causa intuitivamente un incremento del volume del ghiaccio simulato, dato che la temperatura dell’aria dipende dall’altitudine (Fig. S4e). Questi risultati dei test di sensibilità, insieme al compromesso osservato tra la MAAT a livello del mare a 60° N e il suo gradiente latitudinale (Fig. 7), indicano che i margini di incertezza accettabili sono di ±1 °C per la migliore MAAT a livello del mare a 60° N e di ±0.1 °C per grado di latitudine per il gradiente latitudinale di MAAT.

A prescindere dalle incertezze relative ai dati di temperatura e precipitazione, i nostri risultati confermano che è possibile simulare masse di ghiaccio con estensioni coerenti con quelle dedotte dalle reti di valli glaciali mappate, utilizzando un modello numerico di calotta glaciale relativamente semplice. Un singolo gradiente latitudinale di temperatura permette di ottenere masse di ghiaccio simulate che rispecchiano fedelmente il limite delle valli glaciali lungo gran parte degli altopiani orientali, mentre un campo di temperatura più freddo fornisce un adattamento simile negli altopiani meridionali. Le masse di ghiaccio che meglio corrispondono al limite delle valli glaciali negli altopiani orientali hanno un volume totale di 1,7 × 10^5 km³ e un equivalente a livello del mare di 0,41 m (Fig. 7m), che rappresenta circa il 6% di quello della Groenlandia moderna (7,42 m) (Morlighem et al., 2017). Considerando la compensazione tra i due parametri di temperatura (Fig. 7u), si possono ottenere adattamenti altrettanto validi per masse di ghiaccio con valori a livello del mare compresi tra 0,34 e 0,53 m (Fig. 7i, q). Le masse di ghiaccio che si adattano meglio negli altopiani meridionali contengono un volume maggiore, pari a 7,3 × 10^5 km³, con un equivalente a livello del mare di 1,82 m, circa il 25% di quello della moderna Groenlandia, con valori che variano tra 1,60 e 2,46 m (Fig. 7c, g, k, v). Ciò implica che al momento dell’incisione delle valli negli altopiani orientali e meridionali, il livello baristatico del mare era significativamente più alto rispetto a oggi, con un contributo della Groenlandia tra 5 e 7 m.

Sottolineiamo che i valori menzionati rappresentano il volume totale del ghiaccio della Groenlandia sotto gli scenari climatici ottimali. Il volume maggiore di ghiaccio mostrato nella Figura 7g rispetto alla Figura 7m non deriva dal fatto che la massa di ghiaccio degli altopiani meridionali sia più grande di quella degli altopiani orientali, ma perché, nel clima che meglio si adatta ai limiti delle valli glaciali meridionali, esiste una considerevole calotta glaciale nella Groenlandia orientale e piccole masse di ghiaccio sono anche presenti nel nord della Groenlandia. L’equivalente del livello del mare (SLE) della sola massa di ghiaccio che si adatta meglio nella Groenlandia meridionale è di 0,11 m. Pertanto, l’SLE combinato delle due principali masse di ghiaccio è di 0,52 m, circa il 7% di quello della moderna calotta glaciale della Groenlandia (GrIS). Notiamo anche che a causa della configurazione paleotopografica assunta, dove abbiamo adattato la topografia alla risposta flessionale all’incisione di valli e fiordi senza riempire le valli stesse, i volumi di ghiaccio modellati sono probabilmente sovrastimati, dato che le valli offrono più spazio di quanto non fosse disponibile al tempo della crescita del ghiaccio montano.

Per le configurazioni di ghiaccio che si adattano meglio, abbiamo effettuato simulazioni aggiuntive ad alta risoluzione (5 km) per esaminare più dettagliatamente la dinamica delle masse di ghiaccio modellate. Queste simulazioni hanno prodotto masse di ghiaccio con configurazioni e spessori simili a quelle a risoluzione inferiore (10 km), confermando che i nostri risultati principali non dipendono fortemente dalla risoluzione del modello. Le simulazioni ad alta risoluzione mostrano che il flusso del ghiaccio è guidato attraverso le valli subglaciali, con direzioni coerenti con le reti di valli mappate e velocità elevate della superficie del ghiaccio in molte delle valli rivolte verso costa e interno. I divisori del ghiaccio si formano sopra le creste subglaciali, con principali spartiacque che corrono da nord a sud, come suggerito dalla geometria della rete di valli mappata. Inoltre, il ghiaccio a base calda, definito come avente un tasso di fusione basale superiore a 10^-4 m all’anno, si trova principalmente nelle valli, mentre il ghiaccio a base fredda predomina nei settori interni delle masse di ghiaccio situate su terreni più elevati.

Anche se stabilire una relazione quantitativa tra la dinamica glaciale e i tassi di erosione rimane complicato, è generalmente accettato che l’erosione avvenga prevalentemente sotto il ghiaccio a base calda e sia proporzionale alla velocità di scorrimento basale. È quindi notevole che le velocità di scorrimento basale siano elevate nelle valli ma trascurabili su terreni elevati, indicando che l’erosione da parte di queste masse di ghiaccio sarebbe stata altamente selettiva. Queste masse di ghiaccio avrebbero quindi potuto preservare le alte topografie, come picchi e creste, mentre contemporaneamente incidevano le valli interposte. Le velocità di scorrimento basale modellate sono comparabili sia negli altopiani meridionali che orientali, con le velocità più elevate tipicamente trovate sul lato rivolto verso la costa degli altopiani. Le distribuzioni dello stato termico basale e della velocità di scorrimento sono più diffuse sul lato interno degli altopiani rispetto al lato costiero, riflettendo probabilmente il fatto che molte delle valli rivolte verso l’interno non sono ben risolte a causa della scarsa copertura dei dati e dell’inadeguatezza delle tecniche di conservazione della massa in aree a flusso più lento, significando che il flusso del ghiaccio simulato qui non è tanto focalizzato topograficamente quanto sul lato costiero degli altopiani.

La Figura 4 esamina le valli subglaciali negli altopiani orientali e meridionali della Groenlandia, offrendo una panoramica dettagliata della loro morfologia e dinamica:

Pannello (a): Qui è rappresentata una mappa che identifica le valli subglaciali utilizzando le immagini MODIS MoG della morfologia della superficie del ghiaccio. Le valli rivolte verso l’interno sono tracciate in verde, mentre quelle rivolte verso la costa sono in viola. Le divisioni tra queste valli sono segnate con linee tratteggiate bianche. Le linee nere mostrano i divisori del ghiaccio moderni e i triangoli blu indicano i siti di carotaggio del ghiaccio profondo. L’altezza del terreno della Groenlandia è visualizzata in scala di grigi, con la batimetria offshore colorata secondo una scala specifica.

Pannelli (b-e): Questi pannelli forniscono un’analisi più dettagliata delle reti di valli all’interno di quattro aree quadrate di 400 km per lato, come specificato nel pannello (a), illustrando la complessa struttura delle valli subglaciali.

Pannello (f): Qui si visualizza la velocità della superficie del ghiaccio lungo il profilo X-X0 sopra le valli rivolte verso l’interno, mostrata nella posizione indicata nel pannello (d). I dati sono tratti da studi sulla velocità del ghiaccio condotti nel 2018.

Pannello (g): Presenta un radargramma che penetra il ghiaccio lungo il profilo X-X0, registrato durante una missione di Operation IceBridge nel 2017. Le frecce indicano le valli rilevate nei dati della survey RES, con quelle rosse classificate come glaciali e quelle blu come fluviali. Le barre colorate lungo il profilo mostrano il presumibile stato termico basale della calotta glaciale, con il rosso che indica zone probabilmente sgelate, il bianco per aree di stato incerto, e il blu per zone probabilmente congelate.

Complessivamente, questa figura integra varie fonti di dati per fornire una visione comprensiva delle caratteristiche fisiche e del comportamento dinamico delle valli subglaciali in specifiche regioni della Groenlandia, evidenziando l’interazione tra la morfologia del terreno, la velocità del ghiaccio e lo stato termico del fondo glaciale.

La Figura 5 illustra la relazione tra l’orientamento delle valli subglaciali e il comportamento del ghiaccio moderno in Groenlandia, mostrando come l’orientamento delle valli possa influenzare il flusso del ghiaccio.

Pannello (a): Questo grafico mette in relazione l’orientamento delle valli subglaciali, misurato in gradi, con la direzione del flusso superficiale del ghiaccio attuale secondo i dati raccolti da Joughin et al., 2018. Le valli che si estendono verso l’interno sono indicate con punti verdi, mentre quelle che si affacciano sulla costa con punti viola. Ogni punto rappresenta una specifica posizione all’interno della rete valle, con una distanza di 2 km tra ciascun punto adiacente. I punti in cui l’orientamento della valle e la direzione del flusso del ghiaccio coincidono si posizionano lungo la linea continua.

Pannello (b): In questo grafico, l’orientamento delle valli è confrontato con la velocità della superficie del ghiaccio moderno. Analogamente al pannello (a), i punti verdi rappresentano le valli interne e i viola quelle costiere. Il grafico evidenzia la relazione tra l’orientamento delle valli e la variazione delle velocità del ghiaccio, offrendo uno spaccato di come la configurazione del terreno possa influenzare dinamicamente il flusso del ghiaccio.

Entrambi i grafici servono a esplorare come la geometria delle valli subglaciali possa interagire con il flusso del ghiaccio attuale, fornendo indizi su come le valli possano avere guidato storicamente il movimento del ghiaccio e come questo movimento possa continuare a essere influenzato dalle caratteristiche morfologiche sottostanti.

La Figura 6 illustra in dettaglio le caratteristiche delle valli subglaciali negli altopiani orientali e meridionali, analizzando le loro morfologie e classificazioni attraverso vari dati e visualizzazioni.

Pannello (a): Questa mappa visualizza le valli subglaciali identificate dai dati RES, colorate in rosso per le classificate come “glaciali” e in blu per quelle “fluviali”. Le valli sono mostrate sulla topografia del substrato di BedMachine v.5, corretta isostaticamente per escludere il carico della calotta glaciale moderna. Le linee bianche delimitano le valli rivolte verso la costa da quelle rivolte verso l’interno, mentre i triangoli blu indicano i siti di carotaggio del ghiaccio profondo. I colori di sfondo rappresentano le principali province geologiche.

Pannello (b): Mostra le variazioni di profondità delle valli (altezza dal crinale al fondovalle) lungo gli altopiani meridionali (SH) e orientali (EH), con i riquadri e le frecce che indicano le aree specifiche.

Pannello (c): Fornisce una rappresentazione della percentuale di valli classificate come “fluviali” divise per intervalli di latitudine di 1°, evidenziando come varia la classificazione delle valli attraverso differenti latitudini.

Pannello (d): Un boxplot illustra la distribuzione delle profondità delle valli classificate come “glaciali” negli altopiani SH ed EH, offrendo un’analisi quantitativa delle loro dimensioni verticali.

Pannello (e): Questo boxplot compara la profondità delle valli “glaciali” che si affacciano verso l’interno (verde) e verso la costa (viola) nei due altopiani, evidenziando differenze basate sull’orientamento delle valli.

In sintesi, questa figura offre un’analisi comprensiva delle proprietà fisiche delle valli subglaciali, esplorando come queste differiscano a seconda della loro ubicazione, orientamento, e contesto geologico, mostrando variazioni significative tra le valli formate attraverso diversi processi geologici.

La Figura 7 mostra i risultati di modelli di calotta glaciale, illustrando simulazioni dello spessore del ghiaccio in stato stazionario per varie combinazioni di temperatura media annua al livello del mare (MAAT) a 60° N e gradiente di temperatura latitudinale.

Pannelli (a)-(t): Ogni pannello rappresenta una simulazione specifica in cui il ghiaccio è stato fatto crescere da zero su un’antica topografia senza ghiaccio, visualizzata in scala di grigi. I contorni neri indicano l’estensione teorica del ghiaccio paleo, basata sulle valli mappate nelle Figure 4 e 6. Inoltre, ogni pannello mostra l’equivalente del livello del mare (SLE) di ogni calotta glaciale modellata, con un riferimento al SLE moderno della Groenlandia (GrIS) che è di 7,42 metri.

Pannelli (u) e (v): Questi pannelli visualizzano la deviazione assoluta media (MAD) tra le estensioni del ghiaccio simulate e i limiti delle valli glaciali mappate per gli altopiani orientali (u) e meridionali (v) all’interno delle aree delimitate in rosso mostrate nel pannello (e). Un valore di MAD più basso indica una maggiore coerenza tra il modello e le osservazioni geomorfologiche riguardo alla presenza o assenza di ghiaccio.

Configurazioni ottimali: La configurazione che meglio concorda con il limite glaciale mappato nelle alte terre orientali è data da una MAAT a 60° N di +4 °C e un gradiente di temperatura latitudinale di -0.3 °C per grado verso nord, come mostrato nel pannello (m). Per le alte terre meridionali, una MAAT a 60° N di +3 °C e un gradiente più ripido di -0.4 °C per grado verso nord hanno prodotto il MAD più basso, indicato nel pannello (g).

Complessivamente, questa figura dimostra l’effetto delle variazioni climatiche sulla morfologia della calotta glaciale, evidenziando come diverse configurazioni di temperatura influenzino significativamente la struttura e l’estensione delle calotte glaciali, fornendo così una visione dettagliata dell’impatto dei cambiamenti climatici sulla dinamica glaciale.

4 Discussione
4.1 Origine e sviluppo delle reti fluviali negli altopiani orientali e meridionali
Sebbene le valli degli altopiani orientali e meridionali della Groenlandia ricordino prevalentemente quelle glaciali nella loro morfologia trasversale (Paxman, 2023a), le reti fluviali che abbiamo mappato presentano diverse caratteristiche non conformi alla formazione sotto l’attuale calotta glaciale continentale. Numerose valli si trovano sotto ghiacci lenti e freddi, soprattutto quelle che guardano verso l’interno sul lato occidentale degli altopiani (Fig. 4f, g, 5b). Le planimetrie delle valli rivelano strutture complesse, con schemi di drenaggio sinuosi, dendritici e radiali (Fig. 4), che indicano flussi convergenti e divergenti in valli spesso orientate in modo incoerente rispetto alla velocità superficiale del ghiaccio attuale (Fig. 5a), che sovrasta il paesaggio. L’esistenza di valli intersecate da spartiacque di ghiaccio moderni (Fig. 4) suggerisce che queste non sono state scavate dal GrIS moderno né dalle acque di fusione subglaciali. Questi pattern valle sono più coerenti con una genesi fluviale o con erosioni glaciali locali. Nell’insieme degli altopiani, il 15% delle valli è di origine “fluviale”, con percentuali che salgono al 20%-30% negli altopiani meridionali (Fig. 6c), segnale che elementi di un paesaggio fluviale sono stati conservati fin dalla nascita delle glaciazioni, facilitati probabilmente dalla lunga presenza di ghiaccio freddo e a lento movimento, come quello al centro delle nostre simulazioni delle masse di ghiaccio (Fig. 8). Deduciamo quindi che le valli mappate rappresentano probabilmente reti fluviali preglaciali ereditate, che sono state sfruttate e modificate erosivamente da ghiacciai di valle direzionati topograficamente, facenti parte di un campo di ghiaccio più piccolo nelle prime fasi della storia glaciale della Groenlandia. Gli analoghi moderni per l’ambiente paleo ipotizzato includono aree caratterizzate da ghiacciai di valle guidati topograficamente che partono da campi di ghiaccio centrali, come la Patagonia meridionale e zone della Columbia Britannica, dello Yukon e dell’Alaska. L’estensione e la geometria mappate delle valli paleoglaciali possono dunque riflettere l’assetto medio e le dinamiche a lungo termine della o delle masse di ghiaccio che le hanno originate (Porter, 1989). Tuttavia, invece di rappresentare un limite passato di erosione, un’ipotesi alternativa suggerisce che la distribuzione delle valli paleoglaciali sia determinata dalla distribuzione moderna del ghiaccio non erosivo (freddo) e rappresenti quindi un confine di conservazione a lungo termine. Il confronto tra i confini osservati della rete fluviale e lo stato termico basale presumibile del GrIS moderno (MacGregor et al., 2022) mostra che, ad eccezione dell’estremità settentrionale degli altopiani orientali e dello spazio tra gli altopiani orientali e meridionali, il limite mappato delle valli non coincide con un netto passaggio da ghiaccio freddo a caldo (Fig. S3b), come ci si aspetterebbe se questo limite riflettesse l’estensione della conservazione del paesaggio da parte dei lastroni di ghiaccio continentali attuali e passati. In effetti, il ghiaccio freddo e lento si estende per centinaia di chilometri all’interno del limite della rete fluviale paleoglaciale lungo gran parte degli altopiani orientali (MacGregor et al., 2022) (Fig. S3), suggerendo che è improbabile che la rete fluviale osservata sia ciò che resta di un segnale molto più ampio parzialmente cancellato dall’erosione su scala delle calotte glaciali. Questa conclusione è supportata anche dall’osservazione che il paesaggio più interno della Groenlandia tende spesso a somigliare di più a quello dei sistemi fluviali (Bamber et al., 2013; Cooper et al., 2016; Paxman et al., 2021; Paxman, 2023a), indicando una conservazione del paesaggio a lungo termine.

È interessante notare che le valli “glaciali” negli altopiani orientali della Groenlandia sono mediamente quasi il doppio più profonde rispetto a quelle degli altopiani meridionali (Fig. 6b, d). Questo suggerisce che la Groenlandia meridionale ha subito meno incisioni glaciali nel corso della sua storia rispetto alla Groenlandia orientale. Due ipotesi possibili per spiegare questa differenza includono: (i) una variazione litologica che influenza la capacità di erosione del substrato roccioso e (ii) una storia glaciale diversa, ad esempio una durata complessiva di glaciazione erosiva sui monti più breve o una minore quantità di massa glaciale media in movimento (cioè velocità dei ghiacciai più lente e tassi di incisione inferiori) nel sud rispetto all’est della Groenlandia.

Dal punto di vista geologico, spostandosi da sud verso nord, la Groenlandia meridionale è caratterizzata dal Belt Orogenico Ketilidiano (metasedimenti del Paleoproterozoico e intrusioni granitoidi formatisi durante l’orogenesi Ketilidiana del Paleoproterozoico) e dal Cratone dell’Atlantico del Nord (gneiss granitico dell’Archeano) (Fig. S1b) (Henriksen et al., 2009). Gli altopiani della Groenlandia orientale, procedendo da sud a nord, comprendono il Cratone Rae (Paleoproterozoico con gneiss granitico archeano rielaborato), la Provincia Vulcanica della Groenlandia Orientale (basalti del Paleogene e intrusioni mafiche) e il Belt Orogenico Caledoniano (metasedimenti del Mesoproterozoico deformate durante l’orogenesi Caledoniana del Siluriano) (Fig. S1b) (Henriksen et al., 2009). Nonostante il Cratone dell’Atlantico del Nord (sud della Groenlandia) e il Cratone Rae (est della Groenlandia) siano geologicamente simili e ci si aspetterebbe simili caratteristiche di durezza ed erodibilità (Campforts et al., 2020), si osserva un marcato contrasto nella profondità delle incisioni delle valli (Fig. 6b). Inoltre, nonostante le significative variazioni geologiche lungo gli altopiani orientali, le profondità medie e massime delle valli rimangono comparabili per tutta la lunghezza della catena montuosa e sono consistentemente più profonde rispetto a quelle meridionali (Fig. 6b). Queste osservazioni suggeriscono che la litologia non esercita un controllo significativo sulle variazioni spaziali della profondità delle valli, che potrebbero invece essere ricondotte a una storia glaciale diversa tra gli altopiani meridionali e orientali. Proponiamo che il limite superiore approssimativo di circa 2 km nelle profondità delle valli negli altopiani orientali (Fig. 6b) possa riflettere feedback negativi legati all’evacuazione dei sedimenti, che servono a rallentare e stabilizzare la profondità degli scavi glaciali (Patton et al., 2016).

I risultati del nostro insieme di modelli di calotta glaciale dimostrano che, in tutte le simulazioni che mostrano una crescita del ghiaccio negli altopiani meridionali, è sempre presente ghiaccio anche negli altopiani orientali, ma il contrario non vale necessariamente (Fig. 7). La glaciazione degli altopiani meridionali richiede un clima più freddo sull’intera isola rispetto agli altopiani orientali, nonostante i tassi di precipitazione modellati siano più elevati (Fig. 3b). Questo è dovuto alle temperature più alte nelle latitudini più basse (Fig. 3a) e all’altitudine massima inferiore degli altopiani meridionali rispetto a quelli orientali (Morlighem et al., 2017). Considerando che è meno probabile che gli altopiani meridionali subiscano glaciazione rispetto a quelli orientali (Fig. 7), è plausibile che abbiano avuto una minore durata di incisione glaciale nel corso della storia della Groenlandia, risultando in valli mediamente meno profonde. Questo spiegherebbe anche la maggiore presenza di valli fluviali paleo conservate negli altopiani meridionali (Fig. 6c).

Un’alternativa è che gli altopiani orientali e meridionali abbiano avuto periodi simili di copertura da ghiacci montani erosivi, ma il ghiaccio nella Groenlandia orientale era associato a tassi di turnover di massa più elevati, e quindi a velocità di scorrimento basale e tassi di erosione maggiori. Tuttavia, questa possibilità sembra improbabile, dato che i tassi elevati di paleo-precipitazione nella Groenlandia meridionale, indicati costantemente dai modelli di circolazione generale (Fig. 3b), dovrebbero portare a tassi di accumulo e turnover di massa superiori rispetto alla Groenlandia orientale, a parità di altre condizioni. Inoltre, le nostre simulazioni della calotta glaciale non mostrano differenze significative nelle velocità della superficie del ghiaccio o dello scorrimento basale tra gli altopiani meridionali e orientali (Fig. 8). Pertanto, sebbene la crescita del ghiaccio e l’incisione glaciale delle valli montane possano essere avvenute quasi simultaneamente lungo tutta la lunghezza degli altopiani orientali (da 66° a 78° N) sotto un unico gradiente di temperatura latitudinale (Fig. 8a), suggeriamo che la glaciazione nella Groenlandia meridionale sia avvenuta in seguito o che la glaciazione montana in questa regione sia stata di durata più breve o più intermittente a causa di un clima più caldo e di una topografia media inferiore.

Inoltre, il fatto che le valli che si affacciano sulla costa siano mediamente più profonde rispetto a quelle rivolte verso l’interno (Fig. 6e) evidenzia una storia di incisione differente tra questi due gruppi di valli. Escludendo un ruolo predominante per la variabilità geologica lungo gli altopiani, questa distinzione potrebbe riflettere differenze sia nelle profondità originarie delle valli (preglaciali) sia nelle storie di incisione glaciale. Considerato che gli altopiani orientali e meridionali si sono formati tramite il sollevamento del margine passivo in seguito alla separazione dell’Atlantico del Nord (Japsen et al., 2014; Bonow et al., 2014), le valli fluviali su entrambi i lati dello spartiacque centrale avrebbero risposto alla separazione continentale e al sollevamento incidendo fino a raggiungere il livello di base.

Data la loro prossimità alla costa, si presume che i fiumi antichi sul lato est degli altopiani abbiano scavato valli profonde fino a livelli prossimi al mare, mentre i fiumi sul lato ovest, essendo situati a diverse centinaia di chilometri dal loro livello di base (la costa occidentale), non avrebbero avuto la stessa necessità di incidersi profondamente (Beaumont et al., 2000; Cockburn et al., 2000). Queste valli sono state in seguito modellate ulteriormente dai ghiacciai di valle, ma la differenza originaria di profondità tra i due lati dello spartiacque potrebbe essere rimasta fino ad oggi.

Questo contesto non esclude che le valli rivolte verso la costa abbiano subito un’incisione più intensa a causa del ghiaccio caldo e veloce nel corso della storia glaciale della Groenlandia. Sia le valli rivolte verso la costa che quelle interne potrebbero essere state incise durante le prime fasi di glaciazione montana, e i successivi ghiacciai su scala continentale potrebbero aver preservato le valli interne sotto ghiaccio freddo (Bierman et al., 2014; MacGregor et al., 2022), mentre continuavano a scavare e approfondire quelle rivolte verso la costa, che erano perfettamente orientate per essere sfruttate dai ghiacciai di scarico caldi e rapidi provenienti dall’interno della calotta glaciale (Fig. 5, S2a) (Joughin et al., 2018). Una teoria simile è stata proposta per spiegare le differenze di profondità di incisione osservate tra le coste e l’interno del margine glaciale passivo norvegese (Hall et al., 2013; Kleman et al., 2008). Le maggiori velocità di scorrimento basale sul lato costiero degli altopiani durante la glaciazione montana (Fig. 8), probabilmente causate da un maggiore impatto marittimo sul clima del lato est degli altopiani (cioè, aumenti dei tassi di precipitazione e di massa; Fig. 3b), potrebbero aver contribuito anche a questa disparità nei tassi di incisione paleo (Cook et al., 2020; Seguinot e Delaney, 2021). Tuttavia, è importante notare che i nostri modelli potrebbero sottovalutare le velocità di scorrimento basale (e quindi il potenziale erosivo) delle valli rivolte verso l’interno, dato che molte di queste non sono ben definite nel modello BedMachine. Tutti questi fattori potrebbero aver collaborato per rendere le valli rivolte verso la costa mediamente più profonde rispetto a quelle interne.

4.2 Cronologia dell’erosione dei valloni glaciali montani

Abbiamo già verificato come il paesaggio delle alture orientali e meridionali sia stato modificato in maniera significativa durante una o più fasi precedenti di glaciazione montana limitata. Tuttavia, l’epoca di questi eventi non è facilmente determinabile esclusivamente dalla geomorfologia presente sul territorio. In questa sezione, cerchiamo di comprendere se i risultati del nostro lavoro di mappatura geomorfologica e di modellazione dei ghiacciai, uniti alle scoperte di studi precedenti, possano aiutarci a definire meglio la cronologia della glaciazione dei valloni montani nella Groenlandia orientale e meridionale.

Uno degli ostacoli principali in questo ambito è dato dall’evoluzione continua dei ghiacciai e dei loro paesaggi sottostanti: la topografia subglaciale non mostra una configurazione “definitiva” del ghiacciaio, ma è piuttosto da considerarsi un palinsesto, risultato di varie fasi glaciali (Kleman, 1994). Questo paesaggio potrebbe quindi riflettere le condizioni medie di glaciazione attraverso diversi cicli glaciali (Porter, 1989), anche se ciò non implica necessariamente che la topografia possa essere impiegata per dedurre direttamente le condizioni glaciali storiche medie o prevalenti (Spagnolo et al., 2022). Tuttavia, la presenza di reti vallive palaeo-glaciali ben conservate e coerenti morfologicamente nelle alture meridionali e orientali della Groenlandia suggerisce che queste aree sono state occupate da ghiacci in una configurazione favorevole all’erosione di questi valloni per un periodo prolungato. Tale configurazione potrebbe non essere stata continua, ma piuttosto si è verificata durante intervalli ripetuti in un arco temporale esteso, vista la sensibilità dei ghiacciai montani alla variabilità climatica, come quella orbitale. Ci concentriamo qui su una serie di intervalli temporali rilevanti per la storia glaciale della Groenlandia, valutando la probabilità che le valli abbiano subito fasi significative e ripetute di erosione in questi periodi.

4.2.1 L’Ultimo Interglaciale

L’ultimo intervallo temporale in cui la calotta glaciale della Groenlandia (GrIS) potrebbe aver subito una riduzione significativa rispetto ai giorni nostri corrisponde all’Ultimo Interglaciale (Eemiano; MIS 5e; circa 125 ka), un’epoca in cui le temperature medie globali della superficie erano superiori di 1.5–2 °C rispetto all’attuale periodo interglaciale (Clark e Huybers, 2009). Sebbene la perdita di ghiaccio in questo periodo non fosse trascurabile, i modelli numerici dei ghiacciai indicano che il GrIS Eemiano copriva ancora la maggior parte della Groenlandia centrale (Fig. 9a), e i dati relativi ai livelli del mare globale non indicano una perdita estesa di ghiaccio dalla Groenlandia in quel periodo (Dutton et al., 2015). Le prove del ghiaccio Eemiano trovate nel nord della Groenlandia attraverso la radiostratigrafia glaciale (MacGregor et al., 2015) e nei carotaggi del ghiaccio profondo di NEEM, GRIP/GISP2 e DYE-3 (Dahl-Jensen et al., 2013; Suwa et al., 2006; Yau et al., 2016) confermano questa ipotesi e attestano la presenza di una calotta glaciale estesa, ben più ampia delle masse di ghiaccio limitate che probabilmente hanno modellato le valli paleo-glaciali della Groenlandia orientale e meridionale (Fig. 8).

4.2.2 “Super-interglaciali” del Pleistocene

L’analisi di nuclidi cosmogenici prelevati da sedimenti e rocce di fondale tramite carotaggi sotto il ghiaccio nei siti GISP2 e Camp Century (vedi Fig. 1b) rivela che si è verificato almeno un importante episodio di perdita di massa glaciale in Groenlandia, risalente o successivo a circa 1.1 milioni di anni fa (Christ et al., 2021; Schaefer et al., 2016). Questo episodio potrebbe corrispondere a uno o più periodi interglaciali eccezionalmente caldi e/o prolungati, come il MIS 11 (circa 430–400 ka) o il 31 (circa 1.09–1.06 Ma). Le simulazioni del ritiro glaciale indicano che, durante il MIS 11, la deglaciazione del sito di Camp Century (nord-ovest della Groenlandia; vedi Fig. 1b) avrebbe richiesto la perdita di almeno il 20% della calotta glaciale della Groenlandia (GrIS) (Christ et al., 2023). Per rendere il sito GISP2 completamente libero dai ghiacci, sarebbe stata necessaria una riduzione del GrIS a meno del 10% del suo volume attuale, confinato a calotte glaciali isolate nelle alture orientali e/o meridionali (Fyke et al., 2014; Schaefer et al., 2016). Questi risultati sono confermati dalle nostre simulazioni più accurate del manto glaciale (vedi Fig. 9). Anche se la cronologia esatta rimane incerta, è quindi ragionevole ipotizzare che durante i più notevoli interglaciali del Pleistocene (es. MIS 11 e 31), il GrIS possa essere stato confinato a una configurazione tale da favorire l’erosione delle reti vallive paleo-glaciali mappate (vedi Figg. 4, 8).

Tuttavia, resta da chiarire se il manto glaciale sia rimasto in questo stato ridotto per un periodo sufficientemente lungo da spiegare le profondità delle valli osservate, che variano tra 1 e 2 km. Anche ipotizzando una durata combinata massima dei picchi interglaciali del MIS 11 e 31 di circa 50.000 anni (de Wet et al., 2016) e supponendo che metà del rilievo vallivo osservato sia anteriore alla glaciazione, sarebbero necessari tassi medi di erosione di circa 10–20 mm all’anno per spiegare l’erosione delle valli durante solamente questi periodi.

Mentre la stima dei tassi di erosione glaciale a lungo termine basata sui risultati dei modelli dei mantelli di ghiaccio è molto incerta, l’uso delle velocità di scorrimento basale simulate, che si aggirano intorno ai 100 metri all’anno (vedi Fig. 8d, h), applicate a diverse teorie empiriche sull’erosione glaciale (Cook et al., 2020; Herman et al., 2015; Koppes et al., 2015), suggerisce che i tassi di erosione attesi sono dell’ordine di circa 2 mm all’anno nelle valli. Questo valore è anche più in linea con gli intervalli comunemente associati ai ghiacciai alpini e polari (Koppes e Montgomery, 2009; Patton et al., 2022). Inoltre, le simulazioni relative al MIS 11 indicano che, nonostante una notevole riduzione del GrIS, il ghiaccio basale è rimasto al di sotto del punto di fusione per pressione nella maggior parte della calotta residua (Robinson et al., 2017), aiutando a conservare il paesaggio al di sotto del GISP2 grazie a un ghiaccio freddo e non erosivo (Bierman et al., 2014). Le calotte glaciali ristrette, presenti durante i “super-interglaciali” del Pleistocene, possono quindi aver contribuito all’incisione delle reti vallive in Groenlandia orientale e meridionale, ma probabilmente non erano abbastanza longeve o erosive per giustificare completamente il rilievo osservato di queste formazioni.

Per quanto riguarda l’erosione delle valli e dei fiordi glaciali nelle aree costiere vicine della Groenlandia orientale, i calcoli isostatici suggeriscono che questa sia avvenuta principalmente prima di circa 2,5 milioni di anni fa (Pedersen et al., 2019). Questo perché l’erosione di questi sistemi di valli e fiordi profondi avrebbe causato un sollevamento flessurale di centinaia di metri nelle zone costiere adiacenti, ma i sedimenti marini del tardo Pliocene e inizio Pleistocene (circa 2,5 Ma) esposti lungo la costa non mostrano sollevamenti significativi (Pedersen et al., 2019). Ciò suggerisce che l’incisione dei fiordi e l’adeguamento isostatico associato siano avvenuti ben prima della deposizione di questi sedimenti, indicando che la formazione selettiva delle valli e dei fiordi glaciali era per lo più già avvenuta prima del Quaternario in Groenlandia orientale.

la Figura 9 illustra le mappe termiche relative all’estensione della calotta glaciale della Groenlandia (GrIS) durante periodi caldi del passato.

  • Pannello (a): Questo grafico mostra l’estensione minima simulata del GrIS durante l’ultimo interglaciale, noto come Eemiano, che risale a circa 125.000 anni fa. La mappa è basata sui dati di 10 modelli di calotte glaciali precedentemente pubblicati, raccolti nella Figura 2 di Plach et al. (2018). I colori sulla mappa indicano quanti modelli prevedono la presenza di ghiaccio in ciascuna località specifica. Le icone con i triangoli azzurri segnalano i siti di carotaggi profondi del ghiaccio, le stelle rosse indicano i siti dei carotaggi oceanici (ODP), e i poligoni blu delimitano i confini delle valli glaciali montane paleo, oggetto di studio in questa ricerca.
  • Pannello (b): Questo grafico rappresenta l’estensione simulata del GrIS durante il periodo caldo del medio Piacenziano, che va da circa 3,26 a 3,02 milioni di anni fa. I dati sono derivati dai risultati di sei diversi modelli di calotte glaciali (Koenig et al., 2015). La mappa esplora la crescita del GrIS partendo da una Groenlandia inizialmente priva di ghiaccio, utilizzando i dati climatici del tardo Pliocene dal modello di circolazione generale HadAM3. La linea tratteggiata rossa segna l’estensione del GrIS utilizzata nel progetto PlioMIP2, secondo le pubblicazioni di Dowsett et al. (2016) e Haywood et al. (2016b).

Queste mappe termiche offrono una rappresentazione visiva dell’impatto dei cambiamenti climatici sulle dimensioni delle calotte glaciali in Groenlandia durante periodi storici notevolmente più caldi, fornendo così una prospettiva essenziale su come le variazioni climatiche passate abbiano influenzato l’estensione del ghiaccio.

4.2.3 Sviluppo del ghiaccio nel Neogene

Se l’incisione delle valli glaciali montane non è avvenuta principalmente durante i periodi di ritiro dei ghiacciai interglaciali del Quaternario, si può dedurre che queste reti vallive riflettano essenzialmente le prime fasi di formazione della calotta glaciale nel Neogene. Numerosi studi di modellazione indicano che nel tardo Pliocene (circa 3.6–2.6 Ma), il GrIS ha iniziato a formarsi e si è espanso partendo dalle montagne della Groenlandia orientale e meridionale (Berends et al., 2019; Contoux et al., 2015; Koenig et al., 2015; Lunt et al., 2009; Solgaard et al., 2011; Tan et al., 2018), anche se questi risultati non escludono completamente la presenza di masse di ghiaccio nelle zone elevate prima del tardo Pliocene (Bierman et al., 2016). Diversi modelli di calotte glaciali, che incorporano una forzatura climatica del Pliocene medio (mPWP) da un modello di circolazione atmosferica generale in cui il GrIS non esisteva in origine, mostrano una calotta glaciale confinata alle alture orientali e meridionali (Koenig et al., 2015). L’estensione di questa calotta è coerente sia con i limiti delle valli glaciali paleo mappati che con i nostri risultati semplificati di modellazione della calotta (Fig. 9b).

I dati che restringono le conoscenze sul clima della Groenlandia durante il tardo Pliocene sono scarsi e provengono da pochi siti. Sull’Isola di Ellesmere (78° N), analisi multiproxy come la larghezza degli anelli degli alberi, gli isotopi dell’ossigeno, la composizione della paleo-vegetazione e i lipidi tetraeteri sono stati utilizzati per dedurre una temperatura media annuale dell’aria (MAAT) di −1 °C (±4 °C) durante il tardo Pliocene (Ballantyne et al., 2010; Csank et al., 2011). In modo simile, analisi precedenti degli assemblaggi fossili di flora e fauna della Formazione Kap København nel nord della Groenlandia (82° N) hanno fornito una stima indicativa delle MAAT locali del tardo Pliocene di −4 °C (Funder et al., 2001). Nei nostri esperimenti di modellazione della calotta glaciale, abbiamo ottenuto una geometria della calotta più vicina al limite osservato delle valli glaciali nella Groenlandia orientale per una MAAT del livello del mare di +4 °C a 60° N e un gradiente latitudinale di −0.3 °C per grado nord (Fig. 7). Questo implica una MAAT del livello del mare di −2 °C a 80° N, in linea con i vincoli basati sui dati per le temperature del tardo Pliocene nel nord della Groenlandia. Il gradiente latitudinale migliore è anche in linea con i gradienti di temperatura paleolatitudinali globali stimati per il tardo Miocene e il Pliocene, che, sebbene molto incerti, sono generalmente meno ripidi tra i 60° e i 90° N rispetto ai giorni nostri (circa −0.8 °C per grado nord) (Bradshaw et al., 2012; Burls et al., 2021; Zhang et al., 2019). Le condizioni climatiche necessarie per sviluppare masse di ghiaccio montano in grado di incidere le valli glaciali mappate sembrano quindi essere in linea con quelle caratteristiche del tardo Miocene e/o del Pliocene. Il livello del mare globale inferito di fino a +25 m sopra il livello medio globale moderno durante il mPWP (Dumitru et al., 2019; Grant et al., 2019) è coerente anche con un GrIS significativamente ridotto in quel periodo (Dutton et al., 2015). Le masse di ghiaccio che meglio corrispondono all’estensione delle valli glaciali paleo contengono circa 0.4 m di equivalente di livello del mare (SLE) nelle alture orientali e circa 0.1 m SLE nelle alture meridionali (Fig. 7), suggerendo che, quando queste valli furono incise, il contributo del GrIS al livello del mare baristatico era tanto quanto circa 7 m.

Registrazioni Offshore dell’Evoluzione Glaciale Precoce della Groenlandia

Prima della formazione di una calotta glaciale su scala continentale, evidenze indicano che materiali glaciali iniziarono ad apparire nei sedimenti dell’Atlantico Nord durante il tardo Miocene. Al sito 918 del Programma di Perforazione Oceanica (ODP), situato nel sud-est della Groenlandia (Fig. 9), si registrano episodi di deposizione di sabbia grossolana, till, diamicton e detriti trasportati dal ghiaccio (IRD) a partire da circa 7 milioni di anni fa (Larsen et al., 1994; St. John e Krissek, 2002). Nonostante la sua posizione meridionale, è probabile che i sedimenti di questo sito siano stati trasportati verso sud dalla Corrente della Groenlandia Orientale, attiva in senso antiorario lungo la piattaforma continentale sin dal tardo Miocene, e derivassero dalle rocce delle alture orientali piuttosto che meridionali della Groenlandia (Blake-Mizen et al., 2019). Analogamente, al sito ODP 987 (est della Groenlandia; Fig. 9), la comparsa di pietre cadute suggerisce l’inizio del trasporto di ghiaccio circa 7,5 milioni di anni fa (Butt et al., 2001). La stratigrafia sismica offshore vicina a questo sito mostra anche che i sedimenti atlantici pre-tardo Miocene non presentano evidenze di progradazione o materiali grossolani, il che implica l’assenza di ghiaccio costiero (Pérez et al., 2018). La prima unità glaciale progradante, che indica la presenza di ghiacciai di sbocco che raggiungono la costa, è datata intorno a 7 milioni di anni fa, seguita da un’avanzata glaciale più estesa all’inizio del Pliocene (circa 5 milioni di anni fa) (Nielsen e Kuijpers, 2013; Pérez et al., 2018). I ghiacciai sembrano poi essersi ritirati durante il periodo caldo del Pliocene medio (mPWP), per poi avanzare nuovamente in modo significativo alla transizione Pliocene-Pleistocene (Pérez et al., 2018).

Nel nostro modello di calotta glaciale più adeguato per le alture orientali (Fig. 7m), la calotta raggiunge la costa orientale in alcuni punti nella metà meridionale di queste alture (Fig. 8a). Sebbene le estensioni dei margini terminanti marini delle calotte glaciali simulate siano più limitate rispetto allo scenario ottimale, queste erano probabilmente abbastanza estese da raggiungere la costa, almeno in alcune aree, e potrebbero essere state responsabili del trasporto di materiali sedimentari glaciogenici e IRD alla piattaforma continentale durante il tardo Miocene e il Pliocene attraverso i ghiacciai tidewater. Tuttavia, è importante notare che l’incisione delle valli glaciali montane era iniziata prima della formazione di un margine terminante marino (Bierman et al., 2016).

Dati termocronologici dalla Groenlandia orientale indicano che un sollevamento su scala chilometrica delle alture iniziò circa 10 milioni di anni fa (Japsen et al., 2014), e le prove geomorfologiche suggeriscono che l’incisione nelle superfici sollevate in quel periodo fu inizialmente guidata dai fiumi (Japsen et al., 2024). Se i fiumi dominavano il paesaggio circa 10 milioni di anni fa e il sollevamento era necessario per innescare la glaciazione montana (Solgaard et al., 2013), è improbabile che la rete delle valli glaciali paleo si sia sviluppata prima di circa 10 milioni di anni fa.

Le registrazioni geologiche suggeriscono due periodi plausibili per l’incisione delle valli glaciali montane: (i) il tardo Miocene (dopo circa 10 Ma) prima dell’avanzamento del margine del primo Pliocene (circa 5 Ma) e/o (ii) i periodi caldi successivi del tardo Pliocene, come il mPWP. Non è chiaro dalle prove attuali se l’incisione glaciale sia avvenuta principalmente in uno o entrambi questi intervalli. Il caso più semplice indica che il paesaggio glaciale paleo riflette essenzialmente la presenza di masse di ghiaccio montane ristrette durante il tardo Pliocene, appena prima dell’inizio della glaciazione su scala continentale e della formazione di ghiaccio esteso, freddo e non erosivo. Tuttavia, se esisteva un margine glaciale che terminava in mare (anche solo intermittente) durante il tardo Miocene o il primo Pliocene, l’incisione delle valli glaciali montane potrebbe aver avuto inizio prima del tardo Pliocene. Sulla base delle informazioni disponibili, sembra che l’incisione delle valli glaciali nelle alture orientali e meridionali sia avvenuta principalmente all’inizio della storia glaciale della Groenlandia, probabilmente durante il tardo Miocene o i successivi periodi caldi del tardo Pliocene. Per approfondire ulteriormente quale dei due periodi abbia caratterizzato la maggior incisione, si raccomanda l’analisi futura dei dati sismici offshore e l’acquisizione di carote di sedimenti sulla piattaforma continentale della Groenlandia orientale, al fine di confrontare la provenienza dei sedimenti del Miocene e del Pliocene e la tempistica delle eruzioni erosive dalle alture orientali e meridionali.

Con lo sviluppo del paesaggio glaciale di tipo alpino nel sud e est della Groenlandia durante un lungo arco temporale (da centinaia di migliaia a milioni di anni), il GrIS si è probabilmente espanso rapidamente a scala continentale. Questa inferenza si basa sulla modellazione della calotta glaciale che indica come una rapida espansione del GrIS potrebbe essere stata stimolata da un feedback tra l’elevazione della superficie e il bilancio di massa, una volta superata una certa soglia termica (DeConto et al., 2008), confermato anche dai risultati del nostro modello di calotta glaciale (Fig. 7 mostra che per ogni diminuzione di 1 °C, il volume di ghiaccio modellato raddoppia circa). Inoltre, la geomorfologia subglaciale mostra che ampie aree del paesaggio interno non sono state significativamente modificate dall’erosione glaciale (Bamber et al., 2013; Bierman et al., 2014; Cooper et al., 2016), suggerendo che il margine del ghiaccio, generalmente caratterizzato dai flussi di ghiaccio più rapidi e quindi dai tassi di erosione più alti, non è rimasto a lungo in queste aree (vedi Fig. 7c e k).

Gran parte del paesaggio dell’interno della Groenlandia, inclusi i valloni che guardano verso l’entroterra delle alture orientali e meridionali, è stata presumibilmente preservata sotto un nucleo di ghiaccio freddo della vasta calotta glaciale continentale. Pertanto, riteniamo che il versante interno delle alture orientali possa essere una zona promettente per il ritrovamento di ghiaccio antico in Groenlandia, per vari motivi: (a) la topografia è elevata con valli profonde formatesi durante le prime glaciazioni montane; (b) il ghiaccio, essendo freddo e lento (Joughin et al., 2018; MacGregor et al., 2022), ha probabilmente mantenuto le sue caratteristiche per milioni di anni (Bierman et al., 2016), rappresentando così una delle storie glaciali più lunghe e continue del paese.

Sebbene la precisa cronologia degli eventi debba ancora essere definita, i risultati del nostro mappaggio geomorfologico e della modellazione della calotta glaciale offrono un vincolo cruciale sulla forma del GrIS (Fig. 8) durante i periodi caldi del tardo Miocene e/o del tardo Pliocene, e possibilmente durante gli interglaciali più intensi del Pleistocene. Suggeriamo che questi vincoli possano essere utilizzati retroattivamente per validare o escludere certi scenari simulati di passate estensioni della calotta glaciale. Possono inoltre servire come condizioni al contorno migliorate e basate sui dati per le future iterazioni delle condizioni al contorno della paleogeografia globale, come PRISM (Dowsett et al., 2016) e i progetti di interconfronto dei modelli paleoclimatici come PlioMIP (Haywood et al., 2016b). Evidenziamo che la configurazione ottimale del ghiaccio nelle alture orientali è significativamente meno estesa di quella prevista dal modello PRISM4 (Fig. 8a). Sottolineiamo anche l’importanza di approfondire la comprensione della cronologia dello sviluppo del paesaggio. Questo potrebbe essere facilitato da un miglioramento del mappaggio e dalla quantificazione dei volumi e delle cronologie dei sedimenti offshore (ad esempio, Pedersen et al., 2018), oltre che dall’analisi geochimica della provenienza del materiale eroso che entra nell’Atlantico Nord (ad esempio, Blake-Mizen et al., 2019; Cook et al., 2013), il che migliorerebbe la capacità di determinare i momenti in cui il margine del ghiaccio ha raggiunto la costa o si è ritirato verso l’interno lungo il margine orientale della Groenlandia.

5 Conclusioni

Nel presente studio abbiamo combinato la mappatura geomorfologica con la modellazione delle calotte glaciali per analizzare il comportamento della Calotta Glaciale della Groenlandia durante periodi climatici passati più caldi. Le nostre conclusioni sono le seguenti:

  1. Le alture della Groenlandia orientale e meridionale sono segnate da una rete complessa di valli subglaciali, le quali conservano tracce di antiche incisioni fluviali sia nella loro forma planimetrica che nella morfologia del profilo trasversale. La disposizione di queste valli non corrisponde all’incisione sotto l’attuale GrIS di dimensioni continentali.
  2. Piuttosto, è probabile che le valli fluviali paleo abbiano influenzato e siano state modificate dal flusso dei ghiacciai di valle montana (caldo-basati e erosivi) che drenavano i campi di ghiaccio centrale (freddo-basati e non erosivi) durante periodi climatici caldi passati. La nostra modellazione indica che il confine delle valli glaciali paleo nelle alture orientali è coerente con un paleoclima definito da tassi di precipitazione del tardo Pliocene e un semplice campo termico atmosferico.
  3. Un raffreddamento aggiuntivo di 1 °C e un aumento del gradiente latitudinale di 0.1 °C sono necessari per allinearsi al confine delle valli glaciali paleo nelle alture meridionali. Il nostro mappaggio suggerisce inoltre che il paesaggio delle alture meridionali è stato modificato meno intensamente dalla glaciazione rispetto a quello delle alture orientali, che probabilmente hanno sperimentato la glaciazione prima a causa delle loro latitudini più elevate e delle maggiori elevazioni. L’SLE delle masse di ghiaccio che meglio corrispondono al limite mappato delle valli glaciali paleo è di circa 0.4 m nelle alture orientali e di 0.1 m nelle alture meridionali, suggerendo che al momento dell’incisione delle valli, il GrIS era notevolmente più ristretto rispetto a oggi, contribuendo fino a circa 7 m al livello del mare baristatico.
  4. Riteniamo che il tardo Miocene (circa 7-5 Ma) e il tardo Pliocene (circa 3.6-2.6 Ma) siano i periodi più probabili per l’incisione della rete di valli glaciali paleo mappate. Tuttavia, non possiamo escludere che le valli siano state incise anche durante periodi “super-interglaciali” particolarmente caldi o prolungati del Pleistocene. Questi confini mappati e le simulazioni associate possono fornire vincoli preziosi per i futuri progetti di modelli interconfronto paleoclimatici, che esplorano questi periodi caldi passati come analoghi per il futuro riscaldamento climatico previsto.
  5. Le transizioni successive tra un GrIS di scala montana e continentale non hanno eroso significativamente il paesaggio interno della Groenlandia, indicando che l’avanzamento/ritiro dei margini del ghiaccio è avvenuto relativamente in fretta e/o senza erosione significativa. Di conseguenza, il lato orientato verso l’interno delle alture orientali potrebbe contenere alcuni dei ghiacci più antichi preservati in Groenlandia.

https://tc.copernicus.org/articles/18/1467/2024

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