Confrontati sempre con il testo soprattutto per i disegni e le foto,
utili per comprendere pienamente il fenomeno descritto.
1
DEFINIZIONE DI GEOMORFOLOGIA
Secondo Summerfield (1991) :
“La geomorfologia è la scienza che si occupa delle forme e delle superfici terrestri e dei processi che le
hanno create.”
Gli agenti morfogenetici che agiscono in modo combinato sono due: le forze endogene le forze esogene.
Le forze endogene provocano il sollevamento delle catene montuose, l’innalzamento o l’abbassamento
del fondale marino, il vulcanesimo e i terremoti.
Le forze esogene si identificano con gli agenti atmosferici, le acque correnti, i ghiacciai e i mari che
esplicano azioni di erosione, trasporto e sedimentazione.
FORZE ESOGENE
Azione geomorfica degli agenti atmosferici
Esaminiamo alcuni aspetti di tale azione descrivendo i seguenti processi:
•DEGRADAZIONE METEORICA
•TRASPORTO E ACCUMULO DEI PRODOTTI DELLA DEGRADAZIONE
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DEGRADAZIONE METEORICA
E’ l’insieme dei fenomeni che portano al disfacimento in posto delle rocce ad opera
degli agenti atmosferici e che quindi producono, col tempo, mutamenti nelle forme del
rilievo terrestre.
Si distinguono due processi che si svolgono congiuntamente:
1. disgregazione  dovuta a degradazione fisica
2. alterazione  dovuta a degradazione chimica
Disgregazione delle rocce
Comprende :
TERMOCLASTISMO causato dalle forti oscillazioni termiche giornaliere che provocano
continue dilatazioni e contrazioni. Con il passare del tempo queste portano alla frantumazione
delle masse rocciose.
CRIOCLASTISMO  tipico di regioni dove le oscillazioni termiche sono intorno a 0°C :
l’acqua che penetra nelle fessure delle rocce, di notte congela esercitando notevoli pressioni
sulle pareti delle cavità che possono portare alla frantumazione della roccia.
Un caso particolare è la crioturbazione che consiste nel rigonfiamento e deformazione del
suolo, soprattutto se argilloso, ad opera del gelo
(es. cuscinetti erbosi)
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Alterazione chimica delle rocce
Comprende:
OSSIDAZIONE  è prodotta dall’ossigeno dell’aria sulle sostanze carboniose, sui composti ferrosi, sullo zolfo e sui
solfuri.
IDRATAZIONE  è il processo per cui l’acqua trasforma i sali anidri in sali idrati.
es. CaSO4 + acqua  CaSO4 . H2O
anidrite
gesso
Fe2O3 + acqua  2Fe2O3 . 3H2O
ematite
limonite
IDROLISI  è la reazione fra sale e acqua. Se il sale è formato da un anione derivato da un acido debole, come l’acido
silicico, gli ioni H+ dell’acqua si legano a tale anione ricostituendo l’acido debole, mentre gli ioni OH- si legheranno al
catione del sale costituendo un idrossido. Così, da rocce magmatiche ricche di silicati si possono produrre argille, lateriti o
bauxite.
------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------Ed ora altre possibili degradazioni, non dovute però alle forze esogene .
DEGRADAZIONE OPERATA DA ORGANISMI VIVENTI
Alterazione
•Una possibile alterazione è quella dovuta alle secrezioni di alcuni organismi che attaccano chimicamente i minerali come
per esempio i litodomi, molluschi bivalvi, che creano fori nelle rocce e i licheni che penetrano con le loro propaggini nella
roccia.
•Un’altra possibile alterazione è quella prodotta dalla decomposizione degli organismi: dopo la loro morte, infatti, la
decomposizione produce sostanze (acidi umici, anidride carbonica, ammoniaca) che reagiscono con i minerali della roccia
alterandoli.
Disgregazione
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Le radici delle piante, insinuandosi nelle fessure delle rocce, possono allargarle sempre più frantumandole.
TRASPORTO E ACCUMULO DEI PRODOTTI DELLA DEGRADAZIONE
Si devono considerare due diverse situazioni:
1- superfici rocciose orizzontali
2 - superfici inclinate (versanti).
Superfici rocciose orizzontali
I prodotti della degradazione rimangono sul posto e coprono la roccia madre sottostante con un mantello
detritico (detto regolite o eluvium) . Su questo può attecchire la vegetazione che porta ad una trasformazione
chimico-biologica dei detriti. Il materiale organico in decomposizione andrà a costituire l’humus e si formerà
un terreno costituito da una parte minerale e una organica detto suolo. Tale processo è detto pedogenesi.
Superfici rocciose inclinate
La gravità e gli agenti esogeni allontanano i prodotti della degradazione generando varie forme di
accumulo come le falde di detrito, i conoidi alluvionali e le frane
Falde di detrito
Sono ammassassi detritici ai piedi dei versanti.
Conoidi alluvionali
Sono detriti che si accumulano dove i torrenti di montagna incontrano la pianura: la brusca
riduzione della pendenza fa diminuire la velocità del corso d’acqua che così deposita i detriti più
grossi. Tali depositi, visti dall’alto, hanno la forma di un ventaglio.
Frane
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Si formano nel caso in cui grosse masse di materiale roccioso si distaccano dal versante in modo veloce.
AZIONE GEOMORFICA DEL VENTO
Tra gli agenti atmosferici delle forze esogene, verrà trattato in modo approfondito l’azione del vento.
Il vento è un importante agente del modellamento della superficie terrestre, soprattutto nelle
regioni aride e prive di vegetazione. Qui, infatti, il vento denuda i rilievi sollevando in alto
per diversi metri e trasportando altrove i detriti più fini,come argilla e silt.
Le particelle sabbiose più grandi si
muovono prevalentemente mediante
salti (saltazione) e in piccola parte per
trascinamento e rotolamento sul
terreno. Tale opera di denudazione
eolica viene detta DEFLAZIONE.
Molto simile è il trasporto dei
sedimenti nel mezzo acqua
Residui tipici di tale fenomeno sono i “deserti rocciosi”, enormi distese costituite da nude rocce
dalle quali la deflazione asporta continuamente gli elementi detritici formatisi per effetto delle
accentuate escursioni termiche.
L’azione erosiva del vento sulle rocce, detta CORRASIONE, è dovuta alle particelle
trasportate. Essa si esercita vicino al suolo essendo prodotta per lo più dalle particelle di
sabbia. Le rocce così modellate sembrano delle sculture che spesso presentano striature e fori.
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Quando il vento perde velocità, lascia cadere il materiale trasportato originando così dei
depositi eolici. Un esempio è il loëss, tipico deposito continentale a granulometria omogenea,
completamente siltoso.
Tipiche forme di deposito di sabbia sono le dune. La sabbia viene spinta dal lato
sopravvento al lato sottovento. L’effetto risultante è lo spostamento della duna. Il lato
rivolto verso la direzione da cui spira il vento è riconoscibile perché meno inclinato.
AZIONE GEOMORFICA DELLE ACQUE CORRENTI SUPERFICIALI
Si distinguono due tipi erosione : la prima provocata dalle acque della pioggia che non
vengono incanalate in un alveo (o letto) di un corso d’acqua ; la seconda invece si realizza in
presenza di un qualche corso d’acqua.
Descriviamole in modo dettagliato.
Erosione areale
E’ provocata dall’azione delle acque dilavanti o selvagge che agisce su superfici inclinate in
caso di piogge abbondanti. Tali acque scorrono secondo le linee di massima pendenza.
Un esempio dell’opera demolitrice delle acque dilavanti sono le piramidi di terra: ciottoli e blocchi
di roccia proteggono dall’azione erosiva delle acque le parti sottostanti del terreno, che quindi restano
in rilievo. Nelle zone scoperte, invece, si forma una rete di solchi di dilavamento che diventano sempre
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più profondi.
Ciciu del Villar di Villar San Costanzo
L’area è Riserva naturale del Parco
dell’Alta Valle Pesio e Tanaro (CN).
La Riserva Naturale dei Ciciu del Villar tende a
valorizzare le caratteristiche forme simili a
funghi o a pupazzi stilizzati (ciciu, in
piemontese). Il nome scientifico di queste
formazioni è invece piramidi di terra, ma la loro
unicità risiede nell’ambiente di formazione che le
ha generate.
Solitamente infatti esse si ritrovano in un ambiente
tipicamente glaciale, emergendo dal terreno durante
l’erosione di antiche morene; a Villar San Costanzo,
invece, esse si sono scolpite in depositi di origine
fluviale, su quella che viene detta una conoide
alluvionale, mentre i grossi massi che fanno da
cappello si sono accatastati con grandi frane di
crollo, in seguito a forti scosse di terremoto.
Villar San Costanzo
L’agente modellatore dei Ciciu è l’acqua, che nei
millenni ha scavato e portato in superficie i massi
sepolti. Attualmente il processo lentamente
continua, così sporadicamente si assiste al crollo
di qualche cappello a cui segue il disgregamento
accelerato del gambo, ormai privo di protezione.
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L’azione delle acque selvagge è molto
intensa sulle rocce detritiche argillose,
sulle quali produce un insieme di solchi
e di creste a forma di lama che
costituiscono i calanchi, molto comuni
nell’Appennino e le bad lands negli
Stati Uniti.
Erosione lineare
È provocata dall’azione delle acque incanalate che asportano i materiali per via meccanica e
per via chimica, scavando nel terreno solchi più o meno lunghi e profondi dette solchi vallivi.
L’erosione si attua anche mediante l’abrasione dovuta ai frammenti solidi trasportati e
trascinati che agiscono come una raspa.
Se i corsi d’acqua scorrono su pendii molto inclinati, l’approfondimento dei solchi può
dar luogo alla formazione di forre, incisioni strette e profonde, con pareti irregolari a
strapiombo e che sul fondo presentano cavità, dette marmitte dei giganti, prodotte dal
moto vorticoso delle acque.
Tali cavità scompaiono, man mano che procede l’erosione, e le forre si trasformano in gole
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le cui pareti, ancora ripide, si allargano nella parte superiore .
Per comprendere come avviene l’erosione lungo un corso d’acqua è utile considerare il suo
profilo orizzontale.
PROFILO
ORIZZONTALE
È un grafico che si ottiene riportando in ascissa la distanza dalla sorgente e in
ordinata la quota corrispondente. Esso presenta numerose irregolarità, ma nel
suo insieme appare come una curva concava verso l’alto, la cui pendenza
diminuisce procedendo dal corso superiore a quello inferiore, dapprima
rapidamente, poi più lentamente fino al livello di base.
Sorgente
Linea di base
Distanza
Tale livello di base costituisce la quota al di sotto della quale il fiume non può più erodere: se questo
sbocca in mare, il livello di base è rappresentato dal livello medio marino, se sbocca in un lago sarà il
livello della superficie del lago.
Tale profilo non è definitivo perché l’abbassamento del livello di base oppure l’innalzamento della
regione in cui scorre il corso d’acqua, può innescare un nuovo processo erosivo. Al contrario un
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innalzamento del livello di base o l’abbassamento della regione provoca un aumento della
sedimentazione.
A causa del prevalere
dell’erosione nel tratto a
monte e della sedimentazione
nel tratto a valle, il profilo
longitudinale si modifica nel
tempo diventando un
PROFILO DI EQUILIBRIO,
dal tipico andamento di ramo
di iperbole
Retrocessione della
cascata
EVOLUZIONE DI UNA
CASCATA
Il profilo di equilibrio si raggiunge anche
grazie al fenomeno dell’EROSIONE
REGRESSIVA. Tale erosione, partendo dal
livello di base, fa retrocedere tutti gli
eventuali gradini dell’alveo che alla fine
vengono eliminati.
Questo fenomeno è particolarmente evidente in corrispondenza delle cascate, la cui erosione
avviene alla base del gradino e determina, per scalzamento, un progressivo arretramento
verso monte del salto della cascata stessa. Tale gradino gradualmente si trasforma in un ripido
pendio, o rapida, fino a che viene eliminato.
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La Cascata delle Marmore è una cascata artificiale tra le più alte d‘Europa, potendo contare su un
dislivello complessivo di 165 m, suddiviso in tre salti (il primo, più alto, di 83 m). Essa si trova a circa
7,5 km di distanza da Terni, in Umbria, quasi alla fine della Valnerina, la lunga valle scavata dal fiume
Nera. La cascata è formata dal fiume Velino che, in prossimità della frazione di Marmore, defluisce dal
lago di Piedilugo e si tuffa con fragore nella sottostante gola del Nera.
Le Cascate Vittoria sono tra le cascate più spettacolari del mondo. Si trovano lungo il corso del fiume
Zambesi (o Zambezi), che in questo punto demarca il confine geografico e politico tra lo Zambia e lo
Zimbabwe. Il fronte delle cascate è molto lungo, più di un chilometro e mezzo, mentre la loro altezza
media è di 128 metri.
La loro spettacolarità è dovuta alla geografia particolare del luogo nel quale sorgono, una gola
profonda e stretta, che permette quindi di ammirare tutto il fronte della cascata dall'altra sponda,
esattamente davanti al salto.
Le Cascate del Niagara sono situate sul corso del fiume Niagara e sono tra le cascate più famose e
spettacolari al mondo. Le cascate derivano dal dislivello di circa 96 metri tra il lago Erie rispetto al
lago Ontario, e sono formate da tre salti. La grandissima portata di acqua erode le rocce dolomitiche
della cascata portandola sempre più indietro; in un futuro molto prossimo le cascate potrebbero
indietreggiare sino al lago Erie che si svuoterà nel lago Ontario. Meta turistica molto apprezzata, le
cascate sono anche fondamentali per la produzione di energia idroelettrica distribuita alla zona
circostante. L'altezza delle cascate è di circa 55 m.
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Il Salto Angel é la cascata più alta del mondo (979 metri), con una caduta ininterrotta
dell’acqua per 897 m. Si trova lungo il corso del torrente Carrao e precipita dall'altopiano
della montagna Auvantepui.
Il nome viene dal suo scopritore, il pilota americano, Jimmy Angel. Gli indigeni la
chiamavano "Churun Meru" ed era considerata insieme alla montagna un luogo sacro. La
cascata si trova nel cuore della foresta amazzonica dello Stato di Bolivar, nel sud del
Venezuela e per vederla si deve fare una escursione di due giorni attraverso il fiume o
sorvolare la zona con piccoli aerei.
Le cascate di Khone sono le più larghe del mondo : più di 10 km! Si trovano sul fiume
Mekonng tra Laos e Cambogia. Il salto complessivamente è di 23 m.
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L’erosione regressiva è responsabile anche delle catture fluviali.
Essa si verifica quando un corso d’acqua (1) ha una capacità erosiva superiore a quella di un
corso d’acqua vicino che scorre a quota superiore (2). L’affluente (3) del primo corso arretra
la propria testata fino ad intaccare lo spartiacque che lo separa dal secondo. Questo viene
così “catturato” e le sue acque defluiranno verso il corso d’acqua “predatore”. La parte della
valle non più alimentata si trasforma in una valle morta.
L’erosione, da parte di un corso d’acqua, poiché avviene non solo sul fondo dell’alveo ma
anche sui suoi lati, permette la formazione della
VALLE FLUVIALE
Essa è il risultato dell’azione combinata dell’erosione lineare e di quella laterale ed è per
questo motivo che la sua sezione assume una forma a “ V ”. Il fiume, infatti, scalzando la
base dei versanti montuosi tra cui scorre, provoca cedimenti delle parti sovrastanti e quindi
l’allargamento della valle.
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TRACCIATI FLUVIALI
Possono essere di tre
tipi diversi:
• a treccia
• rettilinei
• a meandri
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Corso a treccia
E’ costituito da numerosi canali che si dividono e si ricongiungono più a valle. Questo tracciato
è provocato dalla presenza di sedimento che si accumula al centro del canale, costringendo il
corso d’acqua a suddividersi.
Corso rettilineo
E’ raro e si trova in zone particolari segnate da faglie.
Un esempio è fornito dal fiume Reno che scorre lungo la faglia compresa tra i Vosgi e la
Selva Nera.
Corso a meandri
I meandri sono anse che si presentano spesso lungo il corso del fiume. Le cause della loro
formazione non sono ancora note.
Vi sono meandri incastrati, cioè incisi nella roccia compatta come in questo tratto del fiume
Colorado e meandri liberi che non hanno nessuna costrizione laterale.
I meandri non sono fissi, ma si spostano lateralmente. La riva esterna, concava, dove la
velocità della corrente è maggiore, subisce una erosione continua. Sulla riva convessa, dove
la velocità è inferiore, si verifica la deposizione dei sedimenti.
16
Questo porta col tempo ad una accentuazione dell’ansa
fluviale e la formazione di un lobo di meandro, il cui collo
si restringe sempre più.
In alcuni casi, una piena può portare al taglio del
meandro. Si forma così il meandro abbandonato o lanca,
dalla forma a semiluna.
lanca
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Sedimenti fluviali
Altro aspetto dell’azione geomorfica dei corsi d’acqua è la sedimentazione. Torrenti e
fiumi, infatti, depositano i detriti quando la velocità delle loro acque diminuisce.
Questo avviene già nel corso superiore: nel momento in cui il fiume giunge in pianura,
forma i conoidi alluvionali.
Una maggiore sedimentazione si ha però nelle zone depresse di un bacino idrografico e in
vicinanza del livello di base dove si formano le pianure alluvionali (es.Pianura Padana).
Esse sono costituite da ampie distese pianeggianti di detriti molto eterogenei sia nelle
dimensioni che dal punto litologico.
La Rocca di Cavour sorge isolata nella pianura tra Saluzzo e Pinerolo a 7 Km dai rilievi
più vicini.
L'origine della Rocca risale al Terziario ed è espressione del complesso fenomeno
dell'orogenesi alpina. E' a tutti gli effetti una punta alpina appartenente al massiccio del
Dora-Maira. Nel Quaternario, a seguito delle alluvioni conseguenti lo scioglimento dei
ghiacciai, gli immensi depositi che colmarono la Pianura Padana sommersero
parzialmente la Rocca isolandola dalle altre vette.
Il rilievo emerge per 162 m rispetto la pianura circostante che si trova a 300 m sul livello
del mare. Pertanto la sommità della Rocca raggiunge l’altezza di 462 m sul livello del
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mare.
L’accumulo dei detriti può determinare un innalzamento del letto costringendo le acque
fluviali a ramificarsi (v.corsi a treccia). Talvolta in seguito ad una piena e per la rottura
degli argini, può dar luogo a inondazioni ed alluvioni.
Nel caso di un abbassamento del livello di base (oppure di un sollevamento del terreno)
il corso d’acqua erode la propria pianura alluvionale e forma i terrazzi fluviali. Essi
rappresentano i resti di antiche pianure alluvionali depositate dal fiume.
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Allo sbocco in mare, la corrente fluviale
perde ulteriormente velocità e sedimenta
il materiale trasportato. Tale accumulo
fa risultare più alto il letto del fiume
(fiume pensile) rispetto le pianure
adiacenti. In queste zone il corso
principale rompe gli argini in caso di
piena e trova una nuova via verso il
mare.
Se questo processo si ripete più volte
si formano numerosi rami fluviali
 che si irradiano verso il mare, cioè si
forma un delta.
Dove, invece le maree sono molto forti
e riescono ad impedire l’interramento
fluviale, i corsi d’acqua presentano foci
larghe e a imbuto, libere da detriti, che
prendono il nome di estuari.

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AZIONE SOLVENTE DELLE ACQUE :
CARSISMO
Le acque meteoriche, oltre all’erosione meccanica, producono anche un’azione chimica che
provoca la dissoluzione di alcune rocce. Caratteristica è l’azione solvente sui calcari delle
zone temperate che dà luogo al fenomeno del carsismo. Il termine deriva dal CARSO,
regione delle Alpi Orientali, dove questi fenomeni sono molto evidenti.
Le rocce calcaree si sciolgono solo se le acque sono leggermente acide: in questo caso il
carbonato di calcio, CaCO3, che è insolubile, si trasforma in bicarbonato di calcio,
Ca(HCO3)2 , che viene asportato in soluzione.
Le acque piovane risultano leggermente acide perché si caricano di piccole quantità di
anidride carbonica, CO2, che trovano nell’atmosfera producendo acido carbonico secondo
la seguente reazione:
H2O + CO2 ⇄ H2CO3
I calcari vengono così corrosi da queste acque. La reazione complessiva è la seguente:
CaCO3 + H2O + CO2 ⇄ Ca(HCO3)2
La reazione inversa di precipitazione del carbonato di calcio è più lenta e avviene in
condizioni ambientali particolari.
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L’erosione carsica inizia dal
processo chimico appena
descritto, ma per la sua
evoluzione è necessario che la
roccia sia fessurata fino in
profondità in modo che l’acqua
possa penetrare in essa.
Il fenomeno carsico produce due
tipi di paesaggio con differenti
forme: quello superficiale
(epigeo) e quello sotterraneo
(ipogeo)
Forme carsiche superficiali
Le forme più caratteristiche sono i solchi, scanalature di forma allungata e le doline, depressioni
circolari di dimensioni molto diverse da pochi metri a 600 m, sul fondo delle quali l’acqua si infiltra nel
suolo. Progressivamente le doline si approfondiscono finché sul fondo si forma una apertura detta
inghiottitoio.
La dolina tende anche ad allargarsi e talvolta unirsi ad altre doline, formando una associazione di conche
detta uvala. Il continuo ampliarsi e congiungersi di molte cavità carsiche superficiali limitrofe porta alla
formazione di un polje, ampio bacino carsico dal fondo pianeggiante che può ospitare un lago.
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Forme carsiche sotterranee
Quelle più tipiche sono le grotte e i canali percorsi talvolta da torrenti sotterranei. Un caso molto noto è
quello del fiume Timavo che segna il confine tra due zone ambientali diverse: quella calcarea a falesia del
Carso e quella lagunare di Monfalcone. La particolarità di questo fiume sta nel suo corso, che si svolge per
un lungo tratto sotto terra. Nasce a sud del monte Nevoso (Snežnik), in Croazia, e percorre con il nome
Timavo superiore, o Reka, un tratto iniziale di 37 km. A 5 km da Trieste precipita nella grotta di S.
Canziano e prosegue il suo corso ipogeo per circa 40 km, per tornare alla luce a S. Giovanni di Duino sotto
forma di ricche sorgenti, le cui acque danno origine ad un unico corso d'acqua lungo appena 2 km, che
sbocca poi nel golfo di Trieste. E' il fiume più corto d'Europa, ma ha una notevole portata
Le forme deposizionali carsiche si originano nelle grotte dove le particolari condizioni ambientali
permettono la trasformazione del bicarbonato di calcio (solubile) in carbonato di calcio (insolubile) in
seguito alla liberazione di anidride carbonica. Ciò è possibile quando l’acqua esce a gocce dalle fessure e
si espande in veli ampi, ma sottili. Si originano così formazioni carbonatiche dette stalattiti se pendono
dal soffitto della grotta, stalagmiti se si elevano dal pavimento.
Il materiale che costituisce tali concrezioni è detto alabastro. Tali deposizioni possono arrivare anche a
riempire interamente la grotta carsica.
Evoluzione del carsismo
In uno stadio giovanile il paesaggio carsico presenta doline (50-60 m di diametro) a forma di imbuto e
con inghiottitoio. I corsi d’acqua sono sempre più poveri per la crescente infiltrazione.
Nello stadio della maturità le doline sono più ampie e a forma di ciotola il cui fondo è rivestito da
terra rossa (argilla) insolubile in acqua. Successivamente si formano le uvala e l’idrografia
superficiale scompare del tutto mentre si andrà a formare un reticolo idrografico sotterraneo.
Nello stadio di vecchiaia le depressioni sprofondate mettono allo scoperto le cavità sotterranee, il
rilievo è demolito fino quasi al livello della falda idrica sotterranea. La superficie è concava e può
ristabilirsi una idrografia superficiale.
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AZIONE GEOMORFICA DEI GHIACCIAI
I ghiacciai sono gli agenti più importanti del modellamento superficiale nelle regioni a clima
freddo.
Modalità dell’erosione glaciale
Il ghiacciaio si muove sul pendio sotto la spinta del suo peso, con velocità variabile da
punto a punto. È grazie a questo movimento che i ghiacciai erodono mediante due processi:
estrazione ed esarazione.
Estrazione
Consiste nella fratturazione e frantumazione delle rocce.
L’acqua, derivata dal parziale scioglimento del ghiaccio, entra nelle fessure delle rocce che si trovano
sul fondo e ai margini del ghiacciaio. Quando la temperatura scende sotto 0°C, l’acqua gela, aumenta
di volume e quindi tende a fratturare le rocce. La frantumazione delle rocce è spesso dovuta all’azione
divaricatrice del ghiaccio che si insinua plasticamente nelle fenditure e le allarga.
Esarazione
Consiste nell’erosione meccanica vera e propria della corrente glaciale e delle acque di fusione che
scorrono sotto il ghiacciaio. Tale erosione è resa possibile dall’intensa azione abrasiva dei materiali duri
trasportati che producono scanalature sulle pareti laterali e strie sul fondo.
Le rocce più resistenti del fondo vengono levigate e arrotondate , assumendo particolari forme: vengono
definite rocce montonate.
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Forme di erosione

Circhi
Circhi
Valli glaciali

Valli glaciali
Sono depressioni semicircolari con pareti ripide prodotte dalle forti
pressioni esercitate dalle masse glaciali e dall’azione del gelo.
Le valli glaciali hanno la sezione trasversale a forma di U poiché il ghiaccio
erode per tutta la sua ampiezza la depressione nella quale scorre. Il profilo
longitudinale è piuttosto articolato poiché presenta porzioni escavate, dette
ombelichi e parti in rilievo, dette soglie.
Gli ombelichi corrispondono a zone con rocce più tenere oppure a spessori
maggiori di ghiaccio. Le soglie a zone con rocce più dure o a spessori minori di
ghiaccio.
Possono essere presenti anche tratti in contropendenza.
L’erosione glaciale non è limitata da un livello di base come quella fluviale.
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Le valli glaciali secondarie confluiscono in
una principale. Essendo percorse da lingue
glaciali di minore potenza sono meno
profonde e quindi il loro fondo è più elevato
rispetto quello della valle principale.
Quando il ghiacciaio si ritira le valli
secondarie appaiono come valli pensili o
sospese e i corsi d’acqua che scorrono in
esse superano il dislivello con delle
cascate. Col tempo l’erosione fluviale, con
la sua erosione regressiva, fa scomparire
tale dislivello.
Durante le glaciazioni, essendo il livello marino più basso di quello attuale, molte valli glaciali furono
scavate sotto il livello del mare di oggi. Con lo scioglimento dei ghiacci e il relativo innalzamento del
livello del mare, le valli glaciali che si trovano in prossimità della costa sono state invase dal mare
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stesso costituendo i fiordi.
Depositi glaciali

Morene


Massi erratici
Depositi fluvio-glaciali
Morene
Sono cumuli di detriti trasportati dal ghiacciaio. Si presentano come cordoni, colline e piccoli rilievi.
Elementi tipici di questi depositi sono i ciottoli striati con spigoli vivi, spesso mescolati alla
fanghiglia, sabbia e limo disposti in modo caotico e non stratificato.
Si distinguono i seguenti tipi principali di morene:
morena frontale
morena laterale
morena centrale (o mediana)
morena di fondo
Morena frontale
È formata da detriti trascinati dalla fronte del ghiacciaio e segna il limite
massimo della sua espansione. Poiché presenta una forma arcuata viene
definita anfiteatro morenico.
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Morena laterale
Affianca la lingua glaciale per tutta la sua lunghezza ed è alimentata dai
massi e dai frammenti che cadono dai versanti.
Morena centrale (o mediana)
È formata dalle morene laterali di due ghiacciai che confluiscono per
formare una sola lingua glaciale.
Morena di fondo
Si forma tra il ghiaccio e le rocce su cui scorre e ricopre in modo irregolare
l’intera superficie dalla valle. Nelle regioni un tempo occupate dai
ghiacciai si trovano le tilliti, rocce sedimentarie formate da frammenti
grossolani striati e polveri fini. Esse derivano dai materiali delle morene di
fondo.
Massi erratici
Sono massi molto grandi e pesanti anche molte tonnellate che vengono trasportati dal ghiacciaio anche
per centinaia di chilometri. Sono riconoscibili perché costituiti da rocce differenti rispetto al substrato
su cui poggiano.
Deposito fluvio-glaciale
Si forma per l’azione delle acque di fusione, cioè le acque derivate dallo scioglimento della neve e del
ghiaccio che, scorrendo sul fondo del ghiacciaio, trasportano parte dei detriti prodotti dal ghiacciaio
stesso. In genere in questo deposito è riconoscibile una stratificazione.
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AZIONE GEOMORFICA DEL MARE
Le acque marine esercitano la loro azione modellatrice della superficie terrestre attraverso
processi di erosione, trasporto e sedimentazione.
AZIONE EROSIVA
L’azione erosiva del mare è detta ABRASIONE ed è provocata dalle correnti, dalle maree, ma
soprattutto dal moto ondoso.
L’azione del moto ondoso si fa sentire in corrispondenza della zona litorale (zona compresa tra il
limite di bassa e alta marea) sia in presenza di coste rocciose che di coste sabbiose.
L’azione distruttiva è favorita in caso di fondali profondi sotto costa perché qui le onde, non
risentendo dell’attrito col fondo, si abbattono sulla costa con tutta la loro forza.
Esaminiamo qui di seguito l’evoluzione delle coste alte.
Coste alte
L’azione erosiva del mare sulle coste alte è molto intensa.
Le onde che si abbattono contro le coste, finiscono per disgregarle, grazie alla sabbia e alla
ghiaia che trasportano e scagliano contro le rocce stesse, ma anche in seguito alla compressione
e decompressione dell’aria che si trova nelle fratture e nei giunti di strato che provocano il
distacco di detriti.
29
Se l’abrasione è uniforme, in corrispondenza del livello medio marino, il battente d’onda provoca
l’escavazione di un solco di battigia.
Quando questo solco diventa molto profondo, la parte alta della costa può crollare, determinando la
formazione di pareti a picco sul mare dette FALESIE.
I materiali franati vengono portati in profondità dai frangenti e possono accumularsi sul fondo in
prossimità della costa.
Alla base della falesia non è rara la formazione delle grotte di abrasione in corrispondenza di rocce
più tenere o più fratturate.
Se l’abrasione continua nel tempo, i cedimenti di
parete si susseguono e la falesia progressivamente
subisce un fenomeno di arretramento che porta alla
formazione della piattaforma di abrasione marina
che è una spianata marginale leggermente inclinata
verso il mare
Tale piattaforma frena il moto ondoso e rallenta il
processo di demolizione della falesia. In alcuni casi la
falesia non viene più raggiunta dal moto ondoso per cui
il processo di arretramento si ferma e si parla di
FALESIA MORTA.
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Le variazioni del livello del mare avvenute nel passato hanno prodotto coste con più piattaforme e a quote
diverse dette TERRAZZI MARINI.
Tipi di coste alte
•COSTE A FIORDI che si trovano in regioni che sono state occupate, nell’era quaternaria, dalle
calotte glaciali. Infatti i fiordi sono antiche valli di escavazione glaciale il cui fondo si trova sotto il
livello del mare.
•COSTE A RIAS sono molto frastagliate e corrispondono a valli fluviali che, nella loro parte terminale,
sono state invase dal mare.
•COSTE TETTONICHE, come quelle dalmate, sono
pieghe longitudinali rispetto alla linea di costa, per cui si
susseguono stretti canali paralleli, corrispondenti agli assi
delle sinclinali, e isole strette e allungate, corrispondenti
alle creste delle anticlinali.
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SEDIMENTAZIONE
Tale processo porta alla formazione di spiagge.
Qui di seguito viene descritta l’evoluzione delle coste basse.
Coste basse
Le coste basse si formano nei luoghi dove la sedimentazione prevale sull’erosione, per la minore forza
delle onde e delle correnti.
Qui il materiale eroso e trasportato dal mare, insieme a quello proveniente dai fiumi, viene depositato
formando ampie spiagge. Esse sono costituite da sedimenti sciolti e sono delimitate verso terra da rocce
o dune eoliche e dall’altra dalla linea della bassa marea.
Il retrospiaggia può essere sia alto che basso.
Si chiama battigia il tratto di spiaggia interessato dal moto alternato delle onde.
Durante le mareggiate più violente la spiaggia può essere in parte erosa e la sabbia asportata viene
depositata al largo dove forma le BARRE SABBIOSE SOTTOMARINE, cumuli allungati
paralleli alla costa.
L’accumulo progressivo di sabbia può far emergere le barre che così formano i CORDONI
LITORANEI o LIDI.
Tali cordoni, normalmente paralleli alla linea di costa, si formano facilmente di fronte ad insenature
e a baie o davanti alle foci dei fiumi.
Esse contribuiscono a isolare un lembo di mare formando così le LAGUNE comunicanti col mare solo
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attraverso stretti passaggi detti BOCCHE LAGUNARI.
Quando una laguna non comunica più col mare aperto si possono formare dei LAGHI COSTIERI
che possono progressivamente interrarsi.
I cordoni che si formano in direzione
perpendicolare alla linea di costa
vengono detti TOMBOLI : essi
possono collegare delle isole alla
terraferma trasformandole in penisole
(es. Orbetello).
EVOLUZIONE DELLE COSTE
L’opera modellatrice del mare sulle coste agisce in modo ciclico. All’inizio, STADIO GIOVANILE , le
coste sono articolate e frastagliate poiché l’abrasione, non agendo uniformemente, crea insenature e
promontori.
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In uno STADIO DI MATURITA’ l’abrasione riduce le irregolarità e si formano le spiagge, i cordoni
litoranei, le barre e le lagune.
Nella FASE DI VECCHIAIA l’erosione dei promontori e la deposizione dei sedimenti nelle baie tendono a
compensarsi e il profilo orizzontale della costa diventa quasi rettilineo.
Raramente il livello del mare rimane invariato per tempi così lunghi da permettere uno sviluppo
regolare del ciclo descritto. Infatti se la regione costiera si solleva o il livello del mare si abbassa, la
piattaforma di abrasione emerge e forma un terrazzo marino, mentre più in basso, lungo la linea di
battigia, inizia un nuovo ciclo.
Se la costa si abbassa o il livello del mare si alza, il nuovo ciclo può fondersi col precedente e
rinforzare l’attacco prolungandolo verso l’interno della piattaforma di abrasione.
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