L’afflusso dell’aria oceanica, apportatrice di umidità o di pioggia, verso il continente euro-asiatico è regolato in ambedue le stagioni dal dislivello di pressione fra l’Europa occidentale e l’oceano, dislivello che in media è inclinato in ambedue le stagioni dalla terra verso il mare; d’inverno per lo sprone spinto sull’Europa dal campo d’alta pressione dominante sull’Asia, d’estate per lo sprone d’alta pressione spintovi dalla zona subtropicale. Quanto maggiore è questo dislivello, cioè quanto maggiore è la pressione sull’Europa occidentale, che fa da barriera ai venti oceanici, tanto minore è la probabilità di pioggia nell’Europa e nell’Asia, e infatti il sig. Brückner rilevò dai dati barometrici dei sessant’anni 1826-1885 che i periodi piovosi d’Europa coincidettero coi periodi di pressione relativamente bassa, gli asciutti con quelli di pressione relativamente alta: mentre in Siberia, giusto secondo la sua teoria, si verifica precisamente l’opposto.
Ora questo dislivello di pressione dall’Europa all’Atlantico dipende a sua volta dall’intensità dell’oscillazione annua del barometro nelle parti centrali tanto dei continenti che dei mari, e quindi indirettamente dalla intensità dell’oscillazione annua della temperatura. Se l’inverno è relativamente molto freddo sul continente, l’area siberiana di alta pressione è molto intensa, e quindi più forte lo sprone che essa spinge sull’Europa; se l’estate è relativamente molto caldo sul continente, l’area asiatica di bassa pressione è più intensa, e quindi relativamente più forte l’alta pressione atlantica che si spinge con uno sprone sull’Europa occidentale. Questo sprone, che è d’inciampo all’afflusso di aria oceanica verso l’Europa e l’Asia, è quindi più forte quando maggiore è l’oscillazione annua della temperatura, specialmente sul continente, e quindi più accentuato il dislivello termico fra il continente e l’oceano; è più debole, e quindi, lasciando più libero l’afflusso dell’aria oceanica, può originare un periodo piovoso, quando l’oscillazione annua della temperatura e il suo dislivello fra continente e oceano sono minori.
È principalmente una variazione della temperatura estiva che può avere efficacia sulla maggiore o minore piovosità nei continenti, poichè i periodi di pioggia, semplice (estivo) o doppio (primaverile o autunnale), cadono ivi nei mesi più caldi, dall’aprile all’ottobre. Questa variazione estiva non può essere indipendente da una variazione invernale, generalmente opposta, perchè gli inverni più ricchi di precipitazione sono generalmente i più miti rispetto alla temperatura; ma nell’effetto complessivo della temperatura media dell’anno deve prevalere il raffreddamento estivo. Il sig. Brückner ha potuto infatti constatare, in mancanza di sufficienti dati termici per le stagioni estreme, che le temperature annuali sono alquanto più fredde nei periodi umidi che nei periodi asciutti. È una piccola diminuzione, alquanto minore di 1° C; piccola però per rispetto ai nostri mezzi d’osservazione, non per rispetto alla distribuzione termica sulla superficie della terra, perchè corrisponde ad uno spostamento delle isoterme annuali di circa 300 chilometri, o 3 gradi di latitudine, verso Sud.
Che la variazione termica sia causa antecedente alla variazione della piovosità è confermato, non soltanto dal concatenamento di fatti messo in luce da Brückner, ma più direttamente dal fatto che i periodi della temperatura nel secolo nostro precedettero di regola quelli della piovosità, come lo dimostra la seguente tabella:
| Periodi | |||
|---|---|---|---|
| caldo | 1791-1805 | asciutto | 1781-1805 |
| freddo | 1806-20 | umido | 1806-25 |
| caldo | 1821-35 | asciutto | 1826-40 |
| freddo | 1836-50 | umido | 1841-55 |
| caldo | 1851-70 | asciutto | 1856-70 |
| freddo | 1871-85 | umido | 1871-85 |
Il ritardo dei periodi della pioggia su quelli della temperatura fu quindi in media di un lustro.
6. La precedente discussione ci porta adunque a concludere che il fattore principale di un’invasione glaciale fu un abbassamento di temperatura, e che l’aumento di piovosità in basso, e di nevosità nelle regioni alimentatrici dei ghiacciai, non fu che un corollario di quello. Il problema glaciale si riduce quindi a cercare la causa che può aver prodotto tale raffreddamento.
Fin dal primo sorgere della questione glaciale il problema si presentò sotto questa forma: l’idea di ghiaccio è inseparabile dall’idea di freddo, e un’invasione così immensa di ghiaccio portava naturalmente all’ipotesi di un freddo straordinario, di un cataclisma climatologico che corrispondesse in certo modo al cataclisma glaciale. Ciò era tanto più giustificato quando si credeva che l’invasione glaciale fosse un’espansione della calotta di ghiaccio che occupa le regioni circumpolari, anzichè una espansione dei ghiacciai alpini: ma questa seconda, e ormai sicura, spiegazione ridusse d’assai il fabbisogno di freddo, e già fin dal 1847 il Martins nella sua brillante esposizione della questione glaciale, pubblicata nella «Revue des Deux Mondes» si contentava di un raffreddamento inferiore a 4° C. A dir il vero tale conclusione rispondeva a una rappresentazione inadeguata del fenomeno glaciale: secondo le scoperte fatte fino allora, i ghiacciai dell’Arve, dell’Isère e del Rodano non uscivano dalla pianura svizzera e potevano spiegarsi con un abbassamento del limite delle nevi perpetue da 2700 metri sul livello del mare, dove si trova ora, a 1050 e quindi dell’estremità dei ghiacciai da 1150, dov’è ora, a circa 400 metri o anche al di sotto, pel contemporaneo abbassamento dei bacini collettori. Ora invece si sa che quei ghiacciai uniti insieme invadevano buona parte non solo della Svizzera, ma della Francia orientale arrivando fino a Lione, e un allungamento dei ghiacciai proporzionale all’abbassamento del limite delle nevi perpetue non basta a spiegare un tal fatto. Tuttavia nuovi argomenti sono venuti a confermare la valutazione del raffreddamento preglaciale data dal Martins.
Un ragionamento assai semplice è valso infatti a determinare, con approssimazione relativamente grande, di quanto si era abbassato nelle varie regioni della terra il limite delle nevi perpetue nell’epoca di massima invasione glaciale. Ho detto in principio che il gran mantello di ghiacci che copriva le Alpi non era senza strappi. Il nucleo alpino centrale doveva essere tutto sepolto, tranne alcune punte troppo erte per lasciar presa alla neve e al ghiaccio; invece nella parte più esterna, dove le correnti di ghiaccio erano incanalate nelle valli, se un culmine di montagna, un dosso, una cresta erano abbastanza alti da superare il limite delle nevi perpetue, dovevano sporgere come isole dalla inondazione glaciale, e non debbono quindi portare attualmente alcuna traccia glaciale. Risalendo le valli e cercando tutti quei culmini che non portano traccia glaciale si è potuto determinare così fino a quale altezza se ne incontrano, e fissare perciò entro limiti abbastanza ristretti la linea delle nevi perpetue dell’era glaciale. Così nelle Alpi Bavaresi e nelle Orientali esso oscillò fra 1200 e 1500 m. d’altezza, fu cioè tra 1200 e 1300 m. più bassa di quello che è ora; ed egualmente nei Pirenei di 1000; nella Nuova Zelanda da 1100 a 1300; nel Tien-Scian di 1350; nelle Colline Naga in India di 1800 metri più bassa che ora. Questo generale abbassamento dei ghiacci perpetui, se dovesse attribuirsi esclusivamente a un abbassamento di temperatura, rappresenterebbe un raffreddamento da 6° a 10° gradi; ma in parte esso deve attribuirsi all’aumento di neve, che è intimamente collegato col raffreddamento, e questo poteva quindi essere assai minore[39]. Di più esso risponde all’apogeo dell’invasione glaciale, quando la massa invadente di ghiaccio esercitava a sua volta un’azione deprimente della temperatura: il raffreddamento iniziale, causa prima dell’invasione, doveva essere stato sensibilmente minore.
Del resto anche il nostro calcolo del bilancio del ghiacciaio ha dimostrato che un abbassamento di pochi gradi della temperatura annua, od anche solo della temperatura estiva, annullando quasi interamente l’ablazione dei ghiacciai, basterebbe a rendere grandissima l’area ablatrice s.