Il sistema climatico terrestre è attualmente soggetto ad un’inequivocabile fase di riscaldamento. La temperatura media globale è aumentata di circa 0,8°C nell'ultimo secolo, e gli effetti più tangibili di questo riscaldamento interessano principalmente le risorse di neve e ghiaccio del pianeta, in diffusa riduzione, e il livello medio dei mari, in fase di innalzamento. Questa variazione climatica non è stata lineare nel tempo e altrettanto eterogeneo è stato il suo manifestarsi nello spazio (Intergovernmental Panel on Climate Change - IPCC, 2013).

I cambiamenti climatici agiscono sulle aree di alta quota in modo complesso. Esistono evidenze strumentali che comprovano un maggior riscaldamento delle aree montuose rispetto alla media globale o a quella dell’emisfero Boreale. Tuttavia, persistono incertezze nella quantificazione degli effetti delle variazioni globali su queste aree, legate sia alla scarsità di misurazioni sia alla difficoltà nel simulare le condizioni climatiche tramite modelli matematici (Beniston et al., 2018).

Auer et al. (2006) hanno implementato il database HISTALP, che raccoglie le principali serie di osservazioni climatiche relative alla cosiddetta "Greater Alpine Region", un'area che comprende le Alpi europee e le regioni immediatamente prospicienti. Dall'analisi di queste serie climatiche emerge come la catena alpina sia interessata da fenomeni di amplificazione delle variazioni climatiche, che hanno comportato un riscaldamento di 1,2°C nell'ultimo secolo, decisamente superiore rispetto alla media globale. Le precipitazioni mostrano, invece, una variazione meno significativa e variabile sia a livello stagionale, sia a livello regionale, con variazioni opposte tra il settore nord-occidentale (+9%) e quello sud-orientale (-9%) (Carturan, 2010).

Un elemento caratteristico dell’area montana è costituito dalla criosfera definita come la “porzione della Terra in cui l’acqua si trova allo stato solido”. In ambito alpino fanno parte della criosfera la neve stagionale e perenne, i ghiacciai, il permafrost, il terreno congelato e il ghiaccio che si forma su corsi d'acqua e laghi (figura 1).

L'importanza della criosfera alpina nella regolazione dei deflussi aumenta con la quota, tanto che si parla comunemente di regime "nivale", "glaciale" o "periglaciale", per indicare regimi di deflusso con spiccata stagionalità, dominati dalla fusione di neve e ghiaccio. Data l'elevata sensibilità alle condizioni ambientali, la criosfera costituisce un importante fattore di amplificazione della risposta idrologica e dei rischi naturali alle variazioni climatiche, sui bacini di alta quota. Essa rappresenta, inoltre, un preciso indicatore utilizzabile per il monitoraggio delle variazioni del clima.

Fra gli indicatori chiave utilizzati dall'Agenzia Europea per l'Ambiente (EEA) per descrivere l'impatto dei cambiamenti climatici in Europa, quelli legati ai sistemi criosferici occupano un posto di primo piano (European Environment Agency, 2012).

Esiste quindi la necessità di osservare il comportamento della criosfera in ambito alpino, sia per individuarne possibili tendenze evolutive, sia per migliorare la comprensione dei processi che agiscono su di essa e che regolano l'interazione tra clima, criosfera, regime idrologico e rischi naturali nei bacini d'alta quota (Vedi Focus su “Crollo del Monviso”). La misurazione delle variabili connesse alla criosfera pone però difficoltà oggettive, dovute in primo luogo alle particolari caratteristiche ambientali in cui ci si trova ad operare.

Tra le componenti della criosfera, il permafrost è sicuramente l’elemento più difficile da osservare, benché sia quello più diffuso, e per questo motivo viene definito come “la componente nascosta della criosfera” (figura 2).

Prima dell’inizio del Progetto PermaNet, in Piemonte le conoscenze sul permafrost erano abbastanza scarse, riferite per lo più a studi focalizzati soprattutto sulla distribuzione e caratterizzazione dei rock glaciers (quali ad es. il rock glacier di Schiantalà in alta Valle Stura di Demonte nel cuneese e il rock glacier del Passo della Mulattiera in alta Val Susa, nel torinese).

                                                                     Fonte: Progetto Interreg Alpine Space “PermaNET”

La mappa della distribuzione del permafrost nelle Alpi è uno dei principali risultati del progetto “PermaNET – Permafrost long-term monitoring Network” e da questa importante informazione, prima sconosciuta, è stato possibile avviare le attività di monitoraggio, di pianificazione territoriale, di studio ed approfondimento su questa importante componente della criosfera.

Il permafrost è un materiale della litosfera, o geomateriale (roccia, detrito, suolo), che rimane permanentemente ad una temperatura uguale o inferiore a 0°C. In questo contesto, il termine “permanentemente” è definito come intervallo temporale di due o più anni consecutivi, al fine di stabilire un valore minimo evitando di considerare permafrost l’effetto al suolo di un unico, lungo e freddo inverno. Pertanto, il permafrost è definito solo su base termica e temporale e al suo interno può esserci acqua allo stato liquido oppure ghiaccio, anche se non è una condizione essenziale. Quindi, in base a questa definizione, i ghiacciai non sono da considerarsi permafrost.
Molte aree in condizioni di permafrost subiscono i cicli di gelo-disgelo stagionali che causano l’alternarsi di temperature sopra e sotto 0°C nello strato più superficiale, definito strato attivo (active layer), che varia da zona a zona da alcune decine di cm ad alcuni m. Questo strato è particolarmente significativo in quanto al suo interno avvengono importanti processi geomorfologici tipici dell’ambiente periglaciale (creep, soliflussi, crolli, selezione granulometrica dei clasti, ecc.). Inoltre, il monitoraggio nel tempo del suo spessore fornisce un importante indicatore climatico.
I tipici profili termici invernali ed estivi di un terreno interessato da permafrost sono illustrati in figura 4. Il limite inferiore dello strato attivo è definito “tavola del permafrost” e può essere collocato a varia profondità (tra alcuni decimetri ad alcuni metri, nelle Alpi piemontesi raggiunge anche i 15 m). Sotto la tavola del permafrost la temperatura è perennemente minore di 0°C. Il punto dove la variazione annuale della temperatura è inferiore a 0,1°C è detto “Punto di oscillazione annuale Zero” (ZAA - Depth of Zero Annual Amplitude) e si colloca tra 10 e 20 m di profondità, a seconda delle condizioni climatiche e della conducibilità termica del suolo. Sotto la ZAA la temperatura aumenta per effetto del calore geotermico fino a superare nuovamente gli 0°C in corrispondenza della cosiddetta “base del permafrost”. Lo spessore del terreno compreso tra la tavola e la base del permafrost va da pochi metri a più di un migliaio di metri nelle aree polari.

Il permafrost alpino (o montano) è il permafrost presente nelle aree montane. A differenza del permafrost presente nelle aree pianeggianti o semipianeggianti delle aree continentali polari e circumpolari o degli alti plateau posti anche alle medie latitudini (es. il plateau tibetano), il permafrost alpino è caratterizzato da una estrema variabilità spaziale. Infatti, la distribuzione del permafrost dipende in modo sensibile dalla variabilità del rilievo topografico (che ne condiziona l’altitudine e l’esposizione ai raggi solari) e dalla distribuzione disomogenea del manto nevoso (a sua volta condizionata dalla variabilità topografica del rilievo).
In ambito alpino la copertura nevosa riveste una notevole importanza, così pure la granulometria superficiale esercita un controllo significativo sulla temperatura del terreno.

Un esempio dell'andamento tipico della temperatura superficiale del terreno in un'area probabilmente interessata da permafrost è proposto in figura 5. I parametri che generalmente si vanno a calcolare sono la temperatura media annua della superficie del suolo (MAGST - Mean Annual Ground Surface Temperature), la temperatura di equilibrio invernale (WEqT - Winter Equilibrium Temperature; si tratta della temperatura del suolo nella seconda parte dell’inverno, quando non ci sono più variazioni significative della temperatura), la somma dei gradi-giorno negativi (FrezInd - Freezing Index o indice di gelo) oppure la durata della fase di Zero Curtain (periodo durante il quale la temperatura è esattamente di 0°C).

Arpa Piemonte ha intrapreso nel 2016 un’attività di monitoraggio termico in grotta con la collaborazione del DIATI (Dipartimento di Ingegneria dell’Ambiente e del Territorio) del Politecnico di Torino e di alcuni gruppi speleologici piemontesi (in particolare del Gruppo Speleologico Valle Tanaro), dell’Ente di gestione delle Aree protette delle Alpi Marittime e del CNR-IRPI di Torino. Tale attività si sviluppa in alcune grotte con ghiaccio delle Alpi Liguri (codificate dagli speleologi come “Rem del ghiaccio”, “Lambda21”, “Ro mina”) e delle Alpi Cozie meridionali (Lou Pertus d’la Patarassa) e in alcune cavità senza ghiaccio (tunnel artificiale del Buco di Viso nelle Alpi Cozie centrali, in collaborazione con il Parco del Monviso, e la grotta turistica di Bossea nel Monregalese, in quest’ultimo caso è coinvolto anche l’INRiM, Istituto Nazionale per la Ricerca Metrologica con sede a Torino) (figura 6).

L’ambiente di grotta, dal punto di vista dello studio e del monitoraggio termico, presenta alcune peculiarità di notevole interesse in quanto è caratterizzato da: i) assenza di radiazione solare diretta, ii) assenza di copertura nevosa stagionale, iii) assenza di copertura vegetale, iv) maggiore stabilità termica, v) condizioni di elevata umidità costante nel tempo. Tutti questi fattori semplificano il modello e favoriscono la comprensione degli scambi energetici tra atmosfera e ammassi rocciosi.

Nel settore delle Alpi Liguri e delle Alpi Cozie sono presenti numerose cavità con depositi di ghiaccio perenne o con veri e propri ghiacciai ipogei (definite Ice Caves) ubicate anche a quote relativamente basse (al di sotto dei 2000 m). I notevoli incrementi della temperatura dell’aria che si stanno registrando in atmosfera condizionano pesantemente la presenza di questi depositi, in genere situati nei primi tratti di alcune cavità della zona alpina. Il risultato di tale evidente cambiamento è la completa sparizione di ghiaccio nel periodo di fine estate-autunno o la marcata riduzione di spessore della massa glaciale osservata dagli speleologi nell’ultima decina di anni.
Dal 2016 ha avuto inizio il monitoraggio delle temperature aria-roccia di quattro cavità carsiche caratterizzate da presenza di ghiaccio formatosi in condizioni piuttosto differenti. Nella grotta “Rem del ghiaccio” con ingresso a quota 1900 m s.l.m. (massiccio del Monte Antoroto) si trova un ghiacciaio ipogeo originato da fenomeni di sublimazione inversa legato alla notevole circolazione d’aria e alle basse temperature dell’ammasso roccioso. Anche nella grotta “Ro mina”, con ingresso a quota 2250 m s.l.m. (massiccio del Monte Mongioie) la notevole circolazione d’aria e le basse temperature della roccia condizionano la formazione di ghiaccio legata alle acque di percolazione. Nella soprastante grotta “Lambda 21”, con ingresso a quota 2310 m s.l.m., il ghiacciaio ipogeo presente è prevalentemente legato all’accumulo di neve in un ampio pozzo direttamente collegato con la superficie ed alla circolazione dell’aria che, come nelle altre suddette cavità, è in forte aspirazione nei periodi freddi. La grotta denominata “Lou pertus d’la Patarasa”, con ingresso a quota 2020 m s.l.m. presso Castelmagno nelle Alpi Cozie meridionali, presenta attualmente soltanto un piccolo deposito di ghiaccio che sembra essersi formato per congelamento di acque di percolazione legate alle basse temperature di una cavità di sviluppo limitato che funziona da trappola di aria fredda.

Nell’ambito dello studio e monitoraggio delle Ice Caves, particolare attenzione è stata posta alla grotta “Rem del ghiaccio” per l’imponente ghiacciaio che ospita (in rapida regressione) e per l’importante informazione climatica e paleo-climatica che può fornire. La grotta è stata scoperta dallo Speleo Club Tanaro nel 1995 ed esplorata per un breve tratto fino ad una galleria ostruita da un muro di ghiaccio. La grotta ospita due distinti ghiacciai ipogei: il primo, più piccolo, localizzato dopo il primo pozzo di accesso, il secondo a circa 70 metri dall’ingresso. Nel 2015, durante un sopralluogo per prelevare un campione di ghiaccio da sottoporre ad indagini paleo-magnetiche, si scoprì che la fusione del ghiaccio aveva aperto un passaggio che dava accesso alle parti profonde della cavità (ora con uno sviluppo esplorato che supera i 2,6 km ed una profondità di 290 m).

Questo passaggio permetteva quindi di oltrepassare il muro di ghiaccio che aveva fermato i primi esploratori e di valutare la dimensione del ghiacciaio che copriva una superficie di circa 30 m² per uno spessore di oltre 8 m. A partire dal luglio 2016 è stata avviata una ricerca, tuttora in corso, in collaborazione tra Arpa Piemonte, il DIATI del Politecnico di Torino, lo Speleo Club Valle Tanaro, il CNR-IRPI di Torino e l’Ente di gestione aree protette Alpi Marittime per lo studio di tale ghiacciaio attraverso il monitoraggio dei valori di temperatura aria-roccia, campionamenti e analisi chimico-fisiche del ghiaccio, campionamenti di materiale organico e datazioni con C­¹⁴. Nell’autunno del 2019 è inoltre stato realizzato un campionamento del ghiaccio a diverse altezze, trasportando poi il materiale in elicottero fino a Torino e quindi con un furgone refrigerato a Milano dove i campioni sono stati recapitati all’Euro Cold Lab del Dipartimento di Scienze dell’Ambiente e della Terra della Università di Milano Bicocca, per successive analisi.

Il 26 dicembre 2019 un settore della parete nordest del Monviso è stato interessato da un crollo in massa di grandi dimensioni. Il crollo si è verificato nella mattina ed è stato osservato e ripreso con videocamere dai numerosi escursionisti e sciatori presenti in zona ma solo dopo il sopralluogo tecnico effettuato dai tecnici di Arpa Piemonte l’8 gennaio 2020 è stato possibile fornire qualche dettaglio dimensionale. Durante il sopralluogo è stato possibile perimetrare con precisione il bordo inferiore dell’accumulo e di effettuare riprese fotografiche della parete interessata dal crollo. Dal confronto con immagini precedenti è stato possibile delimitare la porzione rocciosa crollata.

Il distacco si è verificato alla sommità del Torrione del Sucai, indicativamente alla quota di 3200 m s.l.m., posto circa 200 metri a sudest del Canalone Coolidge, e si è sviluppato fino a quota 2800 m s.l.m. circa. L'ampiezza della fascia rocciosa coinvolta è di circa 50-60 metri. Il materiale crollato, dopo aver percorso il canale sottostante il torrione, si è distribuito sul cono detritico preesistente tra le quote 2650 e 2520 m s.l.m. Sulla base dei parametri dimensionali stimati è plausibile ritenere che il fenomeno abbia mobilizzato circa 200.000 m³ di roccia e i blocchi di maggiori dimensioni, distribuiti sul bordo inferiore dell’accumulo, hanno dimensioni comprese tra 150 e 250 m³ (figura 10).

Il settore di parete dove si è sviluppata la frana aveva già dato segnali di attività nel passato come testimoniano i numerosi blocchi di grandi dimensioni presenti alla sua base; in particolare, dal confronto tra le fotografie aeree, si osserva un netto aumento dei massi nel periodo successivo al 2010. Nel corso del sopralluogo e ancora nei giorni successivi si è constatata una residua attività della zona con crolli di piccole dimensioni. Considerata la marcata fratturazione dell’ammasso roccioso è probabile che la parete non abbia ancora raggiunto un equilibrio e quindi che siano ancora possibili fenomeni importanti di frana.

La conformazione orografica del Monviso e delle montagne circostanti trova un chiaro riscontro nelle caratteristiche geologiche di questo settore della catena alpina, costituito da un corpo di rocce ofiolitiche (noto in letteratura come Complesso meta-ofiolitico del Monviso, CMM) caratterizzato da una elevata resistenza all’erosione ed esteso per circa 35 km circa attraverso le valli Pellice, Po e Varaita. Il CMM è costituito da diverse unità di serpentiniti, meta-gabbri, meta-basalti e meta-sedimenti che raggiunge la massima potenza (circa 6 km) in Valle Po (Lombardo et al., 2017).

Analizzando la storia glaciale del Gruppo del Monviso, nel corso dell’ultima espansione glaciale (LGM, Last Glacial Maximum, tra 30.000 e 18.000 anni BP) i versanti esposti verso i quadranti sud-occidentali alimentavano l’imponente ghiacciaio che defluiva lungo la Val Varaita, mentre alla base dei versanti esposti verso i quadranti orientale e nord-orientale traevano origine una serie di distinte lingue glaciali non particolarmente estese e confinate negli alti valloni tributari del Po, dove sono conservati spettacolari rilievi morenici.

Nel corso della Piccola Età Glaciale (PEG, XV-XIX secolo AD) lungo i ripidi versanti del Monviso erano ospitati una decina di apparati glaciali e, a tutt’oggi, sopravvivono unicamente piccoli ghiacciai spesso frammentati come quelli di Caprera e di Vallanta sul versante occidentale e il Ghiacciaio Superiore di Coolidge sul versante nord-orientale, che nel Nuovo Catasto dei Ghiacciai Italiani (2015 e successivi aggiornamenti) vengono classificati come glacio-nevati (Lombardo et al., 2017).

Td) Depositi Tardoglaciali; Pg) depositi della Piccola Età Glaciale (PEG). La linea continua bianca rappresenta il limite della massima avanzata dei ghiacciai nelle fasi culminanti della PEG; la linea tratteggiata bianca rappresenta la massima estensione dei depositi glaciali della PEG.

In azzurro la massima espansione dei ghiacciai della PEG, in viola le masse glaciali attualmente presenti. La linea tratteggiata indica l’area coinvolta dalla valanga di ghiaccio generatasi dal collasso del Ghiacciaio Superiore di Coolidge del 6 luglio 1989.

Di particolare interesse ai fini della comprensione del contesto evolutivo della parete nord-orientale risulta essere il crollo del Ghiacciaio Superiore di Coolidge avvenuto la sera del 6 luglio 1989. Tale ghiacciaio, annidato in una nicchia posta a 3200 m di quota, si scollò dal substrato precipitando nel sottostante canalone Coolidge. La massa di ghiaccio mobilizzata (volume stimato di circa 200.000 m³) scese velocissima lungo il canalone, impattò sul Ghiacciaio Inferiore di Coolidge causando un’onda sismica registrata ad oltre 20 km di distanza e, dopo aver percorso un dislivello di circa 900 m, si espanse nell’area circostante il Lago Chiaretto (a 2261 m di quota) su una superficie di 250.000 m² circa, con spessori massimi di una decina di metri.
Tra le cause predisponenti e innescanti del crollo del ghiacciaio nel 1989, gli Autori riportano: i) la presenza di un crepaccio sommitale beante in grado di drenare le acque di ruscellamento, ii) piogge anche in alta quota nei giorni precedenti il distacco, iii) l’isoterma 0°C in rialzo fino a quota 4500 m nelle ore centrali del 6 luglio. Quest’ultimo aspetto assume un particolare rilievo perché il crollo del Ghiacciaio di Coolidge può essere considerato il primo e significativo evento di instabilità nell’ambiente glaciale italiano riconducibile al riscaldamento climatico (Lombardo et al., 2017).

Per il crollo di roccia del dicembre 2019, tenendo conto della quota e dell'esposizione del settore di parete crollato si può ipotizzare che, oltre alla fratturazione della roccia, abbia rivestito un ruolo determinante nell'innesco del processo la degradazione del permafrost. I dati del monitoraggio del permafrost in Piemonte evidenziano una tendenza di incremento delle temperature nel sottosuolo in cui il permafrost è in fase di degradazione anche a 3000 m di quota. A questa situazione sono probabilmente collegati i numerosi fenomeni gravitativi degli ultimi anni sviluppatisi circa alle stesse quote, in particolare quello della cresta Sud del M. Rocciamelone (evidenziatosi nel dicembre 2006), quello del Monte Rosa (nel dicembre 2015) e l’imponente frana complessa del Pizzo Cengalo (Val Bregaglia, Cantone dei Grigioni in Svizzera, agosto 2017).

Al momento sono in corso ulteriori indagini per verificare lo stato di fratturazione e le condizioni di stabilità degli ammassi rocciosi interessati dal crollo (in collaborazione con Arpa Valle d’Aosta che effettuerà delle riprese fotogrammetriche con il drone) e l’analisi dei dati di temperatura registrati in roccia da Arpa Piemonte nel vicino tunnel del Buco di Viso (posto a circa 2900 m di quota in corrispondenza del Colle delle Traversette).

Per approfondimenti sul permafrost consulta la bibliografia: