Geomorfologia

La geomorfologia è la branca della geologia che studia la morfologia della superficie terrestre, cioè le forme che costituiscono il rilievo del territorio, investigandone l'origine e l'evoluzione.

In particolare, la geomorfologia studia le correlazioni tra la morfologia del terreno, le sue caratteristiche litologiche e gli agenti che lo hanno modellato. Viene comunemente riferito allo studio della superficie delle terre emerse, ma può anche essere usato riferendosi allo studio dei fondali marini e di altri pianeti.

Etimologia

Il termine "geomorfologia" vuol dire letteralmente "studio della forma della Terra" (dal greco γη, ge, in italiano "Terra", e μορφή, morfé, "forma" e λογος, logos), "studio").

Storia della geomorfologia

La geomorfologia originariamente non era separata dalla geografia fisica. Il primo modello geomorfologico consisteva nel ciclo geografico o "ciclo dell'erosione", sviluppato da geografo e padre della geomorfologia William Morris Davis tra il 1884 e il 1899.

Occupandosi della forma delle valli, il ciclo è presentato come una sequenza nella quale un fiume era solito scavare una valle, sempre più profondamente, ma nella quale l'erosione dei fianchi vallivi avrebbe compensato in parte l'incisione con un livellamento del terreno, sebbene ad una quota minore.

Questo modello è attualmente considerato troppo semplicistico, specie se applicato a situazioni pratiche. Walther Penck sviluppò un modello alternativo nel 1920, basato su cicli di risalita ed erosione, ma anch'esso era troppo limitato e semplificato per spiegare l'ampia varietà di forme ed eventi presenti in natura.

Descrizione

La geomorfologia studia la genesi delle forme del rilievo e la storia e la dinamica del territorio al fine di predirne i futuri cambiamenti attraverso la combinazione di osservazioni, esperimenti fisici, e modelli matematici. La disciplina è praticata anche nella geodesia, nella geologia, e nell'ingegneria ambientale. I primi studi della geomorfologia trovano fondamento nella pedologia, uno dei due rami della scienza della terra. La superficie terrestre si modifica in risposta agli agenti fisici che insistono su di essa, siano essi di origine naturale e/o antropica. combinazione tra processi naturali e antropogeografici.

Il territorio viene modellato attraverso il sollevamento delle placche tettoniche e il vulcanismo. La spoliazione del territorio avviene anche attraverso l'erosione e il movimento gravitativo, che produce sedimenti trasportati e depositati altrove all'interno del territorio o al largo. Il territorio viene inoltre modificato da fenomeni di subsidenza, sia a causa di cambiamenti della tettonica sia dovuti ai depositi sedimentari.

Questi processi sono a loro volta influenzati in modo diverso dal clima, dall'ecologia e dall'attività umana. Altri settori particolari della geomorfologia sono rappresentati, ad esempio: dallo studio e previsione delle frane, dalla dinamica fluviale e della loro relativa messa in sicurezza, dalla protezione delle coste, dalla valutazione della presenza di acqua su altri pianeti come Marte (esogeomorfologia), etc.

Forze endogene e forze esogene

Le forme del rilievo terrestre non sono frutto del caso: la superficie terrestre può venire modellata da forze endogene e/o da forze esogene. I processi di modellamento del rilievo terrestre possono essere di natura endogena o esogena.

Forze endogene

Le forze endogene risiedono all’interno del pianeta Terra, e danno origine a zone elevate e a zone depresse (catene montuose, altopiani, fondali oceanici, ecc.); Le forze endogene sono connesse alle condizioni fisiche e chimiche dei materiali che costituiscono l’interno della Terra e ai fenomeni che in esso si manifestano (raffreddamento, decadimento di materiali radioattivi, trasferimento del calore in superficie, correnti subcrostali, subdizione, risalita e spostamenti di masse magmatiche, ecc.) che danno vita agli agenti e ai processi endogeni, come l’attività tettonica, il vulcanismo e l’attività sismica.

Tra le cause endogene vi sono le temperature elevate dell’interno della Terra, che consentono la realizzazione di moti convettivi al di sotto della crosta e quindi, in superficie, di movimenti tettonici e orogenetici, e la risalita di materiale fuso in superficie che si manifesta in vari fenomeni vulcanici.

I processi endogeni sono quei processi geomorfologici che, nella maggior parte dei casi, conducono alla nascita di forme persistenti nel tempo (possono essere molto antiche) e di vaste dimensioni.

Forze esogene

Gli agenti esogeni del modellamento del rilievo terrestre sono spesso rappresentati da fluidi (come l’aria, l’acqua o il ghiaccio) e dal vento, messi in moto dalla forza di gravità e sono responsabili in varia misura dell’attivazione dei processi morfogenetici (degradazione meteorica, erosione, trasporto e sedimentazione) i cui effetti sul modellamento superficiale sono condizionati da fattori strutturali (litologia e tettonica delle rocce affioranti).

Tra le cause esogene vi sono l’energia inviata dal sole al nostro pianeta, che causa la circolazione delle correnti marine e i venti, le precipitazioni meteoriche, ecc., il moto di rotazione e rivoluzione della Terra che condiziona fortemente le variabili climatiche e la circolazione dei venti e delle correnti marine, l’attrazione gravitazionale e le interazioni reciproche con altri corpi del Sistema Solare che producono le maree.

Se le forme dovute alle forze endogene possono essere il risultato di decine di milioni di anni di processi endogeni, le sculture dovute ai processi esogeni sono molto più recenti, potendo avere una cronistoria limitata anche a qualche anno. La geomorfologia studia prevalentemente quest’ultimo tipo di forme, occupandosi in particolar modo della dinamica esogena.

Le forme modellate da forze esogene sono costituite da entità più recenti e minute rispetto a quelle create dalle forze endogene. Le forme del rilievo di natura esogena tendono a sovrapporsi alle precedenti forme di natura endogena, riuscendo a volte a modificarle a tal punto da poterle mascherare.

Possiamo dunque dire che le forze endogene hanno come effetto la costruzione del rilievo, vale a dire creano sulla superficie terrestre dei dislivelli, dando origine a zone elevate e a zone depresse (come ad esempio le catene montuose, gli altopiani, i fondali oceanici o le depressioni continentali), mentre le forze esogene sono responsabili della distruzione del rilievo, in quanto attraverso processi di erosione, trasporto e sedimentazione, portano alla riduzione dei dislivelli, con lo smantellamento delle zone più elevate e il colmamento di quelle più depresse. Però va tenuto presente che in alcuni casi, attraverso processi di deposizione, talvolta gli agenti esogeni possono creare forme positive, cioè rilevate, come nel caso delle dune.

Geotessiture, morfostrutture e morfosculture

La scuola geomorfologica russa (Gerasimov, 1959, Gerasimov & Meshcheryakov, 1967) divide le forme del rilievo terrestre in:

geotessiture (originate da fattori fondamentalmente endogeni);
morfostrutture (prodotte dall’interazione tra processi endogeni e processi esogeni);
morfosculture (originate da processi essenzialmente esogeni).

Geotessiture

Le geotessiture sono quelle forme del rilievo terrestre di origine prevalentemente endogena. Rientrano nelle geotessiture forme della superficie terrestre di dimensioni molto grandi a scala globale, come ad esempio la forma dei continenti, dei fondali oceanici, delle grandi catene montuose e dei vulcani, le cui caratteristiche morfologiche sono essenzialmente legate all’azione dei processi endogeni.

Morfostrutture

Le morfostrutture sono quelle forme del rilievo terrestre che hanno origine dall’interazione tra forze endogene e forze esogene. Rientrano nelle morfostrutture quelle forme della superficie terrestre a scala regionale, frutto di una intensa interazione tra processi endogeni e processi esogeni, in cui il rilievo prodotto dalle forze endogene è intaccato sensibilmente e modificato dall’azione delle forze esogene (come ad esempio una dorsale montuosa incisa dall’erosione fluviale).

Morfosculture

Le morfosculture sono forme semplici, di dimensioni più piccole, legate fondamentalmente al modellamento esogeno: nella composizione di una morfoscultura ha quindi avuto prevalenza l’attività degli agenti del modellamento (come forza di gravità, acqua, ghiaccio, neve, vento) e/o delle condizioni climatiche (precipitazioni, temperatura, umidità dell’aria, ecc.) rispetto all’attività di fattori strutturali endogeni (caratteristiche litologiche delle rocce, tettonica). Tra le morfosculture si possono distinguere morfosculture maggiori, come ad esempio le valli o i versanti vallivi, e le morfosculture minori, come un corpo di frana, una morena o una cavità alveolare.

Cause del modellamento del rilievo

La geomorfologia studia ed interpreta le caratteristiche, la genesi e l’evoluzione delle forme del rilievo partendo dall’analisi delle cause del modellamento. Le forme del rilievo risultano legate alle attività, in genere antagoniste, delle forze endogene da un lato e di quelle esogene dall’altro: le prime creano o modificano il rilievo attraverso l’orogenesi, gli spostamenti tettonici e le manifestazioni vulcaniche; le seconde tendono a demolirlo, a spianarne le irregolarità o a modificarne alcune parti.

Più in particolare, si può constatare che le modalità dell’evoluzione e del modellamento di ogni forma della superficie terrestre emersa dal mare dipendono da più gruppi di cause, che vanno dai fattori strutturali (come la litologia e la tettonica), ai fattori morfologici del rilievo (come l’acclività o l’esposizione), ai cosiddetti agenti del modellamento esogeno (forza di gravità, acqua, ghiaccio, vento) e alle condizioni climatiche (come le precipitazioni e la temperatura).

Fattori strutturali

Esempio di paesaggio naturale in cui la struttura geologica controlla lo sviluppo di forme del rilievo peculiari: un pilastro di roccia frutto di processi di erosione differenziale su rocce a diverso grado di erodibilità

I fattori strutturali comprendono la litologia (composizione, coesione, alterabilità, resistenza, fragilità, erodibilità delle rocce affioranti, cioè quelle caratteristiche fisiche e chimiche che condizionano la resistenza del materiale di fronte ai fenomeni di demolizione) e la tettonica, intesa sia come tettonica attiva o dinamica (sollevamenti o abbassamenti tettonici, faglie attive, sismicità) o come tettonica passiva o statica (grado di tettonizzazione, fratturazione, giacitura delle rocce).

I fattori strutturali sono oggetto di studio della geomorfologia strutturale, branca della geomorfologia che esamina i rapporti tra morfologia del rilievo e struttura geologica.

Agenti del modellamento

Gli agenti del modellamento sono gli elementi propri delle forze esogene, che operano sul rilievo creato dall’attività delle forze endogene, intaccandolo, spostandone alcuni elementi, accumulandone altri, demolendolo, spianandolo, ecc. Tutte le morfologie della superficie terrestre, siano esse delle microforme o delle macroforme, risultano più o meno modellate da questi agenti: essi sono, ad esempio, la forza di gravità, l’acqua, il vento e l’attività antropica. Nelle megastrutture, di genesi endogena (ad esempio, le catene montuose), le azioni del modellamento possono aver modificato o ritoccato la forma originaria; al contrario, nelle forme più di dettaglio (ad esempio una duna sabbiosa), gli agenti del modellamento possono essere gli elementi caratterizzanti della genesi e dei lineamenti morfologici del rilievo.

Forza di gravità

La forza di gravità è un agente del modellamento del rilievo che agisce in qualsiasi zona del pianeta e in qualsiasi condizione climatica (pertanto detto processo azonale). Un agente geomorfologico dovuto alla forza di gravità sono le frane, fenomeni di caduta e movimenti di masse rocciose o materiali sciolti come effetto prevalente della gravità. La frana è il movimento o la caduta di una massa di terreno o roccia sotto l'azione della forza di gravità. Con lo stesso termine ci si riferisce al materiale coinvolto nel movimento, cioè al corpo di frana. Le frane avvengono istantaneamente e non si limitano a muovere solo la massa di roccia, ma la gravità imprime una forte velocità che genera il vento determinando il sollevamento del pulviscolo.

Corsi d'acqua

I corsi d’acqua (fiumi, torrenti ecc.) svolgono un importante ruolo di agenti del modellamento del rilievo: sono i principali agenti geologici che operano sulla superficie della Terra, erodendo, trasportando e depositando. I corsi d’acqua costituiscono i maggiori modellatori del paesaggio. A scala mondiale, i corsi d’acqua trasportano ogni anno 16 miliardi di tonnellate di sedimenti, ai quali vanno aggiunti 2-4 miliardi di tonnellate di materiali disciolti. Anche le cascate sono agenti del modellamento. La geomorfologia fluviale descrive lo sviluppo delle forme determinate o controllate, direttamente o indirettamente, dall’azione dei corsi d’acqua.

Ghiacciai

Anche i ghiacciai continentali, con i loro movimenti, sono importanti agenti del modellamento poiché hanno una forte capacità erosiva.

La branca che esamina lo sviluppo delle forme legate al movimento dei ghiacciai continentali è la geomorfologia glaciale.

Anche la neve può agire come modellatore del paesaggio, ad esempio sotto forma di valanghe, che svolgono azione erosiva, di trasporto e di accumulo talvolta distruttive. Il paesaggio può venire modificato dalle valanghe ad esempio formando i cosiddetti canali di valanga.

Mare

Il mare, attraverso l’azione del moto ondoso, delle maree e delle correnti, rappresenta il principale agente del modellamento delle regioni costiere.

La geomorfologia costiera studia ed analizza le forme del rilievo e i processi geomorfologici all’interfaccia terra-mare.

Vento

Il vento è un altro agente del modellamento, che più che un’azione di erosione svolge un’azione di corrasione, tende cioè a levigare le superfici. L’azione del vento è molto importante in regioni come quelle desertiche, ad esempio formando le tipiche dune sabbiose. La geomorfologia eolica studia le forme del rilievo originate dall’azione del vento.

Processi geomorfologici

Le forme della superficie terrestre, siano esse delle megastrutture o degli elementi più di dettaglio, siano esse di origine endogena o di origine esogena, risultano tutte comunque più o meno modellate dai processi esogeni. Nelle forme di genesi a predominio endogeno questi processi geomorfologici possono avere modificato o invece soltanto ritoccato l’aspetto originario del rilievo; in quelle di origine prevalentemente esogena saranno proprio tali processi a caratterizzarne la morfologia.

I processi legati alla dinamica esogena del modellamento si suddividono in tre tipi: erosione, trasporto e deposito (o sedimentazione). Ogni processo geomorfologico esplica la sua azione di erosione, trasporto e deposito. Quasi tutti i processi geomorfologici svolgono queste tre azioni.

Erosione

L'erosione è il processo di asportazione dei frammenti derivati dalla degradazione. L'erosione è una fase del processo sedimentario e consiste nella separazione fisica, da suoli e rocce affioranti, e successivo allontanamento di frammenti, chiamati "clasti", e di soluti generati dalla fase di degradazione meteorica.

In geomorfologia si distinguono diverse tipologie di erosione a seconda dell'agente del modellamento coinvolto:

erosione per dilavamento, se l'agente erosivo sono le acque dilavanti;
erosione fluviale, se l'agente erosivo sono i corsi d'acqua;
erosione glaciale, se l'agente erosivo è il ghiaccio;
erosione eolica, se l'agente erosivo è il vento;
erosione marina, se l'agente erosivo è il mare.

Due tipologie differenti di erosione sono l'abrasione e la corrasione.

L'abrasione è un processo di erosione che si verifica quando il materiale viene sottoposto nel tempo ad attrito superficiale, causato dallo sfregamento, il graffio, l'usura e il deterioramento.

La corrasione è la degradazione di un materiale a seguito dell'azione meccanica abrasiva delle particelle del mezzo, per esempio di rocce coerenti con polveri trasportate dal vento, che in particolare è reso particolarmente intenso dalla scarsa vegetazione e perciò è frequente nelle zone desertiche e lungo le coste particolarmente esposte.

Trasporto

Il trasporto dei frammenti di roccia avviene generalmente a opera dell'acqua o del vento.

Deposito

Il deposito (o sedimentazione) corrisponde alla fase di accumulo.

Degradazione meteorica

La degradazione meteorica o meteorizzazione è il risultato della dissoluzione chimica e del logoramento meccanico delle rocce da parte di agenti geomorfologici (es. espansione del ghiaccio, azione abrasiva dei sedimenti, azione di organismi viventi ecc.). La meteorizzazione costituisce la fonte dei sedimenti trasportati dai processi fluviali, glaciali, eolici o biotici. Prodotto della meteorizzazione è la formazione del suolo e dei depositi residuali. Ad oggi una delle frontiere della geomorfologia è l'integrazione delle varie componenti nella formazione del rilievo e del paesaggio, con particolare attenzione al ruolo che la biosfera può esercitare su di esso.

I processi di degradazione meteorica possono essere distinti in fisici e chimici: nei processi di degradazione fisica o meccanica non interviene alcuna modificazione chimica del paesaggio, mentre nei processi di degradazione chimica le forme del paesaggio sono più o meno alterate da reazioni chimiche.

Processi di degradazione fisica o meccanica

Nei processi di degradazione fisica o meccanica non interviene alcuna modificazione chimica della roccia: questi processi non comportano trasformazioni ed alterazioni chimiche all’interno delle rocce o dei materiali interessati. È il caso della frammentazione di una roccia in seguito a variazioni termiche, all’erosione di una ripa fluviale ad opera dell’acqua, al trasporto e all’accumulo eolico della sabbia di una spiaggia o di un deserto. Un processo fisico comporta sempre una progressiva frantumazione della roccia, una trasformazione da tipi litologici più compatti e più resistenti ad altri che lo sono meno.

I principali processi di disgregazione fisica sono: il crioclastismo; il termoclastismo; l’idroclastismo; l’aloclastismo; il bioclastismo, l'esfoliazione.

Crioclastismo

Il crioclastismo (frost weathering), detto anche gelivazione, è legato ad oscillazioni di temperatura al di sopra e al di sotto degli 0 °C, in rocce fratturate o porose in presenza di acqua interstiziale: fondamentalmente il processo crioclastico consiste nella frantumazione di rocce dovuta al ripetersi di cicli di congelamento e scongelamento. Quando la temperatura scende sotto gli 0 °C, l’acqua passa dallo stato liquido allo stato solido, si trasforma cioè in ghiaccio e tende ad espandere il suo volume di circa il 10%. Questa espansione volumetrica dell’acqua determina sulle fratture e sui pori delle rocce pressioni molto forti, che comportano una loro dilatazione. Con l’aumento delle temperature sopra gli 0 °C il ghiaccio si scioglie e l’acqua penetra più in profondità negli interstizi precedentemente allargati. Con il successivo congelamento, quindi, il processo di dilatazione delle fessure torna ad attivarsi e le fessure si allargano ancora di più, e si possono produrre nuove fenditure. Con il ripetersi di numerosi cicli di gelo e disgelo le crepe possono via via aumentare ed allargarsi fino al completo frazionamento della roccia: a lungo andare i processi crioclastici comportano la frantumazione della roccia in blocchi di dimensioni variabili.

Le condizioni che influenzano il crioclastismo sono: la presenza indispensabile di acqua, le variazioni di temperatura, il tipo litologico. L’intensità del crioclastismo dipende dalla frequenza dei cicli di gelo-disgelo e dalla durata, dall’intensità e dalla velocità del congelamento dell’acqua. Studi sperimentali hanno evidenziato che il crioclastismo è particolarmente efficace se il congelamento dell’acqua avviene in modo rapido, se si alternano frequenti cicli di gelo-disgelo e se nelle fratture o nei pori della roccia è presente una significativa quantità di acqua. Le rocce possono essere più o meno gelive, cioè suscettibili a questo tipo di frammentazione. Questa caratteristica dipende dalle dimensioni e dalle quantità dei vuoti, dall’elasticità e dalla permeabilità della roccia. Il frazionamento può avvenire mediante processi di frantumazione, desquamazione o disintegrazione granulare, con conseguente produzione di frammenti detti crioclasti, che hanno forma e dimensioni che risentono soprattutto del tipo litologico: sono caratterizzati da angoli e spigoli vivi e si dispongono in letti e coperture se la topografia è pianeggiante, oppure si accumulano in falde o coni ai piedi dei versanti, se interviene l’azione della gravità su pendii di una certa acclività. Le zone geografiche dove è maggiore l’intensità del crioclastismo sono quelle con climi sub-polari marittimi, come in Islanda, dove si verificano anche più di 150 cicli annuali di gelo-disgelo, o quelle temperate montane, quando in certe stagioni i passaggi al di sopra e al di sotto dello zero hanno un ritmo pressoché quotidiano. Nelle zone di montagna infatti il processo crioclastico, particolarmente intenso, si attiva per effetto delle escursioni termiche diurne, quando le temperature superano durante il dì la temperatura di congelamento dell’acqua e scendono rapidamente al calar del sole al di sotto dei -5 °C.

Termoclastismo

Il termoclastismo (insolation weathering) è un processo di disgregazione fisica causato dalle escursioni termiche, riguarda quindi zone dove ci sono molti sbalzi della temperatura. Questo fenomeno è determinato dalle variazioni (dilatazioni e contrazioni) alle quali i minerali contenuti all’interno di una determinata roccia sono sottoposti durante l’insolazione diurna e il raffreddamento notturno. Questi sbalzi termici tra giorno e notte possono portare alla frantumazione dei materiali rocciosi: è in questo caso che si parla di processi termoclastici.

La bassa conducibilità termica delle rocce fa sì che le porzioni affioranti, cioè le parti superficiali della roccia, che subiscono l’attacco diretto dell’insolazione, subiscano variazioni di volume più sensibili di quelle più profonde: ciò determina una desquamazione della roccia, in lastre e scaglie spigolose. L’intensità del termoclastismo dipende dalla frequenza e dall’entità delle escursioni termiche, è perciò massima nelle regioni desertiche e nelle regioni di alta montagna a scarso tasso di umidità atmosferica e prive o quasi di vegetazione. Questi ambienti sono caratterizzati dall’alternanza di momenti di irraggiamento solare diretto, in cui si raggiungono elevate temperature delle superfici, con momenti aventi temperature nettamente minori durante la notte. Improvvise precipitazioni possono accelerare la frantumazione della roccia. I detriti rocciosi prodotti dal termoclastismo sono detti termoclasti e sono praticamente analoghi ai crioclasti, è l’ubicazione geografica e climatica che indica la loro differente origine.

Il termoclastismo è un processo di disgregazione più lento e meno intenso del crioclastismo. La velocità di trasmissione del calore verso l’interno è direttamente correlata alla conducibilità termica della roccia stessa e dipende da numerose caratteristiche fisico-chimiche dell’ammasso roccioso e dei suoi minerali costituenti. In particolare, le condizioni che influenzano il termoclastismo sono: la non omogeneità delle rocce (le rocce devono cioè essere costituite da minerali con proprietà fisiche diverse), i diversi coefficienti di dilatazione dei vari minerali, l'anisotropia (la differente dilatazione di uno stesso minerale nelle diverse direzioni), i diversi poteri di assorbimento del calore nei vari minerali (i minerali scuri assorbono più le radiazioni solari dei minerali chiari).

Idroclastismo

L’idroclastismo (hydration weathering) è una tipologia di degradazione meteorica che consiste nell’alternanza di processi di umidificazione ed essiccazione di rocce argillose o marnose (rocce che hanno l’attitudine ad assorbire acqua) che può determinare fenomeni di rigonfiamento, frammentazione e desquamazione superficiale dei terreni. Durante gli eventi piovosi, le rocce argillose o marnose si rigonfiano in seguito ad assorbimento d’acqua; a pioggia cessata, l’insolazione fa evaporare l’acqua assorbita e la roccia tende ad essiccarsi. Quando le rocce si disseccano, si crepano in una serie di fessure a forme poligonali. Anche rocce siltose o arenacee possono frantumarsi con desquamazioni superficiali o con disintegrazioni granulari. Se il rigonfiamento e l’essiccazione si riproducono in modo ciclico, si originano in superficie una serie di crepe e fratture poligonali che a lungo andare disgregano la roccia madre originando clasti e squame sottili, facilmente rimovibili da parte degli agenti erosivi. I prodotti dell’idroclastismo sono detti idroclasti, per analogia con quelli precedentemente descritti.

L’ambiente litorale marino è sensibilmente favorevole a questo tipo di disgregazione: vi si avvicendano frequentemente i ritmi di umidificazione-essiccazione e le rocce spesso affiorano a nudo o non protette, o protette male, dalla scarsa vegetazione.

Le condizioni che influenzano l’idroclastismo sono: l’alternanza di periodi umidi e secchi (e la frequenza di quest’alternanza) e l’assenza o la scarsità di vegetazione.

Aloclastismo

L’aloclastismo (salt weathering) ha luogo quando soluzioni acquose ricche di sali penetrano nei pori o nelle fessure presenti nelle rocce. In particolare, l’aloclastismo è determinato dalla cristallizzazione o dal rigonfiamento di sali all’interno di fenditure, pori e discontinuità nella roccia che possono produrre deformazioni e disgregazioni della roccia stessa. Qualsiasi tipologia di roccia può essere degradata dall’aloclastismo. Così in periodi piovosi acque ricche di sali in soluzione possono entrare nelle fessure e in periodi caldi essere richiamate alla superficie ed evaporare con conseguente precipitazione delle sostanze disciolte; egualmente la rugiada può sciogliere dei sali e questi successivamente ricristallizzare per evaporazione dell’acqua. Questi cristalli che si formano all’interno delle cavità possono esercitare pressioni capaci di ampliare le fenditure e frantumare progressivamente la roccia, dunque pressioni assimilabili a quelle che si registrano con il crioclastismo. Analogamente ai fenomeni di degradazione meteorica precedentemente descritti, i prodotti dell’aloclastismo sono detti aloclasti.

Le condizioni che influenzano l’aloclastismo sono: variazioni di umidità e temperatura, caratteristiche di porosità e frammentazione delle rocce, tipi di sali coinvolti (quelli più aggressivi sono i solfati di sodio e di magnesio). Naturalmente le rocce più soggette all’aloclastismo sono le rocce affioranti presso i litorali marini, in genere non coperte da vegetazione.

Bioclastismo

Anche gli organismi viventi contribuiscono ad alterare le rocce. Il bioclastismo comprende i processi elementari di degradazione fisica conseguenti ad azioni di esseri viventi: attività di pascolo o di razzolamento di animali erbivori; radici di piante che penetrano nel terreno frazionandolo; animali roditori che producono cunicoli o cavità; attività antropiche di aratura che dissodano il terreno e così via. Più o meno tutti i tipi di rocce possono subire una disgregazione di questo tipo.

L'azione delle piante nella frantumazione delle rocce è più importante di quanto si possa credere comunemente. Le piante infatti operano un'operazione di disgregazione meccanica tramite le radici, che insinuandosi nelle piccole fessure le dilatano lentamente penetrando sempre più a fondo.

I licheni, organismi vegetali molto particolari originati dall'associazione di un fungo e di un'alga, penetrano con le loro microscopiche propaggini tra i granuli di un minerale di cui è formata una roccia. Allo stesso modo si comportano muschi e cianobatteri. Un caso particolare di bioclastismo è quello di cunicoli scavati negli argini dei fiumi dai roditori, come le nutrie: si può formare una condotta che, in occasione di piene e di conseguente innalzamento del livello dell’acqua, diventa sede d’ingenti pressioni idrauliche, con conseguente cedimento degli argini stessi. Tra gli uccelli, svolgono un’azione di scavo simile a quella della nutria i gruccioni, affini al martin pescatore. Alcuni molluschi marini, come i datteri di mare, vivono nelle rocce, in fori scavati con sostanze acide per scavarsi un rifugio.

Chiaramente il bioclastismo è un processo azonale, poiché può agire in praticamente tutte le zone del pianeta e in qualsiasi zona climatica. Le condizioni che influenzano il bioclastismo possono essere molteplici e variano a seconda del contesto morfoclimatico e locale. Ancora per analogia, i prodotti del bioclastismo sono detti bioclasti.

Esfoliazione

L’esfoliazione si verifica in rocce massive quando queste, originatesi in profondità, arrivano in superficie dopo sollevamenti tettonici e smantellamento delle rocce sovrastanti. La riduzione di pressione litostatica determina lo sviluppo di fratture curvilinee subparallele alla superficie topografica, che costituiscono linee preferenziali su cui vanno ad agire i processi di disgregazione fisica, con la conseguente formazione di scaglie ricurve che si separano dalla roccia madre.

L’esfoliazione si verifica a scale spaziali estremamente variabili: dalle desquamazioni cipollari spesse qualche millimetro, indotte soprattutto dal termoclastismo, dal crioclastismo e dall’aloclastismo, fino a fenomeni macroscopici che portano alla formazione dei cosiddetti domi di esfoliazione alti ed ampi anche diverse centinaia di metri.

Uno dei siti dove sono visibili le più suggestive forme di esfoliazione è Wādī al-Ḥītān, nel deserto occidentale dell'Egitto, a circa 150 km a sudovest del Cairo. La valle (wādī in arabo), scavata da un fiume ora secco, è circondata da dune, scogliere e basse colline calcaree; al suo interno il paesaggio è pianeggiante e sabbioso e presenta pilastri e formazioni rocciose dalle forme bizzarre, formatesi per l'azione erosiva del vento e della sabbia. Alcune delle rocce, che si presentano isolate, hanno una forma tondeggiante e sono caratterizzate da fasce di intricati reticoli che le hanno valso il nome in arabo di baṭṭikh, ossia angurie.

Processi di degradazione chimica

I corpi rocciosi possono essere alterati anche da processi chimici che ne cambiano la composizione. I processi di degradazione chimica implicano una modificazione chimica della roccia, come ad esempio la soluzione di una roccia carbonatica, nell’incrostrazione di ossidi di manganese, nella formazione di crostoni ferruginosi o bauxistici.

Un processo di degradazione chimica, al contrario dei processi fisici, può anche accrescere la coesione dei materiali rocciosi: un esempio può essere la cementazione di un deposito ghiaioso ad opera di sostanze carbonatiche.

I principali processi di degradazione chimica sono: la soluzione, l’idrolisi, l’idratazione, l’ossidazione e le azioni biochimiche.

Soluzione

La soluzione (o dissoluzione) è un processo di degradazione chimica che si ha quando il minerale si dissolve in acqua, quindi interessa rocce costituite da minerali solubili in acqua, come il salgemma e il gesso. Si tratta del processo di degradazione chimica più semplice e più frequente in natura e dipende dal fatto che l’acqua agisce come solvente polare su numerosi minerali che compongono le rocce. Le rocce costituite da minerali solubili in acqua possono pertanto essere sottoposte a soluzione, con conseguenti trasformazioni più o meno vistose delle forme del paesaggio.

I carbonati di calcio sono insolubili, ma possono, in particolari condizioni, essere trasformati in bicarbonati che invece sono solubili. Infatti la combinazione dell’anidride carbonica (CO₂), che si trova nel terreno o nell’aria circostante, con l’acqua (H₂O) determina la formazione di acido carbonico: questo può attaccare i carbonati calcite e dolomite, insolubili, e trasformarli in bicarbonati solubili.

Si producono di conseguenza fenomeni di erosione con cavità e solchi di soluzione, oppure processi di deposizione sotto forma di incrostazioni, cementazioni, sculture naturali e così via. Questi fenomeni rientrano nell’ambito del carsismo.

Il carsismo è un fenomeno di dissoluzione chimica operato dalle acque meteoriche su rocce solubili quali il gesso, il salgemma, le dolomie e i calcari. Vista la netta preponderanza in natura di rocce carbonatiche rispetto alle altre rocce solubili, gli effetti morfologici più tipici del carsismo caratterizzano i rilievi carbonatici. Il fenomeno è particolarmente efficace sui calcari, rocce sedimentarie costituite prevalentemente da carbonato di calcio (CaCO₃). Questo composto, di per sé poco solubile in acqua pura, viene fortemente attaccato dall’acqua meteorica ricca di anidride carbonica (CO₂) e trasformato in bicarbonato di calcio, un sale molto solubile e facilmente rimovibile dalle acque circolanti.

Le forme di concrezionamento più tipiche nelle grotte soggette a fenomeni di carsismo sono le stalattiti, che si originano sulle volte delle cavità, con sviluppo dall’alto verso il basso. La stalattite ha generalmente una forma cilindrica o di cono allungato, ma se la grotta è percorsa da correnti d'aria può deviare dal suo asse verticale e assumere forme bizzarre.

Sul pavimento delle grotte, nei punti in cui le gocce cadono dal soffitto, staccandosi da una stalattite o direttamente da zone di frattura, per ulteriore deposizione di calcite si formano le stalagmiti, la cui forma si sviluppa dal basso verso l’alto attraverso la sovrapposizione di più strati d’aspetto discoidale spessi al centro e sottili sui lati. L’unione di una stalattite con una stalagmite origina una colonna.

Le condizioni climatiche essenziali per la soluzione sono la presenza di acqua e di litotipi suscettibili al processo di soluzione e la presenza di anidride carbonica per quanto riguarda i processi carsici.

Idrolisi

L’idrolisi è un processo di degradazione chimica che interessa principalmente i silicati, dunque le rocce silicatiche. Si tratta di un processo di scissione operato dall’acqua, che porta a trasformare rocce compatte in rocce più friabili che si sgretolano.

L’idrolisi consiste nella reazione chimica tra gli ioni H⁺ e OH⁻ contenuti nell’acqua e gli ioni dei silicati. I minerali delle rocce silicatiche vengono attaccati chimicamente dall’acqua scissa, anche se parzialmente, in ioni H⁺ e OH⁻. Il risultato è una scomposizione di tali minerali in minerali solubili, asportabili dalle acque circolanti, e in altri insolubili, che rimangono in loco sotto forma di prodotti residuali. Sono soggette al processo di idrolisi le rocce che contengono minerali feldspatici (ad esempio arenarie e graniti).

L'idrolisi determina dunque una trasformazione di una parte dei minerali di una determinata roccia che comporta fenomeni di esfoliazione, disgregazione granulare, ecc. Questi danno luogo a tipiche forme del rilievo.

L’idrolisi è necessariamente legata alla presenza di acqua ed è tanto più intensa quanto più è spinto il grado di dissociazione degli ioni H⁺ e OH⁻, che è direttamente proporzionale alla temperatura. Ne consegue che il processo di idrolisi risulta più efficace a temperature alte. Pertanto l’idrolisi è caratteristica delle zone caldo-umide.

Al processo di idrolisi sono riconducibili le forme a nicchia, a tafoni, ad archi scolpite in rocce granitiche e più in generale feldspatiche che si osservano ad esempio in Sardegna o in Corsica. Il processo si innesca per il permanere di acqua di precipitazione o di condensazione in corrispondenza di punti di discontinuità della roccia. In questi punti meno esposti all’aria e al sole, l’acqua può rimanere più a lungo e si inizia così un processo selettivo di alterazione chimica dei silicati: il passaggio in soluzione di alcuni minerali provoca una prima desquamazione della roccia e la formazione di una piccola nicchia. In questa, incavata e quindi ancora più protetta dall’aria e dal sole e quindi dall’evaporazione, si può facilmente fermare altra acqua di condensazione, favorendo così il procedere dell’azione erosiva, che approfondirà sempre di più la cavità primitiva.

I tafoni sono nicchie di disfacimento con dimensioni dell’ordine di diversi metri cubi, e sono caratterizzate in genere da un’imboccatura ad arco con margini sporgenti, da pareti interne concave e lisce e da una zona basale ricoperta da un sabbione detritico che può variare da medio a grossolano. I tafoni si sviluppano in parete o alla base di blocchi rocciosi in diverse zone del globo, comprese quelle polari; sono però più frequenti nelle regioni umide e nelle zone costiere a clima mediterraneo. I tafoni si originano su diversi tipi litologici, ma sono più comuni su rocce granitiche, su arenarie e su rocce scistose. La particolare forma concava dei tafoni è il risultato di vari processi di degradazione meteorica, quali soprattutto l’idrolisi, l’aloclastismo e l’attacco chimico di soluzioni acide. Si ritiene che i tafoni si sviluppino per effetto di un feedback positivo, a partire da piccole cavità, originate lungo fratture o linee di debolezza; queste cavità infatti costituiscono un ambiente ombreggiato, in cui si instaurano condizioni microclimatiche particolari, che permettono all’umidità di mantenersi più a lungo, favorendo così lo sviluppo dei processi della degradazione meteorica. Alcuni autori attribuiscono notevole importanza al vento e ritengono che l’accrescimento delle cavità dei tafoni sia dovuto in parte anche a fenomeni di abrasione eolica.

Le cavità alveolari sono particolari forme di disgregazione meteorica originate da processi chimici, come l’idrolisi e la soluzione, combinate con processi fisici, come l’aloclastismo. Queste forme di modellamento del rilievo, associate spesso con ambienti costieri ed aridi, dove è molto sensibile la presenza di sali sia nelle soluzioni acquose sia nell’umidità dell’aria, sono caratterizzate da una serie di piccole cavità, profonde da pochi millimetri a qualche centimetro, separate tra loro da sottili pareti di roccia. Tali forme si sviluppano su diversi tipi litologici, e in modo particolare su marne e arenarie, su calcari, su scisti e su gneiss. Sono microforme che possono originarsi in corrispondenza di fratture o di linee di debolezza strutturale anche in tempi brevi, dell’ordine delle poche decine di anni. Spesso le cavità alveolari costituiscono il primo passo per lo sviluppo di cavità più grandi e di nicchie concave come quelle dei tafoni.

Idratazione

L’idratazione si ha quando un minerale ingloba molecole di acqua nel reticolo cristallino. Questo processo di disgregazione chimica consiste in particolare nell'assunzione di acqua di cristallizzazione da parte di un minerale; i minerali diventano meno compatti e più solubili e la durezza media tende a diminuire. Il processo di idratazione comporta un aumento di volume dei litotipi che contengono questi minerali, con conseguenti effetti meccanici di deformazione o fessurazione e eventuali corpi rocciosi a contatto. L’acqua è ovviamente una condizione necessaria per il processo.

Ossidazione

L’ossidazione è una reazione chimica che consiste nell’interazione di alcuni minerali delle rocce con l'ossigeno presente nell'atmosfera e nell'acqua. I fenomeni più vistosi di ossidazione si riscontrano nelle rocce contenenti minerali di ferro o di manganese, dove il processo determina una caratteristica colorazione della superficie rocciosa (rosso-bruna per i minerali di ferro, nerastra per quelli di manganese).

Un bellissimo paesaggio di rocce ossidate è osservabile nel comune di Roussillon, in Francia. Il paese stesso deve il suo nome al colore rosso delle rocce circostanti.

Azioni biochimiche

Gli organismi viventi, siano essi animali o vegetali, possono provocare reazioni biochimiche nelle rocce e nei terreni.

Tali organismi possono produrre acidi che attaccano chimicamente le rocce. Nei terreni superficiali possono verificarsi invece arricchimenti in sostanze organiche, che possono favorire lo sviluppo di suoli pedogenetici (oggetto di studio della pedologia, la scienza che studia il suolo).

Ambiti della geomorfologia

La geomorfologia studia qualsiasi interazione tra litosfera, atmosfera, idrosfera e biosfera, rilevando le forme visibili di questa interazione, e prevedendone l'evoluzione, sia studiando quelle passate che osservando quelle contemporanee. Per studiare e interpretare il rilievo terrestre si avvale dell'analisi quantitativa di fattori naturali strettamente legati fra loro quali ad esempio: l'energia solare, i valori di ogni passaggio nel ciclo idrologico o nel ciclo dell'acqua e il grado di movimento delle placche tettoniche (in sintonia con la geofisica) per calcolare l'età e lo sviluppo futuro delle masse terrestri.

L'utilizzo e la scoperta di strumenti e tecniche di misurazione sempre più accurati ha inoltre permesso l'osservazione diretta dei processi erosivi e dei movimenti dei versanti e non solo l'analisi delle conseguenze di quei fattori. L'avvento della tecnologia, tramite simulazioni informatiche sempre più precise e complesse, ha infine permesso la nascita ed il perfezionamento di modelli sempre più realistici, i quali vengono applicati per capire, prevenire e studiare zone sempre più ampie di terreno e un numero maggiore di eventi.

Moltissime sono le possibilità di intervento della geomorfologia, quasi sempre legate e sovrapposte ad altre discipline geologiche, quali la geofisica, la geodinamica e lo studio di tipo geografico-fisico.

Geomorfologia dei versanti

In geomorfologia si definisce versante qualsiasi porzione della superficie terrestre inclinata rispetto al piano orizzontale, escludendo qualsiasi elemento di fondovalle. Questa definizione comprende anche eventuali tratti pianeggianti orizzontali lungo i pendii, come terrazzi e superfici strutturali, ed eventuali tratti poco acclivi lungo il pendio.

Il modellamento dei versanti avviene per effetto dei cosiddetti processi di denudazione, che si esplicano attraverso fenomeni di erosione, trasporto e sedimentazione, operato dalla gravità o dagli altri agenti geomorfologici. In generale, la forza di gravità rappresenta il principale agente del modellamento dei versanti, assieme alle acque dilavanti.

La geomorfologia dei versanti studia la forma e l'evoluzione dei versanti, analizzando come le forze naturali (come pioggia, vento e ghiaccio) e le condizioni locali (come il tipo di roccia, l'esposizione e la vegetazione) modellano il paesaggio nel tempo, generando fenomeni come l'erosione e le frane. Questo studio è fondamentale per comprendere la stabilità del territorio e per valutare i rischi idrogeologici.

Morfologie dei versanti

Importanti agenti del modellamento dei versanti sono la forza di gravità e le acque dilavanti.

Le frane sono processi veloci dovuti alla forza di gravità e sono prodotte dalla rottura dell’equilibrio nei materiali che costituiscono il versante. In particolare, viene definito “frana” un qualsiasi movimento di masse di roccia, detrito o terra che si distaccano da un pendio e che scendono rapidamente lungo un versante fino a valle. Le frane sono la risposta a variazioni o impulsi interni o esterni al versante. Le frane contribuiscono in modo significativo al modellamento dei versanti nelle aree montuose, collinari e nelle aree costiere alte. Le frane possono interessare anche i fondali marini (frane sottomarine). Le frane sono processi complessi di modellamento del rilievo che interessano spessori di terreno maggiori di 1-2 metri. Lo studio geomorfologico delle frane è essenziale per prevenire i cosiddetti "georischi", ossia i rischi, dovuti a fenomeni geologici, per le popolazioni umane.

Un altro importante agente di modellamento dei versanti è rappresentato dalle cosiddette acque dilavanti. Infatti, a seguito delle precipitazioni, i versanti possono essere soggetti ad importanti processi di denudazione dovuti sia all’azione della pioggia battente sul suolo sia allo scorrimento superficiale dell’acqua caduta.

Il dilavamento è l'erosione del suolo da parte dell'acqua dilavante (acqua piovana). Essa inizia già con il cadere della pioggia sul terreno (erosione da impatto, splash erosion), quindi si sviluppa gradualmente con lo scorrere dell'acqua nel suolo e nelle rocce.

Oltre all’azione di impatto delle gocce di acqua pluviale battente (splash erosion), un altro processo di dilavamento è l’azione di ruscellamento (o scorrimento) dell’acqua pluviale in superficie (runoff erosion).

Questa può agire attraverso tre diversi processi:

erosione laminare (sheet erosion);
erosione a rivoli (rill erosion);
erosione a solchi (gully erosion).

Per erosione laminare, o erosione areale (sheet erosion), si intende un processo legato allo scorrimento delle acque superficiali che, in modo diffuso o sotto forma di una fitta rete di filetti d'acqua, asportano materiale dai versanti.

L’erosione a rivoli (rill erosion) è determinata dallo scorrimento delle acque superficiali lungo vie preferenziali, dette rivi o rivoli, che si originano in seguito a discontinuità topografiche, litologiche o della copertura vegetale.

L’erosione a solchi o erosione calanchiva (gully erosion) consegue al progressivo approfondirsi dei rivoli. Il graduale aumento della concentrazione dell'acqua lungo queste linee preferenziali provoca un incremento del potere erosivo delle acque di ruscellamento. Si generano dei solchi che si approfondiscono rapidamente, si allungano e si ramificano, con un arretramento delle testate delle aree in erosione.

Morfologie tipiche dovute all'erosione per dilavamento sono i calanchi (badlands), forme del rilievo che si producono per l'effetto di dilavamento delle acque piovane su rocce argillose degradate, con scarsa copertura vegetale e quindi poco protette dal ruscellamento. I calanchi sono forme di erosione a rivoli e a solchi assai spinte, e interessano porzioni di versante relativamente ampie, ripide e spoglie. I calanchi sono caratterizzati da ripidi e profondi canaloni e vallecole separati da creste affilate (a lama di coltello).

La genesi dei calanchi è legata all’azione delle acque dilavanti e concentrate: i calanchi si originano in seguito allo scorrimento superficiale di notevoli quantità quantità d’acqua su terreni fini e poco permeabili (ad esempio terreni argilloso-marnosi), in condizioni di acclività relativamente elevata e scarsità di vegetazione. Le acque dilavanti portano alla formazione di rills e gullies via via più profondi e ramificati. Questi tendono ad ampliarsi per fenomeni di arretramento alla testata e vanno ad interessare interi versanti vallivi, originando un paesaggio brullo e desolato.

In particolare, i fattori che presiedono allo sviluppo dei calanchi sono: disponibilità d’acqua pluviale; litologia tenera, fine e poco permeabile (ad esempio, terreni argilloso-marnosi); acclività relativamente elevata (versanti ripidi); copertura vegetale scarsa o assente (versanti spogli); orientazione del versante (l’effetto non è univoco).

Molto spesso, sui versanti argillosi di grandi sistemi vallivi, i calanchi si dispongono in gruppi ordinati con strutture a pettine, a raggiera o a lisca di pesce. Altrettanto frequentemente essi presentano disposizioni preferenziali sui versanti esposti a sud o, in presenza di strati argillosi con giacitura inclinata, sui versanti a reggipoggio.

I calanchi sono tipici delle regioni da clima arido a sub-umido; in Italia sono più comuni nelle argille plio-pleistoceniche della catena appenninica (in particolare negli appennini di Emilia-Romagna, Toscana, Marche, Lazio, Abruzzo, Umbria, Basilicata) e della Sicilia. I processi erosivi, molto spinti, determinano una rapida evoluzione dei calanchi che può occasionalmente provocare condizioni molto marcate di pericolosità geomorfologica, portando alla distruzione di ponti, di sedi stradali, di edifici isolati o di interi paesi.

Le biancane (biancanas) sono particolari forme del rilievo che si sviluppano per effetto di intensi processi di dilavamento su litotipi argillosi in aree a debole energia di rilievo. Esse si presentano come collinette alte poche decine di metri con morfologia cupoliforme o mammellonare, caratterizzate da versanti privi di vegetazione incisi da una fitta rete di rills e gullies, nella cui genesi ed evoluzione giocano un ruolo importante anche i processi di soffusione (piping). Il termine “biancana” deriva dal colore biancastro assunto dai livelli argillosi superficiali a causa della frequente formazione di efflorescenze saline di solfato di sodio, che vanno ad interessare il materiale alterato con la tipica struttura a pelle di elefante.

Alcuni autori tendono a considerare le biancane come forme residuali di un rilievo argilloso intensamente smantellato da processi di tipo calanchivo. Questa interpretazione, che appare valida per molte biancane individuabili su versanti poco acclivi prossimi ai fondovalle, non può essere applicata ad alcune biancane che si sviluppano in corrispondenza di zone sommitali di interfluvio fra valli profondamente incise e interessate sui versanti da spiccate morfologie calanchive. Ciò che accomuna le biancane di fondovalle da quelle sommitali è la pendenza della superficie topografica su cui esse si sviluppano; in entrambi i casi, infatti, le acclività sono sempre modeste e talvolta addirittura molto basse.

Le piramidi di terra, o pilastri di terra (earth pillars o hoodoo), anche noti come camini delle fate, sono particolari forme del rilievo che si sviluppano a seguito di processi di erosione per dilavamento in rocce clastiche, contenenti elementi litoidi di varia granulometria immersi in una matrice più fine.

Le piramidi di terra si originano in quanto i blocchi litoidi sovrastanti (cappellaccio), troppo pesanti e resistenti all’erosione per essere rimossi o attaccati dall’azione delle acque dilavanti, rimangono sul posto e proteggono i materiali più fini ad essi sottostanti, mentre quelli circostanti vengono dilavati ed erosi. Ne risultano forme caratteristiche a piramide.

Le piramidi di terra sono ben sviluppate soprattutto nei materiali fini morenici di alta montagna, caratterizzati da elementi eterometrici con dimensioni che vanno dai blocchi alle sabbie e ai limi, mescolati in un ammasso caotico indifferenziato.

Le piramidi di terra sono in genere forme precarie ed instabili nel tempo, in quanto sono soggette a fenomeni di erosione alla base; i materiali fini che le compongono si assottigliano progressivamente fino al momento in cui non sono più in grado di sostenere il peso del blocco litoide sovrastante, che, di conseguenza, crolla. Questa fase è in genere seguita da un rapido smantellamento del pilastro stesso, ormai privo del cappellaccio di protezione.

In alcuni casi le piramidi di terra si possono originare in presenza di strati suborizzontali a diversa erodibilità, intensamente fratturati: i processi di dilavamento, agendo lungo le linee di frattura, isolano una serie di pilastri in cui gli elementi protettivi sono costituiti da residui di uno strato roccioso più duro maggiormente resistente, che preserva dall’erosione i sottostanti materiali più teneri.

Tra le più caratteristiche e suggestive piramidi di terra presenti sul pianeta, sicuramente vi sono i “camini delle fate” in Cappadocia (Turchia). Si tratta di spettacolari pilastri conici sormontati da blocchi di roccia dura, scolpiti dall’azione delle acque dilavanti su lave, colate piroclastiche e piroclastiti di ricaduta emesse dal vulcano Erciyes nel Pleistocene superiore e disperse su una superficie di circa 4.200 km². Le lave, molto resistenti all’erosione, fanno da cap-rock sui sottostanti livelli più teneri.

L’eccezionale e suggestivo paesaggio del Bryce Canyon, nello Utah (Stati Uniti d'America) è caratterizzato dalla presenza di un’infinita serie di piramidi di terra, note come hoodoos, separate tra loro da profonde fenditure. Queste forme spettacolari sono prodotte dall’azione delle acque dilavanti su formazioni rocciose a diverso grado di erodibilità, caratterizzate da un fitto sistema di fratture verticali. Sono guglie alte e sottili di roccia che si sollevano dalla base di bacini aridi e dei calanchi. Il parco del Bryce Canyon contiene la maggiore concentrazione al mondo di queste forme del rilievo. Al Bryce Canyon i camini delle fate hanno un'altezza che va da 1,70 metri fino a 30 metri. Formati da strati di roccia sedimentarie di diversa durezza, le forme degli hoodoos sono scolpite dall'erosione. Sono formati da diversi tipi di roccia, tra cui la siltite, l'arenaria e principalmente il calcare. Questa formazione si è originata tra i 30 e i 40 milioni di anni fa in un lago che copriva buona parte dello Utah occidentale. I minerali formatisi nei diversi tipi di roccia fanno sì che gli hoodoos abbiano diversi colori. Due diversi processi legati all'acqua contribuiscono alla creazione di queste formazioni rocciose. Il primo è il congelamento/scioglimento dell'acqua infiltrata nella roccia, il secondo è la pioggia. Piogge acide sciolgono lentamente gli strati di calcare e quando raggiungono gli strati di siltite e arenaria l'azione erosiva rallenta grazie alla maggiore resistenza di queste rocce all'attacco degli acidi. Molti degli hoodoos più resistenti hanno in cima uno strato di dolomia, questa roccia si dissolve molto lentamente, quindi protegge gli strati sottostanti di calcare. La velocità di erosione va da 0,6 metri a 1,3 metri ogni cento anni, di questo passo tra 3 milioni di anni il ramo orientale del fiume Sevier scorrerà attraverso l'anfiteatro e inizierà ad erodere la roccia finendo per formare un classico canyon. Il processo è inarrestabile, il solo camminare alla loro base contribuisce ad accelerare l'erosione.

Geomorfologia fluviale

Uno dei principali settori di studio della geomorfologia è rappresentato dalla geomorfologia fluviale, ovvero lo studio delle strutture e delle dinamiche geomorfologiche dei corsi d'acqua e dei bacini fluviali.

Fiumi e torrenti non sono solo condotti d'acqua, ma anche di sedimenti. L'acqua, scorrendo sul letto del fiume, è in grado di mobilizzare i sedimenti e trasportarli a valle, sia come sedimento di fondo, sia come carico sospeso che come sedimento in soluzione. L'entità del sedimento trasportato dipende dalla disponibilità del sedimento stesso e della sua immissione nel fiume.

Quando i fiumi scorrono attraverso il paesaggio, generalmente aumentano le loro dimensioni fondendosi con altri fiumi. Il reticolo di corsi d'acqua così formato costituisce un "sistema di drenaggio" ed è spesso dendritico, ma può assumere altre strutture a seconda della topografia regionale e della geologia del sottosuolo. L'insieme del sistema di drenaggio e dei sedimenti associati costituisce dal punto di vista dell'ambiente sedimentario un sistema alluvionale.

Morfologie fluviali

L'erosione fluviale è l'insieme dei processi geomorfologici legati alle azioni erosive di un corso d’acqua. L'erosione fluviale in senso stretto è il prelievo ed assunzione in carico di materiale detritico dal fondo o dalle sponde di un letto fluviale. Poiché si possa avere assunzione in carico di materiale, l’energia cinetica della corrente deve superare le forze di gravità, inerzia, attrito e coesione che tendono a mantenere in quiete le particelle detritiche.

Un ruolo molto importante nell’erosione fluviale è svolto dai materiali detritici trasportati dal corso d’acqua. Per abrasione fluviale si intende l’azione meccanica conseguente all’urto e al logorio dei materiali detritici trasportati dalla corrente. I detriti trasportati dalla corrente, infatti, urtando contro il fondo o le sponde del letto fluviale provocano il distacco di frammenti rocciosi, che vengono a loro volta presi in carico dalla corrente. Il rotolio di blocchi e ciottoli nell’alveo fluviale frantuma e spezzetta ulteriormente i detriti in frammenti più piccoli, che tendono ad assumere una tipica forma arrotondata. I processi meccanici legati alle particelle detritiche trasportate dal corso d’acqua dipendono dalla quantità e dalla granulometria di queste. L’azione dei materiali argillosi e limosi è trascurabile. Le sabbie producono soprattutto una levigazione dei letti rocciosi. I materiali più grossolani esercitano un’azione individuale d’urto sulle pareti, con conseguenti fenomeni di disgregazione molto spinti. I processi di abrasione fluviale sono particolarmente importanti in letti rocciosi molto resistenti all’erosione. In questo tipo di letti, in presenza di un flusso turbolento veloce o in caduta libera, si possono creare movimenti vorticosi che, facendo ruotare impetuosamente le sabbie e i ciottoli trasportati (evorsione), possono portare alla formazione di cavità emisferiche dette marmitte (pothole). Queste cavità, con dimensioni variabili dal decimetro al metro, presentano spesso al loro interno ciottoli sferici o a forma di disco, che rappresentano la mola con cui la marmitta è stata incavata.

Geomorfologia costiera

La geomorfologia costiera studia come gli agenti di modellamento quale ad esempio il moto ondoso creano e modificano le forme delle coste, che si dividono principalmente in coste basse e sabbiose (spiagge) e coste alte e rocciose (falesie). Il mare, attraverso l’azione del moto ondoso, delle maree e delle correnti, rappresenta il principale agente del modellamento delle regioni costiere.

Il modellamento dei litorali avviene attraverso una serie di processi geomorfologici, prevalentemente azonali, che determinano molteplici forme del rilievo.

Le zone costiere sono modellate fondamentalmente dall’azione morfodinamica del mare, che si esplica attraverso l’azione del moto ondoso (che rappresenta l’agente del modellamento principale), delle maree e delle correnti marine ad esse associate. I processi morfogenetici costieri possono essere considerati di tipo azonale (o plurizonale), in ciascuna zona climatica essi possono diversificarsi come conseguenza diretta o indiretta del clima.

Morfologie costiere

L'erosione marina è l’azione distruttiva operata dal mare, attraverso il moto ondoso, si esplica attraverso una serie di processi che comprendono: la degradazione operata dall’acqua al contatto con le rocce e i sedimenti dei litorali, la presa in carico di detriti sciolti, l’azione meccanica legata all’urto dell’onda sulla costa, l’azione di abrasione esercitata dai detriti presi in carico dalle onde e trascinati sul fondo o scagliati contro la costa. I processi erosivi in ambiente costiero possono essere molto marcati soprattutto nel caso di onde di tempesta, che originano mareggiate di estrema violenza in prossimità della costa.

Tipiche morfologie costiere prodotte dall’azione erosiva del moto ondoso sono le falesie e i faraglioni.

Le falesie sono scarpate rocciose ripide in forte pendio verticale o strapiombante, prive di vegetazione e che si raccordano bruscamente al mare. Esse sono spesso originate e modellate da potenti ed intensi processi di erosione marina ad opera del moto ondoso. L’evoluzione di una falesia dipende da intensità dell’azione erosiva del mare e caratteristiche chimiche e fisico-meccaniche della roccia che costituisce la scarpata.

Un faraglione è uno scoglio roccioso a forma di picco che emerge dall'acqua del mare nei pressi della costa. Sono causati dall'azione erosiva del moto ondoso delle acque poco profonde.

Geomorfologia glaciale

Il ghiacciaio dell'Aletsch in Svizzera, il più esteso delle Alpi

I ghiacciai, sebbene geograficamente ristretti, sono agenti effettivi del cambiamento del paesaggio. Il movimento graduale del ghiaccio verso valle causa esarazione e escavazione delle rocce sottostanti. L'abrasione produce sedimento fine detto glacial flour. Le forme deposte dal ghiacciaio all'atto del suo ritiro, costituite dai detriti che trasportava, sono chiamate morene. L'erosione glaciale è responsabile della formazione delle valli a U (mentre le valli a V sono di origine fluviale).

Morfologie glaciali

L'erosione glaciale è causata dal lento flusso a valle e dal peso della massa glaciale e dallo scorrimento dei torrenti subglaciali. La sua azione è visibile solamente quando il ghiacciaio si ritira. L’erosione glaciale produce forme di modellamento di dimensioni estremamente variabili che vanno dalle microforme con dimensioni dell’ordine del cm a macroforme con dimensioni dell’ordine delle centinaia di chilometri.

Si parla di abrasione glaciale quando si ha levigazione della roccia su cui transita il ghiaccio ad opera dei detriti trasportati all'interfaccia roccia-ghiaccio; provoca striature e scannellature sia sui detriti che sulle rocce che costituiscono il substrato.

Sul substrato roccioso per effetto dell’abrasione glaciale si producono spesso tipiche forme di levigazione, caratterizzate da fitti sistemi di solchi e scanalature, parallele tra loro, dette strie glaciali o striature glaciali, con dimensioni dell’ordine del metro di lunghezza e di pochi mm in larghezza e profondità. Le rocce montonate sono dossi o rilievi in roccia con aspetto mammellonare, spesso allineati ed associati in gruppi, caratterizzati da una netta simmetria. In essi si riconoscono chiaramente un versante meno acclive, levigato e striato, e un versante più rapido, con superficie scabra ed irregolare, che si succedono da monte verso valle nella direzione del flusso glaciale che li ha originati. Le superfici delle rocce montane sono molto spesso erose e levigate da processi di abrasione glaciale.

Le valli glaciali costituiscono forse le forme di erosione più tipiche e più caratteristiche del modellamento glaciale: esse sono state interamente scavate o profondamente rimodellate dalle lingue glaciali di ghiacciai vallivi. Le valli glaciali possono essere caratterizzata da un profilo trasversale che presenta una tipica forma a U.

Geomorfologia eolica

La geomorfologia eolica studia le forme del rilievo originate dall’azione del vento. Il vento è un importante agente del modellamento, che più che un’azione di erosione svolge un’azione di corrasione, tende cioè a levigare le superfici. L’azione del vento è molto importante in regioni come quelle desertiche, ad esempio formando le tipiche dune sabbiose.

Morfologie eoliche

L'erosione eolica è l'azione erosiva di rocce e rilievi terrestri ad opera del vento. Il vento più che un'azione di erosione diretta in senso stretto opera un'azione di corrasione, ossia l’erosione meccanica esercitata dalle particelle detritiche scagliate dal vento contro una parete rocciosa. La corrasione ha un’azione limitata essenzialmente all’escavazione di solchi e corridoi in rocce argillose e alla smerigliatura o levigatura delle pareti rocciose e dei detriti. L'azione geomorfologica del vento è particolarmente efficace in ambienti aridi con fondi sabbiosi e vegetazione scarsa o assente, come i deserti.

Morfologie eoliche tipiche dei deserti sono gli yardangs, dorsali allungate di dimensioni molto variabili parallele tra loro e orientate nella direzione dei venti dominanti. Uno yardang è una cresta rocciosa creata dall'erosione del vento in un ambiente desertico. Gli yardangs sono generalmente di forma allungata, almeno tre volte più lunghi che larghi; visti dall'alto, somigliano allo scafo di una barca. Il lato sopravvento è impervio e ripido e la struttura diviene sempre più bassa e stretta man mano che si allontana dal vento. Gli yardangs più piccoli presentano altezze e larghezze dell’ordine del metro e lunghezze di una decina di metri, mentre gli yardangs più grandi possono raggiungere i 20-30 metri di altezza, i 200 metri di larghezza e fino a 2 chilometri di lunghezza. Queste dorsali, con tipiche forme aerodinamiche, sono separate da profondi solchi originati da erosione eolica. Gli yardangs si sviluppano spesso in sedimenti lacustri o fluvio-lacustri più o meno cementati e possono essere considerati forme complesse dovute sia alla deflazione sia alla corrasione eolica. L’alternanza di materiali più resistenti e di materiali più erodibili origina frequentemente sulle dorsali e nei solchi, che le separano, tipiche forme di erosione selettiva operata dal vento sui materiali arenacei a diverso grado di cementazione e sui livelli argillosi più teneri.

Tra le forme desertiche legate ai processi di erosione eolica sono da citare anche i cosiddetti pilastri di roccia o funghi di roccia (pedestal rocks o mushroom rocks), veri e propri torrioni rocciosi modellati ed isolati dall’azione erosiva del vento, caratterizzati da un livello più sottile, detto collo o colonna, che sorregge un blocco più largo e pesante. Queste particolari forme del rilievo nelle regioni iperaride (come il Sahara centrale o i deserti del Namib o di Atacama) evolvono per effetto di importanti processi eolici di deflazione e di corrasione, che agiscono su rocce a diversa erodibilità, spesso già indebolite da processi di degradazione meteorica (soprattutto termoclastismo). Va segnalato che, alla genesi di queste forme, possono aver contribuito, in fasi climatiche umide precedenti a quelle aride attuali, intensi processi di alterazione chimica e di dilavamento. In regioni iperaride, con precipitazioni medie annue inferiori ai 20 mm, la formazione e l’evoluzione morfologica dei funghi di roccia è guidata principalmente dal termoclastismo e dai processi di corrasione eolica basale. Meno importanti anche se non del tutto assenti sono processi di alterazione chimica, come l’idrolisi dei silicati.

In numerose zone desertiche si possono individuare spettacolari archi di roccia naturali (natural rock arch). Si tratta di forme poligeniche, originate e modellate da un insieme di processi geomorfologici quali l’azione erosiva del vento, la degradazione meteorica e l’azione delle acque dilavanti. Le rocce arenacee modellate “ad arco” presentano livelli più resistenti alternati a livelli più erodibili. I processi di disgregazione fisica e soprattutto di alterazione chimica (idrolisi dei silicati), che concorrono alla formazione e al modellamento di queste forme del rilievo, si associano con la deflazione eolica e con l’azione delle acque dilavanti, che hanno il ruolo di rimuovere i materiali residuali prodotti.

Le dune sabbiose rappresentano le forme più tipiche della deposizione eolica. Si tratta di vaste colline composte interamente di sabbia sciolta con forme e dimensioni variabili in funzione della quantità del materiale a disposizione e della direzione dei venti dominanti. La forma elementare di una duna, originata da un vento proveniente da un’unica direzione, presenta un tipico profilo asimmetrico: il lato sopravento, inclinato di 10°-15°, è separato da una stretta cresta da quello sottovento con pendenze di 30°-35°. La forma di una duna è fortemente condizionata dal flusso eolico. Nell’immaginario collettivo il paesaggio desertico sabbioso ricoperto da possenti formazioni dunari che si susseguono a perdita d’occhio simboleggia da sempre il deserto stesso. Nella realtà, le dune ricoprono solo il 20-30% delle aree desertiche e si trovano concentrate nelle vaste regioni insabbiate degli erg. Con il termine erg si designano i grandi mari di dune, caratterizzati da veri e propri rilievi sabbiosi alti anche fino a diverse centinaia di metri, che sotto la spinta morfodinamica del vento si spostano e cambiano continuamente di forma e dimensione. Gli erg sono molto antichi e si sono formati in fasi aride del Pliocene superiore o del Pleistocene. Nel deserto del Sahara, ad esempio, questi grandi mari di dune sabbiose si sono originati durante la grande fase arida del Pleistocene superiore, verificatasi circa tra i 20.000 e i 13.000 anni fa. Nella regione sahariana la sabbia, proveniente dalla degradazione meteorica dei rilievi montuosi e dai depositi fluviali ampiamente presenti in antiche pianure alluvionali, si è andata a depositare a distanze relativamente brevi dai suoi luoghi di origine, in zone depresse e delimitate da rilievo montuosi.

Dal punto di vista prettamente dimensionale, possono distinguersi dune propriamente dette e megadune. Le dune propriamente dette hanno altezze generalmente comprese tra i 5 e i 30 m e lunghezze d’onda tra i 50 e i 300 m. Le megadune possono raggiungere altezze superiori ai 400 m e presentare lunghezze d’onda superiori ai 400 km. Anche le megadune tendono a spostarsi sospinte dai venti dominanti, ma, mentre le dune semplici che si impostano sui loro fianchi variano continuamente di forma, le megadune sono più stabili, con spostamenti complessivi dell’ordine di pochi cm all’anno.

Dal punto di vista morfologico invece si distinguono le barcane, le dune trasversali, le dune longitudinali, le dune lineari, le dune a stella, le dune piramidali e le dune paraboliche. Le dune infatti possono presentare forme diverse in funzione di una serie di fattori tra cui assumono particolare importanza la direzione e l’intensità del vento, la formazione di vortici connessi agli attriti con il suolo e la quantità di sabbia a disposizione con il sistema.

Le barcane possono essere considerate come le forme dunari più elementari. Sono dune a forma di mezzaluna, convessa sopravento, in continuo movimento sotto la spinta del vento che spira in direzione dominante. Le barcane migrano per movimenti dei granuli di sabbia, per strisciamento e per cedimenti lungo la scarpata sottovento; frequenti nelle zone marginali dei deserti di sabbia (erg); non superano alcuni metri di altezza. Si spostano con velocità notevoli (15–25 m/anno).

Quando l’apporto sabbioso è molto elevato, i bracci delle barcane possono congiungersi lateralmente e dare origine alle cosiddette dorsali barcanoidi, dune trasversali alla direzione del vento, allungate e con andamento sinuoso.

Le dune trasversali hanno forma allungata e si distribuiscono più o meno ortogonalmente alla direzione dei venti dominanti e migrano nel verso dei venti stessi. Generalmente si formano per coalescenza di barcane in presenza di abbondante sabbia.

Le dune lineari sono dune di accumulo, allungate nella direzione del vento, con andamento generalmente sinuoso, lunghe alcuni km, presentano linee di cresta ondulate.

Le dune longitudinali sono dorsali sabbiose molto allungate (oltre 200 km), con creste parallele e spesso rettilinee, separate tra loro da solchi profondi di larghezza regolare. Grandi dune longitudinali sono diffuse negli erg del deserto del Sahara, in Africa settentrionale, nel deserto del Kalahari, in Africa meridionale, e nel deserto di Simpson, in Australia. Esse sono chiamate localmente con nomi diversi (seif, sif, silk, draha ecc.) e i corridoi che le separano vengono indicati come goud, feidj, ecc.

Le dune a stella (star dunes) si originano in presenza di forti venti provenienti da diversi quadranti e con direzioni variabili nell'arco dell'anno. Esse sono caratterizzate da una serie di dorsali a raggiera, ciascuna disposta controvento rispetto ad uno dei venti dominanti. Quando l’apporto sabbioso è molto imponente e le direzioni di provenienza del vento sono molteplici, le dune a stella vengono levigate e modellate fino a formare dune tondeggianti a cupola di notevoli dimensioni, note come dune a duomo (dome dunes).

Le dune piramidali (pyramidal dunes) sono dune complesse, di grandi dimensioni, connesse a venti che spirano periodicamente con direzioni diverse e con apporto sabbioso imponente. A volte formano delle vere e proprie catene; presentano un bilancio più o meno in pareggio. Le dune piramidali raggiungono spesso altezze superiori ai 150 m e una larghezza dell’ordine del chilometro. Le dune piramidali sono note nel deserto del Sahara come ghourd (plurale ghorud, oghurd, ecc.).

Le dune paraboliche (parabolic dunes) sono dune da ostacolo. In aree in cui il vento è ostacolato dalla vegetazione si formano dune con concavità controvento, di dimensioni maggiori delle barcane e poco mobili, sembrano essere dovute alla deflazione operata da un vento sostenuto su dune preesistenti formatesi su regioni ricoperte da uno strato di sabbia dell’ordine di diversi metri.

Geomorfologia strutturale

La geomorfologia strutturale studia le relazioni tra la struttura geologica e le forme del rilievo, cioè l'influenza dei fattori geologici (o strutturali) sulla genesi ed evoluzione delle forme del paesaggio terrestre.

In geomorfologia per struttura geologica si intende sia la litologia che la tettonica, quest’ultima intesa sia con un ruolo attivo (movimenti tettonici) che con ruolo passivo (giacitura degli strati, fratturazione degli ammassi rocciosi etc.).

Dunque la geomorfologia strutturale prende in esame le forme del rilievo la cui genesi ed evoluzione è legata alla struttura geologica, ossia alla litologia e alla tettonica, intesa quest’ultima sia in senso passivo (presenza di fratture e di faglie, giacitura e immersione degli strati) sia in senso attivo (movimenti tettonici, sollevamenti ed abbassamenti isostatici, movimenti lungo faglie attive, piegamenti e deformazioni delle rocce in fasce attive orogeneticamente, ecc.).

Tutte queste forme del rilievo possono essere considerate come forme strutturali, anche se più correttamente vengono definite forme con influenza strutturale quelle modellate da processi esogeni e condizionate in modo passivo dalla litologia e dalla tettonica, e forme tettoniche quelle dovute all’azione diretta dei movimenti tettonici.

Suddivisioni della geomorfologia strutturale

La geomorfologia strutturale può essere suddivisa in modo schematico nei seguenti settori: la morfotettonica e la morfoselezione.

La morfotettonica, anche detta morfotectodinamica, studia i rapporti tra le forme del rilievo e i movimenti tettonici, cioè le conseguenze geomorfologiche di questi spostamenti diastrofici avvenuti dall’inizio della storia geologica ad oggi (ad esempio: catena montuosa, scarpata di faglia, frana da terremoto, ecc.); la morfotettonica può essere inoltre suddivisa in:

morfopaleotettonica, se ci si riferisce a movimenti tettonici molto antichi;
morfoneotettonica, importante per la valutazione del rischio sismico.

La morfoselezione, che invece studia le forme del rilievo legate all’erosione selettiva o differenziale, cioè alla struttura geologica con ruolo passivo; la morfoselezione può inoltre essere ulteriormente suddivisa in:

morfotectostatica se ci riferisce alla disposizione tettonica passiva;
morfolitologia se ci si riferisce alla composizione litologica.

Morfotettonica

La morfotettonica, o morfotectodinamica, studia i rapporti tra le forme del rilievo e i movimenti tettonici (tettonica attiva), cioè le conseguenze geomorfologiche di questi spostamenti diastrofici avvenuti dall’inizio della storia geologica ad oggi.

Sono molte le morfologie del rilievo la cui genesi ed evoluzione è primariamente legata a movimenti tettonici. Di seguito saranno descritte le principali.

La forma più tipica e più elementare risultante da un fenomeno di fagliazione tettonica è la scarpata di faglia, cioè il gradino che si genera in corrispondenza del bordo sollevato di una dislocazione. Nella fase iniziale dell’evoluzione morfologica la scarpata di faglia coincide con lo specchio di faglia, una superficie levigata per effetto dei blocchi rocciosi che si sono spostati, con striature o solchi paralleli alla direzione del movimento.

Tra le grandi morfostrutture dei continenti la cui genesi è legata a movimenti tettonici, le catene montuose sono quelle più imponenti e spettacolari. Esse si innalzano nettamente rispetto alle aree limitrofe e sono quasi sempre caratterizzate da un’energia di rilievo estremamente elevata. Lunghe fino a migliaia di chilometri e relativamente strette (le larghezze raggiungono le poche centinaia di chilometri), possono raggiungere quote, di diverse migliaia di metri sul livello del mare e sono intensamente modellate dagli agenti esogeni (le catene montuose sono un tipico esempio di interazione tra agenti endogeni, di costruzione, come i movimenti tettonici, e agenti esogeni, di distruzione, attraverso processi di erosione, trasporto e deposito svolti da agenti del modellamento come il vento, le acque e le nevi). La formazione delle catene montuose è legata ad intensi processi orogenetici, prodotti, secondo la teoria della tettonica delle placche, dall’incontro scontro (collisione) tra due placche continentali, come nel caso della Catena himalayana, o tra una placca continentale ed una placca oceanica, come nel caso della Catena delle Ande.

Morfoneotettonica

Secondo quanto indicato dall'Encyclopedia of Geomorphology la neotettonica riguarda lo studio dei movimenti crostali orizzontali e verticali che si sono verificati nel recente passato geologico e che potrebbero essere in corso ancora oggi. La collocazione cronologica dell’intervallo della neotettonica varia, a seconda dei paesi, delle scuole, delle finalità degli studi e delle particolari situazioni geologiche, dal Miocene all’Attuale.

La morfoneotettonica studia i rapporti tra la morfologia terrestre e i movimenti tettonici recenti e attuali. Gli studi di morfoneotettonica si basano sul concetto che, se i movimenti tettonici hanno determinato modificazioni della superficie terrestre, queste (a parità di altre condizioni) appaiono tanto più marcate ed evidenti quanto più il movimento è stato recente.

L’identificazione delle suddette modificazioni, perciò, può far risalire ai movimenti neotettonici e si può valutare l'eventualità che i fenomeni neotettonici che le hanno prodotte possano continuare in un futuro più o meno prossimo.

Morfoselezione

La morfoselezione studia le forme del rilievo legate all’erosione selettiva o differenziale, cioè alla struttura geologica con ruolo passivo (tettonica passiva). La morfoselezione può inoltre essere ulteriormente suddivisa in:

morfotectostatica se ci riferisce alla disposizione tettonica passiva;
morfolitologia se ci si riferisce alla composizione litologica.

Erosione selettiva

L’azione erosiva degli agenti esogeni si esplica con intensità ed efficacia diverse in funzione delle caratteristiche litologiche e strutturali delle formazioni rocciose affioranti, si parla perciò di erosione selettiva o erosione differenziale.

Le rocce più resistenti ai processi erosivi danno origine a forme rilevate e sporgenti, mentre quelle meno resistenti risultano più depresse o vengono facilmente demolite. È per questo che i rilievi più alti delle catene montuose sono sempre costituiti da rocce con elevata resistenza all’erosione, mentre le zone più basse corrispondono spesso agli affioramenti di rocce più facilmente erodibili. A piccola scala i processi di erosione selettiva sono particolarmente evidenti in presenza di alternanze di materiali duri e teneri, che danno origine a tipiche morfologie differenziate (forme di erosione selettiva).

La maggiore o minore resistenza di una roccia ai processi di erosione dipende innanzitutto dalle caratteristiche petrografiche, dalla coesione e dal grado di cementazione della roccia stessa: rocce come graniti, gneiss, calcari, dolomie o arenarie, rocce fortemente cementate, presentano un’elevata resistenza meccanica ai processi di erosione, mentre rocce come le argille o le sabbie sciolte sono facilmente erodibili. Va segnalata, infine, anche l’importanza dell’ambiente morfoclimatico e dei processi di modellamento che lo caratterizzano. Alcune rocce, infatti, in presenza di condizioni climatiche diverse, si comportano come resistenti alla degradazione e alla denudazione oppure come facilmente erodibili.

Morfotectostatica

La morfotectostatica studia le forme del rilievo legate alla struttura geologica con ruolo passivo (giacitura degli strati, fratturazione degli ammassi rocciosi etc.).

In affioramenti di rocce sedimentarie aventi strati orizzontali a diverso grado di erodibilità l’azione erosiva degli agenti esogeni dà origine a tipiche forme strutturali, controllate dalla struttura geologica, che possono prendere il nome di morfostrutture tabulari, rilievi tabulari o rilievi a struttura orizzontale.

Si tratta di affioramenti di rocce sedimentarie caratterizzate al loro apice da spianate orizzontali o suborizzontali coincidenti con il tetto di uno strato roccioso molto resistente all’azione erosiva degli agenti esogeni, messo a nudo dallo smantellamento di strati più teneri che lo sovrastavano.

In funzione della sua estensione un rilievo tabulare può prendere il nome di plateaux quando è molto ampio e continuo, di tavolato (mesas) quando è di dimensioni minori o di rilievo testimone o torrione testimone (butte) quando si presenta con una morfologia a torrione, spesso isolato alla periferia dei rilievi maggiori.

In presenza di incisioni fluviali che modellano il rilievo tabulare l’alternanza di tipi litologici teneri e duri dà origine a tipici versanti a gradinata, dove scarpate, corrispondenti a livelli più resistenti, si alternano a pendii più dolci, intagliati sulle rocce più facilmente erodibili.

In presenza di rilievi monoclinali, una volta esauritisi o rallentati i movimenti tettonici che hanno portato al sollevamento differenziale, si instaurano processi di modellamento del rilievo che determinano una serie di forme strutturali legate principalmente alla giacitura inclinata degli strati. Queste forme prendono il nome di morfostrutture monoclinali.

In condizioni di omogeneità litologica le forme più caratteristiche sono le cosiddette valli asimmetriche, in cui si distinguono versanti a reggipoggio, dove affiorano le testate degli strati, e versanti a franapoggio, dove gli strati immergono nella stessa direzione del pendio.

In presenza di alternanze di formazioni più o meno resistenti all'erosione (dunque in caso l’affioramento fosse sensibile all’erosione selettiva) si sviluppano invece tipici rilievi a cuesta o a hogback. In questo caso vi è una sovrapposizione di effetti legati alla morfotectostatica (giacitura inclinata degli strati) e alla morfolitologia (diversa erodibilità delle rocce che costituiscono la monoclinale).

I rilievi a cuesta sono dorsali allungate intervallate da valli monoclinali asimmetriche, il cui versante a franapoggio, meno acclive (dorso della cuesta) corrisponde alla superficie dello strato più resistente; quello a reggipoggio, in cui affiora la testata degli strati (fronte della cuesta) presenta una pendenza maggiore e variazioni di pendenza al passaggio dal litotipo più resistente a quello meno resistente all’erosione. Se l’inclinazione degli strati è molto elevata, si generano i cosiddetti rilievi a hogback, rilievi monoclinali formati da nette dorsali o creste corrispondenti ai livelli più resistenti alternate a valli monoclinali incise nei litotipi meno resistenti. Negli hogback l’inclinazione del versante a franapoggio supera quella del versante a reggipoggio.

Spesso gli ammassi rocciosi interessati da faglie presentano una diffusa fratturazione che si concentra in prossimità dei piani di faglia. A parità di litotipo, questo può determinare un’erosione selettiva, con evidenti conseguenze morfologiche in corrispondenza delle zone maggiormente fratturate. In corrispondenza delle fasce cataclastiche possono svilupparsi processi di erosione lineare (da fossi di ruscellamento concentrato fino a valli fluviali dette valli di linea di faglia etc.). La cataclasite ricementata può risultare più resistente rispetto alla roccia ad essa adiacente. Ciò può comportare processi di erosione selettiva che danno luogo alla formazione di creste, costoni etc. in corrispondenza della faglia.

La demolizione di una scarpata di faglia può portare allo spianamento dell’area circostante la faglia, con eventuali processi di inversione del rilievo se vengono messe a nudo dall’erosione rocce ad erodibilità diversa. Anche in questo caso si tratta di processi di erosione selettiva che possono produrre una cosiddetta scarpata di linea di faglia.

Morfolitologia

La morfolitologia studia le forme del rilievo legate alla presenza di determinate litologie in relazione al loro grado di resistenza ad erosione, coesione, permeabilità, alterabilità, granulometria etc.

La natura delle rocce è spesso un fattore fondamentale e talvolta caratterizzante delle forme del rilievo. Alcuni esempi italiani possono essere il paesaggio carsico, quello calanchivo e quello dolomitico.

Morfologia di calcari e gessi

I calcari e i gessi sono soggetti a processi di dissoluzione (carsismo) da cui si originano le forme carsiche, che possono essere epigee (di superficie) o ipogee (sotterranee).

L’aspetto superficiale del paesaggio carsico è caratterizzato da distese pietrose e brulle in cui si succedono scogli, creste, gradinate e macigni isolati. Le forme carsiche di superficie sono dette forme carsiche epigee.

Tra le forme carsiche epigee più tipiche vi sono i campi solcati o carreggiati: solchi larghi e profondi da poche ad alcune decine di centimetri e lunghi anche diversi metri. Sono causati da processi di dissoluzione legati all’azione dell’acqua piovana e, soprattutto, a quella del ruscellamento in rivoli. Non si tratta tuttavia di un’erosione meccanica.

Altre forme carsiche epigee sono le doline. Una dolina carsica è una cavità a forma più o meno circolare, con uno o più punti di assorbimento idrico sul fondo (forme a piatto, a ciotola, a imbuto, a pozzo e una gran varietà irregolari). La loro genesi può essere dovuta alla soluzione del calcare ad opera dell’acqua superficiale oppure al crollo del soffitto di una cavità sotterranea.

Il carso a pinnacoli invece è una forma carsica epigea esclusiva delle zone tropicali umide. La genesi di queste particolari forme del rilievo è legata all’azione corrosiva delle acque circolanti, rese molto aggressive dagli acidi organici e dalla CO₂ di origine organica molto abbondante nelle regioni tropicali umide. Il carso a pinnacoli si sviluppa in calcari molto fratturati in zone caratterizzate da alte temperature e abbondanti precipitazioni. Famose sono le stone forest (“foreste di pietre”) dello Yunnan (Cina meridionale), del Gunung Malu Natural Park (Borneo malese) e dello Tsingy di Bemaraha (Madagascar).

Le acque meteoriche penetrano nel massiccio calcareo attraverso fratture ed inghiottitoi ed originano per corrosione una serie di forme carsiche di profondità che possono raggiungere anche notevoli dimensioni. Le forme carsiche che si sviluppano e si modellano in ambiente sotterraneo vengono definite forme carsiche ipogee, e l’ambiente nel quale esse si originano e si modellano prende il nome di grotta carsica.

La morfologia e le dimensioni di una grotta carsica, molto variabili, sono regolate sia dal modellamento carsico (che interviene attraverso un’azione di dissoluzione chimica operato dalle acque meteoriche su rocce poco solubili), sia dall’azione meccanica di eventuali corsi d’acqua sotterranei sia dall’azione, sempre presente, della gravità, che può causare processi di crollo anche molto importanti. L’ambiente di grotta e le forme del rilievo che lo caratterizzano sono oggetto di studio della speleologia, branca delle scienze geologiche che studia le cavità sotterranee.

Nello stato più avanzato della loro evoluzione morfologica, le cavità carsiche si presentano spesso decorate da una serie di speleotemi, spettacolari forme originate per deposizione di carbonato di calcio da parte di acque sovrassature. Il processo si verifica quando le acque, contenenti bicarbonato di calcio e circolanti a pressione nelle fratture, arrivano ad affiorare sul soffitto o sulle pareti di una cavità carsica, dove cominciano a gocciolare per stillicidio (caduta dell’acqua per azione della forza di gravità). L’improvvisa perdita di pressione e il contatto con l’aria della grotta fanno sì che l’acqua perda per degassazione parte dell’anidride carbonica contenuta in soluzione: si innesca così la reazione chimica per cui dal bicarbonato di calcio tornano a formarsi, per fuga dalla CO₂, acqua e carbonato di calcio, sotto forma quest’ultimo di cristalli di calcite e di aragonite.

Si originano con il meccanismo precedentemente descritto una serie di concrezioni e mineralizzazioni che con il tempo possono arrivare anche a riempire gran parte della cavità carsica. Le forme di concrezionamento più tipiche sono le stalattiti, che si originano per stillicidio sulle volte delle cavità carsiche, con sviluppo dall’alto verso il basso. La loro forma cilindrica o conica molto allungata è il frutto di una lenta evoluzione che nelle fasi iniziali porta alla formazione di un tubicino di calcite, con diametro dell’ordine del millimetro, all’interno del quale l’acqua di alimentazione fluisce fino a cadere goccia a goccia alla sua estremità. Mentre la goccia si forma, l’anidride carbonica in soluzione si libera nell’atmosfera della grotta facendo depositare piccoli cristalli di calcite che allungano progressivamente il tubicino. Così, una stalattite è in continuo modellamento.

Sul pavimento delle grotte carsiche, nei punti in cui le gocce d’acqua cadono dal soffitto per stillicidio, staccandosi da una stalattite o direttamente da zone di frattura, per ulteriore deposizione di calcite si originano le stalagmiti, la cui forma si sviluppa dal basso verso l’alto attraverso la sovrapposizione di più strati d’aspetto discoidale spessi al centro e sottili sui lati. Le morfologie risultanti sono molteplici e spesso spettacolari. L’unione di una stalagmite con una stalattite origina una colonna, il cui modellamento non sarà più legata al gocciolamento ma allo scorrimento di un velo d’acqua sulla sua superficie esterna, che va ad originare caratteristiche forme lobate.

Morfologia delle argille

Le argille sono tra le rocce meno resistenti all’erosione, infatti hanno proprietà di coesione, di impermeabilità e granulometriche che le rendono particolarmente deboli di fronte a vari processi soprattutto di tipo meccanico: la loro granulometria fine, la scarsità o assenza di cementazione e l’impermeabilità delle acque di scorrimento superficiale favoriscono, ad esempio, le azioni di ruscellamento delle acque dilavanti.

Tipiche morfologie negli affioramenti argillosi sono i calanchi, forme di erosione del terreno che si produce per l'effetto di dilavamento delle acque piovane su rocce argillose degradate, con scarsa copertura vegetale e quindi poco protette dal ruscellamento: producendo profondi solchi nel terreno lungo il fianco di un monte o di una collina.

Morfologia delle arenarie

La resistenza all’erosione delle arenarie dipende da molti fattori diversi: il grado e il tipo di cementazione, la composizione dei granuli, il tipo e la giacitura della stratificazione, i rapporti con le altre rocce ed in particolare con quelle sottostanti, il clima, ecc.

In genere le arenarie sono rocce permeabili e questa caratteristica conferisce loro un certo ritardo all’erosione.

Le quarzoareniti sono più resistenti ai processi di erosione, le calcareniti possono essere modellate in forme carsiche e così via a seconda della loro composizione mineralogica. Ove le arenarie poggiano su rocce impermeabili, come le argille, e in situazioni tettoniche a franapoggio, sono frequenti fenomeni di frana per scivolamento.

In generale gli affioramenti di rocce arenacee costituiscono, in confronto con gli altri tipi litologici, delle aree non elevate, a luoghi con rilievi più marcati e scarpate più ripide, a seconda delle caratteristiche sia litologiche sia ambientali.

Morfologia dei graniti

I graniti e le rocce granitoidi ad essi assimilabili hanno un alto grado di coesione e di impermeabilità primaria, possono d’altro canto essere fessurati e quindi permeabili lungo le fratture, nonché facilmente alterabili in particolari condizioni climatiche.

A processi di idrolisi sono riconducibili i tafoni in rocce granitiche tipici di Corsica e Sardegna. Il modellamento di queste particolari forme del rilievo avviene per il permanere di acqua di precipitazione o di condensazione in corrispondenza di punti di discontinuità della roccia. In questi punti, meno esposti all’aria e al sole, l’acqua può rimanere più a lungo e si inizia così un processo selettivo di alterazione chimica dei silicati: il passaggio in soluzione di alcuni minerali provoca una desquamazione della roccia e la formazione di una piccola nicchia. In questa, incavata e quindi ancora più protetta dall’aria e dal sole e quindi dall’evaporazione, si può fermare altra acqua di condensazione, favorendo così il procedere dell’azione erosiva, che approfondirà sempre di più la cavità primitiva.

Geomorfosito

Gli hoodoo del Parco Nazionale del Bryce Canyon (Utah, Stati Uniti d'America)

Un geomorfosito è un'area in cui le forme del rilievo (o elementi geomorfologici) di origine naturale e/o antropica^[1]^[2] hanno acquisito un valore scientifico, didattico, culturale/storico, estetico o sociale/economico.^[3]^[4]

Può trattarsi di singole forme (come una dolina carsica, un masso erratico o una collina artificiale come il Monte Testaccio^[5]) oppure di aree comprendenti una varietà di elementi. I geomorfositi rientrano nella più generale categoria dei geositi.

Il concetto di geomorfosito può essere esteso a comprendere non solo le forme visibili oggi, ma anche quelle distrutte o nascoste a causa delle attività umane.^[6]^[7] Diversi autori, inoltre, hanno evidenziato il valore archeologico e storico di alcuni elementi geomorfologici di origine antropica.^[8]

Il valore di un geomorfosito (vedi anche la bibliografia) può essere valutato qualitativamente con vari metodi.^[9]

Quello utilizzato dipende, prima di tutto, dalle caratteristiche dell'area studiata, dagli obiettivi dell'indagine e dai parametri di valutazione prescelti (rilevanza scientifica, didattica ecc.).

I geomorfositi fanno parte del cosiddetto patrimonio geologico di un territorio e la loro tutela è una componente importante della protezione dell'ambiente e del paesaggio di una data zona.

Geodiversità

La geodiversità è la diversità dei caratteri geologici (rocce, minerali, fossili), geomorfologici (forme, processi), idrologici e pedologici presenti in una data area; comprende i raggruppamenti e i sistemi costituiti dai caratteri considerati, nonché le loro relazioni e la loro interpretazione.^[10]

Poiché questi aspetti influenzano le caratteristiche ecologiche di una certa zona (compreso il suolo, che si forma anche attraverso processi biologici) la geodiversità è strettamente legata alla biodiversità e, insieme a quest'ultima, costituisce quella che si può chiamare diversità naturale di un'area; la geodiversità, inoltre, può essere rappresentata in una determinata area dalla presenza di uno o più geositi.

Il concetto di geodiversità pone l'accento sull'importanza e sulla sensibilità degli elementi abiotici e della loro dinamica, nonché sul valore dei fattori geologici, geomorfologici, pedologici e idrologici per la conservazione della natura e per la pianificazione e gestione del territorio e del paesaggio, anche al di fuori delle aree protette.

Geoconservazione

Con il termine geoconservazione si indica l'attività di pianificazione territoriale che, attraverso la definizione di appositi piani di gestione, integra le azioni di tutela con quelle di fruizione del patrimonio geologico, inteso come la somma di tutti i beni geologici esistenti in una data area, cioè di tutti i beni culturali nei quali la componente geologica costituisce l'interesse prevalente. Uno degli obiettivi principali della geoconservazione è quello di sensibilizzare l'opinione pubblica sull'importanza dei siti geologici, promuovendone la salvaguardia e la valorizzazione.

Note

↑ (EN) Jeffrey Howard, Anthropogenic Landforms and Soil Parent Materials, Springer International Publishing, 2017, pp. 25-51, DOI:10.1007/978-3-319-54331-4_3, ISBN 978-3-319-54331-4. URL consultato il 12 agosto 2022.
↑ (EN) Anthropogenic Geomorphology, DOI:10.1007/978-90-481-3058-0. URL consultato il 12 agosto 2022.
↑ (EN) Mario Panizza, Geomorphosites: Concepts, methods and examples of geomorphological survey, in Chinese Science Bulletin, vol. 46, n. 1, 1º gennaio 2001, pp. 4-5, DOI:10.1007/BF03187227. URL consultato il 12 agosto 2022.
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Bibliografia

I contenuti della presente pagina fanno riferimento alla seguente bibliografia:

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Collegamenti esterni

(EN) geomorphology, su Enciclopedia Britannica, Encyclopædia Britannica, Inc.

(EN, FR) Geomorfologia, su Enciclopedia canadese.
Il ciclo geografico, o il Ciclo dell'Erosione (1899), su abdn.ac.uk.

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[7] (EN) Alessia Pica, Gian Marco Luberti e Francesca Vergari, Contribution for an Urban Geomorphoheritage Assessment Method: Proposal from Three Geomorphosites in Rome (Italy), in Quaestiones Geographicae, vol. 36, n. 3, 1º settembre 2017, pp. 21-36, DOI:10.1515/quageo-2017-0030. URL consultato il 12 agosto 2022.

[8] (EN) Brandolini Filippo, Mauro Cremaschi e Pelfini Manuela, Estimating the Potential of Archaeo-historical Data in the Definition of Geomorphosites and Geo-educational Itineraries in the Central Po Plain (N Italy), in Geoheritage, vol. 11, n. 4, 1º dicembre 2019, pp. 1371-1396, DOI:10.1007/s12371-019-00370-5. URL consultato il 12 agosto 2022.

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